Abstract

L’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) domina la variabilità della stratosfera equatoriale (circa 16–50 km sopra la superficie terrestre) ed è caratterizzata da regimi di venti alternati da est a ovest che si propagano verso il basso, con un periodo medio di circa 28 mesi. Dal punto di vista della dinamica dei fluidi, la QBO rappresenta un affascinante esempio di flusso medio oscillante, guidato da onde con periodi non corrispondenti a quello dell’oscillazione stessa. Sebbene la QBO sia principalmente un fenomeno tropicale, il suo impatto sulla circolazione stratosferica si estende dall’equatore ai poli, modulando gli effetti delle onde extratropicali.

La QBO non influisce solo sulla dinamica atmosferica, ma ha anche impatti sulla distribuzione di costituenti chimici come l’ozono, il vapore acqueo e il metano, attraverso cambiamenti nei modelli di circolazione. Inoltre, si registrano significativi segnali della QBO in molti costituenti chimici a vita breve. Influendo sulla propagazione delle onde extratropicali, la QBO gioca un ruolo nella disgregazione dei vortici polari stratosferici invernali e nella gravità del depauperamento dell’ozono ad alte latitudini, che a sua volta influenza i modelli meteorologici sulla superficie terrestre.

La disponibilità di maggiori fonti di dati, inclusi rilevamenti di vento e temperatura da sistemi basati a terra e satelliti, ha migliorato la nostra comprensione degli impatti della QBO. Questa rassegna mira a fornire una panoramica completa della QBO tropicale, dei suoi effetti sulla dinamica extratropicale, sul trasporto di costituenti chimici e sulla sua influenza sulla troposfera (circa 0–16 km sopra la superficie terrestre) e sulla mesosfera (circa 50–100 km sopra la superficie terrestre). È pensata per offrire una prospettiva ampia sulla QBO e le sue implicazioni sia per i non specialisti sia per gli esperti del settore. La storia della ricerca sulla QBO è discussa solo brevemente, con riferimenti a diverse recensioni storiche per coloro interessati a un contesto più dettagliato. La teoria di base della QBO è riassunta, e sono forniti riferimenti tutoriali per ulteriori studi.

1. Introduzione

1.1 La Scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale

Le osservazioni iniziali dei venti nella stratosfera equatoriale vennero registrate in seguito alla constatazione che i residui dell’eruzione del Krakatoa nel 1883 circolavano attorno al globo da est verso ovest in circa due settimane. Questi venti furono successivamente denominati i “venti di levante del Krakatoa”. Per una panoramica più dettagliata sulla scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale, nonché sugli sviluppi successivi relativi alle osservazioni e alla teoria, si rimanda ai lavori di Maruyama (1997) e Labitzke e van Loon (1999).

Nel 1908, il meteorologo tedesco A. Berson lanciò palloni aerostatici dall’Africa tropicale e rilevò venti che soffiavano da ovest verso est a circa 15 km di altezza, vicino alla tropopausa. Questi venti furono poi chiamati i “venti di ponente di Berson”. Per circa mezzo secolo, le sole osservazioni disponibili erano quelle sporadiche effettuate tramite palloni, che contraddicevano l’esistenza di una corrente stratosferica equatoriale di venti di levante sovrapposti a venti di ponente.

I termini “venti di levante” e “venti di ponente” descrivono rispettivamente i venti che soffiano da est e da ovest. È importante notare che, nel contesto della discussione sulla propagazione delle onde e del flusso, vengono comunemente usati anche i termini “verso est” e “verso ovest”, che però hanno significati opposti rispetto a “levante” e “ponente”. In questa rassegna, verranno utilizzate entrambe le terminologie, conformemente alla letteratura di settore.

Nel 1954, Palmer analizzò i dati dei sondaggi dell’alta atmosfera raccolti per studiare le ricadute dei test nucleari nelle Isole Marshall. Questo studio rivelò che la transizione tra i venti di ponente di Berson e i venti di levante del Krakatoa variava mensilmente e annualmente. Tuttavia, i dati raccolti non erano sufficienti a evidenziare una periodicità definita. Successivamente, Graystone (1959), utilizzando dati raccolti dall’Isola di Christmas (2,08° N), rappresentò le velocità del vento su un grafico tempo-altezza per un periodo di due anni, mostrando così regimi di venti di levante e di ponente che si abbassavano gradualmente.

La scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) è frutto degli sforzi indipendenti di due ricercatori: R. J. Reed negli Stati Uniti e R. A. Ebdon in Gran Bretagna. Reed presentò per la prima volta la sua scoperta in un articolo dal titolo “La circolazione della stratosfera” durante il quarantesimo anniversario dell’American Meteorological Society, tenutosi a Boston nel gennaio 1960. In questa occasione, illustrò come, analizzando i dati provenienti dai radiosondaggi sull’Isola di Canton (2,88°S), fosse stato possibile identificare delle bande alternate di venti di levante e di ponente. Questi venti, originatisi sopra i 30 km di altitudine, si muovevano verso il basso attraverso la stratosfera a una velocità di circa 1 km al mese. Reed sottolineò come queste bande apparissero a intervalli di circa 13 mesi, necessitando di 26 mesi per completare un ciclo intero. I risultati di questo studio furono successivamente pubblicati in Reed et al. [1961].

Parallelamente, Ebdon analizzò dati raccolti dall’Isola di Canton nel periodo 1954–1959, arrivando alla conclusione che l’oscillazione dei venti avesse un periodo apparentemente biennale. Successivamente, Ebdon e Veryard, utilizzando dati aggiuntivi raccolti dall’Isola di Canton dal gennaio 1954 al gennaio 1960 a 50 hPa, osservarono che il vento fluttuava con un periodo di 25–27 mesi, piuttosto che con un intervallo esattamente biennale. Ampliando la precedente analisi di Ebdon per includere stazioni equatoriali aggiuntive, i ricercatori conclusero che le fluttuazioni dei venti si verificavano simultaneamente lungo la cintura equatoriale. Stimarono inoltre che i regimi dei venti, alternando tra levante e ponente, impiegassero circa un anno per discendere da 10 a 60 hPa. Veryard e Ebdon estesero ulteriormente lo studio, identificando un periodo dominante di 26 mesi e notando fluttuazioni simili anche nelle temperature.

Con la scoperta di un ciclo di maggiore durata avvenuta nel 1963, Angell e Korshover introdussero il termine “oscillazione quasi-biennale”, abbreviato in QBO, che fu rapidamente adottato dalla comunità scientifica. Questa oscillazione si evidenzia chiaramente in un diagramma tempo-altezza che mostra la media mensile dei venti zonali (longitudinali) equatoriali (Tavola 1). Idealmente, tale diagramma dovrebbe rappresentare il vento zonale medio su scala zonale, ma, data l’approssimativa simmetria longitudinale della QBO, le osservazioni da una singola stazione vicino all’equatore si sono rivelate sufficienti.

I regimi di venti alternati si ripetono a intervalli che vanno dai 22 ai 34 mesi, con un periodo medio leggermente superiore ai 28 mesi. Si nota che le zone di taglio dei venti di ponente (dove i venti occidentali aumentano con l’altitudine) scendono in modo più regolare e veloce rispetto alle zone di taglio dei venti di levante. L’ampiezza di questi venti, di circa 20 m/s, rimane pressoché costante tra i 5 e i 40 hPa, ma si riduce rapidamente al di sotto dei 50 hPa. Le osservazioni da radiosondaggi sono impiegate fino a 10 hPa, mentre al di sopra di questa quota si utilizzano i razzosonde (razzi meteorologici). L’ampiezza della QBO cala a meno di 5 m/s a 1 hPa, vicino alla stratopausa.

L’ampiezza della QBO mostra una distribuzione approssimativamente gaussiana attorno all’equatore, con una larghezza a metà altezza di 12° e una minima dipendenza della fase dalla latitudine nei tropici. Nonostante la QBO non sia un’oscillazione strettamente biennale, si osserva una tendenza stagionale nel rovesciamento di fase; ad esempio, l’avvio sia dei regimi di venti di levante che di ponente tende a verificarsi principalmente durante la tarda primavera dell’emisfero nord, al livello dei 50 hPa.

Le tre caratteristiche più rilevanti della QBO che ogni teoria deve essere in grado di spiegare includono la sua periodicità quasi-biennale, la presenza di venti occidentali simmetrici zonalmente all’equatore (un fenomeno che la conservazione del momento angolare non spiega facilmente, dato che non permette l’advezione media zonale per creare un massimo di vento occidentale all’equatore), e la sua capacità di propagarsi verso il basso senza perdere ampiezza.

Il Plate 1 ci presenta due grafici distinti che illustrano il comportamento dei venti zonali equatoriali nel corso di un periodo di 26 anni, dal 1964 al 1990. Entrambi i pannelli escludono le variazioni stagionali per concentrarsi sulla dinamica intrinseca dei venti.

Nel pannello superiore, abbiamo una rappresentazione dei venti zonali, dove ogni punto del grafico mostra la media mensile della velocità del vento a diverse altitudini, con le velocità westerly rappresentate in rosso e quelle easterly in blu. Questo grafico svela una serie di bande colorate che si estendono in verticale, alternando rosso e blu, e che sembrano scivolare gradualmente verso il basso nel corso degli anni. Tali bande rappresentano il ciclo di venti alternati che caratterizza la QBO: le zone rosse (westerly) e blu (easterly) si alternano con un’oscillazione che sembra descrescere, o “propagarsi”, dall’alto verso il basso attraverso la stratosfera a una velocità media di discesa.

Per catturare questi dati, sono stati utilizzati diversi strumenti di raccolta: sotto i 31 km, sono state impiegate radiosonde da località specifiche vicino all’equatore, mentre al di sopra di questa quota sono stati usati razzosonde. L’ampiezza dei contorni di 6 m/s ci aiuta a distinguere le varie bande di vento, lasciando non ombreggiata la zona tra -3 e +3 m/s per mettere in rilievo le fluttuazioni più significative.

Il pannello inferiore ci fornisce una visione più pulita del fenomeno, grazie all’applicazione di un filtro passa-banda. Questo filtro ha lo scopo di isolare le fluttuazioni dei venti che si svolgono su periodi compresi tra i 9 e i 48 mesi, escludendo così le variazioni più brevi o più estese. Il risultato è un’immagine che evidenzia ancora più chiaramente il ritmo quasi-biennale dei venti, con meno distrazione da parte di altri modelli meteorologici.

In sintesi, il Plate 1 ci fornisce un’immagine visiva del dinamico mondo dei venti equatoriali stratosferici, mostrandoci come la QBO si manifesti attraverso un’alternanza di venti che si spostano verso il basso nel tempo, un fenomeno osservato e misurato con meticolosità dai meteorologi per più di due decenni.

Il Plate 2 ci presenta un quadro dinamico dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) come si manifesta durante l’inverno nell’emisfero nord. Questo schema ci mostra come una varietà di onde atmosferiche tropicali contribuisca a formare e mantenere la QBO.

Nel diagramma, le onde che partono dalla regione equatoriale sono rappresentate da frecce arancioni, simboleggiano differenti tipi di onde: le onde di gravità, le onde di inerzia-gravità, le onde di Kelvin e le onde di Rossby-gravità. Queste onde sono fondamentali nel meccanismo di guida della QBO, muovendosi verso l’alto dall’area della convezione vicino alla superficie terrestre, attraversando la tropopausa e arrivando fino alla stratosfera.

Le onde a scala planetaria, segnate da frecce viola, prendono piede a latitudini medie e alte. La loro influenza è un fattore chiave per la dinamica atmosferica a queste latitudini, e si può notare come queste onde si incurvino e si propaghino anche esse verso la stratosfera.

Il grafico utilizza contorni neri per illustrare la differenza tra le fasi easterly e westerly della QBO. Queste differenze sono distinte dai colori azzurro chiaro e rosa, che rappresentano rispettivamente le anomalie easterly e westerly, con la fase della QBO definita dal vento equatoriale a 40 hPa.

In cima al diagramma, il concetto di MQBO, o la QBO nella mesosfera, emerge oltre gli 80 km di altitudine. Qui, il comportamento della QBO diventa meno certo a causa delle limitazioni nelle osservazioni.

Infine, le linee tratteggiate tra circa 50 e 80 km indicano che c’è un grado di incertezza nelle nostre osservazioni atmosferiche in questa regione. Ciò riflette la complessità nell’ottenere dati affidabili dalla stratosfera alta e dalla mesosfera bassa.

In breve, il Plate 2 ci svela come un intreccio di onde provenienti dalla superficie terrestre e da altre parti dell’atmosfera interagisca per creare il pattern ritmico che osserviamo nella QBO. Questa interazione di scale diverse, dalle onde locali a quelle planetarie, evidenzia la natura complessa e interconnessa del nostro sistema climatico.

1.2 La Ricerca di una Spiegazione per la QBO

Nel periodo in cui fu scoperta la QBO, non esistevano osservazioni di onde atmosferiche tropicali e mancava una teoria che ne prevedesse l’esistenza. La ricerca di una spiegazione per la QBO prese in considerazione varie ipotesi: un meccanismo di feedback interno, un periodo naturale di oscillazione dell’atmosfera, un processo esterno o una combinazione di questi elementi. Tuttavia, nessuno di questi tentativi riuscì a spiegare pienamente il fenomeno, in particolare la propagazione verso il basso e il mantenimento dell’ampiezza della QBO, il che implicava un incremento della densità di energia durante la discesa.

Si è capito che era necessaria l’azione di onde asimmetriche zonalmente per giustificare la presenza del massimo dei venti occidentali equatoriali. Wallace e Holton nel 1968 misero alla prova la QBO in un modello numerico, cercando di stimolarla attraverso sorgenti di calore o onde planetarie di scala extratropicale che si muovevano verso l’equatore. I loro esperimenti dimostrarono in modo decisivo che il trasferimento laterale di quantità di moto tramite le onde planetarie non poteva giustificare la propagazione verso il basso della QBO senza una diminuzione dell’ampiezza. Arrivarono alla fondamentale conclusione che l’unico modo per riprodurre le osservazioni era di avere una forza propulsiva, una fonte di momento angolare, che si muovesse verso il basso insieme ai venti medi equatoriali.

La pubblicazione pionieristica di Booker e Bretherton nel 1967 sul fenomeno dell’assorbimento delle onde di gravità a un livello critico accese la miccia che avrebbe portato a comprendere la dinamica dietro la QBO. La profonda intuizione di Lindzen fu che le onde di gravità che si propagano verticalmente potessero fornire la spinta ondulatoria necessaria per la QBO. Lindzen e Holton dimostrarono, attraverso un modello bidimensionale, come la QBO potesse essere sostenuta da un ampio spettro di onde di gravità propaganti verticalmente, includendo velocità di fase dirette sia verso ovest che verso est. Spiegarono che l’oscillazione si sviluppava per mezzo di un meccanismo interno con un feedback reciproco tra le onde e il flusso d’aria di fondo.

1.2 La Ricerca di una Spiegazione per la QBO

Alla scoperta della QBO, mancavano osservazioni sulle onde atmosferiche tropicali e non esisteva una teoria che prevedesse la loro esistenza. La ricerca di una spiegazione per la QBO esaminò una varietà di possibili cause: un meccanismo di feedback interno, un periodo di oscillazione naturale dell’atmosfera, un processo esterno o una combinazione di questi fattori. Nessuno di questi tentativi riuscì a spiegare il mantenimento dell’ampiezza della QBO e la sua propagazione verso il basso, che comportava un incremento della densità energetica.

Lindzen e Holton riconobbero la necessità di forze generate da onde non simmetriche zonalmente per spiegare il massimo dei venti equatoriali di ponente. Nel loro modello numerico, tentarono di ricreare la QBO attraverso sorgenti di calore o onde planetarie extratropicali dirette verso l’equatore, ma dimostrarono che la trasmissione laterale di momento tramite le onde planetarie non poteva giustificare la propagazione verso il basso della QBO senza una perdita di ampiezza. Fu una rivelazione fondamentale comprendere che, per riprodurre le osservazioni, era necessaria una fonte di momento che si propagasse verso il basso con i venti equatoriali medi.

Il passo successivo fu influenzato dallo studio pionieristico di Booker e Bretherton sul modo in cui le onde di gravità vengono assorbite a un livello critico, che suggeriva una possibile spiegazione. Lindzen capì che le onde di gravità che si propagano verticalmente potrebbero fornire la forza necessaria per la QBO. In un modello bidimensionale, Lindzen e Holton illustrarono come la QBO potesse essere alimentata da un ampio spettro di onde di gravità in propagazione verticale, con velocità di fase in entrambe le direzioni, e che l’oscillazione emergeva da un meccanismo interno di feedback bidirezionale tra le onde e il flusso d’aria di base.

Holton e Lindzen affinarono quest’idea in un modello unidimensionale, simulando una QBO mossa da onde di Kelvin, che esercitavano una forza di ponente, e onde di Rossby-gravità, che producevano una forza di levante. Le ampiezze osservate di queste onde, sebbene fossero piccole, erano considerate sufficientemente grandi da guidare la QBO, nonostante le limitate osservazioni delle onde equatoriali. Questa teoria divenne il paradigma dominante per comprendere la QBO per più di vent’anni.

Il modello concettuale della QBO venne poi magistralmente confermato da un esperimento in laboratorio condotto da Plumb e McEwan, che utilizzarono un fluido stratificato di sale all’interno di un grande anello. La base dell’anello era formata da una membrana flessibile che, muovendosi su e giù, generava onde di gravità che si propagavano in senso orario e antiorario intorno all’anello, simulando così le onde atmosferiche osservate nella QBO reale.

Quando le onde atmosferiche raggiungono un’ampiezza significativa, possono stabilire un regime di flusso medio che si caratterizza per delle inversioni periodiche che procedono verso il basso. Un tale esperimento, che resta uno dei più eloquenti modelli sperimentali di flusso geofisico su grande scala in laboratorio, ha confermato che il modello teorico della QBO rispecchia fedelmente il comportamento di un sistema fluido reale.

Sebbene le ampiezze delle onde di Kelvin e delle onde miste Rossby-gravità osservate possano essere sufficienti a generare una QBO nei modelli atmosferici idealizzati, Gray e Pyle hanno scoperto che è necessario aumentare queste ampiezze di un fattore tre rispetto a quelle osservate per riprodurre una QBO realistica in un modello completo che integra dinamiche, radiazioni e reazioni fotochimiche. Dunkerton e McIntyre hanno poi evidenziato che il tasso di sollevamento osservato nella regione tropicale, di circa un chilometro al mese, richiede che la QBO si propaghi verso il basso molto più rapidamente di quanto precedentemente ipotizzato, considerando che l’intera stratosfera tropicale si eleva. Questo dettaglio raddoppia la quantità di trasporto di momento necessaria dalle onde equatoriali che si propagano verticalmente. È emerso che le onde di Rossby-gravità e le onde di Kelvin non forniscono abbastanza energia per mantenere la QBO con il periodo osservato, suggerendo che una gamma più ampia di onde di gravità debba contribuire al processo, proprio come Lindzen e Holton avevano ipotizzato originariamente.

Anche se la QBO è un fenomeno prevalentemente tropicale, il suo impatto si estende a tutta la stratosfera globale. Come Holton e Tan hanno mostrato per la prima volta, attraverso la modulazione di venti e temperature, nonché delle onde extratropicali e della circolazione nel piano meridionale, la QBO modifica la distribuzione e il trasporto di sostanze traccianti, svolgendo un ruolo potenziale anche nell’erosione dello strato di ozono stratosferico. Di conseguenza, comprendere la QBO e i suoi effetti a scala mondiale è fondamentale per qualsiasi studio che si proponga di analizzare le variazioni a lungo termine o i trend di gas e aerosol nell’atmosfera.

2. Panoramica del QBO e dei Suoi Effetti Globali

2.1 Vento Zonale

Una sintesi del QBO nei venti zonali equatoriali, secondo uno studio di Pawson e colleghi del 1993, evidenzia una propagazione verso il basso più veloce e regolare della fase dei venti occidentali, oltre a un’intensità maggiore e una durata più lunga della fase dei venti orientali. Analizzando i dati raccolti dal 1953 al 1995, il periodo medio del QBO risulta essere di 28,2 mesi, leggermente superiore ai 27,7 mesi calcolati in precedenza da Naujokat nel 1986. La deviazione standard del QBO composito, inclusa nell’analisi, mostra i massimi di variabilità vicino alle zone di taglio discendente sia per i venti orientali che occidentali, con una maggiore variabilità nella fase dei venti occidentali. Questi dati riflettono principalmente le variazioni nella durata di ciascuna fase.

Uno studio del 1990 di Dunkerton ha rivelato che il QBO potrebbe essere parzialmente sincronizzato con il ciclo annuale, mostrando come l’avvio della fase dei venti orientali a 50 hPa tenda a coincidere con la fine della primavera o l’inizio dell’estate nell’emisfero nord. Questa analisi è stata aggiornata e conferma che le transizioni dai venti orientali agli occidentali si verificano con una marcata preferenza nei mesi da aprile a giugno.

La struttura latitudinale del QBO nel vento zonale, studiata attraverso lunghe serie temporali di osservazioni in diverse stazioni tropicali da Dunkerton e Delisi nel 1985, mostra che l’ampiezza del QBO è simmetrica rispetto all’equatore, con il massimo concentrato sull’equatore stesso e una semiampiezza meridionale di circa 128. Tuttavia, le analisi basate su dati meteorologici assimilati tendono a sottostimare l’ampiezza del QBO rispetto alle misurazioni dirette effettuate con i radiosondaggi, come evidenziato da studi successivi di Pawson, Fiorino e Randel tra il 1998 e il 1999.

la Figura 1 è una rappresentazione grafica dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) in relazione al cambio di direzione dei venti a 20 hPa di quota. Questo tipo di grafico è detto “composito” perché combina più set di dati per mostrare un modello complessivo. Osservando il pannello superiore, notiamo che i venti occidentali, o westerlies, sono evidenziati con ombreggiature che diventano più scure a intervalli regolari. Questo incremento dell’oscurità corrisponde a un aumento della velocità dei venti di 5 metri al secondo.

Il grafico si sviluppa lungo un asse temporale che va da cinque mesi prima fino a quarantadue mesi dopo la transizione dei venti da orientali a occidentali a 20 hPa. La presenza di una seconda fase di westerlies che inizia a 20 hPa circa 29 mesi dopo la transizione iniziale è un’indicazione della regolarità con cui avviene il QBO.

Passando al pannello inferiore, vediamo un grafico della deviazione standard che si sovrappone alla media del QBO. L’intervallo delle linee di contorno e l’intensità dell’ombreggiatura sono fissati a 4 metri al secondo. Le zone di maggiore variabilità si trovano nelle vicinanze delle linee di taglio, suggerendo che la variabilità osservata è dovuta sia alla durata variabile delle fasi del QBO che al fatto che ciascuna fase, presa singolarmente, dura piuttosto a lungo rispetto al tempo necessario per la transizione da una fase all’altra.

In sintesi, la Figura 1 utilizza l’ombreggiatura per evidenziare le fasi dei venti occidentali e illustrare la regolarità del ciclo QBO, nonché per mettere in luce dove e quanto la variabilità del fenomeno si manifesta maggiormente.

la Figura 2 ci offre un’esame visuale del fenomeno atmosferico noto come l’oscillazione quasi-biennale a 50 hPa, attraverso due distinti istogrammi che registrano il numero di volte in cui si verifica un cambiamento di direzione del vento, cioè da easterly a westerly e viceversa, durante i vari mesi dell’anno.

Nel pannello superiore, vengono catalogate le transizioni da easterly a westerly. Qui, le caselle sono disposte per mesi, da gennaio a dicembre, e sono riempite con i numeri degli anni in cui si è verificato il passaggio di direzione dei venti. Questo permette di osservare immediatamente in quali mesi e quante volte si è verificata questa transizione. Per esempio, se guardiamo al mese di marzo, vediamo le etichette ’69, ’66, e ’80, indicanti che in quegli anni ci sono state tre transizioni in quel mese.

