L’influenza dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) sulla propagazione delle onde equatoriali nella stratosfera

Lo studio di Gui-Ying Yang, Brian Hoskins e Lesley Gray analizza come la Quasi-Biennial Oscillation (QBO) – un’oscillazione quasi biennale dei venti zonali nella stratosfera equatoriale – influenzi la propagazione delle onde equatoriali dal troposfera alla stratosfera. La QBO alterna fasi di venti orientali e occidentali con un periodo medio di circa 28 mesi. Questa variabilità modula il modo in cui le onde atmosferiche (come le onde di Kelvin o le onde di Rossby-gravity) vengono generate, propagate e assorbite a diverse quote.

In particolare, le onde equatoriali contribuiscono al trasporto di energia e momento angolare nell’atmosfera e giocano un ruolo cruciale nell’equilibrio dinamico della fascia tropicale. Quando le onde ascendono dalla troposfera verso la stratosfera, si trovano a interagire con i venti zonali imposti dalla QBO. In fase di QBO occidentale, il vento in quota soffia verso ovest, mentre in fase di QBO orientale il vento soffia verso est: queste differenze alterano l’indice di rifrazione delle onde, modificando il loro percorso e la capacità di depositare momento.

Lo studio evidenzia come, in fase orientale, la maggior parte delle onde equatoriali riesca a propagarsi più efficacemente in una parte alta della stratosfera, con conseguente deposizione di momento e interazione con la circolazione generale. In fase occidentale, invece, alcune di queste onde subiscono un maggiore smorzamento (o sono rifratte verso altre regioni), alterando quindi la circolazione su scala più ampia.

Per indagare tali processi, gli autori utilizzano analisi osservative e modelli numerici capaci di simulare la dinamica a scala globale. Mostrano così che la QBO può fungere da “porta” che si apre e si chiude all’ingresso delle onde dalla troposfera, modificando sia l’intensità con cui le onde influenzano la circolazione stratosferica, sia il loro contributo alle variazioni interannuali del clima tropicale.

In termini climatici e meteorologici, la comprensione di questi meccanismi è fondamentale: variazioni nella QBO influenzano la distribuzione dell’ozono, il trasporto di vapore acqueo e altri gas serra verso la stratosfera, e possono persino avere effetti di teleconnessione su aree al di fuori dei tropici. Questo rende lo studio di Yang, Hoskins e Gray un contributo importante alla comprensione della dinamica atmosferica tropicale, poiché aiuta a spiegare in che modo le interazioni tra onde e venti stratotropicali agiscano sulla variabilità interannuale del sistema atmosferico.

L’influenza dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) sulla propagazione delle onde equatoriali nella stratosfera
GUI-YING YANG
Centro Nazionale per le Scienze Atmosferiche e Università di Reading, Reading, Regno Unito
BRIAN HOSKINS
Università di Reading, Reading e Grantham Institute for Climate Change, Imperial College, Londra, Regno Unito
LESLEY GRAY
Centro Nazionale per le Scienze Atmosferiche, Reading e Università di Oxford, Oxford, Regno Unito
(Manoscritto ricevuto il 29 dicembre 2011, in forma definitiva il 27 aprile 2012)

RIASSUNTO
Le variazioni delle caratteristiche delle onde equatoriali stratosferiche in relazione alla fase dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) sono state indagate utilizzando i dati del Re-Analysis del ECMWF e i dati della radiazione infrarossa emessa (OLR) della NOAA. L’impatto delle fasi del QBO sulla propagazione verso l’alto delle onde equatoriali si è rivelato consistente e significativo. Nella fase orientale, si osserva un’amplificazione maggiore delle onde di Kelvin ma una minore ampiezza delle onde miste di Rossby-gravità (WMRG) e delle onde di Rossby (R1) in movimento verso ovest, a causa di una ridotta propagazione dalla troposfera superiore alla stratosfera inferiore, rispetto alla fase occidentale. Le differenze nell’ampiezza delle onde sono maggiori in uno strato più profondo in estate rispetto all’inverno, in linea con la stagionalità dei venti zonali ambientali. Vi è una forte evidenza che l’amplificazione delle onde di Kelvin raggiunga il picco appena sotto la fase discendente occidentale, suggerendo che tali onde contribuiscano a portare verso il basso la fase occidentale. Tuttavia, le evidenze corrispondenti per le onde WMRG e R1 sono meno chiare.
Nella stratosfera inferiore si verifica una variazione zonale nelle onde equatoriali. Questo riflette l’asimmetria zonale delle ampiezze delle onde nella troposfera superiore, che è la fonte delle onde della stratosfera inferiore. Negli inverni orientali, le onde WMRG e R1 nella troposfera superiore sopra la regione del Pacifico orientale appaiono leggermente più forti rispetto alla climatologia, forse a causa dell’accumulo di onde che non sono in grado di propagarsi verso l’alto nella stratosfera inferiore. Le caratteristiche di propagazione verticale di queste onde sono generalmente coerenti con la teoria e suggeriscono una miscela di spostamento Doppler dovuto ai flussi ambientali e di filtraggio. Alcune onde equatoriali della stratosfera inferiore hanno una connessione con la convezione tropicale precedente, specialmente per le onde di Kelvin e R1 in inverno.

1. Introduzione

Le onde equatoriali nella stratosfera inferiore sono riconosciute come fondamentali nel guidare l’oscillazione quasi-biennale (QBO) e l’oscillazione semestrale nella stratosfera equatoriale, e sono importanti nell’interazione stratosfera-troposfera (ad esempio, Lindzen e Holton 1968; Holton e Lindzen 1972; Hitchman e Leovy 1988; Dunkerton 1997; Baldwin et al. 2001; Fujiwara e Takahashi 2001; Giorgetta et al. 2002; Gray 2010). Studi osservativi e modellistici recenti hanno rivelato maggiori informazioni sui contributi delle onde equatoriali alla guida della QBO in diversi periodi (ad esempio, Ern e Preusse 2009; Kawatani et al. 2010a, b; Alexander e Ortland 2010).

Dopo la prima scoperta di prove osservative delle onde di Kelvin e delle onde miste di Rossby-gravità (WMRG) che si muovono verso ovest nella stratosfera (Yanai e Maruyama 1966; Wallace e Kousky 1968), ci sono stati molti studi osservativi successivi sulle onde equatoriali nella troposfera e nella stratosfera, in particolare sulle onde di Kelvin e WMRG (ad esempio, Zangvil e Yanai 1980, 1981; Dunkerton 1993; Takayabu 1994; Dunkerton e Baldwin 1995; Wheeler e Kiladis 1999; Wheeler et al. 2000; Straub e Kiladis 2003; Yang et al. 2003; Randel e Wu 2005; Tindall et al. 2006; Yang et al. 2007 a, b, c; Alexander et al. 2008; Suzuki e Shiotani 2008; Kiladis et al. 2009; Lott et al. 2009; Alexander e Ortland 2010; Yang et al. 2011). Tuttavia, si sa relativamente poco delle origini troposferiche delle onde stratosferiche, della loro propagazione zonale e verticale e di come tale propagazione sia influenzata dai flussi ambientali nella stratosfera. Questo è particolarmente vero per le onde di Rossby equatoriali. Inoltre, la maggior parte degli studi osservativi si basa su dati di radiosonde o satellitari, e molti di essi considerano solo la temperatura o i traccianti. Questi dati presentano alcune lacune, come una copertura orizzontale e verticale limitata, periodi di tempo molto limitati o una risoluzione temporale e/o spaziale scadente, in particolare una scarsa risoluzione verticale che limita la capacità di esaminare l’interazione del livello critico responsabile delle accelerazioni della QBO. Pertanto, le strutture orizzontali e verticali delle onde potrebbero non essere ben delineate e le frequenze delle onde potrebbero soffrire di aliasing temporale.

Alcuni studi hanno utilizzato set di dati analizzati che non presentano tali carenze; tuttavia, possono sorgere dubbi sulle tecniche utilizzate per identificare le perturbazioni. In questi studi, la base per l’identificazione delle modalità delle onde equatoriali era la relazione di dispersione teorica per una varietà di profondità equivalenti specificate, o le relazioni di fase teoriche tra variabili (ad esempio, componenti del vento e temperatura) che derivano da tale quadro.Tuttavia, nell’atmosfera reale, la complessa dipendenza spazio-temporale dello stato ambientale, il feedback del riscaldamento convettivo organizzato dall’onda, le non linearità e lo smorzamento non uniforme possono tutti portare a una distorsione delle curve di dispersione teoriche; almeno ci si può aspettare un certo spostamento Doppler, e forse l’invalidità della separazione modale in verticale, e quindi il concetto di profondità equivalente. Di conseguenza, i diversi modi equatoriali potrebbero non essere, in realtà, ben separati nel dominio della frequenza e del numero d’onda zonale. Un esempio sono le onde WMRG e le onde di Rossby n 5 1 (R1), che sono spesso molto vicine nel dominio della frequenza e del numero d’onda zonale, e talvolta si fondono insieme, come mostrato in YHS07c. Inoltre, non è chiaro quanto della teoria dell’acqua poco profonda delle onde equatoriali possa essere trasportata nel mondo reale.

Un metodo meno vincolante per identificare le onde equatoriali, che non presume che la teoria lineare adiabatica per le onde equatoriali su un’atmosfera in quiete sia direttamente applicabile e non è limitato a un filtro spettro-temporale prestabilito ma tiene conto automaticamente dello spostamento Doppler, è stato sviluppato da Yang et al. (2003, di seguito YHS) ed è brevemente descritto nella sezione successiva. Questa metodologia, che dipende dalla proiezione di campi su un insieme di funzioni di base orizzontali a ogni livello, è stata applicata in numerosi studi osservativi sulle onde equatoriali accoppiate convettivamente utilizzando i dati del Re-Analysis del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF) di 15 anni (ERA-15) (Yang et al. 2007a,b,c, di seguito YHS07a,b,c) e si è dimostrata utile nella valutazione della capacità di simulazione delle onde equatoriali accoppiate convettivamente da parte dei modelli (Yang et al. 2009).

È stato dimostrato in questi studi che, sebbene i campi dinamici siano proiettati separatamente a ogni livello, essi hanno mostrato una coerenza generale della struttura spazio-temporale delle singole componenti dell’onda identificate in diversi periodi, e anche della convezione con esse. Questo conferisce fiducia che la metodologia sia stata efficace nell’identificare le strutture delle onde equatoriali e nel rilevare alcune caratteristiche importanti di esse. La metodologia è particolarmente utile nell’identificare e separare alcune onde che tendono ad apparire insieme e hanno numeri d’onda zonali e frequenze simili, come le onde WMRG e R1. Queste onde difficilmente possono essere separate usando la tecnica di filtraggio spazio-temporale o il filtraggio basato sulle curve di dispersione a causa dello spostamento Doppler. La metodologia è anche utile nel rilevare alcune onde della troposfera superiore che tendono a muoversi nella direzione opposta rispetto a quella prevista dalla teoria di base a causa di forti flussi ambientali. Inoltre, come indicato da uno studio recente di Gehne e Kleeman (2012), che ha utilizzato funzioni cilindriche paraboliche per proiettare 20 anni di dati sulla temperatura di brillanza e dati dinamici su diversi modi d’onda e poi analizzato i loro spettri spazio-temporali, la tecnica di proiezione può aiutare a ridurre il rumore di fondo e distinguere i modi delle onde equatoriali da altri modi, come le onde extratropicali.Particolarmente rilevante per il presente studio è il fatto che questo approccio è stato recentemente utilizzato per analizzare i dati multilivello del Re-Analysis del Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF) di 40 anni (ERA-40) per due diversi semestri (maggio-ottobre del 1992 e 1993) per investigare il comportamento delle onde equatoriali sotto fasi opposte dell’QBO (Yang et al. 2011, di seguito YHS11). Lo studio ha fornito una visione senza precedenti e dettagliata delle strutture tridimensionali e della propagazione zonale e verticale delle onde equatoriali, inclusa l’onda R1 in fasi opposte dell’QBO. Come previsto, si è scoperto che nel 1992, una fase orientale dell’QBO nella stratosfera inferiore, c’era più propagazione verso l’alto dell’onda di Kelvin rispetto al 1993, una fase occidentale dell’QBO, ma meno delle onde WMRG e R1 e viceversa. È stato dimostrato che, per entrambi gli anni, le onde nella stratosfera inferiore hanno un numero d’onda zonale minore, un periodo più breve, una velocità di fase più veloce e una lunghezza d’onda verticale più corta rispetto a quelle nella troposfera superiore, e che le onde mostrano una velocità di gruppo verso l’alto e una velocità di fase verso il basso nella stratosfera inferiore. Nell’anno in cui la fase dell’QBO non è favorevole per la propagazione di particolari onde, la loro velocità di fase nella stratosfera inferiore è maggiore rispetto alla fase alternata, un’indicazione dello spostamento Doppler causato dal flusso ambientale e indicativo di un filtraggio delle onde lente. Questi risultati sono generalmente coerenti con la teoria di propagazione delle onde equatoriali.

