Esistono prove significative riguardo l’influenza della QBO sui costituenti chimici nell’atmosfera, in particolare l’ozono. Le prime evidenze sono emerse da osservazioni al suolo di ozono presso due stazioni subtropicali, riportate da Funk e Garnham nel 1962. Ramanathan nel 1963 ha poi dimostrato che queste osservazioni erano associate all’oscillazione dei venti stratosferici.
Angell e Korshover nel 1964 hanno analizzato i dati storici sull’ozono e hanno evidenziato la presenza di un segnale QBO nei dati di Shanghai (31.8°N) negli anni ’30. Le informazioni successive riguardo la struttura temporale, latitudinale e verticale dell’ozono QBO provengono principalmente da osservazioni satellitari, grazie alla loro copertura globale e al campionamento temporale e spaziale più accurato.
Nonostante nessun satellite sia stato operativo per l’intero periodo, il modello su larga scala e l’evoluzione dell’ozono QBO, compresa la sua struttura in altezza, sono stati ben caratterizzati nel corso del tempo, spesso con misurazioni sovrapposte da due o più strumenti. In sintesi, questo passaggio sottolinea l’importanza delle osservazioni satellitari e storiche per comprendere l’impatto della QBO sui costituenti chimici atmosferici, come l’ozono.
La prima simulazione della QBO dell’ozono fu effettuata da Reed nel 1964, utilizzando un modello linearizzato semplificato. Tuttavia, fu solo nel 1986 che la QBO fu studiata in un modello fotochimico completo. Ling e London nel 1986 inserirono la variazione della QBO del vento zonale in un modello unidimensionale (1-D) radiativo-dinamico-fotochimico della stratosfera. Questo fu seguito da una simulazione bidimensionale (2-D) di Gray e Pyle nel 1989, che includeva la struttura latitudinale e l’interazione con il ciclo annuale, e successivamente da simulazioni tridimensionali (3-D) di Hess e O’Sullivan nel 1995, che comprendevano una migliore rappresentazione del trasporto guidato dalle onde.
Studi successivi che utilizzano sia modelli 2-D che 3-D hanno aumentato la nostra comprensione dei meccanismi della QBO dell’ozono, e questi sono descritti in modo più dettagliato nelle sezioni seguenti.
Nella loro simulazione 2-D della QBO, Gray e Chipperfield nel 1990 notarono anche QBO in molti degli altri gas traccianti presenti nel modello, alcuni dei quali erano sostanziali. Alcune di queste previsioni del modello sono state confermate dall’analisi successiva delle misurazioni di NO2 del Stratospheric Aerosol and Gas Experiment (SAGE) II di Zawodny e McCormick nel 1991 e, più di recente, dalle misurazioni di CH4, H2O, HF, HCl e NO dall’Halogen Occultation Experiment (HALOE) di Luo et al. nel 1997, Ruth et al. nel 1997, Randel et al. nel 1998 e Dunkerton nel 2001. Inoltre, è ben documentata una modulazione QBO degli aerosol vulcanici nella bassa stratosfera, come riportato da Trepte e Hitchman nel 1992, Hitchman et al. nel 1994, Grant et al. nel 1996 e Choi et al. nel 1998.
L’anomalia equatoriale dell’ozono
L’anomalia equatoriale dell’ozono si riferisce a una particolare caratteristica della distribuzione verticale dell’ozono nella stratosfera equatoriale. In quest’area, si osserva una concentrazione più bassa di ozono rispetto alle regioni circostanti, sia a nord che a sud dell’equatore. Questa caratteristica è particolarmente evidente tra 20 e 25 km di altitudine nella stratosfera.
L’anomalia equatoriale dell’ozono è influenzata da vari fattori, tra cui la circolazione atmosferica e i processi di produzione e distruzione dell’ozono. Nella stratosfera equatoriale, la circolazione atmosferica segue un modello chiamato “cella di Brewer-Dobson”, che comporta il sollevamento dell’aria equatoriale e la sua discesa nelle regioni di latitudine più elevata. Questo movimento verticale dell’aria porta a una minore concentrazione di ozono all’equatore rispetto alle regioni circostanti.
Inoltre, la produzione e la distruzione dell’ozono sono influenzate dalla radiazione solare, che varia in intensità e spettro al variare della latitudine. Poiché la radiazione solare è più intensa all’equatore, i processi di produzione e distruzione dell’ozono sono più efficienti, il che contribuisce all’anomalia equatoriale dell’ozono.
Infine, l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) può influenzare l’anomalia equatoriale dell’ozono. La QBO è un’oscillazione periodica dei venti stratosferici equatoriali che alterna venti est e ovest ogni 28 mesi circa. Questo fenomeno atmosferico può influenzare la distribuzione dell’ozono, la circolazione atmosferica e la composizione chimica dell’atmosfera, modificando quindi l’anomalia equatoriale dell’ozono.
Il stretto legame tra le variazioni dell’ozono nella colonna equatoriale e la QBO del vento zonale è illustrato nella Figura 20a, che mostra una serie temporale di anomalie di ozono equatoriale rilevate dai dati del Solar Backscattered Ultraviolet (SBUV) e SBUV/2, insieme a una serie temporale di venti QBO di riferimento. Il segnale varia tra ±10 Dobson Unit (DU), circa il 6-4% del valore totale di fondo della colonna. La serie temporale dei venti QBO di riferimento è stata calcolata moltiplicando il profilo dei venti stratosferici equatoriali osservati per il profilo di ponderazione mostrato nella Figura 20b. Quest’ultimo profilo è stato derivato empiricamente per ottimizzare l’adattamento all’ozono nella colonna, trascurando i periodi vulcanici. Si noti l’eccellente corrispondenza tra l’anomalia di ozono osservata e la serie di venti di riferimento.
