DINAMICA DEL QBO (3.1. Meccanismo QBO)

3. Poiché il QBO è approssimativamente simmetrico longitudinalmente [Belmont e Dartt, 1968], è naturale tentare di spiegarlo all’interno di un modello che considera la dinamica di un’atmosfera simmetrica longitudinalmente. In un’atmosfera in rotazione, i campi della temperatura e del vento sono strettamente accoppiati e, di conseguenza, sia il riscaldamento sia la forzatura meccanica (cioè, forzatura nelle equazioni del momento) possono dare luogo a una risposta della velocità. Tuttavia, come notato nella sezione 1, l’opinione corrente è che la forzatura meccanica, fornita dai flussi di momento delle onde, sia essenziale per il QBO, l’accoppiamento tra i campi della temperatura e del vento deve essere preso in considerazione per spiegare molti aspetti della struttura.

L’essenza del meccanismo per l’oscillazione può essere dimostrata in una semplice rappresentazione dell’interazione di onde di gravità che si propagano verticalmente con un flusso di sfondo che è esso stesso una funzione dell’altezza [Plumb, 1977].Considera due onde di gravità interne in propagazione verso l’alto, forzate a un confine inferiore con ampiezze identiche e velocità di fase zonale uguali ma opposte. Si presume che le onde siano quasi-lineari (interagiscono con il flusso medio, ma non tra di loro), stazionarie, idrostatiche, non influenzate dalla rotazione e soggette a smorzamento lineare. La sovrapposizione di queste onde corrisponde esattamente a un’unica onda “stazionaria”. Mentre ogni componente dell’onda si propaga verticalmente, la sua ampiezza viene ridotta dallo smorzamento, generando una forza sul flusso medio a causa della convergenza del flusso verticale di momento zonale. Questa forza accelera localmente il flusso medio nella direzione di propagazione della fase zonale dell’onda dominante. La convergenza del flusso di momento dipende dal tasso di propagazione verso l’alto e quindi dalla struttura verticale del vento medio zonale. Con onde di ampiezza uguale ma velocità di fase opposta, un flusso medio nullo è un possibile equilibrio, ma a meno che la diffusione verticale non sia forte, è un equilibrio instabile; qualsiasi piccola deviazione dallo zero crescerà inevitabilmente nel tempo.

Plumb (1977) ha dimostrato che le anomalie del vento zonale-medio si abbassano nel tempo, come illustrato nella Figura 7. Ogni onda si propaga verticalmente finché la sua velocità di gruppo non viene rallentata e l’onda viene smorzata quando incontra una zona di shear dove uu# 2 cu è piccolo (u# è il vento zonale-medio e c è la velocità di fase zonale dell’onda). Man mano che la zona di shear si abbassa (Figura 7a), lo strato di venti orientali diventa abbastanza stretto da permettere alla diffusione viscosa di distruggere i venti orientali a basso livello. Questo lascia l’onda orientale libera di propagarsi ai livelli superiori attraverso il flusso medio occidentale (Figura 7b), dove la dissipazione e l’accelerazione orientale risultante gradualmente costruiscono un nuovo regime orientale che si propaga verso il basso (Figure 7c e 7d).

Il processo appena descritto si ripete, ma con uno shear occidentale che scende sopra uno shear orientale, portando alla formazione di un getto orientale a basso livello. Quando il getto orientale decade, l’onda occidentale sfugge ai livelli superiori e si forma una nuova zona di shear orientale in alto. L’intera sequenza, come descritto, rappresenta un ciclo di un’oscillazione non lineare. Il periodo dell’oscillazione è determinato, tra le altre cose, dall’input di flusso di quantità di moto orientale e occidentale al confine inferiore e dalla quantità di massa atmosferica influenzata dalle onde.

Nella formulazione Boussinesq di Plumb [1977], il periodo del QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) è inversamente proporzionale al flusso di quantità di moto. Lo stesso vale in un’atmosfera quasi-comprimibile, ma la diminuzione della densità atmosferica con l’altezza comporta un periodo sostanzialmente più breve.

Rappresentazioni semplici come quella di Plumb catturano il meccanismo essenziale di interazione tra onde e flusso medio che conduce al QBO (Quasi-Biennial Oscillation). Tuttavia, non possono spiegare perché il QBO sia un fenomeno equatoriale (nonostante i suoi importanti legami con le regioni extratropicali). Una ragione per cui il QBO è confinato all’equatore potrebbe essere che è guidato da onde intrappolate all’equatore. Tuttavia, è anche possibile che il QBO sia guidato da onde aggiuntive ed è confinato vicino all’equatore per un’altra ragione, più fondamentale.

Alcune semplici intuizioni su questo punto provengono dalla considerazione delle equazioni per l’evoluzione di un’atmosfera longitudinalmente simmetrica soggetta a forzatura meccanica. Un insieme adeguato di equazioni modello per tale atmosfera longitudinalmente simmetrica è il seguente:

Le equazioni fornite sono rappresentazioni matematiche per descrivere il comportamento di un’atmosfera longitudinalmente simmetrica. Ecco una spiegazione di ciascuna equazione:

In sintesi, queste equazioni rappresentano le relazioni fondamentali tra velocità, temperatura e forzatura in un’atmosfera longitudinalmente simmetrica. Sono strumenti essenziali per comprendere i meccanismi alla base di fenomeni atmosferici come il QBO (Quasi-Biennial Oscillation)

Questo potrebbe essere chiamato la “risposta extratropicale” (anche se chiaramente la scala richiederebbe una modifica se dovesse essere applicata lontano dall’equatore).

