EFFETTI DINAMICI NELLA STRATOSFERA EXTRA-TROPICALE

Qualsiasi connessione tra il QBO equatoriale e la stratosfera extra-tropicale deve essere vista nel contesto del ciclo stagionale e della variabilità della stratosfera extra-tropicale. Con il riscaldamento della troposfera, la circolazione media nella stratosfera extra-tropicale attraversa un mutamento stagionale reale con un effettivo rovesciamento dei venti dall’inverno all’estate. Durante la stagione invernale, la stratosfera extra-tropicale si raffredda, formando un forte vortice di venti da ovest. I forti venti da ovest aumentano con l’aumentare dell’irraggiamento solare nella primavera e nell’estate.

In entrambi gli emisferi, il ciclo stagionale regolarmente descritto sopra è modificato dagli effetti delle onde di Rossby (qui semplicemente chiamate onde planetarie) che sono in parte forzate dalla topografia terra-mare. Queste onde planetarie propagano verticalmente ma erodono nella stratosfera invernale (Plate 2) e diventano evanescenti nei venti forti da ovest dell’estate boreale [Charney e Drazin, 1961; Andrews et al., 1987].

L’emisfero nord ha un contrasto terra-mare molto maggiore rispetto all’emisfero sud, risultando in onde planetarie di troposfera di maggiore ampiezza. Di conseguenza, la stratosfera invernale del nord tende ad essere molto più disturbata dalle onde planetarie rispetto alla stratosfera invernale del sud. Onde di grande ampiezza possono rapidamente interrompere il vortice polare settentrionale, anche in pieno inverno, sostituendo i venti da ovest con venti da est a alte latitudini e causando un riscaldamento drammatico della stratosfera polare. Questi eventi sono chiamati riscaldamenti stratosferici maggiori. La transizione dai venti da ovest ai venti da est nella primavera è chiamata riscaldamento finale. Nel NH il momento del riscaldamento finale è altamente variabile e tende ad avvenire durante marzo o aprile. Nel SH, il riscaldamento finale avviene a novembre o dicembre, con una minore variabilità interannuale [Waugh e Randel, 1999].

Nell’emisfero nord, le ampiezze delle onde planetarie a volte sono così grandi da causare improvvisi riscaldamenti in alcuni anni ma non in altri. Di conseguenza, la stratosfera polare settentrionale subisce variazioni dovute agli effetti delle onde planetarie verticalmente propaganti, risultando in una grande variabilità interannuale dell’attività del vortice polare. Appare che questa sensibilità all’ascesa e alla propagazione equatoriale sia in parte dovuta al modo in cui il QBO equatoriale è in grado di influenzare la stratosfera polare modulando il flusso di attività delle onde di Eliassen-Palm [ad es., Dunkerton e Baldwin, 1991].

Il rilevamento diretto di un segnale extratropicale QBO è stato difficile a causa della brevità e della limitata portata dei set di dati. Nel NH, dati fino a 10 hPa sembrano essere affidabili a partire dal 1950. Sopra il livello di 10-hPa, e nella stratosfera inferiore SH, la mancanza di copertura da radiosonde ha limitato la produzione di dati grigliati affidabili al periodo iniziato alla fine degli anni ’70, quando sono iniziati i rilevamenti della temperatura satellitare. La maggior parte della letteratura sul’influenza extratropicale del QBO si concentra sul NH semplicemente perché il record è più lungo e più affidabile. Parte della difficoltà nell’identificare un segnale QBO è che il QBO rappresenta solo una frazione della varianza. Oltre a questo, forzanti come la variazione solare di 11 anni, le eruzioni vulcaniche e le anomalie di temperatura superficiale del mare sembrano influenzare la variabilità della stratosfera extratropicale.

Holton e Tan [1980, 1982] hanno presentato prove consistenti che il QBO influenzi la stratosfera extratropicale settentrionale utilizzando dati grigliati per 16 inverni NH (1962–1977) per formare compositi di fase orientale e occidentale di 50-hPa geopotenziali. Hanno dimostrato che l’altezza geopotenziale ad alte latitudini è significativamente più bassa durante la fase di venti occidentali del QBO. Hanno anche trovato una modulazione statisticamente significativa del vento zonale nella primavera SH. Nel NH, Labitzke [1987] e Labitzke e van Loon [1988] hanno riscontrato una forte correlazione con il ciclo solare di 11 anni durante gennaio e febbraio, suggerendo che l’influenza solare modifica il segnale durante la fine dell’inverno. Naito e Hirota [1991] hanno confermato le loro scoperte e hanno anche dimostrato che un segnale QBO robusto è presente durante novembre e dicembre.