Anomalie positive sono presenti quando i venti zonali nella bassa stratosfera sono da ovest (westerly), mentre le anomalie negative corrispondono a venti da est (easterly). Le correlazioni più forti con l’ozono nella colonna si ottengono con il profilo di ponderazione orientato verso i venti intorno ai 20-30 hPa, piuttosto che con il vento di riferimento a 40-50 hPa normalmente utilizzato nelle correlazioni con il vento zonale extratropicale (Dunkerton e Baldwin, 1991).
In sintesi, questa analisi evidenzia la stretta relazione tra le variazioni dell’ozono nella colonna equatoriale e la QBO del vento zonale, sottolineando l’importanza di considerare la QBO per comprendere e prevedere le variazioni dell’ozono nell’atmosfera terrestre.
Il periodo variabile della QBO dell’ozono equatoriale è chiaramente evidente nella Figura 21, che mostra una sezione latitudine-tempo dell’anomalia dell’ozono nella colonna. Si noti che il segnale QBO equatoriale non è sincronizzato con il ciclo annuale, poiché non vi è una stagione preferita apparente in cui le anomalie cambiano segno o raggiungono la loro ampiezza massima.
Un meccanismo per spiegare l’anomalia della QBO dell’ozono nella colonna equatoriale è stato suggerito per la prima volta da Reed nel 1964. La tempistica del massimo cisalamento verticale del vento da ovest a un particolare livello corrisponde alla fase più calda della QBO della temperatura sull’equatore. Questa fase è quindi il momento del massimo raffreddamento diabatico, che indurrà un relativo affondamento delle particelle d’aria attraverso le superfici isentropiche. Questo moto verticale si verifica in una regione dell’atmosfera in cui il rapporto di miscelazione dell’ozono aumenta con l’altezza e in cui la durata dell’ozono sta cambiando rapidamente. Al di sotto di circa 28 km, la durata chimica è relativamente lunga rispetto ai processi dinamici e l’ozono può essere considerato un tracciante a lunga durata. Questa analisi mostra come la QBO dell’ozono equatoriale sia un fenomeno distinto che non è sincronizzato con il ciclo annuale e sottolinea l’importanza di comprendere i meccanismi che guidano queste variazioni per una migliore comprensione dell’atmosfera terrestre e delle sue dinamiche.
Al di sopra dei 28 km, la durata chimica dell’ozono si accorcia notevolmente. Il relativo affondamento dell’aria attraverso questa regione produce un aumento dell’ozono totale nella colonna, poiché ai livelli sopra i 28 km l’ozono viene sostituito dalla produzione chimica su tempi relativamente brevi. Pertanto, il massimo dell’ozono nella colonna si verifica quando la colonna è stata spostata maggiormente verso il basso nella bassa stratosfera. Ciò avverrà dopo la discesa del cisalamento del vento da ovest nella stratosfera inferiore, cioè intorno al momento del massimo dei venti da ovest a 20-30 hPa (Figura 21). Il contrario è vero per una situazione di cisalamento del vento da est. La continuità di massa richiede anche che ci sia un braccio di ritorno a questa circolazione nelle regioni subtropicali, con sollevamento associato al cisalamento equatoriale da ovest e affondamento associato al cisalamento equatoriale da est.
In sintesi, l’aumento dell’ozono nella colonna si verifica quando l’aria nella bassa stratosfera viene spostata verso il basso a causa dei venti da ovest e del cisalamento verticale del vento. Al contrario, l’ozono nella colonna diminuisce quando l’aria nella bassa stratosfera viene spostata verso l’alto a causa dei venti da est e del cisalamento verticale del vento. Questo processo è anche legato alla circolazione atmosferica nelle regioni subtropicali, che coinvolge movimenti verticali di massa d’aria associati al cisalamento equatoriale dei venti.
La Figura 20 mostra: (a) Una serie temporale dell’anomalia dell’ozono equatoriale in unità Dobson (DU, linea continua) ottenuta dai dati del Solar Backscattered Ultraviolet (SBUV) e SBUV/2, insieme a una serie temporale di venti QBO di riferimento (curva tratteggiata) compilata moltiplicando i venti osservati a Singapore per il profilo di ponderazione mostrato nella Figura 20b. La figura è tratta da Randel e Wu [1996], con il permesso della American Meteorological Society. Questa figura illustra la stretta correlazione tra l’anomalia dell’ozono equatoriale e la serie temporale dei venti QBO di riferimento. Le anomalie positive dell’ozono nella colonna si verificano quando i venti zonali nella bassa stratosfera sono da ovest (westerly), mentre le anomalie negative corrispondono a venti da est (easterly). La serie temporale dei venti QBO di riferimento viene calcolata utilizzando il profilo di ponderazione (mostrato in Figura 20b) che tiene conto delle variazioni del vento osservate a Singapore. La Figura 20 mette in evidenza l’importanza di considerare la QBO per comprendere le variazioni dell’ozono nella colonna equatoriale e sottolinea il legame tra i processi dinamici atmosferici e la composizione chimica dell’atmosfera.
Il testo descrive l’analisi dei dati relativi all’anomalia dell’ozono nella colonna atmosferica e il suo collegamento con l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). La QBO è un fenomeno atmosferico che causa variazioni periodiche dei venti equatoriali nella stratosfera, influenzando la distribuzione dell’ozono nella colonna atmosferica.
Lo studio si riferisce all’analisi basata sui dati del SAGE II (Stratospheric Aerosol and Gas Experiment II), che mostra un’alternanza di anomalie positive e negative dell’ozono associate alla QBO e che si propagano verso il basso nel tempo. Viene evidenziato che ci sono due regioni di massima perturbazione dell’ozono: la stratosfera inferiore (20-27 km) e la stratosfera media (30-37 km). Le anomalie a questi due livelli sono sfasate di circa un quarto di ciclo.
Inoltre, il testo afferma che la colonna dell’ozono equatoriale influenzata dalla QBO è simulata in modo abbastanza accurato dai modelli atmosferici, soprattutto quando si utilizzano venti osservati per imporre un realistico periodo di QBO e quando si tiene conto dell’effetto dell’anomalia dell’ozono sui tassi di riscaldamento atmosferico.