Il motivo fisico della distinzione tra le risposte tropicale ed extratropicale è il legame tra i campi di velocità e temperatura in un sistema rotante, espresso dalla (3), insieme all’ammortamento della temperatura implicato dalla (4). A alte latitudini, una forza applicata, variabile su scale temporali sufficientemente lunghe, tenderà ad essere annullata dalla forza di Coriolis a causa di una circolazione meridionale media. Questa circolazione indurrà anomalie di temperatura, sulle quali agirà l’ammortamento termico, ammortizzando effettivamente la risposta di velocità e limitando la sua ampiezza. A basse latitudini, d’altro canto, la forza darà luogo a un’accelerazione, ci sarà relativamente poca risposta di temperatura, e l’ammortamento termico avrà poco effetto sulla risposta di velocità. È come se le velocità a bassa latitudine avessero una “memoria” più lunga delle velocità ad alta latitudine; le anomalie a basse latitudini impiegano più tempo a dissiparsi [Scott e Haynes, 1998]. Quindi si potrebbe aspettare che il meccanismo QBO funzioni solo a basse latitudini.

Gli esperimenti di Lindzen e Holton [1968] in un modello 2-D hanno mostrato che la coppia di Coriolis riduceva l’ampiezza dell’oscillazione del vento lontano dall’equatore. Haynes [1998] è andato oltre suggerendo che la transizione dal regime tropicale al regime extratropicale potrebbe stabilire la larghezza in latitudine del QBO, piuttosto che, ad esempio, la scala latitudinale delle onde che forniscono il flusso di momento necessario. Le simulazioni in un semplice modello numerico, in cui la forzatura del momento è fornita da un campo latitudinalmente ampio di onde di gravità di piccola scala, progettate per non imporre alcuna scala latitudinale, hanno predetto una scala di transizione di circa 10°.

In sintesi, un’oscillazione a lungo periodo che richiede che il campo di velocità zonale risponda direttamente a una forza indotta dalle onde è probabile che funzioni solo nei tropici, poiché altrove la forza tenderà ad essere bilanciata dalla coppia di Coriolis a causa di una circolazione meridionale. Per questo motivo, i modelli 1-D, che omettono completamente le coppie di Coriolis, possono catturare l’oscillazione tropicale. Tuttavia, non possono simulare la struttura latitudinale che nasce in parte dall’aumento delle coppie di Coriolis con la latitudine.

La Figura 7 mostra una rappresentazione schematica dell’evoluzione del flusso medio nell’analogia del QBO di Plumb [1984]. Sono mostrate quattro fasi di un mezzo ciclo.

Osservando ciascuna delle sottofigure (a) – (d):

• Nella figura (a): Si osserva un’accelerazione iniziale guidata dalle onde, indicata dalle frecce doppie, che inizia dalla parte inferiore della figura e si muove verso l’alto.
• Nella figura (b): La penetrazione delle onde orientate verso est (rappresentate dalle linee ondulate) è maggiore, spostando l’accelerazione guidata dalle onde verso l’alto.
• Nella figura (c): Il flusso inizia a invertire la direzione sotto l’effetto delle accelerazioni guidate dalla viscosità, indicate dalle frecce singole. Questo suggerisce che il flusso viscoso sta cercando di moderare o resistere all’accelerazione delle onde.
• Nella figura (d): L’accelerazione viscosa ha avuto un effetto significativo, portando quasi all’inversione completa del flusso nella regione mostrata.

Le linee ondulate in ogni figura indicano la penetrazione relativa delle onde orientate verso est e verso ovest. Esse rappresentano le regioni in cui le onde sono più attive o influenti.

In sintesi, queste figure rappresentano l’evoluzione del flusso medio in risposta alle forzature delle onde e agli effetti viscosi, dando una visione del ciclo oscillatorio del QBO.

Onde nella Bassa Stratosfera Tropicale

Nelle zone tropicali si manifesta una vasta varietà di onde. Queste onde sono importanti perché molte di esse svolgono un ruolo nel QBO, un fenomeno atmosferico.

Da ciò che abbiamo osservato, le principali onde coinvolte nel QBO includono:

1. Onde di Kelvin
2. Onde di Rossby-gravità
3. Onde di inerzia-gravità
4. Onde di gravità di scala più piccola

Tutte queste onde iniziano nella troposfera tropicale (lo strato dell’atmosfera più vicino alla superficie terrestre) e si muovono verso l’alto, influenzando il QBO.

Come si formano queste onde? Un fattore significativo è la convezione, ovvero il processo di ascesa dell’aria calda e discesa dell’aria fredda. Questo processo aiuta a generare queste onde tropicali.

Inoltre, queste onde possono cambiare in diversi modi mentre si muovono attraverso una “guida d’onda equatoriale”. Le dimensioni di questa guida e il suo funzionamento dipendono dalle specifiche proprietà delle onde. Una di queste proprietà è dove la frequenza delle onde corrisponde alla frequenza di rotazione locale della Terra.

Inoltre, onde provenienti da aree al di fuori dei tropici possono a volte influenzare il QBO, specialmente ad altitudini superiori. Ad esempio, grandi onde chiamate onde planetarie di Rossby provenienti dalla parte invernale della Terra potrebbero avere un ruolo.

Tuttavia, la parte inferiore del QBO (circa 20-23 km sopra la superficie terrestre) vicino all’equatore è in gran parte protetta. Ciò significa che grandi onde provenienti da luoghi lontani di solito non influenzano questa regione.

