Does the Holton–Tan Mechanism Explain How the Quasi-Biennial Oscillation Modulates the Arctic Polar Vortex?

Does the Holton–Tan Mechanism Explain How the Quasi-Biennial Oscillation Modulates the Arctic Polar Vortex?
CHAIM I. GARFINKEL
Department of Earth and Planetary Science, Johns Hopkins University, Baltimore, Maryland
TIFFANY A. SHAW
Department of Earth and Environmental Sciences, and Department of Applied Physics and Applied Mathematics, Columbia University, New York, New York
DENNIS L. HARTMANN
Department of Atmospheric Science, University of Washington, Seattle, Washington
DARRYN W. WAUGH
Department of Earth and Planetary Science, Johns Hopkins University, Baltimore, Maryland
(Manuscript received 10 August 2011, in final form 3 December 2011)

RIASSUNTO

Esperimenti idealizzati con il Whole Atmosphere Community Climate Model (WACCM) sono stati utilizzati per esplorare i meccanismi mediante i quali l’oscillazione quasi-biennale (QBO) della stratosfera modula il vortice polare stratosferico dell’emisfero settentrionale in inverno. In generale, l’effetto della linea critica enfatizzato nel meccanismo di Holton–Tan è meno importante rispetto all’effetto della circolazione meridionale media associata ai venti QBO per la risposta polare alla QBO. Più specificamente, l’introduzione di venti orientali all’equatore vicino a 50 hPa 1) causa un incremento della convergenza del flusso di Eliassen–Palm (EPF) su scala sinottica nei subtropici da 150 a 50 hPa, che porta alla migrazione verso il polo della linea critica subtropicale nel basso stratosfero, e 2) crea una barriera alla propagazione delle onde planetarie dalle latitudini subpolari alle latitudini medie nello stratosfero medio e superiore (ad esempio, meno EPF verso l’equatore vicino a 50°N), che porta a una maggiore convergenza delle onde planetarie nella regione del vortice polare. Questi due effetti sono meccanicamente distinti; mentre il primo è correlato alla linea critica subtropicale, il secondo è dovuto alla circolazione meridionale media del QBO. Tutti questi effetti sono coerenti con la teoria lineare, anche se l’evoluzione dell’intera distribuzione dei venti è solo quasi-lineare perché i cambiamenti indotti nei venti zonali causano uno spostamento della forzatura delle onde, che a sua volta ha un feedback positivo sui cambiamenti dei venti zonali. Infine, la propagazione verso il basso del QBO nella stratosfera equatoriale, il vento zonale equatoriale della stratosfera superiore e i cambiamenti nella circolazione troposferica sembrano essere meno importanti dei venti orientali della bassa stratosfera per la risposta stratosferica polare. In generale, un’anomalia del vento QBO orientale nella bassa stratosfera porta a un indebolimento del vortice polare stratosferico, in accordo con studi precedenti, sebbene non a causa di cambiamenti nella linea critica subtropicale.

1. Introduzione

La forza del vortice polare stratosferico dell’emisfero settentrionale in inverno è altamente variabile. Sebbene gran parte di questa variabilità sia stocastica (Holton e Mass 1976), Garfinkel et al. (2010) hanno scoperto che circa il 40% della variabilità su scale temporali interstagionali può essere collegato a variabilità che si verifica al di fuori della stratosfera polare. Una delle principali fonti di variabilità esterna prevedibile è l’oscillazione quasi-biennale (QBO). Le temperature della calotta polare artica sono significativamente più fredde, e le altezze stratosferiche polari significativamente inferiori, quando i venti QBO della bassa stratosfera (ad esempio, vicino ai 50 hPa) sono occidentali rispetto a quando sono orientali. Studi basati su modellazione (ad esempio, Hampson e Haynes 2006; Pascoe et al. 2006; Naito e Yoden 2006; Kinnersley e Tung 1999; Naoe e Shibata 2010; Calvo et al. 2007; O’Sullivan e Young 1992, qui denominato OY92; Niwano e Takahashi 1998) e studi basati su rianalisi (ad esempio, Hu e Tung 2002; Hitchman e Huesmann 2009; Ruzmaikin et al. 2005; Garfinkel e Hartmann 2007) hanno mostrato un effetto robusto della QBO nella stratosfera polare. Questo effetto è denominato effetto Holton–Tan (HT) nel resto di questo documento. Tuttavia, i meccanismi dietro questo effetto sono meno chiari.

Holton e Tan (1980) furono i primi a proporre un meccanismo su come la QBO potesse influenzare il vortice. Essi ipotizzarono che la QBO modula la posizione della linea critica dei venti subtropicali, influenzando così la propagazione delle onde planetarie nella stratosfera. Nel resto di questo documento, ci riferiamo al meccanismo presentato in Holton e Tan (1980) che coinvolge la linea critica subtropicale come il meccanismo HT. Tuttavia, Holton e Tan (1980) non riuscirono a trovare differenze evidenti nel flusso di Eliassen–Palm (EPF) tra le fasi orientali e occidentali della QBO.Sebbene studi più recenti rilevino un cambiamento robusto nel flusso di Eliassen–Palm (EPF) dovuto alla QBO (Garfinkel e Hartmann 2008; Yamashita et al. 2011), un cambiamento nell’EPF a causa della QBO non dimostra il meccanismo HT. In particolare, la causa immediata mediante la quale la QBO influenza la propagazione delle onde planetarie non deve necessariamente essere la linea critica subtropicale (ad esempio, questo articolo mostrerà che la circolazione meridionale della QBO influisce sulla propagazione delle onde planetarie). Inoltre, la stratificazione nei profili dei venti QBO complica l’applicazione del meccanismo HT. Poiché la lunghezza d’onda verticale caratteristica della stratificazione (circa 20 km) è dello stesso ordine di grandezza della lunghezza d’onda delle onde planetarie Rossby che si propagano verticalmente (Matsuno 1970), è difficile prevedere come esattamente la propagazione dell’onda di Rossby verrà modificata quando la direzione del cambiamento della linea critica dipende dal livello verticale. Inoltre, è difficile isolare i meccanismi attraverso i quali la QBO influenza il vortice nelle osservazioni e nei modelli di circolazione globale (GCM), poiché contengono variabilità non correlate, che possono anche influenzare il vortice. Ad esempio, la variabilità delle temperature della superficie del mare (SST) può influenzare il modello delle onde planetarie nella troposfera (Garfinkel e Hartmann 2008; Fletcher e Kushner 2011; Hurwitz et al. 2011) e, poiché l’effetto HT è sensibile all’entità della forzatura delle onde planetarie dalla troposfera (Holton e Austin 1991; O’Sullivan e Dunkerton 1994), il meccanismo HT può essere mascherato da variabilità troposferica non correlata (Wei et al. 2007; Garfinkel e Hartmann 2007; Calvo et al. 2009).

Naoe e Shibata (2010) e Yamashita et al. (2011) hanno indagato il meccanismo HT in un modello di circolazione generale (GCM) completo, e sebbene il vortice polare sia modulato come previsto, la propagazione delle onde nelle medie latitudini (ovvero, vicino ai 50 hPa, 40°N) non segue il meccanismo HT. Infine, Pascoe et al. (2006) e Gray et al. (2001, 2004) hanno scoperto che il vortice polare è influenzato dai venti nella stratosfera equatoriale superiore; questo effetto probabilmente non è spiegabile dal meccanismo HT.

Gli studi di modellazione semplificati sono quindi essenziali per una comprensione completa dei meccanismi mediante i quali la QBO influenza il vortice. Tuttavia, gli studi di modellazione del meccanismo HT hanno prodotto risultati contrastanti. Holton e Austin (1991) hanno scoperto che una QBO stratificata influenza l’evoluzione del vortice polare su un intervallo ristretto di forzature delle onde planetarie in un modello a equazioni primitive. Ma hanno anche trovato pochi cambiamenti nella propagazione e convergenza del flusso di Eliassen-Palm (EPF) a nord della linea critica subtropicale. Naito e Yoden (2006) hanno scoperto che la convergenza di EPF ai fianchi della regione QBO e nella regione del vortice polare è modificata dalle anomalie dei venti QBO in un GCM secco semplificato, sebbene i cambiamenti vicino a 40°N, 50 hPa siano meno chiari. La causa immediata per cui i venti QBO stratosferici orientali inferiori (EQBO) influenzano le latitudini subpolari e indeboliscono il vortice non è chiaramente spiegata in nessuno degli studi precedentemente menzionati.OY92 hanno studiato la sensibilità dello stato medio invernale a un profilo di vento zonale equatoriale non stratificato. I venti anomali della QBO influenzano il collegamento tropicale-extratropicale modificando la propagazione dell’attività dell’onda di Rossby. Con un’ampiezza d’onda realistica nella troposfera, si sviluppa uno strato critico non lineare a nord degli alisei tropicali, che influenza le onde planetarie nella regione polare. La teoria lineare sembra incapace di descrivere la risposta polare nel modello utilizzato da OY92. D’altra parte, Hauck e Wirth (2001) hanno scoperto che un modello quasigeostrofico (QG) lineare sulla sfera può spiegare l’effetto della QBO nella regione polare. Nessuno di questi studi [né Holton e Austin (1991) né Naito e Yoden (2006)] utilizza modelli che risolvono realisticamente la dinamica troposferica (cioè, onde planetarie stazionarie), e si può ipotizzare che l’effetto della QBO nella troposfera (cf. Garfinkel e Hartmann 2011b, di seguito GH11b) possa aumentare la forzatura delle onde planetarie troposferiche della stratosfera. I meccanismi precisi di come la QBO influenzi il vortice polare, e la rilevanza della teoria lineare per l’effetto osservato, rimangono poco chiari. Per comprendere meglio i meccanismi, analizziamo una serie di esecuzioni del Whole Atmosphere Community Climate Model (WACCM) perpetue nei mesi di gennaio e febbraio con una QBO imposta. Le esecuzioni di WACCM con un profilo di vento stratosferico neutro della QBO sono confrontate con esecuzioni con un profilo di vento stratosferico EQBO.

