Influenza della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) sul vapore acqueo monsonico asiatico: dinamiche atmosferiche e implicazioni stratosferiche

Influenza della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) sul vapore acqueo monsonico asiatico: dinamiche atmosferiche e implicazioni stratosferiche

Il Monsone Asiatico (AM) rappresenta uno dei principali motori della circolazione atmosferica estiva dell’emisfero boreale, agendo come un efficace meccanismo di trasporto verticale di vapore acqueo dalla troposfera tropicale fino alla bassa stratosfera. Questa iniezione di umidità, concentrata nei mesi estivi, contribuisce significativamente alla fase umida del ciclo annuale globale del vapore acqueo stratosferico, influenzando processi radiativi e dinamiche di lungo termine legate al bilancio energetico del pianeta.

Un fattore di modulazione della variabilità interannuale del vapore acqueo monsonico è la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), un’oscillazione quasi-periodica dei venti zonali nella stratosfera equatoriale, che alterna fasi orientali (QBO-E) e occidentali (QBO-W) con una periodicità media di circa 28–30 mesi. Sebbene studi precedenti abbiano evidenziato l’esistenza di un legame tra QBO e intensità del monsone asiatico, i meccanismi fisici attraverso i quali la QBO modula il trasporto di vapore acqueo rimangono poco chiari, specialmente nella regione di transizione tra troposfera superiore e stratosfera inferiore (Upper Troposphere – Lower Stratosphere, UTLS).

Questo studio utilizza un dataset ad alta risoluzione temporale proveniente dallo strumento Microwave Limb Sounder (MLS) a bordo del satellite Aura, coprendo il periodo 2005–2020, con l’obiettivo di quantificare la firma della QBO sul vapore acqueo associato all’AM durante l’estate boreale (giugno–agosto). L’analisi evidenzia che la modulazione QBO risulta particolarmente marcata nel mese di agosto, con differenze di concentrazione di vapore acqueo fino a 1 ppmv (parti per milione in volume) a 100 hPa tra le fasi QBO-W e QBO-E. Tuttavia, un segnale significativo è presente anche nel mese di luglio, seppure con caratteristiche spaziali e dinamiche differenti.

L’aspetto più interessante emerso dallo studio è che la regione chiave di controllo della temperatura, che determina la risposta del vapore acqueo al segnale QBO, varia tra luglio e agosto.

• A luglio, il dominio dominante è situato sull’Oceano Indiano tropicale, e il segnale di modulazione del vapore acqueo è in fase con la risposta equatoriale: ciò significa che i cambiamenti di umidità osservati sopra la regione monsonica riflettono direttamente la modulazione termodinamica e dinamica imposta dalla QBO lungo la fascia equatoriale.
• Ad agosto, invece, la regione chiave si sposta verso le subtropiche, in particolare sul fianco sud-occidentale dell’anticiclone monsonico. In questo contesto, il segnale osservato sopra l’AM risulta in opposizione di faserispetto alla risposta equatoriale, suggerendo una dinamica più complessa che coinvolge interazioni tra onde di Rossby, anomalie convettive e trasporto meridionale.

Un altro risultato rilevante riguarda il ruolo della convezione modulata dalla QBO. L’analisi mostra che il segnale termico osservato sul lato meridionale dell’anticiclone monsonico, responsabile delle variazioni di vapore acqueo, è indotto dalla modulazione QBO della convezione equatoriale. Quest’ultima genera treni di onde di Rossby che si propagano verso le latitudini subtropicali, alterando i moti ascendenti e discendenti associati al monsone. Ne deriva un meccanismo di feedback per cui:

• una convezione più debole nella regione meridionale dell’anticiclone favorisce un aumento del vapore acqueonella bassa stratosfera (per via di minore diluizione e maggiore intrusione di aria umida).
• una convezione più intensa, al contrario, tende a generare una riduzione del vapore acqueo.

Questi risultati sottolineano come la QBO non agisca soltanto come un segnale “di fondo” nella dinamica stratosferica, ma come un vero e proprio modulatore dinamico e termodinamico del sistema monsonico asiatico, con potenziali implicazioni per la previsione stagionale e per la comprensione del bilancio radiativo della stratosfera tropicale.

1. Introduzione estesa e approfondita: dinamiche del vapore acqueo stratosferico, ruolo del Monsone Asiatico e influenza della QBO

Il vapore acqueo presente nella stratosfera inferiore gioca un ruolo determinante nel bilancio radiativo terrestre e nei processi chimici della stratosfera, nonostante la sua concentrazione sia estremamente bassa rispetto ai livelli troposferici. Le sue fluttuazioni influenzano l’equilibrio termico globale, l’evoluzione della temperatura stratosferica tropicale, la produzione e distruzione dell’ozono e la dinamica delle circolazioni di Brewer–Dobson (Solomon et al., 2010; Riese et al., 2012).

▸ Origine del vapore acqueo stratosferico

Il vapore acqueo stratosferico proviene quasi esclusivamente dal trasporto verticale di aria umida dalla troposfera attraverso la tropopausa tropicale, una regione nota come “cold trap” per via delle temperature minime che vi si riscontrano (Holton & Gettelman, 2001). Questo meccanismo agisce da filtro termico, disidratando fortemente l’aria in ascesa e limitando l’umidità stratosferica a pochi ppmv (parti per milione in volume), tipicamente fra 3 e 5 ppmv (Fueglistaler et al., 2009). Solo un’esigua parte dell’umidità stratosferica deriva da processi secondari, come l’ossidazione del metano (CH₄) a quote più elevate.

▸ Implicazioni radiative e chimiche

Benché raro in quantità, il vapore acqueo nella bassa stratosfera è estremamente attivo sul piano climatico. Esso contribuisce significativamente all’effetto serra stratosferico, alterando il bilancio energetico delle alte latitudini tropicali e subtropicali (Brindley & Harries, 1998). Inoltre, il vapore acqueo partecipa a reazioni chimiche che influenzano il ciclo dell’ozono stratosferico e, in sinergia con eventi dinamici come i riscaldamenti stratosferici, può accelerarne la distruzione (Dvortsov & Solomon, 2001; Stenke & Grewe, 2005).

Il ruolo dei monsoni nella idratazione stratosferica

L’Asian Summer Monsoon (ASM) e il North American Monsoon (NAM) sono riconosciuti come strutture convettive fondamentali per il trasferimento verticale di vapore nella fascia tropicale. In estate, la bassa stratosfera mostra due massimi di vapore acqueo tra 150 e 70 hPa, localizzati sopra le regioni monsoniche di Asia e America Settentrionale (Rosenlof et al., 1997; Park et al., 2007). Questi massimi stagionali non solo contribuiscono alla fase umida del ciclo annuale del vapore stratosferico ma sono anche in grado di modulare la distribuzione latitudinale dell’umidità fino a influenzare le regioni extratropicali (Ploeger et al., 2013).

Simulazioni condotte da Nuetzel et al. (2019) hanno quantificato che il Monsone Asiatico, da solo, contribuisce per circa il 15% alla fase umida del “tape recorder” tropicale – ovvero la propagazione verticale nel tempo del segnale stagionale di vapore – e per circa il 30% al massimo estivo del vapore acqueo nella bassa stratosfera extratropicale dell’emisfero nord.

Modelli numerici globali (Bannister et al., 2004; Tissier & Legras, 2016) indicano che la convezione intensa e profonda nell’Asia sud-orientale è la principale fonte di trasporto di umidità oltre la tropopausa, attraverso fenomeni come il deep convection moistening e la convezione overshooting, che possono temporaneamente perforare la tropopausa e iniettare aria umida direttamente nella stratosfera.

Incertezze sui meccanismi fisici: trasporto verticale vs trasporto orizzontale

Nonostante il consenso sul ruolo del monsone, restano ampie incertezze sui meccanismi precisi che determinano i massimi osservati. Il dibattito verte su tre possibilità principali:

1. Convezione profonda diretta (overshooting convection);
2. Riscaldamento e variazioni termiche di larga scala nell’anticiclone monsonico;
3. Trasporto orizzontale e avvezione da regioni adiacenti.

Ad esempio, Randel & Park (2006) hanno rilevato fluttuazioni coerenti tra l’attività convettiva profonda e la variabilità del vapore acqueo sopra l’Asian Monsoon Anticyclone (AMA). Tuttavia, su scala sub-stagionale, i massimi di vapore stratosferico non coincidono né temporalmente né spazialmente con i massimi di convezione, suggerendo che trasporti orizzontali o dinamiche indotte dal riscaldamento radiativo possano avere un ruolo dominante.

Inoltre, risultati inattesi di Randel et al. (2015) mostrano che episodi di convezione intensa sono associati a una stratosfera più secca, attribuito a un raffreddamento locale della tropopausa indotto dalla convezione stessa. Tali effetti termodinamici tendono a limitare il vapore acqueo, attraverso un aumento dell’efficienza della trappola fredda.

Al contrario, studi recenti (Khaykin et al., 2022; Konopka et al., 2023) hanno documentato la possibilità di iniezione significativa di vapore da parte di eventi di overshooting, anche se l’effettiva incidenza sul budget globale del vapore rimane ancora oggetto di dibattito nella comunità scientifica.

Variabilità interannuale: influenza della QBO e di ENSO

Sulla scala interannuale, la distribuzione del vapore acqueo nella stratosfera tropicale e monsonica risente fortemente dell’influenza di due teleconnessioni atmosferiche:

• El Niño–Southern Oscillation (ENSO), che agisce modulando la convezione tropicale e la circolazione di Walker;
• Quasi-Biennial Oscillation (QBO), una oscillazione quasi-periodica (≈28 mesi) dei venti zonali equatoriali stratosferici, che alterna fasi orientali (QBO-E) e occidentali (QBO-W).

La QBO influenza le temperature della tropopausa e, di conseguenza, il congelamento del vapore acqueo, sebbene il suo segnale termico sia relativamente debole (±1 K) (Giorgetta & Bengtsson, 1999; Geller et al., 2002; Tian et al., 2019). Tuttavia, ha un impatto misurabile sulla quantità di umidità che riesce a penetrare nella stratosfera tropicale.

Randel et al. (2015) hanno tuttavia evidenziato che il segnale QBO presenta asimmetrie geografiche nelle risposte sopra Asia e America, difficilmente spiegabili da una semplice modulazione termica, dal momento che la QBO è, per definizione, zonally symmetric.

Convezione modulata dalla QBO: un secondo meccanismo dinamico

Oltre al contributo termico, la QBO esercita un controllo diretto sui processi convettivi tropicali, agendo sulle condizioni di stabilità troposferica e sulla ventilazione nella tropopausa superiore. Studi pionieristici (Giorgetta & Bengtsson, 1999; Peña-Ortiz et al., 2019) mostrano che durante la fase QBO-E si verifica una intensificazione della convezione sopra i monsoni dell’Asia orientale e dell’India, accompagnata da un aumento della copertura nuvolosa e della massa convettiva nelle vicinanze della tropopausa.

Tuttavia, il legame tra questa modulazione convettiva e il conseguente trasporto di vapore nella stratosfera non è ancora pienamente chiarito.

Obiettivo del presente studio

Nel presente lavoro si analizza in modo sistematico l’influenza della QBO sul contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra la regione del Monsone Asiatico. Si utilizzano dati osservativi forniti dallo strumento Microwave Limb Sounder (MLS) a bordo del satellite Aura, per il periodo 2005–2020, al fine di:

1. Quantificare e descrivere la firma della QBO sul vapore acqueo nei mesi di luglio e agosto;
2. Analizzare la correlazione tra il contenuto di vapore acqueo, la temperatura e la convezione in relazione alla fase QBO;
3. Discutere il ruolo combinato di modulazione termica e convettiva nel determinare la risposta osservata nella bassa stratosfera sopra l’Asia durante la stagione monsonica.

2. Dati e Metodologia

L’analisi condotta in questo studio si basa su una combinazione di osservazioni satellitari dirette e dati di rianalisi numerica ad alta risoluzione, finalizzata a caratterizzare con precisione la modulazione del contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra la regione del Monsone Asiatico (AM) in risposta alla variabilità interannuale della Quasi-Biennial Oscillation (QBO). L’approccio adottato integra la misurazione di variabili chiave — vapore acqueo, temperatura, vento e convezione — su scala giornaliera e multi-decennale, ponendo le basi per una valutazione rigorosa del segnale QBO nella fascia di pressione compresa tra 100 e 82 hPa.

2.1 Osservazioni satellitari – MLS/Aura

I dati fondamentali per l’analisi del vapore acqueo e della temperatura sono stati ottenuti dallo strumento Microwave Limb Sounder (MLS) installato a bordo del satellite Aura, lanciato dalla NASA nel 2004 nell’ambito del programma Earth Observing System (EOS). MLS è progettato per misurare profili verticali di composizione atmosferica, inclusi gas serra, ozono, vapore acqueo, e temperatura, fino alla mesosfera. Le sue capacità di osservazione limb-viewing (cioè tangenzialmente all’atmosfera) lo rendono particolarmente adatto al monitoraggio della Upper Troposphere and Lower Stratosphere (UTLS).

In questo studio sono stati utilizzati i dati della versione 4.2 del prodotto MLS (Lambert et al., 2015; Livesey et al., 2020), con copertura temporale che va da gennaio 2005 a dicembre 2020. I dati sono stati elaborati per produrre campi giornalieri grigliati ai livelli isobarici di 100 hPa e 82 hPa, rappresentativi rispettivamente della tropopausa superiore e della stratosfera bassa tropicale. I profili MLS sono stati mediati all’interno di bin spaziali di 2° in latitudine × 5° in longitudine, ottenendo un dataset regolare e comparabile tra regioni.

▸ Precisione e accuratezza

La precisione del singolo profilo MLS per il vapore acqueo è stimata attorno al 7% a 82 hPa e 15% a 100 hPa, mentre l’accuratezza globale è pari rispettivamente al 9% e 8% (Livesey et al., 2020, Tabella 3.9.1). Per la temperatura, la precisione strumentale è ≤ 0.8 K nella bassa stratosfera e i bias osservati rispetto ad altri satelliti validati variano da 0 a +1 K (Tabella 3.22.1).

I prodotti MLS sono stati precedentemente impiegati per caratterizzare la struttura e l’evoluzione climatologica dell’anticiclone monsonico asiatico (AMA), come documentato da Santee et al. (2017), e rappresentano una fonte altamente affidabile per lo studio del vapore acqueo in UTLS.

2.2 Dati di rianalisi – ERA5/ECMWF

Per integrare l’analisi osservativa con variabili meteorologiche chiave, si è fatto ricorso al dataset di rianalisi ERA5, prodotto dal Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF). ERA5 rappresenta la più avanzata rianalisi attualmente disponibile, basata sul sistema IFS (Integrated Forecasting System) Cy41r2, con risoluzione orizzontale di circa 31 km e 137 livelli verticali che si estendono fino alla mesosfera (0.01 hPa). La disponibilità di dati orari e la coerenza temporale rendono ERA5 particolarmente adatto per studi sulla variabilità sub-stagionale e interannuale.

In questo studio sono stati estratti i campi giornalieri di:

• vento zonale e meridiano,
• temperatura,
• frazione di copertura nuvolosa.

Questi campi sono stati interpolati su una griglia regolare 2.5° × 2.5°, per renderli compatibili con gli altri dataset utilizzati. I dati sono stati estratti su 37 livelli isobarici compresi tra 1000 hPa e 1 hPa, garantendo una copertura verticale continua dalla troposfera inferiore alla stratosfera superiore.

▸ Validazione della copertura nuvolosa

Per valutare l’attendibilità dei dati ERA5 sulla copertura nuvolosa, è stato considerato lo studio di Yao et al. (2020), che ha confrontato ERA5 con i dati del sensore MODIS (Terra/Aqua) in regioni tropicali e subtropicali. I risultati indicano che le differenze mensili medie di copertura nuvolosa tra ERA5 e MODIS sono generalmente inferiori al 5%, con correlazioni superiori a 0.8, giustificando l’uso di ERA5 per indagini sulla variabilità convettiva.

2.3 Proxy della convezione – OLR da NOAA/PSL

Per quantificare la convezione profonda tropicale, è stato impiegato un secondo indicatore: la radiazione infrarossa uscente (OLR). Valori bassi di OLR (< 220 W/m²) sono generalmente associati a intensa copertura nuvolosa e convezione profonda.

Sono stati utilizzati i dati di OLR interpolati su griglia 2.5° × 2.5°, forniti dalla Physical Sciences Laboratory (PSL)della NOAA/OAR/ESRL, disponibili al sito:
https://www.psl.noaa.gov/.

