6.1. Mesospheric QBO Misure di venti equatoriali (fino a ~30 km, dagli anni ’50) e osservazioni da radiosondaggi da stazioni vicino a 8°S e 8°N (fino a ~60 km, dagli anni ’60) forniscono dati solo per le regioni più basse della mesosfera, come mostrato nella Piastra 1. Le misurazioni satellitari dal High Resolution Doppler Imager (HRDI) sul Satellite per la Ricerca dell’Atmosfera Superiore (UARS), iniziando nel novembre 1991, forniscono dati equatoriali sul vento dal QBO da 10-40 e 50-115 km. I dati HRDI hanno rivelato un QBO nella mesosfera superiore [Burrage et al., 1996] chiamato MQBO. Le medie mensili equatoriali HRDI del vento sono mostrate nella Piastra 6 (parte superiore), confermando il QBO fino a 40 km e l’SAO mesosferico da ~55-85 km. Dopo aver rimosso le armoniche annuali e semi-annuali, un MQBO centrato intorno agli 85 km diventa evidente, come mostrato nella parte inferiore della Piastra 6. Queste variazioni del vento sono state confermate dalle osservazioni radar a Christmas Island (2°N) durante il periodo HRDI. I dati HRDI mostrano che l’MQBO si estende fino a latitudine +30°, con una differenza di fase di 180° rispetto al QBO stratosferico a 40 hPa.
Il record HRDI è troppo breve per confermare in modo affidabile che l’MQBO sia collegato al QBO stratosferico. Garcia et al. (1997) hanno suggerito che la fase orientale del QBO mesosferico è solitamente più forte quando le anomalie di vento profonde occidentali sono presenti nel QBO stratosferico. Questa correlazione si è dimostrata vera sia nei dati satellitari che nei dati radar dal 1990 al 1991, ma sono state trovate eccezioni nei dati radar dal 1990-1999, che mostrano un’alta variabilità interna e non sono correlate con il QBO annuale.
La possibilità di una connessione al QBO è rafforzata da prove sperimentali e teoriche. May et al. (1997) hanno utilizzato un modello 2D per simulare le oscillazioni nell’equatore stratosferico e mesosferico risultanti dalle onde di gravità equatoriali. Il QBO modellato non era limitato alla stratosfera, ma mostrava un QBO nella copertura mesosferica, simile a quella osservata nei dati HRDI e nei dati di Christmas Island. La spiegazione teorica implica una filtrazione selettiva delle onde di gravità di piccola scala o delle onde di marea nei venti stratosferici, insieme alla rottura complementare a livelli più alti nella mesosfera. Questo processo genera anche l’SAO nella mesosfera superiore.
Le ampiezze delle varie oscillazioni equatoriali nel vento zonale, in funzione dell’altezza, sono riassunte nella Figura 30. Il ciclo annuale (curva tratteggiata) è relativamente piccolo nella stratosfera (~5 m s^-1). Il QBO stratosferico va da 16 a 40 km, raggiungendo circa 20 m s^-1 a circa 25 km. L’ampiezza nella troposfera è trascurabile. L’ampiezza del QBO tra 40 e 70 km non è mostrata a causa dell’incertezza nel definire quale parte della variabilità sia correlata al QBO (vedi Piastra 1).
6.2. Effetto del QBO sulla Troposfera Extratropicale
Nella sezione 4 è stato dimostrato che il QBO, modulando la guida d’onda per le onde planetarie che si propagano verticalmente, influisce sulla circolazione della stratosfera invernale extratropicale. Questa modulazione è più facilmente osservabile nell’emisfero nord (NH), dove le ampiezze delle onde sono maggiori e la circolazione stratosferica è interrotta da riscaldamenti maggiori. La Figura 14 ha mostrato che la modulazione del vento zonale dal QBO nel NH a gennaio si estende al di sotto della tropopausa. Angell e Korshover [1975] hanno mostrato una forte correlazione tra il vento zonale di Balboa a 50-hPa e lo spostamento del vortice settentrionale a 300 hPa, vicino alla tropopausa. La prima evidenza dell’influenza del QBO è stata fornita da Holton e Tan [1980], che hanno mostrato la differenza tra il geopotenziale a 1000-hPa per le due fasi del QBO. Un aggiornamento del calcolo di Holton e Tan, per i dati dal 1964 al 1996, è mostrato nella Figura 31. Il modello è caratterizzato dalla modulazione dell’intensità del vortice polare e dalle anomalie di segno opposto alle latitudini basse e medie. Il modello nella Figura 31 è simile a quello mostrato da Holton e Tan. Hamilton [1998b], in una simulazione GCM di 48 anni con un QBO imposto, ha scoperto che la differenza composita del QBO nell’intensità del vortice polare troposferico superiore, seppur piccola, era statisticamente significativa.