Scendendo al pannello inferiore, l’istogramma mostra il fenomeno inverso, ovvero le volte in cui i venti sono passati da westerly a easterly. Ancora una volta, le caselle mostrano i mesi e gli anni specifici delle transizioni, con la quantità di cambiamenti rappresentata dall’altezza delle colonne sull’asse verticale.

Complessivamente, questi dati forniscono una chiara indicazione di quando e con quale frequenza avvengono le transizioni dei venti a questa quota, sottolineando eventuali modelli o tendenze stagionali. Ad esempio, si può notare una concentrazione di transizioni nei mesi di aprile, maggio e giugno per i venti che passano da easterly a westerly, suggerendo una tendenza stagionale per questi cambiamenti. Analizzando tali modelli, gli scienziati possono acquisire intuizioni preziose sui meccanismi che regolano il nostro clima e sulla possibile influenza di questi venti su fenomeni meteorologici più ampi.

La Tavola 2 ci offre una panoramica completa del QBO, ossia l’oscillazione quasi-biennale, delineando le sue origini e i suoi effetti dinamici a livello globale e ponendo le basi per analisi più dettagliate nelle sezioni successive del documento. Questo schema si estende dalla troposfera alla mesosfera, coprendo entrambi i poli, e illustra le differenze nei venti zonali tra le fasi orientali e occidentali del QBO a un’altitudine di 40 hPa.

All’interno della troposfera tropicale, la convezione può variare notevolmente in scala, dai complessi convettivi di mesoscala, che possono estendersi per oltre 100 chilometri, a fenomeni di scala planetaria. Questo processo dà vita a una vasta gamma di onde, tra cui quelle di gravità, inerzia-gravità, Kelvin e Rossby-gravità, rappresentate dalle frecce ondulate di colore arancione. Queste onde hanno diverse lunghezze e velocità di propagazione sia verticali che orizzontali e si muovono verso l’alto nella stratosfera, trasportando con sé impulsi di momento angolare sia orientali che occidentali. La maggior parte di questo impulso viene rilasciato all’interno della stratosfera, influenzando le anomalie dei venti zonali che caratterizzano il QBO. Il livello in cui ciascuna onda deposita il proprio momento è detto “livello critico” e dipende, in parte, dalle zone di taglio del QBO. Alcune onde di gravità riescono a propagarsi per tutta la stratosfera e generano un QBO vicino alla mesopausa, noto come MQBO o QBO mesosferico.

Nella parte inferiore della stratosfera tropicale, le velocità medie dei venti sono piuttosto ridotte, per cui la rappresentazione composita della differenza tra la fase orientale e quella occidentale nella Tavola 2 somiglia molto ai venti reali registrati durante la fase orientale del QBO. Alle alte latitudini si osserva un marcato ciclo annuale, con venti occidentali intensi durante la stagione invernale. Al di sopra dell’equatore, nella bassa stratosfera, i venti tropicali modificano il percorso che le onde planetarie di grande scala seguono per propagarsi verso l’alto e in direzione equatoriale, rappresentato dalle frecce curve di colore viola. Durante la fase orientale del QBO, questa struttura del vento zonale tende a canalizzare un maggior numero di onde verso il polo, dove si incontrano e rallentano il flusso del vento zonale medio. Di conseguenza, il vortice polare a nord del 45°N mostra venti occidentali più deboli, o un’anomalia orientale, indicata con un colore azzurro chiaro. Queste anomalie dei venti ad alta latitudine si estendono fino alla troposfera, fornendo un meccanismo per cui il QBO può esercitare una lieve influenza sui pattern meteorologici della troposfera.

La Figura 3 ci presenta un’analisi armonica dei venti zonali alla quota di 30 hPa, evidenziando come variano le ampiezze del ciclo annuale, del ciclo semestrale e della componente residua dopo la rimozione degli effetti stagionali. Guardando il grafico, notiamo subito tre tipi di simboli: i quadrati indicano l’ampiezza del ciclo annuale, i triangoli quella del ciclo semestrale, e i cerchi rappresentano la componente residua che rimane una volta eliminata la stagionalità dal modello dei venti.

I simboli individuano le ampiezze misurate da stazioni radiosonde particolari, mentre le linee solide che si snodano tra loro sono basate su dati raggruppati, cioè dati mediati che raggruppano le misurazioni in categorie basate sulla velocità del vento.

Sull’asse verticale abbiamo le latitudini, che partono dal polo sud in basso, attraversano l’equatore al centro e si estendono fino al polo nord in alto. L’asse orizzontale, invece, misura la velocità del vento in metri al secondo. Questo consente di osservare chiaramente come l’effetto dei cicli annuale e semestrale si manifesti in maniera differente a seconda della latitudine. Per esempio, possiamo vedere che il ciclo annuale ha un’ampiezza più grande alle medie latitudini e tende a diminuire avvicinandosi all’equatore e ai poli. Il ciclo semestrale, rappresentato dai triangoli, mostra un’ampiezza più marcata vicino all’equatore.

La componente residua, i cerchi nel grafico, potrebbe includere gli effetti del QBO o altre variazioni non stagionali del vento zonale. Questi dati residuali mostrano come, al di fuori dei cicli annuale e semestrale ben definiti, ci siano altre forze in gioco che influenzano i venti a questa quota, le quali possono variare notevolmente a seconda della latitudine.

In conclusione, la Figura 3 ci fornisce una rappresentazione grafica di come i venti zonali a 30 hPa siano influenzati dai cicli naturali della Terra e da altri fattori meno prevedibili, offrendoci una finestra sui complessi modelli di circolazione atmosferica che operano sopra le nostre teste.

2.2 Temperatura e Circolazione Meridionale

Il fenomeno dell’oscillazione quasi-biennale si distingue nettamente nel suo impatto sulla temperatura atmosferica, con effetti significativi sia nelle regioni tropicali che extratropicali. Nei tropici, le variazioni di temperatura causate dal QBO si armonizzano con le variazioni del vento zonale in altezza, seguendo una relazione che tiene conto della latitudine e di alcuni parametri atmosferici costanti.

Le anomalie di temperatura associate al QBO si manifestano soprattutto nella bassa stratosfera, con variazioni medie intorno ai 4 gradi Kelvin, che raggiungono il loro picco tra i 30 e i 50 hPa. Un confronto di serie storiche di temperature rilevate a Singapore a 30 hPa mostra una forte correlazione con le variazioni dello shear dei venti zonali a quella quota, confermando questa relazione. L’analisi dimostra che le variazioni di temperatura sono coerenti con un’influenza meridionale di circa 1000-1200 chilometri, paragonabile a un arco di 10 gradi di latitudine.

Più giù, vicino alla tropopausa, si osservano variazioni più modeste del QBO, nell’ordine di mezzo grado Kelvin. Queste anomalie di temperatura non si limitano alla parte inferiore della stratosfera, ma si estendono anche alle regioni medie e superiori, dove si manifestano in modo opposto rispetto alle anomalie delle regioni più basse. Un esempio significativo viene dallo studio dell’inverno del 1994 nell’emisfero nord, utilizzando i dati di assimilazione stratosferica dell’Ufficio Meteorologico del Regno Unito che raggiungono i 45 km di altezza. Sebbene questi dati possano non catturare appieno l’entità delle anomalie termiche legate al QBO, la caratteristica della struttura verticale in contrapposizione rimane un aspetto solido e coerente con le osservazioni di lungo periodo effettuate attraverso i satelliti meteorologici.

La Figura 4 illustra come le temperature all’equatore variano in relazione al QBO negli strati atmosferici compresi tra i 30 e i 50 hPa, insieme allo shear, ovvero alla variazione del vento verticale, per gli anni dal 1980 al 1998. La curva inferiore traccia queste anomalie di temperatura, oscillando sopra e sotto il valore zero, che rappresenta la media a lungo termine. Questi alti e bassi si susseguono con una cadenza regolare, evidenziando i cambiamenti periodici tipici del QBO.

La curva superiore del grafico mostra lo shear del vento, che è la misura di come la velocità del vento cambia con l’altezza. Anche questa curva oscilla in modo simile alle anomalie di temperatura, suggerendo che i due fenomeni sono sincronizzati. In alcuni punti, la curva dello shear del vento sembra quasi specchiare quella delle temperature, rispecchiando l’interazione tra i due parametri atmosferici e confermando l’aspettativa che i venti e la temperatura sono strettamente intrecciati nel fenomeno del QBO.

Questo andamento ciclico e la forte correlazione tra le due curve forniscono una prova visiva dell’equilibrio termico del vento legato al QBO. I picchi corrispondenti e le valli nelle due serie di dati mostrano chiaramente come le variazioni di temperatura all’equatore e le variazioni del vento siano connesse, riflettendo la natura dinamica e interdipendente dell’atmosfera terrestre.

Al di là del picco di temperatura che si verifica all’equatore a causa del QBO, i dati satellitari mostrano chiaramente la presenza di massimi coerenti alle latitudini comprese tra 20° e 40° in entrambi gli emisferi, i quali si trovano in fase opposta rispetto al segnale che arriva dai tropici. Questa dinamica è illustrata da una figura che non vi è stata presentata, dove viene evidenziata la correlazione tra le temperature stratosferiche e i venti del QBO a 30 hPa per il periodo che va dal 1979 al 1999. È particolarmente notevole che le anomalie di temperatura nelle zone extratropicali si verifichino in modo sincronizzato con le stagioni, manifestandosi prevalentemente durante l’inverno e la primavera di ciascun emisfero. Questo pattern si riflette in maniera molto simile anche nelle misurazioni dell’ozono stratosferico, sottolineando l’importanza di questa variabilità extratropicale stagionale come elemento chiave del QBO globale.

La figura mostra inoltre come esistano segnali nelle regioni polari che contrastano con quelli tropicali e che raggiungono il loro apice durante la primavera in ogni emisfero. Nonostante queste indicazioni polari sembrino essere più pronunciate rispetto ai picchi subtropicali, la loro rilevanza statistica rimane bassa nel periodo registrato tra il 1979 e il 1998, a causa della grande variabilità naturale che caratterizza le regioni polari nei mesi invernali e primaverili.

La variazione del vento zonale medio, indotta dal QBO, è legata anche alla modulazione della circolazione meridionale media, con una circolazione climatologica caratterizzata da un ampio movimento ascendente nei tropici, un trasporto esteso verso i poli nella stratosfera e un conseguente abbassamento attraverso la tropopausa extratropicale. Il movimento delle specie chimiche traccianti all’interno e fuori dalla stratosfera è determinato sia dalle circolazioni su larga scala che dai processi di miscelazione legati alle onde atmosferiche. Anche i processi chimici, inclusi quelli che portano alla riduzione dell’ozono, sono influenzati non solo dalla concentrazione di queste specie chimiche ma anche, in modo critico, dalla temperatura. Pertanto, capire gli effetti del QBO non solo su dinamiche e temperatura, ma anche sulla distribuzione delle specie chimiche traccianti, è fondamentale per approfondire la nostra comprensione della variabilità climatica globale e dei suoi cambiamenti.

Diverse specie chimiche traccianti, che persistono per lungo tempo come il protossido di azoto (N2O) e il metano (CH4), prendono il via nella troposfera e sono trasportate verso l’alto, attraversando la tropopausa tropicale e giungendo nella stratosfera. Una tavola illustrativa mette in evidenza l’impatto del QBO sulla circolazione meridionale e sul trasporto di queste specie chimiche traccianti. Nella tavola, i contorni delineano gli isopleti di un tracciante ipotetico, conservativo e di lunga durata, stratificato verticalmente durante l’inverno dell’emisfero nord, in un periodo in cui i venti equatoriali soffiano verso est intorno ai 40 hPa.

L’ampia concentrazione di tracciante nella zona tropicale, osservabile a metà e alta stratosfera, indica un fenomeno di sollevamento. Tuttavia, le anomalie nelle zone extratropicali, provocate dal QBO, portano a deviazioni dalla simmetria emisferica, influenzate anche dal ciclo stagionale di miscelazione delle onde planetarie.

Nella tavola, le frecce spesse simboleggiano le anomalie nella circolazione che sono collegate al QBO, che in questo caso specifico si presume siano in una fase orientale a 40 hPa. All’equatore, il QBO provoca un sollevamento relativo attraverso la tropopausa, mentre nella stratosfera media e superiore si ha un movimento discendente. L’anomalia nella circolazione della stratosfera inferiore appare quasi speculare rispetto all’equatore, mentre quella nella stratosfera media si fa più marcata nell’emisfero che sta vivendo l’inverno.

Queste differenze sono riflesse nelle linee asimmetriche che rappresentano la densità del tracciante. In aggiunta al trasporto diretto dovuto alla circolazione meridionale, vi è anche un processo di miscelazione del tracciante, dovuto all’azione delle onde atmosferiche, che si verifica approssimativamente lungo superfici di uguale temperatura potenziale. Questa dinamica di miscelazione è rappresentata graficamente dalle frecce ondulate orizzontali.

L’anomalia nella circolazione della stratosfera media genera una discesa che forma un particolare schema a gradini nei livelli del tracciante tra l’equatore e le zone subtropicali, attorno ai 5 hPa. Un altro gradino si sviluppa nelle regioni di media latitudine dell’emisfero che sta attraversando l’inverno, ed è il risultato della miscelazione isentropica, che si verifica in un’area con bassi gradienti di vorticità potenziale attorno al vortice polare, nota come “zona di surf” secondo McIntyre e Palmer nel 1983. Si verifica inoltre una miscelazione a latitudini più basse rispetto all’asse del getto subtropicale nella stratosfera superiore, come indicato dalla linea ondulata vicino ai 3 hPa e tra i 10° e i 20° di latitudine nord, descritta da Dunkerton e O’Sullivan nel 1996.

Un trasporto insolito dall’emisfero sud verso quello nord, vicino alla stratopausa, è legato ad un’intensificazione della dinamica delle onde planetarie extratropicali. I meccanismi precisi attraverso i quali il QBO influisce sul trasporto di queste specie traccianti saranno approfonditi nella sezione 5.

La Figura 5 ci mostra una sezione trasversale delle anomalie legate all’oscillazione quasi-biennale (QBO) per il mese di febbraio 1994. Le anomalie di temperatura sono tracciate con delle linee che formano contorni. Dove queste linee sono tratteggiate, indicano dove la temperatura è inferiore alla media (anomalie negative), mentre le linee continue indicano dove la temperatura è superiore alla media (anomalie positive). Gli intervalli dei contorni sono impostati a 0,5 K, 1,0 K, 1,5 K e così via, permettendoci di osservare l’entità delle anomalie di temperatura attraverso la stratosfera, da una latitudine all’altra.

Le frecce che vediamo nella figura rappresentano i componenti della circolazione media residua, con le componenti verticali (w*) e meridionali (v*) presentate come vettori. Questi vettori sono scalati arbitrariamente in funzione dell’altitudine per darci un’idea di come il movimento dell’aria varia con l’altezza. Le frecce verticali verso l’alto indicano un movimento ascendente dell’aria, mentre quelle che puntano verso il basso indicano un movimento discendente. Le frecce orizzontali rappresentano il movimento dell’aria verso nord o verso sud, a seconda della loro direzione.

Complessivamente, questa immagine ci dà una visione istantanea di come il QBO influenzi sia la temperatura che i movimenti dell’aria nella stratosfera durante un determinato periodo. Questi dettagli sono cruciali per comprendere il comportamento dell’atmosfera e le sue risposte ai cambiamenti nei venti equatoriali associati al QBO.

La Figura 6 visualizza il risultato di un’analisi statistica che mette in relazione il QBO con le temperature stratosferiche registrate dai dati del Microwave Sounding Unit (MSU) per un tratto di altitudine che va dai 13 ai 22 km, coprendo gli anni dal 1979 al 1998. Le linee di contorno sul grafico delineano l’intensità dell’effetto del QBO sulle temperature per ogni unità di velocità del vento misurata, espressa in Kelvin diviso per 10 metri al secondo (K/10m/s).

Le aree ombreggiate indicano dove l’influenza del QBO sulle temperature non è statisticamente significativa al livello di 2 sigma, suggerendo che in queste regioni qualsiasi variazione di temperatura non può essere chiaramente attribuita all’azione del QBO.

Il grafico si sviluppa lungo due assi: sull’asse orizzontale troviamo la progressione dei mesi dell’anno, mentre sull’asse verticale sono disposte le latitudini, estendendosi dal polo sud al polo nord fino ai 60 gradi di latitudine. Si possono notare linee di contorno chiuse che segnalano aree con temperature significativamente influenzate dal QBO a determinate latitudini e in specifici periodi dell’anno.

Questo tipo di rappresentazione ci aiuta a comprendere come il QBO, un ciclo atmosferico che si ripete ogni due anni circa, abbia impatti misurabili e stagionalmente variabili sulla temperatura della stratosfera su scala globale.

La Tavola 3 ci presenta una panoramica del trasporto di una specie chimica tracciante attraverso la stratosfera durante il periodo invernale dell’emisfero nord, in una fase in cui il QBO è orientato verso est a 40 hPa. Le linee di contorno sulla mappa indicano la concentrazione di un tracciante conservativo, mostrando come questa varia a diverse altitudini e latitudini.

Il modello di trasporto è dominato dal sollevamento tropicale, che si può osservare nella stratosfera equatoriale media e superiore dove c’è un massimo di concentrazione del tracciante. Le frecce rosse vicino all’equatore evidenziano le anomalie di circolazione dovute al QBO, che inducono una circolazione anomala nella bassa stratosfera pressoché simmetrica attorno all’equatore, mentre nell’alta stratosfera l’anomalia è molto più marcata nell’emisfero attualmente in inverno.

Il particolare modello a “scala” si forma vicino all’equatore a circa 5 hPa e viene esacerbato dall’ascendenza che si verifica a nord, attorno a 10°N. Questo stairstep, o gradino, è frutto dell’interazione tra la discesa vicino all’equatore e l’ascesa più a nord. Un secondo gradino è creato nelle medie latitudini per effetto del mescolamento orizzontale, che è rappresentato dalle linee tratteggiate e dalle frecce.

In sintesi, questa tavola ci illustra visivamente il modo in cui il QBO altera i movimenti normali della circolazione atmosferica, creando anomalie che modificano sia il trasporto verticale che quello orizzontale dei traccianti nella stratosfera, enfatizzando come i pattern meteorologici globali siano legati a questi cicli atmosferici a lungo termine.

3. Dinamica del QBO

3.1 Meccanismo del QBO

Il QBO, noto per la sua simmetria longitudinale come evidenziato da Belmont e Dartt nel 1968, invita a un’analisi attraverso un modello che prende in considerazione la dinamica di un’atmosfera simmetrica longitudinalmente. In questo contesto, i campi di temperatura e vento, strettamente interconnessi in un’atmosfera rotante, giocano un ruolo cruciale. Sia i processi di riscaldamento che le forze meccaniche, ovvero le forze nelle equazioni del momento, sono capaci di indurre una risposta velocistica. Nonostante ciò, come precedentemente discusso, si ritiene che le forze meccaniche – generate dai flussi di momento delle onde – siano fondamentali per il QBO. Tuttavia, l’interazione tra i campi di temperatura e vento è essenziale per decifrare la complessa struttura del fenomeno.

L’essenza di questa oscillazione può essere illustrata attraverso un modello semplificato, che esamina l’interazione tra onde di gravità in propagazione verticale e un flusso di fondo variabile con l’altezza, come descritto da Plumb nel 1977. Immaginiamo due onde di gravità interne che si propagano verso l’alto dallo stesso punto di origine con ampiezze identiche e velocità di fase zonale contrapposte. Queste onde, trattate come quasi-lineari (interagiscono con il flusso medio ma non tra loro), stazionarie, idrostatiche, non influenzate dalla rotazione terrestre e sottoposte a smorzamento lineare, si combinano in un’onda stazionaria. Man mano che si propagano verso l’alto, l’attenuazione riduce le loro ampiezze, esercitando una forza sul flusso medio per effetto della convergenza del flusso di momento zonale verticale. Questa forza accelera il flusso medio nella direzione preferita dall’onda dominante. La dinamica di questa interazione è fortemente influenzata dalla struttura verticale del vento medio-zonale. In presenza di onde con ampiezza uguale ma velocità di fase opposte, l’equilibrio del flusso medio può teoricamente annullarsi. Tuttavia, questo equilibrio è intrinsecamente instabile in assenza di una forte diffusione verticale; qualsiasi minima perturbazione tende a intensificarsi nel tempo, spiegando così l’evoluzione dinamica del QBO.


La Figura 7 rappresenta uno schema evolutivo del flusso medio atmosferico come parte del modello QBO di Plumb. Ogni pannello (da a a d) mostra una fase distintiva di metà ciclo dell’oscillazione, descrivendo come le onde atmosferiche influenzano il movimento dell’aria all’equatore.

Nel pannello (a), vediamo l’inizio del ciclo, dove le onde generate a livello inferiore iniziano il loro viaggio verso l’alto. Le doppie frecce rappresentano l’accelerazione indotta dalle onde, che spinge il flusso medio nella direzione del loro movimento. A questo stadio, le onde dirette verso est sono predominanti nella parte inferiore, accelerando il flusso medio verso est a quelle altitudini.

Avanzando al pannello (b), osserviamo un’accelerazione divisa: verso est nelle parti più basse e verso ovest più in alto. Questo è indicato dalle linee ondulate, che mostrano ora le onde verso est che si spingono più su, mentre quelle verso ovest sono contenute più in basso, limitate dal crescente flusso verso est.

Il pannello (c) rivela un’ulteriore evoluzione: il flusso medio verso est si estende su un’ampia gamma di altitudini, con le onde verso est che penetrano più in alto. A questo punto, il flusso verso est domina quasi completamente la scena, schiacciando la presenza di onde verso ovest.

Infine, nel pannello (d), osserviamo la conclusione di un mezzo ciclo. Il flusso medio verso est è ormai ben stabilito attraverso l’intero profilo di altitudine, con solo un residuo flusso verso ovest in cima. La dinamica qui suggerisce che il ciclo è pronto a ribaltarsi, preparando la scena per la fase successiva, dove presumibilmente il flusso medio verso ovest inizierà a prevalere e l’intero processo inizierà di nuovo, ma in direzione opposta.

In questo modo, la Figura 7 offre una finestra visiva sul delicato equilibrio delle forze che guidano il QBO, un fenomeno caratterizzato dall’inversione periodica dei venti equatoriali, che si manifesta nell’atmosfera terrestre con un ritmo quasi biennale.

Nel suo studio del 1977, Plumb ha esplorato le dinamiche sottili dell’atmosfera e in particolare ha esaminato il fenomeno conosciuto come oscillazione quasi-biennale (QBO). Ha scoperto che il vento medio, osservato in larga scala lungo le linee di longitudine, manifesta certe anomalie che hanno la tendenza di spostarsi verso il basso con il tempo, un dettaglio catturato con precisione nella Figura 7.

Immaginate ogni onda atmosferica come un viaggiatore verticale, che si eleva finché non incontra una resistenza, simile a un vento contrario, che la rallenta e alla fine la dissipa. Questo avviene in particolare nelle cosiddette “zone di taglio”, che sono regioni dove la differenza tra la velocità del vento medio e quella dell’onda è minima. Mentre queste zone di taglio si muovono verso il basso, il vento orientato verso est si affina tanto che i processi interni, paragonabili alla viscosità, lo erodono, lasciando spazio alle onde verso est di salire senza ostacoli attraverso un flusso che, nel frattempo, si è girato verso ovest. Con il passare del tempo, l’accumularsi di questa dissipazione e accelerazione verso est stabilisce una sorta di nuovo regime, anch’esso destinato a scendere.