Le SST (Temperature della Superficie del Mare) e il forzamento radiativo, così come ogni altra parametrizzazione del modello eccetto per la QBO, sono fissati in tutte le simulazioni presentate. Inoltre, la stratificazione verticale della QBO può essere attentamente controllata, permettendoci così di comprendere il ruolo che la stratificazione può avere nella propagazione delle onde di Rossby. In particolare, confronteremo la risposta ai profili EQBO che sono identici nella bassa stratosfera ma cambiano nella stratosfera superiore da un profilo QBO neutro a venti occidentali come nei profili QBO osservati. Il modello utilizzato qui è più realistico di quelli in OY92 e Naito e Yoden (2006) perché include una troposfera dinamicamente attiva e realistica, ma non contiene alcuna variabilità esterna non correlata. È quindi un banco di prova appropriato per capire come la QBO influenzi il vortice polare. Mostreremo che la teoria lineare spiega come le anomalie QBO della bassa stratosfera influenzino la propagazione delle onde di Rossby e indeboliscano il vortice. In breve, i venti EQBO modificano l’indice di rifrazione QG nella bassa stratosfera vicino ai 20°–30°N e nella media stratosfera vicino ai 40°–50°N. Questi due effetti sono meccanicamente distinti, e solo il primo è previsto dal meccanismo HT. Questi cambiamenti influenzano la propagazione di EPF e portano a una circolazione residua che riscalda la bassa stratosfera delle medie latitudini e il vortice polare. Vedi la Fig. 1 per uno schema.Dopo aver introdotto gli strumenti diagnostici e le simulazioni utilizzate (sezione 2), mostreremo che WACCM genera un effetto HT realistico in risposta a una QBO che si propaga verso il basso (sezione 3). Mostreremo poi che questa risposta è catturata da una simulazione in cui la fase della QBO è mantenuta fissa (ovvero, il profilo della QBO non si propaga verso il basso) e anche in una simulazione senza anomalie dei venti QBO nella stratosfera superiore e media. La sezione 4 dimostrerà che la QBO non influisce sul vortice polare attraverso il suo impatto sulla troposfera. Piuttosto, la sezione 5 mostrerà che la teoria QG lineare spiega come la QBO influenzi la propagazione delle onde stratosferiche e il vortice. La sezione 6 dimostrerà che la teoria QG lineare spiega anche la risposta polare ai venti equatoriali realistici nella stratosfera media e superiore. Ci aspettiamo che la teoria QG lineare spieghi l’influenza della QBO sul vortice polare sia nelle osservazioni sia nei GCM più complessi.

La Figura 1 illustra la risposta delle zone extratropicali alla QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) da 16 a 30 giorni dopo un punto di diramazione. Ecco una spiegazione dettagliata degli elementi rilevanti della figura:

1. Circolazione Massa-Pesata: Le frecce rappresentano la circolazione massa-pesata nell’atmosfera, indicando il movimento complessivo delle masse d’aria influenzato dalla QBO.
2. Contorni Sottili per la Temperatura: I contorni sottili mostrano le variazioni di temperatura, che aiutano a visualizzare come la temperatura varia in risposta agli effetti indiretti dei venti EQBO (venti equatoriali QBO orientali).
3. Massimi Orientali all’Equatore: Indicati con un contorno spesso, rappresentano il massimo della componente orientale dei venti QBO all’equatore.
4. Cambiamenti in EPFD: EPFD è direttamente correlato ai cambiamenti nell’indice di rifrazione, influenzando la propagazione delle onde nell’atmosfera.
5. Regioni Specifiche:
   • Regione 1 (Stratosfera subtropicale inferiore): La circolazione meridiana assialsimmetrica del QBO in equilibrio termico del vento domina. La posizione polare del confine delle correnti orientali e la latitudine della subsidenza sono modulate dalle onde, che si rompono nella stratosfera inferiore attraverso le medie latitudini, inducendo una circolazione TEM che riscalda la stratosfera inferiore delle medie latitudini.
   • Regione 2 (Stratosfera media delle medie latitudini): Le onde di Rossby subpolari sono impedite di propagarsi nei subtropici a causa della diminuzione dell’indice di rifrazione nelle medie latitudini, quindi si rompono più vicino al polo, portando a una circolazione TEM che riscalda il polo.
6. Anomalia Calda: L’anomalia di calore raggiunge la stratosfera inferiore nel terzo e quarto mese dopo la diramazione.

In sintesi, le risposte nelle regioni 1 e 2 sono distintamente meccaniche, indicando differenti modi in cui le onde atmosferiche influenzate dalla QBO possono alterare la circolazione e la temperatura a vari livelli stratosferici.

La Figura 2 mostra diversi profili di vento zonale associati alla QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) che sono stati utilizzati nelle simulazioni del modello WACCM (Whole Atmosphere Community Climate Model). Questi profili rappresentano la variazione dei venti in funzione del livello di pressione atmosferica. Ecco una descrizione dettagliata degli elementi visualizzati nel grafico:

1. Assi:
   • Asse orizzontale (X): rappresenta la velocità del vento zonale in metri al secondo (m/s).
   • Asse verticale (Y): rappresenta il livello di pressione in hPa (ettropascal), con valori che diminuiscono dal basso verso l’alto, indicando un aumento dell’altitudine.
2. Linee del grafico:
   • Linea continua (EQBOBase): rappresenta il profilo base dei venti EQBO (Easterly Quasi-Biennial Oscillation, ovvero QBO con direzione prevalente orientale).
   • Linea tratteggiata (neutQBO): mostra un profilo neutro della QBO, dove non vi è una forte direzionalità dei venti.
   • Linea con punte (EQBOupperwest): indica un profilo di QBO orientale con venti che diventano occidentali nella parte superiore della stratosfera.
3. Punti:
   • Stelle: indicano l’intervallo dal 5% al 95% di variabilità dei venti zonali equatoriali tra maggio 1953 e aprile 2007. Questo intervallo mostra la vasta gamma di variazioni che i venti zonali possono avere a ogni livello di pressione specifico.

La figura aiuta a visualizzare come i profili di QBO simulati si confrontano con la variabilità storica osservata dei venti equatoriali. Dimostra anche come i modelli possono simulare diverse condizioni atmosferiche per studiare il comportamento della QBO e il suo impatto su fenomeni atmosferici più ampi, come la propagazione delle onde e le variazioni di temperatura a diversi livelli di altitudine.

La Tabella 1 elenca diversi run del modello WACCM (Whole Atmosphere Community Climate Model) progettati per comprendere l’effetto dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sul vortice polare. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascuna colonna e del contenuto della tabella:

1. QBO profile: Indica il profilo specifico della QBO utilizzato in ogni simulazione. I profili variano tra neutro (neutQBO), orientale (EQBO) e occidentale (OQBOperwest), con alcune simulazioni che specificano modifiche come la base del profilo EQBO (EQBObase) e varianti di questi profili.
2. Month: Mostra il mese al quale le condizioni radiative sono fisse durante la simulazione, specificando se le condizioni sono mantenute fisse al 15 gennaio o al 5 febbraio.
3. Run length: Esprime la lunghezza della simulazione. Per la corsa del “perpetual February 33 EQBO branch“, il primo numero indica il numero di membri dell’ensemble, ciascuno dei quali si estende per 4 mesi. Per tutte le altre simulazioni, la lunghezza della corsa indica il numero di mesi conservati dopo aver scartato i primi 10 mesi. Questo è rilevante per valutare l’evoluzione temporale e l’impatto a lungo termine delle condizioni di QBO simulate.

La tabella include anche una nota sulla comparazione dello stato medio del run “neutQBO” con lo stato medio nei dati di rianalisi (GH11b), il che aiuta a validare il modello rispetto alle osservazioni storiche.

In sintesi, questa tabella fornisce una panoramica dei diversi scenari di simulazione utilizzati per studiare l’influenza della QBO sul vortice polare, ognuno con specifiche impostazioni di profilo QBO e condizioni temporali fisse, che aiutano a isolare e comprendere meglio l’impatto della QBO.

2. Esecuzioni del modello e metodologia a. Simulazioni WACCM La versione 3.1.9 di WACCM (Marsh et al. 2007; Garcia et al. 2007; Richter et al. 2008) viene eseguita con temperature superficiali del mare fisse, superficie terrestre e ghiaccio, e forzante radiativa perpetua del 15 gennaio o 5 febbraio. La chimica interattiva è disattivata. Le anomalie del vento QBO sono mantenute attraverso il rilassamento verso un vento zonale medio zonale specificato (Matthes et al. 2010; GH11b). Per maggiori dettagli sulle esecuzioni del modello e per un confronto dello stato medio del modello con i dati di rianalisi, vedere GH11b. Sono esplorate due tipologie di esecuzioni EQBO. La prima consiste in esecuzioni di equilibrio quasi-stazionario lunghe in cui il rilassamento EQBO è sempre presente (vedi Tabella 1). Tre diversi profili EQBO sono utilizzati per esplorare la sensibilità dell’effetto HT ai dettagli del profilo QBO. La Figura 2 mostra i profili del vento QBO verso i quali il modello è rilassato. I dettagli dei profili saranno presentati nella sezione 3. Nel secondo tipo (i) ci si distacca dallo stato atmosferico istantaneo all’inizio di ogni mese di una esecuzione di controllo QBO neutra (da ora in poi neutQBO), (ii) si rilassa il modello verso un profilo di vento EQBO, e poi (iii) si integra ogni membro dell’ensemble per ulteriori 120 giorni. È creato un totale di 68 membri dell’ensemble. Generiamo così un grande ensemble della risposta transitoria ai venti EQBO. La metodologia è in qualche modo simile a quella di OY92, anche se testiamo la risposta ai venti QBO in un grande ensemble di esecuzioni di attivazione invece che in una esecuzione di attivazione da uno stato rappresentativo unico. Per migliorare il rapporto segnale-rumore, sono utilizzate anomalie del vento QBO tre volte più forti di quanto sia realistico (da ora in poi 33 EQBO).L’atmosfera può adattarsi in modo fluido al profilo stratosferico equatoriale EQBO perché la scala temporale di rilassamento per l’adattamento non è più veloce di 10 giorni. Infine, analizziamo anche una esecuzione perpetua di gennaio di WACCM non discussa in GH11b, dove i venti sono adattati ai venti QBO osservati in propagazione verso il basso, dal settembre 1957 al dicembre 2004 (QBOprop nella Tabella 1). La Sezione 3 mostrerà che l’effetto HT è simile in tutti i tipi di esecuzioni QBO, mentre le sezioni 4 e 5 si concentreranno sul meccanismo nell’ensemble delle esecuzioni di diramazione, dove le diagnosi sono più chiare e facili da comprendere. La versione di WACCM utilizzata qui presenta troppo poca variabilità del vortice polare stratosferico e troppo pochi riscaldamenti stratosferici improvvisi maggiori (SSWs; Richter et al. 2008); pertanto, non possiamo analizzare l’effetto del QBO sulla frequenza degli SSW maggiori. Tuttavia, il meccanismo HT dovrebbe operare anche in assenza di SSW. Infatti, un SSW può mascherare i cambiamenti nella propagazione delle onde di Rossby a causa del QBO. In particolare, un SSW abbasserà la linea dello zero vento polare verso la bassa stratosfera, causando così grandi cambiamenti nella propagazione delle onde di Rossby in tutta la stratosfera.