Nello YHS11, l’analisi era solo per due estati di dati ERA-40. In questo studio analizziamo 32 anni dei più recenti dati del Re-Analysis interim dell’ECMWF (ERA-Interim) per il periodo 1979–2010, e anche l’intero set di dati di reanalisi ERA-40 per il periodo 1979–2002, sia per l’estate boreale estesa che per l’inverno. L’obiettivo principale dello studio non è solo analizzare più anni di dati, ma fornire una visione sistematica/robusta e comprensiva del comportamento delle onde equatoriali in diverse fasi dell’QBO e esaminare l’estensione della variabilità interannuale delle onde equatoriali associate a diverse fasi dell’QBO nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore. L’analisi attuale rivela anche alcune caratteristiche interessanti non osservate nelle analisi precedenti.

La struttura di questo articolo è la seguente. La sezione 2 descrive i dati e la metodologia. La sezione 3 presenta la teoria della propagazione e la selezione degli anni delle fasi dell’QBO orientale e occidentale. Le ampiezze delle onde, inclusi i loro spettri di potenza e le variazioni zonali e verticali, sono mostrate nella sezione 4. La sezione 5 mostra le caratteristiche composite di propagazione zonale e verticale delle onde. La sezione 6 presenta la connessione delle onde con la convezione tropicale. Alcune conclusioni e una discussione sono fornite nella sezione 7.

2. Dati e metodo

I dati utilizzati in questo studio sono i dati ERA-Interim e la radiazione infrarossa di lunga durata (OLR) interpolata giornaliera del National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) per il periodo dal 1979 al 2010. I dati OLR interpolati sono forniti dall’Ufficio di Ricerca sui Sistemi Terrestri e di Ricerca Atmosferica, Divisione Scienze Fisiche del NOAA, Boulder, Colorado (disponibili online). ERA-Interim è l’ultima rianalisi atmosferica globale prodotta dall’ECMWF. I dati ERA-Interim multilivello con cadenza semestrale sono memorizzati con una risoluzione orizzontale di circa 0,78 e a 37 livelli di pressione da 1000 a 1 hPa. Informazioni dettagliate sui dati ERA-Interim possono essere trovate in Dee et al. (2011). I campi dinamici utilizzati per analizzare le onde equatoriali sono i venti orizzontali semestrali (u, y) e il geopotenziale Z. I campi di vento utilizzati in questo studio sono generalmente considerati di alta qualità a causa della loro forte dipendenza da buoni dati satellitari. Per confronto, la stessa analisi è stata eseguita sui dati ERA-40 per il periodo satellitare, 1979–2002. Questo ha una risoluzione inferiore, circa 1,125 in orizzontale e 23 livelli di pressione da 1000 a 1 hPa.

La metodologia per identificare le onde equatoriali sviluppata in YHS non presume che la teoria adiabatica lineare per le onde equatoriali su un’atmosfera in quiete sia direttamente applicabile; in particolare, non sono imposte le strutture verticali e le relazioni di dispersione delle onde equatoriali teoriche. Come descritto in YHS e YHS07a, le potenziali onde equatoriali vengono identificate proiettando i campi dinamici a ogni livello di pressione sulle strutture orizzontali fornite dalla teoria delle onde equatoriali. Le funzioni cilindriche paraboliche che descrivono le strutture orizzontali delle onde equatoriali teoriche sono state utilizzate come funzioni di base per proiettare i campi di vento e di altezza, e ciò è stato fatto indipendentemente a ogni livello di pressione. Prima della proiezione, i campi dinamici vengono prima separati in componenti in movimento verso est e verso ovest utilizzando un’analisi spettrale spazio-temporale. I dati sono filtrati in un dominio del numero d’onda zonale da meno sessantadue a più seicento dieci e periodo da due a trenta giorni che contiene la maggior parte delle onde equatoriali. Questo filtro include un dominio spazio-temporale più ampio di quello che si adatta alle usuali curve di dispersione dell’acqua poco profonda ed è necessario per rappresentare le strutture nei dati ERA. Il numero d’onda uno non è incluso nell’analisi a causa di problemi con i dati ERA, come discusso anche in YHS.Il vento meridionale y è proiettato direttamente sulle funzioni dei cilindri parabolici, e, come descritto in Gill (1980), anche le variabili q (combinazione di aZ e u) e r (differenza tra aZ e u) sono proiettate indipendentemente sui diversi modi. Le funzioni dei cilindri parabolici prendono la forma di un’esponenziale moltiplicata per un polinomio, dove il polinomio ha un grado r e la scala di intrappolamento latitudinale è rappresentata da y0.

Guidati dalla teoria di base delle onde equatoriali e dalle analisi osservazionali, le serie delle funzioni dei cilindri parabolici sono organizzate e descritte in modo che la variabile q sia una somma di diversi termini associati a ciascuna funzione, mentre y e r sono rappresentati come somme simili ma con specifici coefficienti e termini associati.

Per la proiezione dei dati a ciascun livello, consideriamo il campo n = -1 come rappresentante dell’onda di Kelvin per la componente est, mentre i campi n = 0 sono considerati per descrivere l’onda mista Rossby-gravità, con la componente est denominata EMRG e quella ovest WMRG. In teoria, i campi n = 1 descrivono tre onde: l’onda di Rossby in movimento verso ovest, R1, e le onde di gravità in movimento verso est e ovest. Si scopre che le onde di gravità ad alta frequenza sono deboli, quindi si considera che la struttura verso ovest per n = 1 rappresenti l’onda R1.Nello studio YHS, y0 è determinato attraverso un’analisi di adattamento del campo troposferico y nella fascia di latitudine tra 20°N e 20°S, trovando che il miglior valore per y0 è di 6 gradi. Per esaminare se y0 varia nei diversi anni e, in particolare, se è sensibile ai flussi ambientali nelle diverse fasi dell’QBO nella stratosfera, è stata condotta un’analisi simile utilizzando 23 anni di dati ERA-40 per y, q, e r. Come in YHS, il y0 scelto mira a minimizzare gli errori di analisi per una rappresentazione troncata.

Gli errori di adattamento sono calcolati come la differenza al quadrato tra il valore filtrato di una delle variabili (y, q, o r) e la sua componente proiettata, normalizzata rispetto alla varianza di ~y, che è la media stagionale. Il limite di troncamento della serie è indicato con N.

Si calcolano gli errori nell’adattamento di y in movimento verso ovest e di q e r in movimento verso est, in funzione di y0 e dei valori di troncamento N, per identificare il miglior adattamento per le onde in movimento verso ovest e verso est. È stato riscontrato, come mostrato anche nella loro figura 6, che i modi più gravi da n = 0 a 4 dominano l’analisi. Le analisi degli errori nell’adattamento di y in movimento verso ovest in relazione a y0, con un troncamento di N = 4 a 100 e 50 hPa rispettivamente, per ogni estate QBO orientale e occidentale, saranno presentate in dettaglio nella sezione successiva (vedi Figura 2 sotto).C’è un minimo distinto a y0 di 6 gradi in ogni caso studiato. A 100 hPa, l’errore minimo è inferiore al 5%, inferiore rispetto a quello nella troposfera che è tra il 10% e il 15%, e simile a quello per 200 hPa osservato in YHS. È interessante notare che a 100 hPa gli errori sono simili per le stagioni orientali e occidentali, ma a 50 hPa si osserva una chiara differenza tra le due fasi: gli errori nella fase occidentale, consistentemente più bassi, sono del 4%, mentre nella fase orientale sono del 6%. Questo suggerisce che nella fase occidentale, le onde WMRG e Rossby contribuiscono maggiormente alla variabilità del vento meridionale nella stratosfera inferiore. Questo è coerente con il fatto che ci sono più onde in movimento verso ovest che si propagano nella stratosfera inferiore durante la fase occidentale. È anche evidente che il miglior adattamento di y0 non è sensibile alla fase dell’QBO. La differenza di errore a 50 hPa tra diverse fasi dell’QBO è osservata anche a 70 e 30 hPa, con una differenza minore a 70 hPa.

Le analisi mostrano che gli errori nell’adattamento di q e r in movimento verso est presentano anch’essi un minimo a y0 di 6 gradi. Tuttavia, a 50 hPa, il minimo non è così marcato come quello per y. A 100 hPa, l’errore minimo in q e r è del 10%-12%, maggiore di quello per y. In contrasto con y in movimento verso ovest, gli errori in q e r a 50 hPa sono consistentemente minori nella fase orientale rispetto a quella occidentale, con errori in q minori rispetto a r. Questo è coerente con l’idea che le onde in movimento verso est, come l’onda di Kelvin, possano propagarsi più facilmente nella stratosfera inferiore nella fase orientale. Poiché i risultati per l’inverno sono molto simili, in questo studio y0 è stato scelto come 6 gradi, come era in YHS. Anche Gehne e Kleeman, analizzando 20 anni di dati, hanno trovato un y0 ottimale di 6 gradi. Potrebbe essere argomentato che, basandosi sull’errore di q a 50 hPa, qualsiasi valore di y0 tra 5 e 8 gradi potrebbe essere considerato rilevante.

Tuttavia, nella sezione 5c verrà dimostrato che i risultati ottenuti non sono sensibili alla scelta della scala di intrappolamento. Nella teoria di base, la scala di intrappolamento è legata alla velocità delle onde di gravità e alla profondità equivalente. Le potenze della scala di intrappolamento in queste espressioni indicano che le funzioni di struttura orizzontale utilizzate qui potrebbero essere molto meno sensibili rispetto alle strutture verticali e meno sensibili rispetto alle velocità di fase. Queste proprietà sono emerse dai dati. Tuttavia, nella teoria delle onde equatoriali, ci potrebbe essere una certa sensibilità nella tecnica di analisi corrente nella separazione di due variabili in altre due. Verrà mostrato in seguito che l’analisi utilizzando diversi valori per la scala di intrappolamento mostra che le strutture e la velocità di fase delle onde equatoriali non sono in realtà sensibili alla scelta di questa scala. Le ampiezze delle onde cambiano solo leggermente, eccetto per l’onda di Kelvin. Quest’ultimo risultato è forse coerente con un’alta sensibilità teorica.

Poiché i risultati da ERA-Interim e ERA-40 sono molto simili, la maggior parte dei risultati sarà mostrata per ERA-Interim; a meno che non sia specificato, le figure saranno relative a questo dataset.

La Figura 1 illustra l’errore medio di analisi spazio-temporale nell’adattamento delle variabili atmosferiche y, q, e r in funzione della scala di intrappolamento y0, con un troncamento di serie N = 4. Gli errori sono calcolati per i livelli di pressione di 100 hPa (a sinistra) e 50 hPa (a destra), evidenziando come l’errore varia con il cambiamento del valore di y0 tra 5 e 8.

1. (a) e (b) Errore per y a 100 hPa e 50 hPa:
   • Mostra l’errore per il vento meridionale y in movimento verso ovest.
   • A 100 hPa (a), l’errore è relativamente uniforme attraverso i valori di y0, mentre a 50 hPa (b) l’errore differisce significativamente tra le fasi orientali (E) e occidentali (W) dell’QBO, con le linee più spesse che indicano la fase orientale e quelle più sottili la fase occidentale.
2. (c) e (d) Errore per q a 100 hPa e 50 hPa:
   • Rappresenta l’errore nell’adattamento di q, una variabile che combina componenti del vento e pressione atmosferica, in movimento verso est.
   • A 100 hPa (c), gli errori mostrano una variazione significativa tra diversi anni, mentre a 50 hPa (d) l’errore mostra una dipendenza più marcata dalla fase dell’QBO.
3. (e) e (f) Errore per r a 100 hPa e 50 hPa:
   • Analizza l’errore per r, una variabile simile a q, in movimento verso est.
   • Anche qui, a 100 hPa (e) e 50 hPa (f), gli errori variano tra le fasi dell’QBO e tra gli anni, suggerendo una sensibilità alla fase del QBO.

Questi grafici forniscono un’analisi dettagliata di come la scelta di y0 influenzi gli errori di adattamento delle onde equatoriali in relazione alla fase dell’QBO e al livello di pressione, evidenziando che alcuni adattamenti sono più sensibili di altri a questi fattori.

3. Teoria della propagazione e fasi del QBO

Dettagli sulla teoria della propagazione delle onde equatoriali possono essere trovati in Andrews et al. (1987), con alcuni aspetti inclusi l’equatorial R1 riassunti in YHS11. Verrà fornito un breve riassunto.

Come in Andrews et al. (1987), la propagazione zonale e verticale delle onde equatoriali può essere esaminata considerando soluzioni alle equazioni del moto adiabatiche e prive di attrito, linearizzate attorno a un flusso zonale medio temporale. Utilizzando una notazione standard, i campi di velocità orizzontale e verticale e il geopotenziale possono essere rappresentati con una forma specifica che riflette un’ampiezza che varia lentamente con l’altitudine.

