The weather of 1740, the coldest year in central Europe in 600 years

Stefan Brönnimann1,2, Janusz Filipiak3, Siyu Chen1,2, and Lucas Pfister1,2

1Oeschger Centre for Climate Change Research, University of Bern, Bern, Switzerland

2Institute of Geography, University of Bern, Bern, Switzerland

3Department of Physical Oceanography and Climate Research, University of Gda´ nsk, Gda´ nsk, Poland

Correspondence: Stefan Brönnimann (stefan.broennimann@giub.unibe.ch)

Received: 27 May 2024 – Discussion started: 5 June 2024

Revised: 22 August 2024 – Accepted: 26 August 2024 – Published: 7 October 2024

L’inverno 1739/40 è noto come uno degli inverni più freddi in Europa dall’inizio delle prime misure strumentali. Molte fonti contemporanee descrivono le ondate di gelo e paragonano quella stagione all’inverno 1708/09. È meno noto, però, che il 1740 rimase freddo fino ad agosto e risultò nuovamente freddo in ottobre, e che anomalie termiche negative interessarono anche l’Eurasia e il Nord America. La stagione fredda 1739/40 sulle terre emerse delle medie latitudini dell’emisfero nord fu forse la più fredda degli ultimi 300 anni, e il 1740 fu l’anno più freddo nell’Europa centrale degli ultimi 600 anni. Nuove ricostruzioni climatiche globali mensili consentono di analizzare questo evento eccezionale in modo più dettagliato, mentre osservazioni giornaliere e ricostruzioni meteorologiche permettono di interpretarne le configurazioni sinottiche. Sull’Europa, l’evento viene innescato da un intenso blocco scandinavo a inizio gennaio, che favorisce l’avvezione di aria continentale molto fredda. Da febbraio a giugno prevale alta pressione sull’Irlanda, verosimilmente associata a frequenti blocchi sull’Atlantico orientale: ne deriva un richiamo di aria fredda dal Nord Atlantico, allora particolarmente freddo. In estate domina invece una circolazione ciclonica sull’Europa centrale, collegata ad aria fredda e umida in arrivo dall’Atlantico. Vengono discussi il possibile ruolo di influenze oceaniche (El Niño) e di forzanti esterne (l’eruzione del Monte Tarumae nel 1739). Pur potendo un possibile episodio di El Niño aver contribuito alle ondate di gelo invernali, il blocco sull’Atlantico orientale risulta verosimilmente non correlato né a El Niño né all’eruzione vulcanica. Nel complesso, il 1740 rappresenta una delle più forti (e plausibilmente non forzate) escursioni fredde della temperatura europea. 

Testo arricchito (senza sottosezioni) con il titolo dello studio
Il lavoro “The weather of 1740, the coldest year in central Europe in 600 years” mette a fuoco un caso-limite della variabilità atmosferica europea nel cuore della Piccola Età Glaciale, distinguendosi per due aspetti: la durata anomala del raffreddamento (non confinato all’inverno 1739/40, ma persistente fino all’estate e con una nuova fase fredda in autunno) e la coerenza spaziale del segnale, che coinvolge anche porzioni di Eurasia e Nord America. Gli autori non si limitano alla narrazione storica (pur molto ricca nelle fonti coeve), ma “ri-ancorano” l’evento a un quadro quantitativo moderno, combinando ricostruzioni climatiche mensili globali, ricostruzioni giornaliere del tempo e una lettura sinottica delle configurazioni di blocco e delle vie d’avvezione. Ne emerge un punto chiave: la severità del 1740 in Europa centrale non è spiegabile con un singolo colpo di coda invernale, ma con una sequenza di regimi di circolazione che, a turno, hanno mantenuto il sistema in una modalità favorevole alla ventilazione fredda e/o a estati cicloniche fresche e umide. 

Dal punto di vista dei dati e del metodo, l’analisi sfrutta la nuova generazione di paleo-reanalisi e ricostruzioni “fisicamente consistenti”. In particolare, la ricostruzione ModE-RA (e la variante ModE-RAclim) nasce da un’assimilazione off-line che fonde informazioni da osservazioni strumentali precoci, fonti documentarie e proxy con vincoli dinamici derivati da un ensemble di simulazioni atmosferiche (ModE-Sim), producendo campi mensili tridimensionali dal XV secolo all’era moderna. Questo tipo di impianto è cruciale perché consente di passare dal “quanto è stato freddo” al “che circolazione c’era”, cioè di collegare anomalie termiche e pluviometriche a campi di pressione e pattern emisferici. Non è un dettaglio: eventi rari e persistenti spesso dipendono più dalla dinamica dei blocchi e dalla posizione del getto che da una semplice anomalia radiativa uniforme. 

La ricostruzione sinottica proposta nel lavoro chiarisce bene la “meccanica” dell’episodio. L’avvio a inizio gennaio avviene con un blocco scandinavo intenso, capace di deviare il flusso occidentale e aprire la porta a irruzioni continentali molto fredde sull’Europa. Questa dinamica è pienamente coerente con la letteratura sul ruolo del blocking nel modulare gli estremi termici europei: quando la persistenza anticiclonica alle alte latitudini forza un’ondulazione marcata del getto, l’avvezione fredda può diventare non episodica ma ripetuta e “auto-sostenuta” a scala sub-stagionale. 

La parte davvero distintiva, però, è ciò che accade da febbraio a giugno: il lavoro evidenzia una dominanza di alta pressione sull’Irlanda e un contesto compatibile con frequenti blocchi sull’Atlantico orientale, che favoriscono l’afflusso verso l’Europa di aria proveniente da un Nord Atlantico allora molto freddo. In termini di teleconnessioni, gli autori traducono questo comportamento in un segnale eccezionale del pattern East Atlantic, mostrando che le componenti EA1 ed EA2 in primavera raggiungono valori estremamente negativi, un unicum nel record ricostruito dal 1421. Questo passaggio è fondamentale perché sposta il baricentro interpretativo: il 1740 non è “solo” un inverno memorabile, ma un anno in cui la circolazione ha mantenuto a lungo una configurazione atlantica sfavorevole al recupero termico stagionale in Europa centrale. 

A scala giornaliera, un ulteriore tassello è l’uso di classificazioni di “weather types” (CAP9) che permettono di quantificare quali configurazioni bariche ricorrono con frequenza anomala rispetto al clima recente. L’idea è semplice ma potente: le medie mensili eccezionali nascono spesso da un conteggio sbilanciato di giornate appartenenti a pochi tipi sinottici persistenti. Inserire questa diagnostica rende l’evento del 1740 più “meccanistico” e meno aneddotico. 

La fase estiva completa il quadro: sull’Europa centrale prevale circolazione ciclonica, con afflussi atlantici freschi e umidi e condizioni più tipiche di un’estate “fredda e bagnata” che di una semplice coda invernale. È un passaggio importante anche per la climatologia d’impatto: un’estate anormalmente ciclonica, innestata su una stagione fredda già ostile, amplifica gli effetti su agricoltura, prezzi e vulnerabilità socio-economica. Non a caso, la letteratura storico-climatologica collega il biennio 1740–1741 a crisi alimentari e stress sociali in varie regioni europee, con il caso irlandese spesso citato come emblematico. 

Sul fronte delle cause, il lavoro fa bene a “tenere separati” i pezzi: forzanti esterne (vulcani, Sole), influenze oceaniche (ENSO) e variabilità interna dell’atmosfera. Per l’ENSO, le ricostruzioni alla base di ModE indicano condizioni tipo El Niño tra 1739 e in parte 1740, e gli autori testano l’ipotesi con un’analisi di correlazione tra Niño 3.4 e indici (NAO, EA1, EA2), trovando in generale correlazioni molto piccole; il segnale più plausibile è al massimo un contributo modesto alle fasi invernali (NAO tendenzialmente più negativa), coerente con la letteratura sulle teleconnessioni ENSO-Europa e sulla via stratosferica (ENSO → disturbi d’onda → vortice polare più debole/SSW più probabili → maggiore rischio di scambi meridiani freddi). Ma proprio qui emerge il limite: la persistenza e l’intensità del pattern East Atlantic primaverile del 1740 non “segue” la firma attesa da ENSO, e le incertezze ricostruttive del Pacifico tropicale nel XVIII secolo restano non trascurabili. 

Per il vulcanismo, l’attenzione si concentra sull’eruzione del Tarumai/Shikotsu (Hokkaido) tra 19 e 31 agosto 1739(VEI 5), potenzialmente in grado di introdurre un raffreddamento radiativo transiente. Tuttavia, nel framework dei forcing usati dagli autori l’evento non risulta “gigante” in termini di forcing globale; inoltre l’analisi composita di eruzioni forti suggerisce risposte di circolazione deboli e, nel caso specifico, di segno non coerente con quanto osservato per il 1740. In altre parole: anche concedendo un contributo termodinamico (più evidente, se mai, nella stagione calda), non si ottiene una spiegazione robusta per la firma dinamica eccezionale dell’Atlantico orientale. Questo è in linea con lavori che mostrano come l’impatto regionale delle eruzioni dipenda fortemente da latitudine, iniezione stratosferica effettiva e stato di fondo della circolazione, con differenze marcate tra eruzioni tropicali e di alta latitudine. 

Il punto di arrivo (e, in un certo senso, il messaggio più “moderno” del lavoro) è che il 1740 appare come una delle più forti escursioni fredde europee dominata dalla variabilità interna, cioè da una concatenazione rara ma fisicamente plausibile di regimi di circolazione persistenti, non facilmente riconducibile a un singolo driver esterno. È una conclusione che ha valore generale: anche in un sistema climatico soggetto a forzanti, gli estremi più sorprendenti a scala regionale possono emergere dalla sola dinamica atmosferica, quando il getto, i blocchi e i pattern atlantici entrano in una combinazione “sfortunata” e durevole. In questo senso, il 1740 diventa un caso di studio didattico per la diagnostica dei regimi e per il modo in cui oggi possiamo ricostruire il passato con strumenti da reanalisi, riducendo la distanza tra cronache storiche e dinamica atmosferica. 

1. Introduction

L’inverno 1739/40 è entrato nella climatologia storica europea come un “caso scuola” di freddo estremo e persistente: non solo perché, in molte regioni dell’Europa centrale, rivaleggia con il celebre 1708/09 tra gli episodi più rigidi dell’epoca pre-industriale, ma soprattutto perché inaugura una sequenza di condizioni avverse che si prolunga ben oltre la stagione invernale, fino a coinvolgere la primavera e parte dell’estate 1740. In questa prospettiva, parlare di “inverno 1739/40” è quasi riduttivo: l’evento va interpretato come un’anomalia multi-stagionale del sistema atmosferico nordatlantico-europeo, capace di mantenere a lungo l’Europa in un regime favorevole a ripetute avvezioni fredde e, successivamente, a una circolazione estiva più ciclonica e fresca del normale. 

Le testimonianze coeve e le cronache idrologiche rendono immediatamente tangibile la portata dell’episodio: fiumi congelati, blocchi della navigazione, “ice floods” e gelate capaci di compromettere infrastrutture e catene di approvvigionamento. L’iconografia e le fonti documentarie ricordano, ad esempio, le frost fairs sul Tamigi e il congelamento di corsi d’acqua in Irlanda; nel contesto mediterraneo, il congelamento della laguna di Venezia rappresenta un indicatore molto eloquente dell’intensità del raffreddamento, perché richiede una combinazione di persistenza del freddo e assetto sinottico favorevole che non è frequente nemmeno nei secoli più freddi della Piccola Età Glaciale. 

Un punto chiave, spesso sottovalutato quando ci si concentra solo sui “giorni del grande gelo”, è che gli impatti non si esauriscono con la fase più fredda. Nel Baltico, ad esempio, la persistenza del ghiaccio fino a primavera inoltrata e lo spessore riportato per il ghiaccio fluviale (ordine di grandezza superiore a decine di centimetri) implicano un forte ritardo nella transizione stagionale e precondizionano il rischio idrologico: lo scioglimento nivale concentrato in aprile, con suoli ancora freddi e capacità d’infiltrazione ridotta, favorisce piene estese e durature nelle pianure. È esattamente il tipo di concatenazione “freddo → accumulo nivale → disgelo rapido → piena” che oggi descriviamo con linguaggio da compound events, ma che nel XVIII secolo si traduceva direttamente in crisi alimentari e logistiche. 

Sul versante socio-economico, la letteratura storico-climatologica è molto chiara: il freddo intenso e prolungato agisce come moltiplicatore di vulnerabilità, perché danneggia le colture (o le rende non disponibili), indebolisce il bestiame, interrompe i trasporti e rende più fragile l’approvvigionamento urbano. Il caso irlandese del 1740/41, spesso indicato come “Great Frost” nel dibattito storiografico, mostra bene questa dinamica: alle settimane di gelo seguono fallimenti dei raccolti, prezzi elevati dei beni essenziali, e un aumento della mortalità, con effetti demografici e migratori misurabili. In parallelo, in Europa centrale e in Polonia emergono segnali coerenti: prezzi dei cereali elevati, difficoltà di macinazione e produzione di pane per il blocco prolungato di fiumi e mulini, e interventi delle autorità cittadine a sostegno delle fasce più povere. 

Dal punto di vista climatologico, il contrasto con gli anni immediatamente precedenti è un altro elemento essenziale per capire perché il 1740 abbia colpito tanto l’immaginario contemporaneo (e perché sia così utile come caso di studio). Le analisi sul periodo 1730–1745 basate su evidenze strumentali e documentarie mostrano che gli anni Trenta del Settecento in Europa nord-occidentale furono insolitamente miti rispetto a medie climatologiche moderne, mentre il 1740 “rompe” bruscamente quella fase, segnando un cambio rapido di stato del sistema. In termini di dati, la serie Central England Temperature (CET) e i dataset associati (HadCET) costituiscono un riferimento fondamentale per contestualizzare quanto eccezionale sia stato il 1740 nella prima fase delle osservazioni strumentali europee. 

Per passare dalla descrizione all’interpretazione fisica serve però la circolazione: e qui entrano in gioco le ricostruzioni della pressione al livello del mare (SLP) e del geopotenziale in media troposfera (ad esempio a 500 hPa). Studi precedenti, basati su campi mensili di SLP ricostruiti e analizzati, convergono su una firma sinottica molto compatibile con un indebolimento delle strutture “classiche” del dipolo atlantico (Depressione d’Islanda e Anticiclone delle Azzorre) e con la comparsa di massimi anticiclonici continentali o scandinavi, cioè assetti che favoriscono scambi meridiani e avvezioni fredde sull’Europa. Questo tipo di informazione diventa molto più robusto quando è agganciato a ricostruzioni grigliate ad alta risoluzione temporale e spaziale, come quelle sviluppate per l’area nordatlantico-europea a partire dal XVI secolo. 

Dentro questa cornice, un passaggio particolarmente interessante è la primavera 1740: alcune ricostruzioni indicano una configurazione anticiclonica anomala che richiama una fase negativa del pattern East Atlantic (EA), con conseguente predisposizione a flussi da nord-ovest e a un mantenimento di masse d’aria fredde sull’Europa. L’EA, nelle definizioni operative, è un modo principale di variabilità a bassa frequenza sull’Atlantico, strutturalmente simile alla NAO ma traslato verso sud-est: proprio questa geometria può modulare in modo efficace traiettorie cicloniche, posizione del getto e bacini di provenienza delle masse d’aria dirette verso l’Europa. 

In termini di dinamica, l’“innesco” e la persistenza dell’evento richiamano un concetto centrale della meteorologia delle medie latitudini: il blocco anticiclonico (atmospheric blocking). Un blocco scandinavo robusto all’inizio di gennaio, ad esempio, è un meccanismo perfettamente coerente con l’avvio di irruzioni continentali fredde e con la soppressione del flusso zonale mite atlantico. La letteratura moderna mostra con forza che il blocking non è un dettaglio sinottico, ma un vero regolatore della probabilità di estremi termici europei: la presenza e, soprattutto, la posizione del blocco (Nord-Atlantico, Scandinavia, Europa centrale) determinano se prevalgono freddi intensi, ondate di calore o anomalie idro-climatiche persistenti. In altre parole, l’evento 1739/40–1740 può essere letto come una sequenza di “regimi” preferenziali della circolazione, in cui la persistenza conta quanto (se non più di) l’intensità istantanea del freddo. 

Un aspetto che rende oggi possibile andare oltre la narrazione qualitativa è la disponibilità di ricostruzioni climatiche e paleo-reanalisi di nuova generazione. In particolare, prodotti come ModE-RA (paleo-reanalisi mensile globale tridimensionale) combinano simulazioni modellistiche e un ampio insieme di osservazioni/proxy tramite assimilazione dati, fornendo campi consistenti di variabili atmosferiche su scale spaziali globali a partire dal XV secolo. Questo consente di collegare l’anomalia termica del 1740 non solo a un indice regionale, ma a una configurazione emisferica, e di “seguire” il segnale tra troposfera, oceano e grandi modalità di variabilità. L’altro salto di qualità è la digitalizzazione di numerose serie meteorologiche giornaliere: quando si scende alla scala del giorno, diventa possibile isolare i singoli cold-air outbreaks, collegarli a precise strutture bariche e quantificare la frequenza anomala di specifici tipi di tempo. 

Infine, è importante notare che la severità dell’episodio non sembra confinata all’Europa: ricostruzioni della stagione fredda (ottobre–maggio) per le terre emerse delle medie latitudini dell’emisfero nord suggeriscono che il 1739/40 possa collocarsi tra le stagioni fredde più rigide degli ultimi secoli su scala emisferica, con anomalie che coinvolgono anche Nord America e parti dell’Asia. Questo punto è cruciale, perché sposta la domanda scientifica dal “quanto è stato freddo qui” al “quale assetto del sistema climatico-atmosferico ha permesso una coerenza spaziale così ampia”, aprendo il tema dei meccanismi di grande scala e del ruolo relativo di forzanti esterne versus variabilità interna. È esattamente su questo terreno che un’analisi integrata, mensile e giornaliera, basata su nuove ricostruzioni e serie osservate, può ricostruire la sequenza degli eventi e testare in modo più stringente i nessi causali. 

2 Data and methods – Reconstructions

Per ricostruire in modo robusto il contesto atmosferico del 1740 gli autori adottano una strategia “da paleo-reanalisi”, cioè un approccio che fonde vincoli fisici del modello con informazione osservativa (proxy, dati documentari e misure strumentali precoci) tramite assimilazione dati. Il fulcro è la famiglia Modern Era Reanalysis (ModE-RA), un prodotto mensile globale e tridimensionale (campi 3D) che copre l’intervallo 1421–2008: questa profondità temporale consente di collocare il 1739/40–1740 non solo rispetto alla climatologia recente, ma dentro una distribuzione di variabilità plurisecolare, riducendo il rischio di “sovrastimare” l’eccezionalità per effetto di finestre temporali troppo brevi. 

Sul piano metodologico, ModE-RA è costruita con assimilazione offline: invece di integrare un modello “in tempo reale” come nelle reanalisi operative moderne, si parte da un insieme (ensemble) di simulazioni atmosferiche transitorie che fungono da prior dinamicamente consistente, e si aggiornano i campi mensili alla luce delle osservazioni disponibili. Nel paper descrittivo di ModE-RA viene esplicitato che l’informazione osservativa cambia nel tempo: nei secoli più antichi dominano proxy naturali e fonti documentarie, mentre dal XVII secolo in avanti entrano in modo crescente osservazioni strumentali. Un aspetto molto utile per la trasparenza del processo è la presenza di un observation feedback archive, che conserva l’impatto delle singole osservazioni e i dettagli dei modelli “forward” (spesso regressivi) usati per collegare osservabili e variabili di stato. 

Il prior dinamico di ModE-RA è fornito da ModE-Sim, un ensemble AGCM basato su ECHAM6 (T63, ~1.8°; 47 livelli) che copre 1420–2009 e che è progettato esplicitamente per campionare sia la variabilità interna sia la risposta alle forzanti esterne, includendo anche incertezze nelle condizioni al contorno oceaniche e nella tempistica/intensità di alcune forzanti (in particolare quelle vulcaniche). In altre parole, ModE-Sim definisce lo “spazio delle possibilità” fisicamente plausibili entro cui l’assimilazione seleziona le traiettorie più compatibili con i vincoli osservativi. 

Un punto metodologico cruciale, ben evidenziato nel segmento, è l’uso congiunto di tre prodotti – ModE-Sim, ModE-RA e ModE-RAclim – per separare ciò che è attribuibile alle forzanti/condizioni al contorno da ciò che è imposto dalle osservazioni. ModE-Sim “vede” solo le condizioni al contorno e le forzanti; non assimila osservazioni. ModE-RA, invece, combina entrambe le informazioni. ModE-RAclim è costruita in modo complementare: assimila le osservazioni ma elimina, per costruzione, il segnale forzato dipendente dal tempo presente nelle simulazioni transitorie, perché usa come stato a priori un campione di 100 anni estratti casualmente dall’intero archivio ModE-Sim (introducendo stazionarietà nelle covarianze e sopprimendo la componente forzata). Questa triangolazione è potente: se un’anomalia compare coerentemente in ModE-RA ma non in ModE-Sim, aumenta l’evidenza che i vincoli osservativi/documentari stiano guidando la ricostruzione; se compare anche in ModE-Sim, diventa più plausibile un contributo delle condizioni al contorno o delle forzanti esterne. 

Le condizioni al contorno oceaniche sono un altro pilastro: ModE-Sim utilizza SST e ghiaccio marino prescritti. Per il millennio pre-industriale, una delle basi citate è la ricostruzione mensile globale di SST e Sea Ice Concentration 1000–1849, sviluppata per essere utilizzabile come boundary conditions in simulazioni atmosferiche e costruita con un impianto “ensemble”, includendo anche (per una parte del periodo) l’assimilazione di osservazioni marine storiche tramite un Ensemble Kalman Filter offline. Per l’epoca osservata più recente entrano dataset come HadISST2 per SST/ghiaccio (utile come riferimento e per la componente intra-annuale in alcune ricostruzioni). Questa architettura è importante perché, quando si studiano eventi come il 1740, l’oceano agisce sia come serbatoio di memoria (persistenza) sia come vincolo termodinamico sulla massa d’aria advetta verso l’Europa. 