4.1. Meccanismo per l’Influenza Extratropicale Come discusso precedentemente nella sezione 3.1, in una zona puramente simmetrica esiste una risposta non locale a una forzatura del momento angolare. Un possibile meccanismo per un esternalizzazione dell’effetto del QBO è quindi attraverso una tale risposta. Tuttavia, la risposta al near-equatorial forcing è fortemente confinata alle latitudini tropicali e subtropicali [Plumb, 1982], e questo meccanismo pertanto non può conto dell’osservata modulazione del vortice polare NH da parte del QBO. Il meccanismo ora favorevole coinvolge onde planetarie asimmetriche. Tipicamente, la direzione dominante dell’attività ondulatoria delle onde planetarie troposferiche è verso l’alto e verso l’equatore, e la propagazione verticale è limitata alle onde con le 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 est siano sostituiti da venti ovest vicino al polo. La concomitante rottura delle onde planetarie [McIntyre e Palmer, 1983, 1984] porta all’erosione del vortice e a venti da ovest più deboli.La propagazione verticale e meridionale delle onde planetarie dipende dalla struttura di altitudine-latitudine del vento zonale, che può essere considerata come una rifrazione delle onde man mano che esse si propagano fuori dalla troposfera. Le onde quasi-stazionarie non possono propagarsi in venti orientali e, pertanto, la presenza del QBO nei tropici e nelle subtropicale altera la guida effettiva delle onde e la posizione dei venti zonali tra orientali e occidentali. C’è una linea critica per le onde con velocità di fase zero. Quando il flusso medio nella stratosfera tropicale è occidentale, le onde planetarie possono penetrare nei tropici e perfino attraversare l’equatore senza incontrare una linea critica. Al contrario, quando il flusso medio nella stratosfera tropicale è orientale, le onde planetarie incontrano una linea critica sul lato invernale dell’equatore. Pertanto, quando ci sono venti orientali nei tropici, la guida effettiva per la propagazione delle onde planetarie è più stretta e, di conseguenza, l’attività ondulatoria a medie e alte latitudini nell’emisfero invernale tende ad essere più forte. Onde più forti a latitudini elevate portano a una maggiore trazione indotta dalle onde sul flusso medio, riducendo i venti occidentali e, di conseguenza, una stratosfera polare più calda.

4.2. Osservazioni dell’Influenza Estratropicale L’effetto del QBO sulla forza del vortice stratosferico nordico invernale può essere osservato confrontando compositi del vento zonale medio estratropicale durante le fasi orientali e occidentali del QBO. La fase QBO deve essere definita con precisione e, tipicamente, viene utilizzato il vento zonale medio equatoriale a un particolare livello. Holton e Tan (1980) hanno definito la fase QBO utilizzando i venti equatoriali al livello di 50-hPa, ma altri autori hanno utilizzato i livelli di 45, 40 e 30 hPa. La motivazione per scegliere un particolare livello di vento è per ottimizzare il segnale estratropicale. Nelle Figure 14-16 la fase QBO è stata definita utilizzando le prime due funzioni ortogonali empiriche (EOFs) delle variazioni verticali dei venti equatoriali [Wallace et al., 1993; Baldwin e Dunkerton, 1998a]. La definizione del QBO è stata regolata per ottimizzare il segnale estratropicale sia nel NH che nel SH. La definizione risultante della fase QBO è molto simile al vento di 40-hPa equatoriale del NH composites e al vento di 25-hPa per i SH composites. La Figura 14 illustra la differenza nel vento zonale medio tra i compositi occidentali e orientali del QBO, usando dati del National Centers for Environmental Prediction (NCEP) per il periodo 1978-1996. La differenza è analizzata calcolando medie separate dei dati del vento di gennaio per le due fasi del QBO e poi prendendo la differenza tra queste medie. I venti zonali sono stati derivati dai campi geopotenziali usando il metodo di bilancio [Robinson, 1986; Hitchman et al., 1987; Randel, 1987]. Anche se questo metodo funziona bene negli extra-tropici, non è possibile derivare venti accurati nei tropici, dove i venti sono stati disturbati tra 10°N e 10°S, rendendo il QBO troppo debole. Il segnale settentrionale è dominato da un nucleo di polo nord che si estende dalla superficie al livello di 1-hPa. Le differenze sono opposte a sud di ~40°N e si fondono nel ramo superiore dell’QBO tropicale.I riscaldamenti stratosferici maggiori sono definiti come un riferimento del vento zonale medio a 10 hPa, 60°N verso est, e una temperatura più alta al polo rispetto alla media zonale a 10 hPa. L’effetto Holton-Tan implica che i riscaldamenti maggiori dovrebbero essere più comuni quando il QBO è orientato verso est. Sfortunatamente, una misura così semplice non è robusta perché le definizioni di entrambe le fasi QBO (sì/no) sono arbitrarie. Utilizzando dati NCEP riesaminati dal 1958-1999 e una definizione di fase QBO a 40-hPa, ci sono stati sei riscaldamenti verso ovest e 10 riscaldamenti verso est. Tuttavia, se si utilizzano dati “Berlin” analizzati manualmente con una definizione a 45-hPa del QBO, e i riscaldamenti maggiori sono definiti sinotticamente, ci sono stati 10 riscaldamenti verso ovest e 11 riscaldamenti verso est (K. Labitzke, comunicazione personale, 2000). La discrepanza tra questi risultati indica che questa procedura è troppo sensibile alle definizioni di fase QBO e riscaldamenti. I compositi, 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 SH è molto più forte, ha una durata maggiore e è più quiescente rispetto al suo corrispettivo NH. Durante l’inverno, le onde planetarie generalmente non disturbano il vortice meridionale nella stratosfera bassa e media. Le osservazioni indicano che il QBO non modula significativamente la forza del vortice artico in inverno. Come mostrato nella Figura 16, a 5 hPa il QBO modula la forza dei venti a media latitudine durante l’autunno, come nel NH. Tuttavia, a differenza del NH, durante tutto l’inverno e l’inizio della primavera la modulazione è evidente solo nelle medie latitudini. La stagionalità osservata della modulazione QBO della circolazione extra-tropicale in entrambi gli emisferi è coerente con l’ipotesi che le onde planetarie svolgano un ruolo vitale nel meccanismo di modulazione. La differenza evidente tra le Figure 15 e 16 è che nell’SH, la maggiore influenza del QBO si verifica alla fine della primavera (novembre), al momento del riscaldamento finale. Nell’SH, l’effetto del QBO ha la stessa magnitudine del NH solo a gennaio. Poiché le ampiezze delle onde planetarie sono molto più piccole nell’SH, l’effetto del QBO è evidente solo alla periferia del vortice quando il vortice è relativamente piccolo.

