3.3.1. Modelli unidimensionali. I modelli unidimensionali, nei quali i campi di vento e onda sono funzioni solo dell’altezza, sono stati utilizzati per esplorare molti aspetti del comportamento QBO rilevanti per l’atmosfera reale. A volte la unidimensionalità può essere giustificata, come nel lavoro di Holton e Lindzen [1972], integrando le equazioni dinamiche in latitudine per derivare equazioni di evoluzione per il flusso zonale integrato attraverso i tropici. Questo approccio è accettabile per le onde Kelvin, che si sa dipendono principalmente dal vento quasi-equatoriale e che generano un semplice profilo della forzatura del flusso medio. Altre onde equatoriali, tuttavia, sono significativamente influenzate dallo shear latitudinale e producono profili latitudinali di forzatura del flusso medio più complicati [Andrews e McIntyre, 1976; Boyd, 1978; Dunkerton, 1983a]. Le onde di gravità ad alta frequenza si propagano principalmente in verticale, e la loro interazione con il flusso medio è descritta più facilmente in un modello 1-D. Per queste onde, tuttavia, la dipendenza latitudinale delle sorgenti è importante, a causa della distribuzione stagionalmente variabile della convezione tropicale [Allen e Vincent, 1995]. Per questi ed altri motivi, l’utilità dei modelli 1-D è limitata e il loro valore risiede nella loro semplicità piuttosto che nella loro realtà. Ad esempio, Plumb [1977] ha considerato onde di gravità non rotanti al fine di dimostrare una serie di proprietà di base del comportamento QBO.I modelli unidimensionali sono stati utilizzati per investigare diversi aspetti della forzatura dell’onda QBO, tra cui l’effetto dell’ammortamento radiativo dell’onda dipendente dalla scala [Hamilton, 1981], gli effetti delle onde Rossby che si propagano lateralmente [Dunkerton, 1983b], gli effetti dell’auto-accelerazione della velocità di fase dell’onda e della saturazione dell’onda [Tanaka e Yoshizawa, 1987], l’upwelling della circolazione tropicale di Hadley [Saravanan, 1990], e le variazioni interannuali della forzatura [Geller et al., 1997]. I modelli unidimensionali sono anche utili per interpretare i risultati di modelli più complessi 2-D o 3-D [Dunkerton, 1997].
3.3.2. Modelli bidimensionali. Molti aspetti importanti del comportamento QBO possono essere considerati utilizzando modelli che rappresentano solo variazioni latitudinali e verticali. Ciò si applica chiaramente alle domande riguardanti la struttura latitudinale, ma anche a domande più ampie riguardanti l’interazione del QBO con il ciclo annuale e l’effetto del QBO sulle distribuzioni dei traccianti (che verranno discusse più dettagliatamente nella sezione 5). La prima analisi dettagliata del modello 2-D sulla struttura latitudinale, compresa la circolazione meridionale media, è stata quella di Plumb e Bell [1982b], che hanno supposto che i flussi di momento delle onde fossero dovuti a onde Kelvin equatoriali e onde di Rossby-gravità. Per il campo del vento in qualsiasi momento, hanno calcolato la struttura di altezza-latitudine delle onde sulla base di un calcolo lineare e stazionario [Plumb e Bell, 1982a]. Questi flussi di momento e calore sono stati utilizzati per forzare le equazioni dinamiche simmetriche longitudinalmente, includendo l’ammortamento termico attraverso un termine di raffreddamento newtoniano, con la struttura delle onde ricalcolata ad ogni passo temporale. Il loro tentativo di simulare il QBO in questo modo è stato in larga misura riuscito, tranne che erano limitati a casi in cui l’ampiezza dell’oscillazione era solo circa la metà di quella osservata. Dunkerton [1985] e Takahashi [1987] hanno utilizzato strategie diverse per calcolare i flussi di momento delle onde e sono riusciti a simulare oscillazioni di ampiezza realistica. I modelli 2-D hanno