5.1. Contesto
Esiste un consistente corpus di prove riguardanti l’influenza della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) sui componenti chimici nell’atmosfera. Le prime evidenze sono derivate da osservazioni terrestri dell’ozono in colonna presso due stazioni subtropicali riportate da Funk e Garnham [1962], che Ramanathan [1963] ha dimostrato essere associate all’oscillazione dei venti stratosferici. In un’analisi di dati storici sull’ozono, Angell e Korshover [1964] hanno dimostrato che un segnale QBO è evidente nei dati di Shanghai (31.8°N) negli anni ’30. Informazioni successive sulla struttura temporale, latitudinale e verticale dell’ozono QBO sono derivate principalmente da osservazioni satellitari, grazie alla loro copertura globale e a una migliore campionatura temporale e spaziale. Sebbene nessun singolo satellite sia stato operativo per l’intero periodo, il modello su larga scala e l’evoluzione dell’ozono QBO, inclusa la sua struttura in altezza, sono stati ben caratterizzati nel corso di questo periodo, spesso con misurazioni sovrapposte da due o più strumenti. La prima simulazione dell’ozono QBO è stata effettuata da Reed [1964] utilizzando un modello linearizzato semplificato. Tuttavia, non fu fino al 1986 che la QBO fu studiata in un modello fotochimico completo. Ling e London [1986] inclusero la variazione QBO del vento zonale in un modello radiativo-dinamico-fotochimico 1-D della stratosfera. Questo fu seguito a breve da una simulazione 2-D [Gray e Pyle, 1989] che includeva la struttura latitudinale e l’interazione con il ciclo annuale, e successivamente da simulazioni 3-D [Hess e O’Sullivan, 1995] che includevano 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 dell’ozono QBO, e questi sono descritti più in dettaglio nelle sezioni seguenti. Nella loro simulazione QBO 2-D, Gray e Chipperfield [1990] hanno anche notato QBO in molti degli altri gas traccia presenti nel modello, alcuni dei quali erano significativi. Alcune di queste previsioni del modello sono state confermate dall’analisi successiva delle misurazioni di NO2 del Stratospheric Aerosol and Gas Experiment (SAGE) II [Zawodny e McCormick, 1991] e, più recentemente, dalle misurazioni di CH4, H2O, HF, HCl e NO dell’Halogen Occultation Experiment (HALOE) [Luo et al., 1997; Ruth et al., 1997; Randel et al., 1998; Dunkerton, 2001]. Inoltre, esiste una ben documentata modulazione QBO degli aerosol vulcanici nella stratosfera inferiore [Trepte e Hitchman, 1992; Hitchman et al., 1994; Grant et al., 1996; Choi et al., 1998].
5.2. Ozono: L’Anomalia Equatoriale
La stretta associazione delle variazioni dell’ozono in colonna equatoriale con la QBO del vento zonale è illustrata dalla Figura 20a, che mostra una serie temporale delle anomalie dell’ozono equatoriale in ultravioletto retrodiffuso solare (SBUV) e SBUV/2 insieme a una serie temporale di riferimento del vento QBO. Il segnale varia tra 610 unità Dobson (DU), circa il 64% dell’ammontare totale di ozono in colonna di sfondo. La serie temporale di riferimento del vento QBO è stata calcolata moltiplicando il profilo del vento stratosferico equatoriale osservato per il profilo di ponderazione mostrato nella Figura 20b. Quest’ultimo profilo è stato derivato empiricamente per ottimizzare l’adattamento all’ozono in colonna, trascurando i periodi vulcanici. Si noti l’eccellente corrispondenza tra l’anomalia dell’ozono osservata e la serie del vento di riferimento. Anomalie positive sono presenti quando i venti zonali nella stratosfera inferiore sono da ovest, mentre le anomalie negative corrispondono ai venti da est. Le correlazioni più forti con l’ozono in colonna si ottengono con il profilo di ponderazione sbilanciato verso i venti intorno ai 20-30 hPa piuttosto che il vento di riferimento a 40-50 hPa normalmente utilizzato nelle correlazioni con il vento zonale extratropicale [Dunkerton e Baldwin, 1991]. Il periodo variabile dell’ozono equatoriale QBO è chiaramente