In sintesi, il passaggio spiega che l’Oscillazione Quasi-Biennale ha un ruolo significativo nella variabilità dell’ozono nella colonna atmosferica, ma ci sono anche altri fattori importanti che contribuiscono all’anomalia della colonna di ozono. I modelli atmosferici riescono a simulare abbastanza bene questo fenomeno, in particolare quando si considerano le condizioni specificate nel testo.
L’anomalia dell’ozono relativa all’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) al di sopra dei 28 km è controllata da cambiamenti nelle fonti fotochimiche e nei pozzi di ozono. Questi cambiamenti avvengono principalmente attraverso variazioni nel trasporto di NOy (il serbatoio totale di azoto reattivo) indotte dalla QBO.
Riferimenti bibliografici citati nel testo, come Chipperfield e Gray (1992), Chipperfield et al. (1994), Politowicz e Hitchman (1997) e Jones et al. (1998), hanno dimostrato l’importanza di queste variazioni nel trasporto di NOy nel controllo dell’anomalia dell’ozono nella regione sopra i 28 km.
In sintesi, l’estratto suggerisce che l’anomalia dell’ozono QBO nella stratosfera superiore è influenzata dai cambiamenti nelle fonti e nei pozzi di ozono, principalmente a causa delle variazioni nel trasporto di NOy causate dalla QBO.
La Figura 21 mostra sezioni latitudine-tempo delle anomalie dell’ozono nella colonna atmosferica, utilizzando dati combinati da SBUV (Solar Backscatter Ultraviolet) e SBUV/2. Il pannello (a) mostra le anomalie complete, che sono state destagionalizzate e detrendizzate nel periodo 1979-1994, mentre il pannello (b) mostra il componente QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) ottenuto mediante un’analisi di regressione che varia stagionalmente.
I dati in entrambi i pannelli sono stati moltiplicati per il coseno della latitudine per tener conto della ponderazione dell’area. L’intervallo di contorno è di 3 Unità Dobson (DU), con contorni a 0 omessi e valori positivi ombreggiati. La trama diagonale indica dati non affidabili. Le linee verticali indicano il mese di gennaio di ogni anno. La figura è stata ripresa da Randel e Wu [1996] con il permesso dell’American Meteorological Society.
Questa figura illustra visivamente le anomalie dell’ozono nella colonna atmosferica e come esse siano collegate all’Oscillazione Quasi-Biennale. Le anomalie complete e il componente QBO forniscono informazioni utili sulla variabilità dell’ozono e sulle sue relazioni con i fenomeni atmosferici come la QBO.
Ozono: latitudini subtropicali e superiori
L’ozono svolge un ruolo cruciale nella chimica atmosferica e nel clima, agendo come filtro per la radiazione ultravioletta (UV) solare e influenzando il bilancio energetico della Terra.
Nelle regioni subtropicali e alle latitudini più alte, la distribuzione e la variabilità dell’ozono sono influenzate da vari fattori, tra cui:
- Radiazione solare: la quantità di radiazione solare che raggiunge l’atmosfera terrestre varia a seconda della latitudine. Poiché la formazione e la distruzione dell’ozono sono processi fotochimici dipendenti dalla radiazione solare, la distribuzione dell’ozono varia con la latitudine.
- Circolazione atmosferica: la circolazione dell’aria nella troposfera e nella stratosfera influisce sulla distribuzione dell’ozono. I venti prevalenti, come i venti dell’ovest nelle latitudini medie e i venti dell’est nelle regioni polari, contribuiscono alla formazione delle cosiddette “fasce di ozono” che si estendono attraverso le latitudini.
- Processi dinamici: la formazione e la distruzione dell’ozono sono influenzate anche da processi dinamici come il vortice polare, i sistemi di alta e bassa pressione, e la convezione.
- Inquinamento: le attività umane, come l’emissione di composti chimici, possono influenzare la concentrazione di ozono alle latitudini subtropicali e superiori. Ad esempio, i clorofluorocarburi (CFC) rilasciati nell’atmosfera hanno portato al progressivo assottigliamento dello strato di ozono, in particolare alle alte latitudini.
Studiare l’ozono nelle regioni subtropicali e alle latitudini più elevate è fondamentale per comprendere il suo ruolo nella protezione della vita sulla Terra dalla radiazione solare dannosa e nel regolare il clima globale.
La Figura 21 mostra chiaramente un segnale di Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) nelle regioni subtropicali che si estende fino alle latitudini medie e alte. C’è un cambiamento di fase di 180 gradi intorno ai 15 gradi di latitudine in ciascun emisfero, con l’anomalia di latitudine più alta che si estende fino a almeno 60 gradi di latitudine nord, ma con il massimo intorno ai 30-40 gradi di latitudine. In generale, ciò concorda con la presenza di un ramo di ritorno della circolazione locale dell’equatore QBO descritta in precedenza, con salita (discesa) nelle regioni subtropicali associate a taglio equatoriale con venti da ovest (est).
Tuttavia, ci sono due deviazioni significative rispetto alla firma prevista da questa semplice spiegazione. In primo luogo, la circolazione teorica dell’equatore QBO è confinata alle basse latitudini e non può spiegare il segnale dell’ozono QBO al di fuori di circa 30 gradi di latitudine. In secondo luogo, la tempistica delle anomalie subtropicali è tale che non sono simmetriche rispetto all’equatore.
In sintesi, la Figura 21 mostra un segnale QBO nelle regioni subtropicali che si estende fino alle latitudini medie e alte, con alcune caratteristiche interessanti che non corrispondono completamente alle previsioni teoriche. Questo sottolinea la complessità dei processi atmosferici coinvolti nella distribuzione dell’ozono e nella sua variabilità a diverse latitudini.