mostrato esplicitamente che l’anomalia della circolazione meridionale QBO era nel senso di un affondamento all’equatore nelle zone di shear zonale e di una risalita all’equatore nelle zone di shear orientale.Nelle zone di shear zonale, l’equazione del vento termico (1b) implica un massimo di temperatura all’equatore, che è mantenuto contro l’ammortamento termico grazie al riscaldamento adiabatico dovuto al movimento discendente. Il contrario avviene nelle zone di shear orientale. Il modello delle zone di shear e delle circolazioni meridionali è mostrato schematicamente nella Figura 13. I modelli sopra menzionati si concentravano sulle regioni equatoriali e non includevano un ciclo stagionale realistico nei venti o nelle temperature. Un QBO realistico è stato ottenuto da Gray e Pyle [1989] in un modello radiativo-dinamico completo (che quindi aveva un ciclo stagionale realistico) solo aumentando la loro forzatura di momento d’onda parametrizzata di un fattore 3, maggiore di quanto potesse essere giustificato dalle sole onde Kelvin e Rossby-gravità. Questa forzatura aggiuntiva, ora ritenuta dovuta alle onde di gravità e alle onde di inerzia-gravità, era necessaria affinché i regimi di vento QBO si propagassero verso il basso nonostante l’upwelling climatologico nei tropici [Dunkerton, 1997].Mengel et al. [1995] hanno ottenuto un’oscillazione simile al QBO in un modello atmosferico 2-D di media altitudine in cui il trasporto di momento dell’eddy era dovuto esclusivamente alla parametrizzazione delle onde di gravità di Hines [1997]. Sebbene il QBO simulato in questo modello fosse debole e sensibile alla diffusione verticale, la sorprendente capacità della parametrizzazione di riprodurre l’intera struttura di fase delle oscillazioni equatoriali osservate [Burrage et al., 1996] sottolinea l’importanza delle onde di gravità che hanno una vasta gamma di velocità di fase e la cui ampiezza cresce con l’altitudine. Le simulazioni 2-D di Gray e Pyle [1989] hanno dimostrato che l’influenza del QBO si estende a tutte le latitudini. Ad esempio, la circolazione QBO con movimento ascendente o discendente all’equatore è compensata da una circolazione opposta fuori dall’equatore, che dà origine a un’anomalia di temperatura nelle subtropicale e medie latitudini di segno opposto a quella all’equatore (vedi anche Plumb e Bell [1982b] e Dunkerton [1985]). È presente anche una significativa asimmetria interemisferica nel tempismo e nell’ampiezza delle anomalie subtropicali, a causa dell’interazione del QBO con il ciclo stagionale [Gray e Dunkerton, 1990].La velocità meridionale indotta dal QBO nell’emisfero invernale e, di conseguenza, la velocità verticale nell’emisfero subtropicale invernale sono notevolmente maggiori di quelle nell’emisfero estivo, in particolare sopra circa 25 km [Jones et al., 1998; Kinnersley, 1999], probabilmente dovuto in parte ai gradienti asimmetrici di momento angolare subtropicale al solstizio. La circolazione meridionale influisce sui traccianti chimici come l’ozono e dà origine a forti segnali QBO in tali traccianti a tutte le latitudini, con una significativa asimmetria interemisferica (vedi sezione 5). Tuttavia, potrebbe anche esserci una significativa retroazione del QBO dell’ozono sulla dinamica del QBO, poiché le variazioni nell’ozono hanno implicazioni radiative e, in particolare, hanno un effetto diretto sul riscaldamento a onde corte. L’effetto dell’inclusione dell’accoppiamento tra le anomalie dell’ozono-QBO e i tassi di riscaldamento tende a ridurre il tasso di riscaldamento che altrimenti sarebbe calcolato da una data anomalia di temperatura nella bassa stratosfera [Hasebe, 1994; Li et al., 1995; Kinnersley e Pawson, 1996; Randel et al., 1999].Hasebe [1994] ha sostenuto che questo effetto deve essere preso in considerazione