I dati OLR offrono una misura sinottica e indipendente della convezione rispetto alla frazione di nuvolosità ERA5, contribuendo a ridurre l’incertezza legata ai metodi di osservazione e assimilazione.

2.4 Definizione delle fasi della QBO – Dati radiosonda da Singapore

Le fasi della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) sono state identificate a partire da osservazioni mensili del vento zonale registrato da radiosonde presso Singapore – un sito equatoriale chiave nel monitoraggio della QBO sin dagli anni ’50.

Sono stati utilizzati dati a cinque livelli di pressione: 70, 50, 40, 30 e 10 hPa, per i soli mesi di luglio e agosto, coerentemente con il focus stagionale del lavoro. Per ogni livello e mese, il valore mensile è stato:

1. Standardizzato, sottraendo la media 2005–2020 e dividendo per la deviazione standard;
2. Le fasi sono state classificate come:
   • QBO-E (easterly phase) se il valore standardizzato è < –0.5;
   • QBO-W (westerly phase) se il valore standardizzato è > +0.5.

La Tabella 1 dello studio riporta il numero di eventi QBO-E e QBO-W identificati per ciascun mese e livello. Questo approccio, basato su soglie statistiche robuste, permette di evitare ambiguità nelle transizioni QBO e di costruire compositi stagionali coerenti per confrontare l’impatto sulla dinamica monsonica.

Considerazioni finali sul disegno metodologico

L’approccio metodologico adottato in questo studio combina dati satellitari ad alta precisione con rianalisi dinamiche e proxy convettivi, integrando:

• misure dirette di vapore acqueo e temperatura (MLS),
• analisi atmosferiche tridimensionali (ERA5),
• indicatori indiretti della convezione (OLR e cloud fraction),
• caratterizzazione delle teleconnessioni (QBO da radiosonde).

Questa sinergia di fonti consente di ricostruire con elevata risoluzione temporale e spaziale la catena causale che lega la QBO alla modulazione stagionale del contenuto di umidità nella stratosfera inferiore sopra il subcontinente indiano e l’Asia sud-orientale.

Analisi estesa della Tabella 1: classificazione delle fasi della QBO nei mesi estivi e implicazioni metodologiche

La Tabella 1 riporta la classificazione dei casi di Quasi-Biennial Oscillation (QBO) nei mesi di luglio e agosto, in base alle osservazioni di vento zonale ottenute da radiosondaggi effettuati a Singapore, sito equatoriale strategico per il monitoraggio della dinamica stratosferica. L’analisi copre il periodo 2005–2020, e considera cinque livelli isobarici chiave all’interno della stratosfera tropicale: 70, 50, 30, 20 e 10 hPa.

Per ciascun mese e livello di pressione, i valori sono espressi nella forma W/E, dove:

• W rappresenta il numero di anni in cui il vento zonale standardizzato ha mostrato una chiara componente occidentale (QBO-W),
• E il numero di anni in cui la componente era invece orientale (QBO-E).

La fase della QBO è stata determinata adottando un criterio oggettivo: si sono considerati solo i casi in cui il valore standardizzato del vento superava la soglia di +0.5 (per W-QBO) o era inferiore a –0.5 (per E-QBO). Questo approccio elimina l’ambiguità associata agli anni in transizione o alle fasi neutre della QBO, garantendo che l’analisi successiva si basi esclusivamente su anni in cui la circolazione stratosferica presenta una fase ben definita e persistente.

Distribuzione delle fasi QBO nei due mesi

Analizzando i dati riportati nella tabella, si osserva quanto segue:

▸ Luglio

• 10 hPa: 7 anni in W-QBO / 6 in E-QBO
• 20 hPa: 8 / 6
• 30 hPa: 8 / 7
• 50 hPa: 8 / 6
• 70 hPa: 5 / 5

Nel mese di luglio si evidenzia una discreta simmetria tra le due fasi della QBO, specialmente al livello di 70 hPa, dove si osserva un perfetto bilanciamento (5/5). Tuttavia, dai 20 hPa ai 50 hPa si registra una lieve predominanza della fase occidentale, con 8 anni classificati come W-QBO contro 6 o 7 in E-QBO, a seconda del livello.

▸ Agosto

• 10 hPa: 7 / 6
• 20 hPa: 9 / 6
• 30 hPa: 9 / 7
• 50 hPa: 9 / 5
• 70 hPa: 7 / 5

Nel mese di agosto, la tendenza verso la prevalenza della fase occidentale (W-QBO) diventa più marcata, soprattutto ai livelli intermedi della stratosfera (20–50 hPa), dove si osservano fino a 9 anni W-QBO contro soli 5 o 6 anni E-QBO. Questo suggerisce che, nel periodo in esame, la fase W-QBO è stata più frequente o persistente nei mesi tardo-estivi a quote medio-stratosferiche.

Significato dinamico della selezione multi-livello

L’utilizzo di più livelli isobarici nella definizione della fase QBO non è un dettaglio secondario, ma risponde all’esigenza di catturare l’evoluzione verticale della QBO, la cui struttura è notoriamente discendente nel tempo. La QBO si propaga infatti verso il basso dalla mesosfera fino alla stratosfera inferiore, impiegando circa 12–16 mesi per scendere da 10 hPa a 70 hPa (Baldwin et al., 2001).

Nel contesto dell’interazione con la troposfera superiore e con la tropopausa tropicale (dove avviene il controllo principale sul trasporto di vapore acqueo), è fondamentale sapere a quale quota si trova la fase attiva della QBO. Ad esempio, una QBO in fase orientale a 30 hPa ma ancora occidentale a 70 hPa può avere effetti differenti sull’umidità stratosferica rispetto a una QBO coerente lungo tutta la colonna.

La tabella consente quindi di:

• Verificare la coerenza verticale del segnale QBO in ciascun mese;
• Selezionare sottoinsiemi di anni con QBO forte e verticale, oppure esplorare differenze in anni con struttura verticale disaccoppiata;
• Costruire compositi robusti per l’analisi statistica e diagnostica nei paragrafi successivi.

Implicazioni per la climatologia e la diagnosi fisica

Dal punto di vista climatologico, la distribuzione osservata delle fasi QBO evidenzia che:

• La fase occidentale (W-QBO) è leggermente più frequente nel periodo estivo considerato (2005–2020), soprattutto ad agosto e ai livelli centrali della stratosfera.
• Il numero di anni per ciascuna categoria è sufficientemente equilibrato per permettere un confronto statistico affidabile tra le due fasi, evitando bias dovuti a campioni troppo sbilanciati.
• I livelli di 30–50 hPa, dove la QBO esercita la sua massima influenza sulla temperatura della tropopausa, risultano ben rappresentati in entrambe le fasi, permettendo una valutazione robusta degli impatti termodinamici sulla transizione troposfera–stratosfera.

Queste informazioni sono di fondamentale importanza per l’interpretazione dei risultati presentati nelle sezioni successive dello studio, dove si analizzano le differenze nel contenuto di vapore acqueo e nelle anomalie di temperatura e convezione associate alle due fasi della QBO.

Conclusione

La Tabella 1 rappresenta una componente metodologica essenziale dello studio, fornendo la base statistica per l’intero impianto analitico. La classificazione multi-livello delle fasi QBO per i mesi estivi consente di:

• Isolare con rigore i segnali dinamici legati alla QBO;
• Sottoporre a confronto le condizioni atmosferiche in presenza di diverse fasi della QBO;
• Collegare questi segnali alla modulazione osservata del vapore acqueo nella bassa stratosfera.

La corretta comprensione di questa tabella è pertanto fondamentale per apprezzare la portata e l’affidabilità delle conclusioni che lo studio trarrà sull’interazione tra QBO e sistema monsonico asiatico.

3. L’impatto della QBO sul vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra il Monsone Asiatico: il ruolo modulatore della temperatura nella UTLS

L’obiettivo principale di questa sezione è l’identificazione e la caratterizzazione della modulazione esercitata dalla Quasi-Biennial Oscillation (QBO) sul contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera in corrispondenza della regione del Monsone Asiatico (Asian Monsoon, AM), e la valutazione del ruolo della temperatura nella regione UTLS (Upper Troposphere–Lower Stratosphere) come meccanismo fisico chiave di tale modulazione.

Per farlo, è stato adottato un approccio diagnostico basato sul calcolo delle differenze composite tra anni caratterizzati da fase occidentale della QBO (W-QBO) e anni in fase orientale (E-QBO), utilizzando il contenuto di vapore acqueo derivato dallo strumento Microwave Limb Sounder (MLS), ai livelli di pressione di 100 hPa e 82 hPa. Queste due superfici isobariche sono rappresentative, rispettivamente, della tropopausa superiore e della bassa stratosfera tropicale, ovvero delle quote critiche dove avviene il trasporto troposfera–stratosfera dell’umidità legata ai fenomeni convettivi monsonici.

▸ Selezione temporale e significatività stagionale

Sebbene inizialmente sia stata considerata l’intera stagione monsonica estiva — ossia da giugno a settembre, periodo in cui il monsone asiatico presenta massima attività convettiva — l’analisi ha rivelato che il segnale QBO è statisticamente significativo soltanto nei mesi di luglio e agosto. Per tale ragione, i mesi di giugno e settembre sono stati esclusi dalla trattazione scientifica, in quanto non mostrano anomalie evidenti né coerenti sopra l’area del monsone.

Modulazione della QBO sul vapore acqueo tropicale: coerenza con la teoria del “tape recorder”

Le Figure 1 e 2 (non mostrate qui) evidenziano che la QBO esercita un’influenza ben riconoscibile sul vapore acqueo a latitudini equatoriali, in linea con le evidenze teoriche e osservazionali precedenti. Questo effetto è coerente con la ben nota modulazione della temperatura della tropopausa fredda tropicale da parte della QBO, che agisce direttamente sul contenuto di vapore acqueo intrappolato nella stratosfera. Tale modulazione viene comunemente indicata con il termine di “QBO tape recorder effect”, in analogia al “tape recorder” climatico descritto da Mote et al. (1996), per descrivere la propagazione verticale nel tempo del segnale stagionale dell’umidità tropicale.

Quando la QBO è definita al livello superiore di 10 hPa, si osserva un chiaro segnale di disseccamento (riduzione del vapore acqueo) fino a 0,7 ppmv durante entrambi i mesi (luglio e agosto) sopra le regioni equatoriali. Tuttavia, tale segnale tende ad attenuarsi progressivamente se si considera la QBO definita a quote più basse della stratosfera, come 20 hPa e 30 hPa, in linea con la struttura discendente verticale della QBO, che ha maggiore influenza sulle temperature equatoriali nella parte superiore della colonna stratosferica.

Inversamente, quando la QBO è identificata a 50 hPa — un livello più prossimo alla tropopausa fredda tropicale — le anomalie indicano una umidificazione (moistening) delle regioni tropicali durante la fase occidentale (W-QBO), coerente con una condizione di temperature equatoriali anormalmente calde. Questo effetto, che favorisce una minore disidratazione durante il passaggio attraverso la cold point tropopause, si manifesta anche a 70 hPa, raggiungendo nuovamente differenze fino a 0,7 ppmv tra le due fasi della QBO.

La coerenza del segnale osservato nei dati a 82 hPa conferma ulteriormente l’azione della QBO sulla regione tropicale, sebbene in misura più debole rispetto a 100 hPa, coerentemente con una maggiore diluizione verticale del segnale con l’aumentare della quota e con il ruolo secondario di questo livello rispetto alla zona di “trappola fredda”.

Contrasto tra segnale tropicale e risposta sopra la regione del Monsone Asiatico

Sebbene il segnale QBO sui tropici sia ben coerente e atteso, la sua manifestazione sopra la regione monsonica asiatica mostra un comportamento molto più complesso e non lineare, variabile in funzione del mese.

• Nel mese di luglio, il segnale del vapore acqueo sull’AM è in fase con quello sui tropici: ciò suggerisce una certa coerenza dinamica o un controllo termico comune esercitato dalla QBO.
• Nel mese di agosto, invece, la risposta del vapore acqueo sopra l’AM presenta segno opposto rispetto alla risposta tropicale: ciò implica la presenza di meccanismi aggiuntivi o regionali che modulano l’effetto QBO nella regione monsonica.

Queste differenze comportamentali richiedono un’analisi più approfondita dei meccanismi termodinamici e dinamici locali, in particolare del ruolo della temperatura nella fascia UTLS.

Importanza della temperatura UTLS come meccanismo di controllo del vapore acqueo sull’AM

È ben documentato che la temperatura nella parte alta della troposfera e nella bassa stratosfera rappresenta uno dei principali fattori di controllo sulla quantità di vapore acqueo che riesce a superare la tropopausa nella regione del monsone. Tale relazione è stata dimostrata da numerosi studi (Wright et al., 2011; Randel et al., 2015), che mostrano come le variazioni di temperatura possano determinare differenze significative nel contenuto d’umidità.

In particolare, Randel et al. (2015) hanno evidenziato che, su scala intrastagionale, il contenuto di vapore acqueo stratosferico risponde con un ritardo temporale di circa 10 giorni rispetto ai cambiamenti termici nella UTLS. Questo effetto ritardato implica che, per comprendere il legame tra QBO e vapore acqueo sopra l’AM, è necessario individuare le regioni termiche critiche e quantificare i tempi di risposta associati.

Metodologia di correlazione mobile per identificare le aree di controllo termico

Per stabilire le regioni geografiche la cui temperatura esercita il maggiore controllo sul vapore acqueo monsonico, è stata condotta un’analisi di correlazione mobile (running correlation) tra:

• La media giornaliera del contenuto di vapore acqueo sul dominio AM (definito come 20°N–40°N e 40°E–140°E),
• I campi di temperatura giornaliera a 100 hPa, calcolati su finestre temporali mobili di 31 giorni, nel periodo 1° giugno – 30 settembre, dal 2005 al 2020.

▸ Risultati per luglio

Per il mese di luglio, le correlazioni massime si osservano tra la temperatura sull’Oceano Indiano tropicale e il contenuto di vapore acqueo sull’AM, in particolare nel periodo 16 giugno – 16 luglio (Figura 3a). Le correlazioni raggiungono valori fino a 0,8, indicando un forte legame dinamico tra le temperature regionali e l’umidità stratosferica. La correlazione diminuisce gradualmente quando la finestra mobile si sposta lontano da questo periodo ottimale (Figura 3b, linea blu scuro), il che suggerisce che l’influenza termica è massima con un lag temporale di circa 15 giorni.

È interessante notare che le correlazioni positive non si limitano all’Oceano Indiano, ma si estendono orizzontalmente lungo la fascia equatoriale, formando un pattern spaziale coerente con la modulazione termica imposta dalla QBO sulla tropopausa tropicale.

▸ Risultati per agosto

Per il mese di agosto, lo schema spaziale cambia: le massime correlazioni si spostano sulla penisola indiana, con un picco ottenuto per temperature mediate nel periodo 19 luglio – 18 agosto (Figure 3c e 3d). In questo caso, il lag temporale tra temperatura e risposta in vapore acqueo risulta essere di circa 12 giorni. A differenza di luglio, però, le temperature equatoriali non risultano significativamente correlate con l’umidità sopra l’AM, indicando una disconnessione tra i segnali tropicali della QBO e la risposta osservata nella regione monsonica.

Sebbene la variabilità interannuale del vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra la regione del Monsone Asiatico possa essere influenzata da molteplici pattern climatici di larga scala, come ad esempio l’ENSO (El Niño–Southern Oscillation), la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) è generalmente considerata il principale meccanismo modulatore su questa scala temporale. A tal fine, l’analisi si concentra sulla relazione tra il segnale QBO nella temperatura stratosferica e la risposta osservata nel contenuto di vapore acqueo sopra la regione monsonica, utilizzando come riferimento spaziale e temporale le correlazioni evidenziate nelle mappe precedenti.

Per quantificare tale connessione, è stata calcolata la differenza tra le due fasi della QBO (occidentale meno orientale) nei campi di temperatura a 100 hPa, utilizzando medie temporali costruite su finestre mobili di 31 giorni centrate sui periodi che hanno mostrato la massima correlazione con il vapore acqueo sopra l’AM: tra il 16 giugno e il 16 luglio per il mese di luglio, e tra il 19 luglio e il 18 agosto per il mese di agosto. L’analisi mostra che, nel periodo 16 giugno – 16 luglio, le fasi occidentali della QBO definite ai livelli di 10 hPa e 20 hPa sono associate ad anomalie termiche negative, in confronto alla fase orientale, sia nella regione UTLS equatoriale sia sopra l’Oceano Indiano tropicale. Quest’ultima area è stata precedentemente identificata come chiave per il controllo del vapore acqueo monsonico durante luglio, sulla base della massima correlazione tra temperatura e contenuto di umidità.