Questi cambiamenti nella propagazione delle onde di Rossby possono mascherare qualsiasi anomalia extratropicale indotta dal QBO [a meno che non vengano creati grandi compositi come in Naito e Yoden (2006)]. Sebbene siano necessarie configurazioni di modello con una frequenza di SSW più realistica per confermare i risultati qui mostrati, ci aspettiamo che le esecuzioni di WACCM catturino realisticamente il meccanismo tramite il quale il QBO influenza il vortice. Se non altro, la risposta modellata al QBO nella regione polare potrebbe essere amplificata in un modello con una stratosfera più attiva. Il QBO influenza il vortice nelle nostre esecuzioni perpetue di febbraio e gennaio anche se l’effetto HT osservazionale più forte è all’inizio dell’inverno. L’origine della stagionalità dell’effetto HT è, per ora, poco chiara. Infatti, alcuni modelli simulano un effetto HT più forte più avanti nell’inverno (ad esempio, Niwano e Takahashi 1998; Naoe e Shibata 2010), contrariamente alla stagionalità dell’effetto HT convenzionale. La nostra metodologia preclude conclusioni (convincenti) riguardo alla stagionalità dell’effetto HT osservato. Tuttavia, ci aspettiamo che il meccanismo presentato per l’effetto del QBO sia rilevante anche all’inizio dell’inverno, poiché la variabilità del vortice di inizio inverno (prima degli eventi SSW) è più lineare e quindi più adatta ad argomentazioni basate sulla teoria lineare (ad esempio, Hu e Tung 2002).

b. Significatività statistica La metodologia per calcolare la significatività statistica differisce tra l’insieme delle esecuzioni di diramazione e le esecuzioni di equilibrio quasi-stazionario. Per le esecuzioni di quasi-equilibrio, la significatività statistica è determinata tramite un test di differenza delle medie a due code di Student. Poiché confrontiamo esecuzioni con forzanti esterne fisse, il numero di gradi di libertà (DOFs) utilizzato per i test di significatività è inferiore al numero di giorni di dati disponibili. Per tenere conto di ciò, consideriamo due mesi consecutivi come un unico DOF. Risultati simili si ottengono nella regione del vortice polare se calcoliamo i DOF seguendo Bretherton et al. [1999, Eq. (31)].

Per le 33 esecuzioni di diramazione EQBO, utilizziamo il seguente test di Monte Carlo per stimare la probabilità relativa che un’anomalia appaia per caso. L’esecuzione neutQBO è suddivisa in intervalli di 15 giorni. Sessantotto intervalli unici (corrispondenti ai 68 membri dell’ensemble) vengono scelti casualmente dall’esecuzione neutQBO. La differenza tra questi 68 intervalli e l’intervallo successivo (così come gli intervalli 16–30 giorni dopo, 31–45 giorni dopo e 46–60 giorni dopo) viene calcolata. Questa procedura viene ripetuta 1000 volte, generando così una funzione di distribuzione di probabilità (PDF). La differenza osservata dopo la diramazione con i venti EQBO viene confrontata con la funzione di distribuzione di probabilità generata dal procedimento di Monte Carlo. Un test simile viene eseguito per le differenze quattro mesi dopo per l’EPF delle onde stazionarie nel quarto mese dopo la diramazione. Nei risultati presentati di seguito, le probabilità che superano il livello del 2,5% o del 97,5% con questo test di Monte Carlo sono indicate con un’ombreggiatura. Tuttavia, tutte le anomalie sono indotte dal QBO poiché stiamo confrontando coppie abbinate di simulazioni (ad esempio, OY92). Pertanto, anche le anomalie non contrassegnate come statisticamente significative dal test di Monte Carlo sono una risposta diretta al QBO.

c. Strumenti diagnostici Tre strumenti diagnostici sono utilizzati per comprendere come la propagazione delle onde di Rossby cambia in presenza dei venti EQBO: sezioni trasversali di EPF, un modello sferico lineare QG e l’indice di rifrazione QG. La convergenza di EPF diagnostica l’influenza delle onde di ampiezza finita sul flusso medio, e i vettori diagnosticano approssimativamente la propagazione delle onde di Rossby. Le sezioni trasversali dell’EPF sono quindi la diagnosi più chiara di come il QBO influenzi le onde di Rossby nelle nostre esecuzioni di WACCM. L’EPF è calcolato come in Garfinkel e Hartmann (2008), eccetto che qui utilizziamo l’EPF QG. I risultati sono qualitativamente simili nelle extratropici se utilizziamo l’EPF completo, sebbene l’EPF QG sottostimi l’effetto del QBO fino al 50% verso l’equatore (non mostrato).

Per comprendere come il QBO influenzi l’EPF, esaminiamo l’indice di rifrazione n² per le onde di Rossby. Si prevede che le onde di Rossby rifrangano verso regioni con un indice di rifrazione più alto e convergano lungo linee critiche dove n² / ‘ (Matsuno 1970). Infine, utilizziamo anche il modello sferico lineare QG di Harnik e Lindzen (2001) per analizzare i cambiamenti nella propagazione delle onde di Rossby per uno stato base di vento zonale medio e temperatura dipendente dal QBO prescritto. Il modello calcola una soluzione di onda stazionaria a una perturbazione di numero d’onda zonale del limite inferiore specificato.La soluzione d’onda stazionaria per una sorgente d’onda di Rossby troposferica per uno stato neutro di QBO viene confrontata con una soluzione simile ma per uno stato di fondo EQBO. Le differenze nella propagazione dell’onda stratosferica sono una risposta solo alle condizioni al contorno modificate relative al QBO. La soluzione d’onda stazionaria può poi essere utilizzata per derivare i numeri d’onda meridionali e verticali. I due numeri d’onda descrivono separatamente la propagazione verticale e meridionale e possono essere direttamente correlati all’indice di rifrazione. La propagazione dell’onda verticale e meridionale è governata dai numeri d’onda verticali e meridionali. In particolare, le onde si riflettono dove i numeri d’onda verticali sono inferiori a zero e convergono dove i numeri sono superiori a zero, similmente all’indice di rifrazione.

La superficie di riflessione verticale si verifica dove il numero d’onda verticale è zero; allo stesso modo, la superficie di riflessione meridionale o la guida d’onda meridionale si verifica dove il numero d’onda meridionale è zero. Vedi le pubblicazioni di Harnik e Lindzen, Harnik, e Shaw et al. per ulteriori dettagli. Confrontando l’indice di rifrazione, la propagazione dell’onda nel modello QG, e le diagnostiche EPF osservate in WACCM, diagnostichiamo come la propagazione dell’onda è modulata dal QBO. Poiché il meccanismo HT ipotizza che la convergenza EPF e le linee critiche per le onde di Rossby saranno modulate dal QBO, questi tre strumenti diagnostici dovrebbero catturare il meccanismo HT. Queste diagnostiche mostreranno che il meccanismo HT spiega l’effetto del QBO nei subtropici, ma che aspetti della teoria lineare non correlati alla linea critica subtropicale sono importanti nella regione polare.

3. Effetti extratropicali del QBO

In questa sezione, mostreremo che l’effetto del QBO nella stratosfera bassa polare e subtropicale è simile tra tutti gli esperimenti eseguiti. Successivamente discuteremo, nelle sezioni 4 e 5, il meccanismo sottostante nell’esperimento più idealizzato (ovvero, l’insieme delle simulazioni ramificate) dove la dinamica è più chiara e facile da comprendere. Iniziamo con l’esperimento più realistico considerato in questo articolo: la risposta a quattro diverse fasi del QBO di un QBO che propaga verso il basso (QBOprop nella Tabella 1).

La Figura 3 mostra la differenza nel settore del Pacifico (ovvero, 130°8–210°8E; i risultati sono insensibili a questa definizione) del vento zonale e della temperatura media zonale tra i mesi con anomalie di venti orientali e occidentali a 10, 20, 40 e 70 hPa. La caratteristica circolazione meridionale del QBO nei tropici e nei subtropici è evidente in tutti i grafici, come discusso in Plumb (1982), Plumb e Bell (1982), Garfinkel e Hartmann (2011a, di seguito GH11a) e GH11b. I venti EQBO nella stratosfera bassa richiedono un’anomalia fredda all’equatore sotto le massime easterlies tropicali per mantenere l’equilibrio del vento termico. Anche le anomalie del vento zonale e della temperatura subtropicali di segno opposto alle anomalie tropicali sono presenti. Un’anomalia del vento zonale si estende verso il basso fino alla tropopausa vicino a 15°8–20°8N per mantenere l’equilibrio del vento termico.Il confine preciso tra venti orientali e occidentali e tra subsidenza e risalita è modulato dalla convergenza delle onde, che sarà discussa nella sezione 5. Per un QBO con shear, questa circolazione si ripete, ma con segno opposto, più in alto nella stratosfera. Tutte le anomalie tropicali e subtropicali significative nella Figura 3 sono coerenti con questa circolazione meridionale del QBO. Tuttavia, le anomalie di temperatura polare non fanno parte di questa circolazione meridionale, e una comprensione approfondita di come si sviluppano queste anomalie di temperatura polare è il nostro principale obiettivo.

Quando i venti orientali raggiungono il picco nella stratosfera bassa (ovvero, Fig. 3g,h), le anomalie della temperatura della stratosfera bassa sono più forti e statisticamente significative. Nel resto di questo documento, ci concentreremo sulla fase del QBO mostrata nelle Fig. 3g e 3h, dove troviamo forti venti orientali nella stratosfera bassa tropicale, venti occidentali nella stratosfera superiore, e un vortice indebolito.

La Figura 4 mostra sezioni trasversali medie zonali delle anomalie di temperatura nelle corse in equilibrio quasi-stazionario. Le Figure 4a e 4b mostrano la risposta alle anomalie dei venti EQBO la cui fase è simile a quella nelle Fig. 3g e 3h (cfr. triangoli in Fig. 2). La risposta polare a un profilo di QBO con shear e venti orientali nella stratosfera bassa non dipende dalla propagazione verso il basso del QBO. L’ampiezza della risposta differisce tra le Fig. 3 e 4. Questa differenza probabilmente sorge perché nella Fig. 3 sottraiamo un composito EQBO da un composito di QBO occidentale (WQBO), ma nella Fig. 4 sottraiamo un composito EQBO da una corsa neutQBO. Concludiamo che la propagazione verso il basso delle anomalie del QBO è relativamente irrilevante per la risposta polare.