evidente nella Figura 21, che mostra una sezione latitudine-tempo dell’anomalia dell’ozono in colonna. Si noti che il segnale QBO equatoriale non è sincronizzato con il ciclo annuale poiché non vi è una stagione preferita evidente in cui le anomalie cambiano segno o raggiungono la loro ampiezza massima. Un meccanismo per spiegare l’anomalia dell’ozono in colonna equatoriale QBO è stato inizialmente suggerito da Reed [1964]. Il momento di massima velocità verticale del vento zonale in un particolare livello corrisponde alla fase più calda della QBO della temperatura sull’equatore. Questa fase è quindi il momento di massimo raffreddamento diabatico, che indurrà un relativo affondamento delle particelle d’aria attraverso le superfici isentropiche. Questo movimento verticale si verifica in una regione dell’atmosfera dove il rapporto di miscelazione dell’ozono aumenta con l’altezza e dove 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. Al di sopra dei 28 km, la sua durata chimica si accorcia notevolmente. La discesa relativa dell’aria attraverso questa regione produce un aumento nella colonna totale di ozono, poiché ai livelli sopra i 28 km l’ozono è rimpiazzato dalla produzione chimica su tempi relativamente brevi. Pertanto, la massima colonna di ozono si verifica quando la colonna è stata spostata più in basso nella stratosfera inferiore. Questo avverrà dopo la discesa della componente di taglio da ovest nella stratosfera più bassa, ovvero intorno al momento delle massime correnti occidentali a 20-30 hPa (Figura 21). Il contrario è vero per una situazione di corrente da est. La continuità della massa richiede anche che ci sia un ritorno di questa circolazione nei subtropici con un movimento ascendente associato alla componente di taglio equatoriale da ovest e un movimento discendente associato alla componente di taglio equatoriale da est.
Sebbene questo meccanismo convenzionalmente accettato spieghi una grande componente della variabilità, ci sono comunque ulteriori fattori importanti che contribuiscono all’anomalia in colonna. La Figura 22 mostra una sezione trasversale tempo-altezza dell’anomalia della densità di ozono QBO (DU km⁻¹) dal set di dati SAGE II. È stata applicata un’analisi di regressione al fine di isolare la variabilità QBO. La densità di ozono può essere utilizzata per determinare visivamente i contributi all’anomalia dell’ozono in colonna (semplicemente una somma nella verticale delle anomalie della densità di ozono). La QBO domina la variabilità dell’ozono all’equatore, con anomalie positive e negative alternate che si propagano verso il basso nel tempo [Zawodny e McCormick, 1991; Hasebe, 1994; Randel e Wu, 1996]. Ci sono due regioni di massima perturbazione dell’ozono: nella stratosfera inferiore (20-27 km) e nella stratosfera media (30-37 km). Le anomalie a questi due livelli sono approssimativamente sfasate di un quarto di ciclo. C’è quindi un piccolo contributo alla colonna dalla regione sopra i 28 km, che influenza anche il momento dell’anomalia massima dell’ozono in colonna. Il segnale di ozono in colonna equatoriale QBO è simulato in modo ragionevolmente accurato dai modelli [Ling e London, 1986; Gray e Pyle, 1989; Tung e Yang, 1994b; Chipperfield e Gray, 1992; Chipperfield et al., 1994; Kinnersley e Tung, 1998; Jones et al., 1998; Hess e O’Sullivan, 1995; Nagashima et al., 1998] in particolare quando i venti osservati vengono utilizzati per forzare un realistico periodo QBO del vento zonale [Gray e Ruth, 1993] e quando l’effetto dell’anomalia dell’ozono sul tasso di riscaldamento è incluso [Hasebe, 1994; Li et al., 1995; Huang, 1996]. È stato dimostrato che l’anomalia dell’ozono QBO sopra i 28 km è controllata da cambiamenti nelle fonti fotochimiche e nei pozzi di ozono, principalmente tramite variazioni indotte dal trasporto di NOy (il serbatoio totale di azoto reattivo) [Chipperfield e Gray, 1992; Chipperfield et al., 1994; Politowicz e Hitchman, 1997; Jones et al., 1998].