Le anomalie termiche negative, comprese tra –1 K e –2 K sopra l’Oceano Indiano tropicale, osservate in presenza di venti QBO occidentali in quota, sono coerenti con una riduzione del contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera, con valori che raggiungono –0,4 ppmv in media, estendendosi fino a –0,8 ppmv in corrispondenza dell’India occidentale. Questo comportamento conferma il noto effetto di “cold point modulation”, secondo cui la temperatura della tropopausa tropicale agisce come un filtro termodinamico che regola la quantità di vapore acqueo che riesce a entrare nella stratosfera. Il rapporto empirico tra temperatura e contenuto di vapore acqueo, stimato da Fueglistaler e Haynes (2005), indica che una variazione di 1 K nella temperatura del cold point corrisponde a un cambiamento medio di circa 0,5 ppmv nel vapore acqueo stratosferico in ingresso. I risultati osservati nello studio attuale si collocano pienamente all’interno di questo intervallo atteso, rafforzando l’interpretazione meccanicistica del segnale osservato.

Tuttavia, per stabilire una relazione di causa-effetto tra temperatura e vapore acqueo, non è sufficiente dimostrare un legame spaziale: è necessario anche verificare che esista una coerenza temporale tra i due segnali. A tal fine, è stata calcolata la correlazione incrociata tra l’indice QBO per luglio, definito a 10 hPa, e (1) il contenuto di vapore acqueo sopra la regione monsonica asiatica e (2) la temperatura media dell’Oceano Indiano tropicale, entrambi calcolati su finestre mobili di 31 giorni tra il 1° giugno e il 30 settembre. L’analisi mostra che il massimo della correlazione tra la QBO e il vapore acqueo si colloca nel mese di luglio, mentre il massimo della correlazione tra la QBO e la temperatura dell’Oceano Indiano si verifica circa 15 giorni prima. Questo ritardo temporale tra il segnale termico e la risposta in vapore acqueo è coerente con quanto osservato nelle correlazioni dirette tra temperatura e umidità e suggerisce che la temperatura agisca effettivamente da forzante primaria nella modulazione del contenuto di vapore nella bassa stratosfera.

Nel mese di agosto, il quadro cambia in modo sostanziale. Le anomalie di vapore acqueo osservate sopra la regione del Monsone Asiatico presentano un segno opposto rispetto a quelle equatoriali, indicando un possibile disaccoppiamento tra la risposta regionale e quella zonalmente simmetrica tipica dei tropici. L’analisi delle anomalie termiche associate alla QBO per il periodo 19 luglio – 18 agosto evidenzia una struttura con ramificazioni subtropicali, che si estendono fino a coprire l’India e la Cina sud-occidentale. In queste regioni, la temperatura mostra un comportamento coerente con la risposta osservata nel vapore acqueo: nei casi in cui la QBO è definita a 20 hPa, si osservano massime anomalie positive sia nella temperatura (0,5–1 K) sia nel contenuto di umidità (0,3–1 ppmv), mentre a quote inferiori (QBO definita a 50 hPa e 70 hPa), l’intensità del segnale termico e umido risulta più debole o addirittura inversa.

In particolare, quando la QBO è definita a 70 hPa e prevale la fase occidentale, si osserva un leggero disseccamento della bassa stratosfera sopra l’area monsonica, accompagnato da una concomitante riduzione delle temperature sopra il subcontinente indiano. Questo schema è coerente con un indebolimento della modulazione QBO sull’attività convettiva locale e sul sollevamento forzato nella UTLS subtropicale, che riduce il trasporto verticale di vapore acqueo verso la stratosfera.

Per esplorare l’evoluzione temporale della relazione tra la QBO e le due variabili chiave — temperatura e vapore acqueo — nel mese di agosto, è stata costruita una correlazione incrociata tra l’indice QBO definito a 20 hPa (il livello per cui il segnale sul vapore acqueo è massimo) e (1) il contenuto di vapore acqueo sopra l’AM e (2) la temperatura sopra l’India. Entrambe le serie temporali sono state calcolate su finestre mobili di 31 giorni dal 1° giugno al 30 settembre. I risultati mostrano che il segnale QBO sulla temperatura indiana raggiunge il massimo nella finestra temporale 19 luglio – 18 agosto, centrata attorno al 3–4 agosto, mentre il segnale sul vapore acqueo risulta sfasato in avanti di circa 12 giorni. Questo ritardo temporale, simile a quello osservato per luglio, rafforza l’ipotesi che la temperatura agisca da modulatore diretto del contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera anche nella fase più avanzata della stagione monsonica.Al fine di comprendere in modo più approfondito la natura tridimensionale dei pattern atmosferici indotti dalla Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e la loro connessione con il contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra il Monsone Asiatico, è stata condotta un’analisi verticale e latitudinale del campo termico e del vento zonale. A tal scopo, sono state costruite sezioni trasversali latitudine-altezza delle anomalie QBO (fase occidentale meno fase orientale) per temperatura e vento zonale, mediate sul dominio longitudinale 60°E–120°E, che comprende la regione geografica interessata dal sistema monsonico asiatico. I dati utilizzati per questa analisi derivano dalla rianalisi ERA5, che è stata preliminarmente validata nella sua capacità di riprodurre il segnale termico associato alla QBO a 100 hPa, livello particolarmente sensibile ai cambiamenti dinamici e termici della UTLS tropicale.

Per garantire che il pattern di anomalia risultante fosse coerente con i periodi di massimo impatto della QBO sul vapore acqueo, sono stati selezionati due intervalli temporali critici. Il primo, tra il 16 giugno e il 16 luglio, rappresenta il periodo in cui la modulazione della QBO sulla temperatura dell’Oceano Indiano tropicale ha il maggiore effetto sul contenuto di vapore acqueo sopra l’AM durante il mese di luglio. In questo caso, le anomalie sono state calcolate sulla base della QBO definita a 10 hPa. Il secondo intervallo, dal 19 luglio al 18 agosto, coincide con il periodo di massimo controllo termico sull’AM per il mese di agosto, ed è stato associato alla QBO definita a 20 hPa. Le due configurazioni corrispondono rispettivamente alle Figure 5a e 5b, che mostrano le anomalie di temperatura e vento zonale su una sezione verticale lungo le latitudini comprese tra 0° e 50°N.

In entrambe le configurazioni, si osserva un pattern coerente con la struttura verticale classica della QBO: anomalie positive del vento zonale nella stratosfera superiore (indicative di venti occidentali in anomalia) e anomalie negative centrate intorno a 70 hPa (venti orientali in anomalia), coerentemente con il gradiente verticale dei venti zonali indotto dall’oscillazione stessa. Questa struttura a doppio nucleo riflette la transizione verticale della QBO, che si propaga verso il basso dalla mesosfera con periodicità biennale, modulando il campo di vento e la struttura termica della stratosfera tropicale.

La risposta della temperatura alla QBO nelle regioni tropicali e subtropicali è determinata dal bilancio del vento termico, che collega direttamente la variazione verticale del vento zonale (wind shear) al gradiente latitudinale di temperatura. Nelle zone in cui lo shear verticale è negativo — ovvero dove il vento zonale decresce con l’altitudine — il bilancio impone la presenza di anomalie termiche fredde. Di conseguenza, le sezioni verticali mostrano anomalie fredde nella UTLS tropicale, in corrispondenza delle regioni a più forte shear negativo. Questo è visibile in entrambi i periodi considerati, e riflette una risposta coerente con le previsioni teoriche del modello QBO.

Studi precedenti hanno dimostrato che, oltre alla massima risposta termica nella fascia equatoriale, la QBO può generare anomalie sfasate di fase nelle latitudini subtropicali (20°–40°N), attraverso l’attivazione di una circolazione meridionale secondaria forzata da onde. Questa circolazione si manifesta come un trasporto verticale e orizzontale che collega l’equatore alle latitudini extratropicali, innescando anomalie di temperatura secondarie che, pur essendo più deboli rispetto a quelle equatoriali, risultano rilevanti nel determinare l’evoluzione termodinamica e convettiva della regione monsonica. Tuttavia, nel caso specifico del periodo giugno–luglio, la media zonale globale (Figura A1a) mostra la presenza di anomalie termiche calde nella UTLS subtropicale, che non si riscontrano in maniera significativa nella regione geografica del Monsone Asiatico. Al contrario, nella Figura 5a, sul fianco meridionale del sistema monsonico si osservano anomalie termiche fredde molto deboli a 100 hPa, con una debole presenza di anomalie calde ai livelli superiori e inferiori, nessuna delle quali statisticamente significativa.

Nel periodo compreso tra fine luglio e metà agosto, la configurazione atmosferica cambia in maniera più marcata. La Figura 4 aveva già mostrato che, per la QBO definita a 20 hPa, l’impatto termico nella UTLS subtropicale a 100 hPa è relativamente più intenso, in particolare sul fianco meridionale del Monsone Asiatico, ovvero tra l’India settentrionale e la Cina sud-occidentale. Questa caratteristica risulta ulteriormente confermata dal confronto tra il profilo verticale delle anomalie di temperatura mediate tra 60°E e 120°E (Figura 5b) e il profilo corrispondente alla media globale (Figura A1b), che mostra anomalie più deboli nella fascia subtropicale settentrionale. Inoltre, la distribuzione verticale e latitudinale delle anomalie nella Figura 5b evidenzia una struttura quadrupolare complessa, estesa tra 20°N e 40°N e tra 100 hPa e 50 hPa, con anomalie positive e negative disposte rispettivamente sui lati meridionale e settentrionale del sistema monsonico nella bassa stratosfera, accompagnate da anomalie di segno opposto in troposfera.

All’interno di questa struttura, le anomalie termiche si accompagnano a modulazioni coerenti del vento zonale, che rispecchiano il bilancio del vento termico: le aree caratterizzate da anomalie positive di temperatura nella bassa stratosfera presentano una tendenza all’indebolimento dell’anticiclone monsonico, mentre le regioni con anomalia negativa in troposfera sono associate a una ridotta attività convettiva e a una diminuzione del trasporto verticale di umidità. Questo assetto atmosferico è compatibile con un aumento del contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera, come documentato nella Figura 2, e si colloca nel range latitudinale compreso tra 25°N e 35°N. Al di sopra di 35°N, le anomalie di temperatura e vento cambiano segno, suggerendo una dipendenza latitudinale del meccanismo di controllo dinamico.

La coerenza tra la struttura osservata delle anomalie termiche e del vento zonale e la risposta del contenuto di vapore acqueo nella stratosfera inferiore sopra il Monsone Asiatico è in linea con quanto riportato da Randel et al. (2015), che hanno dimostrato come la variabilità intrastagionale del vapore acqueo sia associata a una combinazione di anomalie di temperatura e vento nella UTLS, organizzate spazialmente secondo schemi simili. La configurazione osservata suggerisce l’esistenza di una dinamica subtropicale modulata dalla QBO, che amplifica o riduce l’efficienza del trasporto verticale e condiziona l’iniezione di vapore acqueo nella stratosfera attraverso effetti combinati di ventilazione, riscaldamento radiativo e intensità convettiva.

La Figura 1 illustra le anomalie di vapore acqueo nella bassa stratosfera (a 100 hPa nella colonna di sinistra e a 82 hPa nella colonna di destra) nel mese di luglio, calcolate come differenza tra le fasi della Quasi-Biennial Oscillation (QBO) in regime occidentale (W-QBO) e in regime orientale (E-QBO). Le differenze sono derivate dai dati MLS (Microwave Limb Sounder) per il periodo 2005–2020. Ogni riga corrisponde a un diverso livello di pressione (10 hPa, 20 hPa, 30 hPa, 50 hPa e 70 hPa) utilizzato per definire la fase della QBO, con il livello più alto (10 hPa) in alto e il più basso (70 hPa) in basso.

Aspetti tecnici e metodologici

La scelta dei due livelli (100 hPa e 82 hPa) riflette le quote tipiche della bassa stratosfera e del livello tropopausale freddo (“cold point tropopause”), attraverso cui avviene il trasporto verticale di vapore acqueo. I valori rappresentati sono differenze medie in parti per milione per volume (ppmv) di vapore acqueo, con una scala cromatica da -1 (blu intenso, aria più secca durante la W-QBO) a +1 (rosso intenso, aria più umida durante la W-QBO). I punti neri sovrapposti alle mappe indicano le aree in cui le anomalie sono statisticamente significative al livello del 95%.

La regione del monsone asiatico è evidenziata da un rettangolo grigio nella colonna di sinistra (100 hPa), che rappresenta l’area geografica entro la quale si osservano le maggiori risposte del vapore acqueo alle diverse fasi della QBO.

Osservazioni principali e interpretazioni scientifiche

1. Anomalie negative nei tropici a quote elevate (10–30 hPa):
   A 100 hPa, per i livelli QBO superiori (10–30 hPa), si osservano chiare anomalie negative (blu) sull’equatore, coerenti con una riduzione del vapore acqueo durante la fase W-QBO. Questa secchezza è compatibile con l’effetto della QBO sulle temperature della tropopausa, dove la W-QBO è generalmente associata a temperature più elevate che favoriscono una maggiore condensazione e quindi una minore iniezione di vapore acqueo nella stratosfera (Geller et al., 2002; Fueglistaler et al., 2005).
2. Progressivo ribaltamento del segno dell’anomalia con livelli QBO più bassi:
   Scendendo a 50 hPa e 70 hPa, si inverte la segnalazione anomala. Si osservano infatti anomalie positive (rosse) in corrispondenza delle stesse regioni tropicali, indicanti un aumento di vapore acqueo durante la W-QBO, coerente con un raffreddamento della tropopausa che consente un maggiore ingresso di vapore nella stratosfera.
3. Risposta nella regione monsonica asiatica:
   Nella regione delimitata dal riquadro grigio (circa 20°N–40°N e 40°E–120°E), si evidenzia un comportamento coerente con le anomalie zonali. In particolare:
   • A 100 hPa, le anomalie negative nella regione del monsone sono più marcate per QBO definita ai livelli superiori (10–20 hPa), con un secco significativo che suggerisce un collegamento tra la modulazione della QBO sulla temperatura dell’Oceano Indiano e la successiva riduzione dell’umidità nella stratosfera sopra il subcontinente indiano.
   • A 70 hPa, la zona mostra un’inversione con anomalie positive (umidificazione), soprattutto sull’India settentrionale e Pakistan, in linea con l’effetto indiretto della QBO su convezione e trasporto orizzontale.
4. Coerenza tra 100 hPa e 82 hPa:
   Le anomalie a 82 hPa (colonna destra) sono generalmente più deboli rispetto a quelle osservate a 100 hPa, ma presentano una struttura simile, con un pattern coerente nella transizione da secco a umido passando da 10 hPa a 70 hPa. Questo comportamento conferma la presenza del cosiddetto “QBO tape recorder”, ovvero la traccia verticale del segnale QBO che si propaga lentamente verso l’alto nella stratosfera tropicale.

Rilevanza scientifica e implicazioni

La figura fornisce una visualizzazione diretta e chiara della modulazione interannuale del contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra la regione asiatica durante luglio, fortemente influenzata dalla fase e dal livello verticale della QBO. I risultati sono fondamentali per comprendere:

• il contributo del monsone asiatico alla variabilità del vapore stratosferico,
• la complessa interazione tra circolazione stratosferica (QBO) e processi convettivi e termici troposferici,
• e le implicazioni radiative e chimiche legate alla distribuzione di vapore acqueo nella stratosfera tropicale.

La figura rappresenta dunque una chiave di lettura per collegare la dinamica verticale e zonale della QBO con la risposta idrica del sistema monsonico asiatico, sottolineando la necessità di considerare la variabilità interannuale e la struttura tridimensionale del sistema.

Spiegazione scientifica estesa della Figura 2 – QBO e vapore acqueo nella bassa stratosfera (Agosto)

Contesto e struttura della figura

La figura 2 illustra le anomalie di vapore acqueo derivate dai dati satellitari MLS (Microwave Limb Sounder) alla quota di 100 hPa (colonna sinistra, pannello a) e 82 hPa (colonna destra, pannello b), durante il mese di agosto, per il periodo 2005–2020. Le differenze sono calcolate come:

QBO-W − QBO-E → valori positivi indicano un aumento del vapore acqueo durante la fase westerly della QBO rispetto alla fase easterly.

Le righe rappresentano i diversi livelli di pressione a cui è stata definita la QBO: da 10 hPa (in alto) fino a 70 hPa (in basso). La presenza di puntini neri segnala le aree in cui le differenze sono statisticamente significative al 95%, secondo un test t-student.