Per le forzanti esterne, gli autori richiamano il protocollo PMIP4 (past1000), che standardizza la rappresentazione delle principali sorgenti di forcing nel pre-industriale (in particolare aerosol stratosferici vulcanici, variabilità dell’irraggiamento solare, cambiamenti di uso del suolo, oltre ai gas serra, e – nel framework completo – anche contributi orbitali su scale più lunghe). L’uso di un protocollo condiviso è rilevante perché rende confrontabile la risposta del modello con quella di altre simulazioni paleoclimatiche e riduce l’arbitrarietà nella scelta delle serie di forcing, che è uno dei punti sensibili quando si tenta di separare “variabilità interna” da “segnale forzato”. 

Sul piano operativo dell’analisi, il lavoro specifica che i calcoli vengono eseguiti sui singoli membri d’ensemble, mentre per le mappe vengono mostrati i campi medi d’ensemble (scelta standard quando l’obiettivo è stimare il segnale più robusto e ridurre il rumore della variabilità interna non vincolata). Le anomalie, per massimizzare la leggibilità dell’evento rispetto al “clima immediatamente precedente”, sono espresse rispetto ai 30 anni 1710–1739: è una scelta coerente con studi di eventi rari, perché ancora il confronto a una climatologia localmente pertinente (e non necessariamente a un riferimento moderno che includerebbe differenze strutturali di background). Gli autori ricordano inoltre che ModE-RA è costruita come insieme di anomalie rispetto a una media mobile di 71 anni: ciò migliora la rappresentazione delle variazioni a bassa frequenza ma introduce un tipico problema ai bordi del dataset (edge effects), rendendo gli ultimi decenni meno vincolati. 

Infine, per un controllo indipendente e più mirato alla stagione fredda, viene impiegata anche la ricostruzione XBRWCCC, che produce campi termici cold-season (ottobre–maggio) per le extratropiche dell’emisfero nord mediante un approccio bayesiano di “ripesatura” delle simulazioni (concettualmente affine a selezionare, tra molti mondi simulati, quelli più compatibili con i vincoli). La scelta di usare quasi esclusivamente dati fenologici – soprattutto fenologia del ghiaccio (date di congelamento/disgelo di fiumi e laghi) – è metodologicamente interessante perché questi indicatori sono direttamente sensibili alla severità e persistenza del freddo stagionale, colmando un limite classico delle ricostruzioni basate su proxy vegetazionali che “vedono” meglio la stagione di crescita. In questo senso, XBRWCCC offre un banco di prova complementare: se la firma di un episodio emerge sia in una paleo-reanalisi 3D mensile (con assimilazione multi-proxy) sia in una ricostruzione cold-season vincolata da fenologia del ghiaccio, cresce la confidenza che il segnale non sia un artefatto di un singolo metodo o di un singolo set di osservazioni. 

Meteorological series

In questa sottosezione gli autori chiariscono che l’analisi del 1740 non si fonda solo su ricostruzioni mensili “tipo reanalisi”, ma anche su un nucleo di serie meteorologiche giornaliere derivate da misure e osservazioni storiche. La base documentale nasce da due pilastri: (i) l’inventario sistematico dei record strumentali precoci e delle relative metainformazioni, che ha mostrato quanto vasto (e ancora in parte non digitalizzato) sia il patrimonio osservativo pre-servizi meteorologici; (ii) le successive compilazioni in database omogenei, pensati proprio per rendere sfruttabili in modo comparabile serie frammentarie, disomogenee per strumentazione, frequenza e qualità. In altre parole, qui il “dato” non è mai un semplice numero: è il risultato di un percorso di data rescue, controllo qualitativo e contestualizzazione storica, necessario per trasformare osservazioni eterogenee in segnali climaticamente interpretabili. 

Il testo sottolinea poi un aspetto spesso decisivo negli studi su eventi del XVIII secolo: la coesistenza di serie giornaliere (più informative per la sinottica e per gli outbreaks freddi) e di serie solo mensili (più lunghe, quindi preziose per l’inquadramento climatologico). Tra i riferimenti “di ancoraggio” citati compaiono, ad esempio, De Bilt per i Paesi Bassi (osservazioni regolari a partire dal 1706, con un’importante tradizione di recupero e omogeneizzazione) e la Central England Temperature, che rappresenta la più lunga serie strumentale regionale, con mensili dal 1659 e giornalieri della media a partire dal 1772 (nella versione HadCET/daily CET descritta in modo classico da Parker e colleghi). Queste serie lunghe servono come cornice: permettono di distinguere un’anomalia davvero eccezionale da una fluttuazione intensa ma non rara, e aiutano a leggere la “rottura” del 1740 rispetto al decennio caldo precedente. 

Dal punto di vista del trattamento statistico, la procedura descritta (destagionalizzazione con le prime due armoniche del ciclo annuale e successiva standardizzazione) è una scelta pragmatica ma molto efficace quando si lavora con serie storiche irregolari: consente di confrontare stazioni con diverso numero di osservazioni giornaliere, e soprattutto permette di includere segmenti su scale non pienamente note o non direttamente convertibili (come alcune serie berlinesi), trasformando tutto in anomalie standardizzate confrontabili. La questione del periodo di riferimento è trattata con realismo: non esiste una finestra unica valida per tutte le serie, quindi si adotta 1731–1750 dove possibile, accettando compromessi quando i segmenti sono troppo brevi. Questo punto è importante perché, in climatologia storica, la scelta del riferimento influenza la percezione dell’estremo (ampiezza delle anomalie, varianza locale, robustezza del confronto), e richiede coerenza metodologica più che un “numero perfetto” valido per tutti i dataset. Nel caso di Montpellier, la presenza prevalente di massimi/minimi mensili introduce una varianza “gonfiata” rispetto a stazioni con medie più rappresentative: l’aggiustamento (inflazione delle anomalie standardizzate) è un modo trasparente per evitare che una diversa tipologia osservativa venga scambiata per un’estremizzazione fisica del clima locale. 

Infine, l’integrazione con diari meteorologici e fonti narrative (Gdańsk, Berlino, Versailles, Saint-Blaise/Euro-Climhist) non è un abbellimento storico, ma una componente metodologica: quando l’obiettivo è caratterizzare “il tempo” del 1740 su scala giornaliera, le cronache e i registri osservativi aiutano a verificare persistenze, transizioni e impatti (ghiacci, nevicate, disgeli, piene), e a dare supporto indipendente alle ricostruzioni. Non a caso, una parte significativa di queste serie e osservazioni confluisce anche nei prodotti assimilativi utilizzati dagli autori: è proprio la combinazione tra misure strumentali precoci, serie digitalizzate e fonti documentarie a rendere credibile una ricostruzione meteo-climatica ad alta risoluzione temporale per un evento estremo del XVIII secolo. 

La Tabella 1 è, di fatto, la “carta d’identità” della rete di osservazioni giornaliere usata nello studio: per ogni località indica quali variabili sono disponibili (temperatura, pressione, vento, precipitazione, note descrittive), in quale intervallo temporale (soprattutto attorno al 1731–1750, quindi perfetto per inquadrare il 1740 rispetto a un contesto immediatamente precedente) e da quali archivi o lavori di data-rescue derivano i dati. In climatologia storica questo passaggio è cruciale, perché l’affidabilità di un’analisi evento-per-evento dipende tanto dalla dinamica atmosferica quanto dalla “filiera” con cui i dati sono stati recuperati, corretti, standardizzati e resi confrontabili. 

Il senso della tabella emerge soprattutto guardando la complementarità delle variabili. La temperatura (T) documenta l’intensità e la persistenza del freddo, ma da sola non basta a spiegare perché il freddo sia arrivato e si sia mantenuto. Per questo compaiono pressione (p) e pressione ridotta al livello del mare (mslp): sono le variabili che permettono di ricostruire la struttura barica (anticicloni, depressioni, gradienti) e quindi di collegare l’evento a regimi di blocco e traiettorie di avvezione. In parallelo, la direzione del vento (dir) è un proxy operativo della circolazione a bassa quota (ad esempio la frequenza di correnti occidentali vs orientali), molto utile anche quando la rete barometrica è rada; non a caso esistono indici costruiti proprio da logbook navali e osservazioni storiche sul Canale della Manica per quantificare la “westerliness” su scale mensili. Infine, la precipitazione (RR) — qui soprattutto da Padova — serve a distinguere un semplice “anno freddo” da un anno in cui il freddo si combina con fasi cicloniche umide (impatti idrologici e agricoli), mentre le weather notes (wn) (diari e note descrittive) funzionano come validazione indipendente di gelo, nevicate, piene da disgelo, ecc. 

Un dettaglio che spesso sfugge: la tabella fa vedere che lo studio non usa una rete casuale, ma una sorta di “spina dorsale sinottica” europea. Le stazioni con pressione/mslp (Londra, Leiden, Montpellier, Berlino, Norimberga, Uppsala, Padova; più altri contributi) sono distribuite in modo da campionare il gradiente atlantico-continentale e le alte latitudini scandinave: è esattamente ciò che serve per inferire la posizione dei massimi anticiclonici, la forza del flusso zonale e gli scambi meridiani che caratterizzano ondate di gelo persistenti. Questa logica è coerente con approcci moderni di ricostruzione giornaliera basati su analoghi o su campi di pressione ricostruiti: poche serie barometriche ben scelte possono già vincolare in modo informativo la circolazione su larga scala, soprattutto se combinate con temperatura e vento. 

Sul versante termico, la tabella mette insieme serie di diversa natura: alcune sono gestite e pubblicate da servizi meteorologici o archivi consolidati (ad esempio i Paesi Bassi via KNMI), altre derivano da lavori mirati su singoli osservatori o città (Parigi con le misure giornaliere storiche, Bologna e Padova con lunghi programmi di recupero, correzione e omogeneizzazione delle letture antiche). Questo mix è tipico della climatologia del XVIII secolo: una parte dell’informazione arriva da “grandi serie” relativamente continue, un’altra da segmenti recuperati e resi utilizzabili con correzioni di esposizione, scala strumentale, orari di osservazione e cambiamenti di contesto urbano. È esattamente il tipo di problematica che la letteratura sulla climatologia strumentale precoce discute da anni, perché senza omogeneizzazione e metadata si rischia di interpretare come “clima” ciò che è solo “strumento”. 

Le voci basate su diari e note (Versailles, Saint-Blaise, e in parte Danzica/Gdańsk e Norimberga) chiariscono un altro punto metodologico: per il 1740 non basta sapere che “faceva freddo”, serve anche ricostruire la sequenza quotidiana degli eventi (durata dei periodi di gelo, transizioni, nevicate, disgeli e conseguenze). Database come Euro-Climhist formalizzano proprio questo tipo di informazione documentaria e la rendono interrogabile in modo sistematico; inoltre, quando queste osservazioni vengono assimilate o usate come controllo incrociato, aumentano la confidenza che il segnale ricostruito non sia un artefatto del solo modello o della sola serie strumentale. 

Le note a piè di pagina servono a “mettere le mani avanti” su due fonti di incertezza molto concrete. Per Montpellier, la pressione è utilizzata solo fino ad aprile 1746 e le letture del mattino e del pomeriggio sono trattate separatamente: è un modo per rispettare la struttura osservativa originale ed evitare di mescolare misure non equivalenti. Per Uppsala, fino al 1738 le misure erano presumibilmente indoor: ciò tende a ridurre l’ampiezza del ciclo diurno (e talvolta anche una parte della variabilità giorno-per-giorno), ma introduce in genere bias piccoli e soprattutto gestibili se l’obiettivo principale è seguire anomalie e coerenza sinottica tra più siti, non stimare il valore assoluto “perfetto” della temperatura di un singolo punto. In breve: la tabella non è un elenco burocratico, ma la dichiarazione trasparente dei “punti forti” (copertura e variabili chiave per la dinamica) e dei “punti delicati” (disomogeneità osservativa) dell’intero impianto dati. 

Daily reconstructions of sea-level pressure fields

Per ricostruire “il tempo” del 1740 su scala giornaliera, gli autori non si limitano alle singole serie strumentali di pressione, ma trasformano quelle osservazioni puntuali in campi spaziali completi di pressione al livello del mare (SLP/mslp) sull’Europa tramite un approccio a giorni analoghi. L’idea discende dalla tradizione inaugurata da Lorenz: se si trova, in un archivio ampio, uno stato atmosferico sufficientemente simile a quello osservato (qui: il vettore delle pressioni nelle stazioni disponibili), allora l’evoluzione e soprattutto la struttura spaziale associata a quello stato possono essere usate come “ricostruzione” fisicamente plausibile del campo. 

Operativamente, l’archivio di analoghi è la reanalisi ERA5 (1940–2023), scelta perché fornisce campi coerenti e ad alta qualità assimilativa nella seconda metà del XX secolo e oltre. Il passaggio chiave è che non si confrontano pressioni “grezze”, ma serie destagionalizzate e standardizzate nelle medesime località del 1740: così la metrica di somiglianza non viene dominata dal ciclo annuale o da differenze di scala/varianza tra stazioni, ma tende a privilegiare la configurazione sinottica relativa (gradiente, pattern, segnale di blocco/NAO-like) che è ciò che interessa per attribuire le irruzioni fredde a specifiche strutture bariche. Questa logica è pienamente coerente con l’uso degli analoghi in climatologia sinottica e nel downscaling statistico, dove l’obiettivo è trasferire informazione da un “catalogo” di circolazioni note verso un caso target. 

Per ciascun giorno del 1740 viene quindi cercato, in ERA5, il giorno più simile entro una finestra stagionale di ±60 giorni di calendario: questa restrizione è un dettaglio metodologico importante, perché evita di pescare analoghi “fuori stagione” (ad esempio configurazioni invernali confrontate con estive) e riduce gli errori dovuti a differenze sistematiche nella climatologia stagionale della SLP. La somiglianza è quantificata con la distanza euclidea calcolata nello spazio delle stazioni (un criterio semplice ma trasparente: minimizzare la differenza complessiva tra le pressioni standardizzate osservate e quelle del candidato analogo). Una volta scelto l’analogo, l’intero campo SLP di ERA5 di quel giorno viene “copiato” come ricostruzione del campo del 1740, senza post-processing: questo rende la procedura estremamente lineare e riproducibile e, soprattutto, garantisce che il campo ricostruito sia dinamicamente consistente (fronti, minimi, massimi, gradienti) perché proviene da un’analisi fisicamente vincolata. Un’impostazione molto vicina è stata usata anche in lavori recenti di ricostruzione giornaliera di campi europei per inverni storici estremi basati su analoghi. 

Il rovescio della medaglia è noto nella letteratura sugli analoghi: la tecnica non “inventa” circolazioni mai osservate nel catalogo e tende a funzionare meglio quando la rete di vincoli (qui: stazioni di pressione) è più densa e rappresentativa; inoltre, la skill può degradare dove la rete osservativa “vede” poco la variabilità sinottica rilevante o dove il campo è meno vincolato dalle stazioni disponibili. È un limite strutturale dei metodi analoghi: si campiona dallo spazio delle soluzioni già presenti, e la capacità di riprodurre estremi o configurazioni rare dipende dalla ricchezza del database e dalla stazionarietà delle relazioni tra predittori e campo ricostruito. 

Proprio per quantificare questi aspetti, gli autori validano il metodo con un perfect-model test interno a ERA5: ricostruiscono il 1940 usando come catalogo 1941–2023, poi confrontano la ricostruzione con i campi “veri” del 1940. Il risultato è istruttivo: correlazioni eccellenti e RMSE basso sull’Europa centrale, ma peggioramento rapido verso sud-ovest e nord-est. Questa asimmetria è esattamente ciò che ci si aspetta quando (i) la rete di stazioni e la metrica di distanza vincolano meglio il “cuore” del dominio (Europa centrale) e (ii) ai margini entrano in gioco strutture sinottiche e gradienti meno campionati o meno “determinabili” dalle sole pressioni nei punti disponibili (oltre a un inevitabile effetto bordo del dominio ricostruito). In pratica: la ricostruzione è molto adatta a diagnosticare i pattern sinottici che governano l’Europa centrale (ad esempio blocchi, saccature atlantiche e traiettorie di avvezione fredda), mentre diventa meno affidabile nel dettaglio fine della circolazione alle estremità del dominio. 

Index time series (Serie temporali di indici)

In questa sottosezione gli autori fanno un passaggio metodologico molto “da dinamica del clima”: accanto alle mappe e alle serie strumentali, costruiscono indici (time series) che comprimono l’informazione spaziale in poche variabili diagnostiche, così da poter seguire continuità temporale, stagionalità e possibili legami con forzanti esterne. Il primo indice è la temperatura dell’Europa centrale, definita come media della T2m su una finestra 45–55°N e 5–25°E: una scelta che privilegia il cuore dell’Europa centro-occidentale, dove il segnale del 1740 risulta più coerente e dove, storicamente, la densità documentaria/strumentale è relativamente più alta. Questo indice viene calcolato in ModE-RA (paleo-reanalisi mensile 1421–2008) e poi “agganciato” al presente usando CRUTEM5, cioè un dataset di temperatura dell’aria su terra che aggiorna e amplia la rete stazionale e le procedure di qualità/omogeneità per le analisi su scala secolare. 

Il secondo blocco riguarda gli indici di circolazione nord-atlantica/europea: NAO, SCAN/SCAND ed EA. La logica è chiara: se vuoi spiegare un anno eccezionalmente freddo non ti basta “quanto” è freddo; ti serve capire “come” la circolazione ha reso persistente l’avvezione fredda (blocchi, traiettorie delle masse d’aria, posizione e intensità dei centri d’azione). La NAO viene definita come differenza di SLP tra Lisbona e Gibilterra, una variante “station-based gradient” che, come tutte le definizioni NAO a due nodi, mira a quantificare la forza relativa del dipolo subtropicale-subpolare e quindi del flusso zonale atlantico. Nella letteratura è noto che la NAO può essere costruita con coppie di stazioni diverse (Iberia/Azzorre vs Islanda, oppure combinazioni vicine), con differenze nei dettagli ma con lo stesso significato dinamico di fondo: modulazione della storm-track, dei westerlies e delle condizioni termopluviometriche europee. 

Per la Scandinavia pattern (SCAND) l’indice viene definito come differenza di SLP tra 40°N, 15°E e 65°N, 30°E: in pratica una misura semplice (ma efficace) della tendenza a un’anomalia anticiclonica su Scandinavia con contorni opposti su Europa occidentale e Russia, cioè uno schema che spesso si traduce in configurazioni di blocco e in scambi meridiani rilevanti per l’Europa. Non a caso la documentazione NOAA descrive SCAND come un pattern con impatti termici e pluviometrici marcati sul continente, e lo collega storicamente alla famiglia dei pattern teleconnettivi identificati con tecniche tipo rotated PCA. 

Il capitolo EA (East Atlantic) è trattato in modo particolarmente corretto: gli autori dichiarano apertamente che esistono più definizioni e ne usano due (EA1 ed EA2) per non legarsi a una singola scelta di punti/griglie. EA è spesso descritto come un dipolo simile alla NAO ma traslato (centri d’azione spostati), e questo fa sì che, soprattutto in alcune stagioni, possa rappresentare meglio della NAO la posizione dei massimi/minimi barici e quindi la direzione prevalente delle avvezioni verso l’Europa. EA1 è reso “alla Barnston & Livezey”, EA2 più vicino a Wallace & Gutzler: due tradizioni classiche nella tassonomia delle teleconnessioni emisferiche. 

Una scelta metodologica che vale oro (e che spesso viene trascurata) è il fatto che gli indici vengano calcolati come semplici differenze di pressione, senza standardizzazione. Il motivo è fisicamente e statisticamente sensato: in un prodotto come ModE-RA la varianza può cambiare nel tempo perché cambiano i vincoli osservativi e la qualità della ricostruzione (non è “lo stesso osserving system” nel 1450 e nel 1850). Standardizzare “a forza” rischierebbe di introdurre artefatti, cioè far sembrare comparabili ampiezze che in realtà dipendono anche dall’incertezza/risoluzione efficace del dataset. Tenere le differenze non standardizzate preserva l’informazione sul gradiente barico senza imporre un’ipotesi di varianza stazionaria. 

Poi c’è la parte “forzanti e teleconnessioni”: Niño 3.4 e forcing vulcanico. Niño 3.4, in climatologia, è normalmente un’area-media di anomalie (tipicamente SST) su 5°N–5°S e 170°W–120°W, usata come indice di riferimento per ENSO. Qui viene calcolato da ModE-RA usando la T2m (cioè una misura prossima alla superficie), ma l’obiettivo resta lo stesso: ottenere un proxy coerente della fase ENSO nel semestre settembre–febbraio per testare se esista un segnale sistematico su NAO/EA nell’inverno-primavera successivo. È un test sensato perché la letteratura ha documentato meccanismi con cui ENSO può proiettarsi sul Nord Atlantico tramite treni d’onda di Rossby e modifiche della circolazione tropicale-extratropicale; allo stesso tempo, è altrettanto noto che questa teleconnessione è debole e non stazionaria, cioè può variare nel tempo e dipendere dallo stato di fondo del sistema clima-oceano. 

Per il vulcanismo, gli autori usano le stime di forcing radiativo di Sigl et al. (2015) e selezionano le eruzioni con forcing globale più intenso di −2 W m⁻²; poi valutano l’inverno e la primavera successivi con un approccio a compositi(coerente quando vuoi stimare una risposta media a impulsi esterni). Qui la letteratura è ampia e prudente: grandi eruzioni possono perturbare la circolazione invernale dell’emisfero nord (anche via stratosfera), con una tendenza spesso discussa verso segnali tipo NAO, ma con incertezza elevata e forte contaminazione da variabilità interna. Il fatto che nello studio si separino correlazioni (ENSO) e compositi (vulcani) è metodologicamente pulito: due domande diverse, due strumenti diversi.

