Qualsiasi collegamento tra la QBO equatoriale e l’atmosfera extratropicale deve essere visto nel contesto del ciclo stagionale e della variabilità della stratosfera extratropicale. Rispetto alla troposfera, la circolazione media zonale nella stratosfera extratropicale subisce un ciclo stagionale molto più forte con un vero e proprio inversione dei venti da inverno a estate. Durante la stagione invernale la stratosfera ad alta latitudine si raffredda, formando un vortice zonale profondo e forte. I forti venti da ovest sono sostituiti da venti da est con l’aumento del riscaldamento solare in primavera e estate.
In entrambi gli emisferi il ciclo stagionale regolarmente variabile descritto sopra è modificato dagli effetti delle onde planetarie di Rossby (di seguito semplicemente definite onde planetarie) che sono in parte indotte dai contrasti tra terra e mare e dalla topografia della superficie. Queste onde si propagano verticalmente e meridionalmente nella stratosfera invernale (Tavola 2), ma sono evanescenti nei venti medi da est dell’emisfero estivo [Charney e Drazin, 1961; Andrews et al., 1987].
L’NH ha un contrasto terra-mare molto più grande e catene montuose più ampie dell’SH, risultando in onde planetarie troposferiche di ampiezza maggiore. Di conseguenza, la stratosfera invernale settentrionale tende a essere molto più disturbata dalle onde planetarie rispetto alla stratosfera invernale meridionale. Le onde di grande ampiezza possono rapidamente interrompere il vortice polare settentrionale, anche in pieno inverno, sostituendo i venti da ovest con venti da est ad alte latitudini e causando un riscaldamento drastico della stratosfera polare. Tali eventi sono chiamati riscaldamenti stratosferici maggiori.
La transizione da venti da ovest a venti da est in primavera solitamente si verifica in congiunzione con un evento di onda planetaria ed è chiamata riscaldamento finale. Nell’NH il momento del riscaldamento finale è altamente variabile e tende a verificarsi durante marzo o aprile. Nell’SH il riscaldamento finale avviene a novembre e dicembre, con meno variabilità interannuale [Waugh e Randel, 1999].
Nell’NH le ampiezze delle onde planetarie sono appena sufficienti affinché i riscaldamenti improvvisi a metà inverno si verifichino in alcuni anni ma non in altri. Pertanto, la stratosfera settentrionale è sensibile agli effetti delle onde planetarie che si propagano verticalmente, riscontrando una grande variabilità interannuale nella forza del vortice polare. Sembra che questa sensibilità alla propagazione verso l’alto e l’equatore delle onde planetarie consenta alla QBO equatoriale di influenzare la stratosfera polare modulando il flusso dell’attività ondosa o il flusso di Eliassen-Palm [ad esempio, Dunkerton e Baldwin, 1991].
L’identificazione definitiva di un segnale QBO extratropicale è stata difficile a causa della brevità e dell’intervallo di altezza limitato dei set di dati. Nell’NH, i dati fino a 10 hPa sembrano essere affidabili a partire dagli anni ’50. Sopra il livello di 10 hPa, e nella bassa stratosfera dell’SH, la mancanza di copertura da radiosondaggi ha limitato la produzione di dati grigliati affidabili al periodo a partire dalla fine degli anni ’70, quando iniziarono le rilevazioni satellitari della temperatura. La maggior parte della letteratura sull’influenza extratropicale della QBO si è concentrata sull’NH semplicemente perché il registro dei dati è più lungo e affidabile. Parte della difficoltà nell’identificare un segnale QBO dell’NH è che la QBO rappresenta solo una frazione della varianza. Oltre alla variabilità della forzante troposferica, altri segnali, come il ciclo solare di 11 anni, le eruzioni vulcaniche e le anomalie della temperatura della superficie del mare, sembrano influenzare la variabilità della stratosfera extratropicale.