1. Segnale verticale della QBO e vapore acqueo alla quota di 100 hPa (colonna a)

a. QBO definita a 10 hPa:

• Il segnale è debole e frammentato, con anomalie miste su tutta la regione tropicale e asiatica.
• Le differenze non appaiono significativamente organizzate sull’area del Monsone Asiatico.
• Ciò suggerisce che, durante agosto, la QBO definita a questo livello più alto non rappresenta il driver dominante delle variazioni del vapore acqueo alla tropopausa.

b. QBO definita a 20 hPa:

• È il livello chiave per agosto. Si osserva un massimo aumento di vapore acqueo centrato sull’India settentrionale, il Nepal, il Bhutan e la Cina sud-occidentale, evidenziato dal colore rosso intenso.
• L’anomalia positiva raggiunge fino a +1.0 ppmv ed è ampiamente significativa, come mostrato dai numerosi puntini.
• Questo comportamento è coerente con il riscaldamento indotto dalla QBO-W sulla tropopausa subtropicale, che innalza l’altezza della barriera di congelamento, riducendo il processo di “freeze-drying” e permettendo un ingresso più efficiente di vapore nella stratosfera.

c. QBO a 30 hPa:

• L’anomalia positiva persiste ma si indebolisce leggermente, diffondendosi lungo tutta la fascia tropicale.
• Il segnale inizia a diventare meno localizzato sull’Asia, indicando una progressiva perdita di specificità regionale.

d. QBO a 50 hPa:

• Il pattern di aumento del vapore acqueo si estende lungo la fascia tropicale, ma la regione del Monsone mostra un segnale meno netto.
• Ciò può indicare che la risposta alla QBO-W a 50 hPa è più globale e meno concentrata sull’area monsonica.

e. QBO a 70 hPa:

• Si osserva un inversione del segnale: sull’India e l’Himalaya emergono anomalie negative (blu intenso), coerenti con una fase QBO-W meno favorevole all’umidificazione stratosferica in questa configurazione.
• Ciò suggerisce un comportamento fuori fase, potenzialmente legato a interazioni locali o a effetti di circolazione secondaria associati al segnale della QBO a questa quota più bassa.

2. Segnale alla quota superiore di 82 hPa (colonna b)

A questa quota, più interna alla stratosfera, il segnale della QBO si propaga verticalmente ma con intensità attenuata, coerentemente con la teoria del “QBO tape recorder” (Geller et al., 2002).

• Le anomalie sono presenti ma più deboli, e mostrano una certa coerenza verticale con quanto osservato a 100 hPa.
• Il segnale positivo massimo si mantiene per la QBO definita a 20 hPa, ma è più sfumato.
• Le anomalie tendono a diventare diffuse e meno localizzate, mostrando l’effetto del mescolamento verticale e dell’indebolimento del controllo diretto della QBO sulla tropopausa.

3. Importanza dell’area evidenziata (rettangolo grigio)

La zona compresa tra 20°N–40°N e 40°E–140°E definisce l’area di influenza del Monsone Asiatico, regione particolarmente sensibile alle variazioni di temperatura e vapore acqueo nella bassa stratosfera.

• La risposta massima in vapore acqueo all’influenza della QBO è marcatamente centrata all’interno di questa area proprio per la QBO definita a 20 hPa, e ciò avvalora la robustezza del segnale fisico osservato.

4. Implicazioni dinamiche e termodinamiche

• Il segnale positivo della QBO-W a 20 hPa su temperature e vapore acqueo suggerisce una modulazione della tropopausa fredda, meccanismo chiave nel controllo della quantità di vapore che riesce a superare la barriera termica ed entrare nella stratosfera.
• L’evidente coerenza spaziale e verticale del segnale supporta l’ipotesi secondo cui la QBO, modulando la struttura termica della UTLS (Upper Troposphere – Lower Stratosphere), regola indirettamente l’umidità stratosferica attraverso il controllo della temperatura del “cold point”.
• La fase QBO-W a 20 hPa si associa a temperature più elevate nella zona subtropicale del monsone → ciò riduce l’efficienza del congelamento e aumenta la penetrazione di vapore nella stratosfera.

Considerazioni finali (non conclusione)

La figura 2 fornisce un contributo fondamentale nella comprensione del legame tra variabilità stratosferica (QBO) e dinamica convettiva tropicale. Essa dimostra come la risposta del vapore acqueo nella bassa stratosfera sia altamente sensibile alla fase, al livello e alla stagionalità della QBO, offrendo un’importante chiave di lettura per interpretare le variazioni climatiche intra- e inter-annuali nel sistema monsonico asiatico.

Spiegazione scientifica dettagliata della Figura 3

La Figura 3 è suddivisa in quattro pannelli (a–d), ognuno dei quali contribuisce a chiarire come la QBO modula la temperatura nella regione monsonica e, tramite essa, il contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera, con un’attenzione particolare ai mesi di luglio e agosto, in cui l’influenza risulta più marcata.

Pannello (a) – Correlazione spaziale tra temperatura e vapore acqueo nel mese di luglio

In questo pannello viene mostrata la mappa di correlazione tra:

• Il contenuto di vapore acqueo a 100 hPa mediato sull’area monsonica asiatica [20°N–40°N, 40°E–140°E];
• La temperatura a 100 hPa in ogni punto della griglia longitudinale-latitudinale (dal 20 giugno al 16 luglio) nel periodo 2005–2020.

La zona maggiormente correlata è l’Oceano Indiano tropicale, evidenziata da un riquadro nero che abbraccia approssimativamente [18°S–26°N, 50°E–100°E]. In quest’area, i valori di correlazione positiva raggiungono valori elevati, fino a +0.8, indicando che aumenti (o diminuzioni) della temperatura a 100 hPa in questa regione precedono, con ritardo, variazioni dello stesso segno nel vapore acqueo nella stratosfera asiatica.

Significato fisico:

• Temperature più alte nella tropopausa sopra l’Oceano Indiano riducono l’efficienza del “cold trap” tropicale, favorendo l’ingresso di vapore nella stratosfera;
• L’importanza dell’Oceano Indiano riflette la forzante convettiva tropicale e la struttura ascensionale tipica del Monsone Indiano.

Pannello (b) – Correlazioni con ritardo (lag) a luglio tra vapore acqueo, temperatura e QBO

In questo pannello si mostrano tre curve rappresentanti correlazioni calcolate su finestre mobili di 31 giorni tra 1 giugno e 30 settembre:

1. Linea blu scuro (H₂Ojul-temp):
   • Correlazione tra la temperatura sulla regione tropicale indiana (riquadro nero nel pannello a) e il contenuto di vapore acqueo sul Monsone.
   • Il massimo si raggiunge intorno al 1 luglio, indicando che la temperatura anticipa l’evoluzione del vaporedi circa 15 giorni.
2. Linea rossa (temp-QBOjul):
   • Correlazione tra la QBO (definita a 10 hPa per luglio) e la temperatura sopra l’Oceano Indiano tropicale.
   • Il picco è anteriormente collocato rispetto al massimo di H₂O, a conferma di una catena causale coerente: QBO → temperatura → vapore.
3. Linea azzurra chiaro (H₂O-QBOjul):
   • Correlazione tra la QBO e il contenuto di vapore: il massimo si manifesta nella seconda metà di luglio, coerentemente con i ritardi osservati.

Sintesi: i risultati confermano che la QBO modula il contenuto di vapore acqueo indirettamente, influenzando prima la temperatura UTLS tropicale (soprattutto sopra l’Oceano Indiano), la quale poi controlla il contenuto di umidità nella bassa stratosfera asiatica.

Pannello (c) – Correlazione spaziale tra temperatura e vapore acqueo ad agosto

Questa mappa è analoga a quella di (a), ma riferita al periodo 19 luglio – 18 agosto.

Le massime correlazioni ora si trovano sopra il subcontinente indiano e il sud della Cina, in una zona evidenziata con un nuovo riquadro nero [5°N–35°N, 60°E–100°E]. Qui si raggiungono valori di correlazione tra 0.6 e 0.8, confermando che:

• Durante agosto, è la temperatura dell’Asia subtropicale (non più quella dell’Oceano Indiano) a determinare la variabilità interannuale del contenuto di vapore nella stratosfera sopra l’AM;
• Questo cambiamento riflette la migrazione stagionale della cella monsonica verso nord, tipica della fase matura del monsone estivo.

Pannello (d) – Correlazioni con ritardo (lag) ad agosto

Come nel pannello (b), anche qui si presentano tre curve:

1. Linea blu scuro (H₂Oaug-temp):
   • Correlazione tra temperatura sopra l’India e vapore stratosferico. Il massimo si ha attorno al 3-4 agosto, confermando un ritardo di ~12 giorni tra variazioni di temperatura e risposta dell’umidità.
2. Linea rossa (temp-QBOaug):
   • Mostra che la QBO a 20 hPa anticipa il segnale termico sulla regione chiave, in modo simile a luglio.
3. Linea azzurra chiaro (H₂O-QBOaug):
   • Il massimo si manifesta dopo il picco della temperatura, confermando la sequenza QBO → temperatura subtropicale → vapore acqueo sul Monsone Asiatico.

Considerazioni scientifiche generali

• Le differenze stagionali tra luglio e agosto sono sostanziali e riflettono la traslazione latitudinale e longitudinale della forzante monsonica.
• Il ritardo tra la temperatura e la risposta del vapore (~12–15 giorni) è coerente con quanto riportato da studi precedenti (es. Randel et al., 2015), che indicano che la modulazione termica del cold point tropopause ha un effetto ritardato sul trasporto dell’umidità.
• Le curve temporali rafforzano l’idea di una trasmissione graduale del segnale della QBO attraverso l’interazione dinamica tra circolazione zonale, temperatura tropicale e convettiva, e trasporto verticale di umidità.

Spiegazione scientifica approfondita della Figura 4

Contesto generale

La Figura 4 rappresenta il campo delle anomalie di temperatura alla quota di 100 hPa – corrispondente alla regione della tropopausa superiore e della bassa stratosfera (UTLS) – per la differenza QBO-W meno QBO-E, cioè quanto cambia la temperatura in funzione della fase della QBO. Ogni pannello mostra la risposta per un livello specifico in cui la QBO è stata definita: 10 hPa, 20 hPa, 30 hPa, 50 hPa e 70 hPa, dal più alto al più basso.

I due pannelli principali sono:

• (a) 16 giugno – 16 luglio, corrispondente alla fase iniziale del monsone asiatico.
• (b) 19 luglio – 18 agosto, che rappresenta il picco stagionale del monsone.

I puntini indicano le aree dove la differenza tra QBO-W e QBO-E è statisticamente significativa al 95%, a sostegno della robustezza del segnale.

Analisi dettagliata del pannello (a) – Giugno/Luglio

Questo pannello è cruciale per comprendere l’influenza della QBO sulle condizioni atmosferiche che precedono l’ingresso del vapore acqueo nella stratosfera tropicale.

QBO definita a 10 hPa

• Le anomalie di temperatura sono negative (fino a –3 K) su gran parte dell’Asia meridionale e sull’Oceano Indiano, con centri di massimo raffreddamento nella zona monsonica attiva.
• Questo pattern riflette la dinamica classica della QBO: durante la fase occidentale a 10 hPa, la circolazione residua discendente raffredda la UTLS tropicale (via subsidenza anomala e diminuzione dell’altezza della tropopausa fredda).
• Il raffreddamento riduce la soglia per la disidratazione nella stratosfera, provocando una minore entrata di vapore acqueo (in accordo con quanto osservato in Fig. 1).

QBO a 20 hPa e 30 hPa

• Il raffreddamento persiste, ma tende a migrare più ad est (verso Indocina e Pacifico occidentale).
• Le anomalie si fanno meno intense ma continuano ad essere coerenti con una modulazione negativa della temperatura alla tropopausa tropicale.
• Le strutture di anomalia mantengono una configurazione equatoriale.

QBO a 50 hPa e 70 hPa

• Si inverte il segnale: emergono anomalie positive di temperatura (fino a +2.5 K) in Asia meridionale, in particolare sull’India, Golfo del Bengala e Mar Arabico.
• Queste anomalie indicano che, durante la fase QBO-W ai livelli inferiori, la circolazione anomala favorisce una risalita residua e riscaldamento nella UTLS, con effetti potenzialmente opposti sulla quantità di vapore che entra nella stratosfera.
• Coerente con aumenti di vapore acqueo nella LS, come da Fig. 1a per QBO definita a 50/70 hPa.

Analisi dettagliata del pannello (b) – Luglio/Agosto

Nel secondo pannello, la QBO interagisce con una fase più avanzata del monsone asiatico, in cui l’influenza della circolazione convettiva è più estesa verso nord.

QBO a 10 hPa

• Le anomalie sono meno coerenti rispetto al periodo precedente e più disorganizzate.
• Il raffreddamento equatoriale è meno marcato, a suggerire che a questo punto del ciclo stagionale l’influenza della QBO a 10 hPa sulla regione monsonica inizia a diminuire.

QBO a 20 hPa

• È qui che emerge il segnale più robusto e fisicamente significativo per questa finestra temporale.
• Anomalie positive (fino a +3.5 K) si concentrano nella regione dell’India settentrionale, Nepal, Cina sudoccidentale e Indocina.
• Tali anomalie coincidono spazialmente e temporalmente con l’aumento di vapore acqueo osservato in Fig. 2a, a supporto dell’ipotesi che la temperatura nella UTLS subtropicale governi la disidratazione stratosferica monsonica in agosto.

QBO a 30–70 hPa

• La struttura di anomalia resta coerente ma si attenua: le temperature positive si estendono meridionalmente ma con minore intensità.
• A 70 hPa si notano anomalie negative su India e Cina: questo implica che una fase QBO-W definita a 70 hPa (dove si è instaurata la controfase easterly a livelli superiori) inibisce l’ingresso di vapore nella stratosfera in agosto.

Implicazioni fisiche e climatiche

1. Modulazione verticale differenziata della QBO:
   • La QBO-W definita ai livelli alti (10–30 hPa) tende a indurre raffreddamento nella UTLS equatoriale, con riduzione del vapore stratosferico in luglio.
   • La QBO-W a livelli inferiori (50–70 hPa) produce un segnale di riscaldamento nella UTLS subtropicale, con aumento del vapore in agosto.
2. Dipendenza stagionale e latitudinale del segnale:
   • In giugno-luglio l’effetto è centrato sull’Oceano Indiano e fascia equatoriale → impatto diretto sul “cold trap”.
   • In luglio-agosto si sposta verso l’Asia settentrionale-subtropicale, dove l’attività convettiva spinge verso l’alto vapore acqueo → impatto indiretto via convezione profonda e trasporto verticale.
3. Coerenza con la teoria della temperatura di ingresso (entry temperature):
   • Come proposto da Fueglistaler & Haynes (2005), variazioni di 1 K nella UTLS possono produrre 0.5 ppmv di variazione nel contenuto di vapore nella stratosfera inferiore.
   • Le anomalie osservate in Fig. 4, tra –2.5 e +3.5 K, sono quindi pienamente compatibili con le anomalie di vapore mostrate nelle Figure 1 e 2.

Conclusione

La Figura 4 evidenzia con chiarezza come la fase e il livello verticale della QBO modulino in modo distinto la temperatura nella bassa stratosfera asiatica durante il monsone. Questa modulazione termica, a sua volta, è fortemente legata alla quantità di vapore acqueo che entra nella stratosfera tropicale e subtropicale, influenzando il bilancio radiativo e la chimica stratosferica dell’intero emisfero boreale. La stretta relazione tra anomalia termica e contenuto di vapore viene esplorata più a fondo nella Figura 3 e nel corpo dello studio.

Descrizione generale della Figura 5

La figura mostra due sezioni latitudine-altezza (in scala logaritmica di pressione, da 1000 a 10 hPa), nelle quali sono rappresentate:

• Le anomalie di temperatura (QBO-W meno QBO-E) mediante il campo colorato (scala in Kelvin);
• Le anomalie di vento zonale (u, m/s) come contorni neri, con linee continue per anomalie positive (venti da ovest) e tratteggiate per negative (venti da est).

Il dominio longitudinale è fisso a 60°E – 120°E, centrato sul nucleo dell’Asian Monsoon.

La figura è suddivisa in due pannelli:

• (a) rappresenta la media tra il 16 giugno e il 16 luglio, usando come riferimento la QBO a 10 hPa di luglio;
• (b) rappresenta la media tra il 19 luglio e il 18 agosto, usando come riferimento la QBO a 20 hPa di agosto.