C’è sempre più evidenza, dalle osservazioni, dai modelli numerici e dai modelli concettuali, che le anomalie stratosferiche influenzano effettivamente la troposfera.Ci sono sempre più prove, provenienti da osservazioni, modelli numerici e modelli concettuali, che le anomalie stratosferiche influenzano effettivamente la troposfera. (Non è necessario limitare la nostra discussione all’influenza della QBO, ma pensare a qualsiasi anomalia di circolazione nella stratosfera: ad esempio, a causa dell’influenza solare, della QBO, di un’eruzione vulcanica, ecc.) Boville [1984] ha dimostrato, utilizzando un GCM, che un cambiamento nella struttura del vento zonale ad alta latitudine nella stratosfera introduceva cambiamenti nel flusso medio zonale fino alla superficie della Terra, così come nelle strutture delle onde planetarie. Ha concluso che il grado di intrappolamento delle onde planetarie nella troposfera è determinato dalla forza e dalla struttura del vento medio zonale stratosferico, risultando in una sensibilità della troposfera alla struttura del vento zonale stratosferico. Boville [1986] ha ulteriormente spiegato che quando i venti ad alta latitudine nella stratosfera inferiore sono forti, tendono a inibire la propagazione verticale dell’attività ondosa nella stratosfera polare. Se i venti sono deboli, d’altro canto, l’attività ondosa può propagarsi più efficacemente nella stratosfera polare. Si è scoperto che questo processo è strettamente collegato alla generazione troposferica di onde planetarie che si propagano verticalmente. Kodera e altri [1990] hanno utilizzato sia osservazioni che un GCM per mostrare che le anomalie nella stratosfera superiore di media latitudine (1 hPa) a dicembre tendono a muoversi verso i poli e verso il basso, raggiungendo la troposfera circa 2 mesi dopo. In generale, questi effetti possono essere compresi in termini di modifica del vento zonale medio, che funge da guida d’onda per la propagazione delle onde planetarie. Le anomalie stratosferiche tendono a indurre cambiamenti nella propagazione delle onde ai livelli inferiori, influenzando la convergenza delle onde, che a sua volta modifica ulteriormente il flusso medio zonale. Nel tempo, l’effetto netto si manifesta come un movimento verso il basso e verso i poli delle anomalie.
Un approccio complementare per comprendere il legame verso il basso con la troposfera è stato esaminare i “modi di variabilità”. Tali modi possono essere considerati come schemi che tendono a ricorrere e che rappresentano una grande frazione della varianza; gli schemi dovrebbero essere robusti e identificati attraverso differenti schemi di analisi. Ad esempio, il vento zonale invernale dell’emisfero nord tende a variare in un modello di dipolo (Figura 14). Questa modalità accoppiata di variabilità tra la stratosfera invernale settentrionale e la troposfera è stata discussa da Nigam [1990], che ha esaminato gli EOF ruotati del vento zonale medio. Il risultato di Nigam ha mostrato che la modalità dominante di variabilità nel vento zonale medio appare come un profondo dipolo nord-sud con un nodo vicino ai 40°-45°N (simile alla Figura 14). La parte polare del dipolo rappresenta fluttuazioni nella forza del vortice polare. L’accoppiamento tra stratosfera e troposfera è stato ulteriormente esplorato da Baldwin et al. [1994], che hanno esaminato i modelli geopotenziali nella troposfera centrale legati alla stratosfera. Utilizzando la decomposizione in valori singolari (chiamata anche analisi di covarianza massima) tra geopotenziale a 500 hPa e vento zonale medio, hanno mostrato che la modalità principale aveva una forte firma di dipolo nel vento zonale medio, estendendosi dalla superficie a oltre 10 hPa. La modalità di dipolo nord-sud rappresenta una grande frazione della varianza nel vento zonale ed è identificata attraverso una varietà di tecniche.La principale modalità di variabilità della troposfera/stratosfera extratropicale settentrionale è caratterizzata da una struttura profonda, zonalmente simmetrica o “annulare” [Thompson e Wallace, 2000]. Questa modalità di dipolo nel vento zonale medio è accoppiata a una struttura d’onda orizzontale di anomalie geopotenziali nella troposfera. Il modello di superficie assomiglia all’Oscillazione dell’Atlantico del Nord, ma è più simmetrico in longitudine. Thompson e Wallace [1998] hanno mostrato che il modello di superficie corrisponde all’EOF principale della pressione media mensile a livello del mare in inverno. La modalità, a qualsiasi livello, è conosciuta come Modalità Anulare Settentrionale (NAM). Il modello NAM di superficie è anche conosciuto come Oscillazione Artica [Thompson e Wallace, 1998] ed è ampiamente simile alla firma QBO mostrata nella Figura 31, suggerendo che la QBO possa agire per modulare la NAM. Ora sta diventando chiaro che tutti gli studi sulle modalità di variabilità del NH producono modelli che sono, in sostanza, leggere varianti della NAM. La NAM rappresenta una modalità dominante, robusta e naturalmente ricorrente di variabilità e, se la QBO può influenzare la NAM nella stratosfera, ci si può aspettare che ci sia anche una firma di superficie della QBO.