Holton e Tan [1980, 1982] hanno presentato forti evidenze che la QBO influenzasse la stratosfera settentrionale extratropicale utilizzando dati grigliati per 16 inverni NH (1962-1977) per formare compositi di fase est-ovest della geopotenziale a 50 hPa. Hanno mostrato che l’altezza geopotenziale ad alte latitudini è significativamente più bassa durante la fase da ovest della QBO. Hanno anche riscontrato una modulazione statisticamente significativa del vento zonale in primavera nell’SH. Nell’NH, Labitzke [1987] e Labitzke e van Loon [1988] hanno riscontrato una forte relazione con il ciclo solare di 11 anni durante gennaio e febbraio, suggerendo che l’influenza solare modifichi il segnale durante la fine dell’inverno. Naito e Hirota [1997] hanno confermato i loro risultati e hanno anche mostrato che un segnale QBO robusto è presente durante novembre e dicembre.
4.1. Meccanismo di Influenza Extratropicale
Come discusso in precedenza nella sezione 3.1, in un flusso puramente zonalmente simmetrico c’è una risposta non locale a una forzatura del momento localizzata. Un possibile meccanismo per un effetto extratropicale della QBO è quindi attraverso una tale risposta. Tuttavia, la risposta alla forzatura vicino all’equatore è fortemente confinata alle latitudini tropicali e subtropicali [Plumb, 1982], e questo meccanismo quindi non può spiegare la modulazione della QBO osservata del vortice polare dell’NH. Il meccanismo ora favorito coinvolge onde planetarie zonalmente asimmetriche. Tipicamente, la direzione dominante di propagazione dell’attività ondosa per le onde planetarie troposferiche è verso l’alto e verso l’equatore, e la propagazione verticale è limitata alle onde con scale spaziali più grandi (principalmente onde 1 e 2) [Charney e Drazin, 1961]. Nella stratosfera ad alta latitudine queste onde distorcono il vortice dalla simmetria zonale, e se le ampiezze sono abbastanza grandi, il vortice può essere spostato dal polo o interrotto in modo che i venti da est sostituiscano quelli da ovest vicino al polo. Concomitante con l’ampiezza dell’onda è il “rompersi” delle onde planetarie [McIntyre e Palmer, 1983, 1984], che porta all’erosione del vortice e a venti da ovest più deboli.
La propagazione verticale e meridionale delle onde planetarie dipende dalla struttura di latitudine-altezza del vento medio zonale, che può essere pensata come rifrattante delle onde mentre si propagano fuori dalla troposfera. Le onde quasi-stazionarie non possono propagarsi in venti da est, e la fase della QBO nei tropici e subtropici altera la guida d’onda effettiva e la posizione del confine tra i venti zonali medi da est e da ovest: la linea critica per le onde con velocità di fase zero. Se il flusso medio nella stratosfera tropicale è da ovest, le onde planetarie sono in grado di penetrare nei tropici e anche attraverso l’equatore senza incontrare una linea critica. Al contrario, quando il flusso medio nella stratosfera tropicale è da est, le onde planetarie incontrano una linea critica sul lato invernale dell’equatore. Quindi, quando ci sono venti da est nei tropici, la guida d’onda effettiva per la propagazione delle onde planetarie è più stretta e, di conseguenza, l’attività ondosa a latitudini medie e alte nell’emisfero invernale tende ad essere più forte. Onde planetarie più forti ad alte latitudini portano a una maggiore resistenza indotta dall’onda sul flusso medio, riduzione dei venti da ovest e quindi una stratosfera polare più calda.
4.2. Osservazioni dell’Influenza Extratropicale
L’effetto della QBO sulla forza del vortice stratosferico invernale settentrionale può essere osservato confrontando composizioni del vento zonale medio extratropicale durante le fasi di venti da est e da ovest della QBO. La fase della QBO deve essere definita con precisione, e tipicamente si utilizza il vento zonale medio equatoriale a un determinato livello. Holton e Tan [1980] hanno definito la fase della QBO utilizzando i venti equatoriali al livello di 50 hPa, ma altri autori hanno utilizzato 45, 40 e 30 hPa. La motivazione per scegliere un particolare livello del vento è ottimizzare il segnale extratropicale. Nelle Figure 14-16, la fase della QBO è stata definita utilizzando le prime due funzioni ortogonali empiriche (EOF) delle variazioni verticali dei venti equatoriali [Wallace et al., 1993; Baldwin e Dunkerton, 1998a]. La definizione della QBO è stata aggiustata per ottimizzare il segnale extratropicale sia nell’emisfero settentrionale (NH) sia in quello meridionale (SH). La definizione risultante della fase della QBO è molto simile al vento equatoriale a 40 hPa per le composizioni dell’NH e al vento a 25 hPa per le composizioni dello SH.