Il ritmo di questo movimento ascendente e discendente non è casuale ma segue un ciclo ben definito. Quando il regime orientato verso est si indebolisce, un simile destino attende le onde orientate verso ovest, che, liberate, ascendono e danno origine a una nuova zona di taglio verso est nelle parti superiori dell’atmosfera. Questo ciclo di azioni e reazioni rappresenta l’intero arco di un’oscillazione non lineare, una danza tra le forze che si equilibrano reciprocamente.

La periodicità di questa danza atmosferica è determinata da vari fattori, come l’ingresso di energia dalle onde ai livelli bassi dell’atmosfera e dall’ammontare di massa atmosferica coinvolta in questi processi. Nelle osservazioni di Plumb, la durata del ciclo del QBO si riduce all’aumentare dell’energia delle onde, un concetto che vale tanto per modelli semplificati dell’atmosfera quanto per quelli più realistici che tengono conto della diminuzione della densità atmosferica con l’aumentare dell’altitudine.

Mentre queste rappresentazioni offrono uno sguardo essenziale sull’interazione tra onde e flusso medio che dà origine al QBO, esse non bastano da sole a spiegare perché questo fenomeno sia proprio un distintivo dell’equatore. Una possibile spiegazione è che il QBO sia mosso da onde che sono intrappolate proprio in quella fascia terrestre. Tuttavia, potrebbe esserci un altro motivo più fondamentale per cui il QBO rimane confinato a queste latitudini.

Un approccio per comprendere meglio questo enigma può venire dall’esaminare le equazioni che descrivono l’evoluzione di un’atmosfera in cui le caratteristiche sono le stesse in ogni punto lungo una linea di longitudine e che subisce forze meccaniche esterne. In questo modello teorico, si considerano variabili come la latitudine, la velocità della rotazione terrestre, e altri fattori fisici che influenzano la distribuzione della velocità del vento, la temperatura, e il movimento dell’aria in senso latitudinale e verticale.

Attraverso questo prisma matematico, possiamo iniziare a comprendere le complessità del QBO e il suo confinamento equatoriale, aprendo la strada a ulteriori ricerche su questo fenomeno atmosferico affascinante e ancora misterioso.

Nel contesto dell’atmosfera terrestre, l’accelerazione del vento lungo le linee longitudinali non dipende solamente dalle forze esterne che vi vengono applicate, ma è anche influenzata da un fenomeno chiamato forza di Coriolis. Questa forza emerge a causa della rotazione del pianeta e ha un impatto significativo sulla direzione e sull’intensità del vento, in particolare per quello che si sposta su e giù per i meridiani. Interessante è il fatto che la forza di Coriolis non causa una semplice accelerazione diretta in risposta alla forza applicata; piuttosto, ne bilancia una parte, e la misura in cui questo accade è strettamente legata all’intensità della velocità latitudinale del vento.

È presente anche un intreccio delicato tra la velocità dei venti lungo la longitudine e la temperatura atmosferica. Tale legame nasce dalla presunzione che l’aria si muova in uno stato di equilibrio, mantenendo costante la sua pressione verticale mentre segue le grandi linee della rotazione terrestre. Questa interazione è una pietra miliare nella comprensione di come si distribuiscono le temperature e come queste ultime influenzano la velocità del vento.

L’analisi prosegue poi con la considerazione di come cambia la temperatura nell’atmosfera, sia per effetto di processi che trasferiscono energia termica, sia per cambiamenti legati al movimento verticale dell’aria. Questo aspetto della teoria è rappresentato da un tasso di cambiamento costante che potrebbe riflettere sia un riscaldamento che un raffreddamento dell’atmosfera a seconda del contesto.

Non va trascurato, poi, il principio della conservazione della massa, che è cruciale nella fisica dei fluidi e che, nel nostro caso, impone restrizioni su come può muoversi l’aria nell’atmosfera. Questo principio garantisce che, nonostante i movimenti continui, la quantità totale di massa atmosferica rimanga costante.

Combinando tutti questi principi, si può delineare un quadro chiaro delle dinamiche atmosferiche. Si presume che le variazioni delle forze esterne che agiscono sull’atmosfera siano regolari nel tempo, consentendo ai ricercatori di anticipare come si evolveranno le velocità dei venti e i pattern di temperatura. Per esempio, nell’ambito di un periodo di oscillazione di circa due anni, si considera che il processo di raffreddamento dell’atmosfera corrisponda a un ciclo di circa venti giorni, dando ai climatologi una metrica per calcolare come il riscaldamento o il raffreddamento influenzino la temperatura generale dell’atmosfera.

Questo approccio teorico ci dà la possibilità di penetrare le complessità del sistema atmosferico, fornendo una base da cui ulteriori ricerche possono esplorare le intricate danze tra forze esterne e la reazione del nostro pianeta.

La danza tra le forze che agiscono sull’atmosfera terrestre assume coreografie diverse a seconda della vicinanza all’equatore. Nella zona equatoriale, dove l’effetto giroscopico del nostro pianeta è più debole, le forze che cercano di spostare l’aria—come quelle generate dalle onde nell’oceano di atmosfera che ci avvolge—possono farlo con una certa facilità. Qui, le masse d’aria accelerano quasi allo stesso modo delle forze applicate.

Muovendosi verso le latitudini più alte, la storia cambia. La forza di Coriolis, quell’effetto straordinario che emerge dalla rotazione della Terra, comincia a manifestare il suo potere, neutralizzando in gran parte la spinta delle forze esterne. Se immaginiamo l’atmosfera come un grande flusso d’aria, alle alte latitudini è come se una mano invisibile lo guidasse, contrastando le forze esterne per mantenere un equilibrio attraverso la circolazione meridionale, quella grande cinghia trasportatrice che muove l’aria dal polo all’equatore e viceversa.

Tale differenza di comportamento tra le zone vicine all’equatore e quelle più distanti non è solo una questione di geografia, ma è intrinsecamente legata a come la velocità dell’aria e la temperatura interagiscono in un sistema in movimento rotazionale. Nei climi freddi delle alte latitudini, una forza esterna tende a evocare una risposta più temperata, con la circolazione meridionale che incide sul campo della temperatura e con le influenze del raffreddamento termico che limitano quanto l’aria può muoversi in risposta a queste forze.

Al contrario, vicino all’equatore, le forze esterne risultano in una risposta più diretta e vigorosa: qui l’aria guadagna velocità più facilmente e la risonanza termica si fa sentire meno, lasciando che le anomalie si dissolvano più lentamente. Si può pensare alle correnti d’aria equatoriali come dotate di una memoria più persistente rispetto a quelle polari.

Le implicazioni di queste dinamiche sono particolarmente rilevanti per fenomeni come l’oscillazione quasi-biennale, un ritmo atmosferico che sembra seguire il battito dei tropici. Studi e modelli hanno mostrato che, man mano che ci si allontana dall’equatore, l’oscillazione dei venti perde forza a causa di quel controllo esercitato dalla forza di Coriolis. Alcuni ricercatori hanno addirittura suggerito che la transizione tra la risposta tropicale e quella extratropicale potrebbe delineare i confini latitudinali del QBO, determinando la sua ampiezza geografica.

Per riassumere, se pensiamo all’atmosfera come a una tela globale, i modelli che non considerano la rotazione terrestre possono catturare con precisione le pitture movimentate dei tropici, ma non riescono a descrivere i dettagli più sottili che emergono quando si considerano le variazioni di latitudine. In questo vasto affresco del clima, le forze di Coriolis agiscono come pennellate che con la loro torsione danno forma al flusso dell’aria, colorando il ritratto complessivo del nostro sistema atmosferico.

3.2 Onde nella Bassa Stratosfera Tropicale

La stratosfera tropicale è un teatro dinamico di fenomeni atmosferici dove una vasta gamma di onde si esibisce, contribuendo alla coreografia dell’oscillazione quasi-biennale (QBO). Queste onde includono varie forme come le onde di Kelvin, Rossby-gravità, inerzia-gravità e quelle di gravità di scala più piccola. È stato osservato che queste onde forniscono gran parte del flusso di momento che alimenta i cicli del QBO.

Questi movimenti ondulatori prendono vita nella troposfera tropicale e salgono attraverso l’atmosfera, tessendo i loro percorsi attraverso il QBO. Il processo di convezione, un balletto termico di aria calda che si alza e si raffredda, è una forza motrice significativa nella creazione di queste onde. Si formano e si plasmano attraverso la diffusione laterale, la deviazione dei loro cammini e la loro riflessione all’interno di una sorta di tunnel equatoriale, la cui estensione è modellata dalle caratteristiche intrinseche delle onde stesse.

Le onde che si spostano verso l’equatore, partendo dalle regioni al di fuori dei tropici come quelle planetarie di Rossby provenienti dall’emisfero in inverno, possono lasciare il loro segno anche nei livelli più alti del QBO. Tuttavia, le parti più basse del QBO, situate a circa 20-23 chilometri di altitudine vicino all’equatore, sono ben protette dall’impedimento di queste onde planetarie provenienti dalle zone extratropicali.

Per influenzare il QBO, le onde devono avere una propagazione di gruppo verticale che sia o abbastanza lenta, in modo che l’onda possa essere assorbita gradualmente rilasciando il suo momento all’altezza desiderata, oppure sufficientemente veloce da raggiungere un livello critico entro l’intervallo delle velocità dei venti del QBO. L’altezza precisa a cui l’onda rilascia il suo momento è determinata dalla sua velocità di propagazione verticale. Onde con una velocità di gruppo molto lenta rimangono confinate a pochi chilometri al di sopra della tropopausa, mentre quelle con velocità maggiori possono attraversare il QBO quasi senza interazioni.

Nei registri delle velocità del vento orizzontale e della temperatura prevalgono le onde a lungo periodo. Interessante notare, però, che le onde a frequenza più alta hanno un impatto maggiore sui flussi di momento di quanto si potrebbe supporre osservando soltanto le variazioni di temperatura. Le onde coinvolte nel QBO possono essere raggruppate in tre categorie principali: onde di Kelvin e Rossby-gravità, confinate all’equatore con periodi di circa tre giorni e lunghezze d’onda zonali intorno ai 10.000 chilometri; onde di inerzia-gravità, che possono essere equatoriali o meno, con periodi di uno a tre giorni e lunghezze d’onda che variano da 1.000 a 10.000 chilometri; e infine le onde di gravità, con periodi di circa un giorno e lunghezze d’onda da 10 a 1.000 chilometri, che si propagano rapidamente verso l’alto.

In questo vasto oceano atmosferico sopra i tropici, le onde danzano e plasmano l’aria, partecipando al ciclo continuo e vitale che caratterizza il nostro ambiente planetario.

Nel cuore della troposfera tropicale, onde con lunghezze d’onda incredibilmente corte, inferiori ai 10 chilometri, sono confinate in una danza verticale. Queste piccole onde sono ritenute attori secondari nella grande narrazione della dinamica dell’atmosfera media, giocando un ruolo minore nelle complesse interazioni che caratterizzano questa regione.

Tuttavia, emerge una storia diversa quando spostiamo la nostra attenzione verso onde di frequenza intermedia e alta. Queste ultime sono identificate come forze motrici dietro il fenomeno del QBO, l’oscillazione quasi-biennale che domina la stratosfera tropicale. Nonostante questo riconoscimento, le nostre conoscenze sono offuscate da incertezze, specialmente riguardo alla quantità esatta di momento trasportato da queste onde e al loro contributo specifico all’interno dello spettro delle onde.

Le onde di mesoscala, con il loro imponente flusso di momento locale, ci costringono a indagare più a fondo sulla loro distribuzione attraverso tempo e spazio per capire realmente il loro impatto sul QBO. Sfortunatamente, le osservazioni attualmente a nostra disposizione non sono all’altezza di questa sfida. Ci troviamo particolarmente in difficoltà quando cerchiamo di discernere il ruolo delle onde di scala intermedia, poiché manca una comprensione dettagliata delle loro velocità di fase, della loro struttura e di come vengono assorbite dall’atmosfera.

Anche se i radiosondaggi bi-giornalieri ci offrono un’immagine fedele della struttura verticale dell’atmosfera, la loro capacità di mappare la dimensione orizzontale e temporale lascia molto a desiderare. La conseguenza è che potremmo non avere una visione accurata della vera natura e frequenza delle onde.

La vera sfida risiede nel trasporre le osservazioni locali delle onde di scala intermedia e minore in una stima globale che possa illuminare il ruolo delle onde nella guida del QBO su scala mondiale. La rete di osservazione attuale, sebbene preziosa, riesce a campionare solo una frazione dell’immensa cintura tropicale, lasciandoci a cercare risposte in un vasto mare di incertezze.

In questo scenario, la promessa di un futuro più chiaro risiede negli occhi che orbitano intorno al nostro pianeta: i satelliti. Questi osservatori dallo spazio sono destinati a diventare i guardiani della comprensione globale delle dinamiche atmosferiche, offrendo la copertura necessaria per decifrare i misteri del QBO. Già utili nello studio di onde su scala planetaria e di onde di gravità extratropicali, i satelliti si trovano sull’orlo di una nuova era di scoperte. Tuttavia, prima che possano offrire stime precise del flusso di momento causato da onde di scala intermedia e minore nella regione del QBO, sarà necessario migliorare significativamente la loro risoluzione verticale e la capacità di discernere le componenti del vento orizzontale.

In questo viaggio verso la comprensione, ci avviciniamo a un punto di svolta dove le tecnologie emergenti e le strategie osservative innovative potrebbero finalmente sbloccare i segreti delle forze che modellano l’atmosfera sopra di noi.

3.2.1 Onde di Kelvin e Rossby-gravità

La scoperta delle onde di Kelvin e Rossby-gravità, ottenuta attraverso l’analisi di dati raccolti da radiosonde, ha segnato un momento cruciale nella comprensione della dinamica atmosferica tropicale. Questi importanti rilevamenti, fatti da Yanai e Maruyama nel 1966 e da Wallace e Kousky nel 1968, hanno gettato le basi per l’elaborazione di una teoria avanzata del QBO da parte di Holton e Lindzen nel 1972. Tali ricerche hanno illuminato la strada per ulteriori studi sulle onde equatoriali, come evidenziato in una serie di recensioni approfondite da parte di Wallace nel 1973, Holton nel 1975, Cornish e Larsen nel 1985, Andrews e altri nel 1987, e Dunkerton nel 1997.

La comprensione e l’interpretazione di questi fenomeni atmosferici come modi di onde equatoriali derivano dall’attento confronto tra le caratteristiche osservate delle onde—come la loro scala orizzontale e frequenza, la loro struttura latitudinale, e la relazione di fase tra variabili atmosferiche—e le previsioni teoriche. Identificare con precisione questi modi equatoriali diventa più semplice in aree con copertura osservativa estesa, consentendo di seguire la loro propagazione in modo coerente attraverso vasti spazi.

Dati storici di radiosonde, raccolti da stazioni di monitoraggio di alta qualità, hanno permesso di tracciare le variazioni stagionali e quelle associate al QBO dell’attività delle onde di Kelvin e Rossby-gravità nei pressi dell’equatore. Studi condotti da Maruyama nel 1991, Dunkerton tra il 1991 e il 1993, Shiotani e Horinouchi nel 1993, Sato e colleghi nel 1994, e Wikle e altri nel 1997, hanno evidenziato come le variazioni del QBO nell’attività delle onde di Kelvin, visibili nelle oscillazioni del vento zonale e della temperatura, siano in linea con l’intensificazione attesa di queste onde nelle zone di taglio occidentale in discesa. Analogamente, è stata osservata una variazione annuale nell’attività delle onde Rossby-gravità nella parte più bassa della stratosfera equatoriale, che potrebbe chiarire la variazione stagionale degli inizi del QBO vicino ai 50 hPa, come documentato da Dunkerton nel 1990.

Le onde intrappolate all’equatore, rivelate attraverso i dati satellitari sulla temperatura e sui costituenti traccianti, aprono una finestra sulla dinamica complessa della stratosfera. Gran parte di questa ricerca si è concentrata sulle onde presenti nella stratosfera superiore, che giocano un ruolo chiave nell’oscillazione semiannuale della stratopausa. Tuttavia, un numero crescente di studi ha iniziato a esplorare le onde nella stratosfera inferiore equatoriale, che influenzano direttamente il QBO. Queste indagini, portate avanti da ricercatori come Salby et al., Randel e altri negli anni ’80 e ’90, hanno evidenziato la varietà e la complessità delle onde atmosferiche.

Nonostante la ricchezza di dati, rilevare i sottili segnali di temperatura legati alle onde equatoriali in movimento verticale rimane una sfida. I satelliti, con il loro vantaggio di una visione globale, riescono spesso a intercettare solo le onde con i numeri d’onda zonali più bassi, limitando la nostra comprensione a una gamma ristretta di fenomeni. Tuttavia, il valore di queste osservazioni satellitari è indiscutibile, poiché offrono una prospettiva indispensabile che completa le informazioni raccolte dalla più irregolare rete di radiosonde.

Le analisi basate su modelli bidimensionali hanno messo in luce una verità sorprendente: le onde di Kelvin e Rossby-gravità, da sole, non possono fornire il flusso di momento verticale necessario per sostenere il QBO. La quantità di momento richiesta è significativamente più elevata di quanto precedentemente stimato, un fattore aggravato dalla circolazione ascendente di Brewer-Dobson nella stratosfera tropicale. Quando i modelli includono realisticamente questo sollevamento equatoriale, emerge che il flusso d’onda totale necessario per un QBO verosimile è notevolmente superiore a quello prodotto dalle onde di larga scala osservate.

Simulazioni tridimensionali confermano ulteriormente la necessità di integrare nuovi flussi d’onda. Di conseguenza, diventa imperativo approfondire, attraverso osservazioni mirate, la natura delle onde di inerzia-gravità e gravità di scala minore, esplorando il loro potenziale ruolo nell’alimentare il QBO. Questo invita a una riflessione più ampia sul nostro approccio alla comprensione dei sistemi atmosferici, sottolineando l’importanza di unire osservazioni globali e modellazioni avanzate per svelare i meccanismi che stanno dietro i grandi misteri della nostra atmosfera.

3.2.2. Onde di Inerzia-Gravità

Nell’affascinante mondo delle dinamiche atmosferiche equatoriali, le onde di inerzia-gravità giocano un ruolo notevole, mostrando comportamenti distinti nelle varie fasi del QBO. Quando il QBO si trova nelle sue fasi di taglio occidentale, emergono onde che si propagano verso est, mentre in quelle di taglio orientale predominano le onde che si dirigono verso ovest. Gli studi osservativi, particolarmente quelli condotti con radiosonde, hanno fornito dati preziosi ad alta risoluzione sia temporale che verticale, permettendo un’analisi dettagliata di queste onde.

Già alla fine degli anni ’70, Cadet e Teitelbaum aprirono la strada con uno studio innovativo sulle onde di inerzia-gravità nella zona equatoriale, utilizzando dati di radiosonde raccolti ogni tre ore durante l’esperimento GATE. Durante questa fase di ricerca, il QBO era caratterizzato da un taglio orientale, e fu possibile identificare una struttura ondosa con una lunghezza d’onda verticale di circa 1,5 km e un periodo di 30-40 ore, che si muoveva verso ovest.

Anni dopo, Tsuda e collaboratori portarono avanti campagne osservative in Indonesia, studiando le onde nella stratosfera inferiore durante una fase di taglio occidentale del QBO. Utilizzando dati raccolti con intervalli di sei ore e una risoluzione verticale di 150 metri, riuscirono a osservare onde con periodi inferiori ai quattro giorni, mostrando una chiara propagazione di fase verso il basso, con lunghezze d’onda verticali di circa 3 km e periodi di circa due giorni.

Queste osservazioni confermarono che la maggior parte dell’attività ondosa si propagava verso est e verso l’alto, rivelando una dinamica complessa che merita ulteriori indagini. Simili osservazioni furono replicate in campagne successive, confermando le caratteristiche di queste onde.

Utilizzando i dati di radiosonde raccolti a Singapore, Maruyama e Sato et altri analizzarono le variazioni annuali dell’attività ondosa di 1-3 giorni nella stratosfera inferiore, dimostrando che è possibile estrarre specifiche onde basandosi sui loro periodi. Questo approccio evidenzia la stabilità del QBO per onde di inerzia-gravità con periodi brevi, offrendo una nuova lente attraverso cui esaminare le sottili dinamiche atmosferiche.

L’analisi di Maruyama sulla covarianza del vento zonale e sulla derivata temporale della temperatura rivelò che il flusso di momento zonale è prevalentemente positivo durante la fase di taglio occidentale del QBO, suggerendo che le onde di inerzia-gravità possono avere un impatto paragonabile a quello delle onde di Kelvin di lungo periodo.

Questi studi, attraverso un approccio meticolo e osservazioni dedicate, hanno contribuito a svelare la natura intricata delle onde di inerzia-gravità equatoriali, offrendo preziose intuizioni sulle forze che modellano la nostra atmosfera e il clima globale.

Nel 1994, Sato e il suo team si sono immersi in un’indagine dettagliata sulle dinamiche atmosferiche equatoriali, analizzando le variazioni interannuali delle fluttuazioni del vento orizzontale e della temperatura a Singapore. Il loro studio, spaziando su periodi che vanno da 1 a 20 giorni, ha portato alla luce dettagli affascinanti su come le onde atmosferiche si manifestano intorno alla tropopausa, l’ultimo confine prima dell’ingresso nella stratosfera.

Le loro scoperte hanno evidenziato che, nonostante leggere differenze nell’altitudine dei picchi massimi, le ampiezze spettrali delle onde raggiungono il loro apice proprio in questa regione critica. Le onde di Kelvin, con il loro caratteristico periodo di circa 10 giorni, dominano lo scenario, mostrando un’interessante tendenza a ridurre il loro periodo con l’aumento dell’altitudine, da 9 a 6 giorni, mentre si ascende dalla quota di 20 a quella di 30 km. Parallelamente, le onde Rossby-gravità si fanno strada con un periodo medio di 5 giorni, evidenziando la loro presenza appena sotto la tropopausa e seguendo anch’esse un trend di accorciamento del periodo con l’aumento dell’altitudine.

Questo mosaico di onde non solo arricchisce la nostra comprensione della stratosfera inferiore ma rivela anche una sorprendente sincronia con il QBO. Le onde di inerzia-gravità e di Kelvin, in particolare, danzano al ritmo del QBO, con periodi di 1-3 giorni che emergono con chiarezza durante entrambe le sue fasi, e con un marcato picco intorno ai 10 giorni nella fase di taglio occidentale, distintivo delle onde di Kelvin.

È emerso che queste strutture ondose non solo condividono una sincronizzazione con il QBO ma rivelano anche flussi di momento significativi, in particolare durante la fase di taglio occidentale, suggerendo un contributo vitale al dinamismo atmosferico complessivo. Queste osservazioni sfidano la visione classica delle onde equatoriali in un vento di sfondo uniforme, proponendo invece una relazione più complessa e variabile, radicata nel taglio verticale del vento e nel flusso di momento orizzontale.

Dunkerton, con la sua analisi teorica e numerica, ha ampliato ulteriormente questa comprensione, collegando la covarianza tra temperatura e vento zonale direttamente al taglio verticale del vento, indipendentemente dalla direzione specifica di propagazione delle onde di inerzia-gravità. Questo legame diretto tra la struttura delle onde e l’ambiente atmosferico in cui si sviluppano offre una nuova lente attraverso cui esaminare i meccanismi sottostanti che modellano il nostro clima equatoriale.

In sintesi, lo studio di Sato e colleghi illumina non solo la complessità delle onde nella stratosfera inferiore ma anche il loro ruolo cruciale nel modellare fenomeni atmosferici a larga scala come il QBO, gettando le basi per ulteriori indagini su come queste onde interagiscono con e influenzano il clima del nostro pianeta.