La NAM è strettamente collegata ai riscaldamenti stratosferici improvvisi [Baldwin e Dunkerton, 1999], e ogni riscaldamento maggiore mostra una chiara firma nell’entità della NAM stratosferica. Questa relazione può essere prevista poiché entrambi i fenomeni, nella stratosfera, si riferiscono alla forza del vortice polare. Man mano che la forza del vortice polare stratosferico cambia, la firma NAM di superficie tende a variare. Baldwin e Dunkerton hanno esaminato questa relazione e hanno dimostrato che grandi variazioni sostenute nella forza del vortice polare stratosferico tendono a propagarsi verso il basso fino alla superficie terrestre. Il tempo per propagarsi dal livello di 10 hPa alla superficie è risultato variabile, con una media di circa 3 settimane. Hanno anche esaminato la relazione tra la QBO e la NAM, che è risultata essere la più forte durante dicembre nella stratosfera centrale e più debole con l’avanzare dell’inverno. La QBO è uno dei diversi fattori che influenzano la NAM, modulando la forza del vortice polare dalla mesosfera inferiore alla superficie terrestre.
La Figura 30 mostra la distribuzione verticale dell’ampiezza di diversi componenti atmosferici all’equatore. In particolare, si tratta di quattro oscillazioni e un componente annuale, e sono rappresentati in funzione dell’altitudine (sull’asse verticale) e della loro ampiezza (sull’asse orizzontale).
Ecco un dettaglio sui componenti mostrati:
- MQBO: Questa componente si basa su osservazioni UARS/HRDI. L’ampiezza dell’MQBO sembra essere maggiore a un’altitudine di circa 80-90 km.
- MSAO: La sua ampiezza è maggiore a un’altitudine di circa 80 km.
- SSAO: Questo componente ha la sua ampiezza massima intorno ai 50-60 km di altitudine.
- SQBO: La sua ampiezza è massima a un’altitudine di circa 20-30 km.
- Annual: Il componente annuale mostra un andamento simile all’MSAO e all’MQBO con picchi di ampiezza simili a un’altitudine di circa 80-90 km.
La linea tratteggiata verticale rappresenta un riferimento per l’ampiezza di 0 m/sec.
Inoltre, ci sono riferimenti alle fonti delle informazioni. Ad esempio, l’SAO si basa su osservazioni di razzi effettuate all’Isola dell’Ascensione nel 1978. Il componente annuale è basato sulla COSPAR International Reference Atmosphere del 1986.
In sintesi, questa figura rappresenta come varia l’ampiezza di diverse oscillazioni atmosferiche all’aumentare dell’altitudine all’equatore. Ogni curva mostra dove l’ampiezza di ciascuna oscillazione è massima.
Ecco una spiegazione di ciascuno di essi:
- MQBO (Mese Quasi-Biennale Oscillazione): Questo è probabilmente una variante o un errore tipografico dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), un fenomeno atmosferico caratterizzato da un’inversione periodica dei venti nell’alta atmosfera (stratosfera) sopra l’equatore. Normalmente, la QBO ha un periodo di circa 28 mesi. Nella figura, sembra avere un’ampiezza massima a un’altitudine di circa 80-90 km.