La Figura 14 rappresenta una visualizzazione grafica della differenza nel vento zonale medio in latitudine-altitudine per il mese di gennaio. Questa differenza è calcolata tra la media di tutti gli anni con un QBO (Oscillazione Quasi Biennale) in direzione ovest (westerly) e quelli con un QBO in direzione est (easterly), nel periodo tra il 1964 e il 1996.

Ecco alcuni dettagli chiave:

1. Asse Verticale (hPa): Rappresenta l’altitudine in termini di pressione atmosferica, che va da 1 hPa (stratosfera superiore) a 1000 hPa (vicino alla superficie terrestre).
2. Asse Orizzontale: Rappresenta la latitudine, che va dal Polo Sud (SP, 60°S) al Polo Nord (NP, 60°N), passando per l’Equatore (EQ).
3. Linee di Contorno: Le linee di contorno rappresentano le differenze nel vento zonale medio. L’intervallo tra ogni linea di contorno è di 2 m/s. Le aree ombreggiate indicano valori negativi, il che significa che in quegli anni specifici con QBO in direzione est, il vento zonale medio era più lento rispetto agli anni con QBO in direzione ovest.
4. Metodologia: La fase del QBO è stata ottimizzata per l’Emisfero Settentrionale (NH) ed è stata definita utilizzando la tecnica della funzione ortogonale empirica di Baldwin e Dunkerton [1998b]. Questa definizione è quasi equivalente all’uso dei venti equatoriali a 40-hPa.

In sintesi, questa figura mostra come l’orientamento del QBO (est o ovest) influenzi il vento zonale medio in differenti altitudini e latitudini per il mese di gennaio, basato su dati raccolti tra il 1964 e il 1996.

la Figura 15 mostra una visualizzazione grafica delle differenze nel vento zonale medio, ma questa volta focalizzata su come queste differenze variano sia con la latitudine che con i mesi dell’anno.

Ecco una spiegazione dettagliata:

1. Asse Verticale: Rappresenta la latitudine, che va dall’Equatore (EQ) all’80°N.
2. Asse Orizzontale: Rappresenta i mesi dell’anno, da luglio (J) a giugno (J) dell’anno successivo.
3. Linee di Contorno: Simili alla Figura 14, le linee di contorno rappresentano le differenze nel vento zonale medio tra gli anni con QBO westerly e quelli con QBO easterly. L’intervallo tra ogni linea di contorno è di 2 m/s. Le aree ombreggiate indicano valori negativi, suggerendo che in quegli anni specifici con QBO in direzione est, il vento zonale medio era più lento rispetto agli anni con QBO in direzione ovest.
4. Profondità: La figura è focalizzata su una specifica altitudine, che è 5-hPa. Questo si trova nella stratosfera superiore.
5. Metodologia: Come indicato, la fase del QBO è stata definita come nella Figura 14, e i dati rappresentati sono medie mensili.