al fine di spiegare la relazione di fase osservata nella bassa stratosfera tra i segnali QBO nell’ozono e nel vento. Nella stratosfera superiore, il riscaldamento dell’ozono amplifica la velocità verticale del QBO. Plumb e Bell [1982b] hanno osservato che gli effetti advettivi della circolazione meridionale possono spiegare l’asimmetria osservata nella discesa degli alisei e dei venti occidentali (senza bisogno di alcuna asimmetria nelle onde che forniscono flussi di momento orientali e occidentali). L’advezione verso il basso del momento associato alla zona di taglio occidentale potenzia la discesa dei venti occidentali, mentre l’advezione verso l’alto del momento associato al taglio orientale inibisce la discesa degli alisei. Un ulteriore effetto advettivo, poiché le velocità verticali sono maggiori vicino all’equatore, è quello di restringere in latitudine la regione di accelerazione occidentale più forte e di allargare quella di accelerazione orientale più forte [Hamilton, 1984; Dunkerton e Delisi, 1985; Dunkerton, 1985; Takahashi, 1987; Dunkerton, 1991a].
La Figura 13 rappresenta sezioni schematiche in latitudine-altezza che mostrano la circolazione meridionale media associata all’anomalia di temperatura equatoriale del QBO (Oscillazione Biennale Equatoriale).
- (a) Westerly shear zone (Zona di taglio occidentale):
- L’anomalia della temperatura è indicata come “WARM” (calda).
- Le contorni solidi rappresentano le isotermie dell’anomalia di temperatura.
- I contorni tratteggiati rappresentano le isoplessi del vento zonale, cioè linee di velocità del vento costante.
- Si nota una zona di vento in direzione est (“Eastward”) sopra e una zona di vento in direzione ovest (“Westward”) sotto.
- I segni “+” e “-” indicano le accelerazioni del vento zonale causate dalla circolazione meridionale media.
- (b) Easterly shear zone (Zona di taglio orientale):
- L’anomalia della temperatura è indicata come “COLD” (fredda).
- Come nel caso (a), i contorni solidi e tratteggiati rappresentano rispettivamente le isotermie dell’anomalia di temperatura e le isoplessi del vento zonale.
- Contrariamente al caso (a), si nota una zona di vento in direzione ovest (“Westward”) sopra e una zona di vento in direzione est (“Eastward”) sotto.
- Anche qui, i segni “+” e “-” indicano le accelerazioni del vento zonale causate dalla circolazione meridionale media.
In sintesi, queste sezioni mostrano come le anomalie di temperatura equatoriale nel QBO influenzano la circolazione meridionale media e, di conseguenza, le accelerazioni dei venti zonali, con zone distinte per le aree di taglio occidentale e orientale.
3.3.3. Modelli tridimensionali. Nei modelli 1-D e 2-D discussi sopra, le onde che contribuiscono all’azionamento del QBO devono essere parametrizzate. I modelli tridimensionali offrono la possibilità di simulare esplicitamente le onde, senza bisogno di semplificazioni che permettono la parametrizzazione. Nei modelli “meccanicistici”, le onde vengono forzate artificialmente (ad es., tramite campi di riscaldamento imposti o perturbazioni al confine inferiore). Un particolare problema in cui i modelli meccanicistici hanno fornito importanti intuizioni riguarda se la forza del momento easterly necessaria per spiegare l’QBO equatoriale possa essere fornita interamente dalle onde Rossby-gravity. Una simulazione di modello meccanicistico 3-D di Takahashi e Boville [1992] in cui un’onda Kelvin e un’onda Rossby-gravity venivano forzate al confine inferiore ha dato una buona rappresentazione dell’QBO nella stratosfera inferiore. Tuttavia, le ampiezze dell’onda Kelvin e, in particolare, dell’onda Rossby-gravity erano notevolmente più forti dei valori osservati. Questo risultato ha aggiunto alla evidenza che è necessario uno spettro di onde molto più ampio.