Le onde che si propagano verticalmente e che sono rilevanti per il QBO sono o quelle con una lenta propagazione del gruppo verticale che subiscono un assorbimento (a causa dell’ammortizzazione radiativa o meccanica) in modo tale che il loro momento venga depositato alle altitudini del QBO, o quelle con una rapida propagazione del gruppo verticale fino a un livello critico situato all’interno della gamma delle velocità del vento del QBO [Dunkerton, 1997]. L’altezza alla quale viene depositato il momento dipende dalla velocità del gruppo verticale (supponendo, per il bene dell’argomento, che il tasso di smorzamento per unità di tempo sia indipendente dalle proprietà dell’onda). Onde con una propagazione di gruppo molto lenta sono confinate entro pochi chilometri dalla tropopausa [Li et al., 1997]. D’altra parte, le onde con una rapida velocità di gruppo verticale e con velocità di fase al di fuori della gamma delle velocità del vento del QBO si propagano in modo più o meno trasparente attraverso il QBO.

Le onde a lungo periodo tendono a dominare gli spettri del vento orizzontale e della temperatura. Tuttavia, le onde ad alta frequenza contribuiscono di più ai flussi di momento di quanto ci si potrebbe aspettare considerando solo la temperatura. Possiamo organizzare le onde rilevanti per il QBO in tre categorie:

1. Onde di Kelvin e Rossby-gravità, che sono intrappolate all’equatore; periodi di circa 3 giorni; numeri d’onda 1-4 (lunghezze d’onda zonali circa 10.000 km);
2. Onde di inerzia-gravità, che possono o non essere intrappolate all’equatore; periodi di circa 1-3 giorni; numeri d’onda circa 4-40 (lunghezze d’onda zonali circa 1000-10.000 km);
3. Onde di gravità; periodi di meno di 1 giorno; numero d’onda maggiore di 40 (lunghezze d’onda zonali circa 10-1000 km) che si propagano rapidamente in verticale.

Le onde con lunghezze d’onda orizzontali molto brevi (circa 10 km) tendono ad essere intrappolate verticalmente ai livelli troposferici vicino all’altitudine in cui sono forzate e non si ritiene che giochino un ruolo significativo nella dinamica dell’atmosfera media.Le osservazioni esaminate di seguito suggeriscono che le onde di frequenza intermedia e alta aiutino a guidare il QBO. Tuttavia, permangono incertezze nello spettro del flusso di momento d’onda, riguardo ai valori effettivi del flusso e al contributo relativo delle varie parti dello spettro. Sebbene il flusso di momento nelle onde di mesoscala sia localmente molto grande, è necessario conoscere la distribuzione spaziale e temporale di queste onde per valutare il loro ruolo nel QBO. Le osservazioni disponibili sono insufficienti per questo scopo. Per le onde di scala intermedia, non è chiaro quale frazione delle onde sia importante per il QBO senza una stima più precisa delle loro velocità di fase, struttura modale e caratteristiche di assorbimento. I rawinsondes due volte al giorno forniscono un’immagine accurata della struttura verticale, ma hanno una copertura orizzontale e temporale scarsa. La loro descrizione della struttura orizzontale è inadeguata e potrebbe verificarsi un aliasing temporale, oscurando la vera frequenza delle onde.Il QBO, in teoria, dipende dalla guida d’onda dell’intera fascia tropicale, ma la rete di osservazione può campionare solo una piccola frazione di area orizzontale e tempo. Pertanto, è incerto come trasformare le informazioni derivanti da osservazioni locali di onde di scala intermedia e piccola in una stima utile della guida d’onda del QBO su scala globale. In definitiva, saranno le osservazioni satellitari a fornire la copertura necessaria in termini di spazio e tempo. Queste osservazioni si sono già rivelate utili per le onde equatoriali su scala planetaria e le onde di gravità extratropicale su piccola scala con una profonda lunghezza d’onda verticale. Prima che tali osservazioni siano quantitativamente utili per le stime del flusso di momento a causa di onde di scala intermedia e piccola nella regione QBO, sarà tuttavia necessario un notevole miglioramento nella risoluzione verticale degli strumenti satellitari e nella loro capacità di misurare o inferire componenti del vento orizzontale.

3.2.1. Onde di Kelvin e Onde di Rossby-gravità. Le onde di Kelvin e le onde di Rossby-gravità sono state rilevate utilizzando dati osservativi di rawinsonde da Yanai e Maruyama [1966] e Wallace e Kousky [1968b]; queste scoperte sono state importanti per lo sviluppo di una teoria modificata della QBO da Holton e Lindzen [1972]. Per una revisione delle prime osservazioni delle onde equatoriali, vedi Wallace [1973], Holton [1975], Cornish e Larsen [1985], Andrews et al. [1987] e Dunkerton [1997]. L’interpretazione dei disturbi come modi di onda equatoriali si basa su un confronto tra i parametri delle onde (ad es. la relazione tra scala orizzontale e frequenza), struttura latitudinale (ad es. simmetrica o antisimmetrica rispetto all’equatore) e relazione di fase tra le variabili (ad es. componenti del vento e temperatura) con quelle previste dalla teoria. L’identificazione delle modalità equatoriali è relativamente semplice nelle regioni con una buona copertura spaziale in modo che si possa osservare una propagazione coerente.

Lunghi archivi di dati di rawinsonde provenienti da stazioni di alta qualità sono stati utilizzati per derivare le variazioni stagionali e relative alla QBO dell’attività delle onde di Kelvin e Rossby-gravità vicino all’equatore [Maruyama, 1991; Dunkerton, 1991b, 1993; Shiotani e Horinouchi, 1993; Sato et al., 1994; Wikle et al., 1997].

La variazione QBO dell’attività dell’onda di Kelvin osservata nelle fluttuazioni del vento zonale e della temperatura è coerente con l’amplificazione prevista di queste onde nelle zone di shear discendente di ponente. La variazione annuale dell’attività dell’onda di Rossby-gravità viene osservata nella stratosfera equatoriale più bassa e potrebbe aiutare a spiegare la variazione stagionale osservata degli inizi di QBO vicino ai 50 hPa [Dunkerton, 1990].