I puntini neri identificano le aree in cui le anomalie di temperatura risultano statisticamente significative al livello del 95%.

Pannello (a): Giugno – metà luglio (QBO a 10 hPa)

Struttura del vento zonale

• Il profilo verticale mostra la classica struttura a dipolo della QBO:
  • Forti venti da ovest anomali (positivi) al di sopra dei 20 hPa sull’equatore (fino a +14 m/s);
  • Venti da est anomali (negativi) tra 50 e 70 hPa (fino a –8 m/s), a latitudini equatoriali.
• Questo dipolo è caratteristico della fase QBO-W in stratosfera superiore, mentre la stratosfera inferiore inizia a manifestare la fase opposta.

Anomalie di temperatura

• Un raffreddamento netto è evidente nella regione tropicale tra circa 100 e 70 hPa, centrato sull’equatore. Questo raffreddamento (fino a –1.5 K) è in equilibrio con il forte gradiente verticale dei venti zonali, come previsto dalla legge del vento termico.
• A nord dell’equatore, nelle latitudini subtropicali (20°–40°N), si osservano anomalie termiche deboli e non significative, con accenni di riscaldamento tra 50 e 30 hPa.
• La struttura evidenzia una asimmetria emisferica, con l’emisfero australe più influenzato dal ramo subsidente della cella secondaria associata alla QBO.

Interpretazione fisica

Durante questa fase iniziale del monsone, la QBO-W a 10 hPa favorisce un raffreddamento sopra la tropopausa tropicale che rafforza la “cold trap” equatoriale, ostacolando il trasporto verticale del vapore acqueo. È coerente con l’osservazione di una diminuzione del contenuto di H₂O nella UTLS (vedi Figura 1), e con un anticiclone monsonico robusto, che agisce da barriera alla convezione penetrante.

Pannello (b): Fine luglio – metà agosto (QBO a 20 hPa)

Struttura del vento zonale

• Si conferma il passaggio della QBO-W alla stratosfera inferiore: le anomalie da ovest si spostano verso il livello dei 20–30 hPa, mantenendosi intense sull’equatore (+12 m/s).
• Anomalie da est (negative) permangono tra 70 e 100 hPa, ma sono più deboli rispetto al pannello (a), segnalando un’attenuazione del gradiente verticale.

Anomalie di temperatura

• Nella regione subtropicale nord (25°N–40°N) si manifesta un robusto riscaldamento tra 100 e 50 hPa (fino a +2 K), che risulta statisticamente significativo e ben organizzato.
• Il riscaldamento forma parte di una struttura a quadrupolo latitudinale, con anomalie di segno opposto sopra e sotto la fascia subtropicale.
• In prossimità dell’equatore (0°–10°N), il raffreddamento nella UTLS si indebolisce rispetto alla fase precedente.

Interpretazione fisica

Questa struttura è caratteristica della risposta meridionale secondaria della QBO: il ramo ascendente della cella equatoriale promuove l’innalzamento e raffreddamento equatoriale, mentre il ramo discendente provoca riscaldamento nella stratosfera subtropicale boreale.

L’implicazione dinamica principale è che tale riscaldamento:

1. Indebolisce la “cold trap” subtropicale, facilitando la penetrazione del vapore acqueo nella bassa stratosfera;
2. È coerente con l’aumento di H₂O osservato in Figura 2 durante la fase QBO-W nel mese di agosto;
3. Si associa a una debolezza dell’anticiclone monsonico asiatico, come suggerito dalle anomalie negative di vento zonale (–u) tra 100 e 200 hPa a 25–35°N.

Conclusione scientifica generale

La Figura 5 rivela in modo tridimensionale come la fase e la profondità verticale della QBO modulino fortemente la struttura termica e dinamica della UTLS tropicale e subtropicale, influenzando:

• Il contenuto di vapore acqueo nel settore asiatico monsonico;
• La robustezza dell’anticiclone monsonico;
• L’efficienza della barriera tropicale alla disidratazione atmosferica.

La figura conferma quanto già osservato in letteratura (es. Baldwin et al., 2001; Randel et al., 2015), secondo cui la circolazione secondaria associata alla QBO è un veicolo efficace per il trasporto di massa e calore tra strati verticali e latitudini, con impatti climatici significativi sul sistema monsonico asiatico e la composizione della stratosfera inferiore.

4. Il ruolo della modulazione della QBO sulla convezione profonda nella regione monsonica asiatica

La Quasi-Biennial Oscillation (QBO), uno dei principali mode di variabilità atmosferica della stratosfera equatoriale, si manifesta come un’alternanza quasi biennale di venti zonali orientali e occidentali che si propagano progressivamente verso il basso, partendo dalla stratosfera superiore (∼10 hPa) fino alla bassa stratosfera e talvolta penetrando nella tropopausa tropicale. Questo processo, attraverso la sua influenza dinamica e termodinamica, esercita un impatto rilevante su vari aspetti della circolazione atmosferica, inclusa la convezione profonda tropicale, particolarmente nella regione del monsone asiatico (Asian Monsoon, AM).

Numerosi studi pregressi, tra cui quelli fondamentali di Giorgetta e Bengtsson (1999) e Peña-Ortiz et al. (2019), hanno mostrato che la QBO è in grado di modulare la convezione profonda nella regione AM. Più recentemente, Randel et al. (2015) hanno evidenziato come variazioni di temperatura nella regione dell’Upper Troposphere and Lower Stratosphere (UTLS), osservate in anticipo rispetto ai cambiamenti intrastagionali nel contenuto di vapore acqueo monsonico, siano associate a modifiche della convezione profonda. In particolare, è stato osservato che episodi di convezione intensificata nella porzione sud-orientale del dominio monsonico (come l’India meridionale e il Mar delle Andamane) determinano un raffreddamento della UTLS locale, contribuendo a condizioni più secche nelle medie latitudini attraverso una regolazione dell’umidità all’interno della tropopausa.

Questo insieme di evidenze solleva una questione rilevante e ancora poco esplorata: può un meccanismo simile agire anche su scala interannuale, e può la convezione fungere da mediatore chiave nella trasmissione del segnale stratosferico della QBO alla distribuzione del vapore acqueo nella regione AM?

Per affrontare questa ipotesi, lo studio ha utilizzato due variabili ampiamente adottate in ambito climatologico per la diagnosi dell’attività convettiva profonda:

• l’Outgoing Longwave Radiation (OLR), dove valori inferiori sono indicativi di nuvolosità alta e convezione vigorosa;
• la frazione di copertura nuvolosa (cloud fraction), stratificata per livelli isobarici nella parte alta della troposfera e bassa stratosfera.

Le anomalie sono state calcolate come differenze tra le fasi QBO occidentale (QBO-W) e orientale (QBO-E), facendo riferimento a due finestre temporali distinte:

1. Dal 16 giugno al 16 luglio, per valutare l’effetto della QBO sul vapore acqueo osservato nel mese di luglio;
2. Dal 19 luglio al 18 agosto, per analizzare le condizioni tipiche della seconda metà della stagione monsonica, corrispondenti al mese di agosto.

Per ogni intervallo temporale, la fase QBO è stata identificata al livello isobarico che massimizza l’impatto osservato sulla variabilità del vapore acqueo nella regione AM, ovvero:

• 10 hPa per luglio, quando la QBO-W si associa a un getto orientale nei livelli inferiori (70–100 hPa);
• 20 hPa per agosto, in linea con il graduale abbassamento verso la tropopausa tropicale del segnale della QBO.

Le Figure 6a e 6b riportano le differenze nella frazione di copertura nuvolosa tra QBO-W e QBO-E, rispettivamente a 100 hPa e nella media tra 125–150 hPa. Questi livelli sono stati selezionati in base all’analisi mostrata in Figura 6d, che evidenzia una significativa attenuazione del segnale della QBO al di sotto di 150 hPa, coerentemente con i risultati di Giorgetta et al. (1999) e Peña-Ortiz et al. (2019).

Nel pannello a 125–150 hPa, si osservano anomalie positive di frazione di copertura nuvolosa sull’Oceano Indiano equatoriale e l’arcipelago indonesiano. In alcune aree, l’incremento supera il +10%, segnalando un’intensificazione dell’attività convettiva durante la fase QBO-W definita a 10 hPa. È importante sottolineare che, a causa della struttura verticale della QBO, tale configurazione coincide con una fase orientale (QBO-E) nei livelli più bassi della stratosfera (∼70–100 hPa), dove si osservano anche significative anomalie negative di temperatura (Figura 5a). Tali anomalie termiche comportano una riduzione della stabilità statica della colonna atmosferica, facilitando l’innesco e la verticalizzazione della convezione profonda.

Anche il pannello relativo al livello di 100 hPa mostra anomalie positive nella copertura nuvolosa, sebbene di entità inferiore. A supporto di queste osservazioni, l’analisi dell’OLR (Figura A2a) evidenzia anomalie negative localizzate nella medesima regione, confermando la maggiore frequenza di sistemi convettivi profondi durante la fase QBO-W. Tale associazione tra raffreddamento della UTLS e intensificazione convettiva è perfettamente coerente con quanto ipotizzato da Collimore et al. (2003), secondo cui il raffreddamento indotto adiabaticamente dalla circolazione secondaria della QBO può innescare un feedback positivo sulla convezione.

Nel quadro dinamico descritto, si configura quindi una catena causale in cui la QBO, attraverso la sua modulazione della temperatura UTLS e della stabilità atmosferica, influenza la convezione profonda, la quale a sua volta contribuisce alla regolazione del contenuto di vapore acqueo nella regione del monsone asiatico. Questo meccanismo supporta l’ipotesi secondo cui la convezione rappresenta un vettore essenziale nella trasmissione verticale del segnale stratosferico verso la troposfera superiore tropicale, con implicazioni dirette sulla composizione della tropopausa e sulle interazioni con la circolazione monsonica su scala interannuale.L’influenza esercitata dalla Quasi-Biennial Oscillation (QBO) sulla convezione profonda nella regione asiatica non si limita unicamente all’Oceano Indiano equatoriale, dove le variazioni termiche indotte dalla circolazione secondaria associata alla QBO giustificano in modo diretto l’anomalia osservata. Oltre l’equatore, infatti, si osservano segnali significativi nella copertura nuvolosa durante la fase occidentale della QBO (QBO-W definita a 10 hPa) in particolare sopra l’India, come evidenziato nelle Figure 6a e 6b. Tali variazioni si manifestano come un aumento della frazione di area nuvolosa, specialmente nella fascia compresa tra 125 e 150 hPa, e suggeriscono un’espansione laterale della convezione, sebbene l’intensità del nucleo convettivo possa risultare smorzata. Le anomalie positive si distribuiscono infatti attorno alla regione climatologica a massima attività convettiva, piuttosto che al suo centro.

Questi cambiamenti nella copertura nuvolosa sono coerenti con un’intensificazione della circolazione anticiclonica sopra l’India, come mostrato nella Figura 6c attraverso il campo eddy del vento zonale a 100 hPa. L’emergere di un’anomalia anticiclonica potrebbe dunque costituire una risposta dinamica secondaria indotta da un’irradiazione convettiva equatoriale più intensa. Tale fenomeno si inserisce nella cornice teorica ben consolidata del modello di risposta tropicale alla convezione profonda secondo Matsuno (1966) e Gill (1980), ulteriormente sviluppato da Dima et al. (2005). Questo modello prevede che un riscaldamento localizzato e asimmetrico lungo la fascia tropicale, come quello indotto dalla convezione, generi onde di Kelvin e di Rossby: le prime si propagano verso est, le seconde verso ovest. Le onde di Rossby, in particolare, possono poi propagarsi anche verso latitudini superiori attraverso treni ondulatori che si estendono meridionalmente.

Questo schema di risposta è ben illustrato nella Figura 6c, che mostra che, a 100 hPa, l’anomalia di riscaldamento diabatico associata alla copertura nuvolosa incrementata determina una divergenza nel campo del vento zonale perturbato. Il risultato è l’insorgenza di anomalie di vento orientale nella regione convettiva e a ovest della stessa, che a loro volta danno origine a due strutture anticicloniche secondarie: una situata intorno ai 20°N, sopra l’India, e l’altra attorno ai 10°S, nell’emisfero meridionale. L’anticiclone settentrionale, dunque, emerge come un elemento del treno di onde di Rossby innescato dalla modulazione QBO della convezione equatoriale, contribuendo al rafforzamento della circolazione anticiclonica climatologica che caratterizza il monsone asiatico estivo e stimolando un’intensificazione dei moti verticali ascendenti e della convezione profonda nella regione subtropicale asiatica.

Numerosi studi (tra cui Muhsin et al., 2018; Johnston et al., 2018) hanno dimostrato che la convezione profonda può raffreddare la Tropopausa Tropicale (TTL), in particolare lo strato sottostante la Cold Point Tropopause (CPT), per effetto dell’upwelling adiabatica e della perdita radiativa nell’infrarosso. Coerentemente con questi meccanismi, la Figura 6c mostra che l’aumento di nuvolosità nella regione UTLS causa un’anomalia negativa di temperatura sopra l’India fino a −1 K. Tale valore risulta lievemente più intenso rispetto al raffreddamento osservato nella temperatura totale (media zonale più onde) mostrata nella Figura 3. Questa discrepanza si spiega considerando che la componente media zonale mostra, nelle medie subtropicali, un riscaldamento attribuibile alla circolazione secondaria della QBO, come evidenziato nella Figura A1a.

Pertanto, emerge un quadro in cui la QBO, modulando la convezione equatoriale nel mese di luglio, innesca una risposta ondulatoria atmosferica che si traduce in un’intensificazione della convezione sull’India, con un conseguente raffreddamento termodinamico in questa regione. Questo raffreddamento subtropicale si verifica simultaneamente al raffreddamento equatoriale, anch’esso indotto dalla QBO. Ne risulta che l’intera regione — inclusa quella responsabile della modulazione del vapore acqueo nella circolazione monsonica — si raffredda durante la fase QBO-W, come definita a 10 hPa, favorendo una riduzione dell’umidità stratosferica sia nella fascia equatoriale che in quella asiatica.

Per quanto concerne la modulazione del vapore acqueo del monsone asiatico nel mese di agosto, le anomalie di copertura nuvolosa tra QBO-W e QBO-E (definita a 20 hPa) per il periodo 19 luglio – 18 agosto (Figure 7a e 7b) mostrano un comportamento significativamente differente rispetto a quello osservato nel periodo 16 giugno – 16 luglio (Figure 6a e 6b). Con l’avanzare della stagione monsonica, si osserva un chiaro spostamento delle anomalie convettive verso nord e ovest, suggerendo che l’influenza della QBO sulla convezione si attenua nella fascia equatoriale, ma si rafforza a latitudini superiori ai 15°N.

Le Figure 7a e 7b evidenziano una struttura a dipolo con un indebolimento della convezione sulla porzione sud-orientale della regione monsonica e un contestuale rafforzamento su quella sud-occidentale durante la fase QBO-W. Questo pattern è coerente con le anomalie di radiazione a onde lunghe in uscita (OLR) mostrate nella Figura A2b. La Figura 7d, infine, conferma che, come osservato nei mesi precedenti (Fig. 6d), le anomalie di frazione di copertura nuvolosa rimangono confinate nello strato compreso tra 200 e 100 hPa. L’indebolimento della convezione nella porzione sud-orientale, accompagnato da un’anomalia ciclonica (Figura 7c), interessa la regione che climatologicamente registra il massimo convettivo nel mese di agosto. A ovest di quest’area, invece, anomalie positive nella copertura nuvolosa indicano un rafforzamento convettivo, segnalando uno spostamento verso ovest dell’attività convettiva durante la fase QBO-W rispetto alla QBO-E.La Figura 7c evidenzia come l’indebolimento della convezione osservato nella porzione sud-orientale del dominio monsonico asiatico (Asian Monsoon, AM) durante la fase occidentale della Quasi-Biennal Oscillation (QBO-W), sia associato allo sviluppo di un treno d’onda di Rossby che origina un’anomalia ciclonica (gyre) sopra tale regione. L’analisi del campo eddy del vento zonale mostra che il segnale indotto dalla QBO si manifesta come una propagazione del treno d’onda dalle regioni equatoriali verso le latitudini extratropicali in entrambi gli emisferi, coinvolgendo le regioni tra l’Oceano Indiano orientale e l’Oceano Pacifico occidentale. Oltre al vento zonale, anche le anomalie eddy del campo di temperatura rivelano importanti strutture coerenti con la dinamica ondosa, le quali suggeriscono che la riduzione della convezione sopra il massimo climatologico estivo contribuisca a un riscaldamento localizzato sul fianco meridionale del sistema monsonico asiatico. Quest’ultima è un’area sensibile, poiché controlla efficacemente l’ingresso di vapore acqueo verso l’interno del sistema convettivo tropicale.