La Figura 1 non è una “figura meteo” in senso classico (mappa, grafico o serie), ma un documento primario: la riproduzione di una pagina manoscritta del Kirch diary per 13–14 gennaio 1740, utilizzata dagli autori come esempio concreto di cosa significhi, in pratica, fare meteorologia storica su scala giornaliera. 

Il primo messaggio della figura è metodologico: mostra la materia grezza da cui provengono molte informazioni ad alta risoluzione temporale prima dell’era delle reti strumentali standardizzate. Il manoscritto (in scrittura corsiva tedesca dell’epoca) rappresenta una registrazione quotidiana del tempo, con annotazioni che possono includere sia osservazioni qualitative sia misure (quando presenti). Nel caso della famiglia Kirch, sappiamo che i diari non erano semplici cronache “letterarie”: contenevano anche misure strumentali di temperatura e, più tardi, di pressione, e coprono quasi un secolo di osservazioni (1677–1774), con continuità garantita dalla trasmissione familiare dell’attività osservativa fino a Christine Kirch. 

Il secondo messaggio è fisico-climatico: nel paper sul 1740 gli autori esplicitano che l’estratto riportato in figura descrive impatti compatibili con freddo eccezionale (per esempio vino che congela, fontane gelate fino al suolo e infrastrutture danneggiate), e soprattutto include confronti con il grande inverno del 1709, con l’osservazione — riportata nelle fonti — che in più punti il 1740 risultò persino peggiore. Questo è un passaggio importante perché i confronti “con eventi di memoria collettiva” sono un potente vincolo qualitativo: dicono che non si tratta soltanto di una giornata fredda, ma di un episodio percepito come estremo e anomalo rispetto all’esperienza storica recente. 

Il terzo messaggio è di controllo qualità e interpretazione. Per i diari Kirch, Brönnimann e Brugnara mostrano che la componente barometrica risulta affidabile in senso quantitativo, mentre la temperatura, in diversi periodi, è più delicata perché le scale termometriche non erano ancora standardizzate e la conversione non è sempre possibile in modo univoco (cambi di strumento e di scale, punti fissi non sempre noti). In pratica: il diario è prezioso non solo per “dire che faceva freddo”, ma per qualificare intensità e persistenza del gelo con elementi osservativi e di impatto; tuttavia l’uso numerico delle temperature richiede prudenza e metadati. 

Il quarto messaggio è il perché questa figura conta dentro lo studio del 1740. L’articolo combina ricostruzioni mensili tipo paleo-reanalisi con serie giornaliere e, quando necessario, con fonti narrative (diari e cronache) per ricostruire la sequenza degli eventi: durata dei periodi di gelo, eventuali fasi di mitigazione, ritorni del freddo, e conseguenze idrologiche e socio-economiche. La Figura 1 è quindi una “finestra” sulla scala del tempo atmosferico (il giorno), che aiuta a dare sostanza empirica a concetti dinamici come blocchi anticiclonici, avvezioni persistenti e anomalie prolungate. 

Infine, la figura ha anche un valore “di filiera”: ricorda che una parte della climatologia degli estremi storici oggi è possibile grazie al data rescue (reperimento, imaging, catalogazione e digitalizzazione), che nel caso dei Kirch diaries ha prodotto migliaia di immagini e una base dati utile a costruire nuove serie quotidiane (ad esempio per Berlino) e a integrare questi vincoli nei prodotti ricostruttivi più moderni. In altre parole, la Figura 1 non è un ornamento: è la prova visiva del ponte tra osservazione storica e diagnosi climatico-dinamica contemporanea. 

3 Results – Descriptions of the weather and impacts in Europe

Le temperature eccezionalmente basse dell’inverno 1739/40 e, soprattutto, la catena di effetti che ne seguì sono tra gli aspetti meglio documentati dell’intero episodio: non solo perché il gelo fu percepito come “straordinario” in molte regioni, ma anche perché colpì infrastrutture, trasporti, agricoltura e salute in modo abbastanza uniforme da lasciare tracce convergenti in diari, cronache, registri amministrativi e osservazioni proto-strumentali. In questa sottosezione gli autori scelgono volutamente tre “punti d’osservazione” (Versailles, Gdańsk e Saint-Blaise) che, pur lontani tra loro, descrivono un quadro coerente: un inverno di gelo severo, seguito da una primavera tardiva e da anomalie stagionali che prolungano gli impatti ben oltre gennaio. 

Un elemento molto rivelatore, sul piano storico-climatico, è il confronto ricorrente con l’inverno 1708/09. Il fatto che più fonti del 1740 richiamino esplicitamente un evento “ancora in memoria” indica che l’episodio venne immediatamente classificato come estremo rispetto alla climatologia vissuta: è un modo, tipico delle cronache, per quantificare l’eccezionalità quando mancano serie omogenee lunghe e diffuse. La figura con l’estratto del diario di Christine Kirch è proprio un esempio di questo meccanismo: nella narrazione del viaggio tra Parigi e Lussemburgo compaiono segnali d’impatto molto concreti (vino che congela, fontane gelate fino al suolo, strutture danneggiate dal gelo), e in più passaggi si confrontano temperature misurate con quelle del 1709, arrivando a sostenere che nel 1740 si scese perfino più in basso. In termini metodologici, questo tipo di fonte non è “folklore”: i diari Kirch sono stati studiati e contestualizzati come archivio meteorologico sistematico (1677–1774), con note del tempo e, in varie fasi, anche misure strumentali; quindi costituiscono un vincolo indipendente prezioso per ricostruzioni e diagnosi sinottiche. 

Il caso di Versailles, basato sulle note del commissario Narbonne (1709–1745), serve agli autori per mostrare come la severità del gelo sia stata percepita anche nell’Europa occidentale “atlantica”, cioè in un’area dove in genere l’influenza oceanica attenua gli estremi termici. Le annotazioni riportano la Senna gelata e l’accensione di fuochi pubblici nelle strade di Parigi (e analogamente a Versailles) dal 9 gennaio al 9 febbraio 1740: un segnale di durata, non solo di intensità, e quindi compatibile con una persistenza di configurazioni bariche favorevoli al mantenimento del freddo. Le gelate severe sono segnalate in gennaio, febbraio e marzo, ma la cosa più importante è che “temperature basse” compaiono lungo tutto l’anno; emblematica la gelata del 7–8 ottobre durante la vendemmia, con uva congelata. Qui emerge un punto chiave dell’intero lavoro: l’evento non è confinato a una singola ondata invernale, ma assume la forma di un’anomalia multi-stagionale che continua a produrre danni agricoli anche fuori stagione, quando la vulnerabilità delle colture (per esempio in raccolta) può essere massima. 

Gdańsk fornisce un’altra angolazione ancora: la prospettiva baltica, dove il gelo diventa anche un problema idrologico e logistico di lunga durata. Hanov e Reyger descrivono l’inverno come senza precedenti; Hanov colloca i minimi principali tra l’8 e il 14 gennaio, con minimo la mattina del 10 gennaio, e segnala ulteriori finestre di freddo estremo a inizio febbraio (1–7), a fine febbraio (17–25) e in alcuni giorni di marzo. Reyger, confrontando gli inverni rigidi del XVIII secolo, indica il 1740 come il più freddo, pur riconoscendo che nel 1709 la durata del gelo severo fu maggiore. Questa distinzione “più intenso” vs “più lungo” è climatologicamente interessante perché suggerisce che la dinamica non sia stata un semplice congelamento uniforme e continuo, ma una sequenza di fasi con ripetute riattivazioni dell’avvezione fredda. L’effetto sulla biosfera è descritto con un indicatore molto sensibile: la fenologia. Il ritardo vegetativo è tale che specie attese a inizio marzo compaiono solo a fine aprile, coerentemente con una primavera fredda e tardiva. Sul piano degli impatti, i resoconti includono comportamento “anomalo” degli animali e casi numerosi di congelamento (domestici e selvatici), un incremento di patologie e diversi congelamenti (frostbite), ma senza un aumento evidente della mortalità. E soprattutto compare l’aspetto “composto” del rischio: lo scioglimento di grandi accumuli nivali e di ghiaccio produce una piena prolungata nelle basse terre baltiche, con impatto economico rilevante; non è tanto il picco giornaliero, quanto la persistenza e la sequenza inverno-primavera a costruire il danno. La descrizione di un maggio eccezionalmente freddo e insolitamente nuvoloso (con nebbia e neve fino a fine mese) e di gelate in giugno, seguita da un agosto freddo e umido che ritarda la raccolta, completa il profilo di un 1740 “distorto” nelle stagioni; il recupero in settembre (molto soleggiato e caldo, “il migliore dell’anno” secondo Reyger) sottolinea che non si tratta di un semplice raffreddamento lineare, ma di un anno dominato da forte variabilità e da regimi circolatori persistenti ma non monotoni. 

Il terzo punto, Saint-Blaise in Svizzera, è particolarmente utile perché un diario locale dettagliato (famiglia Péter, viticoltori) permette di seguire gli impatti su laghi e vigneti, cioè su due “sensori” ambientali molto reattivi alle anomalie termiche. Il diario segnala freddo molto intenso tra 8 e 12 gennaio, poi una fase più mite, ma descrive febbraio come “molto freddo” nel suo complesso; tra febbraio e marzo i corpi idrici gelano e la navigazione si ferma sui laghi di Bienne e Morat, con persistenza fino ad aprile (il 19 aprile parti del lago di Neuchâtel sono ancora ghiacciate). Per gran parte di marzo ricorre la nota “gelo”; in aprile e maggio si riportano danni alle viti, e la neve compare fino all’8 maggio alle basse quote e fino al 20 maggio a quote più alte. Questa sequenza è un esempio molto chiaro di come un inverno estremo possa “spostare in avanti” l’intero calendario stagionale, producendo impatti agricoli nella fase di ripresa vegetativa e non solo nella fase di pieno inverno. Il valore aggiunto, qui, è anche infrastrutturale e metodologico: fonti come Euro-Climhist rendono queste testimonianze interrogabili e integrabili con altri dati, e infatti molte di queste serie/diari entrano nei prodotti ricostruttivi moderni (come ModE-RA) che lo studio usa per legare impatti locali e circolazione su larga scala. 

Sul piano interpretativo più ampio, il mosaico Versailles–Gdańsk–Saint-Blaise anticipa un risultato chiave che la letteratura storico-climatologica ha discusso anche per altre crisi del XVIII secolo: gli impatti maggiori emergono spesso quando il freddo intenso si combina con persistenza, ritardi fenologici e perturbazioni della logistica (ghiaccio su fiumi e laghi, blocco dei trasporti, ritardi di raccolta), cioè quando l’evento diventa un “evento composto” e non solo un estremo termico. Non sorprende che, nello stesso periodo, la storiografia climatica riconosca per alcune regioni europee (in particolare Irlanda) una vera crisi alimentare e sociale legata al “Great Frost” del 1740/41, mostrando come vulnerabilità, prezzi e mortalità possano rispondere in modo diverso a parità di shock climatico, a seconda della struttura economica e delle capacità di adattamento locali. 

La Figura 2 è costruita per far vedere, con dati giornalieri, due cose che nelle cronache del 1740 compaiono in modo “narrativo”: l’eccezionalità dell’inverno 1739/40 e la persistenza/ricorrenza del freddo lungo il 1740, con una coerenza spaziale che suggerisce un controllo sinottico su larga scala.

Nel pannello (a) gli autori mostrano le temperature giornaliere assolute (in °C) di Parigi e Haarlem tra 1738 e 1743. Qui il punto non è tanto confrontare due città, ma visualizzare la “fisica” dell’evento rispetto agli anni vicini: all’inizio del 1740 entrambe le serie scendono bruscamente verso valori invernali estremi e lo fanno in modo quasi simultaneo, segnale tipico di un episodio dominato da una configurazione di circolazione comune (non un’anomalia locale). Il fatto che il minimo invernale del 1740 spicchi nel contesto di più anni serve anche a distinguere intensità (quanto in basso si va) e anomalia strutturale (quanto l’intero anno risulta spostato verso condizioni più fredde), che è uno dei messaggi centrali del lavoro sul 1740 come “anno freddo” e non solo “grande ondata” di gennaio. 

Il pannello (b) è quello “diagnostico”: prende il solo anno 1740 e riporta le anomalie giornaliere standardizzate (in deviazioni standard, s.d.) per un insieme di siti europei (Uppsala, Gdańsk, Berlino, Haarlem, Leiden, Parigi, Padova, Bologna). La standardizzazione serve a un obiettivo preciso: rendere confrontabili regioni climaticamente diversissime (Baltico vs Pianura Padana) e serie con caratteristiche osservazionali differenti, trasformando tutto in “quanto questo giorno è stato più freddo/caldo del normale locale per la stagione”. In questa forma, la figura evidenzia tre aspetti forti: (1) tra gennaio e febbraio molte stazioni vanno contemporaneamente sotto lo zero, spesso molto sotto, indicando un raffreddamento pan-europeo; (2) la magnitudine delle anomalie, in diversi momenti, arriva a valori estremi (fino a più deviazioni standard sotto la media), coerenti con un evento raro nella distribuzione locale; (3) il segnale non è confinato all’inverno, perché lungo l’anno compaiono nuove fasi con anomalie negative, coerenti con l’idea di un 1740 multi-stagionale. Questo è esattamente il motivo per cui gli autori insistono sui dati giornalieri: solo così si vede la sequenza di “colpi” e la persistenza del regime, non solo una media mensile fredda. 

Le bande grigie nel pannello (b) indicano le finestre temporali che gli autori selezionano per analisi sinottiche più dettagliate: in pratica sono i periodi in cui l’anomalia è più marcata o dinamicamente interessante (tipicamente grandi irruzioni fredde e/o fasi di transizione stagionale anomala). Anche senza leggere ancora i pannelli sinottici successivi, la logica si intuisce: scegliere finestre in cui più stazioni, anche distanti, mostrano un calo contemporaneo significa isolare episodi guidati dalla circolazione su scala continentale (ad esempio avvezioni fredde ripetute o blocchi persistenti), distinguendoli da fluttuazioni locali o rumorose. 

Il collegamento con la letteratura “di dinamica” è piuttosto diretto: configurazioni di atmospheric blocking (ad esempio blocchi scandinavi o sull’Atlantico orientale) sono note per favorire ondate di freddo invernali a valle o sul bordo meridionale del blocco, attraverso avvezione persistente di aria continentale o polare e deviazione della storm track; il risultato tipico, quando il blocco è tenace o ricorrente, è proprio una sequenza di anomalie fredde sincronizzate su ampie porzioni d’Europa, come quelle che si vedono in (b). Questo legame “blocking → estremi” è ampiamente discusso in review recenti e anche in studi che quantificano come le condizioni di blocco spieghino una quota rilevante della variabilità e degli estremi termici invernali europei. 

Infine, c’è un dettaglio metodologico che rende la figura particolarmente robusta: il lavoro integra queste serie giornaliere con ricostruzioni e reanalisi (ModE-RA, analoghi basati su ERA5) per passare dal “segnale” (anomalie in (b)) al “meccanismo” (campi di pressione/circolazione). ERA5 viene usata come archivio moderno ad alta qualità per costruire analoghi di configurazioni bariche giornaliere, così da interpretare quei minimi non solo come numeri, ma come espressione di specifici assetti sinottici. In altre parole, la Figura 2 è il ponte: documenta dove e quando il freddo è eccezionale; il resto dell’articolo spiega come la circolazione abbia reso possibile quella coerenza continentale. 

Misure strumentali

Quando si prova a “ricostruire” il tempo del 1740 con dati misurati giorno per giorno, il primo punto è la copertura: per quell’anno si riescono a mettere insieme otto serie giornaliere di temperatura, ma con due limiti strutturali che pesano subito sull’interpretazione. Il primo è la discontinuità (Montpellier è frammentaria), il secondo è la non-indipendenza spaziale (Haarlem e Leiden sono molto vicine e quindi, se prese insieme, contano quasi come una sola informazione regionale). Il fatto che molte altre osservazioni esistano ma non siano disponibili in formato giornaliero già digitalizzato non è un dettaglio “burocratico”: è un vincolo scientifico, perché la diagnostica sinottica (ondate di freddo, persistenze, transizioni rapide) richiede risoluzione giornaliera, mentre serie mensili o cronache qualitative rischiano di appiattire gli episodi estremi. Proprio per questo, negli ultimi anni la climatologia storica e la data-rescue hanno insistito molto su inventari, standardizzazione dei metadati e digitalizzazione sistematica delle osservazioni pre-1850. 

Dentro questo quadro, la scelta di mostrare una coppia di serie “grezze” (Parigi e Haarlem, 1738–1743) è metodologicamente intelligente: prima ancora di qualsiasi trasformazione statistica, l’occhio vede che l’inverno 1739/40 spicca, ma vede anche un aspetto spesso sottovalutato: non è solo un picco breve, è un anno intero inclinato verso il freddo. L’avvio precoce del raffreddamento già in ottobre–novembre 1739, il dicembre relativamente mite, e poi la caduta netta a gennaio con persistenza di temperature basse fino ad agosto, seguita da un nuovo raffreddamento in ottobre–novembre, delineano un “regime” prolungato più che una singola irruzione. Questa lettura è coerente con quanto discusso negli studi recenti sul 1740, che inquadrano l’evento come una fase eccezionalmente fredda non solo in inverno ma su più stagioni, e non solo a scala europea. 

Il passaggio successivo—destagionalizzazione e standardizzazione—non è un semplice abbellimento grafico: è ciò che rende comparabili stazioni diverse, con climatologie locali diverse e con strumenti/contesti osservativi spesso non omogenei. Togliere il ciclo annuale consente di valutare “quanto” un giorno sia anomalo rispetto alla stagione; standardizzare (z-score) permette di confrontare intensità relative tra sedi lontane. Ma qui c’è un punto delicato: nel Settecento la “catena di misura” non è quella moderna. Cambi di esposizione, termometri con scale differenti, pratiche osservative variabili, letture indoor/outdoor e correzioni non sempre documentate possono introdurre distorsioni. Non a caso, una parte della letteratura sul primo periodo strumentale insiste sulla necessità di ricostruire metadati, convertire scale, controllare qualità e, quando possibile, omogeneizzare. In quest’ottica, l’avvertenza su Uppsala (porzione del periodo di riferimento basata su dati indoor) è cruciale: se il riferimento è “in parte interno”, l’ampiezza delle anomalie può risultare smorzata o alterata rispetto a una serie pienamente esterna. 

Una volta portate tutte le stazioni su anomalie standardizzate rispetto al 1731–1750 (dove possibile), emerge un segnale robusto: per la maggior parte dell’anno le temperature risultano sotto media in molte sedi, con finestre relativamente più miti soprattutto tra agosto e settembre. Questo tipo di risultato è interessante anche dal punto di vista della “fisica del clima” perché suggerisce persistenze a scala sub-stagionale e stagionale: non si tratta soltanto di dinamiche sinottiche di pochi giorni, ma di una sequenza di assetti circolatori ricorrenti o di un background termico anomalo che condiziona più mesi. È esattamente il tipo di informazione che diventa preziosa quando si tenta di collegare misure locali a ricostruzioni spaziali più ampie (reanalysis storiche, paleo-reanalysis, ricostruzioni di campi di pressione/temperatura), dove i dati giornalieri, anche se pochi, possono vincolare l’evoluzione sinottica. 

Tra gli episodi selezionati, la prima metà di gennaio 1740 è quella che “grida” estremo: il massimo tra 10 e 11 gennaio, con valori fino a ~6 deviazioni standard sotto la media in Europa occidentale, è statisticamente fuori scala se lo si interpreta con occhiali moderni (una gaussiana ideale renderebbe un 6σ quasi impossibile). Qui conviene leggere quel numero in modo meteorologicamente sensato: come indicatore di eccezionalità relativa dentro una serie breve, con distribuzioni non perfettamente normali e con possibili rumori osservativi. Detto ciò, la coerenza spaziale del segnale (forte in ovest, meno intenso in nord e sud, ma comunque negativo anche lì) è un indizio a favore di un evento reale e ampio, non di un artefatto locale. Nello stesso periodo, l’assetto della pressione mostra un dipolo (sopra norma a nord, sotto norma a sud) persistente per gran parte del mese, cioè un gradiente meridionale di anomalia che suggerisce un’organizzazione sinottica stabile, compatibile con blocchi alle alte latitudini e alimentazione di aria continentale fredda verso l’Europa centro-occidentale. Questo tipo di interpretazione—blocco scandinavo come “innesco” e persistenza di configurazioni favorevoli all’avvezione fredda—è discusso esplicitamente nelle analisi dedicate al 1740. 

L’attenzione agli outlier è un altro elemento che, in queste serie antiche, non si può trattare come dettaglio. Il crollo pressorio a Padova del 27 gennaio viene segnalato come sospetto: è un esempio perfetto di controllo qualità “ragionato”, dove non ci si limita a eliminare un valore perché “strano”, ma lo si confronta con la coerenza tra stazioni (il fatto che Montpellier mostri anch’essa una caduta di pressione, pur con i suoi buchi, riduce la probabilità che sia un errore isolato). Analogamente, nel quarto episodio selezionato, Berlino mostra anomalie termiche oltre +2σ mentre altrove prevale il sotto media: anche qui la scelta di non rimuovere automaticamente il dato è corretta, perché in assenza di evidenze strumentali o documentarie di errore è più prudente mantenere l’informazione e lasciare che sia l’analisi sinottica (e l’eventuale confronto con ricostruzioni di campi di pressione) a stabilire se quel comportamento è fisicamente plausibile. Questo approccio è in linea con la filosofia della data-rescue moderna: qualità sì, ma senza “ripulire” fino a cancellare variabilità reale. 