Le Figure 4c e 4d mostrano la risposta quasi-stazionaria alle anomalie dei venti tropicali EQBO identiche a quelle nelle Figure 4a e 4b nella stratosfera bassa, ma con venti QBO neutri nella stratosfera superiore tropicale (cfr. linea continua in Fig. 2). Sia nella corsa perpetua di gennaio che in quella di febbraio, la risposta polare a un profilo QBO con shear realistico assomiglia alla risposta polare a un profilo QBO con uno shear debole nella stratosfera superiore. Le differenze nella stratosfera superiore subtropicale sono correlate a differenze nella circolazione meridionale del QBO in assenza di onde planetarie. Le anomalie QBO nella stratosfera superiore sembrano meno importanti delle anomalie QBO nella stratosfera bassa per l’effetto HT.

Le Figure 4e e 4f mostrano la risposta quasi-stazionaria alle anomalie dei venti tropicali EQBO identiche nel modello ma con anomalie orientali nella stratosfera bassa 3 volte più forti di quelle nelle Figure 4c e 4d. Le risposte sono qualitativamente simili. Infine, esploriamo la risposta nell’esperimento su cui ci concentriamo nelle sezioni 4 e 5: l’insieme di corse in cui i venti EQBO 33 sono attivati (Figure 5 e 6). Nei primi 15 giorni dopo la ramificazione, inizia a svilupparsi il tripolo delle anomalie di temperatura della stratosfera bassa tropicale e subtropicale associato alla circolazione meridionale del QBO.Durante i giorni 16-30, l’anomalia calda della stratosfera bassa subtropicale si diffonde verso i poli oltre i 30°N a causa della subsidenza adiabatica. Parte della risalita che bilancia la subsidenza delle medie latitudini si verifica sopra il polo (Fig. 6b), portando a un’anomalia fredda nella stratosfera più bassa polare e nella troposfera superiore nelle Fig. 5b-d. La subsidenza adiabatica vicino ai 30°N si intensifica e si estende ulteriormente verso i poli dopo il primo mese, portando all’anomalia calda della stratosfera bassa delle medie latitudini. Le temperature aumentano in questa regione in risposta ai venti EQBO anche nelle rianalisi (ad es., Fig. 1 di GH11a).

Il vortice della stratosfera superiore inizia a riscaldarsi durante i giorni 16-30. Tra i giorni 15 e 60, l’anomalia calda polare si propaga verso il basso nel tempo, così che entro il giorno 60 la stratosfera superiore polare è più fredda rispetto alla corsa neutQBO. La propagazione verso il basso e la stratosfera superiore fredda ricordano Baldwin e Dunkerton (2001) e Dunkerton e Delisi (1985). Negli ultimi 60 giorni dell’insieme (Fig. 5d), la risposta è qualitativamente simile alla risposta quasi-stazionaria nelle Fig. 4e e 4f.

Come in Kinnersley e Tung (1999), Kinnersley (1999), e Naito et al. (2003), la circolazione è più forte nell’emisfero invernale (ovvero, l’NH).

In sintesi, l’effetto HT è qualitativamente simile in tutti i tipi di corse QBO. Le sezioni 4 e 5 ora indagheranno il meccanismo attraverso il quale il QBO influenza le zone extratropicali. Poiché le diagnostiche sono più chiare e più facili da comprendere nell’insieme delle corse ramificate, ci concentriamo su come i venti EQBO attivati tre volte indeboliscono il vortice.

La Figura 3 mostra la differenza nel vento zonale (a sinistra) e nella temperatura (a destra) tra i mesi caratterizzati da anomalie orientali e occidentali del QBO per quattro diverse fasi di un QBO che propaga verso il basso. Le differenze sono visualizzate per le pressioni di 10, 20, 40 e 70 hPa.

Analisi delle immagini:

1. Vento Zonale (Colonna di Sinistra):
   • Ogni pannello (a, c, e, g) rappresenta una diversa pressione atmosferica.
   • Le linee continue indicano valori positivi (anomalie occidentali), mentre le linee tratteggiate indicano valori negativi (anomalie orientali).
   • Le aree ombreggiate denotano differenze statisticamente significative al livello del 95%.
2. Temperatura (Colonna di Destra):
   • Ogni pannello (b, d, f, h) corrisponde alla stessa pressione del pannello di vento zonale adiacente.
   • Le linee continue rappresentano valori più elevati di temperatura, mentre quelle tratteggiate indicano valori più bassi.
   • Le temperature sono mostrate con intervalli di contorno specificati.

Interpretazione Generale:

• Le immagini illustrano come il QBO influenzi il vento zonale e la temperatura a diverse altezze nella stratosfera. Le anomalie evidenziate (sia in termini di vento che di temperatura) suggeriscono come i venti EQBO (Orientali del QBO) e WQBO (Occidentali del QBO) differiscano in termini di distribuzione e intensità, con effetti significativi che possono essere osservati su larga scala latitudinale.
• Queste differenze hanno implicazioni importanti per la circolazione atmosferica e possono influenzare fenomeni come la distribuzione di calore e la formazione di eventi meteorologici estremi.

In sintesi, la Figura 3 utilizza un confronto visuale per mostrare gli effetti del QBO su venti e temperature a varie altitudini, evidenziando aree di significatività statistica che aiutano a comprendere meglio l’influenza del QBO sulla dinamica atmosferica globale.

La Figura 4 illustra la differenza di temperatura tra i casi di equilibrio EQBO e i casi di controllo per diversi profili di vento EQBO e mesi dell’anno. Ogni pannello mostra queste differenze per gennaio (colonna di sinistra) e febbraio (colonna di destra) a diverse altitudini nella stratosfera.

Dettaglio delle Immagini:

1. (a) e (b): Mostrano le differenze di temperatura per il profilo “EQBO up/west” in gennaio e febbraio rispettivamente.
2. (c) e (d): Rappresentano le differenze di temperatura per il profilo “EQBO base” nei mesi di gennaio e febbraio.
3. (e) e (f): Illustrano le differenze per il profilo “EQBO 3x” sempre nei mesi di gennaio e febbraio.

Interpretazione dei Contorni e delle Ombreggiature:

• Le linee continue rappresentano incrementi di temperatura, mentre le linee tratteggiate indicano decrementi.
• Le aree ombreggiate indicano differenze statisticamente significative al 95%.

Analisi Generale:

• La figura è progettata per mostrare come variano le risposte termiche della stratosfera a seconda del profilo del vento EQBO e del mese dell’anno.
• Si osserva che le differenze di temperatura variano non solo in base al profilo di vento EQBO applicato, ma anche tra i mesi di gennaio e febbraio, suggerendo una variazione stagionale nella risposta atmosferica.
• Le variazioni più forti e le differenze statisticamente significative (aree ombreggiate) possono indicare aree dove il QBO ha un impatto maggiore sulla struttura termica della stratosfera.

Questa figura fornisce quindi una visione complessa di come il QBO possa influenzare la temperatura stratosferica a diverse latitudini e altitudini, con un focus particolare sulle variazioni stagionali e sulla magnitudine dell’effetto QBO.

4. Effetto del QBO sulla dinamica delle onde planetarie nella troposfera

Il QBO può influenzare la troposfera attraverso la circolazione in equilibrio termico del vento con i venti equatoriali anomali (GH11a; GH11b). Questo cambiamento nella troposfera potrebbe influenzare le onde planetarie stazionarie troposferiche, e un cambiamento in queste onde può successivamente affettare il vortice stratosferico. Prima di esplorare i meccanismi stratosferici per l’influenza del QBO sul vortice polare, indaghiamo se il QBO possa influenzare il vortice polare influenzando prima la troposfera (ad es., Chen e Li 2007).

Garfinkel et al. (2010) e Fletcher e Kushner (2011) hanno scoperto che le anomalie che interferiscono in modo costruttivo con le onde stazionarie climatologiche (ovvero anomalie sopra il Pacifico settentrionale e l’Europa orientale) indeboliscono il vortice. L’EQBO porta ad una bassa anomalia vicino all’Alaska (e alla Groenlandia) ma un’alta anomalia di altezza più a sud (Fig. 7a,b). Una simile anomalia è presente anche nella rianalisi (ad es., Fig. 5 di Garfinkel e Hartmann 2010). Per esplorare se queste anomalie potrebbero portare ad un modello di onde planetarie più profondo, queste anomalie di altezza sono aggiunte al modello di onde stazionarie climatologiche nella corsa neutQBO. Le onde planetarie troposferiche con e senza le anomalie di altezza geopotenziale associate con EQBO vengono poi confrontate. La magnitudine delle onde stazionarie climatologiche (Fig. 7c) rimane sostanzialmente invariata quando la perturbazione di altezza associata con EQBO viene aggiunta (Fig. 7d). I cambiamenti nella verticale della troposfera superiore delle onde-1 e onde-2 EPF sono piccoli. I cambiamenti nella struttura dell’onda planetaria nella troposfera dovuti all’EQBO non portano ad un aumento dell’EPF verso l’alto alla tropopausa e all’indebolimento osservato del vortice. Piuttosto, il meccanismo attraverso il quale il QBO influenza il vortice polare in queste simulazioni è interno alla stratosfera.

La Figura 5 illustra le differenze di temperatura tra il caso del ramo di febbraio e la parte comune del caso di controllo di febbraio (EQBO – neutQBO) per diversi intervalli temporali dopo l’introduzione dei venti EQBO. I periodi analizzati sono:

• (a) Giorni 1-15
• (b) Giorni 16-30
• (c) Giorni 31-45
• (d) Giorni 46-120

In ogni pannello, le anomalie di temperatura sono indicate con linee continue per gli incrementi di temperatura e linee tratteggiate per le diminuzioni, rispetto alla simulazione di controllo, con intervalli di 2 K (61, 63, 65, 67, 69 K).

Le aree ombreggiate mostrano dove le anomalie sono statisticamente significative al livello del 95% rispetto alla simulazione di controllo, evidenziando che questi cambiamenti sono strettamente collegati agli effetti del QBO. Questo implica che le anomalie rilevate sono una risposta diretta al QBO, poiché le simulazioni confrontate sono appaiate per isolare specificamente l’effetto del QBO.