Le onde di Kelvin possono propagarsi verticalmente solo in regioni con venti orientali o deboli occidentali, dove hanno una velocità di fase verso est rispetto al flusso ambientale. Al contrario, le onde WMRG e Rossby si muovono verso ovest solo in regioni con venti occidentali o deboli orientali, avendo una velocità di fase verso ovest rispetto al flusso ambientale.

Si prevede che una fase orientale sia favorevole per le onde di Kelvin che si propagano verso l’alto nella stratosfera inferiore, mentre una fase occidentale è favorevole per le onde WMRG e R1. Man mano che le onde si avvicinano a un livello critico, la loro lunghezza d’onda e velocità di gruppo verticale tendono a zero, rendendo le onde più suscettibili alla dissipazione. Onde con maggiori magnitudini di velocità di fase possono quindi propagarsi verso l’alto più facilmente.Nella teoria di base, la scala di trappola può essere collegata alla lunghezza d’onda verticale. È importante notare che l’autovalore dell’equazione della struttura verticale corrisponde alla velocità di fase intrinseca solo per l’onda di Kelvin. In questo contesto, per l’onda di Kelvin, la lunghezza d’onda verticale è determinata dalla differenza tra la velocità di fase dell’onda e la velocità del flusso ambientale.

Questa relazione dimostra che, quando l’onda si propaga nella stratosfera inferiore e la lunghezza d’onda verticale diminuisce, anche la scala di trappola diminuisce. Nella stratosfera inferiore, la scala di trappola assume valori specifici che corrispondono a diverse lunghezze d’onda verticale, suggerendo che la scala di trappola può variare nelle diverse fasi del QBO a causa delle condizioni favorevoli per la propagazione verso l’alto delle onde in movimento verso ovest.

Per le diverse onde, il numero d’onda verticale è specifico per ogni tipo di onda, con il numero d’onda verticale che cambia a seconda delle condizioni di flusso. La velocità di gruppo verticale cambia in base alla lunghezza d’onda verticale. Nella sezione successiva del testo, si discute come la tipica lunghezza d’onda verticale dell’onda di Kelvin varia con la fase del QBO, con valori specifici previsti per le fasi orientale e occidentale. Questi valori sono vicini a quelli usati in questo studio e, come sarà mostrato più avanti, l’analisi non è particolarmente sensibile alla variazione della scala di trappola.

La Figura 2a mostra la media mensile dei venti zonali equatoriali (tra 5°N e 5°S) nel periodo 1979-2010 tra i 100 e i 5 hPa. In questa regione stratosferica, la variabilità dei venti zonali equatoriali è dominata dall’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), che si manifesta con regimi di venti orientali e occidentali che si propagano verso il basso, con un periodo variabile vicino ai 26 mesi (sopra i 5 hPa, prevale l’oscillazione semestrale). Le zone di taglio dei venti occidentali mostrano una propagazione verso il basso più regolare e rapida rispetto a quelle orientali, in linea con altri studi (ad esempio, Baldwin et al. 2001). Si osserva che, sebbene la QBO non sia un’oscillazione strettamente biennale, tende a iniziare i regimi di venti orientali e occidentali a 50 hPa principalmente durante la tarda primavera boreale, come indicato da Dunkerton (1990) e Baldwin et al. (2001). A causa di questa preferenza stagionale nella fase di inversione della QBO e della grande variabilità stagionale delle onde equatoriali, per l’analisi qui presentata l’anno è diviso in due periodi di 6 mesi, un’estate boreale estesa (maggio-ottobre) e un inverno (novembre-aprile). D’ora in poi questi verranno definiti come estate e inverno.

La Figura 2b mostra i venti zonali medi stagionali calcolati sulla stratosfera inferiore (30–100 hPa). In primo luogo, si nota che i venti orientali sono più forti dei venti occidentali, una caratteristica comunemente osservata (Baldwin et al. 2001). In secondo luogo, i venti orientali in estate sono più forti che in inverno. La velocità media del vento è di 23,9 m/s in estate e 21,9 m/s in inverno. In accordo con ciò, la fase orientale appare più forte in estate e quella occidentale in inverno. Nella Figura 2c, le medie stagionali sono state rimosse e si osserva che la variabilità interannuale è leggermente maggiore in estate. Riflettendo ciò, le stagioni orientali e occidentali saranno definite come quelle in cui l’ampiezza dell’anomalia media stagionale di U è maggiore di 6 m/s in estate e 5 m/s in inverno. Le due soglie dei venti sono indicate rispettivamente dalle linee rosse e blu. Nel periodo 1979-2010, ci sono state 6 estati orientali (1984, 1992, 1994, 1996, 1998 e 2001), 10 estati occidentali (1985, 1990, 1993, 1995, 1997, 1999, 2002, 2004, 2006 e 2008), 7 inverni orientali (1979/80, 1981/82, 1989/90, 1991/92, 1996/97, 2005/06 e 2007/08) e 8 inverni occidentali (1980/81, 1982/83, 1985/86, 1987/88, 1990/91, 1999/2000, 2006/07 e 2008/09). Queste stagioni sono indicate dalle date associate a esse nella Figura 2c. Sono anche mostrate come riquadri rossi e blu pieni nella Figura 2a, rispettivamente per le fasi orientali e occidentali.

La “scala di trappola” (o “trapping scale” in inglese) è un concetto usato principalmente nella meteorologia e nell’oceanografia per descrivere la dimensione orizzontale entro cui un’onda (ad esempio un’onda atmosferica o oceanica) può propagarsi senza essere dissipata significativamente. Questa scala è importante per comprendere come le onde si muovono attraverso un mezzo con caratteristiche che cambiano con la profondità o con l’altezza.

Nel contesto delle onde equatoriali o di altri tipi di onde in atmosfere planetarie o oceani, la scala di trappola è particolarmente rilevante. Ad esempio, per le onde equatoriali, la scala di trappola può essere influenzata da fattori come la stratificazione dell’atmosfera, la rotazione del pianeta e le caratteristiche del flusso medio. Il valore della scala di trappola determina quanto lontano un’onda può viaggiare orizzontalmente prima di “spegnersi” o cambiare la sua struttura fondamentale.

In termini più tecnici, la scala di trappola può essere espressa come una lunghezza caratteristica che dipende da vari parametri fisici, come la velocità di fase delle onde, la frequenza di Brunt-Väisälä (che caratterizza la stabilità dello strato in cui l’onda si sta muovendo), e il parametro di Coriolis (che descrive l’effetto della rotazione terrestre sul movimento dei fluidi). Questi fattori insieme definiscono la regione entro cui l’onda rimane confinata o “intrappolata” e può propagarsi efficacemente.

La comprensione di questo concetto aiuta i meteorologi e gli oceanografi a prevedere il comportamento delle onde in vari contesti ambientali e a modellare più accuratamente i fenomeni atmosferici e oceanici.

La Figura 2 illustra vari aspetti dei venti zonali equatoriali tra 5°N e 5°S per il periodo 1979-2010, analizzati in tre pannelli distinti:

(a) Sezione trasversale tempo-altezza della media mensile dei venti zonali equatoriali

Questo pannello mostra come i venti zonali equatoriali variano con l’altezza (da 100 hPa a 5 hPa) e nel tempo (da 1979 a 2010). Le aree colorate rappresentano differenti velocità del vento, con colori freddi (blu) che indicano venti verso est e colori caldi (rossi) che indicano venti verso ovest. Le fasce verticali nere rappresentano la divisione degli anni, e i riquadri colorati sopra e sotto indicano le fasi orientali (blu) e occidentali (rosso) dei venti nella stratosfera inferiore, come definito nel pannello (c).

(b) Media stagionale dei venti zonali equatoriali nella stratosfera inferiore durante “estate” e “inverno”

Questo pannello mostra le medie stagionali dei venti (in metri al secondo) nella stratosfera inferiore (30-100 hPa) per le stagioni di “estate” (maggio-ottobre, rappresentata in rosso) e di “inverno” (novembre-aprile, rappresentata in blu). Le barre indicano la media dei venti per ogni anno, evidenziando la variazione stagionale nei venti zonali.

(c) Anomalie dei venti zonali equatoriali rispetto al ciclo stagionale medio

Simile al pannello (b), ma qui sono rappresentate le anomalie rispetto al ciclo stagionale medio. Le linee rosse e blu indicano le soglie di anomalia di U, pari a 6 m/s in estate e 5 m/s in inverno, usate per definire le fasi del QBO in estate e inverno, rispettivamente. I numeri indicano gli anni per le stagioni orientali e occidentali definite per l’estate e l’inverno.

In sintesi, questi grafici offrono un’analisi dettagliata della variabilità stagionale e temporale dei venti zonali equatoriali nella stratosfera inferiore, evidenziando come il fenomeno del QBO influenzi questa dinamica atmosferica.

La Figura 3 presenta i spettri di potenza grezzi di frequenza e numero d’onda zonale per la velocità zonale e la componente meridionale a due diversi livelli di pressione. Questi dati sono stati aggregati per anni classificati come orientali, occidentali e non classificati, oltre alla differenza tra le fasi orientali e occidentali. La potenza è stata mediata tra 15°N e 15°S.

Dettagli dei pannelli:

• I pannelli da (a) a (d) mostrano i dati per la velocità zonale a 20 hPa:
  • (a) Anni con fase orientale e un vento di fondo specifico.
  • (b) Anni con fase occidentale e un differente vento di fondo.
  • (c) Anni non classificati con un vento di fondo identico a (a).
  • (d) Differenza tra le fasi orientali e occidentali.
• I pannelli da (e) a (h) mostrano i dati per la componente meridionale a 30 hPa:
  • (e) Anni con fase orientale e un vento di fondo più intenso rispetto a (f).
  • (f) Anni con fase occidentale e un vento di fondo meno intenso.
  • (g) Anni non classificati con un vento di fondo intermedio.
  • (h) Differenza tra le fasi orientali e occidentali.

Aspetti chiave:

• Superimposizione di curve di dispersione: Le immagini sono completate da curve di dispersione che rappresentano profondità equivalenti di vari metri. Le linee continue mostrano l’effetto dello spostamento Doppler dovuto ai venti di fondo, mentre le linee tratteggiate rappresentano condizioni di atmosfera a riposo.
• Pesi applicati: I venti nei pannelli a 20 hPa sono ottenuti ponderando i venti in uno strato specifico, con pesi diversi attribuiti ai vari livelli di pressione. Per i pannelli a 30 hPa, i pesi sono distribuiti diversamente.
• Unità di misura: Le unità utilizzate sono metri quadri per secondo al quadrato, che indicano l’energia per unità di frequenza per unità di numero d’onda.

Questa figura aiuta a visualizzare come le proprietà delle onde atmosferiche, come la frequenza e il numero d’onda, variano a seconda del regime di vento di fondo (orientale versus occidentale) e al livello di pressione. Mostra inoltre come queste proprietà differiscano in condizioni atmosferiche in movimento rispetto a quelle in quiete.

4. Variabilità delle onde equatoriali

Per esaminare la variabilità complessiva dei venti orizzontali tropicali, i loro spettri di potenza spazio-temporali saranno discussi nella sezione 4a. Successivamente, i venti orizzontali saranno suddivisi nei diversi modi d’onda e le loro ampiezze, insieme alle variazioni zonali e verticali di queste ampiezze, saranno analizzate nelle sezioni 4b–d.

a. Spettri di potenza dei venti tropicali

L’analisi spettrale spazio-temporale è stata eseguita per i dati raccolti in 32 anni, dal 1979 al 2010, per indagare la variabilità complessiva dei venti orizzontali tropicali. Poiché le onde di Kelvin sono associate a movimenti verso est del vento, e le onde WMRG e R1 a movimenti verso ovest, inizialmente analizziamo gli spettri di potenza per i venti tropicali a ogni latitudine, mediati tra 15°N e 15°S. La Figura 3 mostra gli spettri di potenza grezzi nella stratosfera inferiore, mediati per tutte le stagioni orientali, occidentali e altre stagioni non classificate. Anche le differenze tra le fasi orientali e occidentali sono mostrate. Sono inclusi anche due set di curve di dispersione teoriche per venti di fondo diversi, con le prime che tengono conto dello spostamento Doppler causato dai venti di sfondo tipici nelle diverse fasi.

Si osserva che i segnali delle onde equatoriali sono evidenti anche negli spettri grezzi. Questi spettri di potenza raggiungono picchi su scale spaziali e temporali preferite che sono notevolmente coerenti con le curve di dispersione teoriche per varie profondità equivalenti, adattandosi meglio alle curve spostate per Doppler. Per l’onda di Kelvin, la profondità centrale è diversa per le fasi orientale e occidentale. Tuttavia, quando lo spostamento Doppler è preso in considerazione, l’onda di Kelvin mostra un intervallo coerente di profondità con un valore centrale simile per entrambe le fasi. Per i venti nella fase orientale, non sembra esserci una profondità ottimale correlata a venti di fondo nulli a causa degli spettri di potenza significativamente spostati per Doppler. L’onda simile a Kelvin, vista nel movimento verso est, è più forte nella fase orientale rispetto alla fase occidentale, come evidenziato nelle differenze mostrate. Al contrario, il segnale simile a WMRG visto nel movimento verso ovest è molto più forte nella fase occidentale rispetto alla fase orientale. Un segnale è visto anche qui nella regione delle curve di dispersione delle onde e questo è anch’esso più forte nella fase occidentale rispetto a quella orientale.