La Figura 14 illustra la differenza nel vento zonale medio tra le composizioni della QBO con venti da ovest e da est, utilizzando le analisi dei National Centers for Environmental Prediction (NCEP) per il periodo 1978-1996. La differenza è formata calcolando separatamente le medie dei dati del vento di gennaio per le due fasi della QBO e poi prendendo la differenza tra queste medie. I venti zonali sono stati derivati dai campi geopotenziali utilizzando il metodo del bilanciamento [Robinson, 1986; Hitchman et al., 1987; Randel, 1987]. Sebbene questo metodo funzioni bene nelle regioni extratropicali, non è possibile derivare venti accurati nei tropici, dove i venti sono stati interpolati tra 10°N e 10°S, rendendo la QBO troppo debole. Il segnale settentrionale è dominato da una modulazione del vortice polare che si estende dalla superficie al livello di 1 hPa. Le differenze sono di segno opposto a sud di circa 40°N e si fondono nel ramo superiore della QBO tropicale.
Le caratteristiche nella Figura 14 non sono confinate ai livelli stratosferici medi dove la QBO equatoriale è definita. Piuttosto, le caratteristiche più prominenti si trovano al di sopra di 10 hPa. L’analisi di correlazione del vento zonale medio nel piano latitudine-altezza [Baldwin e Dunkerton, 1991] suggerisce che le caratteristiche ai livelli superiori, inclusi quelli nell’emisfero australe vicino a 30°S, sono il risultato di una modulazione della QBO sulla branca trassequatoriale (da estate a inverno) della circolazione meridionale media. È ragionevole supporre che questa circolazione sia modulata debolmente dall’oscillazione di Holton-Tan. Ad esempio, durante la fase di venti da ovest della QBO, le temperature polari sono relativamente basse, il che implica un flusso trassequatoriale più debole e un’anomalia debolmente da ovest vicino a 30°S (Figura 14). La caratteristica vicino a 30°S può essere interpretata non solo come un effetto diretto della QBO, ma come un effetto remoto dell’azione ondulatoria di Holton-Tan comunicato dalla circolazione meridionale media, come descritto dall’equazione (6). Questo comportamento è osservato anche nei modelli numerici (vedi sezione 4.3 e Figura 17).
L’importanza statistica del segnale invernale della QBO nell’emisfero boreale è stata affrontata da diversi autori ed è stata trattata in dettaglio da Baldwin e O’Sullivan [1995]. I dettagli di tale analisi (definizione della QBO, selezione dei mesi invernali, livello dei dati) sono cruciali per il risultato dei test statistici. Ad esempio, l’effetto della QBO si osserva essere ampio in dicembre e gennaio, ma più debole in febbraio. Utilizzando i dati NCEP del 1964-1993 per dicembre-gennaio-febbraio a livelli fino a 10 hPa, hanno mostrato che l’effetto della QBO (definito dal vento di Singapore a 40 hPa) è statisticamente significativo al livello 0,001 utilizzando il geopotenziale a 10 hPa, come misurato dal test di significatività di campo di Barnston e Livezey [1987]. Nei composti del vento zonale medio, l’importanza statistica dell’effetto della QBO aumenta con l’altezza, almeno fino a 10 hPa, con un’importanza molto più alta a 10 hPa rispetto a 30 hPa.
Il modello dipolare nell’emisfero boreale illustrato nella Figura 14 non è unico all’influenza della QBO; rappresenta la modalità principale di variabilità della stratosfera invernale settentrionale [Nigam, 1990; Dunkerton e Baldwin, 1992]. Durante l’inverno, la QBO sembra eccitare la “modalità annulare settentrionale” (NAM) (chiamata anche Oscillazione Artica) [Thompson e Wallace, 1998, 2000]. I composti della QBO nell’emisfero boreale (di geopotenziale, vento, temperatura, ecc.) tendono a riflettere il grado in cui la QBO eccita la NAM. Una fase della NAM è rappresentata da un vortice freddo e forte, mentre la fase opposta è rappresentata da un vortice più debole e temperature polari più elevate. Il dipolo nella Figura 14 è molto più prominente nella stratosfera e più debole nella troposfera. La connessione con la stratosfera è limitata alla stagione invernale, ma la NAM troposferica è osservata in tutte le stagioni. Gli aspetti troposferici della NAM e i modelli troposferici associati alla QBO saranno discussi nella sezione 6.2.