Le onde intrappolate equatorialmente sono state osservate nei dati di temperatura e costituenti traccia ottenuti da vari strumenti satellitari. La maggior parte di questi studi ha trattato onde nella stratosfera superiore rilevanti per l’oscillazione semiannuale della stratopausa (SAO); alcune, tuttavia, hanno anche osservato onde nella bassa stratosfera equatoriale rilevanti per la QBO [ad es., Salby et al., 1984; Randel, 1990; Ziemke e Stanford, 1994; Canziani et al., 1995; Kawamoto et al., 1997; Shiotani et al., 1997; Mote et al., 1998; Canziani e Holton, 1998]. È difficile rilevare i deboli segnali di temperatura poco profondi associati alle onde equatoriali che si propagano verticalmente, e il campionamento satellitare di solito recupera solo i numeri d’onda zonali più bassi (ad es., onde 1-6). Tuttavia, le osservazioni satellitari sono preziose per la loro visione globale, integrando il campionamento irregolare della rete rawinsonde.

Gli studi di modellazione bidimensionale [Gray e Pyle, 1989; Dunkerton, 1991a, 1997] hanno mostrato che le onde di Kelvin e Rossby-gravità sono insufficienti per contabilizzare il flusso verticale di momento necessario per guidare la QBO. Il flusso di momento richiesto è molto più grande di quanto precedentemente ipotizzato poiché l’aria stratosferica tropicale si muove verso l’alto con la circolazione di Brewer-Dobson. Quando l’ascesa equatoriale realistica è inclusa nei modelli, il flusso d’onda totale richiesto per una QBO realistica è 2-4 volte superiore rispetto a quello delle osservate onde di Kelvin e Rossby-gravità su larga scala e a lungo periodo. Le simulazioni tridimensionali [ad es., Takahashi e Boville, 1992; Hayashi e Golder, 1994; Takahashi, 1996] descritte nella sezione 3.3.2 confermano la necessità di flussi d’onda aggiuntivi. Pertanto, è necessario comprendere meglio, attraverso le osservazioni, la morfologia delle onde di inerzia-gravità e gravità su scala più piccola e il loro possibile ruolo nella QBO.

3.2.2. Onde di inerzia-gravitazione. Si osservano onde equatoriali di inerzia-gravitazione che si propagano verso est durante le fasi di variazione da ovest del QBO, mentre onde che si propagano verso ovest sono osservate nelle fasi di variazione da est. Campagne osservative utilizzando radiosonde hanno fornito dati con alta risoluzione temporale e verticale, permettendo l’analisi sia delle variazioni di fase temporali che verticali.

Cadet e Teitelbaum [1979] hanno condotto uno studio pionieristico sulle onde di inerzia-gravitazione nella regione equatoriale, analizzando dati da radiosonde ogni 3 ore a 8.58N, 23.58W durante l’Esperimento Tropicale Atlantico del Progetto di Ricerca Atmosferica Globale (GATE). Il QBO era in una fase di variazione da est. Essi hanno identificato una struttura simile a un’onda di inerzia-gravitazione con una breve lunghezza d’onda verticale (circa 1,5 km) e un periodo di 30-40 ore. La velocità di fase zonale è stata stimata essere verso ovest.

Tsuda et al. [1994a, 1994b] hanno condotto una campagna osservativa focalizzata sulle onde nella stratosfera inferiore a Watukosek, Indonesia (7.68S, 112.78E), per 24 giorni tra febbraio e marzo 1990, quando il QBO era in una fase di variazione da ovest.

I dati su vento e temperatura sono stati ottenuti con un intervallo temporale di 6 ore e una risoluzione verticale di 150 m. La Figura 8 mostra una sezione di tempo-altitudine delle fluttuazioni di temperatura con periodi inferiori a 4 giorni. Si osserva chiaramente una propagazione in fase verso il basso nella stratosfera inferiore (al di sopra di un’altitudine di circa 16 km). La lunghezza d’onda verticale è di circa 3 km e il periodo dell’onda è di circa 2 giorni. Una struttura d’onda simile è stata osservata anche per le fluttuazioni del vento zonale (u) e meridionale (v). Le ampiezze delle fluttuazioni di vento orizzontale e temperatura erano di circa 3 m/s e 2 K, rispettivamente.

Sulla base dell’analisi hodografica, supponendo che queste fluttuazioni siano dovute a onde di inerzia-gravitazione piane, Tsuda et al. [1994b] hanno dimostrato che la maggior parte dell’attività ondulatoria si propagava verso est e verso l’alto nella stratosfera inferiore. Caratteristiche simili sono state osservate nella loro seconda campagna a Bandung, Indonesia (107,68E, 6,98S), durante un’altra fase di variazione da ovest del QBO (da novembre 1992 ad aprile 1993) [Shimizu e Tsuda, 1997].(L’analisi hodografica è una tecnica utilizzata in meteorologia e in altre discipline per rappresentare e analizzare le variazioni nel tempo di direzione e intensità di un vettore, tipicamente il vento. L’hodografo è un grafico in cui la componente orizzontale del vettore è rappresentata sull’asse delle ascisse e la componente verticale sull’asse delle ordinate. Quando si tracciano sequenzialmente i punti rappresentativi delle misurazioni del vettore nel tempo, si ottiene una curva chiamata traiettoria hodografica.Nel contesto della meteorologia e, in particolare, delle onde atmosferiche come le onde di inerzia-gravitazione, l’analisi hodografica può essere utilizzata per dedurre le proprietà di propagazione delle onde, come direzione e velocità di fase, basandosi sulle fluttuazioni misurate delle componenti del vento.In sintesi, l’analisi hodografica fornisce informazioni sul comportamento e le caratteristiche di propagazione delle onde atmosferiche analizzando le fluttuazioni del vento in termini di direzione e intensità.)