In sintesi, mentre la Figura 14 mostrava come le differenze nel vento zonale variassero con l’altitudine e la latitudine in gennaio, la Figura 15 estende questa analisi per mostrare come queste differenze variano nel corso dell’anno, da una latitudine all’Equatore fino a 80°N, sempre a un’altitudine di 5-hPa. La figura ci mostra che le differenze nel vento zonale a causa del QBO possono variare notevolmente nel corso dell’anno e attraverso diverse latitudini.

4.3. Simulazioni del Modello dell’Influenza Extratropicale È difficile formulare un modello quantitativo semplice per il meccanismo dell’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 dell’onda planetaria non sono facili da prevedere teoricamente. In assenza di una teoria semplice, gli effetti dell’QBO sulle onde extratropicali e sulla circolazione media sono stati studiati in dettaglio attraverso simulazioni numeriche con modelli di complessità variabile. L’effetto dell’QBO sui riscaldamenti improvvisi è stato investigato in esperimenti numerici da Dameris ed Ebel [1990] e Holton e Austin [1991]. Entrambi gli studi hanno utilizzato brevi integrazioni di modelli meccanicistici 3-D forzati da una rapida crescita di perturbazioni ideate, a bassa latitudine. Hanno scoperto che lo sviluppo del flusso ad alta latitudine nella stratosfera può essere fortemente influenzato dai venti tropicali nella stratosfera bassa, anche se questo effetto dipende dalla forza del forcing imposto. Holton e Austin hanno scoperto che, per un forcing debole, il flusso ad alta latitudine era in gran parte inalterato dai venti tropicali, ma questa sensibilità aumentava man mano che la forza dell’onda forzante aumentava. Entro un certo intervallo dell’ampiezza del forcing, il modello ha sviluppato un riscaldamento improvviso quando i venti erano orientali nella stratosfera tropicale nelle condizioni iniziali ma non quando c’erano venti occidentali. Quando il forcing era aumentato 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 dei parametri rilevanti (in particolare la forza delle onde provenienti dalla troposfera) in un modo controllato. O’Sullivan e Salby [1990] e Chen [1996] hanno usato modelli con una risoluzione orizzontale piuttosto fine e una risoluzione verticale singola. I loro esperimenti sono stati eseguiti con una semplice rilassazione lineare dello stato medio zonale al fine di simulare gli effetti del trasferimento radiativo nel vincolare il flusso medio e hanno incluso un forcing del limite inferiore d’onda-1 nelle extratropici invernali. I risultati hanno mostrato che i modelli simulavano gli effetti ad alta latitudine dell’QBO tropicale nello stesso modo in cui sono stati osservati. O’Sullivan e Young [1992] e O’Sullivan e Dunkerton [1994] hanno usato un modello meccanicistico 3-D globale forzato con una perturbazione d’onda-1 al limite inferiore di 10 km. Gli effetti radiativi sono stati parametrizzati con un rilassamento lineare della temperatura a uno stato radiativo imposto.

Le loro simulazioni includevano anche un ciclo stagionale. Gli esperimenti sono stati ripetuti con una gamma di ampiezze del forcing d’onda extratropicale, per condizioni iniziali nei tropici rappresentative delle fasi QBO orientali e occidentali. Il flusso nella regione polare NH in queste simulazioni si è rivelato essere quasi inalterato dal vento tropicale fino a novembre. Tuttavia, in dicembre, gennaio e febbraio, c’era un effetto significativo, con il vortice polare medio-tempo nella stratosfera che diventava più forte quando i venti tropicali erano occidentali. Il contrasto nella forza del vortice polare stratosferico medio-invernale tra le fasi QBO orientali e occidentali dipendeva in modo sorprendente dall’ampiezza del forcing d’onda adottato. I risultati della modellazione di O’Sullivan e Dunkerton [1994] erano in larga misura simili alle osservazioni mostrate nelle Figure 15 e 16.