- MSAO (Mese Suddeno Riscaldamento Atmosferico): Questo potrebbe riferirsi al fenomeno di “Sudden Stratospheric Warming” (SSW) o Riscaldamento Stratosferico Improvviso, ma non sono sicuro del contesto esatto in cui viene utilizzato “MSAO”. Il SSW si verifica quando c’è un riscaldamento rapido e significativo della stratosfera polare, spesso legato a un indebolimento o rovesciamento del vortice polare.
- SSAO: Non sono sicuro di quale sia la definizione esatta di “SSAO” nel contesto di questa figura. Potrebbe riferirsi a un’altra forma di oscillazione atmosferica o riscaldamento, ma avrei bisogno di ulteriori informazioni per fornire una spiegazione accurata.
- SQBO: Anche in questo caso, “SQBO” potrebbe essere una variante o un errore tipografico della QBO menzionata in precedenza. Nella figura, l’SQBO ha la sua ampiezza massima a un’altitudine di circa 20-30 km, che è tipicamente dove l’effetto della QBO è più pronunciato.
- Annual (Annuale): Questo componente rappresenta le variazioni annue nell’atmosfera, probabilmente legate ai cicli stagionali. Ha un’ampiezza massima a un’altitudine di circa 80-90 km, simile all’MQBO.
Queste oscillazioni e componenti sono rappresentate per mostrare come la loro ampiezza varia con l’altitudine all’equatore. Ciò può aiutare a comprendere l’interazione tra queste oscillazioni e come influenzano il clima e il tempo in varie parti dell’atmosfera.
La figura 31 mostra le differenze nel campo di altezza geopotenziale a 1000 hPa (che è pressoché a livello del mare) tra le fasi occidentali e orientali della Quasi-Biennial Oscillation (QBO), un fenomeno atmosferico che si verifica nella stratosfera sopra l’equatore.
Ecco una spiegazione dettagliata:
Mappa: La mappa mostra una proiezione polare dell’intero emisfero nordico. Le linee curve rappresentano le linee di altezza geopotenziale, che sono, in un certo senso, analoghe alle curve di livello su una mappa topografica. Esse mostrano luoghi con la stessa altezza geopotenziale, il che aiuta a indicare la struttura dei sistemi di alta e bassa pressione.
Altezza geopotenziale: Questa misura è usata in meteorologia per rappresentare l’altezza verticale di una superficie isobarica (una superficie di costante pressione) rispetto al livello del mare. Nella figura, vediamo le differenze nell’altezza geopotenziale a 1000 hPa tra le fasi occidentali e orientali della QBO.
Differenze tra W-E QBO: “W-E” sta per “westerly-easterly”, ovvero occidentali-orientali. La QBO ha due fasi principali: una fase in cui i venti sono da ovest (occidentali) e una fase in cui i venti sono da est (orientali). La mappa mostra la differenza nell’altezza geopotenziale tra queste due fasi. Le aree in cui le linee sono vicine indicano regioni di grande differenza tra le due fasi, mentre le aree con linee distanti indicano regioni di minore differenza.
Dati utilizzati: I dati utilizzati per creare questa mappa provengono dai “National Centers for Environmental Prediction” e rappresentano la media mensile da dicembre a febbraio per gli anni 1964-1996.
In sintesi, questa figura ci mostra come la QBO, un fenomeno stratosferico, può avere effetti anche sulla troposfera, la parte più bassa dell’atmosfera dove si verifica il tempo. Mostra le differenze nel campo di altezza geopotenziale a livello del mare (1000 hPa) tra le due principali fasi della QBO.
6.3. Effetti della QBO sulla Troposfera Tropicale Poiché la QBO ha la sua massima ampiezza sull’equatore, è naturale chiedersi se questa oscillazione abbia qualche effetto sulla troposfera tropicale sottostante. Qui è importante tenere a mente due cose. Primo, le anomalie di vento zonale e di temperatura della QBO non penetrano significativamente al di sotto della tropopausa. La QBO della temperatura alla tropopausa è piccola rispetto al ciclo annuale. Secondo, è noto che la troposfera tropicale ha una propria oscillazione quasi-biennale, non correlata con la QBO stratosferica [Yasunari, 1985; Gutzler e Harrison, 1987; Kawamura, 1988; Lau e Sheu, 1988; Moron et al., 1995; Shen e Lau, 1995]. A differenza della QBO stratosferica, la “QBO troposferica” è irregolare nel tempo, asimmetrica in longitudine e si propaga lentamente verso est, con la maggiore ampiezza vicino all’Indonesia.