Studi statistici sulle onde di inerzia-gravitazione equatoriali sono stati realizzati utilizzando dati operativi di radiosondaggi a Singapore (1,48N, 104,08E). Maruyama [1994] e Sato et al. [1994] hanno analizzato la variazione anno per anno dell’attività ondulatoria da 1 a 3 giorni nella stratosfera inferiore, utilizzando dati provenienti da Singapore relativi a un arco di 10 anni. L’estrazione delle onde in base ai loro periodi è utile poiché la frequenza delle onde a livello del suolo rimane invariata durante la propagazione delle onde in un campo di sfondo stabile. Il QBO può essere considerato sufficientemente stabile per questi scopi per onde di inerzia-gravitazione con periodi inferiori a diversi giorni.

Maruyama [1994] ha analizzato la covarianza tra il vento zonale e la derivata temporale della temperatura per componenti da 1 a 3 giorni e ha stimato il flusso verticale del momento zonale per unità di densità u’w’ utilizzando la seguente relazione derivata dall’equazione termodinamica per moti adiabatici:

Sato e altri nel 1994 hanno esaminato la variazione interannuale di potenza e spettri incrociati delle fluttuazioni del vento orizzontale e della temperatura nel range di periodo da 1 a 20 giorni a Singapore. Hanno scoperto che le ampiezze spettrali raggiungono il massimo intorno alla tropopausa per tutte le componenti nell’intera banda di frequenza, sebbene le altitudini dei massimi della tropopausa siano leggermente diverse. Gli spettri di T (temperatura) e u (vento orizzontale) raggiungono il massimo intorno a un periodo di 10 giorni, corrispondente alle onde di Kelvin. Nella stratosfera inferiore, il periodo dell’onda si accorcia, ad esempio, da 9 giorni a 20 km a 6 giorni a 30 km. D’altra parte, gli spettri di v (vento meridionale) raggiungono il massimo intorno a 5 giorni, leggermente al di sotto della tropopausa, corrispondente alle onde di Rossby-gravity. Il periodo delle onde di Rossby-gravity diventa anche più breve con l’aumentare dell’altitudine nella stratosfera inferiore, in linea con l’analisi di Dunkerton nel 1993 basata su dati di radiosondaggio in diverse località sopra il Pacifico tropicale. Un fatto importante è che le ampiezze spettrali sono grandi per periodi inferiori a 2-3 giorni come per le onde di Kelvin a lungo periodo e le onde di Rossby-gravity.

Per onde lentamente variabili, costanti, conservative e incompressibili. Questa teoria è stata estesa a onde equatoriali trappolate in 3D (T. J. Dunkerton, manoscritto in preparazione, 2001). Secondo l’equazione (8), la covarianza è proporzionale allo taglio verticale e al flusso verticale dell’impulso orizzontale, o alla tensione di radiazione. Il segno della covarianza è determinato dallo taglio verticale, indipendentemente dalla direzione orizzontale e verticale della propagazione dell’onda di inerzia-gravità. Questo è qualitativamente coerente con l’osservazione nella Tavola 4c.

Secondo l’analisi di Sato e Dunkerton (1997), i momenti associati alle onde di gravità che si propagano verso est e verso ovest sono quasi uguali, tuttavia le onde di gravità che si propagano verso ovest hanno una predominanza nella fase di propagazione verso est. Questo fatto non contrasta con le osservazioni sperimentali condotte da Cader e Teitelbaum (1979) e Tsuda et al. (1994b) che affermano che le onde di gravità che si propagano verso ovest sono predominanti nelle sezioni tempo-altezza di u e T confrontate con l’emissione verso est. Osservazioni ulteriori confermano che è più probabile osservare onde con lunghezze d’onda corrispondenti (corrispondenti a frequenze intrinseche) se queste onde si propagano verso est in aree con forti correnti di taglio del vento. Per onde con flussi di momento uguali ma con ampiez

ze differenti in u e T, quelle con la frequenza intrinseca minore (onda che si propaga verso ovest) hanno ampiezze minori di u e T rispetto a quelle che si propagano verso est con frequenze intrinseche maggiori. Onde di gravità che si propagano verso ovest con piccole frequenze intrinseche, cioè piccole lunghezze d’onda verticali, probabilmente non si propagano nella fase verso est a causa delle correnti di taglio del vento, poiché tali onde avrebbero incontrato livelli critici o sarebbero state assorbite a livelli inferiori. Onde di gravità che si propagano verso est con elevate frequenze intrinseche potrebbero non essere riconosciute nei dati di radiosonda poiché le ampiezze misurate in u e T sono troppo piccole. Pertanto, in aree con correnti di taglio del vento forti, le onde di gravità che si propagano verso ovest hanno piccole frequenze intrinseche e quindi piccole lunghezze d’onda verticali che vengono osservate.

Bergman e Salby [1994] hanno calcolato l’attività dell’onda equatoriale che si propaga nella stratosfera basandosi su immagini ad alta risoluzione del modello convettivo globale e su alcune semplici ipotesi riguardo alla relazione delle variazioni delle nuvole con le proprietà delle onde che sarebbero state generate. La Figura 10 mostra la distribuzione geografica della componente verticale del flusso Eliassen-Palm da loro derivato. Le componenti con periodi inferiori a 2 giorni hanno un grande flusso Eliassen-Palm, rispetto alle onde a periodo più lungo. La generazione di onde a breve periodo è grande sopra i continenti africano e americano e in un’ampia area dall’Oceano Indiano al Pacifico tropicale occidentale.