5. Effetto sulla propagazione delle onde stratosferiche Spieghiamo ora il meccanismo mediante il quale un’anomalia del vento orientale nella stratosfera equatoriale inferiore influisce sul vortice polare. Presentiamo prima i vettori EPF e la convergenza (sezione 5a) per diagnosticare le anomalie della propagazione delle onde di Rossby in risposta al QBO. Interpretiamo poi le anomalie degli EPF usando la teoria lineare (sezione 5b). Ci concentriamo su due regioni: la stratosfera inferiore delle medie latitudini e la stratosfera superiore subpolare. Nel complesso, dimostreremo che mentre la teoria QG lineare applicata alla propagazione delle onde di Rossby può spiegare come il vortice polare sia modulato dal QBO, il meccanismo HT non può. a. Influenza delle onde di ampiezza finita La figura ° mostra che la localizzazione della convergenza e divergenza degli EPF cambia quando ci ramifichiamo con i venti EQBO. Durante i giorni 1-15 dopo la ramificazione, si sviluppano due dipoli di convergenza EPF. (i) Nella stratosfera più bassa, la convergenza EPF ai fianchi della regione di rilassamento del QBO (cioè, 20°-30°N, 50-100 hPa) è aumentata mentre la convergenza delle onde più vicino all’equatore è ridotta. La riduzione nella convergenza delle onde vicino all’equatore è quasi il doppio, ma qualitativamente simile, se consideriamo l’EPF completo (a differenza dell’EPF QG) (non mostrato). Le onde non si propagano tanto verso l’equatore nella stratosfera inferiore nell’insieme delle corse EQBO come nella corsa neutQBO. (ii) Anche se la stratosfera superiore e media subtropicale (cioè, 20°-30°N, 1-10 hPa) non è direttamente influenzata dall’anomalia EQBO, si sviluppa un dipolo di anomalie di convergenza EPF nella stratosfera superiore dove la convergenza EPF è diminuita vicino al 20°-30°N e aumentata vicino al 40°-50°N.

Nel complesso, le onde di Rossby non possono raggiungere l’equatore nell’insieme EQBO come possono nella corsa neutQBO. Questo cambiamento nella propagazione delle onde di Rossby influenza il vento zonale e la temperatura in tutto l’extratropico: (i) I venti occidentali si intensificano tra i 20° e i 30°N nella stratosfera superiore, come ci si potrebbe aspettare dalla divergenza EPF in quella regione. (Questo avviene anche in presenza di venti occidentali realistici nella stratosfera superiore; vedi Fig. 3g vicino a 20°–30°N, 3–10 hPa). (ii) Nella stratosfera subtropicale inferiore, l’aumento della convergenza EPF (a) causa un’accelerazione orientale che sposta verso il polo il confine degli orientali associati al QBO di circa 5° e (b) forza una circolazione residua anomala con subsidenza vicino a 30°–50°N, 100 hPa (Fig. 6). Il movimento verso il basso vicino a 30°–50°N provoca un’estensione verso il polo dell’anomalia di temperatura associata alla circolazione meridionale del QBO in equilibrio del vento termico (Fig. 5a). (iii) Tuttavia, si osserva poco cambiamento nella regione del vortice polare (cfr. Fig. 5a).

Le onde convergono in modo anomalo vicino ai fianchi del QBO fin dalle prime fasi successive alla ramificazione e influenzano così gli extratropici. Durante i giorni 16–30 dopo la ramificazione, i cambiamenti che si verificano tra i giorni 1 e 15 si intensificano e si estendono verso il polo (Fig. °, 5b e 6b). In particolare, (i) La propagazione delle onde di Rossby (e la conseguente convergenza EPF) nella stratosfera inferiore è modulata significativamente. L’aumento della convergenza EPF raggiunge vicino ai 50°N, il che porta a temperature più calde nella stratosfera inferiore delle medie latitudini e all’estensione verso il polo degli orientali tropicali oltre la regione di rilassamento del QBO (vedi sezione 5b). Invece, la convergenza EPF nei tropici profondi a sud del 10°N è ridotta. (ii) Come nei giorni 1–15 dopo la ramificazione, meno onde di Rossby si propagano nella stratosfera superiore subtropicale anche se i venti nella stratosfera superiore tropicale non sono direttamente influenzati dal rilassamento del QBO. L’anomalia di convergenza EPF vicino ai 50°N, 3 hPa durante i giorni 1–15 può quindi intensificarsi e spostarsi verso il polo. Anche se il flusso di calore extratropicale totale alla tropopausa non cambia significativamente, la ridotta propagazione delle onde nella stratosfera media e superiore subtropicale porta a una convergenza EPF potenziata vicino al vortice. Si sviluppa quindi una circolazione residua nella stratosfera superiore dove le temperature del cappuccio polare aumentano mentre le temperature delle medie latitudini diminuiscono. Entro i giorni 31–45, le anomalie nella convergenza EPF assomigliano qualitativamente ai loro valori di equilibrio. Nella stratosfera inferiore, i cambiamenti sono qualitativamente simili ai giorni 16–30. Mentre il vortice stratosferico superiore si indebolisce, l’EPF verticale subpolare non può raggiungere altitudini elevate nella stratosfera a causa dei feedback dinamici comunemente osservati durante un SSW (ad es., Limpasuvan et al. 2004; vedi anche Dunkerton e Delisi 1985). Di conseguenza, l’anomalia di divergenza stratosferica superiore subtropicale si estende verso il polo e le onde si rompono più in basso nella stratosfera rispetto alla corsa neutQBO, il che poi porta a una propagazione verso il basso delle anomalie di temperatura polare.La figura 9 scompone l’EPF in componenti di numero d’onda per i giorni 16–30 e 46–120 dopo la ramificazione. L’effetto vicino al vortice polare è dominato dall’onda 1 (soprattutto l’onda stazionaria 1). In contrasto, l’onda 1 ha poco effetto nei subtropici vicino ai 100 hPa, 40°N dove dominano le onde 2–13, e in particolare i transitori dei numeri d’onda 4–13. La rottura delle onde sinottiche è influenzata dal QBO anche nel primo mese dopo la ramificazione (ad es., GH11b). In sintesi, la convergenza EPF nei subtropici della stratosfera inferiore ai fianchi della regione di rilassamento del QBO è potenziata, e l’effetto si estende verso il polo durante la corsa. La convergenza EPF dell’onda-1 nella stratosfera subpolare è potenziata mentre la propagazione delle onde nella stratosfera superiore subtropicale è ridotta. Una volta che il vortice inizia a indebolirsi (cioè, dopo il giorno 30), le onde si rompono più in basso nella stratosfera rispetto alla corsa neutQBO, portando a una propagazione verso il basso dell’anomalia calda polare. La sezione 5b interpreterà questi cambiamenti nel contesto della teoria lineare.

b. Confronto con le diagnostiche lineari

Ora dimostriamo che la teoria lineare può spiegare come l’anomalia del vento orientale nella stratosfera equatoriale inferiore influenzi la propagazione delle onde di Rossby. Ci concentriamo prima sui cambiamenti dell’indice di rifrazione (Fig. 10) nella stratosfera inferiore subtropicale, nella stratosfera media e superiore delle medie latitudini e nella stratosfera polare. La Figura 10a mostra l’indice di rifrazione per lo stato medio nella corsa neutQBO, mentre la Figura 10b mostra l’indice di rifrazione se la circolazione meridionale assisimmetrica del QBO in equilibrio del vento termico (come dato in GH11a) viene aggiunta allo stato medio della corsa neutQBO. Le Figure 10c–f mostrano le anomalie dell’indice di rifrazione dopo la ramificazione con i venti EQBO. I venti EQBO influenzano l’indice di rifrazione nelle seguenti regioni. (i) Nella stratosfera inferiore più bassa subtropicale, la linea del vento zero si sposta verso il polo dopo la ramificazione con i venti EQBO, in linea con il meccanismo HT (linee orizzontali tratteggiate vs stelle piene in Fig. 10). Allo stesso tempo, la regione vicino ai 100 hPa, 40°N da cui le onde sono climatologicamente rifratte si restringe in latitudine e altezza. Questi cambiamenti portano a una convergenza potenziata delle onde di Rossby vicino ai 30°–40°N nella stratosfera inferiore più bassa. I feedback delle onde possono quindi amplificare questi cambiamenti iniziali nelle linee critiche, così che l’effetto è più forte e raggiunge più lontano verso il polo più avanti nella corsa (cfr. Fig. 10c e 10f).

(ii) L’indice di rifrazione vicino ai 50°N, tra 5 e 50 hPa, diminuisce dopo l’introduzione dei venti EQBO, come mostrato nella figura 10d. Questa diminuzione nell’indice di rifrazione in questa area spiega le anomalie nei modelli di convergenza delle onde di Rossby nella stratosfera superiore nei primi 30 giorni dopo la ramificazione. La propagazione delle onde da latitudini subpolari a subtropicali è ridotta, portando a una maggiore convergenza delle onde vicino al vortice. Questo cambiamento nell’indice di rifrazione è cruciale per l’indebolimento del vortice nel primo mese successivo alla ramificazione, con una riduzione significativa nella capacità del vento di mantenere condizioni uniformi, influenzando così i valori ridotti dell’indice di rifrazione. Le variazioni del vento zonale in questa regione sono causate dalla circolazione meridionale del QBO, che, a causa delle anomalie del vento orientale all’equatore, richiede anomalie occidentali vicino ai 30°N per mantenere l’equilibrio geostrofico. Questi cambiamenti portano a una minore propagazione delle onde verso l’equatore e a un modello di convergenza delle onde nella stratosfera superiore. Di conseguenza, la teoria lineare indica che è la circolazione meridionale media del QBO, e non la linea critica subtropicale, a essere responsabile dell’indebolimento del vortice.

(iii) Dopo il primo mese e l’iniziale indebolimento del vortice, la superficie riflettente polare si sposta verso il basso e verso l’equatore. L’espansione della regione polare con un indice di rifrazione negativo limita la capacità delle onde di Rossby verticali subpolari di raggiungere altezze elevate nella stratosfera. I cambiamenti nella linea critica subtropicale non spiegano questo fenomeno.