La Figura 15 illustra lo sviluppo stagionale a 5 hPa della differenza dei composti di vento zonale nell’emisfero boreale. Il segnale extratropicale inizia durante l’autunno a medie latitudini e raggiunge un massimo ad alta latitudine a gennaio. La differenza nei composti di fine inverno (febbraio e marzo) è opposta nel segno, ma piccola, a nord di 40°N. La rapida diminuzione del segnale indica che la QBO modula la forza del vortice polare invernale settentrionale fino a metà inverno, ma ha poco effetto sulla tempistica del riscaldamento finale.
I riscaldamenti stratosferici maggiori sono definiti come un’inversione del vento zonale medio a 10 hPa, 60°N in direzione est, e una temperatura più alta al polo rispetto alla media zonale a 10 hPa, 60°N. L’effetto Holton-Tan implica che i riscaldamenti maggiori dovrebbero essere più comuni quando la QBO è in fase di est. Sfortunatamente, una misura così semplice non è robusta perché le definizioni di entrambe le fasi della QBO (est/ovest) e riscaldamento (sì/no) sono arbitrarie. Utilizzando dati NCEP ri-analizzati dal 1958 al 1999, e una definizione della fase QBO a 40 hPa, ci sono stati sei riscaldamenti da ovest e 10 riscaldamenti da est. Tuttavia, se si utilizzano i dati “Berlin” analizzati manualmente con una definizione QBO a 45 hPa, e i riscaldamenti maggiori sono definiti sinotticamente, ci sono stati 10 riscaldamenti da ovest e 11 riscaldamenti da est (K. Labitzke, comunicazione personale, 2000). La discrepanza tra questi risultati illustra che questa procedura è troppo sensibile alle definizioni di fase QBO e riscaldamenti. I composti, come nelle Figure 14 e 15, sono più robusti, possono essere utilizzati in entrambi gli emisferi, e forniscono una misura quantitativa dell’effetto Holton-Tan.
Il vortice polare nell’emisfero australe (SH) è molto più forte, più duraturo e più quiescente rispetto al suo corrispondente nell’emisfero boreale (NH). Durante l’inverno, le onde planetarie generalmente non disturbano il vortice australe nella stratosfera inferiore e media. Non sorprende che le osservazioni indichino che la QBO non modula significativamente la forza del vortice antartico in inverno. Come mostrato nella Figura 16, a 5 hPa la QBO modula la forza dei venti a medie latitudini durante la fine dell’autunno, come nel NH. Tuttavia, a differenza del NH, durante tutto l’inverno e l’inizio della primavera la modulazione è evidente solo a medie latitudini. L’osservata stagionalità della modulazione della QBO sulla circolazione extratropicale in entrambi gli emisferi è coerente con l’ipotesi che le onde planetarie svolgano un ruolo vitale nel meccanismo della modulazione. La notevole differenza tra le Figure 15 e 16 è che nel SH, la più grande influenza della QBO si verifica durante la fine della primavera (novembre), al momento del riscaldamento finale. Nel SH il vortice di ottobre ha la stessa magnitudine del vortice NH a gennaio. Poiché le ampiezze delle onde planetarie sono molto più piccole nel SH, l’effetto della QBO si vede solo nella periferia del vortice fino a quando il vortice è relativamente piccolo.
4.3. Simulazioni di Modelli dell’Influenza Extratropicale
È difficile formulare un modello quantitativo semplice per il meccanismo della QBO extratropicale (analogamente, per esempio, al modello Holton-Lindzen [Holton e Lindzen, 1972] per l’interazione del flusso medio equatoriale con le onde che si propagano verticalmente). Le principali complicazioni sono (1) le onde planetarie si propagano sia verticalmente che meridionalmente, e (2) gli effetti delle linee critiche sulla propagazione delle onde planetarie non sono facili da prevedere teoricamente. Mancando una teoria semplice, gli effetti della QBO sulle onde extratropicali e sulla circolazione media sono stati studiati ampiamente in esperimenti di simulazione numerica dettagliati con modelli di varia complessità.