L’analisi di Bergman e Salby [1994] non fornisce una stima quantitativa dei flussi d’onda effettivi ma supporta l’idea che onde di scala intermedia e piccola contribuiscano significativamente al QBO. Dalla loro analisi notiamo, innanzitutto, che il contributo è grande rispetto a quello delle onde equatoriali su scala planetaria, con un fattore di circa 2,5, e in secondo luogo, che la maggior parte dell’attività nelle onde di scala più piccola è associata a velocità di fase zonale che rientrano nell’intervallo delle velocità del vento QBO [Dunkerton, 1997].

L’excitazione delle onde d’inerzia-gravità dalla profonda convezione tropicale avviene o attraverso un processo di auto-organizzazione, in cui onde e convezione si sostengono a vicenda, o (più semplicemente) a seguito di attività irregolare, apparentemente casuale, quando gli elementi convettivi si scontrano con uno strato stratificato sopra. L’auto-organizzazione di onde e convezione si verifica principalmente su scale orizzontali e temporali più lunghe [Takayabu et al., 1996; Wada et al., 1999; Wheeler e Kiladis, 1999].

La figura 8 presenta due diagrammi distinti, ciascuno dei quali mostra una sezione tempo-altitudine.

(a) Componente verso nord

• L’asse verticale rappresenta l’altitudine in chilometri (da 0 a circa 40 km).
• L’asse orizzontale rappresenta le date, che coprono un periodo di 24 giorni da febbraio a marzo 1990.
• Il diagramma mostra la componente della velocità verso nord per periodi brevi (meno di 4 giorni).
• I colori o le tonalità della figura rappresentano l’intensità della componente della velocità, con una scala sul lato destro che va da -3,0 a 4,5 m^−1. Le aree scure indicano velocità positive (movimento verso nord), mentre le aree chiare indicano velocità negative (movimento verso sud).

(b) Temperatura

• Come nel primo diagramma, l’asse verticale rappresenta l’altitudine e l’asse orizzontale rappresenta le date.
• Questo diagramma mostra le variazioni di temperatura per lo stesso periodo di tempo e altitudine.
• La scala dei colori o delle tonalità sul lato destro rappresenta le variazioni di temperatura, che vanno da -3,0 a 3,0 K. Le aree scure indicano temperature superiori alla media, mentre le aree chiare indicano temperature inferiori alla media.

In sintesi, la figura 8 mostra come la componente della velocità verso nord e la temperatura variano con l’altitudine e il tempo in un periodo specifico a Watukosek, Indonesia. Questi dati provengono da uno studio di Tsuda et al. [1994b]. La presenza di queste variazioni nella componente verso nord e nella temperatura può indicare l’influenza di diversi fenomeni atmosferici nella regione durante quel periodo di tempo.

Plate 4 mostra diversi spettri di potenza per variazioni di temperatura (T) e velocità del vento (u) a Singapore, oltre ai cospettri e agli spettri di quadratura di questi componenti. Andiamo nel dettaglio:

1. (a) P(t)(ω)ω [K^2]:
   • Questo è lo spettro di potenza per le fluttuazioni della temperatura.
   • L’asse x rappresenta l’anno, che va dal 1984 al 1992.
   • L’asse y rappresenta il periodo (in giorni).
   • La colorazione indica la potenza, con la barra dei colori a destra che mostra l’intervallo. I colori dal giallo al rosso indicano valori più alti, mentre i colori dal verde al blu indicano valori più bassi.
   • Le linee di contorno rappresentano aree con la stessa potenza, con un intervallo di 0,5 K^2.
2. (b) P(u)(ω)ω [m^2 s^-2]:
   • Questo pannello visualizza lo spettro di potenza per le fluttuazioni di velocità del vento (u) in funzione del tempo. Anche qui, i diversi colori indicano differenti livelli di potenza, con i contorni che rappresentano intervalli di potenza di 2 (m s⁻¹)².
3. (c) C(tu)(ω)ω [K m s^-1]:
   • Questo pannello rappresenta i cospettri tra le fluttuazioni di temperatura (T) e velocità del vento (u). I cospettri indicano come due segnali variano insieme in frequenza. Le regioni rosse indicano valori positivi, mentre le regioni blu indicano valori negativi. Gli intervalli dei contorni sono di 0.5 K (m s⁻¹).
4. (d) Q(tu)(ω)ω [K m s^-1]:
   • Questo pannello mostra gli spettri di quadratura tra le fluttuazioni di temperatura (T) e velocità del vento (u). Gli spettri di quadratura forniscono informazioni sulla fase tra due segnali in frequenza. Come nel pannello (c), le regioni rosse e blu indicano valori positivi e negativi, rispettivamente, con gli stessi intervalli dei contorni.

In tutti i pannelli:

• L’asse verticale rappresenta il periodo (in giorni) delle fluttuazioni.
• L’asse orizzontale rappresenta gli anni dal 1984 al 1992.
• La linea spessa rappresenta una serie temporale di riferimento per la QBO (Oscillazione Quasi-Biennale).

In sintesi, il “Plate 4” offre una visualizzazione grafica di come le fluttuazioni di temperatura e velocità del vento a Singapore variano nel tempo, e di come queste fluttuazioni siano correlate tra loro, come indicato dai cospettri e dagli spettri di quadratura.

La “Figura 9” mostra le stime del flusso di momento per le componenti a corto periodo (1-3 giorni) durante le fasi di shear (taglio) in direzione ovest (westerly) e est (easterly). Ecco una spiegazione dettagliata dei pannelli nella figura:

(a) Uz>0 (Fase di shear in direzione ovest)

• Questa sezione rappresenta la fase in cui la velocità del vento (Uz) è diretta verso ovest (positiva).
• Sul lato sinistro (pannello a sinistra), vediamo le stime indirette del flusso di momento, che corrispondono alla somma dei valori assoluti dei flussi di momento positivi e negativi. Questo è indicato con “Σ|u’w’|”.
• Sul lato destro (pannello a destra), vediamo le stime dirette del flusso di momento, che mostrano i flussi netti di momento. Questo è indicato con “Σu’w'”.