Parallelamente, i dati medi zonali globali (Figura A1b), riferiti alla temperatura tra il 19 luglio e il 18 agosto, mostrano un’anomalia positiva nella bassa stratosfera (tra 15°N e 35°N), coerente con il ramo subtropicale della circolazione meridiana secondaria associata alla QBO. La somma di questi due contributi—la propagazione ondosa generata localmente e l’effetto della circolazione stratosferica globale—si traduce in un netto riscaldamento osservato sopra il fianco meridionale del sistema monsonico durante la fase QBO-W, come illustrato nella Figura 4b per l’altezza di 100 hPa. Si tratta di un effetto composito e sinergico che mette in evidenza l’influenza multilivello e multifisica della QBO: da un lato, attraverso la propagazione verticale e meridionale dell’onda, e dall’altro mediante la modulazione diretta della convezione profonda nelle zone equatoriali.

Già lo studio di Giorgetta et al. (1999) aveva dimostrato come la QBO possa modulare la convezione profonda sul monsone asiatico e innescare la formazione di treni d’onda atmosferici. Secondo questi autori, benché il treno d’onda raggiunga la sua fase matura tra luglio e agosto, esso viene forzato dal rilascio di calore diabatico nelle settimane precedenti, associato alla modulazione della convezione equatoriale. Per approfondire questo meccanismo, gli autori dello studio hanno calcolato i compositi QBO-W meno QBO-E relativi alla frazione di copertura nuvolosa e al campo eddy del vento orizzontale per una serie di finestre mobili di 31 giorni precedenti il periodo critico 19 luglio – 18 agosto. In ciascuna analisi è stato mantenuto fisso l’indice della QBO definito per agosto a 20 hPa, corrispondente al livello in cui l’impatto sulla variabilità del vapore acqueo è massimo.

I risultati sono rappresentati nella Figura 8, che mostra le anomalie di copertura nuvolosa e di vento per tre intervalli successivi: 1–31 luglio, 10 luglio – 9 agosto e 19 luglio – 18 agosto. L’evoluzione dei pattern evidenzia che, durante le settimane precedenti alla maturazione del treno d’onda, si osserva una struttura a dipolo con intensificazione della convezione sull’Oceano Indiano orientale, India e Indonesia, e una contemporanea soppressione sull’Oceano Pacifico occidentale (Figura 8a). Questo pattern convettivo asimmetrico è responsabile dell’innesco di una risposta dinamica dell’atmosfera coerente con il modello teorico di Matsuno–Gill (1966), in cui il riscaldamento tropicale forzato genera onde di Kelvin verso est e onde di Rossby verso ovest, entrambe propagabili meridionalmente.

Le anomalie eddy del vento zonale (Figura 8b) mostrano divergenza dal centro di riscaldamento (zona convettiva), con conseguente formazione di un’anomalia orientale sopra l’Oceano Indiano equatoriale, associata all’aumento della convezione, e un’anomalia occidentale sopra il Pacifico occidentale. Quest’ultima è collegata allo sviluppo di un vortice ciclonico centrato attorno ai 25°N. Nelle giornate successive (Figure 8c e 8d), mentre l’attività convettiva positiva si attenua nei tropici, si osserva un indebolimento del vento orientale sull’Oceano Indiano e una traslazione verso ovest dell’anomalia ciclonica che si estende sulla Cina meridionale e sull’India settentrionale. Infine, nelle fasi conclusive (Figure 8e e 8f), questa anomalia ciclonica si intensifica sopra il Golfo del Bengala, mentre a nord si sviluppa un anticiclone. Tali strutture costituiscono la manifestazione fisica del treno d’onda di Rossby che era già stato osservato nella Figura 7d per il periodo 19 luglio – 18 agosto.

Questo complesso comportamento indica un’interazione multiscala tra la modulazione convettiva della QBO nelle regioni equatoriali e la risposta dinamica nella troposfera superiore e nella bassa stratosfera, che coinvolge non solo il sistema monsonico ma anche le teleconnessioni interemisferiche. L’intera sequenza mostra come l’effetto della QBO non si limiti a una semplice modulazione zonale della temperatura o del vento, ma coinvolga la propagazione verticale e orizzontale dell’informazione dinamica attraverso onde planetarie, modificando la circolazione monsonica e la distribuzione di vapore acqueo in modo sostanziale.

Spiegazione scientifica dettagliata della Figura 6

La Figura 6 rappresenta l’impatto della fase occidentale della Quasi-Biennial Oscillation (QBO-W) rispetto alla fase orientale (QBO-E) sulla frazione di copertura nuvolosa (Cloud Fraction), sui campi anomali di vento orizzontale e temperatura (eddy fields), e sul profilo verticale dell’anomalia media della copertura nuvolosa nella fascia tropicale asiatica, durante il periodo 16 giugno – 16 luglio. La QBO viene definita per questo intervallo in base alla componente zonale del vento stratosferico a 10 hPa, che nel caso della fase QBO-W assume valori positivi nella stratosfera equatoriale.

Pannello (a) mostra le anomalie nella frazione di copertura nuvolosa (Cloud Fraction anomalies) a 100 hPa, livello prossimo alla tropical tropopause layer (TTL), durante la fase QBO-W rispetto alla QBO-E. Le anomalie sono calcolate come differenza QBO-W minus QBO-E, ovvero indicano l’effetto netto della transizione dalla fase orientale a quella occidentale della QBO. Le aree colorate in rosso indicano un aumento della frazione di copertura nuvolosa nella fase QBO-W, mentre le aree in blu rappresentano una sua diminuzione. Le anomalie risultano concentrate principalmente sull’Oceano Indiano equatoriale e sull’Indonesia, in corrispondenza della regione climatologica di massima convezione nel periodo monsonico (evidenziata dai contorni rossi, che indicano i valori medi climatologici della cloud fraction tra 2005 e 2020). La presenza di puntini neri indica che le anomalie raggiungono la significatività statistica al 95% secondo un test t di Student.

Pannello (b) estende l’analisi alla media verticale della frazione di copertura nuvolosa tra 125 e 150 hPa, ovvero tra la tropopausa superiore e la bassa stratosfera tropicale. Questo intervallo è stato scelto perché rappresenta il cuore della regione in cui si realizza la transizione tra la dinamica troposferica e stratosferica. Le anomalie risultano amplificate rispetto al pannello (a), con valori positivi che raggiungono +0.10–0.12 (ovvero fino al +12% di copertura nuvolosa) su un’ampia area dell’India, del Mar di Giava, dell’Oceano Indiano equatoriale e dell’arcipelago indonesiano. Parallelamente, si osservano riduzioni della copertura nuvolosa nella porzione occidentale dell’oceano Pacifico tropicale, a indicare un pattern dipolare che riflette una riorganizzazione spaziale della convezione profonda.

Pannello (c) mostra le anomalie del campo dinamico alla quota di 100 hPa, con:

• Colori di sfondo: indicano le anomalie del vento zonale (componenti eddiche, cioè scartate dalla media zonale).
• Contorni blu e rossi: rappresentano le anomalie della temperatura (eddy temperature anomalies), con contorni positivi (rossi) e negativi (blu) disegnati a intervalli di 0.5 K.
• Frecce nere: rappresentano le anomalie dei vettori di vento orizzontale (u e v), cioè la risposta dinamica della circolazione ai forzanti convettivi.

In questa configurazione, si evidenzia un’anomalia anticiclonica centrata sull’India e un’anomalia speculare nell’emisfero sud (sopra l’oceano Indiano meridionale). Tali strutture sono consistenti con una risposta di tipo Matsuno–Gill alla forzante convettiva equatoriale: la convezione profonda rinforzata nei tropici (come mostrato nei pannelli a e b) agisce da sorgente di riscaldamento diabatico, producendo un pattern a doppio vortice con anomalie anticicloniche subtropicali e venti divergenti dalla zona equatoriale. Questo pattern genera anomalie di vento zonale divergenti verso latitudini superiori, modulando la circolazione monsonica climatologica.

Una caratteristica notevole è l’anomalia negativa della temperatura (fino a –1.0 K) sulla regione indiana, coerente con l’upwelling adiabatica associato alla convezione profonda. Questo raffreddamento nella Upper Troposphere–Lower Stratosphere (UTLS) ha implicazioni dirette sul bilancio radiativo e sulla stabilità statica, favorendo ulteriore convezione e inibendo il trasporto verticale di vapore acqueo verso la stratosfera.

Pannello (d) riporta il profilo verticale della differenza QBO-W meno QBO-E nella copertura nuvolosa, mediato spazialmente su una regione che va da 60°E a 120°E e da 15°S a 25°N, che rappresenta il cuore dell’attività convettiva monsonica asiatica. Si osserva un chiaro massimo positivo tra 125 e 150 hPa, che conferma la robustezza del segnale emerso nei pannelli (a) e (b), e una rapida attenuazione dell’anomalia sotto i 200 hPa. Questo profilo verticale indica che l’effetto della QBO sulla copertura nuvolosa è confinato principalmente nella porzione superiore della troposfera, coerentemente con il fatto che il segnale termico indotto dalla circolazione secondaria della QBO (discendente ai tropici durante QBO-W) si manifesta proprio tra 100 e 70 hPa.

Sintesi interpretativa:
La Figura 6 dimostra come la fase occidentale della QBO, definita nella stratosfera equatoriale a 10 hPa, sia associata a:

• un aumento statisticamente significativo della copertura nuvolosa nella regione AM tra 125 e 100 hPa,
• una risposta dinamica a scala planetaria che si manifesta sotto forma di onde di Rossby forzate (come da modello di Gill),
• un raffreddamento della tropopausa tropicale che favorisce la convezione profonda e potenzialmente inibisce la risalita di vapore acqueo verso la stratosfera.

Questa figura fornisce una chiara evidenza osservativa del legame tra la variabilità stratosferica interannuale (QBO) e la modulazione dell’attività convettiva tropicale, contribuendo alla comprensione dei meccanismi di “stratosphere–troposphere coupling” nei processi monsonici asiatici.

Impatto della fase occidentale della Quasi-Biennial Oscillation (QBO-W) rispetto alla fase orientale (QBO-E) sull’attività convettiva e sulla dinamica atmosferica nella regione del monsone asiatico (AM) durante il periodo 19 luglio – 18 agosto.

Descrizione generale della figura

La figura è suddivisa in quattro pannelli:

• Pannello (a): Differenze QBO-W minus QBO-E nella frazione di copertura nuvolosa (Cloud Index, CI) a 100 hPa, rappresentative dell’attività convettiva prossima alla tropopausa.
• Pannello (b): Stessa variabile ma mediata tra 125 e 150 hPa, rappresentando la fascia superiore della troposfera dove la convezione profonda risale fino al limite superiore dell’atmosfera tropicale.
• Pannello (c): Anomalie dei campi eddy del vento zonale (colori), del vento orizzontale (frecce nere) e del campo termico eddy (contorni colorati), a 100 hPa.
• Pannello (d): Profilo verticale della frazione di copertura nuvolosa (%), in due sotto-regioni chiave: una occidentale (rosso, 60E–80E, 20N–30N) e una orientale (blu, 80E–95E, 20N–30N).

Tutte le analisi si riferiscono al confronto tra QBO-W e QBO-E, con il segno delle anomalie indicante l’effetto della QBO-W rispetto alla QBO-E.

Pannello (a): Frazione di copertura nuvolosa a 100 hPa

Questo pannello evidenzia un pattern di dipolo longitudinale:

• Anomalie positive (rosso): indicano un aumento della copertura nuvolosa nella fascia indiana-occidentale (India, Golfo del Bengala, Myanmar).
• Anomalie negative (blu): evidenziano una diminuzione convettiva sull’Indonesia, la Penisola Malese e parte delle Filippine.

Poiché la quota di 100 hPa è prossima alla tropopausa tropicale, queste anomalie indicano un rafforzamento/debolezza della convezione profonda rispettivamente nelle regioni menzionate.

Pannello (b): Frazione di copertura nuvolosa a 125–150 hPa

In questa fascia, più profondamente troposferica ma ancora elevata, il segnale è ancora più marcato:

• Si osserva un rafforzamento della convezione sull’India settentrionale, Golfo del Bengala e parte dell’Asia sud-occidentale, con anomalie di CI positive anche superiori a +0.12 (ovvero oltre il 12%).
• La soppressione convettiva continua nella regione del Mar di Banda, Borneo e sud delle Filippine (blu).

La distribuzione delle linee rosse rappresenta il massimo climatologico della copertura nuvolosa nello stesso periodo (media 2005–2020), suggerendo che la QBO-W modula la localizzazione spaziale del massimo convettivo, spostandolo verso ovest.

Pannello (c): Vento orizzontale e temperatura eddy a 100 hPa

In questo pannello viene illustrata la risposta dinamica atmosferica alla redistribuzione convettiva:

• Colori sfumati (vento zonale eddy):
  • Rosso: anomalia positiva → maggiore componente zonale da ovest.
  • Blu: anomalia negativa → componente zonale da est.
• Frecce nere: rappresentano l’anomalia del vento orizzontale (u,v), evidenziando la struttura della circolazione a grande scala.
• Contorni blu/rossi: rappresentano le anomalie del campo termico eddy, con intervalli di ±0.25 K.

Analisi delle strutture:

• È evidente un treno di onde di Rossby, coerente con la teoria di risposta di tipo Matsuno–Gill, in cui la forzante convettiva equatoriale induce anomalie ondulatorie zonali nella tropopausa tropicale.
• Si nota la presenza di una cellula ciclonica a 100 hPa sul versante orientale del Monsone asiatico, associata alla soppressione della convezione.
• Sul lato occidentale, il segnale è opposto, con divergenza e rafforzamento della ventilazione antizonale in corrispondenza dell’anomalia convettiva positiva sull’India.
• Le anomalie negative di temperatura (blu) localizzate sull’India e sul Golfo del Bengala sono indicativi di raffreddamento adiabatico da upwelling indotto dalla convezione profonda.

Pannello (d): Profili verticali della frazione di copertura nuvolosa

I due profili mostrano chiaramente l’opposizione convettiva tra due sotto-regioni monsoniche:

• Regione occidentale (rosso): il CI presenta valori positivi fino a ~6–8% sopra media, con picco tra 125 e 150 hPa, indicando una forte intensificazione convettiva in questa colonna.
• Regione orientale (blu): il CI mostra anomalie negative marcate, indicando una significativa soppressione della convezione profonda.

Questa divergenza verticale è compatibile con la struttura del treno di onde e con la modulazione QBO della diabatic heating-induced circulation, che governa l’ascendenza o la subsidenza troposferica.

Inquadramento scientifico e interpretativo

La figura fornisce solide evidenze del fatto che:

• La fase QBO-W, definita a 20 hPa, è in grado di modulare profondamente la distribuzione longitudinale dell’attività convettiva nella regione monsonica asiatica.
• Tale modulazione avviene attraverso due meccanismi fisicamente coerenti:
  1. Un effetto termodinamico diretto: variazioni di stabilità e temperatura nella TTL associate alla circolazione secondaria della QBO.
  2. Una risposta dinamica ondulatoria: forzata dalla convezione equatoriale e trasmessa attraverso treni di onde di Rossby, che rimodellano la circolazione anticiclonica subtropicale e influenzano l’umidità dell’atmosfera media.

Questa redistribuzione della convezione è responsabile della diversa risposta del contenuto di vapore acqueo nella media troposfera dell’AM, come dimostrato da altri pannelli del paper e in linea con studi precedenti (es. Giorgetta et al., 1999; Matsuno 1966; Gill 1980).

La Figura 8 mostra l’evoluzione delle anomalie di copertura nuvolosa (CI) e dei campi di vento (eddy fields) tra le fasi QBO-W (zonal wind da ovest) e QBO-E (zonal wind da est) durante tre diverse finestre temporali comprese tra inizio luglio e metà agosto. Si tratta di un’analisi composita QBO-W minus QBO-E che consente di evidenziare l’impatto differenziale delle due fasi della QBO sulla convezione profonda tropicale e sulle risposte dinamiche associate.