È incoraggiante che l’intensità degli spettri di potenza per gli anni non classificati (con venti neutrali o più deboli nella stratosfera inferiore), si collochi tra quelli delle fasi orientali e occidentali. Lo spostamento Doppler sulle curve di dispersione può essere stimato considerando l’asse delle frequenze zero inclinato per diventare proporzionale al vento di fondo. Per un vento di fondo di 30 m/s e un numero d’onda zonale di 15, il cambiamento di frequenza è di circa 1.0 al giorno, così che l’asse delle frequenze inclinato colpisce il bordo del grafico. Tuttavia, l’asse dei numeri d’onda zero non è influenzato, e quindi le curve di dispersione sono deformate. Per venti di fondo negativi, le onde in movimento verso est sono spostate a frequenze più basse e le onde in movimento verso ovest a frequenze più alte, e viceversa per venti di fondo positivi dove le onde di Rossby a frequenza più bassa e numero d’onda maggiore possono essere spostate più facilmente nel quadrante opposto. Uno spostamento Doppler più dettagliato delle curve di dispersione può essere trovato in altre pubblicazioni citate.

Il segnale simile all’onda di Kelvin è concentrato a una frequenza più alta nella fase occidentale rispetto alla fase orientale, e il contrario è evidente per i segnali simili a WMRG e R1, probabilmente indicativo di una miscela di spostamento Doppler e filtraggio delle onde più lente nella loro propagazione verso l’alto. Entrambi i meccanismi porterebbero a distribuzioni spettrali nella stratosfera inferiore significativamente diverse da quelle nella troposfera superiore.

In entrambe le fasi, il vento zonale tropicale mostra anche una forte potenza al numero d’onda zonale zero e anche nella componente in movimento verso ovest. Il primo è associato ai venti zonali medi zonali e il secondo potrebbe essere correlato alle onde equatoriali in movimento verso ovest. D’altra parte, gli spettri di potenza per la componente meridionale sono dominati dalla componente in movimento verso ovest, sebbene ci sia una certa potenza intorno al numero d’onda zero e piccoli valori positivi, che indicano segni di onde simili a EMRG.Le bande a bassa frequenza (periodi superiori a 10 giorni) contengono più potenza nella fase occidentale, sia per le componenti in movimento verso est che verso ovest e per i campi uuu e yyy, come è chiaramente visibile nei grafici delle differenze. Questo è coerente con lo spostamento Doppler: i venti occidentali sposterebbero le onde in movimento verso ovest in una regione di frequenza più bassa, e viceversa per i venti orientali. Anche nella fase occidentale, le onde in movimento verso ovest con frequenza molto bassa, come le onde di Rossby, possono essere spostate da Doppler per muoversi verso est.

La Figura 4 fornisce profili verticali degli spettri di potenza per ciascuna estate e inverno orientali e occidentali, che contengono la maggior parte della potenza osservata. Sebbene le ampiezze delle onde a livello della tropopausa siano simili nei diversi anni, si notano differenze significative nella stratosfera sia in estate che in inverno. In particolare, il movimento verso est è costantemente più forte negli anni orientali rispetto agli anni occidentali nella maggior parte della stratosfera. Al contrario, il movimento verso ovest mostra più potenza negli anni occidentali rispetto agli anni orientali, ma la differenza tra le due fasi si verifica in uno strato relativamente più superficiale nella stratosfera inferiore.

La potenza nella stratosfera inferiore per gli anni non classificati si trova tra quella degli anni delle fasi orientali e occidentali.

C’è una certa variabilità interannuale nella troposfera superiore che sembra essere associata a ENSO. Ad esempio, durante la stagione estiva, la potenza più forte e più debole del movimento verso est nella troposfera superiore si verifica rispettivamente nel 1997 (El Niño) e nel 1999 (La Niña). Questo sarà analizzato ulteriormente in un articolo successivo.

L’ampiezza più forte per lo spettro di movimento verso est nell’estate del 1985 è coerente con quanto trovato in precedenti studi. Poiché nel dominio di filtraggio utilizzato qui, le onde di gravità sono trascurabili e il segnale EMRG è debole, l’attenzione sarà concentrata sulle rimanenti onde, che saranno denominate come onde di Kelvin, WMRG e R1.

La Figura 4 mostra i profili verticali degli spettri di potenza dei venti tropicali per le componenti in movimento verso est (u) e verso ovest (y), durante le stagioni estive e invernali. Ogni pannello rappresenta le variazioni del potere spettrale con la pressione atmosferica, espressi in metri quadrati per secondo al quadrato.

Dettagli dei Pannelli:

• (a) u in estate: Illustra il potere spettrale di u durante l’estate, con le linee rosse e arancioni che rappresentano gli anni con fasi orientali, mentre le linee blu e verdi rappresentano gli anni con fasi occidentali.
• (b) y in estate: Analogo al pannello (a) ma per y (movimento verso ovest) durante l’estate.
• (c) u in inverno: Mostra il potere spettrale di u durante l’inverno, seguendo la stessa codifica a colori del pannello (a) per distinguere tra fasi orientali e occidentali.
• (d) y in inverno: Presenta il potere spettrale di y durante l’inverno, con la stessa codifica a colori del pannello (b).

Osservazioni Chiave:

• I grafici sono suddivisi per stagione (estate contro inverno) e direzione del vento (est contro ovest), facilitando l’analisi comparativa.
• Le differenze nei colori delle linee indicano visivamente le variazioni del potere spettrale dei venti tra gli anni orientali e occidentali.
• L’intensità del potere spettrale è visualizzata su un range di pressione da 2 a 100 hPa, dimostrando come il potere spettrale varia con l’altitudine nella stratosfera.
• Le unità di misura indicano l’energia per unità di frequenza per unità di numero d’onda, riflettendo la forza dei segnali dei venti nelle diverse bande spettrali.

Questa figura è essenziale per analizzare le variazioni stagionali e direzionali della dinamica atmosferica nei tropici, evidenziando le differenze in intensità e distribuzione verticale degli spettri di potenza tra le varie configurazioni di vento.

b. Ampiezza mensile dell’onda

L’analisi spettrale della potenza ha mostrato che la variabilità associata ai venti tropicali nella stratosfera inferiore è costantemente diversa nelle due fasi dell’Oscillazione Quasi-Biennale. Per separare ulteriormente la variabilità associata ai diversi modi delle onde equatoriali, i venti tropicali e i campi di altezza a ciascun livello sono proiettati in vari modi d’onda utilizzando la metodologia descritta nella sezione 2. La Figura 5 mostra il grafico tempo-altezza della deviazione standard media zonale mensile delle onde di Kelvin, WMRG e R1 nella stratosfera, insieme ai venti zonali medi ambientali. L’ampiezza dell’onda di Kelvin è misurata dall’equatoriale del componente dell’onda di Kelvin e le onde WMRG e R1 sono misurate dall’equatoriale e extra-equatoriale, rispettivamente, del componente d’onda rilevante.

Si osserva che c’è una notevole coerenza dei venti di sfondo (contorni tracciati a 210, 0 e 10 metri al secondo) e delle ampiezze delle onde. Nella Figura 5a, le onde di Kelvin sono consistentemente più forti nelle aree di venti orientali rispetto ai venti occidentali. Al contrario, nelle Figure 5b e 5c, le onde WMRG e R1 sono consistentemente più forti nelle aree di venti occidentali. Questo indica l’impatto ubiquitario dei venti zonali nella stratosfera inferiore sulla propagazione verticale delle onde equatoriali.

Le ampiezze delle onde di Kelvin raggiungono il picco appena sotto le linee di vento zero della fase discendente occidentale e poi diminuiscono bruscamente. Questo conferma la teoria dell’OQZ che vede le onde di Kelvin come fattori di spinta verso il basso della regione occidentale. Risultati simili sono stati osservati nell’analisi dei dati di Sounding of the Atmosphere using Broadband Emission Radiometry (SABER) di Ern et al. (2008) e dei dati del High-Resolution Dynamics Limb Sounder (HIRDL) di Alexander e Ortland (2010).

Il ruolo delle onde WMRG e R1 nel picco sotto la fase discendente orientale è meno evidente, probabilmente a causa del loro minore contributo nella propagazione verso il basso della regione orientale. Questo potrebbe spiegare perché le zone di taglio occidentale mostrano una propagazione verso il basso più regolare e rapida rispetto alle zone di taglio orientale. Durante alcuni periodi di “stallo” nella discesa degli orientali, come nel 1986/87 e nel 1988/89, le onde WMRG e R1 sotto i 30 hPa sono meno attive, suggerendo un loro ruolo nella guida della discesa dei venti orientali dell’OQZ.

Per quantificare la relazione tra i venti dell’OQZ e le ampiezze delle onde, sono state calcolate correlazioni tra U equatoriale nella stratosfera inferiore e le ampiezze delle onde nei diversi strati della stratosfera inferiore. Le correlazioni per le onde di Kelvin sono di -0.96 in estate e -0.89 in inverno; per le onde WMRG, sono di 0.92 in estate e 0.94 in inverno; e per le onde R1, sono leggermente più deboli ma ancora significative: 0.85 in estate e 0.86 in inverno.

c. Variazione zonale dell’ampiezza dell’onda

YHS e YHS07a,b,c hanno mostrato che l’attività ondulatoria presenta caratteristiche diverse tra l’Emisfero Orientale (EO) e l’Emisfero Occidentale (OO), dovute in parte ai differenti venti di sfondo nei due emisferi. La Figura 6 illustra le sezioni trasversali di U equatoriale e le deviazioni standard dei venti correlati alle onde, mediate nelle due fasi dell’OQZ, evidenziando le differenze tra esse. Nella troposfera superiore, il flusso ambientale equatoriale è molto simile nelle fasi orientale e occidentale, ma si differenzia notevolmente tra i due emisferi con forti venti orientali nell’EO e occidentali nell’OO.

Sopra circa 100 hPa, i venti zonali mostrano grandi differenze tra le fasi orientale e occidentale, ma con scarsa variazione zonale. Nella fase orientale, i venti della stratosfera inferiore sono significativamente più deboli in inverno rispetto all’estate. La prossima fase dell’OQZ, con segno opposto, è evidente sopra circa 20 hPa.

L’ampiezza di ciascuna delle onde mostra distribuzioni molto diverse per le due fasi, sia in estate che in inverno. L’attività dell’onda di Kelvin è molto più forte nella fase orientale rispetto alla fase occidentale. Al contrario, le onde WMRG e R1 sono più forti nella fase occidentale. Le differenze nelle ampiezze delle onde nelle fasi opposte dell’OQZ sono ulteriormente evidenziate nelle Figure 6c e 6f.

È interessante notare che si verifica anche una variazione longitudinale nelle firme delle onde equatoriali nella stratosfera inferiore, particolarmente nelle fasi favorevoli dell’OQZ dove avviene la propagazione verso l’alto. Questa asimmetria zonale sembra riflettere le asimmetrie nella troposfera superiore, dove la maggiore varianza dell’onda di Kelvin si verifica sulle acque calde dell’EO, e ampiezze maggiori nelle onde WMRG e R1 si manifestano nell’OO, specialmente sopra i due condotti occidentali del Pacifico orientale e Atlantico.La predominanza delle onde WMRG nella troposfera superiore del Pacifico orientale è confermata dai risultati di Randel (1992). Per l’onda di Kelvin nella fase orientale, il suo massimo nella stratosfera inferiore si trova sopra il massimo della troposfera superiore in inverno e leggermente a ovest di esso in estate. Per le onde WMRG e R1 nella fase occidentale, i loro massimi stratosferici inferiori sono a est dei massimi troposferici superiori, in linea con la loro velocità di gruppo verso est come mostrato nella Figura 3f.

Vi sono prove che l’attività delle onde equatoriali nella stratosfera inferiore dipende non solo dai venti dell’OQZ presenti, ma anche dalla forza della fonte e dai venti zonali di sfondo nella troposfera superiore. Questa dipendenza dai venti di sfondo è coerente con il fatto che il flusso orientale della troposfera superiore dell’Emisfero Orientale è favorevole alla propagazione verso l’alto delle onde di Kelvin, mentre il flusso occidentale dell’Emisfero Occidentale è favorevole alla propagazione verso l’alto delle onde WMRG e R1.