In sintesi, le modifiche nell’indice di rifrazione, ma non nella linea critica subtropicale (ovvero, il meccanismo HT), sono necessarie per spiegare l’effetto del QBO vicino al vortice. Tuttavia, gli argomenti sull’indice di rifrazione non distinguono gli impatti delle modifiche nella propagazione delle onde meridionali rispetto a quelle verticali, non prevedono accuratamente quali numeri d’onda zonali producano i cambiamenti, né considerano il tunneling delle onde (Harnik e Lindzen 2001). È concepibile che questi effetti possano essere importanti per la risposta stratosferica. Pertanto, esaminiamo la propagazione delle onde nel modello QG idealizzato descritto nella sezione 2. Specificamente, dimostreremo che il modello QG lineare può simulare i cambiamenti nella propagazione delle onde in WACCM, implicando che la teoria lineare è importante anche per la risposta in WACCM. La Figura 11 mostra le regioni evanescenti (ombreggiature) e i cambiamenti nei numeri d’onda meridionali (a sinistra) e verticali (a destra) dopo la ramificazione con i venti EQBO per l’onda 1. La Figura 12 è simile alla Fig. 11 ma per l’onda 2. La Figura 13 mostra le anomalie di EPF dal modello QG durante i giorni 16–30 e 46–120 per le onde 1 e 2. Discutiamo la risposta nel modello QG nella stratosfera inferiore subtropicale e nella stratosfera superiore-vortice polare. (i) I numeri d’onda meridionali nella stratosfera inferiore subtropicale l² aumentano, il MWG si sposta ulteriormente verso il polo e la barriera alla propagazione delle onde vicino ai 40°N, 70 hPa si riduce, dopo aver imposto i venti EQBO. Questi cambiamenti sono più forti per l’onda 2 rispetto all’onda 1 (cfr. Fig. 11 e 12). Associato al cambiamento nel MWG e nel numero d’onda meridionale per l’onda 2 c’è uno spostamento verso il polo nella divergenza di EPF perché le onde non possono propagarsi tanto verso l’equatore come possono nella corsa neutQBO (Fig. 13). Anche i transitori dei numeri d’onda 4–6 sono bloccati dal propagarsi tanto verso l’equatore sotto EQBO come possono nella corsa neutQBO (non mostrato). Tutti questi cambiamenti sono coerenti con i cambiamenti nell’indice di rifrazione e con l’EPF in WACCM mostrati nelle Figure 8 e 9.

(ii) Nella stratosfera superiore vicino ai 50°N, 5–50 hPa, si sviluppa un’anomalia negativa del numero d’onda meridionale nei primi 30 giorni, in linea con la diminuzione locale dell’indice di rifrazione (Fig. 10d). Questa anomalia negativa si espande per comprendere la stratosfera polare e diventa più associata al numero d’onda verticale, in accordo con la convergenza EPF potenziata sopra il vortice e la convergenza EPF ridotta nei subtropici durante i giorni 16–30. L’anomalia negativa poi si intensifica e si propaga verso il basso mentre la superficie riflettente verticale scende. Tutti questi cambiamenti sono più forti per l’onda 1 rispetto all’onda 2, e l’onda stazionaria 2 porta, se mai, a un’accelerazione del vortice (Fig. 13c,d, fila centrale della Fig. 9). Man mano che la superficie riflettente verticale scende dopo il primo mese, si sviluppa una regione di divergenza EPF nella stratosfera superiore perché le onde non possono accedere alla stratosfera superiore (Fig. 13b). Lo stato di fondo anomalo vissuto dalle onde che si propagano verso l’alto porta a un indebolimento del vortice stratosferico superiore nel primo mese dopo la ramificazione e alla propagazione verso il basso dell’anomalia nei mesi due a quattro dopo la ramificazione. L’accordo qualitativo tra il modello QG lineare e il WACCM non lineare (cfr. Fig. 9 e 13) è fortemente indicativo che la teoria lineare può spiegare la risposta al QBO in WACCM, sebbene l’evoluzione dell’intera distribuzione del vento sia solo quasi-lineare perché i cambiamenti indotti del vento zonale causano lo spostamento della convergenza delle onde.

La figura 6 presenta le anomalie della funzione di corrente atmosferica in diverse fasi temporali dopo un cambiamento nel QBO est (EQBO) rispetto a una condizione neutra del QBO (neutQBO). Le anomalie sono visualizzate per quattro intervalli di tempo: giorni 1-15, 16-30, 31-45 e 46-120, con l’obiettivo di mostrare come le differenze si sviluppano e persistono nel tempo.

• Nel primo pannello (giorni 1-15), le anomalie sono più localizzate e meno intense, indicando i primi segni di cambiamento immediatamente dopo l’introduzione del nuovo regime di QBO.
• Nel secondo pannello (giorni 16-30), si nota un’espansione e un’intensificazione delle anomalie, suggerendo che l’effetto del cambiamento inizia a influenzare più significativamente la struttura atmosferica.
• Nel terzo pannello (giorni 31-45), le anomalie continuano ad espandersi e diventano ancora più marcate, mostrando cambiamenti sostanziali nella circolazione atmosferica.
• Nel quarto pannello (giorni 46-120), le anomalie sono ormai ben stabilite, coprendo un’ampia gamma di latitudini e altitudini, il che indica un impatto significativo e duraturo del nuovo regime di QBO sulla circolazione atmosferica globale.

Ogni pannello mostra le anomalie come aree scure o chiare, rappresentando rispettivamente una diminuzione o un aumento della circolazione rispetto alla norma, con un effetto che diventa più evidente e diffuso con il passare del tempo. Questa visualizzazione è cruciale per comprendere l’impatto a lungo termine delle variazioni del QBO sulla dinamica atmosferica globale.

La figura 7 illustra le anomalie di altezza a 500 hPa dopo una ramificazione con venti EQBO (Eastern Quasi-Biennial Oscillation) in un contesto di “perpetuo febbraio”. Questa figura è suddivisa in quattro pannelli che rappresentano diversi aspetti e fasi temporali delle anomalie atmosferiche:

1. Pannello (a) – Mese 2: Mostra le anomalie di altezza dopo due mesi dalla ramificazione rispetto a una condizione neutra del QBO. Le regioni significative al 95% sono evidenziate, mostrando dove le differenze sono statisticamente importanti.
2. Pannello (b) – Mese 4: Presenta le anomalie di altezza dopo quattro mesi dalla ramificazione, illustrando come queste anomalie si siano evolute o modificate nel tempo.
3. Pannello (c) – Corsa QBO neutra, Mese 4: Visualizza il campo di altezza degli eddy a basso numero d’onda per la corsa neutra del QBO nel quarto mese. Le regioni con grandi asimmetrie zonali sono evidenziate, e i contorni negativi sono tratteggiati.
4. Pannello (d) – Ramificazione EQBO, Mese 4: Mostra un campo di altezza simile al pannello (c), ma per la corsa EQBO nel quarto mese, permettendo un confronto diretto dell’impatto dei venti EQBO sulla struttura dei campi di altezza rispetto alla condizione neutra.

Significato della Figura:

• I pannelli aiutano a comprendere l’impatto del QBO orientale sui pattern di circolazione atmosferica a medio termine, mettendo in luce come le anomalie di altezza e le configurazioni di onde a basso numero cambiano sotto diverse condizioni del QBO.
• L’analisi di queste anomalie è essenziale per capire come le oscillazioni del QBO possano influenzare il clima e la meteorologia globale, specialmente a latitudini medie e alte. Le ombreggiature nelle figure indicano le aree di maggiore interesse, facilitando l’interpretazione degli effetti del QBO sull’atmosfera.

La figura 8 mostra una serie di grafici che illustrano la sezione trasversale del flusso di Eliassen-Palm (EPF) e la sua divergenza in diversi intervalli temporali dopo una modifica con venti EQBO, paragonati a una corsa di controllo neutra del QBO. L’EPF è fondamentale per comprendere il trasporto e la redistribuzione del momento angolare e dell’energia nell’atmosfera, particolarmente rilevante nei processi di interazione tra stratosfera e troposfera.

Analisi dei pannelli:

1. Pannelli in alto a sinistra e in alto a destra (giorni 1–15 e 16–30):
   • Mostrano il flusso di EPF e la sua divergenza durante il primo mese dopo la ramificazione.
   • Le frecce indicano la direzione e l’intensità del flusso di EPF, con le frecce più grandi che segnalano un flusso più forte. Nella stratosfera, la lunghezza delle frecce è aumentata per evidenziare meglio le variazioni.
   • Le aree ombreggiate segnalano dove le componenti dell’EPF sono insolitamente elevate o diminuite rispetto alla norma, al livello di confidenza del 95%.
   • I contorni tratteggiati rappresentano le aree di convergenza negativa dell’EPF, evidenziando dove la convergenza o la divergenza del flusso sono particolarmente significative.
2. Pannelli in basso a sinistra e in basso a destra (giorni 31–45 e 46–120):
   • Continuano a tracciare il flusso di EPF e la sua divergenza per i periodi successivi.
   • Le regolazioni della scala delle frecce sono diverse per questi pannelli, mantenendo le frecce della stratosfera ingrandite ma con una scalatura generale ridotta per i mesi successivi alla ramificazione.
   • Le aree di divergenza più leggere sono omesse nei pannelli inferiori per focalizzarsi sulle anomalie più marcate.

Significato e impatto:

• Questi grafici sono cruciali per visualizzare come la modulazione indotta dal QBO influenzi la distribuzione e l’intensità del flusso di EPF, un indicatore chiave dei cambiamenti nella dinamica atmosferica che possono influenzare la circolazione generale e il clima.
• L’analisi delle anomalie e delle divergenze di EPF aiuta a comprendere come le variazioni indotte dal QBO alterino i meccanismi di propagazione delle onde e le dinamiche di circolazione stratosferica e troposferica.
• Le informazioni fornite dai vari intervalli temporali offrono una visione dettagliata dell’evoluzione delle interazioni atmosferiche su scala stagionale e pluri-mensile, importanti per la ricerca climatologica e meteorologica.

La figura 9 presenta una serie di pannelli che illustrano la sezione trasversale del flusso di Eliassen-Palm (EPF) e della sua divergenza per diversi tipi di onde atmosferiche, in diverse fasi temporali dopo una modifica con venti EQBO. I grafici sono organizzati per mostrare le dinamiche per l’onda 1 (fila superiore), le onde 2 e 3 (fila centrale) e le onde 4–13 (fila inferiore), fornendo una comparazione dettagliata dell’influenza di diverse scale di onde.

Analisi dei pannelli:

1. Colonna di Sinistra (giorni 16-30):
   • Mostra il flusso di EPF totale per le prime settimane dopo la ramificazione, quando gli effetti dei venti EQBO iniziano a manifestarsi. Questi pannelli sono utili per valutare l’impatto iniziale delle modifiche indotte.
2. Colonna Centrale (giorni 46-120):
   • Illustra il flusso di EPF totale (transienti e stazionari) su un periodo più esteso. Questi grafici permettono di osservare come le strutture di flusso si stabilizzano o evolvono sotto l’effetto prolungato dei venti EQBO.
3. Colonna di Destra (terzo e quarto mese, solo stazionari):
   • Fornisce una rappresentazione del flusso di EPF stazionario, escludendo le componenti transienti. È particolarmente utile per analizzare le strutture di flusso dominanti e persistenti.

Osservazioni chiave:

• Le aree ombreggiate evidenziano regioni dove le componenti del flusso di EPF sono insolitamente elevate o ridotte rispetto alla norma, offrendo indicazioni su importanti trasporti e redistribuzioni di energia e momento angolare.
• I contorni tratteggiati segnalano aree di convergenza significativa di flusso, che sono cruciali per comprendere la dinamica atmosferica locale.
• La distinzione tra i diversi tipi di onde mostra come le onde a basso numero (1, 2 e 3) possono comportarsi diversamente rispetto a quelle a numero più alto (4-13), sottolineando la complessità della risposta atmosferica alle variazioni del QBO.