Gli episodi di marzo e maggio aggiungono un pezzo importante: mostrano che nel 1740 non c’è solo il freddo “secco e continentale” di gennaio, ma anche fasi in cui la pressione cambia rapidamente e in modo coerente su molte stazioni (marzo: forte incremento da anomalie negative a molto positive per ~10 giorni), e fasi in cui il segnale termico è più eterogeneo (maggio: ovest persistentemente freddo, nord solo leggermente sotto norma, Bologna con raffreddamenti a tratti). In termini dinamici, questa alternanza suggerisce che la stagione fredda non si “spegne” in modo netto: piuttosto, il sistema atmosferico resta predisposto a ricadute fredde e a scarti circolatori marcati anche in primavera. E qui torna utile l’osservazione finale sulla pressione: guardando serie lunghe come Londra o Uppsala, il 1740 non risulta necessariamente ricchissimo di “giorni estremi” pressori. È un messaggio sottile ma importante: temperature estreme possono emergere non solo da pressioni eccezionalmente anomale, ma anche da configurazioni relativamente comuni rese più persistenti, o da combinazioni di gradiente, massa d’aria e durata che amplificano l’impatto termico senza richiedere record pressori quotidiani. 

La Figura 3 sintetizza in modo molto efficace la dinamica del 1740 perché affianca, per quattro “finestre” temporali selezionate, le anomalie standardizzate (in deviazioni standard) di temperatura (pannelli inferiori) e pressione al livello del mare (pannelli superiori) osservate in diverse stazioni europee. Il senso fisico di questa rappresentazione è duplice: da un lato la standardizzazione consente di confrontare direttamente stazioni con climatologie e variabilità diverse; dall’altro, mettere temperatura e pressione nello stesso frame permette di valutare se gli estremi termici siano coerenti con un forcing dinamico sinottico (pattern di pressione persistenti, gradienti, blocchi) oppure se emergano segnali più locali o potenzialmente affetti da problemi osservativi, cosa particolarmente rilevante nella strumentazione del XVIII secolo (tempi di osservazione, esposizione, passaggi indoor/outdoor, discontinuità e metadati incompleti sono temi centrali nella letteratura sulle prime serie strumentali; si veda, in generale, il filone di studi su data-rescue e omogeneizzazione e i lavori di sintesi citati dagli stessi autori, ad esempio Brönnimann et al., 2019).

Nel caso di gennaio 1740, la figura mostra l’episodio più “diagnostico” dell’intero anno: le curve di temperatura scendono in modo simultaneo in molte stazioni, con un minimo molto pronunciato attorno al 10–11 gennaio. Il fatto che il segnale sia sincrono e spazialmente coerente, soprattutto tra Europa occidentale e centrale, è un elemento chiave: in climatologia storica, quando stazioni indipendenti e distanti si muovono “in fase”, aumenta la probabilità che si stia osservando un evento reale su larga scala, non un artefatto. L’ampiezza delle anomalie (fino a valori estremi nelle sedi occidentali) va letta con cautela statistica: una deviazione standard non è un “grado”, è una misura relativa alla variabilità del periodo di riferimento, e nelle serie antiche (più corte, più rumorose, con possibili non-normalità) i valori in coda possono risultare amplificati. Detto questo, la fisica che emerge è chiara: i pannelli di pressione evidenziano un gradiente persistente con anomalie relativamente più alte alle latitudini settentrionali e più basse più a sud, una configurazione compatibile con assetti bloccati o comunque con una circolazione che indebolisce il flusso zonale atlantico e favorisce avvezioni continentali fredde verso l’Europa centro-occidentale. Questo legame tra “freddo intenso e duraturo” e persistenza di blocchi/assetti quasi stazionari è un risultato robusto della dinamica sinottica e della letteratura sui regimi di circolazione: la persistenza, spesso, conta quanto l’intensità di un singolo giorno nel determinare impatto e severità (l’idea che il sistema atmosferico possa permanere in stati quasi stazionari e che i blocchi modulino drasticamente le anomalie superficiali è ben radicata, da Charney & DeVore 1979 fino agli studi moderni sui blocking e sui regimi euro-atlantici). Sempre in gennaio, la figura mette anche in evidenza due aspetti “di qualità del dato”: il comportamento meno estremo di alcune sedi (ad esempio le serie con peculiarità nel riferimento, come nel caso di Uppsala con porzioni basate su misure indoor, che possono attenuare o distorcere l’ampiezza relativa delle anomalie) e la presenza di punti sospetti nella pressione (come il calo marcato a Padova verso fine mese), che richiamano esattamente il tipo di controllo incrociato tra stazioni suggerito dalla climatologia storica: non si elimina un valore perché “strano”, ma si verifica se esistono segnali concomitanti altrove e se la dinamica sinottica plausibilmente lo supporta.

Nel periodo 1–15 marzo 1740 la firma termica è meno estrema, ma la figura evidenzia un segnale dinamico molto netto nella pressione: un passaggio rapido e condiviso da anomalie negative a positive, mantenute per diversi giorni. In termini fisici questo può indicare l’instaurarsi di una fase più anticiclonica e stabile. In tardo inverno-inizio primavera, un assetto anticiclonico persistente può sostenere anomalie termiche negative non necessariamente tramite avvezioni artiche “impulsive”, ma attraverso meccanismi più lenti: aria secca, cieli sereni, forti inversioni notturne, eventuale persistenza di neve al suolo (che aumenta l’albedo e limita il riscaldamento diurno), e soprattutto riduzione del rimescolamento verticale. La letteratura sui cold spells storici e sugli inverni severi europei sottolinea spesso questo punto: la temperatura al suolo è il risultato integrato di advezione, bilancio radiativo e condizioni di superficie, e non sempre richiede pressioni “estreme”, quanto piuttosto configurazioni persistenti e favorevoli (un concetto ricorrente nelle analisi di eventi freddi prolungati su Europa, dove la durata del pattern sinottico è un driver primario dell’impatto).

L’episodio 1–20 maggio 1740 è interessante perché la coerenza spaziale del freddo si riduce e la figura suggerisce un controllo più regionale: l’Europa occidentale (stazioni dell’area franco-olandese) tende a rimanere più spesso sotto media, mentre altrove le anomalie sono più modeste e variabili. Anche la pressione appare in molti giorni sotto la norma, con eccezioni locali (ad esempio Londra). Un quadro del genere è compatibile con una circolazione più ciclonica e mobile alle medie latitudini, con maggiore nuvolosità e precipitazioni, che in primavera possono sopprimere il riscaldamento diurno e mantenere temperature depresse rispetto alla climatologia. In altre parole, qui la figura parla di un “raffreddamento per mancato riscaldamento” più che di un’irruzione unica e continentale: un risultato che spesso emerge negli anni anomali freddi, quando la stagione calda è frenata da una sequenza di configurazioni perturbate e da un bilancio radiativo sfavorevole.

Infine, la finestra 24 luglio–14 agosto 1740 mostra un punto climatico cruciale: il 1740 non è solo un inverno memorabile, ma un anno che conserva tratti di sotto-media anche in piena estate. Le anomalie termiche non raggiungono gli estremi invernali, ma restano frequentemente negative in diverse stazioni; la pressione appare spesso leggermente negativa o comunque non dominata da lunghi periodi anticiclonici. Questo è coerente con un’estate più instabile, con maggiore passaggio di sistemi e copertura nuvolosa, e con una riduzione dell’insolazione utile al riscaldamento superficiale. Nelle ricostruzioni climatiche e nelle analisi dei grandi anni anomali del passato, questi segnali estivi contano perché spiegano l’impatto cumulativo su agricoltura, fenologia e risorse: non è solo “quanto gelo” a gennaio, ma quanto a lungo l’intero anno resta spostato verso condizioni fredde rispetto al riferimento.

Nel complesso, la Figura 3 fa vedere tre cose che, messe insieme, sono molto forti dal punto di vista scientifico: (i) l’esistenza di almeno un episodio invernale di eccezionale intensità e ampia estensione (gennaio), (ii) la presenza di transizioni sinottiche marcate e persistenti nella pressione (marzo) che suggeriscono cambi di regime più che semplice variabilità giornaliera, e (iii) una tendenza alla sotto-media che si prolunga oltre l’inverno, con episodi primaverili ed estivi coerenti con una circolazione spesso sfavorevole al normale riscaldamento stagionale. È esattamente questa combinazione — estremi acuti più persistenze di regime — che la letteratura sui regimi euro-atlantici e sugli eventi storici severi indica come firma tipica degli anni “eccezionali”: non un singolo picco, ma una sequenza di stati atmosferici che, per durata e ripetizione, spostano l’intera traiettoria annuale del clima verso il freddo.

Mappe meteorologiche

La logica della sottosezione è molto chiara: mettere i dati giornalieri “sulla carta”, integrandoli con osservazioni di tempo (cronache, note strumentali) e con ricostruzioni di pressione basate su analoghi, consente di passare dal semplice elenco di anomalie (quanto freddo, quanto persistente) a una lettura davvero sinottica, cioè orientata ai centri d’azione, ai gradienti barici e quindi ai flussi dominanti che hanno pilotato l’Europa centrale nel 1740. Il punto metodologico decisivo, che gli autori sottolineano e che in climatologia storica è un requisito di qualità, è che le mappe di SLPderivano da sole osservazioni barometriche: sono quindi, per costruzione, indipendenti da temperatura e vento. Questo riduce il rischio di circolarità interpretativa (non “spiego” il freddo con una pressione che in realtà contiene già informazione termica) e rende più robusto il collegamento dinamico tra circolazione e anomalie termiche, un’impostazione coerente con la letteratura sui blocchi e sui regimi euro-atlantici, dove l’attribuzione sinottica richiede campi dinamici il più possibile indipendenti dalle variabili d’impatto.

Nel caso dell’ondata di freddo di gennaio (Fig. 4, riga alta), la diagnosi è quasi “da manuale”: un robusto anticiclone sulla Scandinavia si accoppia a una depressione marcata sul Mediterraneo settentrionale, imponendo un gradiente di pressione inverso su gran parte dell’Europa. In termini dinamici, questa configurazione rientra pienamente nella famiglia dei blocchi scandinavi: sistemi quasi-stazionari alle alte latitudini che deformano il getto, rallentano la propagazione zonale e aprono un corridoio di avvezione orientale/continentale verso l’Europa centrale e occidentale. È una dinamica ben nota negli studi classici sul blocking (ad esempio nel filone che va dai primi schemi interpretativi sui “multiple equilibria” fino ai criteri oggettivi di blocco e alle analisi moderne dei regimi), e spiega perché l’episodio principale, pur durando circa 5 giorni, si inserisca in un contesto favorevole a repliche: infatti gli autori riportano altre fasi molto fredde tra gennaio e febbraio, con anomalie positive di pressione particolarmente pronunciate sull’area di Londra ma estese fino alla Scandinavia. In sostanza: non è solo un singolo “colpo”, è un ambiente circolatorio che tende a riproporre pattern simili.

La prima metà di marzo mostra un’altra dinamica interessante: pressione alta praticamente ovunque e temperature sotto norma quasi ovunque, con l’eccezione di Uppsala. La figura evidenzia l’avvio della fase anticiclonica: dopo una situazione più depressionaria, la pressione cresce da ovest (UK) e poi si consolida sul continente, con anomalie massime inizialmente tra Gdańsk e Berlino. Anche qui ricompare un flusso con componente orientale sull’Europa continentale, sufficiente a trasportare aria continentale più fredda del normale ma senza gli eccessi di gennaio. Questo dettaglio è importante perché ricorda che “freddo” non significa necessariamente “irruzione estrema”: in fine inverno-inizio primavera possono bastare persistenze anticicloniche, ventilazione continentale moderata e condizioni radiative favorevoli (inversioni, rimescolamento ridotto) per mantenere anomalie negative su vasta scala.

La sottosezione insiste poi su un concetto chiave: nel 1740 non si osservano solo crolli termici rapidi, ma anche fasi lunghe e persistenti sotto media. Il periodo di maggio è l’esempio didattico: pressione relativamente bassa sull’Europa continentale e più alta verso l’Inghilterra, con una ricostruzione mensile che suggerisce un East Atlantic patternmarcato per gran parte della primavera. In termini fisici, l’idea è che frequenti correnti occidentali o nord-occidentaliabbiano convogliato aria dal Nord Atlantico settentrionale, molto fredda rispetto alle superfici continentali in quella stagione. È un meccanismo perfettamente coerente con la climatologia sinottica delle mezze stagioni: non serve “aria artica” nel senso invernale; basta alimentare l’Europa con masse d’aria oceaniche settentrionali, spesso associate a cieli coperti e ventilazione, per deprimere le massime e ritardare il riscaldamento stagionale.

Per fine luglio e inizio agosto, il quadro cambia ancora: viene descritta una fase “fredda e piovosa”, dominata da tempo ciclonico tipico. Qui il messaggio è che anche nel cuore dell’estate il 1740 conserva una firma anomala, più legata a instabilità e frequenza di perturbazioni che a dinamiche continentali secche. Il quinto periodo (ottobre) è dichiaratamente persistente e freddo nella maggior parte delle stazioni, ma viene trattato su base mensile per ragioni di spazio: scelta sensata, perché in autunno l’interpretazione sinottica beneficia molto della media mensile dei campi, soprattutto quando si vuole legare l’evento a pattern teleconnettivi.

Prima di entrare nel mensile, però, gli autori fanno un passaggio metodologico molto elegante: chiedersi come l’insieme dei campi giornalieri si “sommi” in una media mensile, e lo fanno tramite la frequenza dei tipi di tempo sull’Europa centrale usando la classificazione CAP9 (dal 1728; Pfister et al., 2024). Nel 1740 risultano sovrarappresentati tre tipi (1, 6 e in parte 4), e sono perlopiù pattern associati ad alta pressione sull’Europa occidentale. Questo è un punto cruciale: se certi tipi ricorrono più spesso, allora la media mensile non è un artefatto statistico, ma la fotografia di una reale preferenza di regime.

Arrivando ai campi mensili dei dataset ModE-RA (e relativi prodotti), ottobre spicca per anomalie termiche negative in Europa centrale fino a circa −4 °C, notevoli per la stagione; viene citata anche una gelata severa a Versailles tale da congelare l’uva, un indicatore d’impatto coerente con un raffreddamento precoce e significativo. Sul lato dinamico, nei campi mensili di SLP gli autori trovano tra gennaio–giugno e poi in ottobre–novembre anomalie positive sull’Atlantico orientale e negative sull’Europa orientale, un disegno che richiama il pattern East Atlantic e che, in chiave fisica, può suggerire una maggiore predisposizione a situazioni di blocco o comunque a una circolazione meno zonale. È interessante che il blocco scandinavo, così evidente nel giornaliero di gennaio, non emerga identico nella media mensile: il massimo positivo risulta più occidentale e la configurazione assomiglia piuttosto a una NAO negativa, ma con centri d’azione traslati verso sud-est. Questa distinzione è importante e molto “realistica”: gli estremi giornalieri possono essere guidati da un blocco ben definito, mentre la media mensile può risultare come combinazione di più configurazioni affini (blocchi, ondulazioni, fasi NAO−), con il baricentro spostato.

La parte sugli indici chiude il cerchio: NAO e SCAN in gennaio–febbraio risultano negativi ma non eccezionali; viceversa, l’East Atlantic negativo in primavera è descritto come unico nell’intera serie dal 1421 (per EA1 ed EA2), suggerendo una persistenza o ricorrenza del pattern su scala stagionale e persino annuale. La comparazione tra ModE-RA e ModE-Sim aggiunge un’informazione “diagnostica” sul ruolo della forzante: se ModE-Sim (basato sulle sole condizioni al contorno del modello) riproduce solo una piccola parte della variabilità, allora la componente forzata appare relativamente limitata e cresce l’importanza della variabilità interna e della dinamica atmosferica spontanea. L’estensione a ERA5 (con riferimento 1991–2020) serve a collegare la ricostruzione al presente e a verificare coerenze statistiche nel periodo comune; gli autori riportano inoltre assenza di trend negli indici sia in ModE-RA sia in ERA5, e notano una variabilità recente della NAO molto ampia se vista nel contesto secolare.

Il finale “quantifica” l’eccezionalità: nel ModE-RA, il 1740 risulta l’anno più freddo dell’intera serie dal 1421 per la temperatura media dell’Europa centrale, con un’anomalia annua di circa −2.15 °C rispetto al riferimento preindustriale 1851–1900, e con il periodo di 12 mesi più freddo tra novembre 1739 e ottobre 1740. L’aggancio con CRUTEM5 viene usato per estendere la serie fino all’epoca contemporanea e inquadrare quanto “lontano” fosse il 1740 dal clima attuale, rafforzando l’idea che qui non si stia descrivendo solo un inverno severo, ma un anno intero governato da una combinazione di episodi estremi e regimi persistenti che, letti tramite mappe e indici, raccontano una storia dinamica coerente: blocco scandinavo e avvezioni continentali nei picchi invernali, e un’impronta East Atlantic fortemente negativa e ricorrente nelle stagioni successive.

La Figura 4 è, di fatto, una “ricostruzione sinottica guidata dai dati” del 1740: per alcune date rappresentative dei quattro periodi chiave (gennaio, marzo, maggio e fine luglio–inizio agosto) combina in ogni riquadro tre strati informativi che si controllano a vicenda. Primo, le anomalie standardizzate misurate alle stazioni (pressione e temperatura, espresse in deviazioni standard) che rendono confrontabili località molto diverse; secondo, i diari meteorologici (icone di gelo, neve, pioggia, vento, cielo sereno ecc.), che fungono da “ground truth” qualitativa; terzo, una ricostruzione analogica della pressione al livello del mare (isobare in hPa) derivata dalle sole osservazioni barometriche, quindi indipendente dalle misure termiche. Questo punto metodologico è decisivo in climatologia storica: quando la struttura di pressione (dinamica) è ricostruita senza usare la temperatura, la coerenza tra pattern barico e anomalie termiche osservate diventa un test fisico robusto, in linea con l’impostazione delle grandi reanalisi basate su pressione superficiale (ad esempio il concetto alla base di prodotti come 20CR) e con l’uso degli analoghi in meteorologia (da Lorenz fino alle applicazioni moderne per ricostruzioni e downscaling).

Nel blocco di gennaio 1740 la figura mostra un assetto barico altamente “classico” per le grandi ondate di freddo europee: un anticiclone intenso tra Scandinavia e Nord Europa (H ben marcata) e, contemporaneamente, una depressione sul Mediterraneo settentrionale (L), con isobare disposte in modo da costruire un forte gradiente che impone una circolazione geostrofica favorevole a correnti orientali/continentali verso l’Europa centrale e occidentale. È la firma tipica di un Scandinavian blocking, cioè un blocco alle alte latitudini che deforma il getto, riduce la progressione zonale atlantica e “aggancia” aria continentale molto fredda dall’Eurasia; la letteratura sul blocking e sui regimi euro-atlantici sottolinea proprio questo: non basta un’irruzione, serve spesso un pattern persistente che mantenga l’avvezione e consenta al raffreddamento di accumularsi (aspetto discusso in modo esteso negli studi sui blocchi e sulle loro conseguenze estreme in Europa, e coerente con la teoria dei regimi quasi-stazionari). Le stazioni, in parallelo, mostrano temperature fortemente sotto media (toni blu), e i diari riportano gelo e neve in modo consistente con una massa d’aria continentale fredda e secca che, interagendo con l’umidità mediterranea in presenza della depressione, può anche favorire nevicate e condizioni severe su ampie porzioni del continente. Un dettaglio che la figura rende evidente è la persistenza su più giorni: non è una singola mappa “spettacolare”, è una sequenza coerente, ed è questa coerenza temporale che trasforma l’evento in una vera fase di regime.

Nel gruppo di mappe di marzo il comportamento cambia: qui domina la costruzione di un campo di alta pressione esteso sul continente, preceduta da una fase più depressionaria. La figura mostra l’avvio dell’accumulo anticiclonico, con la pressione che tende a crescere dall’Atlantico orientale/UK verso l’interno del continente. Le anomalie termiche risultano ancora spesso negative, ma meno estreme rispetto a gennaio, e i diari suggeriscono condizioni più stabili e secche. Questo è un punto importante sul piano fisico: in fine inverno-inizio primavera il freddo “diffuso” può essere mantenuto non solo da avvezioni artiche intense, ma anche da circolazioni continentali orientali moderate e da stabilità anticiclonica, che favoriscono raffreddamento radiativo notturno, inversioni, scarsa ventilazione e limitato rimescolamento dello strato limite (meccanismi ben documentati nella meteorologia del boundary layer e spesso invocati negli studi su cold spells persistenti). La figura, mettendo insieme pressione e diari, suggerisce proprio un passaggio dal “freddo estremo advettivo” di gennaio a un “freddo da persistenza e stabilità” più tipico di certe fasi anticicloniche tardo-invernali.

Il segmento di maggio è ancora diverso e, in un certo senso, più “climatico”: le mappe indicano spesso pressione relativamente più bassa sull’Europa continentale e valori relativamente più alti verso l’area britannica/Atlantico orientale, una configurazione compatibile con un flusso prevalente occidentale o nord-occidentale e con una maggiore frequenza di passaggi perturbati. In primavera, masse d’aria provenienti dal Nord Atlantico possono risultare molto fredde rispetto a un continente che dovrebbe già scaldarsi rapidamente: basta quindi una sequenza di giornate con nuvolosità, ventilazione e aria oceanica settentrionale per “frenare” l’aumento stagionale delle temperature, producendo anomalie negative persistenti senza bisogno di un blocco continentale estremo. Questa lettura è coerente con la letteratura sui pattern atlantici (in particolare l’East Atlantic pattern e le sue varianti), che descrive come spostamenti dei centri d’azione e della storm track possano modulare in modo marcato temperatura e piovosità europee, soprattutto nelle stagioni di transizione (Wallace & Gutzler; Barnston & Livezey, con le note differenze tra definizioni/pattern).

Infine, nelle mappe di fine luglio–inizio agosto, la figura mostra una situazione “da estate perturbata”: prevalgono condizioni cicloniche, con segnali nei diari di piogge/tempo variabile e anomalie termiche spesso negative ma non estreme. Qui il messaggio è importante perché sposta l’attenzione dal solo inverno: il 1740 appare come un anno in cui la circolazione ha favorito più volte assetti che riducono l’insolazione efficace e aumentano l’influenza di masse d’aria oceaniche relativamente fresche, portando a un’estate non stabile e a un surplus di giornate “cicloniche” rispetto a ciò che ci si aspetterebbe in una stagione calda dominata da anticicloni persistenti. È un tipo di dinamica che in climatologia operativa si associa spesso a jet più basso di latitudine e/o a storm track più attiva sull’Europa, con conseguente raffreddamento relativo e aumento della piovosità, senza che servano estremi di pressione giornaliera particolarmente record: conta la frequenza dei tipi di tempo e la durata delle configurazioni, più che il singolo picco.