Le onde WMRG e R1 nella troposfera superiore sopra il condotto occidentale del Pacifico orientale sono più forti nella fase orientale rispetto alla fase occidentale, particolarmente in inverno. Le ampiezze delle onde R1 in tutti e sette gli inverni orientali mostrano anomalie positive sulla regione, con quattro di essi che presentano l’ampiezza più grande, ma il contrario non si verifica per gli inverni occidentali. Per le onde WMRG, sei su sette inverni orientali presentano anche anomalie positive. Tuttavia, l’impatto della fase dell’OQZ è meno chiaro poiché sembra che anche la fase dell’ENSO influenzi l’onda. Le onde WMRG e R1 nella maggior parte degli estati orientali mostrano anche anomalie positive, ma sono più deboli rispetto al caso invernale.

Si suggerisce che in estate vi è una relazione più stretta tra l’intensità del condotto occidentale e le ampiezze delle onde nella regione, e che l’intensità del condotto occidentale è fortemente influenzata dalla fase dell’ENSO. Tuttavia, la differenza nelle ampiezze delle onde WMRG e R1 nella troposfera superiore nelle fasi opposte dell’OQZ non può essere completamente spiegata dalla sola variabilità dell’ENSO, specialmente in inverno. Escludendo tutti gli inverni influenzati dall’ENSO, i venti dell’OQZ nella stratosfera inferiore correlati con le ampiezze delle onde WMRG e R1 sopra la troposfera superiore nella regione del Pacifico orientale indicano una relazione significativa.

Si pone quindi una domanda: come possono in inverno le onde WMRG e R1 nella troposfera superiore essere correlate con la fase dell’OQZ nella stratosfera inferiore? Una possibile risposta è che i venti orientali nella stratosfera inferiore non sono favorevoli alla propagazione verso l’alto delle onde R1 e WMRG; di conseguenza, le onde si accumulano nella troposfera superiore e, rispetto ad altri anni, diventano di ampiezza maggiore lì prima della dissipazione. Per l’onda di Kelvin, il contrario sembra essere vero con la sua ampiezza nella troposfera superiore sopra il Pacifico orientale che è più debole negli inverni orientali rispetto agli inverni occidentali, come visto nella Figura 6. Tuttavia, la differenza è molto meno marcata rispetto a quella per le onde WMRG e R1. Questo può essere dovuto al fatto che i venti zonali nella fase occidentale sono molto più deboli rispetto alla fase orientale e l’onda di Kelvin stessa ha la velocità di fase più rapida, quindi la sua propagazione verso l’alto è meno ostacolata dai venti sfavorevoli.

La Figura 5 presenta sezioni trasversali tempo-altezza delle deviazioni standard mensili medie zonali di diverse onde equatoriali nella stratosfera, rappresentate in tre distinti pannelli:

1. Pannello (a) – Onda di Kelvin: Mostra le deviazioni standard dell’componente ‘u’ equatoriale dell’onda di Kelvin. La scala di colori varia da blu chiaro a arancione scuro, indicando valori crescenti della deviazione standard (m s^-1). Le linee nere solide e tratteggiate rappresentano rispettivamente i venti zonali medi mensili di 10 e -10 m s^-1. La linea tratteggiata punto-tratto indica la linea di vento zero, segnalando l’assenza di movimento zonale del vento.
2. Pannello (b) – Onda WMRG: Espone le deviazioni standard dell’componente ‘y’ equatoriale dell’onda WMRG. La scala di colore, simile al pannello (a), riflette l’intensità della deviazione standard, con le stesse rappresentazioni dei venti zonali.
3. Pannello (c) – Onda R1: Simile ai pannelli precedenti, questo grafico mostra le deviazioni standard dell’componente ‘y’ a 88N/88S dell’onda R1, con le stesse rappresentazioni di vento zonale.

Osservazioni chiave:

• Le variazioni delle intensità e delle distribuzioni dei colori in ciascun pannello riflettono la variazione dell’attività delle onde rispetto alla posizione e al tempo.
• L’interazione tra le ampiezze delle onde e i venti zonali può essere visualizzata chiaramente, dove zone con ampiezze d’onda più elevate corrispondono spesso a specifiche configurazioni dei venti zonali.
• Le linee di vento zero sono particolarmente significative poiché indicano aree di transizione, influenzando la propagazione delle onde equatoriali mostrate.

Questa figura è cruciale per comprendere come le onde atmosferiche variano nel tempo e in altezza e come interagiscono con il regime di venti predominante in quella regione della stratosfera.

La Figura 6 illustra le variazioni longitudinali e in altezza delle diverse onde equatoriali durante le stagioni estive e invernali, mettendo in evidenza le differenze tra le fasi orientali e occidentali dell’oscillazione quasi-biennale (QBO). È organizzata in sei pannelli principali suddivisi in tre righe:

1. Prima riga (a, b, c) – Estate:
   • (a) Dati medi per sei estati con fase QBO orientale.
   • (b) Dati medi per dieci estati con fase QBO occidentale.
   • (c) Differenza tra le due fasi durante l’estate.
2. Seconda riga (d, e, f) – Inverno:
   • (d) Dati medi per inverni con fase QBO orientale.
   • (e) Dati medi per inverni con fase QBO occidentale.
   • (f) Differenza tra le due fasi durante l’inverno.

Ogni pannello è suddiviso in quattro colonne:

• Prima colonna: Mostra la sezione trasversale longitudinale e in altezza del vento zonale equatoriale (‘U’) tra 5°N e 5°S.
• Seconda colonna: Presenta la deviazione standard dell’onda di Kelvin (componente ‘u’ equatoriale).
• Terza colonna: Illustra la deviazione standard dell’onda WMRG (componente ‘y’ equatoriale).
• Quarta colonna: Visualizza la deviazione standard dell’onda R1 (componente ‘y’ a 8°N/8°S).

Osservazioni chiave:

• Le variazioni di intensità delle onde equatoriali e dei venti zonali sono rappresentate attraverso diversi schemi di colore e contorni, che aiutano a identificare le differenze tra le fasi orientali e occidentali del QBO e come queste variano tra le stagioni.
• Le colonne (c) e (f), che mostrano la differenza tra le fasi, evidenziano aree dove le condizioni atmosferiche cambiano significativamente in base alla fase QBO dominante durante l’estate o l’inverno.
• Contorni e colorazioni servono per indicare le zone di massima e minima intensità del vento e delle onde, fornendo un’immagine chiara di come l’altitudine e la longitudine influenzino l’attività delle onde.

Questa figura è cruciale per comprendere la dinamica delle onde equatoriali nella stratosfera e la loro interazione con i venti zonali, influenzata dalla stagionalità e dalle fasi del QBO.

d. Variazione verticale dell’ampiezza delle singole onde

Per esaminare, in ogni anno, come le ampiezze delle varie onde cambiano con l’altezza nella stratosfera inferiore, la Figura 7a presenta i profili verticali delle deviazioni standard medie zonali delle loro velocità caratteristiche, insieme all’U equatoriale, in ciascuna estate orientale e occidentale. Per le onde che si muovono verso ovest, le maggiori intensità del vento si verificano costantemente vicino alla tropopausa. Anche i venti delle onde di Kelvin raggiungono il picco alla tropopausa ma, nella fase orientale, il loro picco più forte appare nella stratosfera inferiore. In tutti gli anni e per tutte le onde, le intensità del vento diminuiscono bruscamente sopra la tropopausa tra i 100 e i 70 hPa. La diminuzione è più rapida per le onde R1, per le quali l’intensità a 70 hPa è circa la metà di quella a 100 hPa.

Le differenze consistenti tra le fasi orientali e occidentali diventano evidenti sopra i 70 hPa, in accordo con i compositi nella Figura 6. Confrontando con i profili spettrali di potenza nella Figura 4, le differenze nelle ampiezze delle onde nelle diverse fasi sono ulteriormente accentuate a causa dei dati proiettati sui diversi modi d’onda. C’è nuovamente una notevole coerenza tra le intensità dei venti delle onde e i profili dei flussi zonali ambientali. Per le onde WMRG, la differenza tra le due fasi inizia a livelli molto vicini a dove avviene l’inversione del flusso ambientale. Tuttavia, per l’onda di Kelvin c’è un leggero ritardo verticale tra i due, in linea con la sua maggiore velocità di gruppo verso l’alto (mostrata in YHS11, e nella nostra Figura 11 sotto). Il quadro per l’onda R1 è meno chiaro: per essa la differenza tra le fasi dell’OQZ si verifica solo in uno strato più superficiale, in linea con la sua velocità di gruppo verso l’alto che è la minore (come si vedrà sotto nella Figura 11).I grafici con pressione fino a 1 hPa indicano anche un altro rovesciamento verticale per le onde WMRG ma non per le onde di Kelvin, in linea con i profili spettrali di potenza nella Figura 4. Per indicare il contributo all’energia cinetica, l’impatto della diminuzione della densità con l’altezza è incluso moltiplicando le magnitudini dei venti associati alle onde. I risultati sono mostrati nella Figura 7b. Tutte e tre le onde ora mostrano ampiezze che generalmente diminuiscono con l’altezza, in particolare negli anni sfavorevoli. Tuttavia, l’ampiezza dell’onda di Kelvin nella fase orientale non mostra riduzioni con l’altezza nella regione 30–70 hPa ma con un leggero aumento, coerente con il fatto che essa sperimenta la minore dissipazione quando si propaga verso l’alto nella stratosfera inferiore, a causa della sua grande velocità di gruppo verticale.

Le immagini delle velocità delle onde ponderate per il caso invernale nella Figura 7c mostrano caratteristiche simili a quelle estive, ma come sopra la differenza tra le fasi dell’OQZ si verifica in uno strato più superficiale. L’aumento dell’energia cinetica dell’onda di Kelvin può essere spiegato dal fatto che le onde conservative conservano il loro flusso di energia potenziale, così che la densità di azione dell’onda aumenta man mano che la velocità relativa diminuisce. Pertanto, potrebbe essere previsto un certo aumento dell’energia cinetica dell’onda avvicinandosi al livello critico, a meno che la dissipazione non prevalga.

La Figura 7 offre una rappresentazione dettagliata dei profili verticali dei venti equatoriali e delle deviazioni standard delle onde atmosferiche, confrontando le fasi orientali (rappresentate in rosso e arancione) e occidentali (in blu e verde) durante le stagioni estive e invernali. La figura è suddivisa in tre pannelli principali:

1. Pannello (a) – Estate: Mostra i profili verticali della velocità zonale equatoriale e delle deviazioni standard delle onde per ogni estate orientale e occidentale, con gli anni indicati da linee di diversi colori.
2. Pannello (b) – Estate con SD ponderata dalla radice quadrata della densità: Simile al pannello (a), ma con le deviazioni standard ponderate per effetto della diminuzione della densità atmosferica con l’altitudine.
3. Pannello (c) – Inverno con SD ponderata dalla radice quadrata della densità: Analogo al pannello (b), applicato ai dati invernali, mostrando come le deviazioni standard delle onde cambiano nel corso degli inverni orientali e occidentali.

Osservazioni chiave:

• Variazione con l’altezza: Tutti i pannelli mostrano come la deviazione standard delle onde varia con l’altitudine, offrendo una visione su come i venti equatoriali e le ampiezze delle onde si modificano nella stratosfera.
• Confronto tra le fasi: Le differenze tra le fasi orientali e occidentali possono essere esaminate per comprendere come influenzano le ampiezze delle onde a diverse altezze.
• Effetto della densità: La ponderazione per la densità evidenzia l’impatto della densità atmosferica decrescente con l’altitudine sulle misurazioni delle ampiezze delle onde.

Questa figura è fondamentale per comprendere come le caratteristiche delle onde atmosferiche differiscano non solo tra le stagioni ma anche in risposta alle variazioni di densità con l’altitudine nella stratosfera.

5. Caratteristiche della propagazione composita

YHS11 ha analizzato in dettaglio le caratteristiche della propagazione verticale in un’estate orientale e in una occidentale. Nella sezione successiva, si esegue un’analisi simile per tutti i 32 anni dal 1979 al 2010. Poiché le composizioni per l’inverno e l’estate stratificate rispetto alla fase dell’QBO sono generalmente molto simili, verrà mostrata qui la loro somma, e dato che nella bassa stratosfera l’attività dell’onda di Kelvin è più forte nelle regioni EH e WMRG e le onde R1 sono più forti in WH, alcune analisi composite saranno basate su queste regioni.

a. Periodo, lunghezza d’onda zonale e velocità di fase

Per ottenere proprietà tipiche delle onde e esaminare come variano con l’altezza, viene eseguita un’autoregressione delle onde equatoriali a ciascun livello come in YHS11. Si possono determinare periodi tipici, numeri d’onda zonali e ampiezze. Quando si calcola l’autoregressione/correlazione, vengono selezionati gli estremi che superano una soglia in un campo specificato in un dominio longitudine-tempo (un emisfero e 6 mesi) con dati su una griglia di 28 x 3 x 1 giorno. Ci sono tipicamente circa 1000 estremi in ciascuno dei campi considerati qui. Tuttavia, le indagini suggeriscono che il numero di gradi di libertà dovrebbe essere considerato un decimo di questo numero di campioni, e questa ipotesi viene utilizzata nel calcolo della significatività statistica delle relazioni lineari trovate usando un test t.