Figura 20. (a) Serie temporale dell’anomalia di ozono equatoriale in unità Dobson (DU, linea continua) da ultravioletti retrodiffusi solari (SBUV) e SBUV/2 insieme a una serie temporale di vento QBO di riferimento (curva tratteggiata) compilata moltiplicando i venti osservati a Singapore per il profilo di ponderazione mostrato nella Figura 20b. Riprodotto da Randel e Wu [1996] con il permesso della American Meteorological Society.
Figura 21. Sezioni di latitudine-tempo delle anomalie di ozono in colonna dai dati combinati SBUV-SBUV/2: (a) anomalie complete definite come de-stagionalizzate e detrendizzate nel periodo 1979-1994, e (b) la componente QBO derivata da un’analisi di regressione variabile stagionalmente. I dati in tutti i pannelli sono stati moltiplicati per il coseno della latitudine per tener conto della ponderazione dell’area. L’intervallo dei contorni è di 3 DU, con contorni a 0 omessi e valori positivi ombreggiati. Le tratteggiature diagonali indicano dati non affidabili. Le linee verticali indicano il mese di gennaio di ogni anno. Riprodotto da Randel e Wu [1996] con il permesso della American Meteorological Society.
Figura 20. (a) Serie temporale dell’anomalia di ozono equatoriale in unità Dobson (DU, linea continua) derivata dai dati ultravioletti retrodiffusi dal sole (SBUV) e SBUV/2 insieme a una serie temporale di riferimento del vento QBO (curva tratteggiata) ottenuta moltiplicando i venti osservati a Singapore per il profilo di ponderazione mostrato nella Figura 20b. Riprodotto da Randel e Wu [1996] con il permesso dell’American Meteorological Society.
Figura 21. Sezioni latitudine-tempo delle anomalie di ozono in colonna dai dati combinati SBUV-SBUV/2: (a) anomalie complete definite come de-stagionalizzate e detrendizzate nel periodo 1979-1994, e (b) la componente QBO derivata mediante un’analisi di regressione che varia stagionalmente. I dati in tutti i pannelli sono stati moltiplicati per il coseno della latitudine per tenere conto della ponderazione dell’area. L’intervallo dei contorni è di 3 DU, con contorni 0 omessi e valori positivi ombreggiati. Le linee diagonali indicano dati non affidabili. Le linee verticali indicano il mese di gennaio di ogni anno. Riprodotto da Randel e Wu [1996] con il permesso dell’American Meteorological Society.