Anche se Yasunari [1989] ha suggerito che la troposferica oscillazione quasi biennale sia coerente con la stratosferica QBO, i suoi risultati e quelli di altri autori tendono a discostare questa affermazione. Per esempio, i dati di Holton et al. su venti troposferici superiori filtrati biennalmente mostrano un modello di variabilità regolare in longitudine e tempo, con due distinte oscillazioni apparenti nell’area del Pacifico e dell’Atlantico, entrambe delle quali correlano bene con la stratosferica QBO. L’oscillazione è un po’ troppo veloce sull’Atlantico, e un po’ troppo lenta sul Pacifico. Sulla base di un registro più lungo, alcuni autori vedono la stratosferica QBO e la troposferica QBO come completamente non correlate [Barnett, 1991; Xu, 1992]. Per quanto riguarda le correlazioni lineari, né le QBO troposferiche né quelle stratosferiche mostrano una relazione di fase coerente su diversi decenni. Le loro morfologie sono così diverse che è difficile vedere una connessione evidente.
D’altra parte, un’altra relazione più sottile (che sia non lineare o multivariata) potrebbe esistere tra questi fenomeni. Ci sono prove che l’ENSO possa potenziare il tasso di discesa dei venti occidentali della QBO [Mayr et al., 1984]. Questo effetto è dinamicamente plausibile [Dunkerton, 1990; Geller et al., 1997] ma non risulterebbe in alcun incremento correlato. Forse in modo simile, la QBO stratosferica influenza la troposfera sottostante in maniera indiretta, il suo effetto potrebbe mischiarsi con quello di altri fenomeni che accadono solo in certi momenti e luoghi.La connessione più promettente tra la QBO stratosferica e la troposfera tropicale si trova nella variazione interannuale dell’attività degli uragani atlantici [Gray, 1984a, 1984b; Shapiro, 1989; Hess e Elsner, 1994; Landsea et al., 1998; Elsner et al., 1999]. Forti uragani che hanno origine nell’Atlantico tropicale si verificano significativamente più spesso nelle stagioni in cui la QBO sovrastante è occidentale o sta diventando occidentale intorno ai 50 hPa. Il contrario è vero nella fase opposta della QBO. La QBO stratosferica rimane uno dei diversi predittori dell’attività degli uragani atlantici nelle previsioni stagionali emesse da W. Gray e collaboratori presso la Colorado State University (http://typhoon.atmos.colostate.edu/forecasts/). Non è chiaro se la QBO abbia un’influenza simile sui tifoni nell’oceano Pacifico occidentale [Chan, 1995; Baik e Paek, 1998; Lander e Guard, 1998]. La dinamica della formazione degli uragani è in qualche modo diversa nelle due regioni. Non è stata fornita una spiegazione convincente dell’effetto della QBO sull’attività degli uragani. Diversi autori hanno notato l’effetto dello shear del vento verticale nella bassa stratosfera sulla convezione penetrante associata a forti tempeste [Gray et al., 1992a, 1992b], l’effetto sulla stabilità statica della bassa stratosfera [Knaff, 1993], e l’effetto dei venti della QBO sulla posizione dei livelli critici per le onde easterly tropicali [Shapiro, 1989]. Le prove che supportano un ruolo della QBO nell’attività degli uragani derivano da regressioni multiple in cui i predittori sono scelti soggettivamente in base all’esperienza. La possibilità che altre forme di variabilità quasi-biennale possano ugualmente spiegare bene la connessione con gli uragani atlantici non è stata esplorata [Shapiro, 1989].Altri apparenti effetti della QBO nella troposfera includono la notevole scoperta di Chao [1989] che la durata del giorno terrestre ha una variazione interannuale coerente con il momento angolare della QBO stratosferica. Questo risultato è coerente con il fatto che il momento angolare atmosferico è intimamente connesso con la velocità di rotazione della Terra. Tuttavia, la connessione tra la stratosfera e la Terra solida non è chiara. In una vena simile, Del Rio e Cazenave [1994] discutono un possibile effetto sul moto polare. Fontaine et al. [1995] hanno scoperto che regimi di precipitazione contrastanti nell’Africa occidentale sono associati con la QBO stratosferica. Collimore et al. [1998] hanno mostrato una correlazione, sebbene imperfetta, tra la QBO e l’attività convettiva profonda in regioni di forte convezione. Nel regno dei segnali molto più piccoli, Hamilton [1983] ha trovato una variabilità quasi-biennale nell’ampiezza dell’oscillazione semidiurna della pressione superficiale. Queste e altre prove pubblicate e non pubblicate dell’effetto della QBO sulla troposfera tropicale motivano ulteriori studi e dimostrano che la QBO stratosferica dovrebbe essere correttamente simulata nei modelli dell’atmosfera tropicale.