Nei modelli di circolazione generale (GCM), le onde vengono generate spontaneamente all’interno del modello (anche se ciò non significa che i processi di generazione siano necessariamente realistici). Per varie ragioni, la capacità di simulare un QBO realistico rappresenta un requisito stringente per un GCM.
In primo luogo, il grande contributo apparente del QBO alla variabilità interannuale nell’intera atmosfera media, non solo alle basse latitudini (vedi sezione 4), significa che, in ultima analisi, se un GCM che include l’atmosfera media deve essere considerato realistico, deve rappresentare il QBO.
In secondo luogo, poiché si ritiene che il QBO sia parzialmente guidato da onde eccitate dalla convezione dei cumuli (su una vasta gamma di scale), la capacità o l’incapacità di un modello di simulare il QBO potrebbe avere anche implicazioni per la circolazione troposferica tropicale simulata.
Fino a tempi relativamente recenti, nessun GCM era riuscito a simulare il QBO (o un’oscillazione analoga a lungo periodo, guidata dalle onde e “simile al QBO”) anche se i GCM includevano onde Kelvin e Rossby-gravity di ampiezza realistica (Community Climate Model, Versione 2 (CCM2) [Boville e Randel, 1992] o SKYHI [Hayashi e Golder, 1994]). La simulazione del QBO pone evidentemente requisiti esigenti a un GCM. Qui presentiamo una panoramica delle simulazioni di successo e discutiamo delle caratteristiche principali su cui dipende una simulazione riuscita.La prima simulazione realistica del QBO in un GCM è stata realizzata da Takahashi [1996]. Ha utilizzato il Center for Climate System Research/National Institute of Environmental Studies (CCSR/NIES) GCM con una risoluzione orizzontale di T21 (troncatura triangolare al numero d’onda totale 21, equivalente a una distanza tra le griglie di circa 600 km, o 5½ gradi di latitudine) e una distanza tra le griglie verticali di 500 m nella stratosfera. Questa fine risoluzione verticale ha permesso alle onde con piccola lunghezza d’onda verticale di propagarsi verticalmente e interagire con il flusso medio; la maggior parte dei GCM precedenti aveva una distanza tra le griglie verticali di 2 km o più nella stratosfera. .Tutti i GCM, per ragioni numeriche, includono una qualche forma di diffusione orizzontale o il suo equivalente. In questo caso, per ottenere un QBO è stato necessario anche ridurre il coefficiente della diffusione orizzontale di quarto ordine di 1 ordine di grandezza rispetto al suo valore standard. Il modello ha quindi prodotto un’oscillazione simile al QBO con un periodo di 1,5 anni. Altre simulazioni sono state realizzate da Horinouchi e Yoden [1998] (GCM aquaplanet, periodo 1,1 anni); Hamilton et al. [1999] (SKYHI, periodo 1 anno); e Untch [1998] (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF), periodo realistico). La Tavola 5 mostra la simulazione più realistica ad oggi [Takahashi, 1999], con un periodo di 2,3 anni, utilizzando una risoluzione orizzontale di T42. Il coefficiente di diffusione orizzontale ha dovuto essere ridotto di un fattore 4 rispetto al suo valore standard.
Tutti i GCM, per ragioni numeriche, includono qualche forma di diffusione orizzontale o un suo equivalente. In questo caso, per ottenere un QBO è stato anche necessario ridurre il coefficiente della diffusione orizzontale di quarto ordine di un ordine di grandezza rispetto al suo valore standard. Il modello ha quindi prodotto un’oscillazione simile al QBO con un periodo di 1,5 anni. Altre simulazioni sono state realizzate da Horinouchi e Yoden [1998] (GCM aquaplanet, periodo 1,1 anni); Hamilton et al. [1999] (SKYHI, periodo 1 anno); e Untch [1998] (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF), periodo realistico). La Tavola 5 mostra la simulazione più realistica fino ad oggi [Takahashi, 1999], con un periodo di 2,3 anni, utilizzando una risoluzione orizzontale di T42. Il coefficiente di diffusione orizzontale è stato ridotto di un fattore 4 rispetto al suo valore standard.