La Figura 8 che hai condiviso mostra due distinti set di dati atmosferici osservati a Watukosek, in Indonesia, nel periodo che va dal 27 febbraio al 22 marzo 1990, come documentato dalla ricerca di Tsuda et al. [1994b]. Ogni pannello della figura rappresenta le variazioni di due diversi parametri atmosferici, analizzati su una scala di tempo breve, inferiore ai quattro giorni.

Nel pannello superiore, la sezione (a), è illustrata la variazione della componente di velocità verso nord a diverse altitudini nell’atmosfera. La scala dei colori a destra del grafico quantifica questa velocità in metri al secondo. Una lettura positiva su questa scala indica un movimento verso il nord, mentre una lettura negativa segnala un movimento verso il sud. I dati sono presentati in una mappa a punti, con le lacune probabilmente rappresentanti l’assenza di dati o velocità troppo basse per essere registrate significativamente.

La sezione (b) mostra un’analisi simile per la temperatura atmosferica, con il pannello inferiore che illustra come questa vari nel corso del tempo e con l’altitudine. La temperatura è espressa in Kelvin, e la scala di colori interpreta variazioni di temperatura rispetto a un valore di riferimento: i valori positivi segnalano un aumento della temperatura, mentre i valori negativi indicano un calo.

Entrambi i grafici sono impostati contro una griglia che rappresenta l’altitudine da 0 a 40 chilometri, offrendo una visione dettagliata della dinamica atmosferica su una verticale precisa. Questi dati sono cruciali per gli studi meteorologici e climatologici, poiché forniscono intuizioni sul comportamento delle onde atmosferiche, sui modelli di flusso dei venti e sul loro impatto sulle temperature e le condizioni meteorologiche generali.

La “Plate 4” è una rappresentazione grafica che mostra come sia cambiata la temperatura e il movimento dell’aria su Singapore dal 1984 al 1992 ad altezze comprese tra 20 e 25 chilometri. I grafici sono organizzati in quattro parti, ognuna delle quali mette in luce diversi aspetti delle variazioni climatiche.

Il primo grafico in alto a sinistra si concentra sulle variazioni di temperatura, mostrando come l’intensità e la frequenza di queste variazioni cambino nel tempo. I colori vividi suggeriscono una maggiore variazione, mentre i colori più pallidi indicano meno attività.

Il secondo grafico in alto a destra fa qualcosa di simile, ma invece di guardare la temperatura, guarda le fluttuazioni nella velocità dell’aria orizzontale. Ancora una volta, colori più intensi segnalano un’attività maggiore.

Il terzo grafico in basso a sinistra esplora la relazione tra le variazioni di temperatura e quelle della velocità dell’aria, mostrando quando queste due misurazioni variano insieme in modo coerente. Qui, i colori rossi rappresentano aree dove un aumento della temperatura tende a coincidere con un incremento nella velocità dell’aria, mentre i colori blu indicano il contrario.

Infine, il quarto grafico in basso a destra mostra quando la temperatura e la velocità dell’aria cambiano indipendentemente l’una dall’altra, senza una correlazione diretta.

In tutti e quattro i grafici, c’è una linea marcata che corre attraverso i vari anni, rappresentando il ciclo di un fenomeno conosciuto come l’Oscillazione Quasi-Biennale, che è fondamentale per capire i pattern climatici nella regione. Questi grafici sono strumenti preziosi per i climatologi per analizzare e prevedere il comportamento del clima.

Immaginate di osservare le correnti d’aria nell’atmosfera e cercare di capire come il movimento dell’aria possa spingere l’ambiente circostante in su o in giù. La Figura 9 è una rappresentazione visiva di queste osservazioni, divisa in due parti: la prima per quando il vento soffia da ovest verso est, e la seconda per quando va nella direzione opposta.

Per ogni direzione del vento, abbiamo due tipi di osservazioni. La prima considera quanto forte è il movimento dell’aria complessivamente, senza preoccuparsi se sta spostando l’aria verso l’alto o verso il basso. Questo ci dà un’idea della forza totale del movimento dell’aria a varie altezze.

La seconda osservazione è un po’ più specifica: cerca di capire se, nel complesso, il movimento dell’aria sta agendo più verso l’alto o più verso il basso. È come cercare di capire se il vento sta principalmente aiutando gli aerei a salire o spingerli a scendere durante il volo.

I grafici mostrano queste informazioni per l’aria che si muove velocemente (in un periodo da uno a tre giorni), e ci danno un’idea di questi spostamenti d’aria ad altezze che vanno dai 20 ai 30 chilometri sopra di noi. Le linee solide indicano il comportamento medio del vento, mentre le linee tratteggiate danno un senso di quanto affidabili siano queste misurazioni.

Queste osservazioni sono molto utili per i meteorologi e i ricercatori che cercano di comprendere i complessi modelli di movimento dell’aria nell’atmosfera e come questi influenzino il clima sulla Terra.

Sato e Dunkerton, nel 1997, hanno studiato il movimento e l’interazione di alcuni tipi di onde atmosferiche sopra Singapore, come registrato da Sato e altri nel 1994. Si sono concentrati su onde che durano tra uno e tre giorni. Queste onde sono interessanti perché, a differenza di alcune altre onde atmosferiche che possono muoversi solo verso est, queste possono viaggiare sia verso est che verso ovest. Ciò significa che quando si misura il movimento (o flusso di quantità di moto) di queste onde, alcune delle misurazioni potrebbero annullarsi a vicenda, perché alcune onde si muovono in direzioni opposte. Hanno utilizzato due metodi per cercare di capire meglio questo movimento: un metodo poteva separare i movimenti verso est e verso ovest (spettri in quadratura) e un altro metodo sommava tutti i movimenti indipendentemente dalla direzione (cospettri).

I loro risultati sulle onde che durano tra 5 e 20 giorni hanno supportato l’uso di questi metodi, mostrando che entrambi i metodi hanno dato risultati simili entro margini di errore accettabili. Hanno notato che normalmente il momento di queste onde è discusso in termini di metri quadrati al secondo quadrato, ma tecnicamente dovrebbe essere misurato in Pascal, che tiene conto della densità dell’aria. Vicino ai tropici, questa distinzione non è molto significativa perché la conversione è semplice a causa della densità dell’aria consistente.

Per le onde più corte, di 1-3 giorni, il loro studio ha trovato una grande differenza tra le misurazioni dirette (che mostravano molto poco movimento) e le misurazioni indirette (che suggerivano molta più attività). Questa differenza indica che c’è molta cancellazione in atto tra le onde che si muovono in direzioni opposte. Tuttavia, hanno anche menzionato che l’accuratezza delle loro stime indirette potrebbe variare a seconda delle ipotesi fatte sui modelli d’onda. Se assumessero che le onde fossero confinate all’equatore, il movimento stimato diminuirebbe significativamente. Al contrario, se ci fosse interferenza da onde ancora più brevi non completamente catturate dai loro dati, il movimento effettivo potrebbe essere molto più alto di quanto stimato.

Anche tenendo conto di queste incertezze, sembra che le onde di gravità o le onde di inerzia-gravità con periodi di frequenza intermedia abbiano un importante flusso di quantità di moto se paragonate alle onde di Kelvin e alle onde di gravità-Rossby. Sulla base dell’analisi condotta da Sato e Dunkerton nel 1997, si è scoperto che i flussi di quantità di moto legati alle onde di gravità che si muovono verso est e verso ovest sono quasi equivalenti, anche se quelle che si propagano verso est tendono a prevalere leggermente nelle fasi di corrente verso est. Questa osservazione non va in contrasto con i risultati ottenuti dalle campagne di osservazione di Cadet e Teitelbaum nel 1979 e di Tsuda et al. nel 1994, i quali hanno evidenziato come, rispettivamente nelle fasi di corrente verso est e verso ovest, le onde di gravità che si muovono nella direzione della corrente predominano nelle analisi dei dati di velocità del vento e temperatura.

Le osservazioni confermano che è più probabile rilevare onde con lunghezze d’onda verticali brevi, che corrispondono a frequenze intrinseche minori, quando queste si muovono in direzione concorde con la corrente. Quando due onde hanno lo stesso flusso di quantità di moto ma frequenze intrinseche diverse, quelle con frequenze minori presentano ampiezze maggiori sia in termini di velocità del vento (u) che di temperatura (T).

Le onde di gravità che si muovono verso ovest (o est) con piccole velocità di fase, ossia lunghezze d’onda verticali ridotte, probabilmente non verranno identificate nella fase di corrente verso est (o ovest) perché tali onde incontrano livelli critici o vengono assorbite a quote inferiori. Al contrario, le onde di gravità che si muovono verso ovest (o est) con velocità di fase intrinseche elevate e che trasportano un significativo flusso di quantità di moto possono effettivamente esistere, ma potrebbero non essere rilevate nei dati raccolti dai radiosondaggi perché hanno lunghezze d’onda verticali troppo estese e le loro ampiezze in termini di u e T risultano essere troppo ridotte. Di conseguenza, nelle fasi di corrente verso est (o verso ovest), solo le onde di gravità che si propagano nella stessa direzione della corrente e che hanno velocità di fase intrinseche basse, quindi lunghezze d’onda verticali brevi, risultano essere osservabili.

Bergman e Salby, nel loro studio del 1994, hanno analizzato l’attività delle onde equatoriali che avanzano verso la stratosfera. Questo lavoro si è basato sull’osservazione ad alta risoluzione dei modelli convettivi globali e su alcune ipotesi fondamentali sulla relazione tra le variazioni delle nuvole e le caratteristiche delle onde generate. Hanno mostrato, attraverso la Figura 10, come la distribuzione geografica della componente verticale del flusso di Eliassen-Palm risulti particolarmente intensa per le onde con periodi inferiori ai 2 giorni, rispetto a quelle di periodo più lungo. È interessante notare come la produzione di queste onde a breve periodo sia particolarmente elevata sopra i continenti africano e americano, nonché in un’ampia zona che va dall’Oceano Indiano al Pacifico tropicale occidentale.

Sebbene l’analisi di Bergman e Salby non offra una stima quantitativa precisa dei flussi d’onda effettivi, essa supporta con forza l’idea che le onde di scala intermedia e minore giocano un ruolo significativo nell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). Da questo studio emergono due punti fondamentali: primo, il contributo di queste onde è notevolmente superiore, di circa 2,5 volte, rispetto a quello delle onde equatoriali di scala planetaria; secondo, si evidenzia che la maggior parte dell’attività legata alle onde di scala più ridotta è associata a velocità di fase zonali che si collocano nel range delle velocità dei venti QBO.

L’origine delle onde di inerzia-gravità può essere attribuita alla convezione tropicale profonda, che può avvenire sia attraverso un meccanismo di auto-organizzazione — in cui onde e convezione si sostengono reciprocamente — sia, più semplicemente, come conseguenza di attività irregolari e apparentemente casuali, quando gli elementi convettivi interagiscono con uno strato stratificato più in alto. Il fenomeno dell’auto-organizzazione tra onde e convezione tende a manifestarsi su scale temporali e spaziali più ampie, un’osservazione che trova riscontro in vari studi nel campo.

3.2.3. Onde di Gravità

La convezione profonda rappresenta una sorgente primaria per la generazione di onde di gravità ad alta frequenza nei tropici. Attraverso simulazioni numeriche che tengono conto delle altezze stratosferiche, è stato osservato che queste onde di gravità si manifestano chiaramente al di sopra delle nuvole convettive. Secondo la teoria, esiste una correlazione stretta tra le onde ad alta frequenza nella bassa stratosfera e i sistemi convettivi che le originano, dal momento che la direzione di propagazione dell’energia di queste onde tende a essere prevalentemente verticale.

Queste simulazioni indicano che le onde ad alta frequenza sono capaci di trasportare un significativo flusso di quantità di moto, suggerendo un loro possibile ruolo cruciale nel meccanismo di guida dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO).

Ricerche osservative hanno individuato la presenza di onde di gravità ad alta frequenza e di grande ampiezza nella stratosfera di medie latitudini, posizionate direttamente sopra le zone di convezione troposferica profonda. Nel 1993, Sato ha stimato il flusso di quantità di moto verticale portato da queste onde, riscontrando valori significativamente elevati, molto superiori rispetto ai flussi medi necessari affinché le onde di gravità tropicali rivestano un ruolo importante per la QBO.

Le onde di gravità ad alta frequenza sono state rilevate anche attraverso osservazioni aeree nella parte inferiore della stratosfera. L’aereo ER-2 della NASA, capace di raggiungere altitudini fino a 20 km, ha partecipato a diverse campagne di volo nella stratosfera tropicale. Le misurazioni di venti e temperature effettuate a bordo hanno permesso di individuare le onde di gravità. Studi condotti da Pfister e colleghi hanno identificato onde con brevi lunghezze d’onda orizzontali, legate alla convezione cumuliforme sopra Panama e il nord dell’Australia. Questi ricercatori hanno introdotto il concetto di “topografia convettiva” come meccanismo generatore di tali onde, utilizzando modelli per stimare il possibile flusso di quantità di moto verticale generato e valutare l’effetto di queste onde sul bilancio di momento della QBO.

La Figura 10 è una rappresentazione grafica che illustra la distribuzione geografica del flusso di Eliassen-Palm verticale associato alle onde equatoriali di varia durata. È divisa in tre sezioni, ognuna riferita a onde di periodi diversi: la prima (a) mostra le onde che durano più di 5 giorni, la seconda (b) quelle che durano tra 2 e 5 giorni, e la terza (c) quelle che durano meno di 2 giorni. La mappa è stata elaborata combinando immagini ad alta risoluzione provenienti da sei satelliti, con lo scopo di costruire un modello dettagliato dei modelli convettivi globali.

Nella figura, il valore assoluto del flusso di Eliassen-Palm è stato integrato rispetto alla frequenza, offrendo così una visione della quantità di moto verticale trasportata dalle onde equatoriali nelle varie regioni del globo. Le unità di misura utilizzate nella mappa sono arbitrarie, e gli incrementi tra un contorno e l’altro sono lineari, il che significa che l’intervallo tra le linee è costante e facilita la lettura della distribuzione del flusso.

Da questa analisi grafica emerge che le onde con periodi brevi, inferiori ai 2 giorni, presentano un flusso di Eliassen-Palm molto più significativo rispetto a quelle di durata maggiore. Ciò è particolarmente evidente in certe regioni, come sopra i continenti africano e americano e in una vasta area che va dall’Oceano Indiano al Pacifico tropicale occidentale, suggerendo che queste zone sono particolarmente attive nella generazione di onde di gravità.

Il flusso di Eliassen-Palm è cruciale per comprendere come queste onde possano influenzare i grandi modelli di circolazione atmosferica, inclusa l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). Il trasporto di quantità di moto attraverso queste onde può avere un impatto notevole sui modelli climatici e meteorologici a scala globale. Queste mappe forniscono quindi una risorsa preziosa per gli scienziati che si occupano di studiare le interazioni dinamiche all’interno dell’atmosfera terrestre.

Gli studi hanno rivelato che l’impatto delle onde ad alta frequenza sul clima è minore del previsto, rappresentando meno del 10% del contributo delle onde di scala planetaria. Ciò nonostante, non si esclude che altri meccanismi di forzatura possano giocare un ruolo e che gli effetti delle onde ad alta frequenza possano essere sottostimati in questi calcoli. La certezza di queste stime è messa in dubbio anche dalla mancanza di conoscenza sulla distribuzione geografica e sulla frequenza delle onde di gravità che sono forzate dalla convezione, dato che si basano solo su pochi studi di casi specifici.

Alexander e Pfister hanno utilizzato nel 1995 dati osservativi per calcolare il flusso di quantità di moto sopra aree di convezione profonda a nord dell’Australia, riscontrando un’enfasi sulle onde a periodi più brevi con valori del flusso di quantità di moto eccezionalmente alti sopra le nuvole più elevate e dense. Ulteriori studi hanno correlato questi dati con la temperatura alla sommità delle nuvole, suggerendo una relazione forte tra intensi flussi di quantità di moto e la convezione profonda, con valori simili a quelli osservati in simulazioni bidimensionali di convezione tropicale.

Tuttavia, ricerche più recenti indicano che il flusso di quantità di moto potrebbe essere inferiore in altre regioni. Anche se non abbiamo ancora una mappa chiara della distribuzione geografica e stagionale di questi flussi, gli indizi raccolti suggeriscono un ruolo significativo delle onde di gravità ad alta frequenza nell’influenzare l’Oscillazione Quasi-Biennale.

Le analisi dei radiosondaggi nelle regioni di bassa latitudine hanno evidenziato un ciclo stagionale nelle attività delle onde di gravità che implica la convezione come una fonte cruciale durante il periodo dei monsoni. Anche se inizialmente questi dati si basavano solo su un anno di osservazioni, analisi successive che si sono estese per sei anni hanno confermato il legame con la stagione dei monsoni, influenzato tuttavia dai venti della QBO. È emerso che i periodi con il massimo flusso di quantità di moto coincidono con i venti alisii più intensi, e durante questi periodi le onde tendono a propagarsi principalmente verso est. Calcoli teorici effettuati in parallelo supportano l’idea che le onde di gravità vengano generate ad altitudini elevate, vicine alla tropopausa, e che la direzione della loro propagazione sia influenzata dall’anisotropia osservata, confermando indirettamente il meccanismo della topografia convettiva. In aggiunta, studi effettuati da Karoly e collaboratori hanno notato una correlazione diretta tra l’attività delle onde di inerzia-gravità e la convezione profonda nei dati meteorologici dei tropici.

La Figura 11 ci offre uno sguardo affascinante sulle onde di gravità nella stratosfera sopra una zona di convezione tropicale simulata. La sfumatura dell’immagine mette in risalto le velocità verticali, con un intervallo che va da -1.2 a +1.2 metri al secondo, scelto appositamente per evidenziare le oscillazioni delle onde nella stratosfera. Da notare che nella troposfera, la parte più bassa dell’atmosfera dove si verifica il tempo meteorologico, le velocità verticali raggiungono valori ben più elevati, oltre i 5 metri al secondo.

Le linee più fini attraversano la grafica delineando i contorni della temperatura potenziale a intervalli regolari di 10 Kelvin. Queste linee sottili sono come impronte digitali della struttura termica dell’atmosfera, rivelando come il calore viene trasportato verticalmente. Contrastando con queste linee sottili, le linee spesse tracciano il contorno della nuvola di tempesta, evidenziando visivamente l’intensità e la posizione della convezione all’interno della troposfera.

In questo modo, la figura ci dimostra con chiarezza come i sistemi convettivi, potenti motori di energia e movimento nell’atmosfera, siano in grado di generare onde di gravità che si propagano verso l’alto, dalla troposfera verso la stratosfera. Queste onde non sono solo meri prodotti della convezione; hanno la capacità di trasportare energia e quantità di moto verso l’alto, influenzando la circolazione atmosferica a livelli più elevati e giocando un ruolo potenzialmente importante nei processi climatici globali.

La Figura 12 ci illustra due aspetti interessanti delle onde di gravità stratosferiche basati su osservazioni sopra l’oceano a nord dell’Australia nei mesi di gennaio e febbraio del 1987.

Nel grafico (A), si esplora la relazione tra il flusso di quantità di moto delle onde di gravità e la temperatura alla sommità delle nuvole. Qui, notiamo una correlazione evidente: le nuvole con le sommità più fredde, che generalmente corrispondono a una maggiore altezza e attività convettiva intensa, sono associate a flussi di quantità di moto maggiori. Questo ci dice che le condizioni più vigorose di convezione, che tendono a spingere le nuvole più in alto nell’atmosfera, sono un motore potente per la generazione di onde di gravità capaci di trasportare una significativa quantità di moto verso la stratosfera.

Nel grafico (B) ci spostiamo poi a considerare la distribuzione direzionale di questi flussi di quantità di moto. Le misurazioni sono distribuite lungo le direzioni cardinali est, nord, ovest, sud e ritorno a est, disegnando un cerchio completo. Il grafico mostra che le onde di gravità si propagano con una relativa uniformità in tutte le direzioni, senza una direzione predominante, il che è indicativo della natura omogenea della diffusione di queste onde nell’area studiata.

Questi due grafici, presi insieme, offrono una visione dettagliata di come le onde di gravità sono influenzate dalla convezione sottostante e si propagano attraverso la stratosfera. La comprensione di questi processi è essenziale per la nostra conoscenza dei sistemi atmosferici su scala globale, inclusi gli effetti sulla dinamica del QBO.

3.3. Modelli Numerici del QBO

3.3.1. Modelli Unidimensionali

I modelli unidimensionali, che considerano i venti e le onde come variabili dipendenti esclusivamente dall’altezza, sono stati ampiamente utilizzati per esaminare diversi aspetti del comportamento del QBO che sono rilevanti per l’atmosfera reale. A volte, la semplificazione a una dimensione è giustificata, come nel lavoro di Holton e Lindzen del 1972, che prevede l’integrazione delle equazioni dinamiche in latitudine per derivare formule evolutive del flusso zonale esteso ai tropici. Questo metodo è appropriato per le onde di Kelvin, le quali sono influenzate principalmente dai venti vicino all’equatore e creano un profilo semplice della forza agente sul flusso medio. Altre onde equatoriali, però, sono notevolmente influenzate dalle variazioni di latitudine e generano profili latitudinali più complessi [Andrews e McIntyre, 1976; Boyd, 1978; Dunkerton, 1983a]. Le onde di gravità ad alta frequenza si muovono soprattutto in verticale, e la loro interazione col flusso medio è più facilmente rappresentabile attraverso un modello unidimensionale. Tuttavia, è importante considerare la variabilità latitudinale delle loro fonti, data dalla distribuzione stagionale della convezione tropicale [Allen e Vincent, 1995]. Questi fattori, tra gli altri, limitano l’utilità dei modelli unidimensionali, i quali sono più apprezzati per la loro semplicità che per il loro realismo. Ad esempio, Plumb nel 1977 ha studiato le onde di gravità non rotanti per mostrare alcune proprietà fondamentali del QBO.

I modelli unidimensionali sono stati impiegati per investigare diversi aspetti della forzatura delle onde del QBO, come l’effetto del smorzamento radiativo dipendente dalla scala delle onde [Hamilton, 1981], l’influenza delle onde di Rossby che si propagano lateralmente [Dunkerton, 1983b], l’autoaccelerazione della velocità di fase delle onde e la saturazione delle stesse [Tanaka e Yoshizawa, 1987], il sollevamento della circolazione di Hadley tropicale [Saravanan, 1990], e le variazioni interannuali della forzatura [Geller et al., 1997]. Questi modelli risultano utili anche per interpretare i risultati ottenuti da modelli più complessi bidimensionali o tridimensionali [Dunkerton, 1997].

3.3.2. Modelli Bidimensionali

Numerosi aspetti cruciali del comportamento del QBO possono essere esaminati tramite modelli che rappresentano unicamente le variazioni latitudinali e verticali. Questo approccio si applica chiaramente alle questioni che riguardano la struttura latitudinale, ma si estende anche a questioni più ampie come l’interazione del QBO con il ciclo annuale e il suo impatto sulla distribuzione di traccianti, argomenti che verranno approfonditi nella sezione 5.

Il primo modello dettagliato bidimensionale, che analizzava la struttura latitudinale inclusa la circolazione meridionale media, fu proposto da Plumb e Bell nel 1982. Essi presero in considerazione che i flussi di momento delle onde fossero generati da onde di Kelvin equatoriali e onde di Rossby-gravità. Per determinare la struttura dei venti in qualsiasi momento, calcolarono la disposizione delle onde in funzione di altezza e latitudine, basandosi su calcoli lineari in stato stazionario. Questi flussi di momento e di calore furono poi utilizzati per stimolare le equazioni dinamiche simmetriche longitudinali, integrando un raffreddamento newtoniano per controbilanciare il riscaldamento, con aggiornamenti della struttura delle onde ad ogni intervallo di tempo. Sebbene questo tentativo di simulare il QBO fosse generalmente efficace, esso risultò limitato a situazioni in cui l’ampiezza dell’oscillazione era circa la metà di quella osservata. Successivamente, Dunkerton nel 1985 e Takahashi nel 1987 adottarono metodologie diverse per il calcolo dei flussi di momento delle onde, riuscendo a simulare oscillazioni di ampiezza realistica.