In un GCM, il forcing troposferico della stratosfera (e la sua variazione interna) viene generato in modo coerente con il modello. Hamilton [1998b] ha utilizzato un GCM con un periodo di 48 anni con un forcing di momento tropicale variabile che ha prodotto una zona di QBO in equatore con una variazione di velocità realistica e discendente a una velocità realistica. La figura 17 mostra il composto di gennaio con vento medio per 20 anni con venti equatoriali da ovest di 40-hPa e venti da est di 40-hPa. I risultati mostrano la tendenza a un vortice polare più debole nella fase QBO da est. Al di fuori dei tropici, le caratteristiche generali della differenza composta nella Figura 17 si confrontano bene con il composto di gennaio osservato mostrato nella Figura 14. La Figura 18 mostra i composti da est e da ovest del 28-hPa Polo Nord per ogni mese da ottobre ad aprile nell’integrazione del modello. Gli effetti sistematici del QBO sulla temperatura stratosferica polare NH nel modello si limitano al periodo da dicembre a marzo. Le differenze di metà inverno nella Figura 18 sono di circa -4°C-5°C, che sono paragonabili a quelle viste nel composto osservato da est meno quello da ovest di Dunkerton e Baldwin [1991].

Niwa e Takahashi [1998] hanno indagato sulla variabilità stratosferica extratropicale in una versione del modello di Ricerca del Sistema Climatico Giapponese, che produce spontaneamente un’oscillazione simile al QBO nei tropici con un periodo di circa 1,4 anni. Hanno analizzato un’integrazione di 14 anni e calcolato i composti di gennaio-marzo basati sulle cinque fasi QBO più orientali e le cinque fasi QBO più occidentali come giudicato dal vento zonale equatoriale medio tra 7 e 50 hPa. I risultati mostrano che, in media, il vortice polare NH era più debole nella fase QBO da est, di circa -15 m s^-1, vicino a 70°N a 1 hPa.

In sintesi, una vasta gamma di modelli è stata utilizzata per studiare l’influenza del QBO sulla stratosfera extratropicale. Finora, la maggior parte degli studi si è concentrata sull’emisfero nord in tarda autunno e inizio primavera, poiché questo è il periodo in cui le osservazioni indicano la più forte influenza. Gli studi sui modelli pubblicati concordano nel mostrare almeno una certa tendenza alla forza del vortice polare nella stratosfera per essere positivamente correlata al vento zonale equatoriale vicino a 40 hPa. Questi risultati del modello conferiscono credibilità alla realtà dell’effetto Holton-Tan. Tutti gli studi sui modelli sono idealizzati in un grado 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 un QBO imposto artificialmente, ma non simulato esplicitamente, possono avere una rappresentazione realistica delle interazioni modulate dalle onde tra la stratosfera di bassa e alta latitudine.

La Figura 16 rappresenta un grafico a contorno della differenza di vento zonale medio (orientato da ovest a est) per l’emisfero sud (SH) a 5 hPa di altitudine tra gli anni con QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) in fase di ovest (westerly) e quelli in fase di est (easterly).

Vediamo cosa possiamo dedurre dalla figura e dalla descrizione:

1. Asse Verticale: L’asse verticale mostra le latitudini, partendo dall’equatore (EQ) fino a 80°S. Questo ci dà una vista verticale attraverso l’emisfero sud.
2. Asse Orizzontale: L’asse orizzontale rappresenta i mesi dell’anno, da gennaio (J) a dicembre (D).
3. Contorni e Ombreggiature: Le linee di contorno rappresentano le differenze di velocità del vento. Le aree ombreggiate indicano dove la differenza è negativa, e le aree non ombreggiate dove la differenza è positiva.
4. Interpretazione Generale: La figura illustra come il vento zonale medio cambia sia nel corso dell’anno che attraverso diverse latitudini quando si confrontano gli anni con QBO westerly con quelli easterly. Ad esempio, vicino all’equatore, sembra che ci sia una differenza positiva (più vento da ovest) durante i mesi di luglio-agosto. Invece, più vicino al polo, specialmente intorno a 80°S, vediamo una forte differenza positiva verso la fine dell’anno.
5. Origine dei Dati: Queste conclusioni si basano sui dati presentati da Baldwin e Dunkerton nel 1998b.

In sintesi, la figura fornisce un’analisi dettagliata di come le fasi westerly ed easterly del QBO influenzino le velocità del vento zonale nell’emisfero sud a una specifica altitudine (5 hPa) durante l’anno.

La Figura 17 mostra una rappresentazione grafica della differenza tra la fase westerly (di ovest) e la fase easterly (di est) del vento zonale medio (orientato da ovest a est) nel mese di gennaio. Questa differenza proviene da un modello di circolazione generale (GCM) basato su una simulazione di 48 anni. Vediamo i dettagli della figura:

1. Asse Verticale (Pressione): Questo asse rappresenta diversi livelli di pressione atmosferica, che vanno da 1 hPa (vicino alla parte superiore dell’atmosfera) fino a 1000 hPa (vicino alla superficie terrestre). Gli strati di bassa pressione si trovano più in alto nell’atmosfera, mentre gli strati di alta pressione sono più vicini alla superficie.
2. Asse Orizzontale (Latitudine): L’asse orizzontale mostra le latitudini, partendo da 60°S attraverso l’equatore (EQ) e fino a 60°N. Questo fornisce una panoramica su come la differenza di vento zonale varia dalle regioni polari all’equatore.
3. Contorni e Ombreggiature: Le linee di contorno rappresentano la differenza nella velocità del vento tra la fase westerly e easterly. Le aree ombreggiate indicano differenze negative, mentre le aree non ombreggiate rappresentano differenze positive.
4. Interpretazione Generale: Si può notare un’area ben definita di differenze positive vicino all’equatore tra i livelli di 10 hPa e 50 hPa, indicando che in questa regione e a queste altitudini, la fase westerly è più forte rispetto alla fase easterly. D’altra parte, nelle latitudini medie dell’emisfero nord e sud ci sono regioni con differenze negative.
5. Dettagli Supplementari: La figura si basa su un confronto tra i 20 gennaio con i venti equatoriali più fortemente orientati a ovest a 40 hPa e i 20 gennaio con i venti equatoriali più fortemente orientati a est a 40 hPa. Anche se i risultati mostrati nella figura vanno fino a 1 hPa, il modello effettivamente si estende fino a 0.01 hPa, quindi la figura rappresenta solo una parte dell’intera simulazione.

In sintesi, la Figura 17 mostra come la velocità del vento zonale varia tra le fasi westerly ed easterly del QBO in diversi livelli atmosferici e latitudini durante il mese di gennaio, basato su una simulazione di 48 anni di un modello di circolazione generale.

La Figura 18 mostra le temperature medie al Polo Nord a una pressione di 28 hPa per ogni mese, da ottobre ad aprile. Questi dati provengono da un esperimento di circolazione generale (GCM) basato su una simulazione di 48 anni. Ecco i dettagli:

1. Asse Verticale (Temperatura in Kelvin): L’asse verticale rappresenta la temperatura in Kelvin (K) e varia tra 190 K e 220 K.
2. Asse Orizzontale (Mese): L’asse orizzontale mostra i mesi, partendo da novembre (N) e terminando in aprile (A).
3. Curve: Ci sono due curve rappresentate nel grafico:
   • Curva tratteggiata: Rappresenta le temperature medie durante i 20 anni con i venti equatoriali più orientati a est (easterly) a 40 hPa, e queste temperature sono state prese specificamente per i mesi di dicembre, gennaio e febbraio.
   • Curva solida: Mostra le temperature medie durante i 20 anni con i venti equatoriali più orientati a ovest (westerly) a 40 hPa.
4. Interpretazione Generale: Si può notare che durante i mesi invernali, c’è una differenza marcata tra le due curve, con la curva tratteggiata che mostra temperature più basse rispetto alla curva solida. Questo indica che, durante i periodi in cui i venti equatoriali sono orientati a est, le temperature al Polo Nord a 28 hPa tendono ad essere più fredde rispetto ai periodi in cui i venti equatoriali sono orientati a ovest.
5. Informazioni Aggiuntive: Le temperature sono state calcolate sulla base di una media dei dati raccolti durante un esperimento GCM di 48 anni e sono state stratificate in base alla fase del QBO (Oscillazione Quadrimestrale di Banda), un fenomeno atmosferico che influisce sulla circolazione dei venti equatoriali.

In sintesi, la Figura 18 mostra come le temperature medie al Polo Nord a 28 hPa variano nei mesi da ottobre ad aprile, a seconda dell’orientamento dei venti equatoriali, basandosi su una simulazione di 48 anni di un modello di circolazione generale.

4.4. Interazione dell’QBO con Altre Frequenze Basse Il segnale QBO extratropicale può essere identificato statisticamente in un lungo archivio, ma è solo a causa della grande variabilità interannuale dell’inverno stratosferico. Diverse altre frequenze possono contribuire o interagire con il segnale QBO per produrre altre frequenze di variabilità nei dati osservati. Baldwin e Tung [1994] hanno mostrato che l’QBO modula il segnale annuale extratropicale in modo che la firma dell’QBO nell’angolo di momento, piuttosto che avere solo un picco di frequenza spettrale a ~28 mesi, include due picchi spettrali aggiuntivi alla frequenza annuale più o meno la frequenza QBO. Questi studi hanno dimostrato che il “triplo picco OBO” (Tung e Yang, 1994a) può essere aspettato dal effetto Holton-Tan che agisce per modulare il ciclo annuale. Tung e Yang hanno considerato un’armonica con il ciclo dell’QBO che agisce per modulare un segnale consistente di una media annuale più un sinusoidale con un periodo annuale. Il segnale combinato dell’QBO nelle extratropiche insieme al ciclo annuale può essere rappresentato matematicamente come:

Studi che utilizzano serie temporali delle temperature stratosferiche [ad es., Salby et al., 1997] suggeriscono che la variabilità a bassa frequenza della stratosfera media e superiore include una modalità biennale con un periodo di esattamente 24 mesi. Tale segnale puramente biennale non può essere il risultato di una forzatura quasi-biennale. Salby e altri, così come 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 potrebbe essere trovata nella troposfera, sarebbe amplificata e diventerebbe importante nella stratosfera polare. Baldwin e Dunkerton non hanno potuto trovare una spiegazione per tale modalità biennale e hanno notato che la significatività statistica del picco spettrale biennale non è alta; la modalità potrebbe semplicemente essere un artefatto dell’utilizzo di un breve periodo di dati (32 anni) che ha la variabilità biennale. Hanno notato che il meccanismo Holton-Tan tenderebbe a rendere polare la vorticità potenziale (PV) che cambia di anno in anno. Questa tendenza, insieme all’oscillazione random da anno a anno, potrebbe spiegare la modalità biennale osservata. Se questa interpretazione non è corretta, allora la modalità biennale, con ogni probabilità, non continuerà.

Diversi ricercatori hanno considerato che gli effetti remoti dell’El Niño–Southern Oscillation (ENSO) potrebbero influenzare la stratosfera extratropicale. Un’infuenza del genere potrebbe mascherare un segnale QBO o, almeno, renderlo difficile da distinguere da un segnale QBO. Wallace e Chang [1982] non sono riusciti a separare gli effetti dell’ENSO e della QBO sulla stratosfera tropicale in 21 inverni di NH 30-hPa geopotenziale. Van Loon e Labitzke [1987] hanno anche trovato che le fasi della QBO e dell’ENSO tendono a coincidere. Rimuovendo gli anni freddi e caldi dell’ENSO (mantenendo solo gli anni con deboli effetti ENSO), hanno ottenuto risultati simili a quelli di Holton e Tan. Studi osservativi successivi [ad es., Hamilton, 1993; Baldwin e O’Sullivan, 1995] e modellazione [Hamilton, 1995] mostrano un quadro coerente in cui l’influenza dell’ENSO sulla struttura media zonale del vortice è in gran parte confinata alla troposfera. Nella stratosfera, l’ENSO sembra modulare le ampiezze delle onde stazionarie di grande scala.

La variabilità decennale, possibilmente correlata all’intervallo di 11 anni del ciclo solare, è evidente nei dati raccolti negli anni ’80. Labitzke [1987] e Labitzke e van Loon [1988] hanno studiato la circolazione dell’emisfero nord (NH) di fine inverno e hanno classificato sia in base al livello di attività solare sia alla QBO. Hanno trovato una forte relazione con la fase solare durante l’inverno. Naito e Hirota [1997] hanno confermato questa relazione e hanno riscontrato che l’inizio dell’inverno è dominato da una robusta firma QBO. La Figura 19 riassume i potenziali grafici di altezza a 30-hPa durante gennaio e febbraio sopra il Polo Nord per il ciclo solare di 10,7 cm (un proxy per l’attività solare di 11 anni). Il set di dati può essere suddiviso in quattro categorie basate sulla fase QBO e sul livello di attività solare. Negli anni con bassa attività solare e quando la QBO è orientata verso est, il vortice polare invernale tende ad essere disturbato e debole. Tuttavia, con alta attività solare e quando la QBO è orientata verso ovest, il vortice polare invernale tende a essere profondo e non disturbato. Tuttavia, le fasi occidentali della QBO sono associate a vortici disturbati, mentre le fasi orientali della QBO sono come previsto da Holton e Tan [1980] in anni con bassa attività solare ma con comportamenti inversi in anni con alta attività solare. Solo due casi non si adattano a questo schema: 1989 e 1997.

È oggetto di attivo dibattito se la variabilità decennale sia causata o meno dal ciclo solare di 11 anni, ma ci sono sempre più prove attraverso la modellazione che il ciclo solare ha una significativa influenza sui venti e sulle temperature nella stratosfera superiore. Sebbene nel corso dell’11-anno del ciclo solare, la “costante” solare (cioè, l’energia radiativa immessa nell’atmosfera terrestre sommata su tutto lo spettro) varii di meno dell’1% [Wilson et al., 1986], la variabilità negli UV è responsabile della maggior parte di quella variazione. È meno dell’1% [Rottman, 1999]. Tuttavia, la variabilità sale all’8% a lunghezze d’onda più corte di 200 nm, che potrebbero influenzare indirettamente la chimica dell’ozono attraverso una maggiore produzione di particolari composti, che a loro volta potrebbero influenzare i tassi di riscaldamento atmosferico e la dinamica.