La Figura 8 mostra i risultati dell’autoregressione, in funzione del tempo di ritardo, mediati separatamente per le stagioni QBO orientali e occidentali. Un periodo tipico può essere dedotto dai due estremi negativi adiacenti a sinistra e a destra del giorno centrale. Emergono diversi punti interessanti.

Primo, per le onde nella fase sfavorevole (l’onda di Kelvin nella fase occidentale e le onde WMRG e R1 nella fase orientale), le ampiezze regresse diminuiscono bruscamente sopra circa 70 hPa, indicando un forte filtraggio delle onde da parte del vento.

Secondo, i periodi delle onde sono generalmente molto più brevi nella bassa stratosfera che nella troposfera superiore. La riduzione del periodo dell’onda con l’altezza è stata anche notata da Dunkerton (1993) usando i cross-spettri. Nella troposfera il periodo dominante per le onde di Kelvin è di circa 10 giorni (nei singoli anni nell’intervallo di 8-12 giorni). Nella bassa stratosfera il loro periodo dominante si riduce a 6 giorni nella fase orientale e 4 giorni per la fase occidentale. Le onde WMRG nella troposfera superiore hanno un periodo dominante di 10 giorni (8 giorni in estate e 12 giorni in inverno). Il loro periodo dominante diminuisce bruscamente nella bassa stratosfera ai 3-4 giorni nella fase orientale e 4-5 giorni nella fase occidentale. Le onde R1 negli anni occidentali hanno un periodo di 12-14 giorni (l’estate ha un periodo piuttosto più breve) e fino alla bassa stratosfera (10 hPa per l’estate occidentale e 30 hPa nell’inverno occidentale). Ciò è coerente con la struttura abbastanza barotropa trovata nella WH in YHS07c. Nella fase orientale, il periodo dominante delle onde R1 può raggiungere 70 hPa e poi diminuisce bruscamente a 6 giorni nella regione in cui anche la sua coerenza è molto ridotta.

Terzo, il periodo nella bassa troposfera sia delle onde WMRG che delle onde R1 è più breve rispetto a quello nella troposfera superiore, confermando i risultati di YHS11 che indicano come, man mano che le onde WMRG e R1 si propagano verso il basso e lontano dalla loro regione sorgente nella troposfera superiore, il loro periodo diminuisce.

Le autoregressioni, come funzione di longitudine e altezza, sono mostrate nella Figura 9, dove una lunghezza d’onda zonale tipica può essere dedotta dalle due longitudini corrispondenti ai due estremi negativi adiacenti.

Le lunghezze d’onda zonali aumentano con l’altezza così che il numero d’onda zonale è minore nella bassa stratosfera rispetto alla troposfera superiore. Per l’onda di Kelvin, il numero d’onda zonale tipico è sei nella troposfera superiore e tre nella bassa stratosfera. Le onde WMRG e R1 hanno un numero d’onda zonale tipico di sette nella troposfera. Nella fase occidentale, tra settanta e cinquanta hPa, il numero d’onda zonale tipico è sei per le onde WMRG e cinque-sei per le onde R1, riducendosi a quattro-cinque oltre i cinquanta hPa. Nella fase orientale, il numero d’onda zonale tipico è quattro-cinque tra settanta-cinquanta hPa, con un segnale debole di tre-quattro oltre i cinquanta hPa, indicando che solo le onde con lunghezze d’onda più lunghe possono propagarsi verso l’alto nella fase sfavorevole.

I periodi generalmente più brevi e le lunghezze d’onda zonali più lunghe nella bassa stratosfera mostrate nelle Figure 8 e 9 implicano che le velocità di fase delle onde sono maggiori lì che nella troposfera superiore. Questo suggerisce che vi sia una dissipazione potenziata o un filtraggio delle onde lente. Inoltre, tra i venti e i settanta hPa tutte le onde hanno periodi più brevi e lunghezze d’onda più lunghe nei loro anni sfavorevoli rispetto ai loro anni favorevoli. Ciò implica che le onde presenti nella fase QBO sfavorevole hanno velocità di fase maggiori rispetto a quelle nella fase favorevole: sono le onde più veloci che si propagano nella bassa stratosfera, specialmente in un anno sfavorevole.

Per evitare eccessivi dettagli numerici nel testo e per facilitare la sintesi dei risultati, il periodo e i numeri d’onda zonali, insieme ad altri parametri di propagazione, sono riassunti nella Tabella 1. Questa tabella mostra i parametri di propagazione solo nella bassa stratosfera ma separatamente per l’estate e l’inverno.

Una stima quantitativa delle velocità di fase zonali delle onde può essere ottenuta utilizzando il metodo della trasformata di Radon (RT) (Radon 1917), come in YHS07b, Yang et al. (2009), e YHS11, con dettagli forniti nel primo. I profili verticali delle velocità di fase medie zonali derivate per le onde di Kelvin, WMRG e R1 per ciascuna fase orientale e occidentale in estate e inverno sono mostrati nelle Figure 10a e 10b. Le velocità di fase per tutte le onde nella stratosfera sono generalmente più grandi di quelle nella troposfera, come discusso sopra. Inoltre, nelle diverse fasi dell’QBO le velocità di fase sono molto simili nella troposfera ma piuttosto diverse nella stratosfera. Nella bassa stratosfera, la velocità di fase dell’onda di Kelvin è minore nella fase orientale rispetto alla fase occidentale, e la situazione è invertita per le onde WMRG e R1 che si muovono verso ovest, ancora in linea con la discussione precedente. Confrontando con il corrispondente profilo del vento zonale (colonna sinistra della Figura 7; si noti che i livelli di pressione iniziano da 100 hPa lì), e notando che le velocità di fase hanno tendenze opposte dove le differenze del vento zonale si invertano, è evidente che le differenze delle velocità di fase sono coerenti con una misura dello spostamento Doppler causato dalle correnti zonali ambientali. Tuttavia, la magnitudine delle differenze nelle velocità di fase non sembra essere grande quanto la differenza nei venti zonali, come si può vedere anche nella Tabella 1, dove solo l’onda WMRG mostra una magnitudine simile.

L’onda WMRG nell’estate orientale del 1984 è vista avere una velocità di fase molto grande, di circa 280 metri al secondo a 30 hPa. Riferendosi alla Figura 7a, il flusso ambientale a 30 hPa in questa estate è molto forte orientale, a circa 233 metri al secondo. La velocità di fase per questa estate è coerente con l’onda che ha un periodo molto breve di 2 giorni e un piccolo numero d’onda zonale di 3.Per esaminare la dipendenza della velocità di fase dagli emisferi, la Figura 10c mostra la velocità di fase nell’EH (linea spessa) e WH (linea sottile) mediata nelle estati orientali (rosso) e occidentali (blu). Si noti che è mostrato anche il corrispondente U equatoriale. È interessante notare che nella bassa stratosfera, la differenza nella velocità di fase tra i due emisferi è solo apparente, soprattutto nella loro fase QBO favorevole. Nella loro fase favorevole, le velocità di fase nella stratosfera bassa negli emisferi sfavorevoli — cioè l’onda di Kelvin nel WH (linea rossa sottile) e le onde WMRG e R1 nell’EH (linea blu spessa) — sono più veloci rispetto all’altro emisfero (linea rossa spessa e linea blu sottile, rispettivamente). Si potrebbe argomentare che la differenza potrebbe essere una continuazione di quella nella troposfera superiore, presumibilmente a causa dello spostamento Doppler. Tuttavia, la differenza nella bassa stratosfera è maggiore di quella a 150 hPa dove i venti zonali hanno la maggiore differenza e quindi il maggiore spostamento Doppler. Questo indica che anche i flussi ambientali della troposfera superiore agiscono come un filtro per le onde lente, in linea con quanto discusso precedentemente.

La Figura 8 rappresenta l’autoregressione delle velocità delle onde in funzione del tempo di ritardo (lag) e dell’altezza per diversi tipi di onde equatoriali durante le stagioni estive e invernali, sia in condizioni di vento orientale (easterly) che occidentale (westerly). Le sottoparti della figura sono organizzate per tipo di onda e fase QBO:

• (a) e (d): Mostrano l’onda di Kelvin nell’emisfero orientale (EH Kelvin wave equatorial u).
• (b) e (e): Rappresentano l’onda WMRG nell’emisfero occidentale (WH WMRG wave equatorial y).
• (c) e (f): Illustrano l’onda R1 nell’emisfero occidentale (WH R1 wave y) a 88° Nord/Sud.

Dettagli rilevanti di ciascun pannello includono:

• Linee solide e tratteggiate: Le linee solide rappresentano valori positivi mentre le linee tratteggiate indicano valori negativi.
• Intervalli di contorno: Gli intervalli di contorno sono di 0.6 m/s per i valori positivi e di 0.2 m/s per i valori negativi, tranne nelle parti (c) e (f) dove l’intervallo di contorno è dimezzato.
• Suppressione dei contorni a zero: I contorni a zero non sono mostrati per mantenere la chiarezza visiva, eccetto in (c) e (f).
• Valore di regressione: È considerato 1.5 volte il picco della deviazione standard dei venti, offrendo un’analisi statisticamente significativa delle variazioni delle onde.
• Aree ombreggiate: Denotano le regressioni che superano il livello di significatività del 95%, confermando che le correlazioni mostrate sono statisticamente robuste.

Questi dettagli forniscono una visione approfondita delle dinamiche delle onde nell’atmosfera equatoriale, evidenziando come le velocità delle onde variano con l’altezza e il tempo in diverse condizioni atmosferiche.

La Figura 9 presenta un’analisi simile alla Figura 8, ma focalizzata sull’autoregressione delle velocità delle onde in funzione della longitudine e dell’altezza. Questo approccio offre una visione dettagliata della variabilità longitudinale e altitudinale delle onde equatoriali durante le stagioni estive e invernali, sia nelle fasi orientali (easterly) che occidentali (westerly) del QBO. La figura è suddivisa in sei pannelli, ciascuno dedicato a un tipo specifico di onda in uno specifico emisfero:

• (a) e (d): Mostrano le onde di Kelvin nell’emisfero orientale (a) e occidentale (d).
• (b) e (e): Illustrano le onde WMRG nell’emisfero orientale (b) e occidentale (e).
• (c) e (f): Rappresentano le onde R1 nell’emisfero orientale (c) e occidentale (f).

Dettagli rilevanti di ciascun grafico includono:

• Asse verticale (Pressione): Varia da 1000 hPa (vicino alla superficie terrestre) fino a 10 hPa (alta stratosfera), permettendo di visualizzare come le velocità delle onde cambiano con l’altitudine.
• Asse orizzontale (Longitudine): Estende da -90 a +90 gradi, offrendo un’analisi completa della variabilità longitudinale delle velocità delle onde attraverso l’equatore.

Le caratteristiche chiave della figura includono:

1. Linee solide e tratteggiate: Le linee solide rappresentano i valori positivi delle velocità di autoregressione, mentre le linee tratteggiate indicano i valori negativi, mostrando la direzione e la forza delle onde in diversi punti.
2. Aree ombreggiate: Denotano le regioni dove l’autoregressione supera il livello di significatività del 95%, evidenziando la robustezza statistica delle misure delle velocità delle onde in queste aree.

Questa analisi è fondamentale per comprendere i meccanismi di propagazione delle onde atmosferiche e la loro interazione con le dinamiche climatiche globali, offrendo insight cruciali sugli effetti della distribuzione longitudinale e altitudinale nelle dinamiche atmosferiche.

Tabella 1 fornisce dati dettagliati sulle caratteristiche delle onde di Kelvin e delle onde WMRG e R1 nell’emisfero orientale (EH) e occidentale (WH) nella bassa stratosfera durante le stagioni estive e invernali. La tabella elenca diverse misure fisiche e parametri derivati che sono fondamentali per la comprensione delle dinamiche di queste onde atmosferiche:

• k (numero d’onda zonale): Rappresenta il numero di cicli dell’onda completi per unità di distanza lungo l’asse est-ovest.
• c (velocità di fase zonale): Indica la velocità a cui la fase dell’onda si propaga, con valori negativi che indicano una direzione verso ovest.
• p (periodo): Il tempo impiegato per completare un ciclo completo dell’onda, espresso in giorni.
• cz (velocità di fase verticale): La velocità di movimento verticale della fase dell’onda, con valori negativi che denotano un movimento discendente.
• D (lunghezza d’onda verticale): Distanza verticale tra fasi successive dell’onda, con i valori tra parentesi che rappresentano le stime teoriche basate sulle equazioni (8)–(13).
• cgz (velocità di gruppo verticale): Velocità a cui il gruppo d’onda si muove verticalmente, con valori negativi per il movimento verso il basso.

Questi dati offrono una visione comparativa delle proprietà delle onde in diverse condizioni atmosferiche (estate vs. inverno) e geografiche (EH vs. WH). Le informazioni sono essenziali per analizzare come queste onde influenzano il trasporto di massa ed energia attraverso la stratosfera, elementi cruciali per la dinamica climatica e la modellazione meteorologica.