Sebbene diversi GCM abbiano prodotto simulazioni del QBO, non esiste un insieme semplice di criteri che garantisca una simulazione di successo. Le simulazioni realistiche sono difficili e richiedono tempo poiché dipendono dalla sottile interazione di diversi fattori. La simulazione di un QBO in un GCM richiede una fine risoluzione verticale nella stratosfera, un piccolo coefficiente di diffusione, una risoluzione orizzontale da moderata ad alta e uno schema di convezione che genera onde sufficienti a guidare il QBO.
La spaziatura della griglia verticale nella stratosfera deve essere sufficiente per risolvere le onde e la loro interazione con il flusso medio. I valori utilizzati nelle simulazioni del QBO variano da 500 m [Takahashi, 1996] a 1500 m [Untch, 1998]. Una risoluzione orizzontale elevata non è sempre richiesta. La simulazione di Takahashi [1996] ha utilizzato una risoluzione orizzontale di solo T21. In una simulazione T63, Untch [1998] ha scoperto che un QBO si è sviluppato, ma poi è scomparso a causa di una deriva a lungo termine nella stratosfera superiore. La deriva è stata eliminata e il QBO è persistito in una simulazione T159. Hamilton et al. [1999] hanno scoperto che era necessaria una risoluzione orizzontale di 2° x 2,4°.
Lo sviluppo di un’oscillazione può essere impedito dalla diffusione orizzontale che appiana la struttura meridionale del flusso zonale. Tutte le simulazioni di successo del QBO hanno tempi di diffusione più lunghi del periodo dell’oscillazione simile al QBO simulato. Le onde che si propagano verso l’alto nella stratosfera sono anche smorzate dalla diffusione. Takahashi [1996] ha mostrato che una diminuzione del coefficiente di diffusione aumentava la potenza delle onde nella stratosfera avendo poco effetto sulla troposfera.
Come nella vera atmosfera, sembra che uno spettro ampio di onde fornisca la forzatura necessaria in queste simulazioni. Ad esempio, Takahashi et al. [1997] suggerirono che l’accelerazione equatoriale del modello QBO fosse dovuta alle onde gravitazionali così come alle onde di Rossby, mentre l’accelerazione verso ovest era dovuta alle onde di Kelvin e gravitazionali. In contrasto, nel modello di Takahashi [1999], erano le onde di Kelvin e di Yoden [1998] ad essere la forzatura dominante per il QBO.
Horinouchi e Yoden [1998] hanno anche effettuato un’approfondita analisi delle onde. La distribuzione di frequenza del flusso di momento e la sua grandezza erano approssimativamente coerenti con le stime osservative di Sato e Dunkerton [1997] per Singapore (vedi sezione 3.2). In particolare, le onde di Kelvin e Rossby-gravity giocavano un ruolo minore.
La fonte troposferica delle onde, che è dominata dal rilascio latente dovuto alla convezione cumuliforme, è una caratteristica cruciale. Poiché la maggior parte dei GCM approssima correttamente la climatologia della precipitazione media, le basse frequenze dei componenti del riscaldamento latente saranno simili. Tuttavia, le caratteristiche transitorie della convezione cumuliforme, che sono importanti per l’eccitazione delle onde, differiscono notevolmente tra i modelli.