I modelli bidimensionali dimostrarono chiaramente che l’anomalia della circolazione meridionale del QBO comporta un abbassamento all’equatore nelle zone di taglio dei venti occidentali e un sollevamento nelle zone di taglio dei venti orientali. In particolare, nelle zone di taglio occidentali, l’equazione del vento termico suggerisce un picco di temperatura all’equatore, mantenuto contro il raffreddamento termico dal riscaldamento adiabatico dovuto al movimento discendente. Il contrario si verifica nelle zone di taglio orientali. Il modello di queste zone di taglio e circolazioni meridionali è rappresentato schematicamente nella Figura 13.

I modelli menzionati si focalizzarono sulle regioni equatoriali senza incorporare un ciclo stagionale realistico di venti o temperature. Un modello QBO realistico fu ottenuto da Gray e Pyle nel 1989, in un modello completo radiativo-dinamico che integrava un ciclo stagionale accurato, solo intensificando il loro parametro di forza del momento delle onde di un fattore tre volte maggiore di quello giustificabile solo con le onde di Kelvin e Rossby-gravità. Questo incremento di forza, ora considerato effetto delle onde di gravità e inerzia-gravità, si rivelò necessario per permettere ai regimi di vento del QBO di propagarsi verso il basso nonostante l’upwelling climatologico nei tropici.

Mengel et al., nel 1995, hanno ottenuto un’oscillazione molto simile a quella del QBO utilizzando un modello bidimensionale per lo studio dell’atmosfera media. In questo modello, il trasporto del momento angolare degli eddies era attribuito esclusivamente alla parametrizzazione delle onde di gravità proposta da Hines nel 1997. Sebbene il QBO simulato fosse relativamente debole e sensibile alla diffusione verticale, la notevole capacità di questa parametrizzazione di riprodurre la struttura di fase completa delle oscillazioni equatoriali osservate sottolinea l’importanza delle onde di gravità. Queste ultime presentano un’ampia gamma di velocità di fase e aumentano in ampiezza con l’altitudine.

Le simulazioni bidimensionali realizzate da Gray e Pyle nel 1989 hanno dimostrato che l’influenza del QBO si estende a tutte le latitudini. Per esempio, il movimento di ascensione o discesa all’equatore generato dal QBO è bilanciato da una circolazione opposta al di fuori dell’equatore, provocando un’anomalia di temperatura nelle subtropici e medie latitudini di segno contrario a quello osservato all’equatore. Questo fenomeno è stato osservato anche nei lavori di Plumb e Bell del 1982 e di Dunkerton del 1985. È presente, inoltre, una marcata asimmetria tra i due emisferi riguardo al timing e all’ampiezza delle anomalie subtropicali, dovuta all’interazione del QBO con il ciclo stagionale, come mostrato da Gray e Dunkerton nel 1990. Le velocità meridionali indotte dal QBO nell’emisfero invernale, e di conseguenza le velocità verticali nell’emisfero subtropicale invernale, sono notevolmente superiori a quelle dell’emisfero estivo, specialmente al di sopra dei 25 km. Questo è probabilmente dovuto, in parte, ai gradienti asimmetrici del momento angolare subtropicale durante il solstizio.

La circolazione meridionale ha un impatto sui traccianti chimici come l’ozono, generando segnali del QBO molto forti in tali traccianti a tutte le latitudini, con una notevole asimmetria tra i due emisferi. Tuttavia, esiste anche un significativo feedback dell’ozono QBO sulla dinamica del QBO stesso, poiché i cambiamenti nell’ozono hanno implicazioni radiative dirette, in particolare sull’assorbimento della radiazione a onde corte. L’effetto di questo accoppiamento tra le anomalie dell’ozono QBO e i tassi di riscaldamento tende a ridurre il tasso di riscaldamento che altrimenti sarebbe calcolato a partire da una data anomalia di temperatura nella bassa stratosfera. Questo effetto è stato evidenziato in studi come quelli di Hasebe nel 1994, che ha sostenuto l’importanza di considerare questo fenomeno per spiegare la relazione di fase osservata nella bassa stratosfera tra i segnali del QBO in ozono e vento. Nella stratosfera superiore, il riscaldamento dovuto all’ozono intensifica la velocità verticale del QBO.

Plumb e Bell, nel loro lavoro del 1982, hanno indicato che gli effetti avvettivi della circolazione meridionale possono giustificare l’asimmetria osservata nella discesa degli venti orientali e occidentali, senza la necessità di postulare un’asimmetria nelle onde che forniscono i flussi di momento verso est e ovest. L’avvezione verso il basso del momento associata alla zona di taglio occidentale potenzia la discesa dei venti occidentali, mentre l’avvezione verso l’alto del momento nelle zone di taglio orientale rallenta la discesa dei venti orientali. Un ulteriore effetto avvettivo, considerando che le velocità verticali sono maggiori vicino all’equatore, consiste nel restringere latitudinalmente la regione di accelerazione più forte dei venti occidentali e nell’ampliare quella dei venti orientali.

La Figura 13 mostra una rappresentazione semplificata di come l’oscillazione quasi-biennale (QBO) influenza la circolazione dell’aria e le temperature nell’atmosfera equatoriale. Vi sono rappresentate due distinte zone di taglio, in cui il vento cambia direzione con l’altezza.

Nella zona di taglio occidentale (a), l’aria tende a muoversi verso il basso all’equatore, portando con sé una caratteristica di riscaldamento dovuta alla compressione adiabatica, che in termini meteorologici è indicata come un’anomalia “calda”. Questo movimento discendente è in grado di accelerare i venti verso ovest, come evidenziato dai segni più (+) e meno (-) che indicano la direzione dell’accelerazione del vento zonale causata da questa circolazione. I venti occidentali diventano quindi più forti nella parte inferiore della zona di taglio occidentale.

Al contrario, nella zona di taglio orientale (b), l’aria si muove verso l’alto all’equatore, risultando in un raffreddamento adiabatico e generando un’anomalia “fredda”. Questo movimento ascendente rallenta i venti verso ovest e accelera quelli verso est, ancora una volta segnalato dai simboli di accelerazione vicino alle linee di corrente.

In entrambi i pannelli, le isoterme (linee piene) mostrano le variazioni di temperatura, mentre gli isopleth (linee tratteggiate) tracciano la velocità del vento zonale. Le grandi frecce verticali illustrano la direzione predominante del movimento verticale dell’aria – discendente nella parte superiore e ascendente in quella inferiore.

Questo modello schematico aiuta a visualizzare la complessa interazione tra temperatura, circolazione dell’aria e variazioni del vento che si verificano all’interno del fenomeno del QBO. Questo è cruciale per comprendere non solo i cambiamenti atmosferici locali ma anche come questi possono avere effetti su scale più vaste, influenzando il clima e la circolazione atmosferica globale.

Le “zone di taglio”, o più tecnicamente “zone di taglio del vento” (wind shear zones), sono regioni dell’atmosfera dove la velocità del vento cambia significativamente su una piccola distanza, sia in direzione che in velocità. In contesti meteorologici e climatologici come quello del QBO, queste zone sono particolarmente importanti per la loro influenza sulla circolazione atmosferica e sulla dinamica del clima.

Nel contesto specifico del QBO:

  1. Zona di taglio occidentale (Westerly shear zone): è un’area dove il vento zonale (che si muove lungo le latitudini, da ovest verso est o viceversa) cambia velocità con l’altitudine in modo tale che i venti occidentali (da ovest) diventano più forti man mano che ci si sposta verso il basso nella stratosfera.
  2. Zona di taglio orientale (Easterly shear zone): al contrario, è un’area dove i venti orientali (da est) diventano più forti man mano che ci si sposta verso il basso nella stratosfera.

Questi cambiamenti di velocità del vento possono creare turbolenza e influenzare la propagazione delle onde atmosferiche, che a loro volta giocano un ruolo chiave nella distribuzione del calore e del vapore acqueo, e più in generale nella dinamica dell’atmosfera. Nel QBO, il pattern di venti orientali e occidentali e le zone di taglio associati emergono e si alternano con una periodicità di circa 28 mesi, e questo fenomeno è particolarmente evidente nella stratosfera tropicale.

3.3.3. Modelli tridimensionali

Nei modelli a una e due dimensioni precedentemente discussi, le onde che influenzano il processo del QBO devono essere parametrizzate. Al contrario, i modelli tridimensionali consentono di simulare esplicitamente queste onde, evitando così l’uso di assunzioni semplificative necessarie per la parametrizzazione. In particolare, nei modelli meccanicistici, le onde sono generate artificialmente, per esempio attraverso l’applicazione di campi di riscaldamento o perturbazioni al confine inferiore del modello.

Uno degli aspetti più interessanti emersi dall’uso di questi modelli è legato alla forza del momento angolare orientale necessaria per spiegare il QBO equatoriale. È stata messa in discussione la sufficienza delle sole onde di Rossby-gravità a fornire tale forza. In effetti, una simulazione condotta da Takahashi e Boville nel 1992, che ha coinvolto l’applicazione di un’onda di Kelvin e un’onda di Rossby-gravità al limite inferiore, ha riprodotto efficacemente il QBO nella stratosfera inferiore. Tuttavia, le ampiezze di queste onde erano notevolmente superiori rispetto ai valori osservati, suggerendo la necessità di un’ampia gamma di onde per una rappresentazione accurata.

Inoltre, nei modelli di circolazione generale (GCM), le onde sono generate spontaneamente, anche se non sempre i processi di generazione sono completamente realistici. La capacità di un GCM di simulare correttamente il QBO è essenziale, dato il suo significativo impatto sulla variabilità interannuale dell’intera atmosfera media, non soltanto in prossimità dell’equatore. Questo aspetto è cruciale per valutare la realistica rappresentazione dell’atmosfera media in un GCM. Inoltre, dal momento che il QBO è parzialmente indotto da onde generate dalla convezione dei cumuli su diverse scale, la capacità di un modello di riprodurre il QBO può influenzare anche la rappresentazione della circolazione troposferica tropicale simulata.

La figura presentata come “Plate 5” illustra una sezione del tempo e dell’altitudine della velocità media zonale del vento lungo l’equatore, come simulato da Takahashi nel 1999. Il grafico è uno strumento analitico fondamentale nella meteorologia e nella climatologia per osservare le variazioni temporali e verticali di certe caratteristiche atmosferiche.

Orizzontalmente, il grafico estende il suo asse temporale da 0 a 1830 giorni, iniziando dal primo giorno dell’anno, che per il modello utilizzato corrisponde al 1° gennaio, con un anno artificiale della durata di 360 giorni. In altre parole, il modello comprime leggermente il tempo per adattarsi a un ciclo annuale semplificato.

L’asse verticale del grafico mostra l’altitudine espressa in hPa, o ettropascal, un’unità di misura che rappresenta la pressione atmosferica. Più basso è il valore hPa, più elevata è l’altitudine raggiunta. La scala è logaritmica, ciò consente di espandere visivamente la rappresentazione delle quote superiori dell’atmosfera e dei loro cambiamenti.

I contorni, con un intervallo di 6 metri al secondo, delineano i vari livelli di velocità del vento zonale, che è la componente del vento che si muove lungo la direzione est-ovest o viceversa. La velocità del vento è quindi illustrata in metri al secondo.

La colorazione del grafico fornisce un immediato colpo d’occhio sulla direzione del vento: l’ombreggiatura rossa indica i venti occidentali (westerly), ovvero i venti che soffiano da ovest verso est, mentre il blu rappresenta i venti orientali (easterly), quindi i venti che soffiano da est verso ovest.

Attraverso la sequenza di bande colorate, il grafico rivela un pattern di oscillazione, caratteristico del fenomeno conosciuto come Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). Questo fenomeno è un cambio periodico dei venti nella stratosfera equatoriale, che si alterna tra est e ovest circa ogni 28 mesi. L’immagine cattura quindi questa interessante dinamica atmosferica, evidenziando come i venti possano variare considerevolmente in altezza e nel corso di diversi anni modello.

Fino a non molto tempo fa, nessun modello di circolazione generale (GCM) aveva mai riprodotto con successo l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), né aveva simulato oscillazioni analoghe di lunga durata e guidate dalle onde, anche se tali modelli includevano onde di Kelvin e onde di Rossby-gravità con ampiezze considerate realistiche. Questo è il caso, per esempio, del Modello del Clima Comunitario, Versione 2 (CCM2) o di SKYHI. Simulare il QBO si è rivelato essere una sfida impegnativa per un GCM. In questo documento, forniamo una panoramica delle simulazioni di successo e discutiamo le caratteristiche principali che determinano il successo di tali simulazioni.

La prima simulazione del QBO considerata realistica all’interno di un GCM fu realizzata da Takahashi nel 1996. Nel suo studio, si servì del GCM del Centro di Ricerca sul Sistema Climatico e dell’Istituto Nazionale di Studi Ambientali (CCSR/NIES) che vantava una risoluzione orizzontale di T21, corrispondente approssimativamente a una griglia con spaziatura di 600 km o 5 1/8 gradi di latitudine, e una griglia verticale con intervalli di 500 m nella stratosfera. Questa elevata risoluzione verticale permetteva alle onde di piccola scala verticale di propagarsi e interagire con il flusso medio, a differenza di quanto avveniva nei GCM precedenti, che avevano una risoluzione verticale di almeno 2 km nella stratosfera.

Tutti i GCM, per motivi legati alla computazione numerica, implementano una qualche forma di diffusione orizzontale. Nel caso specifico, per ottenere la simulazione del QBO, fu necessario ridurre il coefficiente di diffusione orizzontale di quarto ordine di un ordine di grandezza rispetto al suo valore standard. Con questa modifica, il modello produsse un’oscillazione con caratteristiche simili al QBO e un periodo di un anno e mezzo. Altre simulazioni sono state poi realizzate da Horinouchi e Yoden con un GCM aquaplanet con un periodo di 1,1 anni; da Hamilton et al. con SKYHI con un periodo di un anno; e da Untch per l’ECMWF con un periodo realistico.

La Tavola 5 mostra la simulazione ad oggi più realistica, realizzata da Takahashi nel 1999, con un periodo di 2,3 anni e una risoluzione orizzontale migliorata a T42. Per ottenere questi risultati, fu necessario ridurre il coefficiente di diffusione orizzontale di un fattore quattro rispetto al suo valore standard.

Nonostante vari GCM siano riusciti a simulare il QBO, non esiste un insieme univoco di criteri che garantisca una simulazione di successo. Questo perché le simulazioni realistiche richiedono molto tempo e dipendono dall’interazione delicata di molteplici fattori. Per riprodurre un QBO all’interno di un GCM è necessario disporre di una risoluzione verticale molto elevata nella stratosfera, un coefficiente di diffusione ridotto, una risoluzione orizzontale da moderata ad alta e un modello di convezione che sia in grado di generare un numero sufficiente di onde per guidare il QBO.

La precisione nella definizione dei livelli verticali è cruciale per modellare accuratamente le onde e la loro interazione con il flusso atmosferico prevalente. Per le simulazioni dell’Oscillazione Quasi-Biennale, la distanza tra i livelli verticali della griglia nella stratosfera è stata impostata tra i 500 metri, come nel caso dello studio di Takahashi del 1996, e i 1500 metri, come in quello di Untch del 1998. Interessante notare che una risoluzione orizzontale molto elevata non è sempre indispensabile; infatti, la simulazione di Takahashi si è avvalsa di una risoluzione orizzontale di solo T21. In una simulazione a T63, Untch ha osservato che un QBO si sviluppava ma veniva successivamente interrotto a causa di un trend di lungo periodo a favore dei venti occidentali nella stratosfera superiore. Tuttavia, questo problema è stato risolto in una simulazione a T159, che ha permesso al QBO di persistere. Hamilton e colleghi, nel 1999, hanno determinato la necessità di una risoluzione orizzontale di 28 x 2.48 per le loro simulazioni.

Un altro fattore determinante è rappresentato dalla diffusione orizzontale, che può annullare le strutture meridionali del flusso zonale se non ben calibrata. Per ottenere simulazioni efficaci del QBO, i tempi di diffusione impiegati nei modelli devono superare la durata dell’oscillazione QBO-like simulata, in modo da non ostacolare il suo sviluppo. Inoltre, la diffusione influenza anche le onde che si propagano verso l’alto nella stratosfera. Diminuendo il coefficiente di diffusione, come mostrato da Takahashi, si incrementa la potenza delle onde nella stratosfera, influenzando solo marginalmente la troposfera.

Per simulare fedelmente la dinamica atmosferica, i modelli si affidano a uno spettro ampio di onde, similmente a quanto avviene nella realtà. Takahashi e collaboratori, in un lavoro del 1997, hanno suggerito che la forza responsabile dell’accelerazione delle correnti orientali nel modello QBO derivasse tanto dalle onde di gravità quanto dalle onde di Rossby durante l’inverno dell’emisfero nord, oltre che dalle onde Rossby-gravità, mentre le accelerazioni occidentali erano mosse principalmente dalle onde di Kelvin e di gravità. In contrasto, nel modello successivo del 1999, le onde di gravità risultavano essere la principale forza trainante del QBO.

Horinouchi e Yoden hanno condotto nel 1998 un’analisi minuziosa delle onde, confrontando la distribuzione di frequenza e l’entità del flusso di quantità di moto con le stime osservative fatte da Sato e Dunkerton nel 1997 per Singapore, come descritto nella sezione 3.2 del loro lavoro. Hanno notato in particolare che le onde di Kelvin e le onde Rossby-gravità avevano un impatto relativamente limitato.

La provenienza delle onde nella troposfera, che è principalmente determinata dal rilascio di calore latente durante la convezione dei cumuli, riveste un ruolo cruciale. Sebbene la maggior parte dei modelli di circolazione generale (GCM) riproduca in modo approssimativo la media climatologica delle precipitazioni, garantendo così una similitudine nei componenti a bassa frequenza del riscaldamento latente, è la variabilità transitoria della convezione dei cumuli a essere fondamentale per la generazione delle onde, e questa varia significativamente tra i diversi modelli.

Le simulazioni di successo del QBO hanno fatto tutte affidamento sullo schema di aggiustamento convettivo umido, ad eccezione del modello di Untch del 1998, che ha adottato lo schema di Tiedtke del 1989. Questo metodo di aggiustamento convettivo tende a dare luogo a convezioni cumuliformi intermittenti e concentrate sulla scala della griglia. Anche il modello T21 di Takahashi del 1996 ha prodotto un’oscillazione simile al QBO quando lo schema convettivo è stato sostituito dal metodo prognostico di Arakawa-Schubert, che a sua volta propende a generare raffiche di riscaldamento transitorie e altamente variabili su scala della griglia. Ciononostante, esistono parametrizzazioni dei cumuli che danno origine a un’attività convettiva cumuliforme transitoria ridotta. Per esempio, lo schema di Zhang e McFarlane del 1995, implementato nel CCM3 del National Center for Atmospheric Research, non ha avuto successo nel simulare il QBO e ha portato a un trasporto di quantità di moto verso la stratosfera decisamente debole, nonostante la precipitazione media temporale risultasse realistica.

Un elemento finale che può influenzare la capacità di un modello di circolazione generale (GCM) di simulare l’Oscillazione Quasi-Biennale è l’ascensione d’aria tropicale a causa della circolazione di Brewer-Dobson. È stato osservato che un marcato sollevamento atmosferico rallenta la discesa delle correnti del QBO. Nel modello di Takahashi del 1999, che presentava un periodo realistico, l’ascensione era leggermente meno intensa rispetto a quanto stimato da Mote e colleghi nel 1996. I modelli di Takahashi del 1996 e di Horinouchi e Yoden del 1998, con periodi più corti, avevano invece un’ascensione d’aria nettamente sottostimata. In alcuni casi, un’ascensione eccessivamente intensa potrebbe ostacolare la simulazione del QBO, mentre in altri casi un’ascensione troppo debole potrebbe risultare in un periodo del QBO più breve rispetto a quello osservato.

Il fattore probabilmente più determinante per riprodurre fedelmente il QBO è l’impiego di una risoluzione verticale elevata per delineare le onde di gravità equatoriali. La diffusione orizzontale dovrebbe essere sufficientemente contenuta da non intralciare lo sviluppo dell’oscillazione del flusso medio e da non costituire il principale meccanismo di attenuazione delle onde. Sono inoltre cruciali le caratteristiche transitorie della convezione dei cumuli tropicali, poiché da queste dipende l’innesco delle onde. Nonostante i progressi recenti, è possibile che i modelli che hanno riprodotto il QBO presentino una convezione dei cumuli troppo vivace e, di conseguenza, onde di gravità a scale risolte di ampiezza eccessiva. Per questo motivo, potrebbe rivelarsi necessaria una parametrizzazione delle onde di gravità a scale subgriglia causate dalla convezione, in aggiunta alla forza esercitata dalle onde già risolte, al fine di ottenere un QBO che rifletta lo stesso spettro di onde che lo anima nell’atmosfera terrestre.

4. Effetti Dinamici nella Stratosfera Extratropicale

Ogni collegamento tra la QBO equatoriale e l’atmosfera extratropicale deve essere analizzato considerando il ciclo stagionale e la variabilità della stratosfera extratropicale. A differenza della troposfera, la circolazione zonale media nella stratosfera extratropicale presenta un ciclo stagionale ben più pronunciato, che include una vera e propria inversione dei venti da inverno a estate. Durante l’inverno, la stratosfera ad alte latitudini si raffredda notevolmente, generando un vortice occidentale profondo e robusto. Questi potenti venti occidentali si trasformano in venti orientali con l’incremento del riscaldamento solare durante la primavera e l’estate.

Nei due emisferi, il ciclo stagionale sopra descritto subisce modifiche a causa delle onde di Rossby planetarie, che sono influenzate in parte dai contrasti terra-mare e dalla topografia del suolo. Queste onde si propagano verticalmente e meridionalmente nella stratosfera invernale, ma tendono a scomparire nei venti orientali medi dell’emisfero estivo.

L’emisfero nord presenta contrasti terra-mare più accentuati e catene montuose maggiori rispetto all’emisfero sud, risultando in onde planetarie troposferiche di ampiezza superiore. Di conseguenza, la stratosfera invernale settentrionale è generalmente più turbata dalle onde planetarie rispetto a quella meridionale. Onde di grande ampiezza possono interrompere rapidamente il vortice polare nordico anche in pieno inverno, sostituendo i venti occidentali con quelli orientali alle alte latitudini e provocando un marcato riscaldamento della stratosfera polare. Questi fenomeni sono noti come riscaldamenti stratosferici maggiori. La transizione dai venti occidentali agli orientali in primavera avviene solitamente in corrispondenza di un evento ondoso planetario e viene denominata “riscaldamento finale”. Nell’emisfero nord, il momento del riscaldamento finale varia notevolmente, verificandosi generalmente tra marzo e aprile, mentre nell’emisfero sud avviene tra novembre e dicembre, con minor variabilità interannuale.

Nell’emisfero settentrionale (NH), le ampiezze delle onde planetarie sono talmente grandi che, in alcuni anni ma non in tutti, possono verificarsi riscaldamenti improvvisi a metà inverno. Di conseguenza, la stratosfera settentrionale mostra una sensibilità notevole agli effetti delle onde planetarie che si propagano verticalmente, il che comporta una significativa variabilità interannuale nella potenza del vortice polare. Sembra che questa sensibilità alla propagazione verso l’alto e verso l’equatore delle onde planetarie consenta alla QBO equatoriale di influenzare la stratosfera polare, modulando il flusso dell’attività ondosa o il flusso di Eliassen-Palm, come indicato da studi come quello di Dunkerton e Baldwin del 1991.