L’effetto della QBO sui riscaldamenti improvvisi è stato indagato in esperimenti numerici da Dameris ed Ebel [1990] e Holton ed Austin [1991]. Entrambi gli studi hanno utilizzato integrazioni abbastanza brevi di modelli meccanicistici 3-D forzati da perturbazioni di medie latitudini idealizzate e in rapida crescita su un limite inferiore della tropopausa. Hanno scoperto che lo sviluppo del flusso stratosferico ad alta latitudine può essere fortemente influenzato dai venti tropicali nella stratosfera inferiore, sebbene questo effetto dipenda dalla forza della forzatura ondosa imposta. Holton e Austin hanno scoperto che per una forzatura ondosa debole il flusso ad alta latitudine era in gran parte non influenzato dai venti tropicali, ma che questa sensibilità aumentava con l’aumentare della forza della forzatura ondosa. Entro un certo intervallo dell’ampiezza della forzatura, il modello sviluppava un riscaldamento improvviso quando c’erano venti da est nelle condizioni iniziali stratosferiche tropicali ma non quando c’erano venti da ovest. Man mano che la forzatura ondosa aumentava ulteriormente, i riscaldamenti improvvisi si verificavano indipendentemente dallo stato dei venti tropicali, e la sensibilità del flusso extratropicale ai venti tropicali diminuiva.
Gli studi con modelli semplificati hanno il vantaggio di permettere la variazione controllata dei parametri rilevanti (in particolare, la forza della forzatura ondosa dalla troposfera). O’Sullivan e Salby [1990] e Chen [1996] hanno utilizzato modelli con risoluzione orizzontale piuttosto fine ma limitati a un singolo strato in verticale. I loro esperimenti sono stati eseguiti con una semplice rilassamento lineare dello stato zonale medio al fine di simulare gli effetti del trasferimento radiativo nel vincolare il flusso medio e includevano una forzatura del limite inferiore di onda-1 imposta nelle extratropici invernali. I risultati hanno mostrato che i modelli simulavano gli effetti ad alta latitudine della QBO tropicale nello stesso senso di quanto osservato. O’Sullivan e Young [1992] e O’Sullivan e Dunkerton [1994] hanno utilizzato un modello meccanicistico globale 3-D forzato con una perturbazione di onda-1 specificata al limite inferiore di 10 km. Gli effetti radiativi erano parametrizzati con un rilassamento lineare della temperatura verso uno stato radiativo imposto. Le loro simulazioni includevano anche un ciclo stagionale. Gli esperimenti sono stati ripetuti con un intervallo di ampiezze della forzatura ondosa extratropicale, per condizioni iniziali nei tropici rappresentative delle fasi di QBO est e ovest. Si è scoperto che il flusso nella regione polare dell’emisfero nord in queste simulazioni era quasi non influenzato dal vento tropicale fino a novembre. Tuttavia, in dicembre, gennaio e febbraio, c’era un effetto significativo, con il vortice polare medio nel tempo nella stratosfera che era più forte quando i venti tropicali erano da ovest. Il contrasto nella forza del vortice polare stratosferico medio invernale tra le fasi di QBO est e ovest dipendeva in modo sorprendente dall’ampiezza della forzatura ondosa adottata. I risultati della modellazione di O’Sullivan e Dunkerton [1994] erano in linea di massima simili alle osservazioni mostrate nelle Figure 15 e 16.
In un GCM (General Circulation Model) la forzatura della stratosfera da parte della troposfera (e la sua variazione interannuale) è generata in modo autoconsistente all’interno del modello. Hamilton [1998b] ha utilizzato un GCM eseguito per un periodo continuo di 48 anni con una forzatura del momento tropicale variabile nel tempo che produceva una QBO di 27 mesi nel vento zonale equatoriale con zone di taglio di ampiezza realistica e che scendevano a una velocità realistica. La Figura 17 mostra la composizione zonale media del vento di gennaio per 20 anni con venti equatoriali a 40 hPa da ovest meno quella per 20 anni con venti a 40 hPa da est. I risultati mostrano la tendenza a un vortice polare più debole nella fase di QBO est. Al di fuori dei tropici, le caratteristiche generali della differenza composita nella Figura 17 si confrontano bene con la composizione osservata di gennaio mostrata come Figura 14. La Figura 18 mostra la temperatura del Polo Nord a 28 hPa nella fase composita est e ovest per ogni mese da ottobre ad aprile nell’integrazione del modello. Gli effetti sistematici della QBO tropicale sulla temperatura stratosferica polare dell’emisfero nord nel modello sembrano essere in gran parte limitati al periodo da dicembre a marzo. Le differenze di mezza estate nella Figura 18 sono di circa 4-5°C, che sono paragonabili a quelle viste nella composizione osservata della fase est meno quella ovest di Dunkerton e Baldwin [1991].