Nel complesso, la Figura 4 fa vedere con un colpo d’occhio perché il 1740 non sia interpretabile come “un inverno molto freddo e basta”: mostra un inverno con un episodio di blocco scandinavo capace di produrre avvezione continentale severa e un Mediterraneo reattivo, un tardo inverno con alta pressione diffusa e raffreddamento persistente, una primavera con firma atlantica che favorisce afflussi nord-occidentali freschi, e un’estate con circolazione ciclonica e tempo instabile. Ed è proprio l’uso congiunto di anomalie standardizzate, diari e ricostruzione analogica della SLP che rende l’argomento forte: quando tre linee indipendenti di evidenza raccontano la stessa storia, la ricostruzione sinottica diventa molto più credibile anche nel contesto, inevitabilmente più incerto, delle osservazioni settecentesche.

La Figura 5 serve a fare un salto concettuale molto potente: invece di guardare il 1740 come una sequenza di singoli episodi (la grande ondata di gennaio, le fasi fredde primaverili, l’estate fresca), lo interpreta come un anno in cui l’atmosfera europea ha “preferito” alcuni stati di circolazione ricorrenti. Questo è esattamente l’approccio dei weather regimes e delle classificazioni sinottiche: la variabilità giornaliera non è un rumore continuo, ma tende a organizzarsi in un numero limitato di configurazioni quasi-stazionarie che si ripresentano, e la climatologia di una stagione (o di un anno) dipende molto dalla frequenza e dalla persistenza di questi stati, non solo dall’intensità dei singoli estremi. L’idea risale almeno alla teoria dei molteplici equilibri della circolazione (Charney & DeVore, 1979) e, in forma più operativa, alla letteratura sui regimi euro-atlantici e sulla loro rilevanza per la prevedibilità sub-stagionale (ad esempio Rodwell et al., 2013; Hannachi et al., 2017).

Nel pannello (a), l’asse x elenca i 9 tipi della classificazione CAP9 (Cluster Analysis of Principal Components), mentre l’asse y mostra la frequenza di occorrenza. Le barre bianche sono il 1740, le barre grigie sono la climatologia recente 1991–2020. Il risultato centrale è semplice ma “pesante” dal punto di vista fisico: nel 1740 non tutti i tipi compaiono con frequenze simili al clima moderno; al contrario, tre tipi sono sovrarappresentati, in particolare il tipo 1, poi il tipo 6 e, in misura minore, il tipo 4. Questa asimmetria è la firma statistica di un anno in cui la circolazione è rimasta più spesso “intrappolata” in certe configurazioni. Il fatto che sopra alcune barre compaiano i mesi (per il tipo 1, ad esempio, febbraio–maggio e ottobre) suggerisce inoltre che la preferenza di regime non sia stata confinata all’inverno: si ripresenta in più fasi dell’anno, coerentemente con l’idea di un 1740 freddo non solo per un singolo episodio, ma per un background circolatorio che ha favorito anomalie negative su tempi lunghi.

I riquadri a destra (b–d) spiegano che cosa sono questi tipi in termini meteorologici, mostrando i compositi di pressione al livello del mare (SLP) associati ai tipi 1, 4 e 6, ricavati da ERA5 nel periodo 1940–2020. Qui il messaggio va letto con attenzione: i compositi sono moderni, ma vengono usati come “archetipi dinamici” dei tipi CAP9; l’assunzione implicita è che la geometria fondamentale di questi pattern sia sufficientemente stabile nel tempo, perché guidata da vincoli quasi-geostrofici e dalla struttura media del getto e della storm track atlantica. È un’assunzione comune negli studi sui regimi: pur cambiando intensità e frequenze, gli schemi principali tendono a conservare la loro forma di base (Wallace & Gutzler, 1981; Barnston & Livezey, 1987; e molta letteratura successiva sui pattern euro-atlantici).

Il tipo 1 (riquadro b) appare come un assetto con alta pressione dominante sull’Europa occidentale/Atlantico orientale. In termini di flusso, un anticiclone in quella posizione tende a ridurre la penetrazione zonale delle perturbazioni atlantiche sull’Europa centrale e, a seconda del posizionamento, può favorire correnti più continentali o comunque un regime più stabile e “bloccante” a ovest. Se un anno come il 1740 vede questo tipo più frequente del normale, la conseguenza climatologica è intuitiva: aumentano le fasi in cui l’Europa centrale resta sotto l’influenza di masse d’aria non atlantiche miti, e crescono le condizioni favorevoli a raffreddamento radiativo, inversioni e persistenza di aria fredda nei bassi strati durante la stagione fredda. Questo non significa che ogni giorno di tipo 1 sia gelido, ma che l’ambiente sinottico diventa più spesso compatibile con freddo prolungato e con una “memoria” del sistema (suolo freddo, eventuale neve, stratificazione stabile), meccanismi che amplificano gli impatti delle avvezioni fredde quando si verificano.

Il tipo 4 (riquadro c) mostra anch’esso una struttura anticiclonica, ma più centrata sul continente europeo. Questo tipo è tipicamente associato a condizioni di stabilità e scarsa ventilazione su ampie aree, e quindi, nella stagione fredda, a una maggiore probabilità di anomalie negative mantenute anche senza grandi irruzioni: è il classico scenario in cui il bilancio radiativo notturno e la riduzione del rimescolamento nello strato limite diventano determinanti. In pratica: non è il “colpo” artico a fare la differenza, ma la capacità dell’atmosfera di non rimescolare e di mantenere il raffreddamento giorno dopo giorno. Questo è un punto molto discusso negli studi sugli estremi invernali europei: spesso gli eventi più severi risultano dall’interazione tra circolazione favorevole e processi di superficie/boundary layer che prolungano e intensificano il freddo.

Il tipo 6 (riquadro d) suggerisce una configurazione in cui l’alta pressione è presente ma la struttura delle isobare favorisce un flusso più ondulato, spesso compatibile con ingressi settentrionali o nord-occidentali verso l’Europa. Questo è particolarmente interessante perché collega la figura 5 alle considerazioni sul freddo persistente in primavera: in marzo-maggio, masse d’aria dal Nord Atlantico o dal settore nord-occidentale possono risultare molto fredde rispetto a un continente che dovrebbe scaldarsi rapidamente; dunque, un aumento di frequenza di tipi che favoriscono quel canale di ventilazione produce “freddo per mancato riscaldamento” (massime contenute, maggiore nuvolosità e ventilazione, suoli più umidi), senza richiedere dinamiche estreme come quelle di gennaio. È anche un modo elegante per capire come si costruiscano le anomalie mensili: non serve che ogni giorno sia eccezionale, basta che certi tipi “freschi” o “bloccanti” compaiano più spesso della norma.

Il valore interpretativo della figura, quindi, è che fornisce una spiegazione statistico-dinamica: il 1740 non è soltanto la somma di alcuni episodi di gelo, ma un anno in cui la distribuzione dei tipi di tempo è stata deformata verso configurazioni prevalentemente anticicloniche sull’Europa occidentale/continentale e verso schemi che facilitano afflussi freschi da nord-ovest. Questo modo di ragionare è perfettamente in linea con la letteratura sui regimi e sulla loro prevedibilità: quando un regime diventa più frequente, cambiano in modo sistematico temperatura, precipitazione e probabilità di estremi (Cassou, 2008; Hannachi et al., 2017). Nel caso specifico, l’over-frequency dei tipi 1, 6 e 4 è coerente con quanto visto nelle mappe giornaliere e nelle serie standardizzate: blocchi/alte pressioni ricorrenti, riduzione della zonalità atlantica in fasi critiche e, nelle stagioni di transizione, maggiore esposizione a masse d’aria oceaniche settentrionali.

C’è anche un messaggio “da climatologia storica” implicito: usare una classificazione come CAP9 che si estende indietro fino al XVIII secolo (Pfister et al., 2024) permette di trasformare dati frammentari e disomogenei in una metrica robusta, la frequenza dei tipi, che è spesso più stabile e interpretabile della singola anomalia locale. In altre parole, la figura 5 è una cerniera tra storia e dinamica: mostra che dietro l’anno più freddo non c’è solo l’eccezionalità termica, ma una vera e propria preferenza di regime della circolazione atmosferica europea.

Una visione su larga scala

L’inverno 1739/40 non fu un’anomalia “regionale” confinata all’Europa, ma un episodio con impronta emisferica, riconoscibile anche su Nord America ed Eurasia. Questo emerge con forza quando si passa dal mosaico delle serie strumentali europee a ricostruzioni continentali indipendenti, come quelle basate su proxy fenologici (Fig. 10), cioè informazioni biologiche sensibili alla temperatura (tempi di germogliamento, fioritura, maturazione, vendemmia, ecc.) che integrano il segnale termico su scale spazio-temporali ampie. In quella ricostruzione della stagione fredda (ottobre–maggio), il 1739/40 risulta la stagione più fredda per la temperatura media sulle terre emerse tra 35 e 70°N nell’intera serie dal 1701 (Reichen et al., 2022). Il fatto che un risultato così estremo emerga da dati non strumentali è scientificamente rilevante: la fenologia è meno “rumorosa” del singolo punto di misura e tende a catturare la coerenza regionale del freddo, pur con incertezze legate a fattori non climatici (pratiche agricole, cultivar, uso del suolo) che la letteratura discute da tempo come possibili sorgenti di bias e non linearità nella risposta biologica. La coerenza del segnale nordamericano è ulteriormente rafforzata da una serie termometrica indipendente di Charleston (Fig. S3) non assimilata nella ricostruzione fenologica, un dettaglio metodologico importante perché riduce il rischio che il pattern sia un artefatto di un singolo set di proxy. A ciò si aggiunge la conferma documentaria: Perley (1891) descrive per il Nord America un’estate 1740 fresca e piovosa, un’informazione che, pur qualitativa, diventa significativa quando converge con i campi anomali ricostruiti. Questo tipo di “triangolazione” tra proxy, misure e documenti è un pilastro della climatologia storica e paleoclimatica: non elimina l’incertezza, ma aumenta la credibilità fisica del quadro quando le fonti sono indipendenti.

La sezione amplia poi lo sguardo sull’Asia orientale, dove le evidenze mostrano un comportamento più complesso e, in parte, meno estremo rispetto all’area euro-atlantica. In Cina, dati documentari indicano una primavera tardiva nel 1740 sia al nord sia al sud, con fine della neve ritardata di circa 20 giorni rispetto alla media in regioni come Pechino–Zhangjiakou e Nanchino (Gong et al., 1983). È un segnale coerente con un contesto freddo e con una stagione di transizione “in ritardo”, ma gli autori sottolineano correttamente che la narrativa storica, pur suggerendo un inverno (specie tardo-invernale) più freddo del normale nella Cina meridionale (Ding & Zheng, 2017; Zhang, 2013), non implica necessariamente un estremo comparabile a quello europeo: le ricostruzioni disponibili per l’Asia orientale non classificano il 1739/40 come un inverno eccezionalmente freddo (Hao et al., 2018; Wang et al., 2023). Questo contrasto è prezioso perché ricorda un punto spesso trascurato: anche quando un evento ha una firma emisferica, la risposta regionale dipende dalla struttura delle onde planetarie e dai centri d’azione, e quindi può produrre estremi forti in alcuni settori (Atlantico–Europa) e segnali più moderati o diversamente stagionalizzati in altri (Asia orientale).

Un passaggio metodologicamente molto “onesto” della sottosezione riguarda la somiglianza tra i campi di anomalia estiva (giugno–agosto) e quelli della stagione fredda. Gli autori propongono una spiegazione tecnica legata alla data assimilation in ModE-RA: alcuni proxy fluviali legati a gelo/disgelo possono entrare nella finestra di assimilazione della stagione calda poco dopo l’inizio del periodo (aprile–settembre) e, se assimilati in modo analogo, influenzare sia la ricostruzione della stagione calda sia quella della stagione fredda; inoltre, poiché la finestra calda include aprile–settembre, i proxy dendrocronologici (anelli degli alberi), spesso più sensibili alla stagione vegetativa, possono “proiettare” parte del loro segnale anche sul semestre ottobre–maggio. In altre parole, una parte della persistenza potrebbe essere reale, ma una parte potrebbe anche riflettere un “leakage stagionale” tipico dei sistemi di assimilazione paleoclimatica quando le finestre stagionali si sovrappongono e i proxy non sono perfettamente stagionalmente puri. Questo è un tema ben noto negli approcci di paleodata assimilation: la forza è la capacità di combinare vincoli proxy e dinamica di modello; la debolezza potenziale è la trasmissione di segnali di stagione calda su periodi freddi (e viceversa) quando i proxy sono dominati da una sensibilità stagionale specifica. Proprio per questo è importante che gli autori notino che la persistenza compare anche nelle ricostruzioni per analoghi (i contorni in Fig. 6), suggerendo che non tutto il segnale sia “tecnico”, ma che esista una componente dinamica coerente.

La divergenza tra prodotti (ModE-RA vs XBRWCCC) su Siberia è un esempio concreto di quanto conti la dipendenza dai proxy: in ModE-RA la Siberia risulta più calda, mentre in XBRWCCC appare diversamente. Questa discrepanza è plausibile, perché le ricostruzioni ad alta latitudine eurasiatica sono spesso molto sensibili alla copertura e al tipo di proxy disponibili; in particolare, gli anelli degli alberi tendono a portare soprattutto informazione sul semestre caldo e possono enfatizzare pattern estivi regionali (specie nelle regioni boreali) più che la severità invernale, con conseguenze sul bilancio annuale. È esattamente ciò che gli autori concludono: anomalie estive positive in Siberia (probabilmente legate ai tree rings) fanno sì che il 1740 non risulti l’anno più freddo della serie per la temperatura media globale in ModE-RA, pur restando eccezionale sull’Europa e sul semestre freddo.

Infine, la sottosezione chiude con un elemento dinamico di grande interesse: le anomalie di pressione al livello del mare mostrano chiaramente sull’Europa un pattern East Atlantic (EA) e, in aggiunta, una fase positiva del Pacific–North American (PNA), particolarmente evidente in XBRWCCC. L’EA, nella tradizione degli studi sui pattern teleconnettivi atlantici (Wallace & Gutzler, 1981; Barnston & Livezey, 1987), rappresenta una modalità interna della circolazione che modula la storm track e la distribuzione delle anomalie bariche tra Atlantico e continente europeo; una sua persistenza/ricorrenza può favorire stagioni fredde prolungate, non necessariamente attraverso un singolo indice estremo, ma tramite un “set” di configurazioni ripetute. Il PNA, a sua volta, è una delle principali modalità del settore pacifico-nordamericano e segnala una riorganizzazione delle onde planetarie nel Pacifico: la sua menzione qui è importante perché suggerisce che l’inverno 1739/40 possa essere stato associato a una configurazione di grande scala capace di coordinare, almeno in parte, i settori Atlantico ed extra-atlantico. Anche senza forzare un’interpretazione meccanicistica unica, il messaggio scientifico resta forte: la severità del 1739/40 emerge meglio quando la si legge come risultato di una circolazione organizzata su scala emisferica, con imprint teleconnettivo e con una persistenza che attraversa le stagioni, piuttosto che come somma di pochi episodi locali.

La figura 6 è la “radiografia mensile” del 1740 nel prodotto ModE-RA (media d’ensemble), perché mostra come l’anomalia non sia stata soltanto una somma di episodi giornalieri, ma un assetto persistente che mese dopo mese lascia una traccia sia termica sia dinamica. Nel pannello (a) le anomalie di temperatura (riferite al 1710–1739) evidenziano un nucleo freddo molto robusto tra gennaio e febbraio, con massimi centrati sull’Europa centrale e un’estensione verso Scandinavia e settore baltico: qui non si vede “solo” l’ondata di gennaio, ma un’intera stagione invernale che resta sbilanciata verso il sotto-media. In marzo–aprile il segnale si attenua ma rimane diffuso sulle medie-alte latitudini europee, coerente con l’idea di un ritardo stagionale; in maggio l’Europa centro-settentrionale resta spesso più fresca del riferimento, mentre l’estate (giugno–agosto) appare più “smorzata”, con anomalie in genere deboli e a macchie, tipiche di un contesto che non torna pienamente su un regime caldo e stabile. Interessante anche la parte finale dell’anno: settembre mostra un’anomalia calda sul Nord Europa, ottobre torna a virare al freddo su una fascia che include Europa centrale, e dicembre evidenzia un segnale più complesso, con riscaldamento relativo sul Nord-Est europeo e anomalie più fredde altrove, a suggerire un cambio netto di configurazione rispetto all’inverno precedente. La forza di questo pannello sta nel fatto che rende visibile la componente “climatica” dell’evento: non è un’anomalia confinata a pochi giorni, ma una sequenza di mesi che mantiene un’impronta fredda, cosa perfettamente compatibile con l’idea di regimi atmosferici e persistenza (Charney & DeVore, 1979; Hannachi et al., 2017), cioè la tendenza della circolazione euro-atlantica a sostare più spesso in alcuni stati quasi-stazionari che condizionano temperatura e precipitazioni su scale sub-stagionali e stagionali.

Il pannello (b) spiega il “perché” dinamico: le anomalie di pressione al livello del mare (sempre rispetto al 1710–1739) mostrano per molti mesi una struttura che ricorda le grandi modalità euro-atlantiche descritte in letteratura, in particolare la famiglia EA/NAO-like (Wallace & Gutzler, 1981; Barnston & Livezey, 1987; Hurrell, 1995). Nei mesi cruciali dell’inverno 1739/40 compaiono spesso anomalie positive sul settore atlantico-occidentale/Europa occidentale e anomalie negative sul Mediterraneo e/o sull’Europa orientale: una geometria che, in termini di vento geostrofico e traiettoria delle perturbazioni, tende a ridurre la zonalità atlantica e a favorire afflussi continentali o settori di correnti in grado di sostenere il raffreddamento sull’Europa centrale. È esattamente il tipo di impalcatura barica che rende plausibile, su scala mensile, ciò che nel giornaliero appare come blocchi e dipoli di pressione durante le fasi più fredde. In primavera il segnale barico si “riorganizza” ma resta coerente con un’Europa spesso sotto l’influenza di pattern che alimentano aria relativamente fredda (per la stagione) e condizioni non pienamente anticicloniche stabili, mentre in estate le anomalie di pressione risultano più deboli, coerenti con un quadro termico meno estremo ma non del tutto “normalizzato”. Un elemento metodologico molto importante, spesso discusso negli studi di ricostruzione e nelle reanalisi storiche, è la verifica incrociata: nella parte inferiore del pannello (b) compaiono anche le anomalia di SLP dell’approccio analogico (contorni), costruite con un riferimento diverso (1991–2020) e quindi non confrontabili in ampiezza “pura”, ma molto utili per confrontare la geometria dei centri d’azione. Il fatto che le linee di contorno riproducano strutture simili a quelle del ModE-RA è un controllo di coerenza forte: due metodologie diverse (assimilazione/ricostruzione d’ensemble da un lato, analoghi dall’altro) convergono su uno stesso disegno sinottico di fondo. Ed è proprio questo, in chiave di dinamica del clima europeo, il messaggio chiave della figura 6: il 1740 non è spiegabile solo con “picchi” di freddo, ma con una preferenza prolungata della circolazione per configurazioni capaci di mantenere l’Europa in un assetto freddo per mesi, un meccanismo che la letteratura sui pattern euro-atlantici e sui regimi considera centrale nel determinare stagioni eccezionali.

La Figura 7 è il punto in cui l’analisi “mette i numeri” alla circolazione del 1740, trasformando le mappe e le narrazioni sinottiche in quattro indici teleconnettivi calcolati su finestre stagionali mirate: NAO e SCAN in gennaio–febbraio (cuore dell’inverno), EA1 ed EA2 in marzo–maggio (primavera). In ciascun pannello l’asse y non è una temperatura, ma una differenza di pressione (hPa) costruita per rappresentare l’intensità e la fase del pattern (positivo/negativo) rispetto al riferimento 1710–1739; l’asse x è il tempo lungo (secoli), e la linea verde tratteggiata indica il 1740. La curva nera è ModE-RA, mentre la fascia grigia (±2 deviazioni standard) mostra l’incertezza d’ensemble: un dettaglio cruciale, perché nelle ricostruzioni paleoreanalitiche l’incertezza non è un accessorio grafico ma parte integrante dell’inferenza (dipende dalla densità dei dati assimilati, dal tipo di proxy/osservazioni e dalla variabilità interna del modello). La linea blu (ModE-RAclim) è una variante molto vicina alla ricostruzione principale; l’arancione (ModE-Sim) rappresenta invece la componente “forzata” dalle condizioni al contorno (senza l’ancoraggio diretto alle osservazioni/proxy assimilati); la serie azzurra (ERA5) estende il confronto all’epoca moderna (nel testo gli autori chiariscono che per ERA5 usano un riferimento 1991–2020 e verificano l’elevata coerenza nel periodo sovrapposto, cosa che rafforza la credibilità della diagnostica degli indici).

Il primo messaggio della figura è quasi controintuitivo: nel 1740 la NAO (pannello alto) in inverno risulta sì negativa, cioè compatibile con una riduzione della zonalità atlantica e una maggiore probabilità di blocchi e scambi meridiani, ma non appare come un valore “fuori scala” nel contesto plurisecolare. Questa è una conclusione dinamicamente importante, perché suggerisce che l’eccezionalità del freddo europeo non richiede una NAO estremamente bassa: può emergere anche con una NAO moderatamente negativa, se la circolazione concreta assume geometrie favorevoli (ad esempio blocchi scandinavi) e se il sistema riesce a mantenere persistenza e “memoria” (suolo raffreddato, possibili superfici innevate, stratificazione stabile). È un risultato coerente con la letteratura che distingue tra indice “integrale” e struttura sinottica effettiva: NAO e pattern affini riassumono famiglie di configurazioni, ma non esauriscono la varietà dei blocchi e delle ondulazioni che determinano gli estremi regionali (Hurrell, 1995; Barnston & Livezey, 1987).