- CONCLUSIONI In un articolo che riassumeva i lavori sul QBO, allora di recente scoperta, Reed [1967, p. 393] affermava: “Forse verrà presto trovata una spiegazione semplice, e ciò che ora sembra un affascinante mistero sarà retrocesso alla categoria di un capriccio meteorologico. Oppure il fenomeno si dimostrerà di avere un’importanza maggiore di quanto ora possiamo immaginare, sia a causa di qualche proprietà intrinseca che possiede sia per il suo effetto su altre aree correlate di ricerca.” Con il vantaggio di oltre 3 decenni di ricerche relative al QBO, possiamo ora affermare con certezza che il QBO è più che un semplice “capriccio” meteorologico. Infatti, come dimostrato in questa rassegna, il QBO ha un ruolo molto più ampio rispetto a quello immaginato negli anni ’60, sia per le sue caratteristiche fluodinamiche intrinseche sia per la sua rilevanza nelle questioni di chimica atmosferica globale e di clima.
Il QBO è una spettacolare dimostrazione del ruolo delle interazioni onda-flusso medio nella fluidodinamica di un’atmosfera stratificata rotante. Come elegantemente sostenuto da McIntyre [1993], ciò che rende speciale la dinamica di un’atmosfera stratificata rotante è l’ubiquità dei moti ondulatori e il fatto che la propagazione e la rifrazione delle onde sono generalmente accompagnate da un trasporto di momento angolare.
Il QBO non esisterebbe se non ci fosse il trasferimento di quantità di moto tramite la propagazione e la rifrazione delle onde. La dipendenza della rifrazione dell’onda dal flusso medio fornisce il meccanismo attraverso il quale i flussi di quantità di moto indotti dalle onde nella stratosfera equatoriale possono produrre un feedback sul flusso medio. Nel QBO, non solo le onde oscillanti interagiscono con il flusso medio per produrre una rettificazione del flusso, ma anche il flusso rettificato stesso oscilla su un periodo completamente diverso da quello delle onde motrici.
La Tavola 1 mostra che il QBO (che negli anni ’60 era considerato da alcuni come probabilmente un fenomeno transitorio) è una caratteristica persistente della circolazione della stratosfera equatoriale. Abbiamo osservato direttamente 20 cicli completi dell’oscillazione, e ci sono prove indirette che coprono un periodo di tempo molto più lungo. Attraverso lo studio delle variazioni a lungo termine nel segnale della marea semidiurna solare nella pressione superficiale alle stazioni equatoriali (che è sensibile ai venti zonali nella stratosfera), Hamilton [1983] e Teitelbaum et al. [1995] hanno argomentato che il QBO deve essere esistito per almeno gli ultimi 120 anni.
Questa robusta natura del QBO suggerisce che fenomeni simili dovrebbero essere presenti anche su altri pianeti con atmosfere stratificate rotanti e zone di convezione equatoriale. Effettivamente, un’oscillazione analoga, l’oscillazione quasi quadriennale (QQO), è stata documentata nell’atmosfera equatoriale di Giove [Leovy et al., 1991; Friedson, 1999]. La scala meridionale osservata del QQO su Giove (circa 7°8′) è circa la metà di quella del QBO terrestre. Per i parametri forniti da Friedson, ciò è coerente con la scala di transizione discussa nella sezione 3.1, a condizione che la scala verticale di forzamento sia impostata a 12 km, piuttosto che al valore di 4 km appropriato per il QBO terrestre. McIntyre [1994] ha suggerito che un’oscillazione simile potrebbe verificarsi all’interno del Sole.