L’anomalia massima e minima delle latitudini subtropicali e superiori nei due emisferi sono distanziate di circa 6 mesi e coincidono con l’inverno tardivo/primavera locale. Questa tempistica è confermata nella Figura 23, in cui viene mostrato un adattamento di regressione delle quantità di ozono nella colonna del Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) ai venti di Singapore a 30 hPa [Randel e Cobb, 1994]. In media, le anomalie di regressione subtropicale raggiungono il loro massimo a marzo e agosto nell’emisfero nord (NH) e nell’emisfero sud (SH), rispettivamente. Tuttavia, si noti dalla Figura 21b che occasionalmente c’è un’anomalia subtropicale “mancante”, ad esempio nel 1981, 1986 e 1991 nell’NH e nel 1993 nello SH.
Pertanto, c’è un cambiamento nel periodo dell’ozono nella colonna QBO man mano che ci si sposta verso latitudini più alte [Hilsenrath e Schlesinger, 1981], con una relazione di fase tra le anomalie equatoriali e subtropicali che cambia costantemente e risulta più complicata di quanto non implicherebbe una circolazione QBO simmetrica.
In sintesi, il segnale QBO nell’ozono atmosferico nelle latitudini subtropicali e superiori mostra una relazione temporale complessa con la circolazione QBO equatoriale. Le anomalie massime e minime nelle due regioni coincidono con l’inverno tardivo/primavera locale, ma ci sono differenze temporali tra i due emisferi e anomalie “mancanti” che indicano una relazione di fase in continua evoluzione.
La tempistica delle anomalie subtropicali e di alta latitudine alla fine dell’inverno/primavera suggerisce una modulazione dell’ozono QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) da parte del ciclo annuale [Bowman, 1989; Hamilton, 1989; Lait et al., 1989]. I meccanismi proposti inizialmente per la sincronizzazione stagionale delle anomalie subtropicali si concentravano su una modulazione delle anomalie dell’ozono a basse latitudini una volta che fossero state prodotte dalla classica circolazione QBO simmetrica. Ad esempio, Holton [1989] propose che il trasporto dell’anomalia equatoriale dalla circolazione invernale verso i poli potesse spiegare la stagionalità, mentre Gray e Dunkerton [1990] suggerirono che l’affondamento durante l’inverno avrebbe preservato l’anomalia dell’ozono subtropicale mentre l’ascesa estiva l’avrebbe distrutta. D’altra parte, Hamilton [1989] propose la possibilità di una modulazione del trasporto di ozono variabile stagionalmente nelle subtropiche.
Tuttavia, Jones et al. [1998] e Kinnersley [1999] hanno dimostrato che esiste una modulazione significativa della circolazione meridionale media indotta dalla QBO stessa. In altre parole, la QBO influenza non solo la distribuzione dell’ozono nelle regioni equatoriali, ma anche i meccanismi di trasporto e circolazione atmosferica che determinano la distribuzione dell’ozono nelle regioni subtropicali e di alta latitudine. Questa interazione tra QBO e circolazione atmosferica stagionale porta a una complessa relazione temporale tra anomalie equatoriali e subtropicali, come osservato nelle varie ricerche citate.
La Figura 22 mostra una serie temporale di anomalie interannuali nella densità di ozono (DU km^-1) ottenute utilizzando un’analisi di regressione per isolare la variazione QBO (Oscillazione Quasi-Biennale). Gli intervalli dei contorni sono 0.3 DU km^-1, con contorni 0 omessi e valori positivi ombreggiati. Questa figura è stata ripresa da Randel e Wu [1996] con il permesso della American Meteorological Society.
Questa figura fornisce un’illustrazione visiva delle anomalie nella densità dell’ozono in relazione all’altezza e al tempo, evidenziando come la variabilità dell’ozono sia dominata dalla QBO all’equatore. Le anomalie positive e negative si alternano e si propagano verso il basso nel tempo. Le aree ombreggiate nella figura rappresentano valori positivi delle anomalie, mentre le aree non ombreggiate mostrano valori negativi delle anomalie. La figura aiuta a comprendere come la QBO influenzi la densità dell’ozono nell’atmosfera e come questa variabilità sia presente a diverse altitudini.
Questa dipendenza stagionale della circolazione si verifica principalmente a causa dell’avvezione orizzontale non lineare del momento zonale nei tropici e nelle subtropiche da parte della circolazione meridionale media, che è fortemente asimmetrica durante i periodi solstiziali. Ciò comporta una circolazione QBO fortemente asimmetrica in cui la circolazione dell’emisfero invernale è sostanzialmente rafforzata e la circolazione dell’emisfero estivo è indebolita (Plate 3). Pertanto, la classica circolazione QBO simmetrica, descritta per la prima volta da Plumb e Bell [1982a] e mostrata nella Figura 13, potrebbe non essere presente se non, forse, nella bassa stratosfera, dove si ritiene che l’avvezione orizzontale della circolazione media asimmetrica sia debole e agli equinozi, quando la circolazione media è più debole. L’asimmetria nelle anomalie dell’ozono subtropicale sorge quindi principalmente attraverso la sua formazione da una circolazione QBO asimmetrica piuttosto che dalla successiva interruzione di un modello simmetrico di ozono.
In sostanza, la dipendenza stagionale della circolazione atmosferica e la presenza di una circolazione QBO asimmetrica influenzano direttamente la formazione delle anomalie dell’ozono subtropicale. Questo dimostra che il modello simmetrico classico di circolazione QBO potrebbe non essere sempre presente e che l’asimmetria nelle anomalie dell’ozono subtropicale è principalmente dovuta all’influenza di una circolazione QBO asimmetrica.
Le anomalie subtropicali e medio-latitude mancanti nel 1981, 1986 e 1991 nell’emisfero settentrionale (NH) e nel 1993 nell’emisfero meridionale (SH) (Figura 21b) si pensa che siano dovute alla tempistica della QBO equatoriale rispetto al ciclo annuale. La formazione di un’importante anomalia subtropicale invernale richiede non solo un forte gradiente di vento verticale all’equatore, in modo che sia indotta una forte circolazione QBO, ma anche la presenza di una forte avvezione orizzontale di sfondo che rafforzerà il lato invernale della circolazione QBO indotta, come descritto sopra. Queste condizioni devono durare per un mese o due per consentire alla distribuzione dell’ozono di rispondere alla circolazione indotta. Se uno di questi requisiti non è presente per un tempo sufficiente, è improbabile che si formi un’importante anomalia subtropicale in quell’anno.