5.3. Ozono: Latitudini Subtropicali e Superiori
Un segnale QBO nelle regioni subtropicali che si estende alle latitudini medie e alte è chiaramente evidente nella Figura 21. C’è un cambiamento di fase di 180 gradi intorno ai 15 gradi in ciascun emisfero, con l’anomalia di latitudine superiore che si estende almeno fino a 60 gradi N, ma con il suo massimo a circa 30-40 gradi di latitudine. In linea di massima, ciò concorda con la presenza di un braccio di ritorno della circolazione QBO equatoriale locale descritta sopra, con ascesa (discesa) nei subtropicali associata a taglio equatoriale con venti da ovest (est). Tuttavia, ci sono due significative deviazioni dall’impronta attesa da questa semplice spiegazione. Primo, la teorica circolazione QBO equatoriale è confinata alle basse latitudini e non può spiegare il segnale di ozono QBO oltre circa 30 gradi. Secondo, la tempistica delle anomalie subtropicali è tale che non sono simmetriche rispetto all’equatore. I massimi e i minimi delle anomalie di latitudine subtropicale e superiore nei due emisferi sono distanziati di circa 6 mesi e coincidono con la fine dell’inverno/primavera locale. Questa tempistica è confermata nella Figura 23, in cui mostriamo un adattamento di regressione degli importi di ozono in 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 boreale (NH) e australe (SH), rispettivamente. Tuttavia, si noti dalla Figura 21b che occasionalmente c’è una anomalia subtropicale “mancante”, ad esempio nel 1981, 1986 e 1991 nel NH e nel 1993 nel SH. C’è quindi un cambiamento nel periodo del QBO di ozono in colonna 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 è in costante cambiamento e che è più complicata di quanto un circolazione QBO simmetrica possa implicare.
La tempistica delle anomalie subtropicali e di alta latitudine alla fine dell’inverno/primavera suggerisce una modulazione del QBO dell’ozono 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 di ozono a bassa latitudine una volta che erano state prodotte dalla classica circolazione QBO simmetrica. Ad esempio, Holton [1989] propose che il trasporto dell’anomalia equatoriale dalla circolazione invernale verso i poli potrebbe spiegare la stagionalità, mentre Gray e Dunkerton [1990] suggerirono che la subsidenza durante l’inverno avrebbe preservato l’anomalia di ozono subtropicale mentre l’ascesa in estate l’avrebbe distrutta. D’altra parte, Hamilton [1989] suggerì la possibilità di una modulazione del trasporto variabile stagionalmente di ozono nelle subtropicali. Tuttavia, Jones et al. [1998] e Kinnersley [1999] hanno mostrato che c’è una significativa modulazione della circolazione meridionale media indotta dal QBO stesso. Questa dipendenza stagionale della circolazione si verifica principalmente a causa dell’advezione orizzontale non lineare della quantità di moto zonale nei tropici e nelle regioni subtropicali da parte della circolazione meridionale media, che è fortemente asimmetrica durante i periodi dei solstizi. Ciò comporta una circolazione QBO fortemente asimmetrica in cui la circolazione dell’emisfero invernale è sostanzialmente rafforzata e quella dell’emisfero estivo è indebolita (Piastra 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’advezione orizzontale da parte della circolazione media asimmetrica sia debole e all’equinozio quando la circolazione media è più debole. L’asimmetria nelle anomalie di ozono subtropicale sorge quindi principalmente attraverso la sua formazione da una circolazione QBO asimmetrica piuttosto che dalla successiva interruzione di un modello di ozono simmetrico.
Le anomalie subtropicali e di media latitudine mancanti nel 1981, 1986 e 1991 nell’emisfero boreale (NH) e nel 1993 nell’emisfero australe (SH) (Figura 21b) sono ritenute dovute alla tempistica del QBO equatoriale rispetto al ciclo annuale. La formazione di un’importante anomalia subtropicale invernale richiede non solo un forte taglio dei venti verticali all’equatore in modo che sia indotta una forte circolazione QBO, ma anche la presenza di una forte advezione orizzontale di fondo 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 di 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.
Allo stesso modo, se la tempistica e la durata del QBO dei venti equatoriali è tale che persiste nella stessa fase per due inverni successivi in uno qualsiasi degli emisferi, allora si verificheranno due anomalie dello stesso segno in inverni successivi nelle subtropicali di quell’emisfero. Quest’ultimo è evidente nell’emisfero australe (SH) nel 1983-1984 e 1988-1989. Questo fenomeno può essere pensato come un’interazione non lineare tra il ciclo annuale e il QBO [Gray e Dunkerton, 1990], che risulta in una modulazione a bassa frequenza dell’ampiezza dell’anomalia di ozono subtropicale e di media latitudine su una scala temporale di circa 5-13 anni. Nel periodo dei dati utilizzati nella Figura 23, ciò fa sì che l’anomalia di regressione dell’emisfero australe sia coincidentemente più grande in media rispetto all’anomalia dell’emisfero boreale. Su un arco temporale più lungo, entrambe le anomalie presumibilmente avrebbero dimensioni simili.