(b) Uz<0 (Fase di shear in direzione est)

• Questa sezione rappresenta la fase in cui la velocità del vento (Uz) è diretta verso est (negativa).
• Come nella sezione (a), il pannello a sinistra mostra le stime indirette del flusso di momento, mentre il pannello a destra mostra le stime dirette.

Nelle entrambe le sezioni:

• L’asse verticale rappresenta l’altezza in chilometri, da 0 a 30 km.
• L’asse orizzontale rappresenta il flusso di momento con un’unità di [x 10^−3 (m/s)^2]. Questo rappresenta la quantità di momento (forza) trasportata dal vento.
• Le linee tratteggiate e piene rappresentano diverse stime o set di dati rilevanti per il flusso di momento.

In sintesi, la “Figura 9” visualizza stime del flusso di momento nelle fasi di shear in direzione ovest e est basate su componenti a corto periodo. Queste stime sono state tratte da uno studio di Sato e Dunkerton [1997] e forniscono informazioni su come il momento viene trasportato verticalmente nell’atmosfera durante queste fasi di shear.

3.2.3. Onde di gravità. La convezione profonda è un fenomeno dominante nelle aree di bassa frequenza delle onde di gravità nei tropici. Simulazioni numeriche di convezione che includono effetti stocastici [Fovell et al., 1992; Alexander et al., 1995; Alexander e Holton, 1997] generano onde di gravità ad alta frequenza che si manifestano al di sopra delle nubi convettive (Figura 11). La teoria predice una chiara associazione di onde di gravità ad alta frequenza nella stratosfera inferiore e nei sistemi convettivi che le generano poiché la direzione di propagazione non è orientata verticalmente per onde con alta frequenza intrinseca,

Gli studi osservazionali hanno identificato onde di gravità ad alta ampiezza e alta frequenza nelle latitudini medie, specificamente sopra le troposfere dei temporali convettivi [Röttger, 1980; Larsen et al., 1982; Sato, 1992, 1993; Sato et al., 1995]. Sato [1993] ha stimato la quantità di flusso di momento verticale trasportato da queste onde. Queste osservazioni hanno suggerito valori dell’ordine di circa 0.3 m^2 s^−2, un ordine di grandezza più grande rispetto alla quantità stimata di flusso di momento verticale necessario per onde di gravità tropicali per essere importanti per l’QBO [Dunkerton, 1997].

Le onde di gravità ad alta frequenza sono state anche rilevate nelle osservazioni degli aeromobili nella stratosfera inferiore. L’aereo ER-2 della NASA vola ad altitudini fino a circa 20 km ed ha partecipato a numerose campagne che includevano voli tropicali nella stratosfera. Le osservazioni di venti e temperature a bordo sono state utilizzate per rilevare le onde di gravità. Pfister et al. [1986, 1993a, 1993b] hanno rilevato onde con una lunghezza d’onda orizzontale corta, inferiore a 150 km, in campi di temperatura e vento orizzontale associati alla convezione cumuliforme sopra Panama e il nord dell’Australia. Pfister et al. [1993a, 1993b] hanno proposto un meccanismo di “topografia convettiva” per generare queste onde e hanno utilizzato un modello per stimare il flusso di momento verticale che potrebbe essere generato da questo meccanismo e l’impatto che tali onde potrebbero avere sul bilancio di momento dell’QBO. L’effetto calcolato era piccolo (circa il 10%) rispetto alle stime della guida d’onda su scala planetaria. Altri meccanismi di forzatura potrebbero essere attivi, tuttavia, e gli effetti delle onde ad alta frequenza sarebbero sottovalutati in questi calcoli [Dunkerton, 1997]. Le stime sono anche incerte a causa della distribuzione geografica sconosciuta e della frequenza di occorrenza delle onde di gravità indotte convettivamente basate solo su alcuni studi di caso

Alexander e Pfister [1995] hanno utilizzato osservazioni sia dei venti orizzontali che verticali per stimare il flusso di momento lungo un percorso di volo ER-2 sopra una profonda convezione a nord dell’Australia. Il flusso di momento enfatizza le onde di periodo più breve. Valori molto elevati, circa 0,1 Pa, sono stati osservati sopra le nuvole più profonde e alte. Correlazioni più estese di questi dati con la temperatura in cima alle nuvole sono state riportate da Alexander et al. [2000] e sono mostrate nella Figura 12. Questi risultati suggeriscono che grandi valori di flusso di momento sono correlati con profonde convezioni e hanno magnitudini simili alle onde generate in simulazioni 2-D di convezione tropicale [Alexander e Holton, 1997]. Un studio osservativo più recente suggerisce flussi di momento minori in altre regioni [Alexander et al., 2000]. Sebbene le distribuzioni geografiche e stagionali di tali flussi siano incerte, i risultati suggeriscono comunque un ruolo potenzialmente importante per le onde di gravità ad alta frequenza nel QBO.Le onde di gravità osservate nelle analisi rawinsonde a bassa latitudine (circa 12°S) descritte da Allen e Vincent [1995] hanno mostrato un ciclo stagionale, suggerendo la convezione come una fonte importante durante la stagione dei monsoni di dicembre-febbraio. Questi risultati rappresentavano solo 1 anno di osservazioni; tuttavia, un’analisi successiva dei dati provenienti dall’Isola di Cocos, anch’essa a circa 12°S, che copre 6 anni, ha mostrato una correlazione simile con la stagione dei monsoni, ma è modulata dai venti QBO [Vincent e Alexander, 2000]. I mesi con il picco del flusso di momento sono risultati coincidere con i venti orientali più forti. In questi momenti, le onde si propagano anche prevalentemente verso est. Calcoli teorici paralleli sulla propagazione delle onde di gravità e sull’interazione con il flusso di sfondo supportano qualitativamente il meccanismo della topografia convettiva a causa dell’anisotropia osservata nella direzione di propagazione delle onde e perché l’altitudine in cui le onde sono generate è stata dedotta essere molto alta, vicino alla tropopausa. Anche Karoly et al. [1996] hanno osservato una correlazione tra l’attività delle onde d’inerzia-gravità e la profonda convezione nei dati sonori tropicali.