In sostanza, la presenza o l’assenza di anomalie subtropicali significative può essere influenzata dalla tempistica della QBO equatoriale rispetto al ciclo annuale e dalle condizioni atmosferiche specifiche che permettono la formazione di queste anomalie. Se queste condizioni non sono presenti per un tempo sufficiente, è meno probabile che si verifichino anomalie subtropicali significative.
In modo simile, se la tempistica e la durata della QBO del vento equatoriale è tale che persiste nella stessa fase per due inverni successivi in entrambi gli emisferi, allora si verificheranno due anomalie dello stesso segno in inverni successivi nelle regioni subtropicali di quell’emisfero. Questo è evidente nell’emisfero meridionale (SH) nel 1983-1984 e nel 1988-1989. Questo fenomeno può essere considerato come un’interazione non lineare tra il ciclo annuale e la QBO [Gray e Dunkerton, 1990], che produce una modulazione a bassa frequenza dell’ampiezza dell’anomalia di ozono subtropicale e medio-latitudinale su una scala temporale di circa 5-13 anni.
Nel periodo di dati utilizzati nella Figura 23, ciò provoca una coincidenza tra l’anomalia di regressione dell’emisfero meridionale che è più grande in media rispetto all’anomalia dell’emisfero settentrionale (NH). Su un arco di tempo più lungo, si presume che entrambe le anomalie sarebbero di dimensioni simili. Quindi, il fenomeno può essere visto come un’interazione non lineare tra il ciclo annuale e la QBO, che porta a una modulazione a bassa frequenza delle anomalie di ozono nelle regioni subtropicali e medio-latitudini.
La Figura 23 mostra una sezione latitudine-tempo dell’adattamento alla regressione associato alla QBO dell’ozono medio zonale totale (TOMS) in colonna (DU) rispetto ai venti di Singapore a 30 hPa per il periodo 1979-1994. L’ombreggiatura indica le regioni in cui gli adattamenti statistici non sono diversi da zero al livello 2s. Le regioni tratteggiate indicano la notte polare, dove non sono disponibili dati sull’ozono. Questa figura è un aggiornamento da Randel e Cobb [1994].
Questa figura illustra come l’ozono in colonna sia influenzato dalla QBO e dai venti di Singapore a 30 hPa. L’analisi della regressione rivela le variazioni dell’ozono in colonna associate alla QBO in diverse latitudini e periodi. Le aree ombreggiate mostrano dove l’adattamento alla regressione non è statisticamente diverso da zero, indicando che la relazione tra l’ozono e i venti di Singapore non è significativa in quelle aree.
La Figura 24 mostra una tipica sezione latitudine-altezza del QBO modellizzato nell’ozono dal modello di Jones et al. [1998] per il solstizio d’inverno nell’emisfero nord con un massimo del vento QBO verso est a circa 26 km nei tropici. Sia nei tropici che nelle subtropiche, il QBO dell’ozono consiste in due massimi centrati nella stratosfera inferiore e media, con le anomalie tropicali e subtropicali approssimativamente in fase opposta di 180 gradi, in accordo con le osservazioni. Anche in accordo con le osservazioni, le anomalie modellizzate sono ampie nell’emisfero invernale e piccole nell’emisfero estivo sia nelle regioni controllate fotochimicamente che dinamicamente. Ciò è dovuto all’asimmetria nella circolazione indotta dal QBO, come illustrato dalla funzione di flusso di massa corrispondente mostrata anche nella Figura 24. L’anomalia dell’ozono asimmetrica sorge direttamente attraverso l’avvezione dell’ozono ai livelli inferiori e indirettamente attraverso l’avvezione di NOy ai livelli superiori.
La Figura 24 mostra l’anomalia del QBO nell’ozono (DU km^-1) a gennaio dal modello 2-D di Jones et al. [1998] insieme alla corrispondente funzione di flusso di massa. Gli intervalli dei contorni sono 0,2 DU km^-1, con i contorni 0 omessi. I valori delle anomalie dell’ozono positivi (negativi) hanno un’ombreggiatura più chiara (più scura). I contorni solidi indicano una funzione di flusso di massa positiva.
Il modello di Jones et al. [1998] non includeva influenze extra-tropicali come la modulazione del QBO sulla rottura delle onde planetarie. Sebbene produca una buona simulazione nei tropici e nelle subtropiche, le anomalie dell’ozono modellate non si estendono tanto verso i poli come suggerito dalle osservazioni. Le anomalie di livello superiore dedotte dalle osservazioni massimizzano tra 10° e 40°, mentre quelle nella stratosfera inferiore si estendono almeno fino a 60° [Randel e Wu, 1996]. Il meccanismo per l’estensione polare dell’anomalia dell’ozono controllata dinamicamente non è ben compreso, sebbene probabilmente coinvolga un’interazione tra le onde planetarie e il QBO equatoriale.
La modulazione della forzatura delle onde planetarie da parte del QBO del vento equatoriale provoca una circolazione media su larga scala più forte negli anni in fase di levante. Un’affondamento più forte nelle medie latitudini invernali produrrà un’anomalia dell’ozono a colonna relativamente maggiore negli anni di levante rispetto agli anni di ponente, come osservato [Tung e Yang, 1994b]. D’altra parte, l’estensione delle anomalie dell’ozono alle latitudini medie e alte nei modelli di Gray e Pyle [1989] e Kinnersley e Tung [1998] è il risultato dei trasporti di eddy variabili stagionalmente nei loro modelli, che trasferiscono le anomalie subtropicali alle latitudini più alte.
La Figura 25 mostra la correlazione tra l’anomalia dell’ozono simulata da Kinnersley e Tung [1998] e l’anomalia osservata tra il 1978 e il 1993. Il testo si riferisce alle medie latitudini, dove diversi fattori e processi di retroazione (feedback) contribuiscono all’anomalia finale dell’ozono.