Il secondo pannello, SCAN in gennaio–febbraio, è quello che ci aspetteremmo più direttamente legato ai blocchi scandinavi. Anche qui il 1740 tende al negativo, ma ancora una volta senza collocarsi come outlier assoluto nella serie. Questo punto va letto con attenzione: l’indice SCAN cattura l’anomalia media legata al “dipolo” scandinavo su scala stagionale, ma un blocco intenso di pochi giorni (come quello diagnostico di gennaio mostrato nelle mappe giornaliere) può essere meteorologicamente decisivo senza necessariamente rendere “estremo” l’indice su una media bimestrale. In altre parole, la figura suggerisce una separazione tra event-driven extremes (episodi molto intensi e relativamente brevi) e seasonal-mean teleconnection (segnale mediato nel tempo), un tema ricorrente negli studi su blocking e regimi, dove la durata e la sequenza di eventi contano quanto (o più di) un singolo valore medio stagionale.

Il vero “colpo di scena” è nei pannelli 3 e 4, EA1 ed EA2 in marzo–maggio. Qui la linea al 1740 precipita su valori fortemente negativi e, soprattutto, lo fa in modo che gli autori definiscono unico nel record dal 1421 per la primavera. Questo è il messaggio dinamico più pesante dell’intera figura: la componente primaverile dell’anomalia del 1740 non è una semplice coda della circolazione invernale, ma un regime euro-atlantico specifico legato all’East Atlantic pattern, una delle modalità canoniche della variabilità atmosferica dell’Atlantico settentrionale insieme a NAO e SCAN (Wallace & Gutzler, 1981; Barnston & Livezey, 1987). In termini fisici, una fase EA negativa in primavera può favorire una disposizione dei centri d’azione tale da modulare storm track e avvezioni, aumentando la frequenza di afflussi relativamente freddi (per la stagione) verso l’Europa centro-occidentale e ritardando il riscaldamento stagionale. Qui si vede bene l’idea, centrale nella scienza dei weather regimes, che gli anni eccezionali spesso derivino non da “un indice record” in inverno, ma dalla persistenza inter-stagionale di una configurazione di grande scala che continua a ripresentarsi quando il sistema dovrebbe cambiare regime (Cassou, 2008; Hannachi et al., 2017).

Il confronto tra i tre prodotti ModE aggiunge una lettura quasi “attributiva” (in senso dinamico, non necessariamente radiativo): ModE-Sim riproduce solo una parte ridotta della variabilità degli indici, soprattutto per la primavera. Questo implica che la componente spiegabile solo con condizioni al contorno (forzanti lente, boundary conditions) è relativamente piccola, mentre la parte dominante del segnale del 1740 emerge come variabilità interna organizzata in un pattern molto persistente. Questa conclusione è perfettamente in linea con ciò che sappiamo sulla natura caotica, ma non priva di stati preferenziali, della circolazione extratropicale: la probabilità di occupazione dei regimi può cambiare sensibilmente anche senza una forzante esterna forte, e l’impatto climatico nasce dalla combinazione di frequenza, persistenza e timing stagionale (Rodwell et al., 2013; Hannachi et al., 2017).

In sintesi, la Figura 7 mette ordine in un quadro che altrimenti rischierebbe di essere “troppo ricco”: l’inverno 1739/40 mostra segnali coerenti con un contesto NAO/SCAN tendenzialmente negativo, ma non eccezionale come valore medio; l’eccezionalità più netta e statisticamente rara si sposta invece sulla primavera, dove EA1/EA2 diventano fortemente negativi e persistenti. È un risultato molto elegante perché spiega la natura “annuale” del 1740: non solo un inverno severo, ma una concatenazione dinamica in cui la circolazione resta incanalata su configurazioni favorevoli al sotto-media anche quando, climatologicamente, dovrebbe rilassarsi verso regimi più miti.

La Figura 8 è una sintesi “a scala annuale” che serve a rispondere a una domanda precisa: il 1740 è stato freddo perché ha avuto solo alcuni episodi estremi, oppure perché l’intero anno è rimasto impostato su una circolazione favorevole al sotto-media? Per farlo, gli autori mostrano le anomalie medie annuali di temperatura (pannelli a–c, in °C) e di pressione al livello del mare (pannelli d–f, in hPa) in tre prodotti diversi: ModE-RA e ModE-RAclim (ricostruzioni “ancorate” a osservazioni/proxy assimilati) e ModE-Sim (componente che riflette essenzialmente ciò che il modello genera dalle sole condizioni al contorno, quindi più vicina alla parte “forzata” e meno vincolata dall’evoluzione atmosferica reale del 1740). Nei pannelli di temperatura (a–b) si vede subito che ModE-RA e ModE-RAclim convergono su un quadro coerente: un nucleo di anomalie negative ben organizzato sull’Europa, con massimo sull’Europa centrale. Il rettangolo giallo nel pannello (a) delimita proprio la regione definita come Europa centrale e rende evidente che il “cuore” del raffreddamento annuale non è diffuso in modo casuale, ma concentrato dove l’impatto socio-economico (agricoltura, gelate, persistenza del freddo) è più rilevante. Sopra la mappa compaiono anche i simboli che indicano dove e quali dati sono stati utilizzati nell’assimilazione tra ottobre 1739 e marzo 1740 (temperatura, pressione, precipitazione e fonti documentarie): questa sovrapposizione è più di un abbellimento grafico, perché chiarisce che la ricostruzione non è un esercizio “libero” del modello; è vincolata da un reticolo reale di osservazioni e testimonianze, come tipicamente avviene nelle reanalisi e nelle ricostruzioni con assimilazione (concettualmente affini, pur con differenze tecniche, alle reanalisi storiche basate su pressione superficiale, dove i campi dinamici vengono ricostruiti imponendo coerenza fisica tra osservazioni sparse e dinamica atmosferica). Il confronto con ModE-Sim (pannello c) è la chiave interpretativa: lì il segnale termico annuale appare molto più debole e meno strutturato, suggerendo che una quota importante dell’anomalia fredda europea del 1740 non “scende automaticamente” dalle condizioni al contorno, ma nasce dalla specifica configurazione e variabilità interna della circolazione che si è realizzata in quell’anno. Questo è perfettamente in linea con ciò che sappiamo sulla dinamica extratropicale: la parte più impattante del clima europeo spesso dipende dalla frequenza e persistenza dei regimi (blocking, fasi NAO-like, pattern atlantici), cioè da stati quasi-stazionari del flusso che possono emergere e durare anche senza una forzante esterna eccezionale (Charney & DeVore 1979; Hannachi et al. 2017; Rodwell et al. 2013).

I pannelli di pressione (d–e) spiegano “il motore” del segnale termico: in ModE-RA e ModE-RAclim compare un disegno molto riconoscibile, con anomalie positive sull’Atlantico nord-orientale/settore occidentale europeo e anomalie negative verso Europa orientale e alto-latitudini euroasiatiche. Questo tipo di struttura rientra nella famiglia delle grandi modalità euro-atlantiche descritte nella letteratura classica dei pattern (Wallace & Gutzler 1981; Barnston & Livezey 1987) e può essere letto come una combinazione/ibridazione di segnali EA-like e NAO-like, con centri d’azione non necessariamente coincidenti con le definizioni “canoniche” moderne ma dinamicamente equivalenti nel modulare storm track, gradiente barico e origine delle masse d’aria che raggiungono l’Europa. Fisicamente, un’anomalia positiva a ovest e negativa più a est tende a ridurre la zonalità efficace e a favorire scambi meridiani e/o contributi continentali, aumentando la probabilità di lunghi periodi sotto media, specialmente se il pattern persiste o ricorre su più stagioni. Il fatto che ModE-Sim (pannello f) non riproduca in modo convincente la stessa impronta barica annuale rafforza l’interpretazione: la struttura di pressione che “firma” il 1740 non è un semplice riflesso del forcing di fondo, ma un prodotto della traiettoria atmosferica concreta di quell’anno, cioè della variabilità interna organizzata in un regime persistente. In altre parole: non basta dire “NAO negativa” o “blocco scandinavo” in senso generico; la figura suggerisce che il 1740 abbia avuto una geometria barica capace di sostenere un sotto-media prolungato, e che questa geometria è meglio catturata quando le ricostruzioni sono ancorate alle osservazioni.

Il riquadro finale (f) è didattico ma fondamentale: mostra come vengono definiti gli indici NAO, EA1/EA2 e SCANtramite differenze tra regioni/centri d’azione (linee e punti), collegando direttamente questa figura alla diagnostica della Figura 7. Qui sta il punto concettuale più interessante: l’eccezionalità del 1740 non richiede per forza una NAO “record” su media stagionale; può emergere dalla persistenza e dalla ricorrenza di una particolare configurazione EA-like (e dalla sua combinazione con contributi scandinavi) che agisce mese dopo mese, modulando traiettorie delle perturbazioni e origine delle masse d’aria. È un modo moderno, da dinamica dei regimi, di leggere un anno storico: non come una collezione di ondate di freddo, ma come un periodo in cui l’atmosfera ha speso più tempo del normale in stati circolatori che favoriscono il raffreddamento cumulativo, e questo “cumulativo” è esattamente ciò che una media annuale come quella della Figura 8 rende impossibile ignorare.

La figura 9 è quella che “mette in prospettiva” tutto il lavoro, perché sposta l’attenzione dagli episodi e dai pattern sinottici alla domanda più semplice e più importante: quanto eccezionale è stato davvero il 1740 dentro la variabilità di lungo periodo? Lo fa con due scale diverse e complementari. Nel pannello (a) si guarda alla scala emisferica/extratropicale: la curva XBRWCCC (ricostruzione della stagione fredda ottobre–maggio mediata sulle terre emerse tra 35 e 70°N) mostra che il 1739/40 emerge come minimo marcato e, secondo Reichen et al. (2022), risulta la stagione fredda più fredda dell’intera serie che parte dal 1701. Il punto metodologico qui è forte: una ricostruzione basata su fenologia (proxy biologici) ha un’indipendenza sostanziale rispetto alle catene di dati puramente strumentali e, proprio perché integra il segnale su scale regionali, tende a catturare bene gli anni in cui il freddo è “coerente” e diffuso, non solo locale. L’innesto con CRUTEM5 nel periodo moderno (curva verde) serve invece a dare continuità fino a oggi e, visivamente, fa emergere un aspetto climatico cruciale: il riscaldamento contemporaneo porta le anomalie su livelli che cambiano completamente il contesto statistico in cui collochiamo gli estremi storici. In altre parole, il 1739/40 spicca come estremo freddo nella variabilità preindustriale, mentre la parte recente della serie mostra un graduale spostamento del “livello medio” verso anomalie positive sempre più alte, coerente con quanto documentato dalle ricostruzioni strumentali globali e dalla letteratura sul riscaldamento moderno.

Il pannello (b) restringe lo sguardo alla scala regionale più rilevante per lo studio: la temperatura media annualedell’Europa centrale (la stessa area definita nelle mappe precedenti), calcolata in tre prodotti ModE: ModE-RA (linea nera), ModE-RAclim (blu) e ModE-Sim (arancione), con le ombreggiature che rappresentano l’incertezza d’ensemble (±2 deviazioni standard). Qui la figura fa emergere un messaggio fisicamente molto istruttivo: in ModE-RA il 1740 è un minimo eccezionale su scala plurisecolare (gli autori lo discutono come l’anno più freddo dell’intero record dal 1421), e la profondità del minimo è tale da risultare robusta anche considerando la dispersione dell’ensemble. Questo è esattamente il tipo di evidenza che si cerca quando si lavora con ricostruzioni e assimilazioni: non basta “vedere” un anno freddo, bisogna capire se quell’anno resta estremo anche dentro l’incertezza, cioè se è un segnale stabile rispetto alle alternative compatibili con i dati disponibili. Il confronto con ModE-RAclim mostra che la struttura del segnale non dipende da una scelta particolare del setup (le due ricostruzioni si somigliano molto), mentre il confronto con ModE-Sim è quello che chiude il cerchio interpretativo: la simulazione guidata dalle sole condizioni al contorno non riesce a riprodurre pienamente l’estremo, suggerendo che una quota importante dell’eccezionalità del 1740 derivi dalla variabilità interna e dalla specifica traiettoria dinamica della circolazione euro-atlantica, più che da un forcing esterno “lento” che il modello potrebbe catturare da solo. Questa conclusione è in linea con la teoria dei regimi atmosferici e dei blocchi: la dinamica extratropicale tende a organizzarsi in stati quasi-stazionari (Charney e DeVore, 1979; Hannachi et al., 2017), e quando cambia la frequenza/persistenza di questi stati (NAO-like, SCAN, East Atlantic), l’impatto termico regionale può diventare enorme senza che esista necessariamente un singolo indice invernale “da record”. Non a caso, nelle figure precedenti la firma più rara emerge soprattutto nella primavera tramite EA1/EA2, mentre NAO e SCAN in inverno risultano negativi ma non estremi: la figura 9b mostra l’effetto cumulativo di questa persistenza multi-stagionale, che è un concetto centrale anche negli studi di prevedibilità stagionale e sub-stagionale sull’Europa (ad esempio l’idea che la difficoltà predittiva e l’impatto crescano quando il sistema resta a lungo in un regime bloccato o ricorrente; Rodwell et al., 2013).

Un altro punto che la figura 9 rende evidente è la differenza tra “evento freddo emisferico” e “record regionale”: nel pannello (a) il 1739/40 è un estremo su una vasta fascia extratropicale, ma nel pannello (b) l’Europa centrale amplifica ulteriormente il segnale, perché lì la circolazione (blocchi scandinavi, pattern East Atlantic persistente, storm track modulata) concentra il raffreddamento proprio sul continente. È un risultato perfettamente coerente con la climatologia dinamica: gli estremi più severi spesso nascono dalla combinazione tra un contesto di grande scala favorevole e una configurazione regionale che canalizza masse d’aria e mantiene il raffreddamento attraverso feedback di strato limite e superficie. In sintesi, la figura 9 non si limita a dire “fece freddo”: dimostra che il 1739/40 spicca come estremo a scala ampia, e che il 1740 risulta eccezionale come anno sull’Europa centrale nel contesto di secoli, con un’anomalia che non è un artefatto di rumore o di scelta di prodotto, ma la firma integrata di una circolazione persistente e altamente sfavorevole al normale riscaldamento stagionale.

Ruolo dei forcing oceanici e vulcanici

Nel tentativo di capire se l’eccezionalità del 1739–1740 possa essere “ancorata” a forzanti esterne (oceano e vulcani) e non soltanto alla variabilità interna della circolazione, gli autori mettono alla prova due candidati classici: il segnale ENSO, rappresentato qui dall’indice Niño 3.4, e il forcing radiativo associato alle eruzioni. Nel framework ModE-RA, le condizioni al contorno oceaniche non sono “osservate” (ovviamente) ma ricostruite: si usano SST mensili derivate da un prodotto dedicato, costruito a partire da ricostruzioni annuali e poi “downscalato” al mese con una procedura che introduce variabilità intra-annuale e sub-grid coerente con la climatologia moderna. Questa scelta è potente perché permette di imporre al modello una traiettoria oceanica plausibile anche in epoca pre-strumentale, ma implica anche che l’ENSO del 1739/40 sia, per definizione, un segnale ricostruito con incertezze non banali (sia sull’ampiezza sia sulla fase stagionale). 

Proprio per evitare che queste incertezze “esplodano” andando troppo indietro, l’analisi statistica viene limitata al 1710–2000, cioè a un intervallo in cui la qualità complessiva di ricostruzioni e reanalisi paleoclimatiche è più difendibile. Dentro questa finestra, la prova è molto diretta: correlare Niño 3.4 con indici di circolazione rilevanti per l’Europa (NAO in gennaio–febbraio; due modalità Eastern Atlantic, EA1 ed EA2, in marzo–maggio). Il risultato è sostanzialmente piatto: per quasi tutti i membri dell’ensemble e per tutti gli indici, le correlazioni stanno entro ±0,1; e soprattutto non raggiungono significatività statistica a p=0,05. Tradotto in modo operativo: anche ammettendo un El Niño nel 1739 e in parte nel 1740, non emerge un legame lineare robusto con quei pattern euro-atlantici nei mesi chiave. 

Questa “debolezza” non è affatto sorprendente se la confronti con la letteratura sulle teleconnessioni ENSO–Atlantico settentrionale: l’impronta di ENSO sulla NAO è notoriamente intermittente, sensibile alla stagione, alla struttura dell’evento ENSO (diversità di El Niño) e ai canali dinamici in gioco (via troposferica e via stratosferica), con reversals e non-linearità che possono rendere una semplice correlazione (anche su secoli) un test poco potente. In altre parole: l’assenza di correlazione significativa non “assolve” ENSO in senso causale assoluto, ma suggerisce che ENSO non sia un driver dominante e riproducibile della sequenza NAO/EA che interessa qui. Questo è coerente con revisioni e studi che descrivono la teleconnessione ENSO–stratosfera–NAO come condizionata dallo stato di fondo (getto, vortice, onde planetarie) e quindi non stazionaria nel tempo. 

Sul lato vulcanico, l’attenzione cade sull’eruzione del Monte Tarumae (19–31 agosto 1739), che nei dataset di forcing adottati (ModE-RA e la cronologia ice-core di riferimento) non è classificata come “grande” in senso storico, ma supera comunque la soglia di selezione fissata nello studio (forcing globale < −2 W m⁻²; per Tarumae circa −2,4 W m⁻²). Gli autori ripetono l’approccio in modo composito: considerano tutte le eruzioni con forcing più forte di −2 W m⁻² nel periodo 1710–2000 e valutano la risposta media della circolazione. Anche qui, il segnale è presente ma debole: una tendenza a NAO leggermente positiva in gennaio–febbraio e risposte positive per i pattern EA1 ed EA2. È un punto importante perché si inserisce in un dibattito ampio: dopo eruzioni esplosive, soprattutto tropicali, diversi studi hanno proposto una risposta invernale tipo NAO+ (via riscaldamento stratosferico da aerosol, rafforzamento del vortice e rimodulazione del getto), ma l’ampiezza del segnale, la sua persistenza e perfino il segno possono dipendere molto da latitudine dell’eruzione, stagione, magnitudine e, soprattutto, dalla variabilità interna che spesso domina il “rumore” euro-atlantico. Per un’eruzione come Tarumae, per giunta non eccezionale e non tropicale, aspettarsi un imprint dinamico netto e ripetibile sarebbe ottimistico: il fatto che l’analisi trovi solo risposte lievi è quindi fisicamente plausibile e compatibile con la letteratura che sottolinea l’elevata incertezza della risposta della NAO al forcing vulcanico. 

Il messaggio che ne esce, letto con occhio “dinamico” e non solo statistico, è piuttosto pulito: né ENSO (almeno nella metrica Niño 3.4 e nel test lineare proposto) né il forcing vulcanico considerato sembrano fornire una chiave deterministica forte per spiegare la configurazione NAO/EA associata al 1739/40. Questo non significa che oceano e aerosol siano irrilevanti in generale; significa, più pragmaticamente, che in questo caso specifico l’evento appare meglio interpretabile come prodotto di una combinazione in cui la variabilità interna della circolazione euro-atlantica resta il “peso massimo”, mentre i forcing esterni, se presenti, agiscono al più come modulazioni deboli e difficili da isolare sul singolo episodio. 

La figura 10 è costruita per rispondere a una domanda molto concreta: il “segnale” del 1739/40 (e della persistente anomalia del 1740) è coerente tra una ricostruzione basata su proxy fenologici e una reanalisi atmosferica assimilativa? E, soprattutto, che tipo di configurazione barica accompagna quell’anomalia termica.

In tutti e tre i pannelli il campo colorato rappresenta l’anomalia di temperatura (scala a destra, circa da −4 a +4 °C), mentre le linee di contorno rappresentano l’anomalia di pressione al livello del mare con passo 2 hPa, centrate su zero; le linee tratteggiate indicano anomalie negative. Le anomalie sono calcolate rispetto ai 30 anni precedenti: questo dettaglio è fondamentale perché “toglie” la climatologia locale e mette in risalto l’eccezionalità del periodo 1739/40 (e, nel caso estivo, del 1740) rispetto al contesto immediatamente precedente, non rispetto a un riferimento moderno. 

Il pannello (a) mostra la stagione fredda ottobre–maggio 1739/40 nel dataset XBRWCCC, che è una ricostruzione di campo termico basata solo su dati fenologici (date di gelo/disgelo di fiumi e laghi, fasi vegetative, ecc.). In questa mappa i cerchi arancioni indicano le località delle osservazioni fenologiche utilizzate (spostate leggermente quando più indicatori provengono dallo stesso punto). Il punto fisico importante è che la fenologia “vede” molto bene il semestre freddo: a differenza degli anelli degli alberi, che sono più sensibili alla stagione di crescita, qui l’informazione è direttamente legata a processi governati dalla temperatura del tardo autunno–inverno–primavera (formazione e fusione del ghiaccio, tempistica di fioritura, ecc.). È il motivo per cui Reichen et al. hanno sviluppato ricostruzioni specifiche per la cold season (Oct–May) proprio per colmare un vuoto storico nelle ricostruzioni basate prevalentemente su proxy estivi. 
Visivamente, (a) evidenzia una vasta area di anomalie fredde che include l’Europa e si estende su porzioni importanti dell’Eurasia, con intensità massime sul comparto europeo. La pressione al suolo, pur ricostruita in modo più indiretto rispetto a una reanalisi, suggerisce una configurazione coerente con una circolazione anomala persistente sul Nord Atlantico/Europa, cioè non un semplice “episodio” ma un assetto sinottico ricorrente nel semestre freddo.