Identificare con certezza un segnale QBO extratropicale si è rivelato complicato a causa della limitata durata e portata altimetrica dei dataset disponibili. Nell’NH, i dati fino a 10 hPa sono considerati affidabili a partire dagli anni ’50. Al di sopra di questo livello e nella stratosfera inferiore dell’emisfero sud (SH), la mancanza di misurazioni da radiosonde ha limitato la creazione di dati grigliati affidabili al periodo successivo alla fine degli anni ’70, con l’avvento delle misurazioni della temperatura tramite satellite. La maggior parte degli studi sull’influenza extratropicale della QBO si è concentrata sull’NH, principalmente per la maggiore lunghezza e affidabilità dei record dati.

Una parte delle difficoltà nell’individuare un segnale QBO nell’NH risiede nel fatto che la QBO rappresenta solo una frazione della varianza osservata. Oltre alla variabilità del forcing troposferico, altri fattori come il ciclo solare di 11 anni, le eruzioni vulcaniche e le anomalie della temperatura superficiale del mare, sembrano giocare un ruolo nella variabilità della stratosfera extratropicale.

Holton e Tan, nei loro studi del 1980 e 1982, hanno fornito prove convincenti che la QBO influisce sulla stratosfera settentrionale extratropicale. Utilizzando dati grigliati relativi a 16 inverni dell’NH (1962-1977), hanno creato composizioni delle fasi orientali e occidentali a 50 hPa di geopotenziale, dimostrando che l’altezza del geopotenziale alle alte latitudini è notevolmente inferiore durante la fase occidentale della QBO. Hanno anche osservato una modulazione statisticamente significativa del vento zonale in primavera nell’SH. Ricerche successive come quelle di Labitzke nel 1987 e Labitzke e van Loon nel 1988 hanno evidenziato una forte correlazione con il ciclo solare di 11 anni durante i mesi di gennaio e febbraio, suggerendo che l’influenza solare modifica il segnale durante la fine dell’inverno. I risultati di Naito e Hirota nel 1997 hanno confermato queste osservazioni, mostrando inoltre che un segnale QBO robusto è presente anche durante novembre e dicembre.

4.1. Meccanismo per l’Influenza Extratropicale

Come precedentemente discusso nella sezione 3.1, in un flusso che è puramente simmetrico in senso zonale, si osserva una risposta non locale a una forzatura localizzata del momento. Un possibile meccanismo per un effetto extratropicale della QBO, quindi, potrebbe essere attraverso una tale risposta. Tuttavia, la reazione a una forzatura vicino all’equatore è fortemente confinata alle latitudini tropicali e subtropicali, come notato da Plumb nel 1982, rendendo questo meccanismo inadeguato per spiegare la modulazione osservata della QBO sul vortice polare dell’emisfero nord (NH). Il meccanismo ora considerato più probabile coinvolge le onde planetarie zonalmente asimmetriche. Di solito, la direzione predominante di propagazione dell’attività ondosa per le onde planetarie troposferiche è verso l’alto e verso l’equatore, ma la propagazione verticale è limitata alle onde di maggiori dimensioni spaziali, principalmente le onde 1 e 2, come indicato da Charney e Drazin nel 1961. Nella stratosfera ad alte latitudini, queste onde alterano il vortice dalla simmetria zonale e, se le ampiezze sono sufficientemente elevate, il vortice può essere spostato dal polo o interrotto, causando la sostituzione dei venti occidentali con quelli orientali vicino al polo. Questo fenomeno di ampiezza ondosa elevata è accompagnato dal “frantumarsi” delle onde planetarie, descritto da McIntyre e Palmer nel 1983 e nel 1984, che porta all’erosione del vortice e alla diminuzione dei venti occidentali.

La propagazione verticale e meridionale delle onde planetarie è influenzata dalla struttura in latitudine e altezza del vento medio zonale, che può essere immaginata come una rifrazione delle onde mentre queste emergono dalla troposfera. Le onde quasi stazionarie non riescono a propagarsi in presenza di venti orientali, e la fase della QBO nei tropici e nelle subtropiche modifica l’efficace guida d’onda e la posizione del confine tra i venti zonali medi orientali e occidentali, rappresentando la linea critica per le onde con velocità di fase zero. Se il flusso medio nella stratosfera tropicale è orientato verso ovest, le onde planetarie possono penetrare nei tropici e persino attraversare l’equatore senza incontrare una linea critica. Al contrario, quando il flusso medio è orientato verso est, le onde planetarie incontrano una linea critica sul lato invernale dell’equatore. In tal caso, con venti orientali nei tropici, la guida d’onda efficace per la propagazione delle onde planetarie risulta più ristretta, e di conseguenza, l’attività ondosa alle medie e alte latitudini nell’emisfero invernale tende ad intensificarsi. Onde planetarie più potenti ad alte latitudini inducono una maggiore resistenza al flusso medio, riducendo i venti occidentali e portando così a una stratosfera polare più calda.

4.2. Osservazioni dell’Influenza Extratropicale

L’effetto della QBO sulla robustezza del vortice stratosferico invernale dell’emisfero nord può essere osservato confrontando i compositi dei venti zonali medi extratropicali durante le fasi orientali e occidentali della QBO. La definizione precisa della fase della QBO è cruciale e, generalmente, si utilizza il vento zonale medio equatoriale a un livello specificato. Holton e Tan nel 1980 definirono la fase della QBO utilizzando i venti equatoriali a 50 hPa, anche se altri studiosi hanno preferito i livelli di 45, 40 e 30 hPa per ottimizzare il segnale extratropicale.

Nelle Figure 14–16, la fase della QBO è stata determinata utilizzando le prime due funzioni ortogonali empiriche (EOF) delle variazioni verticali dei venti equatoriali, come documentato da Wallace et al. nel 1993 e da Baldwin e Dunkerton nel 1998. La definizione della QBO è stata adattata per massimizzare il segnale extratropicale sia nell’emisfero nord (NH) che in quello sud (SH). Di conseguenza, la fase della QBO definita si avvicina molto al vento equatoriale a 40 hPa per i compositi dell’NH e a 25 hPa per quelli dell’SH.

La Figura 14 mostra la differenza nei venti zonali medi tra i compositi delle fasi orientali e occidentali della QBO, basandosi sulle analisi del National Centers for Environmental Prediction (NCEP) per il periodo 1978-1996. Questa differenza è stata ottenuta calcolando medie separate dei dati dei venti di gennaio per le due fasi della QBO e successivamente sottraendo queste medie. I venti zonali sono stati calcolati a partire dai campi geopotenziali mediante il metodo del bilancio, come descritto da Robinson nel 1986, Hitchman et al. nel 1987 e Randel nel 1987. Anche se questo metodo è efficace per gli extratropici, non è possibile ottenere misurazioni precise dei venti nei tropici, dove i dati sono stati interpolati tra i 10°N e i 10°S, risultando in una rappresentazione troppo debole della QBO. Nel nord, il segnale è dominato da una modulazione del vortice polare che si estende dalla superficie fino al livello di 1 hPa. Le differenze presentano segni opposti a sud di circa 40°N e si confondono con il ramo superiore della QBO tropicale.

La Figura 14 mostra una rappresentazione grafica che evidenzia come la fase della QBO influisca sulla velocità del vento zonale medio durante il mese di gennaio, in base a un’analisi dei dati raccolti tra il 1964 e il 1996. La fase della QBO è stata definita con precisione tramite un metodo statistico che identifica i modelli dominanti nei dati dei venti equatoriali, noto come tecnica delle funzioni ortogonali empiriche (EOF), e si avvicina molto a quello che si sarebbe ottenuto esaminando i venti a 40 hPa sull’equatore.

In questa mappa, l’asse verticale rappresenta l’altezza nell’atmosfera, espressa in ettropascal (hPa), che diminuisce man mano che si sale verso la stratosfera, mentre l’asse orizzontale indica la latitudine, che va dal polo sud (SP) al polo nord (NP), passando per l’equatore (EQ). Le linee contorno connettono punti con la stessa differenza di velocità del vento, misurata in metri al secondo (m/s). Le aree ombreggiate mostrano dove il vento era più debole durante i periodi di QBO orientale rispetto a quelli di QBO occidentale. In sostanza, questa mappa ci fa vedere che c’è stata una distinta modulazione del vortice polare: tale modulazione si estende dalla superficie fino all’altissimo livello di 1 hPa. Si nota un cambiamento di segno nelle differenze a sud di circa 40°N, che si mescola con il ramo superiore della QBO tropicale. Queste informazioni sono preziose per comprendere meglio come le variazioni dei venti nell’area equatoriale possono avere un impatto su quelli delle regioni più distanti, influenzando quindi il sistema climatico globale.

Le peculiarità osservate nella Figura 14 non si limitano ai livelli medi della stratosfera, dove si definisce la QBO equatoriale. Al contrario, i tratti più significativi si trovano a quote superiori ai 10 hPa. L’analisi di correlazione dei venti zonali medi su scala di latitudine e altitudine suggerisce che le caratteristiche a quote elevate, inclusi quelli vicino ai 30°S nell’emisfero sud, sono il risultato della modulazione della QBO sul ramo della circolazione meridionale media che attraversa l’equatore, passando dalla stagione estiva a quella invernale. È plausibile che questa circolazione sia leggermente influenzata dall’oscillazione di Holton-Tan. Ad esempio, durante la fase occidentale della QBO, le temperature ai poli sono relativamente basse, implicando un flusso trasversale all’equatore più debole e una debole anomalia dei venti occidentali intorno ai 30°S, come mostrato nella Figura 14. La caratteristica osservata vicino ai 30°S può essere intesa non solo come un effetto diretto della QBO, ma anche come un effetto distante del meccanismo ondoso di Holton-Tan, mediato dalla circolazione meridionale generale, come descritto dalla formula (6). Questo comportamento è confermato anche dai modelli numerici, come vedremo nella sezione 4.3 e nella Figura 17.

Diversi ricercatori hanno esaminato la significatività statistica del segnale QBO durante l’inverno nell’emisfero nord, un argomento trattato approfonditamente da Baldwin e O’Sullivan nel 1995. Gli aspetti metodologici di tali analisi, che includono la definizione della QBO, la scelta dei mesi invernali e il livello dei dati utilizzati, sono determinanti per gli esiti dei test statistici. Per esempio, l’effetto della QBO è marcato in dicembre e gennaio, ma si attenua in febbraio. Analizzando i dati del NCEP dal 1964 al 1993 per i mesi di dicembre, gennaio e febbraio e considerando i livelli fino a 10 hPa, è stato dimostrato che l’effetto della QBO (definita in base al vento a 40 hPa a Singapore) è statisticamente significativo al livello dello 0,001%, utilizzando il geopotenziale a 10 hPa, secondo il test di significatività del campo di Barnston e Livezey del 1987. Nei compositi del vento zonale medio, la rilevanza statistica dell’effetto della QBO aumenta con l’altitudine, almeno fino a 10 hPa, e risulta molto più marcata a questa quota rispetto a 30 hPa.

Il motivo di dipolo nell’emisfero nord, mostrato nella Figura 14, non è esclusivo dell’influenza della QBO; rappresenta infatti la modalità predominante di variabilità della stratosfera invernale dell’emisfero nord, come identificato in precedenti studi. Durante l’inverno, si osserva che la QBO stimola il cosiddetto “Modo Annulare del Nord” (NAM), conosciuto anche come Oscillazione Artica. I diversi fattori che compongono la QBO dell’emisfero nord, come il geopotenziale, il vento e la temperatura, tendono a riflettere in che misura la QBO attiva il NAM. Quando il NAM si trova in una delle sue fasi, si presenta con un vortice freddo e robusto, mentre la fase opposta è caratterizzata da un vortice più debole e temperature polari più elevate. Il motivo di dipolo che si osserva nella Figura 14 è molto più marcato nella stratosfera e meno evidente nella troposfera. Il legame con la stratosfera si limita alla stagione invernale, ma il NAM troposferico si manifesta in tutte le stagioni. Gli aspetti legati al NAM nella troposfera e i modelli associati alla QBO verranno discussi più avanti nella sezione 6.2.

La Figura 15 illustra l’evoluzione stagionale a 5 hPa della differenza nel vento zonale dell’emisfero nord. Il segnale extratropicale prende avvio in autunno alle medie latitudini e raggiunge un picco alle alte latitudini in gennaio. Le differenze composite della fine dell’inverno, osservate in febbraio e marzo, sono opposte nel segno e ridotte al di sopra dei 40°N. La netta diminuzione del segnale indica che la QBO influenza la forza del vortice polare invernale del nord fino a metà inverno, ma ha un impatto minimo sulla tempistica del riscaldamento finale. I riscaldamenti stratosferici maggiori sono identificati da un’inversione del vento zonale medio a 10 hPa, 60°N, verso l’orientale, e da temperature polari superiori alla media zonale a 10 hPa, 60°N. L’effetto Holton-Tan suggerisce che i riscaldamenti maggiori dovrebbero verificarsi più frequentemente quando la QBO è in fase orientale. Purtroppo, questo tipo di misurazione non è molto affidabile poiché le definizioni sia della fase della QBO (est/ovest) che del riscaldamento (sì/no) sono arbitrarie.

Sfruttando i dati rielaborati del NCEP dal 1958 al 1999 e adottando una definizione della fase della QBO a quota di 40 hPa, si sono registrati sei eventi di riscaldamento maggiori in fase di venti occidentali e dieci in fase di venti orientali. Tuttavia, se si utilizzano i dati analizzati manualmente di Berlino con una definizione della QBO a 45 hPa e si definiscono i riscaldamenti maggiori in maniera sinottica, si contano dieci riscaldamenti con la QBO occidentale e undici con la QBO orientale, come riferito da K. Labitzke in una comunicazione personale nel 2000. Questa variazione nei risultati mette in luce come il metodo sia estremamente sensibile alla definizione di fase della QBO e ai criteri di riscaldamento. Gli approcci compositi, come quelli utilizzati nelle Figure 14 e 15, risultano essere più affidabili, applicabili a entrambi gli emisferi e capaci di fornire una misura quantitativa dell’effetto Holton-Tan.

Il vortice polare dell’emisfero sud (SH) è molto più stabile, persistente e meno soggetto a distorsioni rispetto al suo omologo dell’emisfero nord (NH). Durante i mesi invernali, è raro che le onde planetarie disturbino il vortice meridionale nella stratosfera inferiore o media. Conformemente a tale osservazione, la QBO sembra non influenzare significativamente la potenza del vortice antartico durante l’inverno. Come evidenziato nella Figura 16, a quota di 5 hPa, la QBO modula la forza dei venti alle medie latitudini nel tardo autunno, in maniera simile a quanto accade nell’NH. Però, a differenza dell’NH, questa modulazione durante l’inverno e all’inizio della primavera si percepisce solamente alle medie latitudini. La stagionalità della modulazione della QBO sulla circolazione extratropicale, riscontrata in entrambi gli emisferi, corrisponde all’ipotesi che le onde planetarie ricoprano un ruolo fondamentale in tale processo. La differenza notevole tra le Figure 15 e 16 sta nel fatto che nell’SH, il maggiore impatto della QBO si verifica verso la fine della primavera (novembre), durante il riscaldamento finale. In ottobre, il vortice dell’SH è tanto intenso quanto quello dell’NH a gennaio. Dato che l’ampiezza delle onde planetarie è molto minore nell’SH, l’effetto della QBO è apprezzabile solo in prossimità della periferia del vortice, fino a quando il vortice stesso non si riduce notevolmente in dimensioni.

4.3. Simulazioni di Modelli dell’Influenza Extratropicale

Formulare un modello quantitativo semplice per il meccanismo del QBO extratropicale si rivela complesso. A titolo di esempio, non è così immediato come il modello di Holton-Lindzen del 1972, che descrive l’interazione del flusso medio equatoriale con onde verticalmente propaganti. Le principali difficoltà includono: (1) la propagazione delle onde planetarie sia in verticale che in direzione meridionale, e (2) gli effetti imprevedibili delle linee critiche sulla propagazione di tali onde. Senza una teoria semplice a disposizione, gli effetti del QBO sulle onde e sulla circolazione media extratropicali sono stati esplorati attraverso approfonditi esperimenti di simulazione numerica utilizzando modelli di varia complessità.

Gli studi condotti da Dameris e Ebel nel 1990 e da Holton e Austin nel 1991 hanno indagato l’impatto del QBO sui riscaldamenti improvvisi attraverso brevi integrazioni di modelli meccanicistici tridimensionali. Questi modelli erano stimolati da perturbazioni idealizzate e in rapida crescita a medie latitudini, impostate al limite inferiore della tropopausa. È emerso che lo sviluppo del flusso stratosferico ad alte latitudini può essere significativamente influenzato dai venti tropicali nella stratosfera inferiore, sebbene l’entità di tale influenza dipenda dalla forza dell’onda imposta.

Holton e Austin hanno rilevato che, in presenza di un’onda di forza debole, il flusso ad alta latitudine rimaneva in gran parte indifferente ai venti tropicali. Tuttavia, con l’aumentare della forza dell’onda, la sensibilità del flusso extratropicale ai venti tropicali cresceva. In un certo intervallo di ampiezza dell’onda, i modelli mostravano un riscaldamento improvviso quando le condizioni iniziali stratosferiche tropicali presentavano venti orientali, ma non quando prevalevano venti occidentali. Incrementando ulteriormente la forza dell’onda, i riscaldamenti improvvisi avvenivano indipendentemente dalla condizione dei venti tropicali, riducendo la sensibilità del flusso extratropicale agli stessi venti tropicali.

La Figura 16 illustra uno studio dei venti zonali a un’altitudine di 5 hPa nell’emisfero sud, esaminando la differenza tra gli anni caratterizzati dal QBO occidentale (westerly) e quelli con il QBO orientale (easterly). Il QBO, ovvero l’Oscillazione quasi biennale, è un fenomeno che si manifesta come un alternarsi della direzione del vento nella stratosfera equatoriale ogni circa due anni.

Nel grafico, l’asse orizzontale rappresenta i mesi dell’anno, indicati con le loro iniziali in lingua inglese, che si estendono da gennaio (J) a dicembre (D). L’asse verticale mostra la latitudine, partendo dall’equatore (EQ) fino a 80° sud. Le linee continue indicano le regioni in cui i venti occidentali durante gli anni di QBO westerly sono stati più forti rispetto agli anni di QBO easterly, evidenziate da numeri positivi all’interno delle linee. Viceversa, le linee tratteggiate indicano dove i venti orientali erano predominanti durante gli anni di QBO easterly, segnalato da numeri negativi.

Queste differenze sono rappresentate in modo visuale, con contorni più spessi o più scuri che suggeriscono una maggiore discrepanza tra i due tipi di QBO. In tal modo, il grafico fornisce una chiara visualizzazione di come il fenomeno QBO possa influenzare i venti a livelli stratosferici superiori, e come questa influenza vari nel corso dell’anno e attraverso diverse latitudini dell’emisfero sud. Questo tipo di informazioni è cruciale per comprendere le dinamiche del clima globale e le interazioni tra i diversi strati dell’atmosfera.

Gli studi che impiegano modelli semplificati si distinguono per la possibilità di manipolare in modo controllato parametri chiave, come l’intensità del forcing delle onde provenienti dalla troposfera. O’Sullivan e Salby nel 1990, così come Chen nel 1996, hanno adottato modelli di elevata risoluzione orizzontale, ma confinati a un unico strato verticale. Questi esperimenti si sono avvalsi di un meccanismo di rilassamento lineare per rappresentare lo stato medio zonale, inteso a simulare l’azione del trasferimento radiativo nel moderare il flusso atmosferico medio, e hanno incluso un forcing ondoso di tipo 1 al confine inferiore delle zone extratropicali durante l’inverno. I risultati evidenziarono che i modelli riuscivano a riprodurre gli effetti del QBO tropicale alle alte latitudini, in linea con le osservazioni reali.

O’Sullivan e Young nel 1992 e O’Sullivan e Dunkerton nel 1994 hanno ulteriormente esplorato l’argomento attraverso l’uso di un modello meccanicistico globale tridimensionale, alimentato da una perturbazione ondosa di tipo 1 specificata al confine inferiore situato a 10 km di altitudine. In questi studi, gli effetti radiativi venivano schematizzati attraverso un rilassamento lineare della temperatura verso uno stato radiativo prestabilito, e le simulazioni comprendevano anche un ciclo stagionale. I test venivano ripetuti variando l’intensità del forcing delle onde extratropicali e partendo da condizioni iniziali tropicali caratteristiche delle fasi QBO orientali e occidentali. Emerse che il flusso nella regione polare dell’emisfero nord restava quasi invariato dal vento tropicale fino a novembre. Tuttavia, nei mesi di dicembre, gennaio e febbraio, si registrava un impatto significativo: il vortice polare stratosferico medio risultava più intensificato quando i venti tropicali erano in fase occidentale. La differenza nella forza del vortice polare stratosferico medio invernale tra le fasi QBO orientali e occidentali mostrava una notevole dipendenza dall’ampiezza del forcing ondoso selezionato. I risultati del modello di O’Sullivan e Dunkerton erano ampiamente coerenti con le osservazioni illustrate nelle Figure 15 e 16.

Nel contesto di un Modello di Circolazione Generale (GCM), la forzatura della stratosfera da parte della troposfera, inclusa la sua variazione interannuale, viene riprodotta in modo coerente all’interno del modello stesso. Hamilton nel 1998 ha utilizzato un GCM in funzione per un arco di tempo continuativo di 48 anni, inserendo un forcing dinamico tropicale che variava nel tempo e che ha generato un’oscillazione quasi biennale (QBO) nel vento zonale equatoriale, caratterizzato da zone di taglio di dimensioni realistiche che scendevano con una velocità verosimile. La Figura 17 presenta una media dei venti zonali di gennaio, combinando 20 anni con venti equatoriali occidentali a 40 hPa e sottraendo i dati relativi a 20 anni con venti orientali alla stessa quota. I risultati indicano una tendenza a un vortice polare più debole durante la fase orientale del QBO. Al di fuori della regione tropicale, le caratteristiche generali della differenza composta mostrata nella Figura 17 sono in buon accordo con quelle del composito di gennaio osservato, che è stato presentato nella Figura 14.

La Figura 18, invece, rappresenta la temperatura composita delle fasi orientali e occidentali a 28 hPa sopra il Polo Nord per ogni mese da ottobre ad aprile, ottenuta dall’integrazione del modello. Gli effetti sistematici del QBO tropicale sulla temperatura della stratosfera nell’emisfero nord sembrano essere limitati principalmente ai mesi da dicembre a marzo. Le differenze di temperatura osservate a metà inverno nella Figura 18 sono nell’ordine dei 4-5°C, valori confrontabili con quelli registrati nelle osservazioni delle differenze tra le fasi orientali e occidentali secondo quanto documentato da Dunkerton e Baldwin nel 1991.

Niwano e Takahashi nel 1998 hanno esplorato la variabilità stratosferica extratropicale utilizzando una versione del modello del Centro Giapponese per la Ricerca sul Sistema Climatico, capace di generare autonomamente un’oscillazione simile al QBO nei tropici con un periodo di circa 1,4 anni. Attraverso l’analisi di un’integrazione di 14 anni, hanno elaborato compositi per i mesi da gennaio a marzo, basati sulle cinque fasi più orientali e le cinque fasi più occidentali del QBO, determinate in base al vento zonale equatoriale medio tra i 7 e i 50 hPa. Dai risultati emerge che, in media, il vortice polare dell’emisfero nord si presentava più debole durante la fase orientale del QBO, con una differenza di circa 15 m/s, nei pressi di 70°N a 1 hPa.