Pannelli (a), (c), (e): Anomalie di copertura nuvolosa (CI) a 100–150 hPa

Questi pannelli mostrano la differenza di copertura nuvolosa (proxy di attività convettiva profonda) nella regione monsonica asiatica e indo-pacifica, per tre periodi successivi:

(a) 1° luglio – 31 luglio

• Si osserva un chiaro dipolo convettivo:
  • Anomalie positive (rosse) su India settentrionale, Golfo del Bengala e Indonesia occidentale → rafforzamento della convezione durante QBO-W.
  • Anomalie negative (blu) sul Pacifico occidentale, in particolare sulle Filippine e Borneo → soppressione della convezione.
• Questo pattern suggerisce un forzante convettivo netta a ovest dell’equatore, coerente con la risposta indotta dal raffreddamento dell’UTLS durante la QBO-E (100–70 hPa), che favorisce un ambiente meno stabile per la convezione.

(c) 10 luglio – 9 agosto

• Le anomalie convettive positive si intensificano e concentrano sulla regione Indo-Birmana e Indonesia.
• Il dipolo si rafforza con segnali più netti sia nella parte occidentale (rafforzamento) sia orientale (soppressione).
• Questo stadio rappresenta l’emergere di un pattern convettivo maturo, con potenziale di innescare una risposta dinamica a larga scala sotto forma di onde di tipo Rossby.

(e) 19 luglio – 18 agosto

• Si osserva una traslazione e frammentazione del segnale:
  • Soppressione convettiva sull’India orientale (anomalie blu), mentre si mantiene l’attività convettiva sull’area indo-birmana.
  • È il momento in cui la risposta dinamica extratropicale associata alla convezione QBO-indotta si manifesta più chiaramente (vedi anche Figura 7).

Pannelli (b), (d), (f): Vento zonale ed eddy fields a 100 hPa

Questi pannelli evidenziano il campo dinamico atmosferico in risposta alla modulazione convettiva della QBO. Le sfumature indicano l’anomalia del vento zonale, mentre le frecce rappresentano i campi di vento orizzontale.

(b) 1° luglio – 31 luglio

• Si osserva un classico pattern di tipo Matsuno–Gill:
  • Venti zonali da est (blu) sull’Oceano Indiano → risposta a riscaldamento convettivo tropicale.
  • Venti zonali da ovest (rosso) nel Pacifico occidentale → ramo discendente della cella convettiva.
• Questo indica l’inizio della formazione di una circolazione ondulatoria a scala planetaria, attivata dalla convezione profonda sull’area Indo-Pacifico.

(d) 10 luglio – 9 agosto

• La risposta dinamica si organizza in strutture cicloniche/anticicloniche più definite.
• Appare una ciclonicità sul Borneo e sul Mar di Banda, mentre un’area anticiclonica emerge sul Golfo del Bengala.
• Questo pattern suggerisce l’interazione tra le anomalie convettive tropicali e la generazione di treni d’onda a scala subtropicale, compatibile con la propagazione Rossby.

(f) 19 luglio – 18 agosto

• Il pattern ondulatorio raggiunge la maturità, con:
  • Un forte nucleo ciclonico sul Golfo del Bengala.
  • Un anticiclone sul nord dell’India.
  • Queste due strutture definiscono il treno di onde Rossby già evidenziato nella Figura 7, prodotto dalla modulazione convettiva della QBO.

Sintesi interpretativa

L’evoluzione temporale mostrata nella Figura 8 dimostra in modo chiaro che:

1. La QBO-W modula la distribuzione della convezione profonda nell’area tropicale asiatica.
2. Tale modulazione inizia nell’equatore e nella zona dell’Indonesia e propaga effetti verso nord, interessando la zona monsonica indiana.
3. Le anomalie convettive forniscono un forzante diabatico che attiva una risposta dinamica atmosfericacoerente con il modello teorico di Matsuno–Gill, dove l’energia generata da un’anomalia di riscaldamento tropicale si propaga mediante onde Kelvin e Rossby.
4. La risposta ondulatoria a scala planetaria si sviluppa in modo graduale, culminando in una configurazione stabile e amplificata nella seconda metà di luglio, che modula la circolazione subtropicale e il contenuto di vapore acqueo in Asia meridionale.

Riferimenti scientifici rilevanti

• Giorgetta, M. A., & Bengtsson, L. (1999). The potential role of the QBO in the stratosphere-troposphere exchange.
• Collimore, C. C., Hitchman, M. H., et al. (2003). On the relationship between the QBO and deep convection.
• Matsuno, T. (1966). Quasi-geostrophic motions in the equatorial area.
• Gill, A. E. (1980). Some simple solutions for heat-induced tropical circulation.

5. Discussione scientifica sull’influenza della QBO sul vapore acqueo stratosferico durante il monsone asiatico

Il Monsone Asiatico (Asian Monsoon, AM) rappresenta uno dei principali motori della circolazione atmosferica estiva emisferica, esercitando un’influenza cruciale sul trasporto verticale e orizzontale di vapore acqueo verso la bassa stratosfera. Durante la fase attiva del monsone, l’intensa convezione nella regione indo-pacifica favorisce un’efficiente iniezione di vapore acqueo nella tropopausa e nell’Upper Troposphere-Lower Stratosphere (UTLS), costituendo una delle sorgenti principali della fase umida del ciclo annuale globale del vapore acqueo stratosferico.

Tale dinamica è soggetta a marcata variabilità interannuale, modulata principalmente da due teleconnessioni di scala planetaria: la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e l’ENSO (El Niño–Southern Oscillation), come già documentato da Randel et al. (2015). Tuttavia, i meccanismi fisici specifici attraverso cui la QBO modula il contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra il Monsone Asiatico sono stati finora solo parzialmente compresi e meritano una sistematica analisi.

In questo contesto, lo studio ha utilizzato osservazioni giornaliere del Microwave Limb Sounder (MLS) per il periodo 2005–2020, con l’obiettivo di quantificare e caratterizzare la firma atmosferica della QBO sul vapore acqueo della bassa stratosfera sopra l’AM durante l’estate boreale. L’analisi rivela un impatto particolarmente marcato nel mese di agosto, sebbene segnali statisticamente significativi siano riscontrabili anche a luglio.

Luglio: accoppiamento tra QBO e variabilità del vapore acqueo equatoriale

Nel mese di luglio, la modulazione del vapore acqueo da parte della QBO sull’AM risulta in fase con la modulazione osservata nella bassa stratosfera equatoriale. Ciò significa che durante la fase occidentale della QBO (QBO-W), quando i venti stratosferici a 10 hPa sono occidentali, si osserva un raffreddamento dell’UTLS equatoriale che coincide con una riduzione del contenuto di vapore acqueo sia sulla regione equatoriale sia sopra l’Asia meridionale. Analogamente, durante QBO-E (venti orientali), il riscaldamento equatoriale favorisce un aumento sincrono dell’umidità in entrambe le aree. Questo comportamento sincrono è attribuito al fatto che, a luglio, la regione chiave per il controllo della variabilità del vapore acqueo sopra l’AM coincide con l’UTLS sull’Oceano Indiano tropicale, area che regola anche il trasporto interemisferico di vapore attraverso l’equatore.

Benché studi precedenti abbiano evidenziato il ruolo del margine meridionale dell’anticiclone del monsone nel controllo della composizione stratosferica (Wright et al., 2011; Randel et al., 2015), in luglio il segnale termico della QBO su questa zona è relativamente debole. Le anomalie di temperatura statisticamente significative si concentrano invece sull’India occidentale e sul Mare Arabico, dove mostrano una coerenza di fase con i segnali equatoriali. Tali risultati suggeriscono che la modulazione del vapore acqueo sopra l’AM, nel mese di luglio, sia guidata da un’ampia regione di controllo termico che si estende dall’Oceano Indiano tropicale fino all’Arabia e all’India occidentale.

Un aspetto fondamentale emerso dall’analisi è lo sfasamento temporale tra la variazione termica e quella igrometrica: le anomalie di temperatura sull’Oceano Indiano tropicale precedono di circa 15 giorni quelle del contenuto di vapore acqueo sopra l’AM. In particolare, anomalie fredde tra -1 K e -2 K risultano associate a successive riduzioni del contenuto di vapore acqueo di circa -0.4 ppmv, con punte fino a -0.8 ppmv nelle regioni a ovest dell’India.

Agosto: decoupling della variabilità AM-equatoriale e amplificazione della firma subtropicale

Nel mese di agosto, la dinamica cambia radicalmente. Le anomalie termiche che modulano l’umidità stratosferica sopra il Monsone non sono più equatoriali ma subtropicali, localizzate principalmente sopra il Golfo del Bengala settentrionale, l’India nordoccidentale e la Cina sudorientale. Questa configurazione è coerente con quanto documentato da Randel et al. (2015), che hanno identificato questa regione come driver dominante della variabilità intrastagionale del vapore acqueo sopra l’AM.

Durante agosto, la firma della QBO sulla temperatura in questa regione è in opposizione di fase rispetto a quella equatoriale: mentre l’equatore presenta un’anomalia fredda durante QBO-W, le latitudini subtropicali mostrano anomalie calde, e viceversa. Di conseguenza, il segnale di vapore acqueo nella bassa stratosfera sopra l’AM si disaccoppia da quello equatoriale, assumendo polarità opposta. La firma della QBO sul vapore acqueo dell’AM raggiunge la sua massima intensità in agosto quando la fase viene definita al livello isobarico di 20 hPa.

Con uno sfasamento temporale di circa 12 giorni, la fase QBO-W induce un riscaldamento tra +0.5 K e +1 K sopra il Golfo del Bengala e l’India nordoccidentale, determinando un aumento dell’umidità stratosferica tra +0.3 e +1.0 ppmvnella regione monsonica.

Meccanismi fisici di modulazione convettiva e dinamica ondulatoria

L’indagine evidenzia che il controllo esercitato dalla QBO sulla temperatura nel margine meridionale dell’AM (e, di conseguenza, sull’umidità stratosferica) è in larga parte mediato dalla modulazione della convezione profonda tropicale. A luglio, la fase QBO-W è associata a un raffreddamento dell’UTLS equatoriale che intensifica la convezione sull’Oceano Indiano orientale e sull’Indonesia. Ciò si riflette in un aumento della frazione di copertura nuvolosa tra 150 hPa e 100 hPa.

In risposta a questo riscaldamento latente, i campi eddy di vento e temperatura mostrano l’attivazione di un’anomalia anticiclonica di tipo Rossby a 100 hPa sopra l’India, che amplifica ulteriormente la convezione locale e induce un raffreddamento dell’UTLS sopra la regione. Tuttavia, tale raffreddamento è parzialmente compensato dal riscaldamento zonale medio indotto dalla circolazione secondaria della QBO alle latitudini subtropicali. Il bilancio complessivo restituisce un’anomalia di temperatura sul margine meridionale dell’AM debole e non significativa.

Questa assenza di un segnale termico netto alle latitudini subtropicali in luglio spiega perché il contenuto di vapore acqueo sull’AM risulta in fase con l’equatore, evidenziando un forte legame tra la modulazione termica equatoriale e il trasporto verticale di umidità verso la bassa stratosfera durante la prima parte della stagione monsonica.I risultati emersi dall’analisi mostrano con chiarezza una connessione significativa tra la modulazione del vapore acqueo nel sistema monsonico asiatico (AM) durante il mese di agosto e le variazioni nella convezione profonda. Le anomalie di temperatura osservate sull’India, che anticipano i cambiamenti nella concentrazione di vapore acqueo associati alla QBO, si rivelano coerenti con i segnali convettivi rilevati. Nello specifico, si evidenzia un’anomalia positiva di temperatura sul settore settentrionale del Golfo del Bengala – area chiave per l’influsso di vapore acqueo nella circolazione monsonica – accompagnata da una riduzione della copertura nuvolosa tra i 100 e i 150 hPa, proprio dove si colloca il massimo climatologico della convezione estiva.

Parallelamente, si rileva un aumento della copertura nuvolosa più a ovest, sul nord-ovest dell’India, sebbene questo aumento sia meno evidente a 100 hPa e più marcato nello strato tra 125 e 150 hPa. Questa configurazione suggerisce un dislocamento verso ovest dell’asse convettivo del monsone, generando un pattern dipolare caratterizzato da convezione rafforzata a sud-ovest e attenuata a sud-est del sistema monsonico. Tale comportamento è del tutto analogo a quanto riportato in studi precedenti (Randel et al., 2015; Zhang et al., 2016) riguardanti la variabilità convettiva intrastagionale, i quali identificano un pattern a dipolo convettivo che produce effetti simili sulla distribuzione del vapore acqueo nella regione dell’AM.

Un punto chiave sollevato da Randel et al. (2015) riguarda l’apparente paradosso secondo cui una riduzione della convezione in corrispondenza del massimo climatologico non si traduce in una riduzione dell’umidità nella stratosfera inferiore, ma piuttosto in un suo aumento. Questo studio chiarisce tale paradosso: è la risposta termica in quota, indotta dalla variazione convettiva, a controllare il grado di disidratazione delle masse d’aria che ascendono nella regione del monsone. Una convezione indebolita produce un riscaldamento nell’alta troposfera/lower stratosphere, riducendo la probabilità che le masse d’aria perdano vapore acqueo per congelamento e sedimentazione, e favorendo quindi un maggiore trasporto di umidità nella stratosfera. I risultati di questo studio confermano tale interpretazione, mostrando un’anomalia calda sopra la regione in cui si osserva una diminuzione della nuvolosità, ovvero proprio sopra il centro climatologico della convezione monsonica estiva.

Zhang et al. (2016) hanno inoltre dimostrato che, su scala intrastagionale, un rafforzamento della convezione sul polo occidentale del dipolo implica un potenziamento dei moti ascendenti sopra tale regione, la quale è strutturalmente più calda rispetto al settore sud-orientale dell’anticiclone monsonico. Questo spostamento verso ovest del centro convettivo promuove l’ingresso nell’AM di masse d’aria più umide, che vi accedono tramite la parte occidentale del sistema, aumentando il carico di umidità trasportato. I risultati qui presentati suggeriscono che un meccanismo simile agisca anche nel contesto della variabilità interannuale legata alla QBO durante il mese di agosto.

La modulazione convettiva osservata sul settore sud-orientale dell’AM è chiaramente connessa a un treno d’onde di Rossby generato dalla QBO, che si propaga dall’equatore verso le latitudini extratropicali di entrambi gli emisferi, con asse tra l’Oceano Indiano orientale e il Pacifico occidentale. La soppressione convettiva sopra il massimo climatologico, che si manifesta durante la fase occidentale della QBO (QBO-W) definita a 20 hPa, è associata alla formazione di un’ansa ciclonica (gyre ciclonico) nella regione, ben visibile nel campo dei venti eddy a 100 hPa. Tali strutture, coerenti con la teoria delle risposte tropicali a forzanti convettive (Matsuno–Gill pattern), sono già state identificate da Giorgetta et al. (1999) e sono ritenute manifestazioni della risposta dinamica atmosferica alla modulazione convettiva equatoriale indotta dalla QBO nelle settimane precedenti.

Le differenze nei segnali di temperatura e vapore acqueo tra luglio e agosto si rivelano pienamente coerenti con l’evoluzione stagionale della risposta convettiva alla QBO. Gli studi, in accordo con la letteratura, confermano che la zona maggiormente sensibile al controllo della QBO sulla quantità di vapore acqueo è il fianco meridionale dell’AM, in particolare nel dominio 20°N–30°N. Tuttavia, la genesi del segnale varia tra i due mesi: da metà giugno a metà luglio, l’anomalia sulla regione sud-occidentale del monsone sembra rispondere direttamente alla convezione equatoriale contemporanea. Al contrario, da metà luglio ad agosto, la risposta equatoriale si affievolisce e il segnale sul fianco sud dell’AM appare legato a una risposta dinamica secondaria, ovvero a un treno d’onde generato da convezione equatoriale nelle settimane precedenti.

Questa dinamica conferma che, affinché la QBO possa modulare efficacemente la convezione tropicale, è necessario che vi sia un ambiente predisposto alla convezione profonda, come quello presente nel settore equatoriale in giugno e luglio. Con l’avanzare dell’estate, tuttavia, il massimo convettivo climatologico si sposta verso nord, riducendo l’attività convettiva equatoriale e limitando così l’impatto diretto della QBO in quelle latitudini. Tale evoluzione stagionale viene amplificata dal segnale della QBO, come si osserva confrontando il pattern convettivo anomalo indotto dalla QBO con il pattern stagionale medio: l’anomalia fredda equatoriale della QBO in giugno-luglio rafforza la convezione profonda in loco, che a sua volta innesca una risposta dinamica anticiclonica sul fianco sud dell’AM, stimolando ulteriormente la convezione e generando un’anomalia fredda in quota.