Tutte le simulazioni QBO di successo hanno impiegato il modello di regolazione convettiva umida tranne il modello di Untch [1998], che ha utilizzato lo schema di Tiedtke [1989]. Quest’ultimo schema tendeva a produrre convezione cumuliforme intermittente su scala di griglia. Anche il modello T21 di Takahashi [1996] ha prodotto un’oscillazione simile al QBO quando lo schema è stato sostituito con lo schema prognostico Arakawa-Schubert [Nagashima et al., 1998], che tende anche a produrre forti impulsi di riscaldamento su scala di griglia. Tuttavia, alcune parametrizzazioni cumuliformi producono poca convezione cumuliforme transitoria. Ad esempio, la convezione dovuta allo schema di Zhang e McFarlane [1995] nel National Center for Atmospheric Research (NCAR) CCM3 (che non ha simulato con successo il QBO) risulta in un flusso di momento verso la stratosfera piuttosto debole, anche se la precipitazione media nel tempo è realistica.
Un fattore finale che potrebbe influenzare la capacità di un GCM di simulare un QBO è la massiccia risalita dovuta alla circolazione di Brewer-Dobson. Come notato nella sezione 3.3.1, la forte depressione durante la discesa del QBO. La risalita nel modello di Takahashi [1999] era rappresentata in modo un po’ più debole rispetto alle stime osservative di Mote et al. [1996]. I modelli di Takahashi [1996] e Horinouchi e Yoden [1998], che avevano periodi più brevi, avevano una risalita non realistica. Nei modelli più corti, una risalita non realistica potrebbe impedire la simulazione di un QBO, mentre in altri modelli, una risalita troppo forte potrebbe risultare in un periodo QBO più breve rispetto a quello osservato.
Il fattore più importante per riprodurre il QBO è probabilmente l’uso di una fine risoluzione verticale per risolvere correttamente le onde. La diffusione orizzontale dovrebbe essere abbastanza debole da non impedire l’evoluzione della mean flow ma non dovrebbe essere il principale meccanismo di smorzamento per le onde. Le caratteristiche transitorie della convezione cumuliforme sono anche molto importanti poiché determinano l’eccitazione delle onde. Nonostante abbiano simulato il QBO, questi schemi potrebbero avere una convezione cumuliforme molto attiva e quindi potrebbero sovrastare ampiezze di onde gravitazionali su scale risolte. Pertanto, una parametrizzazione delle scale subgrid potrebbe essere necessaria per integrare la forzatura dovuta alle onde risolte, assicurando che il QBO abbia lo stesso spettro di onde che lo guida nella vera atmosfera.
La figura mostra una sezione temporale-altitudinale del vento zonale medio sull’equatore. In pratica, rappresenta come il vento cambia nel tempo e con l’altitudine nell’atmosfera sull’equatore. Il vento zonale si riferisce al vento che soffia da est a ovest o da ovest a est.
Ecco alcuni punti chiave sulla figura:
- Asse verticale (hPa): L’asse verticale rappresenta l’altitudine in termini di pressione atmosferica (hPa o millibar). Una pressione di 1000 hPa corrisponde approssimativamente al livello del mare, mentre valori più piccoli come 1 hPa rappresentano altitudini molto elevate nell’atmosfera.
- Asse orizzontale (Anno): L’asse orizzontale mostra il tempo, rappresentato in anni. In particolare, copre un periodo di 8 anni.
- Colorazione: La tonalità rossa indica i venti da ovest (westerly winds), mentre la tonalità blu indica i venti da est (easterly winds). L’intensità del colore rappresenta la forza del vento.
- Contorni: Questi mostrano gli intervalli di velocità del vento, con un intervallo di 6 m/s.
- Modello Temporale: Il tempo è basato su un modello di anno ideale di 360 giorni, iniziando dal giorno 0 (1 gennaio) e finendo al giorno 1830.
In sintesi, la figura fornisce una panoramica visiva di come i venti zonali cambiano sull’equatore nel tempo e con l’altitudine. Puoi vedere cicli regolari di venti da ovest e da est, che indicano fenomeni atmosferici come l’oscillazione di Quasi-Biennale (QBO). Il QBO è un fenomeno atmosferico tropicale caratterizzato da un’inversione periodica dei venti zonali nella stratosfera equatoriale.