Seguendo studi precedenti sulla modellazione del ciclo solare [Haigh, 1994, 1996, 1999] e sulla modellazione del ciclo solare-QBO [Rind e Balachandran, 1995; Balachandran e Rind, 1995], Shindell et al. [1999] hanno utilizzato un modello GCM troposfera-stratosfera con ozono interattivo e valori realistici di forzatura UV per mostrare che le variazioni dell’ozono amplificano le variazioni di irradiazione per influenzare la circolazione. I cambiamenti di circolazione introdotti nella stratosfera penetrano verso il basso, raggiungendo la troposfera. La modellazione ha trovato una circolazione di Hadley più intensa durante le condizioni di massimo solare. Hanno concluso che le variazioni osservate dell’altezza geopotenziale nel NH sono, in parte, guidate dalla variabilità solare.

La Figura 15 mostra che la modulazione QBO osservata del vento zonale nella stratosfera media NH è essenzialmente finita entro febbraio, e le osservazioni mostrano una variabilità decennale in linea con il ciclo solare durante gennaio e febbraio. Esiste la possibilità per il QBO di dominare all’inizio dell’inverno, mentre l’influenza solare (o l’interazione tra il QBO e il ciclo solare) si manifesta durante la tarda inverno [Dunkerton e Baldwin, 1992]. A causa del forte assorbimento dell’ozono nell’UV che si verifica nella stratosfera superiore e nella mesosfera, è plausibile un’influenza solare sulla struttura termica in queste regioni dell’atmosfera. Questo, a sua volta, potrebbe influenzare la forza dell’onda planetaria detta “pompa extratropicale” [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, è discusso nella sezione 6.2. Salby e Callaghan [2000] hanno dimostrato che i venti occidentali del QBO sotto i 30 hPa variano con il ciclo solare, così come i venti occidentali sopra i 30 hPa. I cambiamenti nella durata dei venti occidentali o orientali hanno mostrato di introdurre una deriva sistematica nella fase QBO durante l’inverno boreale.

Sono state proposte varie ipotesi per spiegare la variabilità decennale osservata nella stratosfera senza fare riferimento al ciclo solare. Queste ipotesi si basano sull’osservazione di altri segnali. Teitelbaum e Bauer [1990] e Salby e Shea [1991] hanno sostenuto che la variabilità biennale è un prodotto collaterale del procedimento di analisi che stratifica i dati in anni rispetto al QBO. Gray e Dunkerton [1990] hanno evidenziato la possibilità di un ciclo di 11 anni derivante dall’interazione del QBO con il ciclo annuale. Salby et al. [1997] e Baldwin e Dunkerton [1998a] hanno suggerito che una modulazione del QBO da un segnale extratropicale biennale (che esiste ma non è ancora stato spiegato) potrebbe risultare 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 in fase osservata con il ciclo solare rimane inspiegata.

La variabilità biennale e decennale osservata, e l’incertezza della sua origine, non oscurano la diretta influenza del QBO sulla stratosfera extratropicale. Il dibattito si concentra sui segnali solari e biennali e se la variabilità decennale osservata potrebbe manifestarsi in assenza di influenza solare.

Il grafico 19 mostra due diagrammi di dispersione (scatterplot) relativi alle altezze geopotenziali medie di gennaio e febbraio a 30-hPa al Polo Nord tra il 1958 e il 1998.

• Il primo diagramma (a) rappresenta gli anni con un QBO (Oscillazione Biennale Quasi) orientale (easterly) tropicale.
• Il secondo diagramma (b) rappresenta gli anni con un QBO occidentale (westerly) tropicale.

Le altezze geopotenziali sono rappresentate sull’asse verticale (in gpm, metri geopotenziali) e variano tra 2150 e 2350 gpm. L’asse orizzontale mostra il flusso solare a 10,7 cm e varia tra 50 e 250 x10^-2 W m^2.

Gli anni sono indicati nei diagrammi con numeri. Gli anni in cui si sono verificati riscaldamenti maggiori a metà inverno o in gennaio o febbraio sono denotati da triangoli.

Inoltre, ciascun grafico ha una linea tratteggiata, che rappresenta la correlazione lineare tra le due variabili. Le correlazioni lineari per ciascun set di dati sono fornite negli angoli in basso a sinistra dei grafici:

• Per il grafico (a) è -0,69
• Per il grafico (b) è 0,63

Infine, nella didascalia viene notato che ci sono due dati anomali (outliers), gli anni 1989 e 1997, che non sono stati utilizzati nei calcoli statistici.

In sintesi, questi grafici cercano di esplorare la relazione tra le altezze geopotenziali al Polo Nord e il flusso solare, separando gli anni in base all’orientamento del QBO.