La Figura 10 rappresenta la distribuzione geografica del componente verticale del flusso di Eliassen-Palm per le onde equatoriali. Questa distribuzione è basata sull’immaginazione ad alta risoluzione del modello convettivo globale costruito da sei satelliti. Il flusso di Eliassen-Palm è una metrica utilizzata in meteorologia e climatologia per descrivere il trasporto medio di quantità come momento ed energia attraverso la sfera.

Le figure sono divise in tre pannelli, ciascuno dei quali rappresenta un diverso intervallo di periodi delle onde:

a) Onde con periodi più lunghi di 5 giorni. b) Onde con periodi tra 2 e 5 giorni. c) Onde con periodi inferiori a 2 giorni.

Le aree con contorni indicano regioni dove il flusso di Eliassen-Palm ha determinati valori. Le unità sono arbitrarie e gli incrementi dei contorni sono lineari, il che significa che ogni livello di contorno rappresenta un incremento costante nel valore del flusso.

L’obiettivo di questa figura è di mostrare come la distribuzione del componente verticale del flusso di Eliassen-Palm varia geograficamente per onde di diversi periodi. Questo può aiutare gli scienziati a comprendere meglio come le onde equatoriali interagiscono con la convezione e influenzano la circolazione atmosferica.

In sintesi, la figura fornisce informazioni sulla distribuzione spaziale del trasporto di momento ed energia nelle onde equatoriali su scala globale, e come questa distribuzione varia a seconda della lunghezza del periodo dell’onda.

La figura rappresenta onde di gravità stratigrafiche (stratospheric gravity waves) sopra una simulazione di convezione tropicale.

Le caratteristiche principali della figura sono:

1. Ombreggiatura (shading): Mostra le velocità verticali. Questo significa che le zone dove l’ombreggiatura è più scura o più chiara rappresentano rispettivamente velocità verticali in salita o in discesa. La scala delle velocità va da -1.2 m/s a +1.2 m/s, evidenziando le perturbazioni delle onde nella stratosfera. Tuttavia, viene menzionato che i valori massimi nella troposfera superano i ±5 m/s, il che significa che ci sono movimenti verticali molto intensi lì.
2. Contorni di temperatura potenziale: Queste sono le linee sottili che vedi attraversare la figura. Questi contorni rappresentano intervalli di temperatura potenziale di 10 K. La temperatura potenziale è una misura utilizzata in meteorologia per rappresentare la temperatura che l’aria avrebbe se fosse compressa o espansa adiabaticamente (cioè senza scambio di calore) a una pressione di riferimento.
3. Profilo della nuvola temporalesca: Le linee grasse rappresentano il contorno esterno della nuvola temporalesca. Questa mostra la regione effettiva della convezione tropicale nella simulazione.

L’obiettivo della figura è di mostrare come le onde di gravità nella stratosfera sono influenzate dalla convezione tropicale sottostante. Puoi vedere che dove c’è una forte convezione (dove c’è la nuvola temporalesca), ci sono anche forti onde di gravità nella stratosfera.

In sintesi, la Figura 11 mostra la relazione tra la convezione tropicale e le onde di gravità stratigrafiche che si formano sopra di essa, evidenziando le velocità verticali e le temperature potenziali associate.

La Figura 12 mostra due grafici relativi al flusso di momento delle onde di gravità nella stratosfera e alla loro relazione con la temperatura alla sommità delle nuvole sottostanti e la direzione di propagazione delle onde.

Ecco un’analisi dettagliata dei due grafici:

(a) Flusso di momento delle onde di gravità vs temperatura alla sommità delle nuvole:

• L’asse delle ordinate (asse verticale) mostra il flusso di momento delle onde di gravità nella stratosfera, misurato in Pascal (Pa).
• L’asse delle ascisse (asse orizzontale) rappresenta la temperatura alla sommità delle nuvole in Kelvin (K).
• Il grafico mostra una curva decrescente, suggerendo che, all’aumentare della temperatura alla sommità delle nuvole, il flusso di momento delle onde di gravità tende a diminuire.
• Queste misurazioni provengono da voli oceanici a nord dell’Australia nel periodo gennaio-febbraio 1987.

(b) Distribuzione direzionale del flusso di momento:

• L’asse delle ordinate (asse verticale) rappresenta nuovamente il flusso di momento delle onde di gravità nella stratosfera, misurato in Pa.
• L’asse delle ascisse (asse orizzontale) mostra le direzioni di propagazione delle onde di gravità, segnate come E (Est), N (Nord), W (Ovest) e S (Sud).
• I punti sul grafico indicano le misurazioni del flusso di momento per ciascuna direzione. Le linee verticali dai punti rappresentano le incertezze o l’intervallo di confidenza per ciascuna misurazione.
• Si può osservare che le onde di gravità che si propagano verso Est e Ovest hanno valori più alti di flusso di momento rispetto a quelle che si propagano verso Nord e Sud.

In sintesi, la Figura 12 mostra come il flusso di momento delle onde di gravità nella stratosfera sia influenzato dalla temperatura alla sommità delle nuvole sottostanti e come questo flusso di momento sia distribuito nelle diverse direzioni di propagazione delle onde.