Niwano e Takahashi [1998] hanno investigato la variabilità stratosferica extratropicale in una versione del modello del Centro Giapponese per la Ricerca sui Sistemi Climatici, che produce spontaneamente un’oscillazione simile alla QBO nei tropici con un periodo di circa 1,4 anni. Hanno analizzato un’integrazione di 14 anni e calcolato composizioni da gennaio a marzo basate sulle cinque fasi QBO più orientali e le cinque fasi più occidentali, come valutato dal vento zonale equatoriale medio tra 7 e 50 hPa. I risultati mostrano che, in media, il vortice polare dell’emisfero nord era più debole nella fase QBO orientale, di circa 15 m/s, vicino a 70°N a 1 hPa.
In sintesi, è stata utilizzata una vasta gamma di modelli per studiare l’influenza della QBO sulla stratosfera extratropicale. Finora, la maggior parte degli studi si è concentrata sull’emisfero nord da fine autunno a inizio primavera, poiché questo è il periodo in cui le osservazioni indicano la più forte influenza. Gli studi dei modelli pubblicati sono unanimi nel mostrare almeno una certa tendenza per la forza del vortice polare attraverso la stratosfera ad essere positivamente correlata con il vento zonale equatoriale vicino a 40 hPa. Questi risultati del modello confermano quindi la realtà dell’effetto Holton-Tan. Tutti gli studi sui modelli sono idealizzati in un modo o nell’altro, ma quello che è più completo (e quindi merita un confronto dettagliato con le osservazioni) è quello di Hamilton [1998b]. I risultati di questo studio sono generalmente in accordo ragionevole con le osservazioni disponibili, suggerendo che anche i GCM con una QBO imposta artificialmente, ma non simulata esplicitamente, possono avere una rappresentazione realistica delle interazioni modulate dalle onde tra la stratosfera a bassa e alta latitudine.
4.4. Interazione della QBO con Altri Segnali a Bassa Frequenza
Il segnale QBO extratropicale può essere identificato statisticamente in un lungo registro di dati, ma rappresenta solo una parte della grande variabilità interannuale della stratosfera invernale dell’emisfero nord. Altri segnali contribuiscono alla variabilità o interagiscono con il segnale QBO per produrre altre frequenze di variabilità nel registro dati osservato. Baldwin e Tung [1994] hanno dimostrato che la QBO modula il segnale del ciclo annuale extratropicale in modo tale che la firma della QBO nel momento angolare, invece di avere solo un singolo picco di frequenza spettrale a circa 28 mesi, include due picchi spettrali aggiuntivi alla frequenza annuale più o meno la frequenza QBO. Questi studi hanno dimostrato che lo “spettro QBO a tre picchi” [Tung e Yang, 1994a] può essere aspettato dall’effetto Holton-Tan che agisce per modulare il ciclo annuale.
Tung e Yang hanno considerato un’armonica con il periodo della QBO che agisce per modulare un segnale composto da una media annuale più un sinusoidale con un periodo annuale. Il segnale combinato della QBO negli extratropici insieme al ciclo annuale può essere rappresentato matematicamente da un’equazione (indicata nel testo in inglese) in cui V12 e VQBO denotano le frequenze annuale e QBO tropicale, rispettivamente. Con un periodo QBO di 30 mesi, gli ultimi due termini dell’equazione rappresentano variazioni con periodi di 20 e 8,6 mesi. Picchi spettrali di 30, 20 e 8,6 mesi sono stati trovati in ozono, momento angolare e flusso Eliassen-Palm.