Il QBO (Quasi-Biennial Oscillation) è un fenomeno atmosferico che comporta oscillazioni regolari dei venti stratosferici equatoriali, con un periodo di circa due anni. In questo contesto, l’autore suggerisce che il QBO potrebbe essere responsabile di una parte maggiore dell’anomalia osservata dell’ozono rispetto a quanto indicherebbe una semplice correlazione con il QBO del vento.
In altre parole, il testo afferma che l’impatto del QBO sull’anomalia dell’ozono potrebbe essere più complesso e significativo di quanto suggerito da una semplice correlazione con il QBO del vento. Questo implica che il QBO potrebbe avere un’influenza maggiore sull’anomalia dell’ozono di quanto precedentemente ritenuto.
Oltre ai segnali del QBO nelle regioni tropicali e a medie latitudini, l’analisi dei dati TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) e di altri record a lungo termine suggerisce un’ulteriore regione di influenza del QBO nelle regioni polari invernali [Oltmans e London, 1982; Garcia e Solomon, 1987; Bowman, 1989; Lait et al., 1989; Randel e Cobb, 1994]. Il QBO dell’ozono polare è approssimativamente in fase con le medie latitudini ed è sincronizzato stagionalmente allo stesso modo, con ampiezza massima in primavera.
Le prove osservative per il QBO dell’ozono polare sono statisticamente meno significative rispetto a quelle delle regioni tropicali o a medie latitudini, in parte a causa del livello elevato di variabilità interannuale nel vortice primaverile associato alla forzatura delle onde planetarie provenienti dalla troposfera [Kinnersley e Tung, 1998]. Vi è una suggestione di un circuito di retroazione tra la modulazione della temperatura extratropicale da parte del QBO, la formazione delle nuvole stratosferiche polari e quindi la distruzione chimica sottostante che dà origine al buco dell’ozono [Poole et al., 1989; Mancini et al., 1991; Butchart e Austin, 1996].
La Figura 25 mostra la correlazione tra i valori medi mensili dell’ozono da dati TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) detrendizzati e la colonna di ozono dal modello di Kinnersley e Tung [1998], forzato dal vento osservato a Singapore, che copre il periodo da novembre 1978 ad aprile 1993 (l’intervallo dei contorni è di 0,1). La figura è riprodotta con il permesso della American Meteorological Society.
In questo contesto, “detrendizzati” significa che sono stati rimossi gli effetti di eventuali tendenze a lungo termine nei dati TOMS, permettendo di concentrarsi sulle variazioni a breve termine e sui pattern temporali dell’ozono. La correlazione tra i dati TOMS e il modello di Kinnersley e Tung serve per confrontare le previsioni del modello con le osservazioni reali e valutare l’accuratezza del modello nel riprodurre le variazioni spaziali e temporali della colonna di ozono.
La Figura 26 mostra sezioni trasversali di latitudine-altitudine dell’estinzione del rapporto degli aerosol osservato per due periodi di 40 giorni rappresentativi delle due fasi del QBO (Quasi-Biennial Oscillation).
(a) Fase di taglio (shear) dei venti occidentali centrata sull’11 novembre 1984 (l’intervallo dei contorni è di 2,5). (b) Fase di taglio (shear) dei venti orientali centrata sul 4 ottobre 1988 (l’intervallo dei contorni è di 0,5).
Questa figura è tratta da Trepte e Hitchman [1992] e riprodotta con il permesso di Nature.
Le sezioni trasversali di latitudine-altitudine mostrano come l’estinzione del rapporto degli aerosol varia con la latitudine e l’altitudine durante le due fasi del QBO. L’estinzione del rapporto degli aerosol è una misura della presenza e della dispersione degli aerosol nell’atmosfera. La Figura 26 mette in evidenza le differenze nelle distribuzioni degli aerosol tra le due fasi del QBO e contribuisce alla comprensione delle dinamiche atmosferiche associate al fenomeno del QBO.
Anomalie osservate in altre specie chimiche presenti in tracce (cioè, in concentrazioni molto basse) nell’atmosfera, che sono associate alle oscillazioni del QBO (Quasi-Biennial Oscillation)
Il QBO è un fenomeno atmosferico che comporta oscillazioni regolari dei venti stratosferici equatoriali, con un periodo di circa due anni. Queste oscillazioni possono influenzare non solo la distribuzione e la concentrazione dell’ozono, ma anche quella di altre specie chimiche presenti in tracce nell’atmosfera. Studiare le anomalie del QBO in altre specie chimiche può aiutare a comprendere meglio l’impatto del QBO sulla composizione chimica dell’atmosfera e le interazioni tra le diverse specie chimiche e i processi atmosferici.
Il QBO influisce su molti altri gas presenti in tracce nell’atmosfera, tra cui metano, vapor d’acqua, aerosol vulcanici e specie a vita più breve come NO2 e N2O5. Le distribuzioni di aerosol vulcanici dopo grandi eruzioni a latitudini equatoriali illustrano i diversi schemi di circolazione associati alle due fasi del QBO, come mostrato nella Figura 26 di Trepte e Hitchman [1992].
Durante una fase discendente con venti occidentali (Figura 26a), la distribuzione degli aerosol presenta un caratteristico “doppio picco” con massimi relativi nelle regioni subtropicali e un minimo all’equatore nella regione tra 20-50 hPa. La fase discendente con venti orientali (Figura 26b) presenta un singolo picco equatoriale. Le frecce grasse indicano il senso approssimativo delle circolazioni indotte dal QBO.
La quasi simmetria del doppio picco nella distribuzione degli aerosol, in contrasto con l’asimmetria emisferica discussa nella sezione precedente, è probabilmente una conseguenza del fatto che queste osservazioni sono state ottenute vicino all’equinozio, quando il flusso attraverso l’equatore è debole. Inoltre, potrebbe essere dovuto al fatto che lo strato di aerosol si trova nella stratosfera equatoriale inferiore, dove l’influenza della circolazione media asimmetrica è relativamente piccola.