Per riassumere, è stato fatto ricorso a una vasta gamma di modelli per analizzare l’impatto del QBO sulla stratosfera delle regioni extratropicali. Fino ad ora, la maggior parte della ricerca si è focalizzata sull’emisfero nord dal tardo autunno all’inizio della primavera, il periodo che, secondo le osservazioni, è maggiormente influenzato dal QBO. Tutti gli studi pubblicati, utilizzando modelli diversi, concordano nel mostrare che esiste una tendenza, seppur minima, affinché la forza del vortice polare nella stratosfera sia in correlazione positiva con il vento zonale equatoriale intorno ai 40 hPa. Questi esiti confermano dunque la validità dell’effetto Holton-Tan.

Sebbene ogni studio modellistico sia idealizzato in qualche misura, il più completo tra questi, che quindi si presta a un confronto approfondito con i dati osservativi, è quello condotto da Hamilton nel 1998. I risultati ottenuti da questo studio sono in buona sintonia con le osservazioni esistenti, suggerendo che i GCM, anche quando implementano un QBO in maniera artificiale e non attraverso una simulazione esplicita, sono capaci di fornire una rappresentazione attendibile dell’interazione tra la stratosfera delle regioni a basse e alte latitudini, un’interazione che è modulata dalle onde.

La Figura 17 è un’esposizione grafica che ci permette di osservare come il vento zonale medio a gennaio differisca tra gli anni caratterizzati da venti equatoriali occidentali e quelli con venti equatoriali orientali, secondo un modello di circolazione generale (GCM) in esecuzione per 48 anni. Il grafico è strutturato con i livelli di pressione atmosferica, espressi in hPa, disposti verticalmente, e con le latitudini, estese dagli 60 gradi sud fino agli 60 gradi nord, posizionate orizzontalmente, passando per l’equatore.

Le linee che vediamo delineate indicano le differenze tra le fasi dei venti: le linee continue evidenziano le zone dove la fase occidentale è predominante rispetto a quella orientale, mentre le tratteggiate fanno il contrario. Più fitte sono le linee, più significativa è la differenza tra le due fasi del vento.

Attraverso questa figura, possiamo cogliere l’influenza del QBO sulla struttura dei venti nella stratosfera al di fuori della zona equatoriale durante il mese di gennaio. La rappresentazione mostra in maniera evidente un vortice polare che tende ad essere più debole quando il QBO è in fase orientale, un dettaglio non trascurabile per gli studiosi del clima e dell’atmosfera.

La Figura 18 ci offre una rappresentazione grafica delle temperature medie rilevate al Polo Nord a un’altitudine di 28 hPa, messe a confronto per ciascun mese nel periodo che va da ottobre ad aprile. Questi dati provengono da un esperimento di lungo termine, di ben 48 anni, con un Modello di Circolazione Generale (GCM) e sono stati elaborati in base alle fasi del QBO, l’oscillazione quasi biennale del vento equatoriale.

Le temperature sono rappresentate in due serie: la curva tratteggiata mostra la media dei 20 anni durante i quali il vento equatoriale a 40 hPa era prevalentemente orientale, mentre la curva continua rappresenta la media dei 20 anni con venti prevalentemente occidentali. Il grafico evidenzia un ciclo stagionale tipico, con le temperature più fredde registrate a gennaio, in pieno inverno boreale.

Si osserva che, durante i mesi invernali, ci sono temperature più elevate al Polo Nord quando il QBO è in una fase occidentale piuttosto che in una fase orientale. Questo pattern termico suggerisce che la fase del QBO influisce sulle condizioni termiche della stratosfera polare, offrendo spunti significativi per comprendere come le dinamiche tropicali possano avere effetti sul clima delle regioni polari.

4.4. Interazione del QBO con Altri Segnali a Bassa Frequenza

Il segnale del QBO nelle regioni extratropicali può essere identificato attraverso l’analisi statistica di lunghi archivi di dati, ma questo rappresenta solo una porzione dell’ampia variabilità interannuale tipica della stratosfera invernale dell’emisfero nord. A contribuire a tale variabilità vi sono numerosi segnali, che in alcuni casi interagiscono con il QBO, generando una diversificata frequenza di variabilità nei dati osservati.

Baldwin e Tung, nel loro studio del 1994, hanno scoperto che il QBO influisce sul ciclo annuale delle regioni extratropicali, in modo tale che il segno distintivo del QBO nel momento angolare non si manifesta solo con un picco di frequenza spettrale di circa 28 mesi, ma presenta anche due picchi aggiuntivi. Questi corrispondono alla frequenza annuale più o meno la frequenza del QBO.

Tali studi hanno confermato la previsione di uno spettro del QBO caratterizzato da “tre picchi”, come teorizzato da Tung e Yang, che può derivare dall’azione dell’effetto Holton-Tan nel modulare il ciclo annuale. Questi ricercatori hanno esaminato un componente armonico con il periodo del QBO che modula un segnale composto da una media annuale e da un’oscillazione con periodo annuale. Il risultato della combinazione tra il segnale del QBO e il ciclo annuale può essere descritto in termini semplici come l’integrazione di un segnale annuale con uno influenzato dalla frequenza del QBO.

Utilizzando un periodo medio del QBO di 30 mesi, come osservato nel periodo dal 1979 al 1992 e utilizzato da Tung e Yang, emerge che i due termini finali dell’espressione matematica indicano variazioni con periodi di 20 e 8,6 mesi. Questi tre picchi spettrali, ossia di 30, 20 e 8,6 mesi, sono stati individuati negli studi sull’ozono, nel momento angolare, nel flusso di Eliassen-Palm e nella vorticità potenziale isentropica nelle ricerche pubblicate sia da Baldwin e Tung che da Baldwin e Dunkerton.

Ricerche basate su serie storiche delle temperature della stratosfera suggeriscono che all’interno della variabilità a bassa frequenza della stratosfera media e superiore esista un modello biennale con un periodo esatto di 24 mesi. Un segnale così nettamente biennale non può derivare da una forzatura quasi-biennale. È stata avanzata l’ipotesi che tale modello biennale possa diffondersi nell’alta troposfera e raggiungere la stratosfera. Non è però chiaro il motivo per cui un modello biennale presente nella troposfera dovrebbe intensificarsi e diventare così rilevante nella stratosfera polare. Non è stata trovata una spiegazione convincente per questo fenomeno, e si è osservato che l’importanza statistica del picco biennale nello spettro non è particolarmente elevata; è possibile che si tratti semplicemente di un artefatto dovuto all’uso di una serie dati relativamente breve, di 32 anni, che per caso ha presentato variabilità biennale. È stato inoltre notato che il meccanismo Holton-Tan potrebbe causare cambiamenti annuali nel segno delle anomalie polari della vorticità potenziale (PV), che, insieme a fattori casuali, potrebbero giustificare il modello biennale osservato. Se questa interpretazione fosse corretta, allora è molto probabile che il modello biennale non si manterrà nel tempo.

Altri studi hanno preso in considerazione la possibilità che gli effetti remoti dell’El Niño–Southern Oscillation (ENSO) possano influenzare la stratosfera extratropicale. Questa influenza potrebbe confondersi con il segnale del QBO o, quanto meno, risulta complicato distinguere l’uno dall’altro. In uno studio, Wallace e Chang non sono riusciti a separare gli effetti dell’ENSO e del QBO sulla stratosfera tropicale dopo aver analizzato 21 inverni di dati sul geopotenziale a 30 hPa dell’emisfero nord. Anche Van Loon e Labitzke hanno osservato che le fasi del QBO e dell’ENSO tendono spesso a coincidere. Eliminando gli anni caratterizzati da El Niño freddo e caldo e mantenendo solo gli anni con anomalie ENSO deboli, hanno ottenuto risultati simili a quelli di Holton e Tan. Ulteriori studi osservativi e di modellazione hanno mostrato un quadro coerente, in cui l’impatto dell’ENSO sulla struttura media zonale del vortice si limita per lo più alla troposfera. Nella stratosfera inferiore, appare che l’ENSO moduli l’ampiezza delle grandi onde stazionarie.

La variabilità su base decennale, che si sospetta sia collegata al ciclo solare di 11 anni, è chiaramente presente nei registri dati che iniziano dagli anni ’50. Labitzke, già nel 1987, e insieme a van Loon nel 1988, hanno analizzato la circolazione atmosferica tardo-invernale dell’emisfero nord, classificandola secondo il livello di attività solare e la fase del QBO. Hanno scoperto che esiste una relazione significativa con il ciclo solare durante la fine dell’inverno. Anche Naito e Hirota, nel 1997, hanno confermato questa relazione, osservando che l’inizio dell’inverno è caratterizzato da un segnale QBO decisamente marcato.

Un riassunto dei risultati dell’interazione tra il ciclo solare e il QBO è presentato in una serie di grafici che mettono in relazione le altezze medie del geopotenziale a 30 hPa sopra il Polo Nord durante i mesi di gennaio e febbraio con il flusso radio solare a 10,7 cm, un indicatore indiretto del ciclo di attività solare di 11 anni. I dati vengono suddivisi in quattro gruppi in base alla fase del QBO e all’intensità dell’attività solare. Negli anni di bassa attività solare, si tende a osservare un vortice invernale polare disturbato e debole quando il QBO è in fase orientale, e più marcato e stabile quando il QBO è in fase occidentale. Al contrario, in anni di intensa attività solare, le fasi occidentali del QBO corrispondono a inverni più turbolenti, mentre durante le fasi orientali del QBO si registrano vortici polari più intensi e stabili. Pertanto, il QBO si comporta come previsto negli anni di bassa attività solare, ma sembra invertire il suo comportamento durante gli anni di elevata attività solare. Ci sono soltanto due eccezioni a questo schema: gli anni 1989 e 1997.

Non vi è un consenso unanime sul fatto che il ciclo solare di 11 anni causi direttamente la variabilità decennale; tuttavia, le evidenze aumentano a favore dell’impatto significativo del ciclo solare sui venti e le temperature della stratosfera superiore, come dimostrato da vari modelli. Durante il ciclo solare, la variazione della cosiddetta “costante” solare – la quantità totale di energia radiativa ricevuta dall’atmosfera terrestre su tutto lo spettro – è inferiore allo 0,1%. La variabilità nella radiazione ultravioletta, che contribuisce maggiormente al riscaldamento dell’ozono, è inferiore all’1%. Questa variabilità aumenta solo per le lunghezze d’onda inferiori a 200 nm, ma queste possono indirettamente influenzare la chimica dell’ozono e, di conseguenza, le velocità di riscaldamento e la dinamica dell’atmosfera media.

I modelli del ciclo solare precedenti e quelli che hanno esplorato l’interazione tra il ciclo solare e il QBO hanno aperto la strada agli studi di Shindell e collaboratori nel 1999, i quali hanno utilizzato un modello GCM che include la troposfera, la stratosfera e la mesosfera. Questo modello, arricchito dall’interazione con l’ozono e da una dettagliata simulazione dell’irraggiamento ultravioletto, ha evidenziato come i cambiamenti dell’ozono possano amplificare gli effetti delle variazioni dell’irraggiamento solare sul clima. Questi cambiamenti nella circolazione, iniziando dalla stratosfera, si sono diffusi verso il basso fino a raggiungere la troposfera. La ricerca ha osservato che durante il picco dell’attività solare la circolazione di Hadley si intensifica, suggerendo che almeno una parte delle variazioni delle altezze geopotenziali osservate nell’emisfero nord può essere attribuita alla variabilità solare.

Secondo la Figura 15, la modulazione del vento zonale nell’emisfero nord dovuta al QBO si conclude entro febbraio, mentre durante i mesi di gennaio e febbraio si nota una variabilità decennale che sembra sincronizzarsi con il ciclo solare. È possibile che il QBO prevalga all’inizio dell’inverno, mentre l’influenza solare, o una combinazione di entrambi, si faccia sentire nella tarda stagione invernale. Considerata l’assorbimento significativo dell’ozono ultravioletto nella stratosfera superiore e nella mesosfera, un impatto del sole sulla struttura termica di queste parti dell’atmosfera è ritenuto probabile. Questo potrebbe, a sua volta, modificare la potenza della “pompa extratropicale” alimentata dalle onde planetarie. Questa teoria, che coinvolge la propagazione verso il basso delle anomalie stratosferiche mediante la modifica della propagazione delle onde planetarie dal basso, verrà esplorata più avanti nella sezione 6.2.

Salby e Callaghan nel 2000 hanno scoperto che anche i venti occidentali del QBO al di sotto dei 30 hPa cambiano in sincronia con il ciclo solare, così come fanno i venti orientali al di sopra di quella quota. Queste modifiche nella durata dei venti hanno creato un movimento sistematico nelle fasi del QBO durante l’inverno dell’emisfero nord.

Diverse ipotesi sono state avanzate per spiegare la variabilità decennale osservata nella stratosfera, senza necessariamente fare riferimento al ciclo solare. Queste teorie si basano sull’interazione del QBO con altri segnali atmosferici. Teitelbaum e Bauer nel 1990, e Salby e Shea nel 1991, hanno proposto che la variabilità di undici anni, tipica dei mesi invernali, sia in realtà un effetto collaterale del metodo di analisi utilizzato, che classifica i dati annuali in relazione al QBO. Gray e Dunkerton, nel 1990, hanno evidenziato come un ciclo di undici anni possa emergere dall’interazione tra il QBO e il ciclo annuale. Salby e collaboratori nel 1997, così come Baldwin e Dunkerton nel 1998, hanno ipotizzato che una modulazione del QBO tropicale da parte di un segnale biennale extratropicale, ancora non completamente chiarito, possa dar luogo a un ciclo di undici anni. Questi approcci offrirebbero una spiegazione alla variabilità di undici anni indipendente dal ciclo solare, sebbene la correlazione osservata con il ciclo solare rimanga senza una spiegazione convincente.

Nonostante queste incertezze sull’origine della variabilità biennale e decennale, l’influenza diretta del QBO sulla stratosfera extratropicale rimane indiscussa. Il dibattito attuale si focalizza sui segnali solari e biennali, e sulla questione se la variabilità decennale osservata possa manifestarsi anche in assenza di un’influenza solare diretta.

la Figura 19 ci mostra due distinti grafici che mettono in relazione le altezze geopotenziali medie al Polo Nord, misurate a 30 hPa, nei mesi di gennaio e febbraio per un arco temporale che va dal 1958 al 1998. Questi grafici differiscono in base alla fase del QBO tropicale: il primo (a) per gli anni in cui il QBO era in fase orientale, e il secondo (b) per gli anni in cui il QBO era in fase occidentale.

I punti su ciascun grafico corrispondono ai singoli anni considerati, mentre i triangoli segnano quegli anni in cui si sono verificati importanti riscaldamenti stratosferici a metà inverno o alla fine della stagione, durante i mesi indicati. I grafici includono anche la correlazione lineare tra l’altezza geopotenziale e il flusso solare a 10.7 cm, e questa è espressa attraverso i valori riportati negli angoli inferiori di ciascun grafico. Le linee tratteggiate rappresentano l’adattamento lineare dei dati, che ci aiutano a visualizzare la tendenza generale.

Si può osservare una tendenza nelle fasi del QBO che collega un’intensificazione del flusso solare con un aumento delle altezze geopotenziali. È importante notare che gli anni 1989 e 1997 sono stati esclusi dai calcoli statistici in quanto rappresentano delle eccezioni notevoli alla tendenza generale, denominati “outlier” nel contesto scientifico.

5. Effetti del QBO sui Costituenti Chimici

5.1. Contesto

Numerose ricerche hanno evidenziato come il QBO influenzi i costituenti chimici nell’atmosfera. Le prime osservazioni, basate su misurazioni dal suolo dell’ozono atmosferico in due stazioni subtropicali, sono state riportate da Funk e Garnham nel 1962. Questi dati furono successivamente collegati da Ramanathan, nel 1963, all’oscillazione dei venti stratosferici. Angell e Korshover, nel 1964, analizzando i dati storici sull’ozono, identificarono chiari segnali del QBO nei dati raccolti a Shanghai negli anni ’30. Informazioni più dettagliate sulla struttura temporale, latitudinale e verticale del QBO dell’ozono sono state in seguito ottenute principalmente tramite osservazioni satellitari, che offrono una copertura globale e un campionamento più accurato. Nonostante nessun satellite sia stato operativo per l’intera durata delle osservazioni, il modello complessivo e l’evoluzione del QBO dell’ozono, inclusa la sua struttura in altezza, sono stati accuratamente descritti grazie alla sovrapposizione delle misurazioni di più strumenti.

La prima simulazione del QBO dell’ozono è stata eseguita da Reed nel 1964, utilizzando un modello lineare semplificato. Solo nel 1986, però, il QBO è stato studiato attraverso un modello fotochimico completo da Ling e London, che integrarono le variazioni del vento zonale QBO in un modello radiativo-dinamico-fotochimico unidimensionale della stratosfera. Questo approccio è stato esteso in simulazioni bidimensionali da Gray e Pyle nel 1989, per includere la struttura latitudinale e l’interazione con il ciclo annuale, e successivamente in simulazioni tridimensionali da Hess e O’Sullivan nel 1995, che fornirono una rappresentazione migliore del trasporto guidato dalle onde. Studi ulteriori, utilizzando modelli bidimensionali e tridimensionali, hanno approfondito la nostra comprensione dei meccanismi del QBO dell’ozono, dettagliati nelle sezioni successive.

Nel loro modello bidimensionale del QBO, Gray e Chipperfield, nel 1990, osservarono anche variazioni del QBO in molti altri gas traccianti, alcuni dei quali in quantità significative. Questi risultati sono stati confermati dall’analisi di misurazioni di NO2 dall’esperimento Stratospheric Aerosol and Gas Experiment (SAGE) II nel 1991 e, più di recente, da misurazioni di CH4, H2O, HF, HCl e NO effettuate dal Halogen Occultation Experiment (HALOE) tra il 1997 e il 2001. Inoltre, è stata documentata una modulazione del QBO degli aerosol vulcanici nella stratosfera inferiore, confermata da vari studi condotti tra il 1992 e il 1998.

5.2. Ozono: L’Anomalia Equatoriale

La relazione stretta tra le variazioni dell’ozono nella colonna equatoriale e il QBO dei venti zonali è evidenziata nella Figura 20a. Questa figura mostra una serie temporale delle anomalie dell’ozono equatoriale misurate tramite l’ultravioletto solare retrodiffuso (SBUV e SBUV/2), insieme a una serie temporale di riferimento dei venti QBO. L’anomalia osservata varia fino a 610 unità Dobson (DU), circa il 64% del valore totale di base della colonna d’ozono.

Il profilo di riferimento per i venti QBO è stato ottenuto moltiplicando il profilo osservato dei venti stratosferici equatoriali per un profilo di ponderazione, mostrato nella Figura 20b. Quest’ultimo è stato definito empiricamente per ottimizzare la corrispondenza con i dati dell’ozono nella colonna, escludendo i periodi di attività vulcanica. È interessante notare come l’anomalia dell’ozono osservata corrisponda in modo eccellente alla serie dei venti di riferimento.

Le anomalie positive si presentano quando i venti zonali nella stratosfera inferiore sono occidentali, mentre le anomalie negative si verificano con i venti orientali. Le correlazioni più forti con l’ozono nella colonna si osservano quando il profilo di ponderazione è orientato verso i venti a 20-30 hPa, piuttosto che verso i venti di riferimento di 40-50 hPa, che sono normalmente utilizzati per le correlazioni con i venti zonali extratropicali, come evidenziato da Dunkerton e Baldwin nel 1991.

Infine, la Figura 21 mostra chiaramente il periodo variabile del QBO dell’ozono equatoriale attraverso una sezione latitudine-tempo delle anomalie dell’ozono nella colonna. È importante sottolineare che il segnale QBO equatoriale non è sincronizzato con il ciclo annuale e non mostra una stagione prediletta in cui le anomalie cambiano segno o raggiungono la loro massima intensità.

Un meccanismo per spiegare l’anomalia dell’ozono nella colonna equatoriale legata al QBO fu suggerito per la prima volta da Reed nel 1964. Il momento di massimo taglio verticale dei venti occidentali a un certo livello corrisponde alla fase più calda del QBO della temperatura all’equatore. Questa fase, quindi, è caratterizzata dal massimo raffreddamento diabatico, che induce un abbassamento relativo dei pacchetti d’aria attraverso le superfici isentropiche. Questo movimento verticale si verifica in una parte dell’atmosfera dove la concentrazione di ozono aumenta con l’altitudine e dove il tempo di vita dell’ozono varia rapidamente. Sotto i 28 km, la durata chimica dell’ozono è relativamente lunga rispetto ai processi dinamici, e l’ozono può essere considerato un tracciante di lunga durata. Sopra i 28 km, invece, la sua durata chimica si riduce sensibilmente. Il movimento verso il basso dell’aria in questa zona porta ad un incremento dell’ozono totale nella colonna, poiché sopra i 28 km l’ozono viene sostituito rapidamente dalla produzione chimica. Di conseguenza, il picco dell’ozono nella colonna si verifica quando essa si sposta verso il basso nella stratosfera inferiore. Questo accade dopo che il taglio dei venti occidentali si è abbassato fino alla stratosfera più bassa, ovvero vicino al periodo dei massimi venti occidentali tra i 20 e i 30 hPa (come mostrato nella Figura 21). Il contrario si verifica in presenza di un taglio dei venti orientali. Inoltre, la continuità della massa implica la formazione di un flusso di ritorno in questa circolazione nei subtropici, con movimenti ascendenti associati al taglio dei venti occidentali equatoriali e discendenti associati al taglio dei venti orientali equatoriali.

superfici isentropiche

Le superfici isentropiche sono superfici all’interno dell’atmosfera che connettono punti di uguale entropia termica. In termini più semplici, su una superficie isentropica, la temperatura potenziale, che è la temperatura che una particella d’aria raggiungerebbe se fosse compressa o espansa adiabaticamente (senza scambio di calore con l’ambiente) fino a un livello di pressione di riferimento standard, è costante.

Nell’atmosfera terrestre, le superfici isentropiche sono spesso inclinate rispetto al suolo e possono essere utilizzate per tracciare il movimento dell’aria. Ad esempio, in meteorologia, queste superfici sono utili per comprendere e visualizzare le correnti atmosferiche su larga scala, poiché i movimenti d’aria si verificano tipicamente lungo queste superfici. L’aria può muoversi facilmente lungo una superficie isentropica con poca o nessuna forza esterna, poiché non c’è differenza di temperatura potenziale che provocherebbe movimento verticale o richiederebbe lavoro contro la forza di gravità.

I meteorologi e gli scienziati del clima studiano le superfici isentropiche per analizzare i processi atmosferici, come i flussi di massa d’aria, l’instabilità atmosferica, la formazione di fronti e i percorsi dei cicloni. Essendo superfici di uguale entropia termica, sono anche indicativi di mescolamento nell’atmosfera; ad esempio, una regione con molte superfici isentropiche vicine indica un’atmosfera stratificata, mentre una regione con poche superfici isentropiche indica un’atmosfera ben mescolata.

La Figura 20 si divide in due parti principali, (a) e (b), che ci offrono una visione approfondita sull’interazione tra le anomalie dell’ozono equatoriale e i cicli dei venti noti come Quasi-Biennial Oscillation (QBO).