Significato della figura:

• La figura 9 è fondamentale per capire come diversi tipi di onde influenzino distintamente la struttura atmosferica e la dinamica, particolarmente in risposta alle variazioni indotte dal QBO. Questi dati offrono una visione approfondita di come i diversi modelli di onde contribuiscano alla circolazione generale e agli scambi energetici nella media e alta atmosfera, un aspetto cruciale per la comprensione delle interazioni stratosfera-troposfera e del loro impatto sul clima globale.

La figura 10 illustra come l’indice di rifrazione, un fattore critico per la propagazione delle onde atmosferiche, varia sotto diverse condizioni atmosferiche e influenze del QBO, visualizzando specificamente il comportamento del numero d’onda stazionario 2.

Analisi dei pannelli:

1. Pannelli (a) e (b) – Condizioni di neutQBO:
   • Pannello (a): Mostra l’indice di rifrazione durante una corsa neutra del QBO, che funge da condizione di base.
   • Pannello (b): Presenta l’indice di rifrazione nella stessa configurazione del pannello (a), ma perturbato dalla circolazione meridionale del QBO. Questo evidenzia come la circolazione del QBO modifichi l’indice di rifrazione, particolarmente vicino ai 50°N, dove si osserva una diminuzione marcata.
2. Pannelli (c) – (f) – Dopo l’introduzione di venti EQBO:
   • Questi pannelli espongono le anomalie dell’indice di rifrazione dopo l’introduzione dei venti EQBO, confrontate con la condizione neutra del QBO. I pannelli coprono vari intervalli di tempo: giorni 1-15, 16-30, 31-45 e 46-120.
   • Le aree ombreggiate segnalano le regioni dove l’indice di rifrazione è insufficiente per supportare la propagazione delle onde, indicate come regioni di evanescenza delle onde.

Osservazioni chiave:

• La linea di vento zero del neutQBO è contrassegnata in tutti i sottopannelli per fornire un punto di riferimento costante.
• I contorni negativi, rappresentati con tratteggi paralleli, aiutano a identificare aree con indice di rifrazione particolarmente basso.
• L’evoluzione temporale dalle prime fasi post-ramificazione fino a periodi più lunghi (pannelli c a f) mostra come le anomalie dell’indice di rifrazione si sviluppino nel tempo, riflettendo l’effetto cumulativo dei venti EQBO sulla struttura dell’indice di rifrazione nella media stratosfera.

Significato della figura:

• La figura 10 è fondamentale per capire come le modifiche indotte dal QBO e dai venti EQBO influenzino l’indice di rifrazione atmosferico, il quale ha un impatto diretto sui meccanismi di trasferimento energetico e di momento all’interno dell’atmosfera. Questi dati sono cruciali per la ricerca in meteorologia e climatologia, poiché contribuiscono a una migliore comprensione delle interazioni stratosfera-troposfera e del loro impatto sul clima globale.

6. Effetto del taglio e dei venti stratosferici superiori Le sezioni 4 e 5 hanno dimostrato che la teoria lineare può spiegare l’effetto degli alisei stratosferici inferiori sul vortice polare. In particolare, la circolazione assialsimmetrica associata ai venti orientali all’equatore vicino ai 50 hPa crea una barriera alla propagazione delle onde dalle latitudini subpolari alle medie latitudini nella stratosfera media e superiore, portando a una maggiore convergenza delle onde nella regione del vortice polare. Tuttavia, l’esperimento esaminato era altamente idealizzato: era un insieme di esecuzioni di filiali con venti EQBO* 3 nella sola stratosfera inferiore. Sebbene la sezione 3 abbia mostrato che l’effetto HT era qualitativamente simile per configurazioni sperimentali più realistiche, desideriamo discutere l’effetto dei profili QBO di forza realistica e con taglio realistico nella stratosfera media e superiore sulla propagazione delle onde stratosferiche. La Figura 14 mostra le sezioni trasversali del flusso di energia planetaria per le corse all’equilibrio quasi-stazionario di gennaio perpetuo discusse nella sezione 3. La risposta ai venti predefiniti e ai venti EQBO* 3 somiglia qualitativamente a quella mostrata nella Figura 8. La risposta a un profilo EQBO con taglio realistico nella stratosfera superiore subtropicale è simile per gran parte della stratosfera (incluso vicino al vortice polare) ma differisce nella stratosfera superiore subtropicale. Nonostante ci siano venti occidentali in questa regione e la linea critica si sposti verso l’equatore in presenza di taglio, la propagazione del flusso di energia planetaria verso l’equatore è ridotta. La differenza è dovuta principalmente all’onda 1; le onde 2 e le onde di Rossby superiori si propagano solo debolmente in questa regione, come ci si potrebbe aspettare da Charney e Drazin (1961).

Questo effetto dell’onda-1 è incoerente con il meccanismo HT, poiché i cambiamenti nella linea critica implicherebbero che più onde di Rossby dovrebbero propagarsi in questa regione. Per spiegare perché la propagazione dell’onda-1 nella stratosfera superiore subtropicale è ridotta anche mentre la linea critica si sposta verso l’equatore, ci rivolgiamo all’indice di rifrazione. Sebbene i valori dell’indice di rifrazione aumentino a est di 20°N, diminuiscono vicino a 40°N nella stratosfera superiore in risposta ai venti occidentali stratosferici superiori. Poiché la propagazione delle onde verso l’equatore vicino a 40°N è soppressa, la convergenza del flusso di energia planetaria tra 20° e 40°N diminuisce significativamente.

I ridotti valori dell’indice di rifrazione vicino a 40°N sono causati dalla transizione dai venti occidentali tropicali e subtropicali agli alisei subpolari. Gli argomenti relativi all’indice di rifrazione possono quindi spiegare la differenza di risposta tra il caso con venti occidentali stratosferici superiori e il caso con venti stratosferici superiori neutri.

Infine, abbiamo anche esaminato questo caso nel modello QG linearizzato. La superficie riflettente verticale subtropicale si espande verso il basso in risposta a un QBO stratificato. La superficie riflettente appare quando il taglio del vento zonale verticale è negativo. La regione di evanescenza delle onde e divergenza del flusso di energia planetaria si estende più in basso e più verso i poli. I cambiamenti nella superficie riflettente verticale e nell’indice di rifrazione suggeriscono un indebolimento del flusso delle onde nella stratosfera superiore subtropicale. Concludiamo quindi che la teoria lineare, ma non le previsioni dello strato critico, possono spiegare come il taglio nella stratosfera superiore possa influenzare la propagazione delle onde di Rossby subtropicali.

La Figura 11 presenta le anomalie del numero d’onda meridionale (a sinistra) e verticale (a destra) per l’onda stazionaria-1 nei dati della corsa del modello QG per la branca EQBO × 3 (EQBO 2 neutQBO). Le regioni di onde evanescenti sono ombreggiate, indicando aree dove le onde non si propagano efficacemente.

Sul lato sinistro della figura, i contorni rappresentano anomalie nel numero d’onda meridionale attraverso differenti altitudini (espressi in hPa) e latitudini (espressi in gradi). I contorni positivi sono rappresentati da linee continue, mentre quelli negativi da linee tratteggiate. I valori dei contorni, che sono dimensionless, includono 1, 2, 4, 8, 16, 32 e 128, indicando variazioni significative nella struttura delle onde attraverso la stratosfera.

Sul lato destro, la figura mostra le anomalie del numero d’onda verticale. Anche qui, le ombreggiature indicano regioni di evanescenza delle onde, mentre i contorni seguono lo stesso schema del pannello sinistro per evidenziare le anomalie del numero d’onda.

In sintesi, questa figura illustra come varia la propagazione dell’onda stazionaria-1 in relazione alle condizioni specifiche del ramo EQBO × 3 del modello QG, mostrando sia la distribuzione meridionale che verticale di tali anomalie attraverso differenti livelli della stratosfera e latitudini. Questo tipo di analisi è fondamentale per comprendere le dinamiche delle onde atmosferiche e il loro impatto sui modelli climatici e meteorologici.

La Figura 12 illustra l’analisi dell’onda stazionaria-2 utilizzando lo stesso formato della Figura 11, ma specificamente per questa onda nell’ambito del modello QG per la branca EQBO × 3 (EQBO 2 neutQBO). I pannelli a sinistra mostrano le anomalie del numero d’onda meridionale mentre quelli a destra visualizzano le anomalie del numero d’onda verticale, attraverso diverse altitudini (hPa) e latitudini (gradi).

Le regioni ombreggiate indicano aree di onde evanescenti, dove la propagazione dell’onda è impedita o notevolmente ridotta. Queste rappresentazioni mettono in evidenza dove e come le onde stazionarie-2 interagiscono con le varie strutture atmosferiche, mostrando le differenze nel loro comportamento rispetto alle onde di ordine inferiore come osservato nell’onda-1.

I contorni in entrambi i pannelli di sinistra e di destra delineano specifiche anomalie nel comportamento dell’onda, con linee continue per i valori positivi e tratteggiate per quelli negativi. Questi contorni facilitano la visualizzazione della distribuzione e intensità delle anomalie del numero d’onda in varie regioni atmosferiche.

In sintesi, la Figura 12 fornisce un’analisi dettagliata della dinamica dell’onda-2 in relazione a specifiche configurazioni atmosferiche simulate nel modello QG per la branca EQBO × 3, offrendo un confronto approfondito e una comprensione migliore rispetto all’onda-1 discussa nella Figura 11. Questa analisi è cruciale per capire le interazioni delle onde con la stratosfera e i loro potenziali impatti su fenomeni atmosferici e climatici più ampi.

La Figura 13 illustra la distribuzione della Divergenza del Flusso di Energia Planetaria (EPFD) per le onde stazionarie-1 e 2 nel modello QG stazionario durante i periodi di tempo specificati post-ramificazione nel ramo EQBO 2 neutQBO. I grafici in alto rappresentano l’onda-1, mentre quelli in basso mostrano l’onda-2. I pannelli a sinistra illustrano i dati relativi ai giorni 16-30, mentre quelli a destra ai giorni 46-120.

L’EPFD è espressa in unità di metri al secondo per giorno (m s^-1 day^-1). L’intervallo di contorno è lineare con valori come 1, 2, 3, ecc., ma è importante notare che questi valori sono arbitrari dato che il modello utilizzato è linearizzato. I contorni negativi sono rappresentati con linee tratteggiate.