Il pannello (b) ripete la stessa stagione (Oct–May 1739/40) ma in ModE-RA, cioè una reanalisi paleoclimatica in cui un modello atmosferico è vincolato da osservazioni storiche e proxy tramite assimilazione. Qui la novità non è solo il campo termico: è la coerenza dinamica fra temperatura e pressione, perché il modello deve rispettare (entro i limiti) bilanci e vincoli fisici dell’atmosfera. In (b) le simbologie mostrano anche quali osservazioni entrano effettivamente nel sistema (triangoli/rombi/segni rossi per variabili strumentali e derivate; marcatori per proxy naturali; quadrati arancioni per dati documentari), e si nota subito che l’Europa è densamente vincolata rispetto ad altre regioni: questo aiuta a capire perché il massimo del segnale europeo sia particolarmente robusto nel prodotto ModE. 
Il pattern chiave di (b) è la combinazione tra anomalie fredde marcate sull’Europa centrale e settentrionale e una struttura di pressione che mostra un’anomalia anticiclonica/bloccante sul settore Nord Atlantico–Europa (contorni concentrici prevalentemente continui, quindi positivi). In termini di dinamica, una configurazione di questo tipo è compatibile con un forte blocco scandinavo o nord-europeo, che indebolisce il flusso zonale atlantico e favorisce l’advezione di aria continentale fredda verso l’Europa centrale e occidentale. Non è un’interpretazione “generica”: nello studio sul 1740 gli autori collegano esplicitamente l’avvio dell’episodio a un intenso blocco scandinavo a inizio gennaio, con successiva persistenza di condizioni favorevoli al mantenimento del freddo. 
Questo tipo di legame fra blocchi e ondate di freddo europee è ben documentato anche nella letteratura moderna: gli episodi di cold spell, soprattutto su Europa centro-orientale e sud-orientale, mostrano co-occorrenze elevate con regimi di blocking, perché il blocco “ferma” la traiettoria delle perturbazioni e impone per giorni o settimane un regime di venti anomali e scambi meridiani. In parallelo, la famiglia NAO/Atlantic ridge–blocking è la cornice statistico-dinamica più usata per interpretare anomalie termiche invernali europee: quando il getto si indebolisce o si ondula e aumentano i blocchi, cresce la probabilità di afflussi freddi continentali su Europa. 

Il pannello (c) è forse il più interessante dal punto di vista “climatico”, perché mostra l’estate successiva (giugno–agosto 1740) sempre in ModE-RA. Qui il messaggio è che il 1740 non è stato soltanto “l’inverno più duro”: l’anomalia fredda persiste su ampie aree europee anche nel trimestre estivo, seppure con struttura e intensità diverse. Questa persistenza è coerente con la narrazione del lavoro (freddo prolungato fino ad agosto e ritorni freddi anche in autunno) e, dal punto di vista dei dati, viene rafforzata dal fatto che in estate entrano in gioco proxy molto informativi come gli anelli degli alberi (cerchi verdi), numerosi e ben distribuiti alle medie-alte latitudini: sono proxy tipicamente più sensibili al segnale estivo (temperatura/umidità della stagione di crescita), quindi qui fungono da “vincolo” naturale particolarmente pertinente. 
Anche sul piano fisico l’idea ha senso: una sequenza di mesi freddi può essere sostenuta da combinazioni di circolazione anomala (blocchi/ondulazioni del getto), feedback di superficie (neve tardiva, suoli umidi, albedo) e inerzia oceanica/atlantica; ModE-RA, imponendo condizioni al contorno oceaniche ricostruite, tenta di rappresentare almeno parte di questa componente di “memoria” del sistema, pur con le incertezze inevitabili delle SST pre-strumentali. 

Messa insieme, la figura 10 serve quindi a tre cose: (1) mostra che una ricostruzione indipendente basata su fenologia (XBRWCCC) individua un segnale freddo forte e spazialmente coerente nel semestre freddo; (2) mostra che ModE-RA non solo riproduce un raffreddamento europeo consistente, ma lo incastra in un assetto di pressione compatibile con un regime di blocco (dinamicamente plausibile e in linea con la diagnosi dello studio sul 1740); (3) evidenzia che l’anomalia non si esaurisce con l’inverno, perché l’estate 1740 mantiene un’impronta fredda su Europa che trova supporto in proxy estivi ad alta densità come i tree rings. 

Accordo tra i dataset e sequenza di eventi del raffreddamento 1739/40–1741/42

Il nucleo interpretativo di questa discussione sta nell’elevata convergenza fra ricostruzioni concettualmente diverse: una reanalisi paleoclimatica con assimilazione (ModE-RA), una ricostruzione spaziale fondata su informazione fenologica (XBRWCCC) e, in aggiunta, una ricostruzione “per analoghi”. Quando prodotti così eterogenei restituiscono la stessa storia sinottico-climatica, il risultato non è soltanto una conferma qualitativa: è un’indicazione che l’evento possiede un segnale dinamico abbastanza grande e coerente da emergere nonostante (i) la scarsità e l’eterogeneità delle osservazioni del XVIII secolo, (ii) le incertezze intrinseche dei proxy e (iii) la sensibilità del sistema euro-atlantico alla variabilità interna. In termini metodologici, ModE-RA fornisce la “colla fisica” (bilanci e coerenza fra pressione, vento e temperatura) tipica delle reanalisi con assimilazione, mentre XBRWCCC e gli analoghi funzionano come controlli indipendenti: il primo perché traduce in temperatura la risposta integrata di processi stagionali (gelo/disgelo, fenologia), i secondi perché sfruttano l’idea, classica in meteorologia, che configurazioni di circolazione simili tendano a produrre risposte termiche simili, rendendo l’approccio analogico un banco di prova pragmatico della plausibilità sinottica (il “tempo del 1740” e non solo il suo clima medio). Questa triangolazione è particolarmente significativa nel contesto della climatologia storica europea, dove la coerenza tra ricostruzioni e fonti documentarie (cronache, registri, descrizioni di impatto) è spesso l’elemento decisivo per separare un’anomalia reale da una ricostruzione fragile; è la stessa logica che ha guidato molta letteratura sul clima storico dell’Europa (Pfister; Brázdil e colleghi), in cui l’evidenza d’impatto è usata per “ancorare” la narrazione atmosferica.

Il lavoro sottolinea poi un punto cruciale: l’eccezionalità del 1740 non deriva da un singolo episodio, ma da una sequenza di regimi e transizioni. L’anno 1740 emerge come il più freddo in Europa centrale dal 1421, e il periodo di dodici mesi più freddo è novembre 1739–ottobre 1740: questo tipo di record plurimensile è molto più coerente con un forcing dinamico persistente (regimi di blocco/ondulazioni del getto) che con una concatenazione casuale di ondate brevi. La catena inizia con un marcato blocco scandinavo, che convoglia aria continentale verso l’Europa centrale. In climatologia sinottica il blocco è definito proprio come una configurazione quasi-stazionaria che interrompe il flusso zonale e fornisce “memoria” al sistema (Rex, 1950), e una dorsale/alta pressione su Scandinavia è una delle geometrie più efficienti per attivare trasporto freddo continentale o artico-continentale verso l’Europa centrale e occidentale. Non a caso, la letteratura moderna sugli estremi invernali europei mostra una connessione robusta fra blocking e cold spells, proprio perché il blocco impone per molti giorni anomalie persistenti di vento e di avvezione (Pfahl & Wernli; Sillmann et al.), amplificando gli scarti termici medi stagionali oltre ciò che produrrebbe una circolazione più “mobile”. In questa cornice si inserisce l’osservazione di Jones e Briffa (2006), che interpretano gennaio 1740 come dominato da un’alta pressione continentale: il punto fine che emerge qui è che, nel dato ricostruito, il segnale più “pulito” corrisponde a una finestra sub-mensile (5–11 gennaio), mentre la media mensile di gennaio sposta il massimo delle anomalie verso le Isole Britanniche. È un dettaglio metodologicamente molto istruttivo: nei mesi dominati da transizioni o da episodi intensi ma non persistenti, la media mensile può “diluire” o traslare l’impronta del regime, mentre una diagnosi a scala sinottica rivela l’innesco reale della catena di raffreddamento.

Dalla primavera in avanti, il testo evidenzia che il regime dominante diventa l’alta pressione/blocco sulle Isole Britanniche. Questa configurazione è meno intuitiva del blocco scandinavo, perché un’alta su UK non è automaticamente sinonimo di freddo per l’Europa centrale; dipende dalla posizione della dorsale e dal canale di scorrimento sul suo bordo orientale. Qui la logica fisica proposta è chiara: la struttura di pressione favorisce un afflusso verso l’Europa centrale di aria proveniente dal Nord Atlantico. In primavera e in inizio estate, il Nord Atlantico rimane termicamente “in ritardo” rispetto al riscaldamento del continente europeo (inerzia termica oceanica), quindi masse d’aria marittime settentrionali possono risultare sensibilmente più fredde del suolo continentale: l’effetto netto, ripetuto per settimane, è un raffreddamento persistente che si traduce sia in anomalie termiche negative sia in impatti idro-meteorologici coerenti con la documentazione (stagioni agricole compresse, ritardi fenologici, vulnerabilità alimentare). Questo tipo di meccanismo rientra bene nelle interpretazioni basate su regimi euro-atlantici e NAO/EA: non è necessario postulare un’unica fase canonica della NAO per ottenere freddo prolungato, basta una persistenza anomala di configurazioni di blocco/cresting che riducono la zonalità e canalizzano avvezioni fredde sul cuore europeo; la letteratura sui “weather regimes” atlantico-europei (Vautard; Michelangeli; Hannachi e colleghi) è utile proprio perché descrive come pochi stati ricorrenti della circolazione possano produrre risposta termica e pluviometrica sistematica su Europa.

Il passaggio di agosto a condizioni più cicloniche con afflusso da ovest completa la sequenza con un meccanismo diverso: aria più umida, instabile e relativamente fredda per la stagione, capace di mantenere temperature sotto media e aumentare la piovosità o la nuvolosità, riducendo l’insolazione e aggravando gli effetti sul bilancio energetico superficiale e sulla maturazione delle colture. Anche qui la coerenza multistrumento è un elemento chiave: laddove i proxy invernali (fenologia di gelo/disgelo) eccellono nel vincolare il semestre freddo, i proxy estivi (in particolare gli anelli degli alberi) sono più sensibili alle condizioni della stagione di crescita e tendono a registrare estati fredde/umide attraverso riduzioni dell’accrescimento; dunque la persistenza del segnale fino all’estate è, dal punto di vista paleoclimatico, una delle condizioni che rendono l’evento “ricostruibile” con maggiore fiducia.

Infine, l’osservazione che il raffreddamento inizia già nell’autunno 1739 e che i due inverni successivi, soprattutto il 1741–42, restano freddi, sposta l’interpretazione da “anno eccezionale” a periodo pluriennale: un aspetto coerente con la variabilità decadale dell’Atlantico e con la tendenza dei regimi di circolazione a organizzarsi in cluster temporali, specialmente quando lo stato di fondo favorisce una minore zonalità. Che ciò segua un decennio relativamente mite rende il quadro ancora più interessante, perché richiama un tema ricorrente nella climatologia storica: transizioni relativamente rapide tra fasi più temperate e fasi fredde, in cui la variabilità interna del sistema euro-atlantico (getto, blocchi, storm track) può produrre sequenze di anni anomali anche senza necessità di un singolo driver esterno dominante. In sintesi, la figura complessiva che emerge è quella di un evento “costruito” da una concatenazione di regimi—innesco con blocco scandinavo, persistenza con blocco/alta su UK e avvezioni atlantiche settentrionali, chiusura estiva con circolazione ciclonica occidentale—e validato dalla convergenza tra ricostruzioni indipendenti e testimonianze documentarie, cioè esattamente il tipo di convergenza che, negli studi sul clima storico europeo, rappresenta il criterio più robusto per attribuire credibilità alla ricostruzione del tempo meteorologico oltre che del clima medio.

Aspetti dinamici: NAO− iniziale, possibile (ma non dimostrabile) impronta stratosferica, persistenza di EA− e segnale PNA+

Sul piano dinamico, il 1740 si apre con una configurazione riconducibile a una NAO negativa, ma non particolarmente estrema nella metrica degli indici: un dettaglio importante, perché ricorda che l’intensità degli impatti al suolo non dipende soltanto dal valore “globale” dell’indice, ma anche dalla posizione dei centri d’azione, dalla durata del regime e dalla capacità del flusso di canalizzare avvezioni fredde su aree specifiche. È un punto ben noto nella letteratura sulle teleconnessioni euro-atlantiche: NAO, EA e pattern affini descrivono famiglie di stati ricorrenti (Wallace & Gutzler, 1981; Barnston & Livezey, 1987), ma la risposta locale può amplificarsi quando il getto si ondula e la circolazione assume carattere più meridiano, favorendo trasporti di massa e scambi caldi/freddi persistenti. Dentro questa cornice si colloca l’episodio di gennaio 1740, che spicca per l’eccezionalità statistica: anomalie termiche fino a −6 deviazioni standard indicano una coda estrema della distribuzione, tipica di eventi che richiedono non solo un’irruzione fredda “intensa”, ma anche condizioni che ne aumentino la durata e la capacità di radicarsi (ad esempio avvezione ripetuta, copertura nevosa, inversioni radiative e continuità del regime sinottico).

Da qui nasce l’interrogativo, scientificamente legittimo ma metodologicamente delicato: un’estremizzazione così marcata potrebbe essere stata l’impronta di un Sudden Stratospheric Warming (SSW)? Nella climatologia moderna gli SSW sono associati a un forte disturbo del vortice polare stratosferico, con decelerazione o inversione dei venti zonali e riscaldamento rapido alle alte latitudini; l’interesse sta nel fatto che, in una frazione non trascurabile dei casi, l’anomalia stratosferica può propagarsi verso il basso e modulare la circolazione troposferica per diverse settimane, spesso favorendo configurazioni tipo AO/NAO negative e aumentando la probabilità di irruzioni fredde su Europa e Nord Atlantico (Baldwin & Dunkerton, 2001; Charlton & Polvani, 2007; Domeisen, 2019). Tuttavia, per il 1739/40 manca ciò che per noi oggi è “diagnostica primaria” (serie stratosferiche affidabili, analisi del vento zonale in stratosfera, geometria del vortice, flussi d’onda verticali), quindi qualsiasi attribuzione diretta sarebbe un salto logico. L’unico appiglio ragionevole è la presenza di precursori troposferici statisticamente associati agli SSW, come certi dipoli di pressione e configurazioni favorevoli a un’accresciuta attività d’onda planetaria che può poi trasferire momento e calore in stratosfera; Butler et al. (2017) discutono proprio la frequenza di dipoli di pressione europei come segnali antecedenti in alcune casistiche moderne, e gli autori notano che dicembre 1739 “somiglia” a quel tipo di assetto. Ma la somiglianza di pattern non è una prova: nella catena causale stratosfera–troposfera, molte configurazioni troposferiche sono ambigue e possono verificarsi anche senza alcun coinvolgimento stratosferico. Perciò la posizione prudente è corretta: l’ipotesi SSW resta un’idea fisicamente plausibile in astratto, ma non dimostrabile con gli elementi disponibili, e oltre un certo punto diventa inevitabilmente speculazione.

Dopo l’evento di gennaio, l’aspetto più robusto non è tanto la NAO in sé, quanto la transizione verso un assetto euro-atlantico che gli autori descrivono come fase negativa del pattern East Atlantic, nelle sue due varianti (EA1/EA2), per una larga parte del resto dell’anno. Qui il ragionamento guadagna solidità perché si appoggia a più linee: (i) la coerenza fra ricostruzioni (ModE-RA, XBRWCCC e analoghi), (ii) l’allineamento con l’evidenza documentaria e (iii) il fatto che esistano studi precedenti che avevano già riconosciuto per la primavera una circolazione simile (Engler et al., 2013). L’elemento “forte” in ModE-RA è che gli indici EA in marzo–maggio raggiungono lo stato più negativo dell’intera serie, e lo stesso vale per le medie annuali: questo suggerisce che non si tratta di un segnale effimero, ma di una configurazione persistente. Dal punto di vista fisico, una fase negativa dell’EA (a seconda della variante) è coerente con una riorganizzazione del gradiente di pressione sull’Atlantico nord-orientale e sull’Europa occidentale che tende a modificare traiettoria e intensità della storm track e, soprattutto, a favorire afflussi da quadranti settentrionali o nord-occidentali verso l’Europa centrale. In primavera questo è particolarmente efficace nel produrre anomalie fredde, perché l’Atlantico settentrionale conserva un’importante inerzia termica e rimane relativamente freddo rispetto al continente in riscaldamento: portare aria marittima settentrionale sul continente può quindi “tagliare” sistematicamente la temperatura media e ritardare la stagione calda, amplificando gli impatti agricoli e fenologici. La presenza di una ricostruzione indipendente (Mellado-Cano et al., 2019) che mostra anomalie negative sia di NAO sia di EA nell’inverno 1739/40—pur basata su una singola serie e quindi con limiti intrinseci—è un tassello aggiuntivo: non “chiude” il caso, ma va nella stessa direzione di coerenza sinottica.

Infine, la figura si completa con il settore Pacifico–Nord America, dove compare un’anomalia di pressione al suolo simile a una fase PNA positiva. Il PNA è uno dei pattern teleconnettivi fondamentali dell’emisfero nord, legato a treni d’onda di Rossby e alla modulazione del getto pacifico e nordamericano (Wallace & Gutzler, 1981; Barnston & Livezey, 1987). Il fatto che il segnale emerga con chiarezza persino nella ricostruzione relativamente semplice XBRWCCC e sia comunque visibile anche in ModE-RA è interessante perché suggerisce una riorganizzazione emisferica non confinata all’Atlantico. Naturalmente, “PNA+” non implica automaticamente una causa univoca (può essere associato a forzanti tropicali, variabilità interna del Pacifico, feedback aria–mare), né garantisce un impatto deterministico sull’Europa; però, in termini di dinamica dei grandi scambi d’onda, la co-presenza di anomalie pacifiche e atlantiche è compatibile con un emisfero in cui la circolazione assume un carattere più ondulato e organizzato in pattern a larga scala, aumentando la probabilità di regimi persistenti anche sul comparto euro-atlantico.

In sintesi, la sottosezione mette bene a fuoco un equilibrio “da manuale” tra fisica e cautela: l’episodio di gennaio 1740 è così estremo da rendere naturale evocare meccanismi a memoria lunga come un possibile coinvolgimento stratosferico, ma l’assenza di diagnostica diretta impedisce attribuzioni; ciò che invece appare più robusto, perché sostenuto da più ricostruzioni e da precedenti studi, è la persistenza di un regime EA negativo per gran parte dell’anno e la presenza di un assetto pacifico tipo PNA+, cioè un quadro in cui la sequenza di regimi e la coerenza emisferica contano più del singolo valore di un indice mensile.

Confronto tra l’inverno 1739/40 e altri grandi inverni storici europei

Se il 1740 risulta “unico” quando lo si considera come anno intero (perché il freddo non si esaurisce con l’inverno ma lascia un’impronta anomala anche nelle stagioni successive), il semestre freddo 1739/40 entra invece a pieno titolo nella stessa famiglia dei grandi inverni memorabili dell’Europa pre-industriale, quelli che le fonti coeve riconoscevano e confrontavano immediatamente con altri episodi estremi. Nello studio, questo passaggio è importante perché sposta l’attenzione dal semplice primato (“anno più freddo”) alla comparabilità dinamica e d’impatto: un inverno può essere eccezionale per intensità e durata del gelo, ma un anno intero eccezionale richiede anche persistenza primaverile/estiva del segnale, cioè un’anomalia che “resiste” oltre la finestra stagionale tipica. 

Non sorprende, quindi, che molte testimonianze scritte dell’epoca mettano in parallelo il 1739/40 con il leggendario 1708/09, uno degli inverni più duri del tardo periodo della Piccola Età Glaciale. Un indicatore d’impatto spesso citato per il 1708/09 è il congelamento della laguna di Venezia, evento raro che richiede un insieme di condizioni termiche e circolatorie particolarmente persistenti; la letteratura documentaria veneziana lo riporta come uno dei segnali più “visibili” della severità di alcuni inverni storici, incluso quello del 1709. 

Per rendere il confronto meno impressionistico, gli autori richiamano poi una metrica quantitativa: la lunga serie termica ricostruita per i Paesi Bassi (con parte documentaria prima del 1706 e parte strumentale successiva), che assegna all’inverno 1739/40 un indice di severità pari a 8, lo stesso attribuito al 1708/09. Nella stessa classificazione, però, alcuni inverni risultano ancora “un gradino sopra” (severità 9), in particolare 1683/84, 1788/89 e 1829/30. Questo dettaglio è cruciale perché restituisce una gerarchia: 1739/40 è nel gruppo di testa e comparabile al 1708/09, ma esistono episodi storici che, almeno secondo quella scala, risultano ancora più estremi. 

Il caso 1788/89 merita una nota a parte perché oggi è uno degli inverni storici meglio “ricostruibili” anche sul piano sinottico: sono disponibili ricostruzioni giornaliere di campi di temperatura e pressione sul continente europeo, utili per confrontare non solo la severità media stagionale, ma anche la sequenza di ondate fredde, la persistenza dei regimi e la geometria delle anomalie bariche giorno per giorno. Questo tipo di prodotto, in pratica, permette di passare dal livello “climatologico” (quanto fu freddo) al livello “meteorologico” (come si organizzò la circolazione durante l’evento), e quindi offre un riferimento metodologico molto forte quando si vogliono mettere in prospettiva inverni come il 1739/40. 

A supporto del confronto entra anche la Central England Temperature (CET / HadCET), la serie strumentale più lunga al mondo per una regione europea, con dati mensili a partire dal 1659. In questa serie, l’inverno 1683/84 risulta il più freddo, seguito dal 1739/40, confermando con una fonte indipendente (e strumentale) che 1739/40 non è “solo” un grande inverno continentale nelle cronache, ma un evento che emerge con forza anche in un record termometrico storico di riferimento. 