Una tipica sezione trasversale latitudine-altezza del QBO modellato nell’ozono dal modello di Jones et al. [1998] è mostrata nella Figura 24 per il solstizio invernale nell’emisfero boreale con un massimo di vento QBO verso est a circa 26 km nei tropici. Sia nei tropici che nelle subtropicali, l’ozono QBO consiste di due massimi centrati nella stratosfera inferiore e media, con le anomalie tropicali e subtropicali approssimativamente sfasate di 180 gradi, in accordo con le osservazioni. Inoltre, in accordo con le osservazioni, le anomalie modellate sono grandi nell’emisfero invernale e piccole in quello estivo sia nelle regioni controllate fotochimicamente che dinamicamente. Questo è dovuto all’asimmetria nella circolazione indotta dal QBO, come illustrato dalla corrispondente funzione di flusso di massa mostrata anche nella Figura 24. L’anomalia di ozono asimmetrica sorge direttamente attraverso l’advezione di ozono ai livelli inferiori e indirettamente attraverso l’advezione di NOy ai livelli superiori.
Il modello di Jones et al. [1998] non includeva influenze extra-tropicali come la modulazione QBO della rottura delle onde planetarie. Mentre produce una buona simulazione nei tropici e nelle regioni subtropicali, le anomalie di ozono modellate non si estendono tanto verso i poli come suggerito dalle osservazioni. Le anomalie di livello superiore dedotte dalle osservazioni raggiungono il massimo tra 10 e 40 gradi, mentre quelle nella stratosfera inferiore si estendono almeno fino a 60 gradi [Randel e Wu, 1996].
Il meccanismo per l’estensione verso i poli dell’anomalia di ozono controllata dinamicamente non è ben compreso, anche se probabilmente coinvolge un’interazione tra le onde planetarie e il QBO equatoriale. La modulazione della forzatura delle onde planetarie da parte del QBO del vento equatoriale si traduce in una circolazione media su larga scala più forte negli anni in fase di levante. Un più forte movimento discendente nelle medie latitudini invernali produrrà un’anomalia di ozono in colonna relativamente più grande negli anni di levante rispetto agli anni di ponente, come osservato [Tung e Yang, 1994b]. D’altra parte, l’estensione delle anomalie di ozono alle latitudini medie e alte nei modelli di Gray e Pyle [1989] e Kinnersley e Tung [1998] è il risultato dei trasporti di turbolenza variabili stagionalmente nei loro modelli, che trasferiscono le anomalie subtropicali a latitudini più elevate. La Figura 25 mostra la correlazione tra l’anomalia di ozono simulata da Kinnersley e Tung [1998] e l’anomalia osservata tra il 1978 e il 1993. Alle medie latitudini, quindi, si riscontra che un certo numero di fattori e processi di feedback contribuiscono al QBO finale dell’ozono, e il QBO potrebbe effettivamente essere responsabile di una parte più grande dell’anomalia di ozono osservata di quanto suggerirebbe una semplice correlazione con il QBO del vento.
Oltre ai segnali QBO nei tropici e alle medie latitudini, l’analisi dei dati TOMS e di altre registrazioni a lungo termine suggerisce un’ulteriore regione di influenza 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 di ozono polare è approssimativamente in fase con le medie latitudini ed è sincronizzato stagionalmente nello stesso modo, con un’ampiezza massima in primavera. Le prove osservazionali del QBO di ozono polare sono statisticamente meno significative di quelle nei tropici o nelle medie latitudini, in parte a causa dell’alto livello di variabilità interannuale nel vortice primaverile associato alla forzatura delle onde planetarie dalla troposfera [Kinnersley e Tung, 1998]. C’è un suggerimento di un ciclo di retroazione tra la modulazione della temperatura extra-tropicale da parte del QBO, la formazione di nubi stratosferiche polari e quindi con la distruzione chimica sottostante che dà origine al buco dell’ozono [Poole et al., 1989; Mancini et al., 1991; Butchart e Austin, 1996].