La Figura 27 mostra le anomalie interannuali di H2O (vapore acqueo) all’equatore, dalle osservazioni HALOE (Halogen Occultation Experiment) [Randel et al., 1998]. L’anomalia del QBO in H2O sale lentamente nel tempo, approssimativamente alla velocità della risalita media di sfondo, a differenza della lenta discesa dell’anomalia dell’ozono.
Al di fuori della stratosfera equatoriale inferiore e media, le variazioni dell’anomalia di H2O imitano quelle osservate nel CH4 (metano), ma con segno opposto. Nella stratosfera superiore (35-45 km), queste anomalie sono approssimativamente in fase con i venti del QBO vicino ai 30 km. Le variazioni di CH4 e H2O in questa regione si annullano in gran parte, in modo tale che ci siano variazioni molto più piccole di H2O + 2/3 CH4 (la parte variabile dell’idrogeno totale).
Questa cancellazione conferma la produzione di vapore acqueo attraverso l’ossidazione del metano ed è una prova che queste anomalie stratosferiche derivano dalle variazioni nel trasporto atmosferico.
La Figura 27 mostra le sezioni trasversali tempo-altitudine delle anomalie interannuali di H2O (vapore acqueo) sull’equatore ottenute dall’esperimento Halogen Occultation (HALOE). L’intervallo dei contorni è di 0,1 ppmv (parti per milione in volume), con il contorno 0 omesso. Questa figura è stata aggiornata da Randel et al. [1998].
La figura mostra come le anomalie di H2O variano nel tempo e con l’altitudine sull’equatore. Queste informazioni sono utili per comprendere le dinamiche dell’atmosfera e il modo in cui il QBO (Quasi-Biennial Oscillation) influenza la distribuzione e la concentrazione di H2O nella stratosfera. Analizzando queste sezioni trasversali, gli scienziati possono indagare le interazioni tra H2O, altri gas traccia e i processi atmosferici associati al QBO.
In una regione dove si osservano grandi differenze tra le anomalie di CH4 (metano) e H2O (vapore acqueo), si trova nella stratosfera tropicale media, dove H2O e H2O + 2/3 CH4 mostrano variazioni del QBO su altitudini approssimative tra 25-35 km, ma nessuna variazione è osservata per il CH4. Questi schemi sono centrati sull’equatore (circa 15°N-15°S) e sono altamente correlati con il vento zonale del QBO vicino a 20 hPa.
Un possibile meccanismo per il segnale H2O tropicale è che le variazioni di temperatura del QBO modulano le temperature della tropopausa tropicale [ad esempio, Reid e Gage, 1985] e quindi la quantità di vapore acqueo che entra nella stratosfera inferiore [Mote et al., 1996]. Tuttavia, le anomalie di H2O di HALOE non mostrano una forte coerenza tra i livelli di 100 e 30 hPa nella Figura 27, e le variazioni ai livelli più bassi non mostrano un comportamento marcato del QBO. Il meccanismo del segnale del QBO nella stratosfera media in H2O attende ulteriori chiarimenti.
Le misurazioni di traccianti a lunga durata indicano anche i grandi effetti del QBO nelle medie latitudini. La Figura 28 mostra le distribuzioni di CH4 (metano) di HALOE nel gennaio e aprile del 1993 (fase con venti occidentali) e 1994 (fase con venti orientali). Nel gennaio 1994, le isolinee formano un caratteristico schema a “scala” tra i tropici e le medie latitudini dell’emisfero boreale, molto diverso dal gennaio 1993; questa struttura si vede anche nei dati del Microwave Limb Sounder (MLS) e del Cryogenic Limb Array Etalon Spectrometer (CLAES) [Dunkerton e O’Sullivan, 1996; O’Sullivan e Dunkerton, 1997; Gray e Russell, 1999; Gray, 2000].
Gray [2000] ha dimostrato che questa grande asimmetria nelle anomalie del QBO tra gli emisferi nel 1994 è coerente con la circolazione asimmetrica del QBO di Jones et al. [1998] e Kinnersley [1999] discussa in precedenza. Tuttavia, il dettagliato schema a scala nella Figura 28c risulta dall’interazione complessa tra l’avvezione della circolazione locale del QBO e gli effetti della miscelazione isentropica alle medie latitudini.
Nell’aprile 1993 (Figura 28b), la distribuzione mostra una caratteristica doppia vetta vicino a 0,3-5 hPa, significativamente più alta di quella mostrata dall’aerosol vulcanico nella Figura 26. Questa doppia vetta deriva dall’avvezione verticale causata dalla circolazione associata alla cisalazione semestrale (SAO) con taglio del vento occidentale [Gray e Pyle, 1986; Sassi e Garcia, 1997]. Le osservazioni HALOE mostrano una variazione distinta del QBO nell’ampiezza di questa doppia vetta SAO, con una doppia vetta prominente negli anni di fase occidentale (Figura 28b) ma una appena distinguibile negli anni di fase orientale (Figura 28d) [Ruth et al., 1997; Randel et al., 1998].
Questa osservazione è controintuitiva, poiché durante una fase QBO orientale c’è una maggiore propagazione verticale delle onde che si propagano verso est e quindi un taglio del vento occidentale SAO più forte. Tuttavia, in uno studio di modellazione bidimensionale, Kennaugh et al. [1997] hanno dimostrato che la forzatura delle onde verso est potenziata causava anche una discesa molto più rapida della fase occidentale SAO durante una fase QBO orientale. Di conseguenza, la circolazione SAO che produce la doppia vetta non rimane a un determinato livello abbastanza a lungo perché i traccianti rispondano alla sua presenza.
Nelle distribuzioni di CH4 di gennaio, c’è anche un segnale QBO distinto nella ripidezza delle isolinee nei subtropici intorno a 30 hPa. Nel 1993 (Figura 28a), le isolinee scendono dolcemente dall’equatore alle medie latitudini, mentre nel 1994 (Figura 28c) le isolinee sono quasi verticali [Gray e Russell, 1999]. Questa differenza non è così evidente nelle distribuzioni di aerosol della Figura 26, probabilmente a causa della distribuzione insolita dei gradienti di traccianti subito dopo un’eruzione vulcanica, ma è più evidente nelle misurazioni composite di aerosol [Hitchman et al., 1994].