Il messaggio complessivo del confronto, quindi, è duplice. Da un lato, l’inverno 1739/40 appartiene alla ristretta cerchia degli inverni eccezionali europei, comparabile al 1708/09 e immediatamente dietro (o comunque vicino) a mostri sacri come 1683/84 in diverse metriche. Dall’altro, ciò che rende il 1740 davvero peculiare non è soltanto l’inverno, ma la continuità del segnale freddo nell’arco di dodici mesi e la sequenza di circolazioni che lo sostengono: un aspetto che si coglie bene proprio quando lo si mette a confronto con altri inverni “iconici”, alcuni dei quali furono estremi come stagione, ma non necessariamente altrettanto anomali come anno intero. 

Ruolo dei forcing esterni: quanto spiegano davvero condizioni al contorno, vulcani e Sole nel 1740

Questa parte del lavoro prova a separare ciò che può essere imputato a “vincoli” imposti al modello (condizioni al contorno) e a forcing radiativi esterni, da ciò che invece va letto come variabilità interna della circolazione. Per farlo gli autori si appoggiano a ModE-Sim, cioè un grande ensemble di simulazioni atmosferiche con ECHAM6 a bassa risoluzione, in cui l’atmosfera evolve liberamente ma viene guidata da SST/ghiaccio marino prescritti e da forcing radiativi (incluso quello vulcanico) con incertezze rappresentate tramite ensemble. Proprio perché è un ensemble ampio, ModE-Sim è pensato per stimare quanto del segnale sia “forzato” (coerente tra membri) e quanto sia rumore interno (divergente tra membri), seguendo la logica ormai standard degli initial-condition/boundary-condition large ensembles. 

Sul piano termico, il risultato è molto istruttivo: ModE-Sim produce sull’Europa centrale un raffreddamento dell’ordine di ~0,5 °C, quindi una quota del segnale può effettivamente derivare dalle condizioni al contorno (oceano e superficie terrestre) e dal forcing esterno imposto. Ma è anche un valore che, per costruzione, suggerisce un contributo parziale: se l’evento reale mostra anomalie ben più marcate e soprattutto una persistenza e un’organizzazione sinottica estrema, allora la parte “spiegata” da boundary conditions e forcing resta minoritaria, e la fetta più grande deve arrivare dalla dinamica interna (regimi, blocchi, sequenze di circolazione) che il sistema può generare anche senza un driver esterno dominante. 

La stessa conclusione emerge guardando alla circolazione: la risposta media “forzata” in ModE-Sim assomiglia solo debolmente a ciò che si osserva/ricostruisce nel 1740, con una NAO appena negativa nel tardo inverno e un EA debolmente negativo, ma con un segnale così piccolo che spiega soltanto una frazione delle deviazioni reali. In pratica, l’ensemble dice: qualche spinta di fondo può esserci, ma non basta a costruire da sola una sequenza di regimi così persistente e anomala come quella che caratterizza il 1740. 

Quando si passa ai forcing esterni, il candidato più “ovvio” è l’eruzione del Monte Tarumae (19–31 agosto 1739), incorporata in ModE-Sim. È classificata come eruzione altamente esplosiva (VEI 5), ma i dataset di forcing usati la rappresentano come un evento radiativamente non enorme; gli autori notano anche l’ipotesi (non dimostrabile) che nel mondo reale potesse essere stata più grande. Il punto fisico, però, è che l’impatto climatico non dipende solo dal VEI: conta soprattutto quanta SO₂ arriva effettivamente in stratosfera, la latitudine e la stagione dell’iniezione, la microfisica degli aerosol e la loro persistenza (tipicamente 1–2 anni per il segnale radiativo globale, con forti dipendenze caso per caso). Per un vulcano in Hokkaido, quindi ad alta latitudine dell’emisfero nord, non è affatto garantito aspettarsi un’impronta robusta e ancora “attiva” dopo un anno, specialmente sul tipo di anomalia di circolazione osservata nel 1740. 

In più, la letteratura sul legame “vulcani → NAO/EA” è notoriamente ambivalente: anche quando esiste una risposta dinamica media (via riscaldamento stratosferico tropicale, modulazione del vortice e del getto), spesso è debole rispetto al rumore interno, sensibile alla latitudine dell’eruzione e non sempre riproducibile come segnale statisticamente pulito, soprattutto per eruzioni non eccezionali. Alcuni studi mostrano che l’impatto su NAO/ENSO per magnitudini paragonabili o inferiori a eventi moderni tipo Pinatubo è difficile da isolare proprio perché la variabilità interna domina; e lavori modellistici classici sottolineano che la componente “forzata” della risposta circolatoria invernale può risultare piccola rispetto alla variabilità naturale. In questo senso, è coerente che le analisi degli indici NAO/EA rispetto alle eruzioni (in generale) diano effetti medi deboli e, nel caso specifico discusso dagli autori, perfino di segno non compatibile con il 1740: da qui la conclusione che non ci sono indicazioni solide per legare le anomalie di circolazione del 1740 al Tarumae. 

Resta il Sole: nel pacchetto di forcing PMIP4 (usato come riferimento in molte simulazioni “last millennium”), l’attività solare nel 1740 risulta sostanzialmente nella media, quindi non fornisce un appiglio per spiegare un’anomalia così pronunciata attraverso un contributo solare fuori scala. In altre parole, anche qui il forcing di fondo non “spinge” in modo particolare nella direzione richiesta dall’evento. 

Il quadro che ne esce è piuttosto netto: condizioni al contorno e forcing esterni possono aver contribuito a un raffreddamento di fondo e a una lievissima tendenza dei pattern, ma la firma dominante del 1740 — intensità, persistenza e sequenza di regimi — rimane più coerente con una grande escursione di variabilità interna del sistema euro-atlantico, capace di produrre concatenazioni di blocchi e configurazioni anomale anche quando i forcing non offrono un “grilletto” forte e univoco. 

Ruolo dell’oceano e della superficie terrestre: ENSO, teleconnessioni euro-atlantiche, criosfera artica e persistenza multistagionale del segnale

Nel quadro ricostruttivo che alimenta ModE-Sim, il 1739/40 rientra tra gli anni di El Niño, e questo apre subito una pista interpretativa “classica”: verificare se un forcing tropicale pacifico possa aver aumentato la probabilità di assetti euro-atlantici favorevoli a irruzioni fredde e a regimi bloccati. Il test che gli autori applicano è volutamente semplice (correlazioni tra Niño 3.4 e indici NAO, EA1, EA2), e proprio per questo va letto come un indicatore di prima approssimazione: ne esce una correlazione lievemente negativa tra Niño 3.4 e NAO in gennaio–febbraio (non significativa, ma coerente con un possibile contributo), mentre per EA1/EA2 in marzo–maggio le correlazioni risultano molto piccole e addirittura positive, quindi non “spiegano” l’ampiezza delle anomalie EA negative osservate nel 1740. In altre parole, l’ENSO può essere un ingrediente del contesto, ma non appare come la chiave deterministica che “costruisce” da sola l’intera sequenza di circolazione del 1740. 

Dove la coerenza con un inverno tipo El Niño diventa più convincente è sul piano emisferico: nelle ricostruzioni si intravede la risposta attesa sul settore Pacifico-Nord America, cioè un pattern PNA positivo nella stagione fredda 1739/40, segnale spesso associato alla forzante ENSO attraverso treni d’onda di Rossby eccitati in uscita dal Pacifico tropicale e propagati lungo la waveguide del getto. Questa parte “torna” con la teoria e con molta letteratura di sintesi: l’impatto di ENSO sull’Europa è reale ma notoriamente modulato dalla stagione, dallo stato di fondo del getto e da non-linearità, e può manifestarsi attraverso percorsi diversi (via troposferica e via stratosferica). 

Ed è qui che entra il tema stratosferico, che gli autori trattano con cautela: El Niño può favorire un vortice polare stratosferico mediamente più debole e condizioni più predisponenti a SSW (o comunque a maggior variabilità del vortice), e in alcuni casi questo si proietta verso il basso modulando NAO/AO per settimane. Le revisioni moderne su ENSO-stratosfera sottolineano proprio questa catena di meccanismi, ma anche i suoi limiti: dipendenza dalla tipologia di El Niño, dal background (QBO, stato del vortice, onde planetarie) e dalla non stazionarietà su scale decadali. Quindi l’accordo tra “NAO negativa di fine inverno” e “possibile contributo ENSO” è plausibile, ma non automaticamente sufficiente per spiegare l’estremo del 1740, soprattutto quando gli indici EA osservati/ricostruiti vanno in direzione opposta a quella suggerita dalla correlazione. 

Il nodo, infatti, è proprio l’incoerenza su EA1/EA2: se Niño 3.4 mostra (anche se debolmente) un legame positivo con EA in primavera, ma il 1740 presenta anomalie EA fortemente negative, la lettura più parsimoniosa è che la parte dominante della circolazione europea in quell’anno sia stata governata da variabilità interna e regimi persistenti, con ENSO eventualmente in ruolo secondario o “condizionante” (aumenta leggermente la probabilità di certe configurazioni, ma non ne determina il segno e l’intensità in modo robusto). Questa asimmetria è perfettamente compatibile con ciò che sappiamo sulle teleconnessioni: l’Europa è un terminale “rumoroso”, dove segnali tropicali possono emergere chiaramente in alcuni periodi e scomparire in altri, e la significatività statistica tende a degradare quando ci si sposta da indici emisferici a pattern regionali più fini. 

A complicare ulteriormente il quadro c’è l’aspetto forse più importante, e spesso sottovalutato: l’incertezza delle ricostruzioni ENSO a 300 anni. Non tutte le ricostruzioni concordano su fase e ampiezza dell’ENSO nel 1739/40; ad esempio la ricostruzione multi-secolare di Li et al. (2013) non evidenzia necessariamente un El Niño “pulito” per quel passaggio, e in generale la letteratura paleoclimatica rimarca discrepanze non trascurabili tra prodotti proxy-based, legate a copertura spaziale, sensibilità stagionale dei proxy e metodi di calibrazione. Se il driver tropicale di partenza è incerto, qualsiasi catena causale (ENSO → PNA/NAO/EA → Europa) va maneggiata con prudenza. 

Gli autori citano anche l’AMO/AMV come possibile modulatore, ma riconoscono che per quel periodo mancano ricostruzioni abbastanza solide per un test comparabile a quello fatto su ENSO. Qui il ragionamento “arricchito” è: anche se non possiamo diagnosticare l’AMO nel 1740 con confidenza, sappiamo che la variabilità multidecadale atlantica può cambiare il background del getto e la frequenza dei regimi euro-mediterranei (quindi può modulare la probabilità di blocchi o di assetti tipo NAO-/Atlantic Ridge), e studi osservativi/diagnostici moderni hanno effettivamente collegato fasi dell’AMO a variazioni nella statistica dei weather regimes su Europa e Mediterraneo. È un canale plausibile, ma nel 1740 resta un’ipotesi di contesto più che una dimostrazione. 

L’altra pista evocata è quella criosferica-stratosferica “alla Cohen”: riduzione del ghiaccio marino artico in autunno → maggiore rilascio di calore e umidità → incremento della neve eurasiatica → amplificazione delle onde planetarie → indebolimento/collasso del vortice stratosferico → maggiore probabilità di irruzioni fredde in Eurasia/Europa. È un meccanismo proposto e discusso in modo esteso negli ultimi anni e fisicamente coerente nella sua architettura. Tuttavia, per applicarlo al caso 1740 servirebbero proprio i due ingredienti più difficili da ricostruire per quel secolo: ghiaccio marino e neve ad alta risoluzione. È vero che una ricostruzione proxy del ghiaccio autunnale nel settore Barents–Karamostra valori relativamente bassi attorno al 1740 rispetto ai secoli adiacenti, il che rende la premessa almeno “non assurda”; ma gli stessi autori ricordano che le indicazioni su condizioni fredde e nevose esistono, senza però essere estreme, quindi anche qui l’argomento resta di plausibilità e non di attribuzione. 

Infine, il quadro viene verificato con un controllo geografico cruciale: l’Asia orientale. Se ENSO e/o una catena criosfera-stratosfera avessero imposto un segnale emisferico molto forte, ci si aspetterebbe un’impronta coerente anche nei record regionali asiatici. Invece, nelle ricostruzioni disponibili l’inverno 1739/40 risulta solo moderatamente più freddo della media di lungo termine in Cina meridionale e nell’area dello Yangtze (più freddo dei decenni recenti, ma non dei secoli), mentre emerge un raffreddamento più marcato negli inverni successivi (1741/42 e 1742/43) in alcune ricostruzioni. E, sul versante documentario, l’inverno 1740/41 è ricordato come molto rigido nella Cina meridionale, pur non necessariamente come il più estremo dell’intera serie narrativa. Questo apre un’interpretazione “di persistenza”: la neve (e più in generale le condizioni di superficie) potrebbe aver contribuito a mantenere anomalie su più inverni, ma senza dati diretti e continui su neve/ghiaccio la catena rimane inevitabilmente speculativa, anche se fisicamente sensata.

Ruolo della variabilità interna atmosferica nel 1740

Dopo aver passato in rassegna i principali “candidati” di forzante (vulcanismo, attività solare, condizioni al contorno oceaniche e di superficie) e non avendo trovato segnali coerenti e statisticamente robusti che spieghino l’assetto di circolazione del 1740, l’interpretazione più parsimoniosa è che la parte dominante dell’anomalia sia stata prodotta dalla variabilità interna dell’atmosfera, in linea con quanto già suggerito da studi storici sul periodo 1730–1745 e sul 1740 stesso. 

Qui “variabilità interna” non significa assenza di cause fisiche: significa che, anche a parità di forcing esterni e di condizioni al contorno, l’atmosfera può generare spontaneamente (per dinamica caotica e feedback eddy–mean flow) grandi escursioni dei pattern dominanti sul settore nord-atlantico–europeo, come NAO ed East Atlantic (EA), su scale da sinottiche a stagionali. Il fatto che NAO/EA governino gran parte della variabilità climatica invernale europea e che una quota rilevante dell’incertezza (anche in medie pluridecennali) derivi dalla circolazione stessa è un punto molto consolidato nella letteratura moderna. 

Nel caso del 1740, il dettaglio dirimente è che gli indici EA1 ed EA2 raggiungono valori eccezionalmente negativi (record nella ricostruzione ModE-RA) e che questo stato domina buona parte dell’anno. Proprio qui la logica “forzante → risposta” si inceppa: gli stessi autori notano che nessuno dei meccanismi proposti (ENSO, vulcani, Sole, ecc.) riesce a giustificare in modo convincente quei minimi così profondi. Se la firma principale dell’evento risiede in un EA estremamente negativo e persistente, la conclusione naturale è che si sia verificata una combinazione rara ma interna di posizione/intensità del getto, storm track e blocchi capace di “bloccare” il sistema in uno stato di regime anomalo per settimane o mesi. 

Questa lettura è anche dinamicamente coerente con ciò che sappiamo sui regimi euro-atlantici: la circolazione non esplora lo spazio degli stati in modo uniforme, ma tende a visitare configurazioni ricorrenti (regimi) e a transitare tra esse con tempi di permanenza variabili. In questo quadro, eventi estremi possono emergere non perché il forcing “spinge forte” in una direzione, ma perché il sistema entra in un regime e vi rimane intrappolato più a lungo del normale, amplificando gli impatti termici e idrologici al suolo. La letteratura sui regimi e sulla quasi-stazionarietà (e sui legami tra regimi e latitudine del getto) fornisce un supporto concettuale molto diretto a questa interpretazione. 

Se vuoi un’ancora teorica ancora più “fondazionale”, l’idea che il flusso atmosferico possa ammettere stati preferiti o quasi-equilibri (inclusi stati di blocco) anche sotto forcing esterno costante è un tema classico, formalizzato già nei lavori sui multiple equilibria e sulla dinamica del blocking: in quel contesto, l’evento estremo non richiede una forzante eccezionale, ma può essere letto come una traiettoria rara del sistema che visita (e mantiene) uno stato dinamicamente possibile. 

Infine, c’è un punto metodologico che rafforza ulteriormente l’attribuzione alla variabilità interna: l’uso di ensemble e simulazioni “forzate” (come ModE-Sim) serve proprio a separare la componente comune (forzata) dalla dispersione (interna). Quando il segnale forzato su NAO/EA risulta debole e/o di segno non coerente con l’osservato/ricostruito, mentre l’anomalia reale è enorme e persistente, la diagnosi più robusta è che il 1740 sia stato dominato da una realizzazione estrema della variabilità interna della circolazione nord-atlantica, più che dall’impronta diretta di una singola forzante esterna. 

Conclusioni: il 1740 come caso studio di variabilità interna estrema e di sequenze di regime persistenti

Il messaggio conclusivo è che il 1740 rappresenta un caso-limite di anomalia fredda in Europa centrale su scala annua: verosimilmente il più freddo dal 1421, con una temperatura media annua circa 2 °C al di sotto del riferimento preindustriale, e con una stagione fredda estesa 1739/40 che, nelle ricostruzioni, risulta eccezionale anche su scala emisferica per le terre emerse delle medie latitudini dall’inizio del Settecento. La rilevanza scientifica non è solo climatologica ma socioeconomica: in un contesto preindustriale, un raffreddamento persistente e multi-stagionale aumenta la probabilità di fallimenti agricoli, stress sui raccolti e vulnerabilità alimentare, con effetti a cascata su prezzi e carestie, come mostrano molte sintesi di climatologia storica europea basate su archivi documentari e serie economiche (Pfister; Brázdil e colleghi; Luterbacher e colleghi). Allo stesso tempo, gli autori rimarcano un punto di prospettiva: pur essendo una “grande escursione” nel quadro della variabilità naturale, essa resta piccola se confrontata con l’ampiezza e la persistenza dei cambiamenti osservati nell’ultimo secolo abbondante, dove il segnale di lungo periodo domina in modo crescente il rumore interannuale.

Sul piano dinamico, la diagnosi è elegante perché non attribuisce il 1740 a un singolo “colpo” atmosferico, ma a una sequenza di stati circolatori con coerenza interna: un’alta continentale/blocco scandinavo in gennaio (innesco dell’episodio più estremo), seguito da un East Atlantic (EA) fortemente negativo in primavera, quindi un’estate ciclonica e poi ancora EA negativo. Questa concatenazione è coerente con la letteratura sui weather regimes: pochi stati ricorrenti del flusso euro-atlantico possono governare gran parte della variabilità regionale, e gli estremi emergono spesso quando un regime persiste più del normale o quando le transizioni tra regimi si organizzano in sequenze “sfavorevoli” (Vautard; Michelangeli; Hannachi et al.). Il punto decisivo è che la caratteristica più “straordinaria” del 1740 non è soltanto l’irruzione gelida di gennaio, ma la persistenza quasi annuale di una configurazione EA negativa, cioè un’anomalia di circolazione capace di mantenere per mesi un bilancio advettivo e radiativo penalizzante sull’Europa centrale. In termini di dinamica dei blocchi e delle quasi-stazionarietà, questo rientra nella visione — molto discussa in letteratura — di un’atmosfera che può restare intrappolata in configurazioni a lunga durata per interazione tra onde planetarie, storm track ed eddy feedback, anche senza una forzante esterna dominante (Rex; Charney & DeVore; studi successivi sul mantenimento dei blocchi). È proprio in questa persistenza che gli autori riconoscono la firma principale dell’evento.

Quando si prova a “forzare” l’interpretazione, cioè a cercare un driver esterno netto, la conclusione resta negativa o, al massimo, marginale. ENSO/El Niño è trattato come un possibile modulatore: la presenza di un segnale tipo PNA positivo è compatibile con un inverno da El Niño, e la letteratura propone canali attraverso cui El Niño può favorire risposte NAO-like negative, indebolire il vortice stratosferico e aumentare la probabilità di SSW (Brönnimann; Domeisen e colleghi; Baldwin & Dunkerton; Charlton & Polvani). Tuttavia, proprio dove il 1740 “fa la differenza” — il minimo record di EA1/EA2 — non si vede una spiegazione coerente: le relazioni attese con Niño 3.4 sono deboli, non significative o persino di segno non compatibile con l’anomalia osservata/ricostruita. Analogo discorso per il canale criosfera-stratosfera spesso discusso in chiave moderna (Cohen et al.): anche se alcuni proxy suggeriscono ghiaccio artico relativamente basso nel settore Barents–Kara attorno al 1740 e indicazioni di neve/raffreddamento, mancano vincoli osservativi sufficienti per trasformare la plausibilità in attribuzione; e, soprattutto, la magnitudine e la persistenza dell’EA negativo rimangono non spiegate. Sul fronte vulcanico, l’eruzione del Monte Tarumae (1739) può contribuire a una quota del raffreddamento “di fondo” europeo, ma la letteratura mostra che gli effetti dinamici su NAO/EA sono spesso piccoli, sensibili alla latitudine e dominati dall’incertezza/rumore interno, e in questo caso la circolazione del 1740 non porta un’impronta forzata convincente. Anche l’attività solare, secondo i forcing PMIP, non presenta un’anomalia tale da fungere da fattore discriminante. Il quadro che resta, quindi, è quello proposto da Engler et al. e da Jones & Briffa: prevalenza della variabilità interna, con forzanti esterne eventualmente capaci di modulare probabilità e baseline termica, ma non di costruire il cuore dinamico dell’evento.

Il contributo metodologico, infine, è quasi tanto importante quanto la conclusione fisica: l’analisi mostra che combinare dati meteorologici giornalieri (anche se ricostruiti) con una ricostruzione climatica mensile consente di passare da un’affermazione “statistica” (anno molto freddo) a una narrazione meccanicistica verificabile (sequenza di regimi, finestre sinottiche chiave, persistenza e transizioni). Questo è un punto generale della paleometereologia moderna: quando si riesce a ricostruire la variabilità sub-mensile e a confrontarla con proxy e fonti documentarie indipendenti, diventa possibile studiare non solo il clima del passato, ma anche il “tempo” del passato, cioè l’organizzazione dinamica degli estremi. E proprio il 1740, con la sua combinazione di eccezionalità e coerenza multi-sorgente, diventa un laboratorio naturale che dimostra quanto lontano possa spingersi l’atmosfera, anche senza un forcing esterno dominante, quando la circolazione interna entra in una traiettoria rara e persistente.

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