La possibilità di implicazioni più ampie del QBO per altri settori della ricerca, come suggerito da Reed [1967] nella citazione sopra, si è certamente rivelata vera. Come discusso nella sezione 6.2, l’influenza del QBO sulle variazioni climatiche interannuali nella troposfera e stratosfera extratropicale è un importante argomento di attuale interesse. Tentativi di comprendere e prevedere meglio le tendenze e la variabilità dell’ozono atmosferico richiedono un’attenta considerazione degli effetti diretti e indiretti del QBO equatoriale sullo strato di ozono (vedi sezione 5). Quindi i modelli di variabilità climatica interannuale e di chimica stratosferica globale dovrebbero entrambi includere gli effetti del QBO esplicitamente o attraverso qualche parametrizzazione.
Purtroppo, la simulazione del QBO rimane una grande sfida per i modelli di circolazione generale. Tali modelli sono attualmente utilizzati per la previsione di tendenze e variabilità climatiche associate ai cambiamenti indotti dall’uomo nelle concentrazioni di vari gas serra. Eppure, come discusso nella sezione 3.3.2, molti modelli non sono in grado di generare spontaneamente un QBO realistico. L’atmosfera, tuttavia, non ha tali difficoltà. Uno scettico potrebbe sostenere che l’assenza di un fenomeno dinamico globale così robusto dimostra che i modelli sono ancora lontani dalla realtà. Sarebbe più corretto dire che il QBO pone requisiti rigorosi su un modello numerico, richiedendo un metodo computazionale accurato, un’elevata risoluzione spaziale e una bassa diffusione. È anche chiara la necessità di una parametrizzazione accurata dei flussi di quantità di moto a scala subgrigliata.Gli argomenti presentati sopra suggeriscono che le onde di gravità generate dalla convezione equatoriale sono essenziali per forzare il QBO. Ciò implica che, tra le altre cose, è richiesto un migliore modellamento della dinamica dei sistemi convettivi a mesoscala e delle onde tropicali a scala sinottica nelle quali questi sistemi sono incorporati, se i GCM devono riprodurre regolarmente le affascinanti interazioni di feedback tra onda e flusso medio che risultano nel QBO equatoriale.
- Fase del QBO: Orientale o occidentale come definito dai venti equatoriali a un livello specificato. Storicamente, il livello è stato scelto nella gamma 50–25 hPa.
- Onde su scala planetaria: Onde tropicali o extratropicali che si sviluppano con un basso numero d’onda zonale (1–3), per esempio, onde di Kelvin equatoriali, o onde di Rossby nella stratosfera invernale.
- Onde planetarie e rottura delle onde planetarie/Rossby: Nella stratosfera invernale, il vortice polare crea forti gradienti meridiani di PV (Vorticità Potenziale), circondati da gradienti più deboli. Al di fuori del vortice, c’è un ribaltamento (nella direzione latitudinale) dei contorni di PV per onde di Rossby man mano che le loro ampiezze diventano grandi. Questo è un tipo di “rottura delle onde” e la regione dove ciò avviene è quindi conosciuta come la “zona di surf” stratosferica. La rottura delle onde produce lunghe estensioni di PV e mescolanza irreversibile di PV a piccole scale.
- Onde di Rossby: Un termine generico per onde che devono la loro esistenza ai gradienti latitudinali di vorticità potenziale. Tali gradienti forniscono un meccanismo di ristoro che permette la propagazione delle onde.
- Orientale: Da est.
- Verso est: Direzione verso est.
- Flusso di Eliassen-Palm (EP): Una misura della propagazione dell’attività ondosa nel piano latitudine-altezza [Eliassen e Palm, 1961; Edmon et al., 1980]. La convergenza del flusso EP è una misura della forza verso ovest (o orientale) esercitata dalle onde sul flusso medio zonale.
- Onde di gravità: Oscillazioni di solito ad alta frequenza e a corta scala orizzontale, relative ai movimenti su scala sinottica, che sorgono in un fluido stratificato stabilmente quando i pacchetti di fluido sono spostati verticalmente.
- Onde di gravità-inerzia: Onde di gravità a bassa frequenza che sono sostanzialmente influenzate dalla forza di Coriolis.
- Onde di Kelvin: All’equatore, onde che si propagano verso est con una componente di velocità meridionale trascurabile e una struttura latitudinale gaussiana nella velocità zonale, nel geopotenziale e nella temperatura, simmetriche rispetto all’equatore.
- Altezza di pressione logaritmica: Una coordinata verticale proporzionale al logaritmo della pressione, approssimativamente uguale all’altezza fisica.
- Piano meridiano: Il piano latitudine-altezza. La circolazione meridiana media è la circolazione media zonale nel piano meridiano.