Ancora una volta, non è chiaro se ciò sia dovuto all’avvezione della circolazione QBO o all’influenza del QBO sull’estensione equatoriale del mixing delle onde di Rossby e quindi sulla nitidezza dei gradienti di PV e traccianti al bordo subtropicale della zona di surf. Alcuni studi hanno suggerito una sensibilità del mixing isentropico al QBO [Dunkerton e Baldwin, 1991; O’Sullivan e Young, 1992; O’Sullivan e Chen, 1996; O’Sullivan e Dunkerton, 1997] e ci sono prove di ciò nelle misurazioni satellitari [Grant et al., 1996].
Plate 6 mostra due immagini. Nella parte superiore, vengono presentate le misurazioni del vento zonale mediato zonalmente nella stratosfera e mesosfera tropicali ottenute dal High Resolution Doppler Imager (HRDI) dal 1992 al 1998. Il pannello inferiore mostra il QBO tra 20 e 40 km come venti discendenti di easterly (verde a blu) e westerly (rosso a giallo). Nella mesosfera inferiore (60-80 km), la struttura del vento è dominata dall’oscillazione semestrale (SAO).
Nella parte inferiore dell’immagine, rimuovendo il SAO e l’oscillazione annuale (pannello superiore), si può osservare che l’influenza del QBO si estende nella mesosfera (80 km). I cambiamenti del vento mesosferico coincidono con il cambiamento dei venti QBO vicino a 30 km. Si ritiene che questo accoppiamento tra la mesosfera e la stratosfera sia causato da onde di gravità in propagazione verticale su piccola scala, indicate dalle frecce ondulate. L’immagine proviene dal dépliant UARS, modificato dall’originale fornito da M. Burrage e D. Ortland, e la cortesia è di M. Schoeberl.
La figura 28 mostra le sezioni trasversali di altezza rispetto alla latitudine equivalente del metano nei mesi di gennaio e aprile del 1993 e del 1994, ottenute dalle osservazioni HALOE (Halogen Occultation Experiment). L’intervallo dei contorni è di 0,1 ppbv (parti per miliardo in volume). Queste sezioni trasversali aiutano a visualizzare le variazioni spaziali e temporali della distribuzione del metano nell’atmosfera durante diverse fasi del QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) e in diversi mesi.
D’altra parte, Waugh [1996] ha utilizzato venti analizzati e tecniche di avvezione dei contorni per fare stime quantitative del mescolamento nei subtropici, ma non ha trovato alcuna sensibilità al QBO, il che potrebbe essere dovuto alla mancanza di dati affidabili sui venti nei subtropici. Gray e Russell [1999] hanno notato che la firma QBO più forte è nella ripidezza delle isolinee e non nei gradienti isentropici, il che suggerisce che l’avvezione dalla circolazione QBO è importante nel creare questa caratteristica. Questa inferenza è supportata dalla modellizzazione di Jones et al. [1998] e Kinnersley [1999] che riproduce alcuni aspetti di questo inasprimento utilizzando solo il trasporto advettivo.
Le anomalie del QBO in una specie a vita più breve, NO2, misurate da HALOE, sono mostrate nella Figura 29. Il modello generale delle anomalie in NO è simile a quello dell’NO2 e riflette le variazioni indotte dal QBO nell’abbondanza di NOy nella stratosfera [Gray e Chipperfield, 1990; Jones et al., 1998]. Le anomalie di NOy sono prodotte attraverso l’influenza dell’avvezione verticale sul gradiente verticale di NOy [Chipperfield et al., 1994; Politowicz e Hitchman, 1997; Jones et al., 1998]. Al di sotto di circa 5 hPa, l’ampiezza del QBO in NO2 è più grande che in NO a causa dell’influenza delle anomalie di temperatura del QBO sul rapporto tra l’abbondanza di NO e NO2, attraverso la reazione NO + O3 ↔ NO2 + O2 [Gray e Chipperfield, 1990]. La ragione di un grande segnale QBO in NO sopra i 5 hPa non è stata ancora determinata. Tuttavia, è probabile che sia dovuto al contributo dominante di NO a NOy a queste altitudini.
Il modello di anomalia QBO in HCl osservato da HALOE (non mostrato) è simile a quello di NO e NO2. Nel loro studio di modellizzazione, Gray e Chipperfield [1990] hanno riscontrato una somiglianza tra le anomalie del QBO di NOy e Cly (il serbatoio totale di cloro inorganico). Le anomalie sono state prodotte dall’avvezione verticale dei gradienti verticali positivi in Cly e NOy nella stratosfera inferiore e media. Nella stratosfera superiore, dove il gradiente verticale in Cly è debole, le anomalie del QBO in HCl sono anche deboli, fornendo prove a sostegno di questo meccanismo.
Figura 29. Sezione trasversale altezza-tempo delle anomalie del QBO in NO2 nella fascia di latitudine 10°S-10°N derivata dalle osservazioni al tramonto di HALOE. L’intervallo dei contorni è di 0,2 ppbv, con contorni a 0 omessi. Queste anomalie sono state derivate da analisi di regressione, seguendo Randel e Wu [1996].
Questa figura mostra una sezione trasversale altezza-tempo delle anomalie del QBO in NO2 nella fascia di latitudine 10°S-10°N, che è stata derivata dalle osservazioni al tramonto di HALOE. Le anomalie sono state calcolate utilizzando un’analisi di regressione in base al metodo proposto da Randel e Wu nel 1996. L’intervallo dei contorni nella figura è di 0,2 ppbv e i contorni a 0 sono stati omessi per una migliore visualizzazione. La figura evidenzia le variazioni del QBO in NO2 nell’atmosfera e mostra come queste anomalie si sviluppano nel tempo e a diverse altitudini nella fascia di latitudine selezionata.
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