Studi che utilizzano serie temporali di temperature stratosferiche [ad esempio, Salby et al., 1997] suggeriscono che la variabilità a bassa frequenza della stratosfera media e superiore include una modalità biennale con un periodo esattamente di 24 mesi. Un tale segnale puramente biennale non può essere il risultato di un forcing quasibiennale. Salby et al. e Baldwin e Dunkerton [1998a] hanno ipotizzato che una modalità biennale potrebbe propagarsi nella stratosfera dalla troposfera superiore. Non è chiaro perché una modalità biennale, che può essere trovata nella troposfera, verrebbe amplificata per diventare importante nella stratosfera polare.
Diversi ricercatori hanno considerato che gli effetti remoti dell’El Niño – Oscillazione Meridionale (ENSO) potrebbero influenzare la stratosfera extratropicale. Una tale influenza potrebbe mascherarsi come un segnale QBO, o quantomeno essere difficile da separare da un segnale QBO. Wallace e Chang [1982] non sono stati in grado di separare gli effetti di ENSO e della QBO sulla stratosfera tropicale in 21 inverni di geopotenziali NH a 30-hPa. Van Loon e Labitzke [1987] hanno anche riscontrato che le fasi della QBO e di ENSO tendevano a coincidere. Rimuovendo gli anni ENSO freddi e caldi (mantenendo solo gli anni con deboli anomalie ENSO), hanno mostrato risultati simili a quelli di Holton e Tan. Studi osservazionali successivi [ad es. Hamilton, 1993; Baldwin e O’Sullivan, 1995] e di modellazione [Hamilton, 1995] mostrano un quadro coerente in cui l’influenza di ENSO sulla struttura media zonale del vortice è in gran parte confinata alla troposfera. Nella stratosfera inferiore, ENSO sembra modulare le ampiezze delle onde stazionarie su larga scala.
La variabilità decennale, possibilmente correlata al ciclo solare di 11 anni, esiste chiaramente nei dati che sono iniziati negli anni ’50. Labitzke [1987] e Labitzke e van Loon [1988] hanno studiato la circolazione osservata della NH (emisfero nord) alla fine dell’inverno classificata sia dal livello di attività solare che dalla fase QBO. Hanno riscontrato una forte correlazione con il ciclo solare durante la fine dell’inverno. Naito e Hirota [1997] hanno confermato questa relazione e hanno scoperto che l’inizio dell’inverno è dominato da un robusto segnale QBO. La Figura 19 riassume i risultati solari-QBO come diagrammi di dispersione delle altezze medie geopotenziali a 30-hPa durante gennaio e febbraio sopra il Polo Nord rispetto al flusso radio solare a 10,7 cm (una proxy per il ciclo di 11 anni nell’attività solare). Il set di dati può essere raggruppato in quattro categorie in base alla fase QBO e al livello di attività solare. Negli anni con bassa attività solare, il vortice polare invernale tende ad essere disturbato e debole quando la QBO è in fase est, ma più profondo e indisturbato quando la QBO è in fase ovest. Negli anni con forte attività solare, tuttavia, le fasi occidentali della QBO sono associate a inverni disturbati, mentre le fasi orientali della QBO sono accompagnate da vortici polari profondi e indisturbati. Di conseguenza, la QBO agisce come previsto da Holton e Tan [1980] negli anni con bassa attività solare, ma sembra invertire il suo comportamento durante gli anni con alta attività solare. Solo due casi non si adattano a questo schema: 1989 e 1997.
È oggetto di dibattito attivo se la variabilità decennale sia causata o meno dal ciclo solare di 11 anni, ma ci sono prove crescenti attraverso la modellazione che il ciclo solare ha un’influenza significativa sui venti e sulle temperature nella stratosfera superiore. Nel corso del ciclo solare di 11 anni, la “costante” solare (cioè l’apporto di energia radiativa nell’atmosfera terrestre sommato su tutto lo spettro) varia di meno dello 0,1% [Willson et al., 1986]. La variabilità nell’UV responsabile del riscaldamento dell’ozono è inferiore all’1% [Rottman, 1999]. La variabilità sale all’8% solo a lunghezze d’onda inferiori a 200 nm, ma queste lunghezze d’onda potrebbero influenzare indirettamente la chimica dell’ozono attraverso una maggiore produzione di ossigeno dispari, che a sua volta potrebbe influenzare i tassi di riscaldamento atmosferico medio e la dinamica.