Nelle figure di sinistra (giorni 16-30), si osserva una concentrazione più marcata dell’EPFD intorno ai poli e una distribuzione meno intensa a latitudini più basse, soprattutto per l’onda-1. Nelle figure di destra (giorni 46-120), l’EPFD mostra un aumento significativo di intensità e una distribuzione più ampia per entrambe le onde, indicando una possibile evoluzione o un cambiamento nella dinamica delle onde nel modello nel tempo.

Questo tipo di analisi è fondamentale per capire come le onde planetarie si comportano sotto differenti configurazioni atmosferiche e come queste possono influenzare, per esempio, la circolazione generale o eventi meteorologici estremi.

7. Discussione e conclusioni
In questo documento, un GCM completo (WACCM) e una gerarchia di diagnostiche sono utilizzati per dimostrare che la teoria lineare può descrivere i cambiamenti nella propagazione delle onde di Rossby in risposta ai venti QBO orientali. Nella stratosfera, si verificano cambiamenti significativi in tre regioni: la stratosfera subtropicale inferiore, la stratosfera subtropicale superiore e il vortice polare. I cambiamenti avvengono come segue:
(i) L’introduzione di venti orientali nella stratosfera tropicale inferiore potenzia la convergenza delle onde di Rossby sinottiche nella stratosfera subtropicale inferiore, estendendo così verso i poli gli orientali tropicali (e la linea critica) e riscaldando la stratosfera subtropicale inferiore. La risposta in questa regione (indicata come “1” in Fig. 1) è coerente con il meccanismo di Holton–Tan.
(ii) La circolazione meridionale del QBO (ma non la linea critica) influenza la propagazione delle onde fino a 50°N nella stratosfera superiore (indicata come “2” in Fig. 1), riducendo la propagazione delle onde planetarie di Rossby dall’equatore dalle latitudini subpolari verso le subtropicali. Questo cambiamento nella propagazione delle onde porta ad un’accelerazione dei venti stratosferici subtropicali superiori e ad un indebolimento dei venti stratosferici subpolari e polari. La maggiore convergenza di EPF nella stratosfera polare indebolisce inizialmente il vortice polare solo ai livelli superiori. Dopo che il vortice stratosferico superiore inizia a indebolirsi, le anomalie di temperatura si propagano verso il basso nella stratosfera media e inferiore.Sebbene la teoria lineare possa spiegare tutti questi effetti, l’evoluzione dell’intera distribuzione dei venti è solo quasilineare perché le anomalie del vento zonale indotte causano lo spostamento della convergenza delle onde, che poi retroagisce positivamente sulle anomalie del vento zonale. Sebbene la variabilità non correlata possa mascherare efficacemente il meccanismo discusso, ci aspettiamo che la teoria lineare spieghi gran parte della risposta nell’atmosfera (reale). Le simulazioni WACCM e le diagnostiche QG mostrano che la circolazione meridionale media associata ai venti QBO della stratosfera inferiore è il principale motore dell’effetto sul vortice polare. Al contrario, la linea del vento zero subtropicale, la propagazione verso il basso delle anomalie QBO equatoriali, le anomalie nella troposfera e i venti QBO della stratosfera superiore e media, sono relativamente meno importanti per le anomalie nella stratosfera polare.

Vogliamo sottolineare che il nostro meccanismo che coinvolge la circolazione meridionale del QBO è diverso da quello proposto da Holton e Tan (1980). Ad esempio, Holton e Tan (1980) “ipotizzano che gli spostamenti in latitudine della linea di vento medio zero (linea critica) associata al QBO equatoriale possano essere responsabili della parte delle onde planetarie del QBO a 50 mb extratropicale”, e notano che “attualmente possiamo solo speculare che lo spostamento latitudinale della linea u = 0 potrebbe essere un collegamento importante tra i QBO equatoriali e quelli ad alte latitudini”, ma non menzionano altri meccanismi. Al contrario, noi troviamo che la circolazione meridionale media associata ai venti QBO della stratosfera inferiore è più importante e che la linea critica alterata influenza solo le subtropiche e le medie latitudini.Le diagnostiche esaminate suggeriscono che l’impatto dei venti EQBO dipende dal numero d’onda zonale dell’onda. I cambiamenti nella regione del vortice polare sono più forti per il numero d’onda zonale 1, mentre i cambiamenti nella stratosfera subtropicale inferiore sono guidati da numeri d’onda più elevati (inclusi onde sinottiche transitorie). Ulteriori ricerche sono necessarie per correlare la dipendenza dal numero d’onda presentata qui con la dipendenza dal numero d’onda variabile stagionalmente in Naoe e Shibata (2010), Hu e Tung (2002), e Ruzmaikin et al. (2005). È concepibile che la maggiore convergenza delle onde di Rossby sinottiche nella stratosfera subtropicale inferiore contribuisca all’effetto del QBO sull’ozono stratosferico delle medie latitudini inferiori. Tale meccanismo non è stato considerato da Gray e Pyle (1989), Kinnersley (1999), o Kinnersley e Tung (1999). Poiché i nostri esperimenti non dispongono di chimica interattiva, ulteriori indagini sono rimandate a lavori futuri.

Gray et al. (2001, 2004) e Pascoe et al. (2006) hanno scoperto che la frequenza degli SSW maggiori e l’evoluzione del vortice invernale sono influenzate dai venti nella stratosfera equatoriale superiore, in apparente contraddizione con il nostro risultato secondo cui il taglio stratosferico superiore non è importante per l’effetto HT. Sottolineiamo che questi autori stavano principalmente esaminando l’effetto delle anomalie dei venti sopra i 32 km (-7 hPa), mentre noi stiamo esaminando l’effetto del taglio dei venti tra 30 e 7 hPa. Sono necessarie ulteriori analisi prima che si possano fare confronti dettagliati.Sottolineiamo inoltre che il nostro modello presenta troppo poca variabilità del vortice polare stratosferico e troppi pochi SSW maggiori. Pertanto, non possiamo analizzare significativamente l’effetto dei venti QBO della stratosfera superiore sulla frequenza degli SSW maggiori. Sebbene siano necessarie configurazioni di modello con una frequenza di riscaldamento improvviso più realistica per estendere i risultati mostrati qui, gli argomenti lineari presentati sono rilevanti per (e dovrebbero essere presenti in) tutti i GCM.

Naoe e Shibata (2010) e Yamashita et al. (2011) hanno scoperto che il WQBO porta a una propagazione delle onde indebolita vicino ai 50 hPa e 40°N, con presumibilmente una propagazione delle onde potenziata in questa regione per l’EQBO (come abbiamo trovato). Naoe e Shibata (2010) sostengono che questo effetto contraddice il meccanismo HT. Noi sosteniamo che questo effetto è coerente con la teoria lineare, anche se può essere solo tangenzialmente correlato all’effetto vicino al vortice polare e ai cambiamenti nella linea critica subtropicale. La regione appena sopra il nucleo del getto, da cui le onde vengono rifratte via climatologicamente, si riduce in risposta ai venti EQBO e si espande in risposta ai venti WQBO. È quindi prevedibile che le onde divergano da questa regione nei compositi di Naoe e Shibata (2010) e Yamashita et al. (2011), proprio come convergono in questa regione nei nostri grafici.

La teoria lineare può spiegare i cambiamenti nella stratosfera subtropicale inferiore in risposta al QBO.

OY92 ha scoperto che la teoria lineare sembra incapace di descrivere la risposta della stratosfera superiore polare, poiché le regioni polari sono influenzate dal QBO solo se può formarsi una “zona di surf” subtropicale. Il loro modello, tuttavia, non genera la circolazione meridionale media del QBO (come essi stessi notano), e noi troviamo che la circolazione meridionale del QBO è vitale per i cambiamenti nell’indice di rifrazione a medie latitudini e nella EPF. Le differenze tra i nostri risultati e quelli in OY92 possono quindi essere spiegate dalla mancanza di realismo nel modello utilizzato da OY92.

Lavori futuri sono necessari per quantificare l’importanza relativa della teoria lineare e della formazione di una zona di surf non lineare per la risposta polare al QBO in natura.

Lavori precedenti hanno prodotto risultati misti su come il QBO moduli il vortice polare. Noi scopriamo che la teoria quasilineare spiega i cambiamenti nella propagazione e convergenza delle onde di Rossby. La mancanza di riscaldamenti stratosferici improvvisi, di chimica interattiva e di un ciclo stagionale nel nostro modello suggerisce che queste caratteristiche sono relativamente poco importanti per il meccanismo con cui il QBO influenza la stratosfera extratropicale, sebbene sia certamente necessario un ulteriore lavoro in futuro. Tuttavia, la dinamica alla base di un processo fisico complesso, come l’effetto del QBO sulla propagazione delle onde di Rossby, può essere compresa più facilmente in modelli dove non viene simulata la variabilità esterna non correlata. I risultati presentati qui in un quadro di modellazione più semplice dovrebbero consentire una comprensione più efficace ed efficiente della dinamica in modelli più comprensivi (seppur complicati).

La Figura 13 mostra i dati relativi alla propagazione delle onde nella stratosfera, utilizzando un modello stazionario di geopotenziali quantificati (QG). L’immagine è suddivisa in tre pannelli principali che rappresentano tre diverse configurazioni di esperimento (indicati come EQBOequil, EQDObses, e EQDOx) nel confronto tra le condizioni di QBO equatoriale (EQBO) e QBO neutrale (neutQBO).

Ogni pannello è ulteriormente diviso in due sotto-pannelli, che mostrano due diverse fasi temporali dopo un “ramo” di simulazione: i giorni 16-30 a sinistra e i giorni 46-120 a destra. Questi intervalli di tempo riflettono le variazioni nelle onde di scala planetaria (wave-1 e wave-2) durante periodi specifici dopo l’avvio delle condizioni sperimentali.

Le onde sono rappresentate come flussi di energia potenziale di onda (EPFD, indicato in unità di metri al secondo per giorno), con i contorni che indicano l’intensità di questi flussi. I contorni continui rappresentano valori positivi dell’EPFD, mentre i contorni tratteggiati indicano valori negativi, mostrando dove l’energia delle onde è più concentrata o meno intensa. L’intervallo dei contorni è lineare (1, 2, 3, ecc.), ma i valori specifici sono arbitrari dato che si sta utilizzando un modello linearizzato per la rappresentazione.

L’immagine visualizza come le onde si propagano e interagiscono in diversi livelli della stratosfera (espressi sia in hPa che in km) e come queste interazioni differiscono tra i diversi scenari di EQBO e neutQBO, mostrando variazioni nella convergenza e divergenza delle onde stesse. Questo aiuta a comprendere meglio il comportamento delle onde planetarie in risposta a differenti configurazioni di venti stratosferici.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/69/5/jas-d-11-0209.1.xml