Attraverso l’analisi dei parametri come velocità di fase zonale, periodo, velocità di fase verticale, e lunghezza d’onda verticale, la tabella aiuta a comprendere le interazioni tra diverse tipologie di onde e la struttura atmosferica in cui si propagano, illuminando i fenomeni legati alla propagazione delle onde equatoriali e al loro impatto sui modelli di circolazione atmosferica.

b. Parametri di propagazione verticale

Per ottenere una visione composita della struttura verticale e della propagazione verticale delle onde e della loro dipendenza dalla fase QBO, la loro componente del vento caratteristica a tutti i livelli è stata regressa sugli estremi della stessa componente del vento a 100 hPa come funzione dei ritardi temporali e compositata per tutte le longitudini in ciascun emisfero. La Figura 11 mostra i risultati per le onde di Kelvin dell’EH e le onde WMRG e R1 del WH per le due fasi QBO mediate per l’estate e l’inverno. Le tipiche velocità di fase verticale, lunghezze d’onda verticali e velocità di gruppo verticali possono essere stimate da questo diagramma. La Tabella 1 fornisce questi parametri ma con estate e inverno separati. Va sottolineato che nella regione da 100 a 20 hPa, la risoluzione verticale dei dati è di circa 2-3 km, quindi alcune onde con piccole lunghezze d’onda verticali potrebbero non essere accuratamente rappresentate dai dati e ciò potrebbe anche influenzare la scelta dell’ottimale y0; tuttavia, come sarà mostrato di seguito, l’analisi non è sensibile a y0.

Si osserva che nella troposfera superiore e nella bassa stratosfera, tutte le onde mostrano chiaramente una velocità di gruppo verso l’alto ma una velocità di fase verso il basso, in linea con la teoria [Eqs. (8)–(13) e Tabella 1]. Come previsto, nelle fasi sfavorevoli (Figure 11d,b,c), la propagazione verso l’alto è meno evidente e le onde della bassa stratosfera hanno velocità di gruppo verticali e lunghezze d’onda verticali minori rispetto a quelle nella fase favorevole (Figure 11a,e,f), di nuovo in linea con la teoria. Le onde di Kelvin nella fase orientale hanno una velocità di gruppo verso l’alto cgz di 2,2 km al giorno, una velocità di fase verso il basso cz di 1,2 km al giorno, e una lunghezza d’onda verticale di 8 km. Le onde WMRG nella fase occidentale hanno una velocità di gruppo verso l’alto di 1,2 km al giorno, una velocità di fase verso il basso di 1,4 km al giorno, e una lunghezza d’onda verticale di 8 km. L’onda R1 nella troposfera è dominata dalla struttura barotropica e da una minore inclinazione nella stratosfera. Nella fase occidentale, l’onda R1 ha una velocità di gruppo verso l’alto di 0,8 km al giorno e una velocità di fase verso il basso più grande di 2,3 km al giorno, coerente con la sua maggiore lunghezza d’onda verticale di circa 20 km.

È interessante osservare che nella fase occidentale, il segnale dell’onda WMRG scompare a un livello inferiore nella bassa stratosfera rispetto all’onda R1, sebbene quest’ultima, avendo una velocità di fase più lenta, dovrebbe incontrare una linea critica a un livello più basso. Questo è coerente con la teoria che suggerisce come l’onda WMRG sia più suscettibile alla dissipazione quando si avvicina a una linea critica. Le onde WMRG e R1 sembrano originarsi nella troposfera superiore vicino a 150 hPa, e da lì si propagano sia verso l’alto che verso il basso. Le loro velocità di gruppo verso il basso sono leggermente maggiori delle loro velocità di gruppo verso l’alto nella troposfera superiore e nella bassa stratosfera. La propagazione bidirezionale dell’onda WMRG dalla regione della troposfera superiore è stata osservata anche da Dunkerton e Baldwin (1995), che hanno utilizzato un metodo di analisi oggettiva. L’inizio delle onde R1 e WMRG nella troposfera superiore è coerente con le forze alle medie latitudini delle onde e la loro variabilità nei due canali occidentali mostrati nella Figura 6.

I parametri di propagazione zonale e verticale ottenuti nell’analisi composita sono quantitativamente comparabili a quelli ottenuti per le due estati analizzate precedentemente utilizzando dati di risoluzione verticale inferiore. La lunghezza d’onda verticale e la velocità di gruppo verticale sono confrontate con quelle previste dalla teoria, mostrando che sono in generale accordo con i valori teorici, tranne per le lunghezze d’onda verticali delle onde WMRG. In questo caso, la grande discrepanza è coerente con la previsione teorica, indicando una sensibilità particolare quando il rapporto tra i parametri diventa piccolo.

La Figura 10 illustra le velocità di fase delle onde per ciascuna stagione caratterizzata dai venti orientali (in rosso o arancione) e occidentali (in blu o verde) nella troposfera superiore e nella bassa stratosfera.

(a) Estate

Questo pannello mostra le velocità di fase durante l’estate, con diversi colori e stili di linea che rappresentano specifici anni. Le linee in tonalità di rosso e arancione indicano anni con venti orientali (E), mentre quelle in tonalità di blu e verde indicano anni con venti occidentali (W). Le variazioni nelle tracce di ciascuna onda sono evidenziate, dimostrando le differenze in base all’anno e alla direzione dei venti prevalenti.

(b) Inverno

Simile al pannello (a), ma focalizzato sui dati invernali. I diversi colori e stili di linea corrispondono a specifici anni, distinguendo tra le stagioni con venti orientali e occidentali. Questo pannello fornisce una base per confrontare le variazioni stagionali nelle velocità di fase delle onde.

(c) Media estiva nell’EH e WH

Questo pannello mostra la media delle velocità di fase delle onde per la zona equatoriale (U) e per le onde durante l’estate, aggregata per tutti gli anni con venti orientali (in rosso) e occidentali (in blu). Le linee più spesse rappresentano l’emisfero orientale (EH), mentre quelle più sottili l’emisfero occidentale (WH). Il grafico permette di visualizzare le differenze medie tra le velocità di fase delle onde in condizioni di vento orientale e occidentale, così come tra i due emisferi.

Ogni pannello evidenzia la variazione delle velocità di fase delle onde (Kelvin, WMRG, R1) attraverso diversi anni e stagioni, offrendo una visione approfondita su come le condizioni atmosferiche influenzino la propagazione delle onde nella stratosfera e nella troposfera. Questi dati sono cruciali per comprendere i processi dinamici che governano il movimento delle onde atmosferiche e il loro impatto sul clima globale.

c. La sensibilità dell’analisi a y0

Per testare la sensibilità della tecnica di analisi alla scelta della scala di trappola, l’analisi è stata eseguita utilizzando una gamma di valori alternativi di y0 (5, 7 e 88) per i dati ERA-40 del periodo 1979–2002. Durante questo periodo, ci sono stati sei estati con venti orientali e sei estati con venti occidentali, e cinque inverni con venti orientali e sei inverni con venti occidentali, come per ERA-Interim nello stesso periodo. Confermando i risultati trovati in precedenti studi, le strutture di longitudine e altezza delle onde equatoriali si sono dimostrate insensibili alla scelta di y0. Le velocità di fase zonale e le deviazioni standard delle onde, mediate per le estati con venti orientali e occidentali, sono mostrate nella Figura 12. È stato persino scoperto che le velocità di fase zonale sono completamente insensibili alla scelta di y0. Questo dato contrasta fortemente con la relazione teorica tra y0 e la velocità di fase che sta alla base delle analisi basate sulle profondità equivalenti. Come illustrato nella Figura 12b, le ampiezze dei venti meridionali delle onde WMRG e R1 cambiano solo leggermente con la scala di trappola. Tuttavia, l’ampiezza del vento zonale dell’onda di Kelvin è più sensibile a y0. Questo è coerente con l’importante dipendenza teorica della proiezione delle onde di Kelvin da y0. Nonostante ciò, tutte le conclusioni riguardanti le differenze tra le fasi QBO opposte, inclusi i parametri di propagazione verticale, sono state confermate per questi diversi valori di y0.

La Figura 11 mostra come i venti nelle onde siano analizzati in relazione ai loro estremi a 100 hPa, visualizzando la dinamica in funzione del tempo per gli anni caratterizzati da una Quasi-Biennial Oscillation (QBO) orientale (pannelli a-c) e occidentale (pannelli d-f). Ogni pannello presenta un tipo specifico di onda in un emisfero specifico:

• (a) e (d): Onda di Kelvin nell’emisfero orientale (EH Kelvin wave equatorial u).
• (b) e (e): Onda WMRG nell’emisfero occidentale (WH MRG wave equatorial y).
• (c) e (f): Onda R1 nell’emisfero occidentale (WH R1 wave y) alle latitudini di 88°N/88°S.

Caratteristiche principali della figura:

• Contorni solidi e tratteggiati: Rappresentano venti positivi e negativi rispettivamente, con una varietà di valori da 0.1 a 2.6 m/s, mostrando la complessità e intensità dei venti associati alle onde.
• Frecce nelle fasi favorevoli: Indicano la direzione di propagazione delle onde, con le velocità di gruppo verticale (cgz) e velocità di fase verticale (cz) espresse in km al giorno, che illustrano la velocità di movimento verticale dell’energia e della fase dell’onda.
• Aree ombreggiate: Evidenziano le regressioni che superano il livello di significatività del 95%, indicando una forte correlazione statistica tra i dati.

Questa figura è essenziale per capire il comportamento delle onde atmosferiche a diversi livelli dell’atmosfera durante anni con differenti configurazioni della QBO. La distinzione tra le fasi orientali e occidentali aiuta a delineare come la dinamica delle onde varia in risposta ai venti prevalenti su una scala quasi-biennale.

6. Relazione con la convezione tropicale

Per indagare i possibili collegamenti tra le onde equatoriali nella bassa stratosfera e la convezione tropicale, i dati giornalieri NOAA dell’OLR sono inizialmente separati in componenti che si muovono verso est e verso ovest. L’OLR a una determinata latitudine viene poi regredito sugli estremi nei campi di vento caratteristici delle onde. La Figura 13 mostra i risultati per i campi di vento a 50 hPa: l’onda Kelvin equatoriale EH u per la componente verso est e le onde WH WMRG equatoriali y e R1 off-equatoriali y per la componente verso ovest. Questo calcolo viene effettuato su una gamma di ritardi/anticipi temporali e composto per tutte le longitudini in un emisfero. La scelta delle diverse latitudini per la convezione si basa su teoria e risultati in YHS 07a e YHS11. Il massimo del vento è spostato a 08 di longitudine e al giorno 0.

Si osserva nella Figura 13 che le onde nella bassa stratosfera, nella loro fase QBO favorevole, sono, in una certa misura, correlate alla convezione tropicale. La relazione varia con la stagione e il tipo di onda. Il segnale convettivo associato con l’onda Kelvin e le onde R1 è più forte in inverno. Il segnale associato alle onde R1 in estate e alle onde WMRG in entrambe le stagioni è debole. Questi segnali convettivi presentano generalmente un bias verso il ritardo negativo, indicando che la convezione tende a manifestarsi prima delle onde stratosferiche. Questo bias è meno evidente per le onde R1, forse a causa della loro profonda struttura verticale. Inoltre, il segnale convettivo associato alle onde Kelvin presenta una firma non dispersiva mentre quelli associati alle onde WMRG e R1 mostrano velocità di gruppo verso est, coerenti con la teoria delle onde equatoriali e le caratteristiche troposferiche delle onde accoppiate convettivamente trovate in YHS 07a,b e YHS11.I segnali convettivi presentano velocità di fase zonale diverse per diverse onde in diverse stagioni. L’onda Kelvin è più lenta in estate, 16 m/s, rispetto all’inverno, 22 m/s. La velocità di fase per le onde R1 in inverno è la più lenta, 7 m/s. Confrontando con la Figura 10, ad eccezione dell’onda Kelvin in inverno, queste velocità di fase sono più lente rispetto alla velocità corrispondente delle onde dinamiche tipiche a 50 hPa, circa 22 m/s per l’onda Kelvin e 10 m/s per le onde R1. Questo suggerisce che le onde accoppiate convettivamente, con la loro velocità di fase più lenta, possono essere più suscettibili alla dissipazione. Tuttavia, possono propagarsi, in una certa misura, nella bassa stratosfera quando la fase del QBO nella bassa stratosfera è favorevole.

Un’analisi simile per la fase sfavorevole non mostra segnali convettivi significativi associati alle onde della bassa stratosfera. Questa mancanza di segnali convettivi significativi è coerente con la dissipazione dell’onda a un livello critico al di sotto dei 50 hPa. L’analisi mostra anche una mancanza di segnali convettivi significativi associati alle onde nell’altro emisfero anche nell’anno favorevole, ad eccezione di segnali deboli per le onde Kelvin WH nella fase di est. Questo è indicativo dell’importanza dei venti di fondo dell’alta troposfera e del forcing troposferico per la presenza di onde accoppiate convettivamente che si propagano verso l’alto, un risultato coerente con lo studio di simulazione di Kawatani et al. (2009, 2010b).