In agosto, al contrario, la stessa anomalia fredda equatoriale non produce più convezione rafforzata, e il segnale convettivo sul fianco meridionale dell’AM appare come un’eco residua di una modulazione pregressa, trasmessa attraverso un treno d’onde che si propaga dalla regione equatoriale. A causa del progressivo indebolimento della convezione equatoriale, il treno d’onda stesso si attenua, ma mantiene ancora un impatto sulla dinamica della fascia tropicale. In questo scenario, l’anomalia convettiva sul fianco meridionale si traduce in una circolazione ciclonica che sopprime la convezione e favorisce un’anomalia calda locale, che, aumentando la temperatura dell’UTLS, ostacola il congelamento del vapore acqueo e ne facilita il trasporto nella bassa stratosfera.

Infine, è importante notare come il comportamento del sistema monsonico in risposta a variazioni della convezione risulti simile, in termini dinamici e termodinamici, su scale sia intrastagionali sia interannuali. Questo suggerisce che i meccanismi fisici qui discussi possano rappresentare una chiave interpretativa utile anche per comprendere il comportamento del vapore acqueo stratosferico nella regione asiatica in risposta a cambiamenti convettivi in un clima in evoluzione.

La Figura 9 rappresenta le anomalie della frazione di copertura nuvolosa (Cloud Index, CI) mediate tra i livelli di pressione compresi tra 100 e 150 hPa, corrispondenti alla tropopausa tropicale, e mostra la differenza climatologicatra due intervalli temporali distinti della stagione monsonica asiatica:

• il periodo precoce, compreso tra il 16 giugno e il 16 luglio,
• e il periodo più maturo, compreso tra il 19 luglio e il 18 agosto.

I dati si riferiscono alla media climatologica del periodo 2005–2020 e forniscono una fotografia precisa dell’evoluzione stagionale della convezione profonda nella regione asiatica tropicale e subtropicale.

Interpretazione del contenuto della mappa

La mappa utilizza una scala cromatica bilaterale:

• Le aree in rosso indicano valori positivi, ovvero una maggiore frazione di copertura nuvolosa nel periodo giugno-luglio rispetto al periodo successivo luglio-agosto.
• Le aree in blu indicano valori negativi, ovvero una maggiore frazione di copertura nuvolosa nel periodo luglio-agosto rispetto alla fase iniziale della stagione monsonica.
• I puntini neri sovrapposti indicano che l’anomalia è statisticamente significativa al livello di confidenza del 95%, a conferma della robustezza del segnale osservato.

Analisi dinamica e fisica della struttura spaziale delle anomalie

1. Convezione anticipata sull’India settentrionale e sul Mar Arabico

Nel primo periodo (metà giugno – metà luglio), la figura mostra una pronunciata anomalia positiva (rossa) localizzata:

• sull’India nord-occidentale,
• sulla regione dell’Himalaya sud-orientale,
• sul Tibet sud-occidentale
• e sul Mar Arabico orientale.

Queste zone costituiscono i principali “punti di entrata” per l’umidità convettiva verso l’anticiclone monsonico asiatico (AMA) e la lower stratosphere. L’aumento della copertura nuvolosa indica una convezione più profonda e più estesa verticalmente, con possibile aumento del trasporto di vapore acqueo e aerosol verso la stratosfera tropicale.

2. Traslazione convettiva stagionale verso est in luglio-agosto

Nel secondo periodo, l’attenuazione delle anomalie positive a ovest e l’emergere di anomalie negative (blu intenso) su:

• la Cina meridionale,
• il nord del Vietnam e della Thailandia,
• il Lao,
• l’area del Mar Cinese Meridionale
• e in misura minore anche sulle Filippine,

indicano uno spostamento zonale verso est della massima attività convettiva. Questo pattern rappresenta il tipico avanzamento stagionale del monsone asiatico e coincide con l’espansione orientale dell’AMA, accompagnata da un rafforzamento della convezione lungo la periferia sud-orientale dell’anticiclone.

3. Dipolo convettivo: segnale chiave per la variabilità intrasettimanale e interannuale

La distribuzione delle anomalie suggerisce un dipolo convettivo:

• con rafforzamento convettivo a ovest (India e Mar Arabico) nella prima fase,
• e rafforzamento convettivo a est (Cina meridionale e Pacifico occidentale) nella seconda.

Tale configurazione ha una notevole importanza dinamica poiché il bilancio tra i due poli influenza:

• la distribuzione del riscaldamento latente in alta troposfera,
• la generazione di onde di Rossby secondarie,
• la propagazione meridiana del vapore acqueo attraverso il settore asiatico dell’UTLS (Upper Troposphere–Lower Stratosphere).

Rilevanza per la climatologia monsonica e l’interazione con la QBO

La transizione illustrata in Figura 9 è fondamentale per comprendere il meccanismo attraverso cui la QBO (Quasi-Biennial Oscillation) modula il contenuto di vapore acqueo nella bassa stratosfera asiatica:

• Durante la fase iniziale, le anomalie fredde nella UTLS equatoriale associate alla QBO easterly (QBO-E) intensificano la convezione sulla porzione occidentale della regione monsonica.
• Questo intensifica il trasporto verticale di aria umida verso l’AMA e produce anomalie di temperatura e ventoche influenzano indirettamente la stabilità della tropopausa.
• Con l’evoluzione stagionale, il massimo convettivo si sposta verso est e la risposta della QBO sulla convezione equatoriale si indebolisce, mentre emergono risposte locali (es. cicloniche/anticicloniche) nei flussi eddy.

Questa figura quindi non è solo descrittiva, ma fornisce la base empirica per spiegare l’insorgenza di feedback dinamici tra:

• convezione profonda,
• trasporto verticale,
• circolazione secondaria della QBO,
• e idratazione della stratosfera tropicale.

Conclusione operativa

La Figura 9 è cruciale per identificare la stagionalità spaziale della convezione tropicale asiatica nella fascia alta della troposfera, e serve come chiave di lettura per comprendere come la variabilità interannuale (QBO, ENSO) e quella intrasettimanale (BSISO, MJO) possano modulare il flusso di vapore acqueo verso la stratosfera. Essa conferma che il monsonismo asiatico non è un sistema statico, ma dinamicamente modulato da forzanti equatoriali e da retroazioni convettive dipendenti dal calendario stagionale.

La Figura A1 mostra due sezioni verticali latitudinali (cross-sections) delle anomalie tra la fase QBO-W (westerly) e la QBO-E (easterly) in termini di:

• temperatura media zonale globale (rappresentata con una scala cromatica da blu a rosso),
• e vento zonale medio globale (rappresentato con linee di contorno nere, continue per anomalie positive, tratteggiate per negative).

I dati provengono dal dataset reanalitico ERA5 dell’ECMWF e sono presentati per due periodi distinti:

• Pannello (a): 16 giugno – 16 luglio, con QBO definita a 10 hPa.
• Pannello (b): 19 luglio – 18 agosto, con QBO definita a 20 hPa.

Pannello (a): 16 giugno – 16 luglio (QBO definita a 10 hPa)

Struttura termica

• È evidente un’anomalia negativa di temperatura (in blu) centrata tra i 20°S e 20°N, con un massimo di raffreddamento tra i 30 e 50 hPa, estesa tra i 20 e 70 hPa.
• Questo riflette la classica risposta della circolazione secondaria associata alla QBO-E in stratosfera inferiore: una discesa di aria più fredda sopra l’equatore dovuta all’afflusso meridionale di masse d’aria.
• Più in basso, verso i 100–150 hPa, si osservano anomalie termiche positive (rosso tenue), soprattutto in prossimità dei 10°N–20°N. Queste sono coerenti con un’interazione tra la QBO e la convezione tropicale, e suggeriscono un effetto residuo del riscaldamento troposferico indotto da un’anomalia convettiva a sud del monsone asiatico.

Struttura del vento zonale

• Le linee nere rappresentano le anomalie del vento zonale (u):
  • Tra 10 e 30 hPa, le linee continue indicano un rafforzamento dei venti occidentali (QBO-W)all’equatore → coerente con la QBO definita a 10 hPa.
  • Sotto i 50 hPa, le linee tratteggiate mostrano un’anomalia negativa del vento zonale, ossia un rinforzo dei venti orientali (QBO-E) → tipica configurazione QBO a due celle sovrapposte.
• Le anomalie zonali a doppio nucleo (Westerlies sopra, Easterlies sotto) definiscono la classica struttura verticale della QBO nei suoi stadi intermedi, dove la propagazione discendente delle fasi avviene nel tempo.

Pannello (b): 19 luglio – 18 agosto (QBO definita a 20 hPa)

Struttura termica

• In questo pannello, il segnale termico si è modificato sostanzialmente rispetto a giugno-luglio:
  • Si osserva una anomalia termica positiva (rosso) tra 15°S e 25°N, concentrata attorno ai 30–70 hPa → suggerisce un riscaldamento della stratosfera tropicale durante la fase QBO-W.
  • Allo stesso tempo, sopra i 20 hPa, compare una anomalia fredda (in blu) nella stratosfera superiore → coerente con l’impostazione QBO-E in quella regione.
• Questa configurazione riflette il contributo combinato di due meccanismi distinti:
  • Il riscaldamento subtropicale associato alla circolazione meridionale secondaria della QBO, responsabile dell’aumento di temperatura nella zona che controlla l’afflusso di vapore acqueo nel monsone asiatico.
  • L’effetto residuo del riscaldamento compensativo dovuto all’indebolimento della convezione nella porzione sud-orientale dell’anticiclone monsonico asiatico (AMA), modulata dalla QBO.

Struttura del vento zonale

• Le anomalie del vento zonale mostrano un nucleo positivo centrato su 20 hPa all’equatore, indicativo del massimo effetto della fase QBO-W in agosto.
• Sotto i 70 hPa, le anomalie diventano debolmente negative (venti da est), suggerendo una propagazione discendente incompleta della fase QBO-E.
• Complessivamente, il campo di vento zonale in agosto appare più coerente e profondo, con un’influenza maggiore sulla differenziazione dei flussi verticali che alimentano l’AMA e controllano l’essiccamento/idratazione dell’aria nella bassa stratosfera.

Significato dinamico e termodinamico della figura

Questa figura illustra in modo cruciale il passaggio stagionale nella risposta atmosferica alla QBO:

• A giugno-luglio, il segnale della QBO si manifesta più fortemente nella stratosfera inferiore equatoriale, con influenza diretta sulla convezione tropicale e sull’attivazione di strutture di onde di Rossby anticlonicizzantia nord dell’India (come mostrato in Figura 7).
• A luglio-agosto, la circolazione meridionale secondaria della QBO induce un riscaldamento nell’UTLS subtropicale (15°–35°N), soprattutto sopra la Baia del Bengala e l’India nord-occidentale, influenzando l’afflusso di vapore acqueo nel cuore dell’anticiclone monsonico.

In sintesi, la Figura A1 rivela come il graduale avanzamento stagionale del monsone asiatico si accompagni a una traslazione verso nord della risposta della QBO:

• Inizio estate: impatto QBO forte all’equatore → risposta convettiva immediata → effetto dinamico a breve termine.
• Tarda estate: impatto QBO forte alle medie latitudini subtropicali → risposta termica ritardata → effetto termodinamico persistente sull’umidità stratosferica.

Descrizione della figura e contesto fisico

La Figura A2 presenta due mappe distinte che rappresentano le anomalie spaziali di OLR, calcolate come differenze tra gli anni con QBO in fase occidentale (QBO-W) e quelli con QBO in fase orientale (QBO-E). In termini pratici, l’OLR misura la quantità di radiazione infrarossa che lascia la sommità dell’atmosfera; valori più bassi (anomalie negative) sono generalmente associati a presenza di nubi profonde e convezione attiva, mentre valori più alti (anomalie positive) indicano condizioni secche o stabili, con cielo sereno o copertura nuvolosa ridotta.

(a) Periodo: 16 giugno – 16 luglio

QBO definita a 10 hPa

Durante questo intervallo temporale, le anomalie di OLR evidenziano:

• Significativa diminuzione di OLR (colori blu-viola) in corrispondenza del Mar Arabico, dell’India settentrionale, del Myanmar, dell’Indocina, e in particolare sull’Indonesia e la Papua occidentale, indicando un rafforzamento della convezione profonda in queste regioni.
• Anomalie positive di OLR (rossi chiari e arancioni) a est di Papua Nuova Guinea e nel Pacifico sud-occidentale → segnale di soppressione convettiva in queste aree.

Questa distribuzione suggerisce che durante la fase QBO-W (venti zonali occidentali a 10 hPa), l’attività convettiva si intensifica sull’area asiatica monsonica e sull’Oceano Indiano equatoriale-orientale, coerente con la modulazione della tropopausa indotta dalla QBO e con una configurazione anticiclonica troposferica rafforzatasull’Asia meridionale.

Questi segnali suggeriscono che l’influenza della QBO, nella prima parte dell’estate, si esercita attraverso un raffreddamento dell’UTLS equatoriale che induce instabilità e incremento della convezione sull’equatore e sulla fascia intertropicale asiatica, fornendo supporto dinamico per l’ascesa di masse d’aria cariche di umidità verso l’upper troposphere.

(b) Periodo: 19 luglio – 18 agosto

QBO definita a 20 hPa

Nel pieno della stagione monsonica, il pattern anomalo di OLR si modifica sensibilmente:

• Le anomalie negative di OLR si spostano verso nord-ovest, localizzandosi su Pakistan, Afghanistan orientale, India nord-occidentale, e in parte sul Golfo Persico → segnale di rafforzamento convettivo in queste regioni.
• Al contrario, compaiono anomalie positive (rossi) sulla Baia del Bengala settentrionale, sull’India nord-orientale, sul Myanmar e sulla Cina sud-orientale, aree notoriamente legate al massimo climatologico della convezione estiva.

Questa configurazione descrive un dipolo convettivo su larga scala nel dominio dell’Asian Monsoon Anticyclone (AMA):

• Convezione rafforzata a ovest (India/Pakistan).
• Soppressione convettiva a est (Baia del Bengala – Cina meridionale).

Tale struttura è coerente con il pattern di risposta indotto da una catena di onde di Rossby tropicali forzata dalla convezione equatoriale nelle settimane precedenti, come già discusso in relazione alla Figura A1.

Interpretazione fisica e dinamica atmosferica

La modulazione della convezione tropicale da parte della QBO non è un semplice effetto diretto, ma è mediata dalla risposta dinamica dell’atmosfera ai cambiamenti indotti nella circolazione tropicale. La QBO agisce principalmente attraverso due meccanismi chiave:

1. Modulazione termica dell’UTLS tropicale:
   • Durante QBO-W → l’UTLS si riscalda sul lato subtropicale e si raffredda sull’equatore.
   • Questo raffreddamento favorisce l’instabilità troposferica equatoriale e attiva sistemi convettivi profondi, con massima efficienza nella prima metà dell’estate.
2. Generazione di onde di Rossby su scala planetaria:
   • L’intensificazione convettiva sulla fascia equatoriale (giugno–luglio) genera anomalie di momento nel campo dei venti, che inducono una risposta secondaria in latitudini subtropicali (luglio–agosto).
   • Questa risposta assume la forma di una propagazione ovest-est di disturbi troposferici, che modulano la distribuzione spaziale della convezione, spostandola verso ovest e riducendola nella zona del massimo climatologico.

Significato per il trasporto di vapore nella stratosfera

L’Oscillazione Quasi-Biennale modula, attraverso la convezione e la circolazione secondaria, l’efficienza del trasporto verticale dell’umidità nella bassa stratosfera:

• In giugno-luglio, la convezione equatoriale forzata dalla QBO porta a un raffreddamento dell’UTLS e favorisce la disidratazione dell’aria che entra nell’AMA.
• In luglio-agosto, la convezione si sposta su regioni più calde e meno efficienti nel disidratare, causando un aumento del contenuto di vapore nella bassa stratosfera.

Questo doppio regime convettivo ha importanti implicazioni per la fase umida annuale del ciclo dell’umidità stratosferica globale, di cui l’Asian Monsoon è una componente fondamentale.

Conclusione tecnica

La Figura A2 fornisce una chiara rappresentazione della risposta convettiva all’oscillazione QBO durante la stagione monsonica asiatica, evidenziando due regimi distinti:

• Una fase iniziale (giugno-luglio) in cui la QBO influenza direttamente la convezione equatoriale.
• Una fase matura (luglio-agosto) in cui l’effetto è mediato dalla generazione di onde planetarie e dalla risposta dinamica troposferica.

Queste modulazioni hanno un impatto diretto sulla quantità di vapore acqueo che entra nella bassa stratosfera attraverso l’anticiclone monsonico asiatico, con rilevanza sia per la variabilità climatica stagionale che per la comprensione della risposta del sistema monsonico ai cambiamenti climatici globali.

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