Figura 22. Serie temporale di altezza delle anomalie interannuali nella densità di ozono (DU km^-1) ottenuta utilizzando un’analisi di regressione per isolare la variazione QBO. Gli intervalli dei contorni sono 0,3 DU km^-1, con contorni 0 omessi e valori positivi ombreggiati. Riprodotto da Randel e Wu [1996] con il permesso dell’American Meteorological Society.
Figura 23. Sezione di latitudine-tempo dell’adattamento di regressione associato al QBO della colonna di ozono (DU) dello spettrometro di mappatura dell’ozono totale zonale medio (TOMS) 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. Aggiornato da Randel e Cobb [1994].
Figura 24. Anomalia 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 contorni 0 omessi. Valori di anomalia dell’ozono positivi (negativi) hanno un’ombreggiatura più chiara (scura). I contorni pieni indicano una funzione di flusso positiva.
Figura 25. Correlazione dell’ozono della colonna mensile media TOMS detrendizzata con l’ozono della colonna dal modello di Kinnersley e Tung [1998], forzato dal vento osservato di Singapore, coprendo il periodo da novembre 1978 ad aprile 1993 (intervallo dei contorni è 0,1). Riprodotto con il permesso dall’American Meteorological Society.
Figura 26. Sezioni trasversali di latitudine-altezza dell’estinzione degli aerosol osservata per due periodi di 40 giorni rappresentativi delle due fasi del QBO. (a) Fase di taglio zonale occidentale centrata sull’11 novembre 1984 (intervallo dei contorni è 2,5). (b) Fase di taglio zonale orientale centrata sul 4 ottobre 1988 (intervallo dei contorni è 0,5). Da Trepte e Hitchman [1992]. Riprodotto con il permesso da Nature.
5.4. Anomalie della QBO in Altre Specie in Tracce
La QBO influenza molte altre sostanze in tracce nell’atmosfera, inclusi il metano, il vapore acqueo, gli aerosol vulcanici e specie a più breve durata di vita come NO2 e N2O5. Le distribuzioni di aerosol vulcanici in seguito a grandi eruzioni in latitudini equatoriali illustrano i diversi modelli di circolazione associati con le due fasi della QBO, come mostrato nella Figura 26, da Trepte e Hitchman [1992]. In una fase discendente con venti da ovest (Figura 26a), gli aerosol mostrano una distintiva “doppia punta” con massimi relativi nelle regioni subtropicali e un minimo all’equatore nella regione 20-50 hPa; la fase discendente con venti da est (Figura 26b) ha un picco unico all’equatore. Le frecce in grassetto indicano il senso approssimativo delle circolazioni indotte dalla QBO. La quasi simmetria della doppia punta 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 equatoriale è debole, e forse anche perché il livello degli aerosol è situato nella bassa stratosfera equatoriale, dove l’influenza della circolazione media asimmetrica è relativamente piccola.