La Figura 12 mostra i profili verticali delle velocità di fase e delle deviazioni standard delle onde, mediati per le condizioni di vento estivo orientale (rosso) e occidentale (blu), utilizzando dati raccolti dal 1979 al 2002.

Panello (a) – Velocità di fase:

• Le tracce indicano come varia la velocità di fase per tre tipi di onde (Kelvin, WMRG e R1) in funzione della pressione atmosferica, misurata in hPa.
  • Per le onde Kelvin, si osserva un incremento della velocità di fase al diminuire della pressione, il che implica una maggiore velocità a quote più alte, con valori più alti sotto condizioni di venti orientali.
  • Le onde WMRG mostrano velocità negative, indicando un movimento verso ovest, e un incremento della velocità (meno negativa) con la riduzione della pressione sotto condizioni di venti orientali.
  • Le onde R1 presentano un comportamento simile alle WMRG, con velocità negative che diventano meno negative salendo in altitudine.

Panello (b) – Deviazione Standard:

• Questo panello rappresenta la variabilità della velocità di fase per le stesse onde.
  • Per le onde Kelvin, la deviazione standard aumenta con la diminuzione della pressione, indicando una maggiore variabilità ad altitudini superiori.
  • Anche per le onde WMRG e R1, si registra un aumento della deviazione standard con l’aumento dell’altitudine.

In ogni panello, i diversi stili di linea rappresentano diverse scale di intrappolamento, che riflettono variazioni nelle caratteristiche delle onde a differenti altitudini e condizioni di vento. Questi risultati sottolineano le differenze significative nelle proprietà delle onde al variare dell’altitudine in condizioni di vento estivo, evidenziando in particolare le variazioni nella velocità e nella variabilità di fase.

7. Riassunto e discussione

Le variazioni delle caratteristiche delle onde equatoriali stratosferiche con la fase del QBO sono state analizzate utilizzando i dati ERA-Interim per il periodo 1979–2010 per le estati e gli inverni boreali estesi. Insieme alle onde Kelvin e WMRG, è stata analizzata anche l’onda di Rossby n=1. L’analisi rivela il comportamento zonale e verticale delle onde equatoriali e le loro lunghezze d’onda di propagazione zonale e verticale, le velocità di fase e le velocità di gruppo, oltre alla loro relazione con la convezione tropicale.

Un’analisi simile è stata eseguita anche per i 24 anni di dati ERA-40 per il periodo 1979–2002. I risultati sono stati trovati estremamente simili a quelli mostrati qui per ERA-Interim. Prendendo in considerazione anche la somiglianza dei risultati mostrati in YHS11 per due estati utilizzando dati ERA-40; ciò indica la robustezza dei risultati. Il fatto che i flussi ambientali agiscano come un filtro per le onde è stato chiaramente dimostrato: le onde Kelvin che si propagano verso l’alto hanno ampiezze maggiori nella fase orientale del QBO rispetto alla fase occidentale, e le onde WMRG e R1 che si muovono verso ovest sono più grandi nella fase occidentale. Queste caratteristiche sono generalmente coerenti con la teoria, indicando un filtraggio/dissipazione dipendente dal flusso ambientale, specialmente nelle fasi sfavorevoli del QBO. Questa differenza nell’ampiezza delle onde esiste in uno strato più profondo nella bassa stratosfera in estate rispetto all’inverno, in linea con la stagionalità dei venti zonali ambientali.L’onda R1 nella stratosfera ha ricevuto in passato meno attenzione rispetto alle onde Kelvin e WMRG. Questo studio ha rivelato caratteristiche generali della propagazione dell’onda R1 nella bassa stratosfera, la loro regione di origine nella troposfera superiore e la loro associazione con la convezione off-equatoriale NH. Vi sono prove interessanti di un potenziamento dell’attività dell’onda Kelvin durante l’ingresso nella fase discendente occidentale di ogni QBO, con ampiezze dell’onda Kelvin che raggiungono il picco appena sotto le linee di vento zero della fase occidentale e poi diminuiscono bruscamente. Questo supporta la teoria del QBO secondo cui le onde Kelvin guidano la discesa dei venti occidentali del QBO. Per le onde WMRG e R1, la caratteristica corrispondente con il picco appena sotto la fase discendente orientale è meno evidente, forse perché il contributo delle due onde alla propagazione verso il basso della regione orientale è relativamente piccolo. Questo può spiegare la caratteristica osservata che le zone di taglio occidentali mostrano una propagazione verso il basso più regolare e rapida rispetto alle zone di taglio orientali. Tuttavia, vi è una caratteristica interessante che durante alcuni periodi di “stallo” nella discesa degli orientali vicino ai 30 hPa, le onde WMRG e R1 sotto i 30 hPa sono meno attive rispetto agli anni in cui non si verifica tale stallo. Questo suggerisce che le onde WMRG e R1 stanno svolgendo un ruolo nel guidare la discesa dei venti orientali del QBO.La presenza di onde equatoriali che si propagano verticalmente nella stratosfera dipende anche dai venti zonali ambientali della troposfera superiore e dal forcing troposferico. La variazione longitudinale delle onde equatoriali nella troposfera superiore, con le onde Kelvin più forti nella fase EH e le onde WMRG e R1 più forti nella fase WH, sembra continuare nella bassa stratosfera, risultando in una variazione longitudinale delle onde equatoriali nella bassa stratosfera, particolarmente nelle fasi del QBO in cui avviene la propagazione verso l’alto.

Le caratteristiche compositive della propagazione nelle fasi opposte del QBO sono state anch’esse rivelate. Onde con grandi lunghezze d’onda zonali e periodi brevi, e quindi velocità di fase più rapide, possono propagarsi più facilmente. L’aumento della velocità di fase indica un filtraggio delle onde lente. Inoltre, quando la fase del QBO non è favorevole per la propagazione delle onde, il loro periodo è più breve, il numero d’onda zonale è più piccolo e la velocità di fase è più rapida nella bassa stratosfera, suggerendo uno spostamento Doppler causato dal flusso ambientale e un ulteriore filtraggio delle onde lente. Tutte le onde nella troposfera superiore e nella bassa stratosfera mostrano una velocità di fase verso il basso ma una velocità di gruppo verso l’alto. Tuttavia, per le onde WMRG e R1 WH nella troposfera, il senso della velocità di fase verticale e della velocità di gruppo è invertito, suggerendo che le onde vengano iniziate nella troposfera superiore e poi si propaghino sia verso l’alto che verso il basso da lì. Questi risultati sono coerenti con lo studio precedente di due estati in YHS11 e con la teoria della propagazione delle onde.

L’analisi della relazione tra le onde della bassa stratosfera e la convezione tropicale ha rivelato che la convezione tropicale e le onde equatoriali accoppiate convettivamente agiscono come fonti per alcune onde fino a 50 hPa nella stratosfera nella fase favorevole del QBO e nell’emisfero favorevole (ovvero, l’acqua calda EH per le onde Kelvin nella fase orientale del QBO e il WH per le onde WMRG e R1 nella fase occidentale del QBO). Queste localizzazioni suggeriscono che una fonte convettiva tropicale è importante per la presenza di onde Kelvin accoppiate convettivamente che si propagano verticalmente, mentre, secondo YHS07c e come suggerito dalle maggiori ampiezze delle onde WMRG e R1 sopra i canali occidentali del WH, il forcing delle medie latitudini è importante per la presenza di onde WMRG e R1 accoppiate convettivamente che si propagano verticalmente. È stato anche dimostrato che il collegamento tra le onde e la convezione varia con la stagione e il tipo di onda, con le onde Kelvin e R1 in inverno che hanno il collegamento più forte con la convezione. In media, i segnali convettivi hanno velocità di fase inferiori rispetto a quelle delle onde della bassa stratosfera e l’accoppiamento convettivo è molto meno significativo di quello nella troposfera (vedi YHS 07a,b,c). Questo indica che, in generale, quando le onde equatoriali accoppiate convettivamente si propagano verticalmente nella stratosfera, diventano disconnesse dai modelli spazio-temporali del forcing convettivo.

Mentre la propagazione delle onde equatoriali è significativamente influenzata dalla fase del QBO, i flussi di momento indotti dalle onde nella stratosfera equatoriale producono anche un feedback sul flusso medio.

Come precedentemente menzionato, esiste una forte evidenza di potenziamento dell’attività dell’onda Kelvin durante l’ingresso nella fase discendente occidentale del QBO. Molti GCM recenti che tentano di generare internamente un QBO incontrano difficoltà con la propagazione verso il basso nella bassa stratosfera. Poiché il nostro studio suggerisce che le onde accoppiate convettivamente sono importanti nella stratosfera più bassa, si potrebbe ipotizzare che parte di questa difficoltà derivi dalla mancanza di onde convettivamente accoppiate simulate. È noto che le onde equatoriali accoppiate convettivamente possono essere simulate in modo insufficiente nei modelli troposferici attuali (ad esempio, Ringer et al. 2006; Yang et al. 2009), e questa incapacità può avere implicazioni non solo per il clima e il tempo tropicale, ma potenzialmente anche per la dinamica stratosferica.

Un altro aspetto interessante che è emerso dall’analisi è che l’intensità delle onde equatoriali nella troposfera superiore sembra essere influenzata dalla fase del QBO nella bassa stratosfera. Nella fase orientale, le onde WMRG e R1 nel Pacifico orientale appaiono essere leggermente più forti rispetto alla climatologia, specialmente in inverno, forse a causa dell’accumulo di onde incapaci di propagarsi verso l’alto nella bassa stratosfera. In estate, questa relazione è meno evidente forse a causa del grande impatto di ENSO sull’attività delle onde nel canale occidentale del Pacifico.

Negli ultimi anni, si sono accumulate prove che lo stato della bassa stratosfera possa influenzare il flusso troposferico, principalmente durante l’inverno alle alte latitudini (ad esempio, Baldwin e Dunkerton 2001; Barriopedro et al. 2008; Marshall e Scaife 2009; Gray 2010), e precedentemente c’era poca evidenza di un’influenza sulla troposfera tropicale. Vi è una lunga tradizione di studi osservazionali sull’influenza del QBO sull’attività degli uragani atlantici (ad esempio, Gray et al. 1993; Camargo e Sobel 2010). Alcuni studi recenti hanno scoperto che il QBO può influenzare la convezione tropicale, specialmente nel Pacifico tropicale (Garfinkel e Hartmann 2011; Liess e Geller 2012). Il presente lavoro suggerisce che un importante ambito di ricerca futuro sia la comprensione e la quantificazione dell’estensione dell’influenza stratosferica sulla troposfera tropicale sottostante.

Ringraziamenti. Ringraziamo Tim Dunkerton e un revisore anonimo per i loro commenti estremamente utili. GYY riconosce il supporto del National Centre for Atmospheric Science (NCAS). GYY e LG sono membri del NCAS.

La Figura 13 illustra come la radiazione infrarossa in uscita (OLR), un indicatore dell’attività convettiva, varia a diverse latitudini in relazione ai campi di velocità delle onde equatoriali nella stratosfera durante le fasi favorevoli del QBO.

Pannelli superiori (estate) e inferiori (inverno):

• Onde Kelvin: Mostrano una regressione tra l’OLR movimento verso est e l’attività dell’onda Kelvin equatoriale. Durante l’estate, la velocità delle onde è più bassa rispetto all’inverno, indicando una variazione stagionale significativa nella dinamica delle onde e nella convezione associata.
• Onde WMRG: Presentano una regressione tra l’OLR movimento verso ovest a latitudini leggermente nord-equatoriali e l’attività dell’onda WMRG. Questi pannelli non mostrano specifiche velocità di fase, suggerendo una possibile minor variabilità o significatività statistica rispetto alle onde Kelvin.
• Onde R1: Illustrano l’OLR movimento verso ovest a latitudini più alte regredita sull’attività dell’onda R1, con una chiara indicazione di velocità di fase nelle analisi invernali.

Caratteristiche generali:

• Contrasto tra contorni tratteggiati e solidi: Indica rispettivamente valori negativi e positivi di OLR, che corrispondono a differenti intensità e direzioni di convezione relativa alle onde studiate.
• Aree ombreggiate: Denotano i livelli di significatività statistica oltre il 90%, sottolineando le regioni dove l’associazione tra dinamica delle onde e convezione è particolarmente forte.

In sintesi, questi pannelli evidenziano come le onde equatoriali influenzano la distribuzione e l’intensità della convezione tropicale, con variazioni notevoli tra le stagioni e tra i diversi tipi di onde, riflettendo l’importante interazione tra i processi stratosferici e la dinamica atmosferica nella troposfera inferiore.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/69/10/jas-d-11-0342.1.xml