Seguendo studi di modellizzazione del ciclo solare precedenti [Haigh, 1994, 1996, 1999] e studi di modellizzazione del ciclo solare-QBO [Rind e Balachandran, 1995; Balachandran e Rind, 1995], Shindell et al. [1999] hanno utilizzato un GCM troposfera-stratosfera-mesosfera con ozono interattivo e valori realistici di forzatura UV per mostrare che i cambiamenti dell’ozono amplificano i cambiamenti dell’irradianza per influenzare il clima. I cambiamenti della circolazione introdotti nella stratosfera si sono diffusi verso il basso, raggiungendo anche la troposfera. Gli studi di modellazione hanno riscontrato una circolazione di Hadley più intensa durante le condizioni di massimo solare. Hanno concluso che il record osservato delle variazioni dell’altezza geopotenziale nella NH è, in parte, guidato dalla variabilità solare.
La figura 15 mostra che la modulazione QBO osservata del vento zonale nella stratosfera media dell’emisfero nord (NH) è essenzialmente terminata entro febbraio, e le osservazioni mostrano una variabilità decennale coerente con il ciclo solare durante gennaio e febbraio. Esiste la possibilità che la QBO domini l’inizio dell’inverno, mentre l’influenza solare (o l’interazione tra la QBO e il ciclo solare) si manifesti durante la fine dell’inverno [Dunkerton e Baldwin, 1992]. A causa dell’assorbimento intenso dell’ozono nell’ultravioletto che si verifica nella stratosfera superiore e nella mesosfera, un’influenza solare sulla struttura termica in queste regioni dell’atmosfera è plausibile. Questo, a sua volta, potrebbe influenzare la forza della “pompa extratropicale” guidata dall’onda planetaria [Holton et al., 1995]. Un meccanismo che coinvolge la propagazione verso il basso delle anomalie stratosferiche, attraverso la modifica della propagazione dell’onda planetaria dal basso, viene discusso nella sezione 6.2. Salby e Callaghan [2000] hanno mostrato che i venti di QBO da ovest al di sotto dei 30 hPa variano con il ciclo solare, così come fanno i venti da est al di sopra dei 30 hPa. È stato riscontrato che i cambiamenti nella durata dei venti da ovest o da est introducono una deriva sistematica nella fase QBO durante l’inverno boreale.
Sono state proposte varie ipotesi per spiegare la variabilità decennale stratosferica osservata senza fare riferimento al ciclo solare. Queste ipotesi si basano sulla QBO che interagisce con altri segnali. Teitelbaum e Bauer [1990] e Salby e Shea [1991] hanno sostenuto che la variabilità di 11 anni in inverno è un sottoprodotto della procedura di analisi che coinvolge la stratificazione dei dati in anni rispetto alla QBO. Gray e Dunkerton [1990] hanno mostrato la possibilità di un ciclo di 11 anni derivante dall’interazione della QBO con il ciclo annuale. Salby et al. [1997] e Baldwin e Dunkerton [1998a] hanno suggerito che una modulazione della QBO tropicale da parte di un segnale extratropicale biennale (che esiste ma non è ancora stato spiegato) risulterebbe in un periodo di 11 anni. Questo fornirebbe una spiegazione della variabilità di 11 anni senza fare riferimento al ciclo solare, anche se la relazione osservata in fase con il ciclo solare rimane inspiegata.
La variabilità biennale e decennale osservata, e l’incertezza della sua origine, non oscura l’influenza diretta della QBO sulla stratosfera extratropicale. Il dibattito si concentra sui segnali solari e biennali e su se la variabilità decennale osservata possa sorgere in assenza di influenza solare.
Figura 19. Grafici di dispersione delle altezze geopotenziali medie a 30 hPa al Polo Nord nei mesi di gennaio e febbraio tra il 1958 e il 1998 per anni con (a) QBO tropicale orientale e (b) QBO tropicale occidentale (secondo van Loon e Labitzke [1994], aggiornato). Gli anni in cui si sono verificati riscaldamenti importanti a metà inverno o finali in gennaio o febbraio sono indicati con triangoli. Le correlazioni lineari sono indicate nell’angolo in basso a sinistra e a destra di ogni grafico, e l’adattamento lineare attraverso ciascuno dei set di dati è indicato dalle linee tratteggiate. Due valori anomali (1989 e 1997) non sono stati utilizzati nei calcoli statistici.