La Figura 27 mostra le anomalie interannuali di H2O all’equatore, dalle osservazioni HALOE [Randel et al., 1998]. L’anomalia della QBO in H2O sale lentamente nel tempo, approssimativamente al ritmo della risalita media di sfondo, in contrasto con la lenta discesa dell’anomalia dell’ozono. Al di fuori della bassa e media stratosfera equatoriale, le variazioni dell’anomalia di H2O imitano quelle osservate in CH4, ma con segno opposto. Nella stratosfera superiore (35-45 km) queste anomalie sono approssimativamente in fase con i venti QBO vicino ai 30 km. Le variazioni di CH4 e H2O in questa regione si annullano in larga misura, tanto che ci sono variazioni molto più piccole di H2O + 2 * CH4 (la parte variabile dell’idrogeno totale). Questa cancellazione conferma la produzione di vapore acqueo tramite l’ossidazione del metano ed è una prova che queste anomalie stratosferiche derivano da variazioni nel trasporto. Una regione in cui si osservano grandi differenze tra le anomalie di CH4 e H2O è nella media stratosfera tropicale, dove H2O e H2O *+ 2 * CH4 mostrano variazioni QBO su circa 25-35 km, ma nessuna è osservata per CH4. Questi modelli sono centrati sull’equatore (circa 15°N-15°S) e sono altamente correlati con il vento zonale QBO vicino ai 20 hPa. Un possibile meccanismo per il segnale H2O tropicale è che le variazioni di temperatura della QBO modulino le temperature della tropopausa tropicale [ad esempio, Reid e Gage, 1985] e quindi l’entità del vapore acqueo che entra nella bassa stratosfera [Mote et al., 1996]. Tuttavia, le anomalie HALOE H2O non mostrano una forte coerenza tra i livelli 100- e 30-hPa nella Figura 27, e le variazioni ai livelli più bassi non mostrano un forte comportamento QBO. Il meccanismo del segnale QBO nella media stratosfera in H2O attende chiarimenti. Le misurazioni di traccianti a lunga durata indicano anche i grandi effetti della QBO nelle medie latitudini. La Figura 28 mostra le distribuzioni di CH4 a gennaio e aprile da HALOE nel 1993 (fase da ovest) e 1994 (fase da est). A gennaio 1994 le isolinee formano un distintivo modello a “scala” tra i tropici e le medie latitudini dell’emisfero nord che è molto diverso da gennaio 1993; questa struttura si vede anche nei dati del Microwave Limb Sounder (MLS) e 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 mostrato che questa grande asimmetria nelle anomalie del QBO tra gli emisferi nel 1994 è coerente con la circolazione asimmetrica della QBO di Jones et al. [1998] e Kinnersley [1999] discussa in precedenza. Il dettagliato modello a scala nella Figura 28c risulta comunque da una complicata interazione dell’advezione dalla circolazione QBO locale e gli effetti del mixing isentropico alle medie latitudini.
In aprile 1993 (Figura 28b) la distribuzione mostra una caratteristica doppia punta vicino a 0,3-5 hPa, significativamente più alta di quella mostrata dagli aerosol vulcanici nella Figura 26. Questa doppia punta risulta dall’advezione verticale dovuta alla circolazione associata allo shear da ovest dell’oscillazione semestrale (SAO) [Gray e Pyle, 1986; Sassi e Garcia, 1997]. Le osservazioni HALOE mostrano una distinta variazione della QBO nell’ampiezza di questa doppia punta della SAO, con una doppia punta prominente negli anni di fase da ovest (Figura 28b) ma una appena percettibile negli anni di fase da est (Figura 28d) [Ruth et al., 1997; Randel et al., 1998]. Questa osservazione è controintuitiva, poiché durante una fase QBO da est c’è una maggiore propagazione verticale di onde che si propagano verso est e quindi un shear del vento da ovest della SAO più forte. Tuttavia, in uno studio di modellazione 2-D, Kennaugh et al. [1997] hanno mostrato che l’aumentata forzatura delle onde verso est ha causato anche la fase da ovest della SAO a scendere molto più rapidamente durante una fase QBO da est. Di conseguenza, la circolazione SAO che produce la doppia punta non rimane a nessun livello abbastanza a lungo perché i traccianti rispondano alla sua presenza.
Nelle distribuzioni di CH4 a gennaio, c’è anche un distinto segnale QBO nella ripidità delle isolinee nei subtropici intorno ai 30 hPa. Nel 1993 (Figura 28a) queste hanno una pendenza dolce dall’equatore alle medie latitudini, ma 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 tracciante subito dopo un’eruzione vulcanica, ma è più evidente nelle misurazioni composite di aerosol [Hitchman et al., 1994]. Di nuovo, non è chiaro se ciò sia dovuto all’advezione della circolazione QBO o all’influenza della QBO sull’estensione equatoriale del mixing delle onde di Rossby e quindi sulla nitidezza dei gradienti di PV e tracciante al margine 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]. D’altra parte, Waugh [1996] ha utilizzato venti analizzati e tecniche di advezione del contorno per fare stime quantitative del mixing nei subtropici, ma non ha trovato sensibilità alla QBO, che potrebbe essere dovuto alla mancanza di dati affidabili sul vento nei subtropici. Gray e Russell [1999] hanno notato che la firma QBO più forte si trova nella ripidità delle isolinee e non nei gradienti isentropici, il che suggerisce che l’advezione della circolazione QBO sia importante nel creare questa caratteristica. Questa inferenza è supportata dalla modellazione di Jones et al. [1998] e Kinnersley [1999] che riproduce alcuni aspetti di questo irrigidimento utilizzando solo il trasporto advettivo.
Le anomalie della QBO in una specie a più breve durata, NO2, misurate da HALOE, sono mostrate nella Figura 29. Il modello generale delle anomalie in NO è simile a quello di NO2 e riflette le variazioni indotte dalla 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’advezione verticale sul gradiente verticale in NOy [Chipperfield et al., 1994; Politowicz e Hitchman, 1997; Jones et al., 1998]. Al di sotto di circa 5 hPa, l’ampiezza della QBO in NO2 è maggiore che in NO a causa dell’influenza delle anomalie di temperatura del QBO sul rapporto dell’abbondanza di NO a NO2, attraverso la reazione NO + O3 -> NO2 + O2 [Gray e Chipperfield, 1990]. La ragione per un ampio segnale QBO in NO al di sopra di 5 hPa non è ancora stata determinata. Tuttavia, è probabile che sia dovuta 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 modellazione, Gray e Chipperfield [1990] trovarono una somiglianza tra le anomalie QBO di NOy e Cly (la riserva totale di cloro inorganico). Le anomalie erano prodotte dall’advezione 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 QBO in HCl sono anche deboli, fornendo evidenza per questo meccanismo.
Figura 27. Sezioni incrociate tempo-altezza delle anomalie interannuali in H2O sopra l’equatore dallo strumento Halogen Occultation Experiment (HALOE). L’intervallo dei contorni è di 0,1 ppmv, con il contorno 0 omesso. Aggiornato da Randel et al. [1998].
Plate 6. (in alto) Misure dell’Imager Doppler ad Alta Risoluzione (HRDI) del vento zonale medio zonalmente nella stratosfera tropicale e mesosfera dal 1992 al 1998. Il pannello in basso mostra il QBO (Quasi-Biennial Oscillation) da 20 a 40 km come venti discendenti da est (verde a blu) e da ovest (rosso a giallo). Nella mesosfera inferiore (60-80 km) la struttura del vento è dominata dall’oscillazione semestrale (SAO). (in basso) Rimuovendo il SAO e l’oscillazione annuale (pannello superiore) si mostra 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 verso l’alto su piccola scala, indicate da frecce ondulate. Dal dépliant UARS, modificato dall’originale fornito da M. Burrage e D. Ortland. Con il permesso di M. Schoeberl.
Figura 28. Sezioni incrociate altezza versus latitudine equivalente di metano a gennaio e aprile, 1993 e 1994, da osservazioni HALOE. L’intervallo dei contorni è di 0,1 ppbv.
Figura 29. Sezione incrociata altezza-tempo delle anomalie 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 i contorni 0 omessi. Queste anomalie sono state derivate da analisi di regressione, seguendo Randel e Wu [1996].