Nel grafico (a), vediamo un tracciato che rappresenta le anomalie dell’ozono misurate tramite tecniche di ultravioletti solari retrodiffusi (SBUV e SBUV/2), raffigurate con una linea continua. Queste misure sono espresse in unità Dobson (DU), che sono un modo di quantificare la quantità di ozono presente. La serie temporale si estende dagli anni 1979 al 1995 e mostra come l’ozono subisca fluttuazioni significative nel tempo, alternando periodi in cui la sua presenza è superiore alla media (anomalie positive) a periodi in cui è inferiore (anomalie negative). La curva tratteggiata, invece, rappresenta il movimento dei venti QBO che è stato calcolato con un metodo particolare: prendendo i venti osservati a Singapore e moltiplicandoli per un ‘profilo di ponderazione’, che vediamo nel grafico (b).

Passando al grafico (b), ci viene presentato il suddetto profilo di ponderazione. Qui, l’asse verticale indica la pressione in millibar (mb), una misura che ci dice quanto in alto ci troviamo nell’atmosfera: valori più bassi corrispondono a quote più elevate. L’asse orizzontale, invece, mostra il peso dato ai venti a diverse altitudini nel calcolare l’impatto sulle anomalie dell’ozono. I punti segnati indicano che i venti più influenti nel determinare le anomalie si trovano tra i 20 e i 30 mb di pressione, una fascia che corrisponde a un livello specifico nella stratosfera.

La relazione tra i due grafici è chiave: le oscillazioni dell’ozono che vediamo in (a) seguono un ciclo di circa due anni, evidenziando la forte connessione con i venti QBO. In sintesi, i picchi e i cali nell’ozono nella parte equatoriale dell’atmosfera sono strettamente legati a questi venti stratosferici, una scoperta che illumina la complessa danza tra dinamica atmosferica e composizione chimica sopra l’equatore terrestre.

Mentre il meccanismo comunemente accettato spiega una consistente parte della variabilità, esistono comunque altri fattori significativi che influenzano l’anomalia nella colonna di ozono. La Figura 22 illustra una rappresentazione di come l’anomalia della densità di ozono QBO, misurata in unità Dobson per chilometro, varia nel tempo e con l’altezza secondo i dati raccolti dal satellite SAGE II. Utilizzando un’analisi di regressione, è stato possibile isolare il pattern variabile del QBO. Attraverso l’osservazione della densità di ozono, è possibile identificare i contributi alle variazioni totali di ozono nella colonna atmosferica, calcolati sommando semplicemente le anomalie di densità in verticale. È il QBO a dominare tali variazioni di ozono sull’equatore, alternando anomalie positive e negative che si muovono verso il basso nel corso del tempo, un fenomeno ben documentato in letteratura.

Sono state individuate due principali zone di intensa variazione dell’ozono: una nella stratosfera inferiore, tra i 20 e i 27 km di altitudine, e l’altra nella stratosfera media, tra i 30 e i 37 km. Le anomalie riscontrate in queste due fasce di altitudine sono leggermente sfasate, con un ritardo di circa un quarto di ciclo l’una rispetto all’altra. Di conseguenza, anche la regione sopra i 28 km contribuisce, seppur in misura ridotta, alla variazione totale della colonna di ozono, influenzando anche il momento di massimo picco di tale anomalia.

Il comportamento dell’ozono QBO nella colonna equatoriale è stato simulato con buoni risultati dai modelli scientifici, in particolare quando i dati dei venti reali sono stati utilizzati per guidare un preciso periodo del QBO dei venti zonali, e quando si è tenuto conto dell’effetto dell’anomalia dell’ozono sul tasso di riscaldamento atmosferico.

Inoltre, è stato dimostrato che l’anomalia dell’ozono QBO al di sopra dei 28 km è regolata dalle variazioni nelle reazioni chimiche che producono e distruggono l’ozono, principalmente a causa delle variazioni dei trasporti del NOy, che rappresenta la somma di tutte le forme reattive di azoto nell’atmosfera. Questa scoperta sottolinea la complessità delle interazioni tra i vari componenti chimici e dinamici dell’atmosfera terrestre.

La Figura 21 ci presenta due grafici distinti che illustrano come variano nel tempo le anomalie dell’ozono nella colonna atmosferica attraverso diverse latitudini. I dati sono tratti dalle misurazioni combinate SBUV-SBUV/2, due sistemi di osservazione dell’ozono.

Nel grafico (a), osserviamo le anomalie totali di ozono. Queste sono state calcolate rimuovendo gli effetti stagionali e le tendenze a lungo termine, fornendo una visione chiara delle fluttuazioni naturali dell’ozono dal 1979 al 1994. Le curve che vediamo svolazzare attraverso il grafico indicano come l’ozono aumenta o diminuisce in un dato momento in diverse latitudini. Il grafico è contrassegnato da un intervallo di contorno di 3 unità Dobson (DU), con le zone di dati affidabili evidenziate e quelle di dati incerti contrassegnate da una trama diagonale. Le linee verticali funzionano come marcatori temporali indicando il mese di gennaio di ogni anno.

Passando al grafico (b), vediamo la componente dell’anomalia dell’ozono che è specificamente attribuita al QBO, estratta attraverso un’analisi di regressione che si adatta alle variazioni stagionali. Ancora una volta, i dati sono stati adeguati per il peso dell’area, moltiplicando i valori per il coseno della latitudine. Questa parte del grafico enfatizza le fluttuazioni periodiche dovute al QBO, che appaiono come zone chiare e scure alternanti, mostrando un andamento di picchi e cali nell’ozono.

Insieme, questi due grafici ci forniscono una mappa temporale delle variazioni dell’ozono, evidenziando il fatto che non si distribuiscono in modo uniforme intorno al globo o durante l’anno, ma seguono piuttosto dei modelli complessi e periodici che variano a seconda della latitudine e del periodo dell’anno. Queste mappe sono fondamentali per gli scienziati che studiano i cambiamenti nella composizione dell’atmosfera e le loro possibili implicazioni climatiche globali.

5.3. Ozono: Latitudini Subtropicali e Alte

La presenza di un segnale del QBO nelle zone subtropicali, che si estende fino alle medie e alte latitudini, emerge con chiarezza osservando la Figura 21. In particolare, si nota un cambiamento di fase di 180 gradi intorno ai 15 gradi in ogni emisfero. L’anomalia che si osserva a latitudini maggiori raggiunge almeno i 60°N, con il picco più consistente situato tra i 30° e i 40° di latitudine. Questo fenomeno si allinea sostanzialmente con l’esistenza di un flusso di ritorno nella circolazione QBO equatoriale che abbiamo già discusso, in cui si alternano movimenti ascendenti (associati a venti occidentali equatoriali) e discendenti (associati a venti orientali) nelle zone subtropicali.

Tuttavia, due aspetti si discostano in modo significativo da quanto ci si aspetterebbe basandosi su un’interpretazione così lineare. Il primo è che la circolazione QBO, teoricamente limitata alle basse latitudini, non può di per sé spiegare il segnale dell’ozono QBO che si estende oltre i 30° di latitudine. Il secondo riguarda il tempismo con cui si verificano le anomalie subtropicali, il quale non rispecchia una simmetria equatoriale. Infatti, i massimi e i minimi di queste anomalie si verificano nei due emisferi con uno sfasamento di circa sei mesi e coincidono con la fine dell’inverno e l’inizio della primavera locali.

Quest’ultimo punto trova conferma nella Figura 23, che mostra un adattamento di regressione tra la quantità di ozono nella colonna registrata dal Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) e i venti a 30 hPa rilevati a Singapore. In media, il picco delle anomalie subtropicali si verifica in marzo nell’emisfero settentrionale e in agosto nell’emisfero meridionale. Tuttavia, la Figura 21b evidenzia che talvolta ci può essere un’anomalia subtropicale che non si manifesta, come è accaduto nel 1981, 1986 e 1991 nell’emisfero settentrionale, e nel 1993 in quello meridionale. Da questo emerge che il ciclo del QBO relativo all’ozono nella colonna varia al crescere delle latitudini, con una relazione di fase tra le anomalie equatoriali e subtropicali che è in costante evoluzione e risulta più complessa di quanto non suggerirebbe una circolazione QBO simmetrica.

L’osservazione che le anomalie subtropicali e di alta latitudine si manifestano prevalentemente alla fine dell’inverno e all’inizio della primavera ci indica che il ciclo annuale potrebbe influenzare il comportamento del QBO dell’ozono. Secondo alcune ricerche, esistono meccanismi che potrebbero spiegare questa sincronizzazione stagionale. Inizialmente si pensava che le anomalie dell’ozono a basse latitudini, una volta generate dalla circolazione QBO classica e simmetrica, potessero essere modificate dal ciclo stagionale. Per esempio, Holton aveva teorizzato che il trasporto dell’anomalia equatoriale da parte dei venti invernali verso i poli potesse giustificare la presenza stagionale delle anomalie, mentre Gray e Dunkerton suggerivano che il movimento verso il basso dell’aria durante l’inverno potrebbe mantenere l’anomalia dell’ozono nelle regioni subtropicali, e che l’inverso potrebbe accadere in estate.

Un’ipotesi alternativa di Hamilton suggeriva che il trasporto stagionale di ozono tramite correnti a vortice verso le zone subtropicali potrebbe subire una modulazione. Tuttavia, studi più recenti hanno mostrato che il QBO stesso potrebbe avere un ruolo nel modulare la circolazione atmosferica generale. In particolare, la circolazione meridionale media sembra essere influenzata in modo significativo dal QBO, specialmente a causa dell’azione combinata dei venti e delle correnti atmosferiche nei tropici e nelle zone subtropicali durante i periodi dei solstizi, quando la distribuzione dei venti è fortemente asimmetrica.

La Figura 22 ci mostra come la densità dell’ozono, alta nell’atmosfera, fluttua nel tempo e cambia con l’altitudine. La misurazione della densità è espressa in Unità Dobson per chilometro, che è un modo per quantificare quanto ozono si trova in una colonna d’aria che si estende verticalmente per un chilometro.

Guardando il grafico da basso verso l’alto, possiamo tracciare un’immagine dell’atmosfera dalla superficie terrestre fino a 50 chilometri nel cielo, mentre da sinistra a destra, viaggiamo nel tempo dagli anni ’85 al ’91. Sul lato destro, il grafico è affiancato da una scala di pressione, che ci aiuta a capire come diminuisce la pressione man mano che saliamo di quota, un altro modo per rappresentare l’altezza.

Le zone ombreggiate che vediamo sul grafico rappresentano i livelli dove c’è più ozono del normale, mentre le zone non ombreggiate mostrano dove ce n’è meno. Notiamo che le anomalie positive e negative sembrano “scendere” nel tempo. Questo pattern ci suggerisce che le variazioni nella densità di ozono non sono statiche ma si muovono attraverso l’atmosfera in modo ritmico e prevedibile, che corrisponde ai cicli quasi biennali del QBO. Queste osservazioni ci permettono di approfondire la nostra comprensione della distribuzione e del movimento dell’ozono nell’alta atmosfera.

La Figura 23 ci offre una panoramica su come l’ozono totale, osservato dal Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS), si correla con i venti a 30 hPa registrati a Singapore nel contesto del Quasi-Biennial Oscillation (QBO). Il grafico si sviluppa su due dimensioni: l’asse orizzontale rappresenta i mesi dell’anno, dalla A di gennaio alla D di dicembre; l’asse verticale indica la latitudine, partendo dal polo nord in alto fino al polo sud in basso.

Le linee tracciate sul grafico mostrano i livelli di ozono, con un’ombreggiatura che distingue le aree dove la relazione tra l’ozono e i venti QBO è statisticamente significativa: qui abbiamo una conferma affidabile che il QBO influisce sui livelli di ozono. Invece, nelle zone non ombreggiate, questa relazione non è statisticamente rilevante. Le aree tratteggiate indicano la notte polare, dove i dati sull’ozono non sono raccolti a causa dell’assenza di luce solare.

Attraverso questo grafico possiamo vedere come il QBO influenzi la distribuzione dell’ozono nell’arco dell’anno e come questa influenza sia modulata stagionalmente, fornendo uno sguardo dettagliato su come alcuni aspetti della dinamica atmosferica variano in funzione della latitudine e del tempo.

Questo comportamento porta a una circolazione QBO nettamente diseguale: durante l’inverno la circolazione dell’emisfero interessato è decisamente più intensa, mentre nell’emisfero estivo si affievolisce. Pertanto, la tipica circolazione QBO simmetrica, inizialmente descritta da Plumb e Bell nel 1982, potrebbe non esistere se non forse nella bassa stratosfera, dove l’effetto dell’avvezione orizzontale è ridotto, e nei periodi di equinozio, quando la circolazione atmosferica generale raggiunge il suo minimo.

L’asimmetria osservata nelle anomalie di ozono alle latitudini subtropicali, dunque, emerge soprattutto a causa di una circolazione QBO originariamente asimmetrica e non tanto per la perturbazione successiva di un pattern di ozono simmetrico preesistente.

Le anomalie mancate nelle regioni subtropicali e alle medie latitudini in certi anni nell’emisfero settentrionale, e in un anno nell’emisfero meridionale, sono probabilmente collegate al sincronismo fra il QBO all’equatore e il ciclo annuale. Perché si formi un’anomalia invernale marcata nelle zone subtropicali, è necessario un netto taglio dei venti verticali all’equatore, che innescano una forte circolazione QBO, e la presenza di una significativa advectione orizzontale di fondo che amplifichi l’effetto della circolazione QBO durante l’inverno. Queste condizioni devono persistere per qualche mese per permettere all’ozono di adeguarsi a questa circolazione indotta. Se queste condizioni non si verificano per un periodo sufficientemente lungo, è improbabile che si formi un’anomalia sostanziale.

Analogamente, se il QBO dei venti equatoriali si mantiene in una certa fase per due inverni consecutivi in un emisfero, allora si verificheranno due anomalie consecutive dello stesso segno in quella zona subtropicale. Questo pattern si è osservato nell’emisfero meridionale negli anni ’83-’84 e ’88-’89. Questa situazione può essere vista come un’interazione complessa e non lineare tra il ciclo annuale e il QBO, che genera una modulazione a lungo termine dell’ampiezza delle anomalie di ozono subtropicali e a medie latitudini, che può estendersi su un periodo di circa 5-13 anni. Ne risulta che, nel periodo considerato per la Figura 23, l’anomalia media nell’emisfero meridionale appare più marcata rispetto a quella dell’emisfero settentrionale. Tuttavia, considerando un intervallo di tempo più ampio, ci si aspetterebbe che le anomalie dei due emisferi siano di dimensioni comparabili.

La Figura 24 del modello di Jones e collaboratori del 1998 ci mostra come il QBO influenzi la distribuzione dell’ozono attraverso una sezione che attraversa latitudini e altitudini, focalizzandosi sul solstizio d’inverno dell’emisfero settentrionale. Qui si evidenzia un massimo dei venti QBO diretti verso est a circa 26 km di altezza, nella regione dei tropici. Sia nei tropici che nelle zone subtropicali, il QBO si manifesta con due picchi principali di ozono: uno nella bassa stratosfera e l’altro nella media stratosfera. Questi due massimi sono sfasati di 180 gradi l’uno dall’altro, proprio come mostrano le osservazioni reali.

Le anomalie simulate corrispondono bene con ciò che si osserva nella realtà: sono pronunciate nell’emisfero invernale e meno marcate in quello estivo. Questa differenza è il risultato diretto di una circolazione atmosferica influenzata dal QBO, che non è simmetrica, come viene anche illustrato nella Figura 24 attraverso la funzione di corrente di massa. La formazione di anomalie di ozono si verifica attraverso l’avvezione, ovvero il trasporto di ozono nelle zone più basse, e, in maniera indiretta, anche tramite l’avvezione di NOy, i composti di azoto reattivi, nelle zone più alte.

Anche se il modello di Jones e collaboratori fornisce un’immagine accurata di quello che succede nei tropici e nelle subtropicali, non riesce a riprodurre l’estensione delle anomalie di ozono verso i poli osservate negli studi, che arrivano a coprire una gamma più ampia di latitudini. Secondo le osservazioni, le anomalie più intense si trovano tra i 10° e i 40° di latitudine, mentre quelle nella stratosfera inferiore arrivano fino a 60°. La dinamica che porta all’allargamento di queste anomalie di ozono verso i poli rimane un mistero, ma si ipotizza che possa coinvolgere un’interazione tra il QBO all’equatore e le grandi onde atmosferiche che si formano in risposta alla rotazione del pianeta e alle sue proprietà fisiche.

Il modo in cui il QBO dei venti all’equatore influisce sulle onde planetarie porta a una circolazione atmosferica più marcata durante gli anni in cui dominano i venti orientali. Questo intensifica il movimento discendente d’aria alle medie latitudini durante l’inverno, causando anomalie più evidenti dell’ozono nella colonna in tali anni rispetto a quelli con venti occidentali, come è stato notato in precedenza.

Inoltre, l’ampliamento delle anomalie dell’ozono verso le medie e alte latitudini nei modelli studiati è attribuito ai movimenti variabili delle masse d’aria, che si adattano alle stagioni e spostano le anomalie subtropicali verso latitudini superiori. Un esempio di questa dinamica è illustrato dalla Figura 25, che mette a confronto le anomalie dell’ozono modellate e quelle effettivamente misurate tra il 1978 e il 1993. A medie latitudini, un insieme di variabili e cicli di retroazione contribuiscono al fenomeno finale del QBO dell’ozono, il quale potrebbe svolgere un ruolo più importante nell’anomalia osservata dell’ozono di quanto non suggerisca una semplice correlazione con il QBO dei venti.

Oltre a questi segnali del QBO nei tropici e a medie latitudini, le analisi indicano che il QBO potrebbe esercitare un’ulteriore influenza sulle regioni polari durante l’inverno. Il QBO dell’ozono polare si allinea approssimativamente con quello a medie latitudini e segue un ritmo stagionale simile, con la massima espressione in primavera. Tuttavia, l’evidenza osservativa di questo fenomeno polare è meno marcata a causa della variabilità annuale elevata nel vortice polare di primavera, il quale è modellato dalle onde planetarie provenienti dalla troposfera.

C’è anche l’ipotesi di un ciclo di retroazione che coinvolge il QBO: questo influenzerebbe le temperature nelle regioni extratropicali, favorendo la formazione di nuvole stratosferiche polari che, a loro volta, interagirebbero con i meccanismi chimici responsabili dell’erosione dell’ozono, come nel caso del buco dell’ozono. Questo ciclo complesso di interazioni mostra come la dinamica atmosferica sia interconnessa e sensibile a fenomeni sia locali che globali.

La Figura 24 ci fornisce un’immagine tratta da un modello bidimensionale che mette in luce le anomalie del QBO nell’ozono durante il mese di gennaio, secondo la ricerca di Jones e colleghi del 1998. Il grafico è un ritratto di come l’ozono varia in relazione alla latitudine, dal polo sud al polo nord, e all’altezza, dall’atmosfera terrestre fino a circa 40 chilometri.

Se guardiamo il grafico, vediamo zone ombreggiate in tonalità diverse. Le aree più chiare mostrano dove l’ozono è più abbondante del normale, mentre le aree più scure indicano dove ne troviamo meno. Il fatto che i contorni a zero non siano presenti ci aiuta a concentrarci sulle anomalie significative: non vediamo la “linea di base”, ma solo le deviazioni da essa.

Le linee solide che percorrono il grafico rappresentano la funzione di corrente di massa, che è un po’ come una mappa del flusso d’aria attraverso queste altitudini e latitudini. Da queste linee possiamo capire come l’aria si muove: dove la funzione è positiva, abbiamo un movimento d’aria che potrebbe contribuire a trasportare ozono o altri elementi chimici attraverso l’atmosfera.

In sostanza, questa figura ci sta dando uno spaccato di come l’ozono si distribuisce in condizioni particolari legate al QBO e ci dà indizi su come questi movimenti d’aria possano influenzare la quantità e la posizione dell’ozono intorno al nostro pianeta in un dato momento.

La Figura 25 ci illustra quanto bene il modello atmosferico di Kinnersley e Tung del 1998 si allinea con le misurazioni reali dell’ozono dalla colonna atmosferica rilevate dal TOMS, dopo aver eliminato eventuali tendenze di lungo termine. Questa correlazione ci viene mostrata per ogni mese dell’anno, da gennaio a dicembre, e attraverso tutte le latitudini, dal polo nord al polo sud.

Il grafico è una sorta di mappa di confronto: le zone più scure indicano dove il modello si abbina particolarmente bene con i dati reali, suggerendo che in quei punti e in quei periodi l’ozono modellato riflette accuratamente quello osservato. Dove l’ombreggiatura è più chiara, la corrispondenza è meno forte, mentre le zone senza ombreggiatura rappresentano aree di correlazione debole o negativa.

Le linee nel grafico, che cambiano di 0.1 ad ogni intervallo, ci aiutano a seguire questi livelli di correlazione attraverso l’anno e su diverse latitudini, offrendo una visione dinamica di come il modello si comporta rispetto alle variazioni stagionali e geografiche del reale strato di ozono nel nostro pianeta.

5.4. Anomalie del QBO in altri gas traccianti

Il QBO ha effetti su diversi gas traccianti nell’atmosfera, tra cui il metano, il vapore acqueo e l’aerosol prodotto da eruzioni vulcaniche, oltre a sostanze più reattive e meno persistenti come il NO2 e il N2O5. Le distribuzioni degli aerosol dopo grandi eruzioni vulcaniche nelle vicinanze dell’equatore mettono in luce i diversi modelli di circolazione legati alle fasi del QBO. Questo è evidenziato nella Figura 26, tratta da uno studio di Trepte e Hitchman. Durante la fase discendente di venti occidentali, osserviamo una caratteristica forma a “doppio picco” dell’aerosol, con concentrazioni massime nelle regioni subtropicali e una minima all’equatore, in uno strato tra i 20 e i 50 hPa. Al contrario, nella fase discendente orientale, si nota un unico picco proprio all’equatore. Le frecce evidenziano la direzione generale della circolazione indotta dal QBO. La distribuzione quasi simmetrica degli aerosol, a differenza dell’asimmetria emisferica precedentemente discussa, potrebbe derivare dal periodo di osservazione vicino all’equinozio, quando il movimento trasversale all’equatore è minimo, e dal fatto che questi aerosol si trovano nella parte bassa della stratosfera equatoriale, dove l’influenza della circolazione media asimmetrica è meno marcata.

La Figura 27 mostra come varia il vapore acqueo all’equatore anno dopo anno, secondo le misurazioni di HALOE. Le anomalie del QBO nel vapore acqueo si elevano lentamente col tempo, seguendo il ritmo generale di sollevamento dell’atmosfera, al contrario dell’anomalia dell’ozono che invece scende. Fuori dalle regioni più basse e medie della stratosfera equatoriale, le variazioni di vapore acqueo si comportano in modo simile al metano, ma in maniera inversa.

La Figura 26 ci dà uno sguardo diretto su come il QBO possa modellare la dispersione degli aerosol nell’atmosfera in due diversi momenti, ciascuno caratterizzato da una fase distinta del ciclo.

Nel primo grafico, (a), osserviamo la fase di venti occidentali, con dati raccolti a metà novembre del 1984. Qui, le linee di contorno rivelano una particolare configurazione: la presenza di due massimi di concentrazione di aerosol sopra le regioni subtropicali e una zona di concentrazione minore proprio sull’equatore, tra i 20 e i 50 hPa di pressione. Le frecce marcate ci mostrano il percorso previsto della circolazione atmosferica, enfatizzando il movimento dell’aria che contribuisce a formare questa struttura a “doppio picco”.

Nel secondo grafico, (b), guardiamo alla fase di venti orientali, focalizzandoci sui dati dell’inizio di ottobre del 1988. Il cambio di fase porta a una distinta differenza: invece di due picchi, si evidenzia un unico massimo concentrico all’equatore. Le linee di contorno, più strette tra loro, suggeriscono una concentrazione più uniforme degli aerosol in questa fase.

In entrambi i casi, i contorni delineano chiaramente come la disposizione degli aerosol varia non solo con l’altezza ma anche attraverso le latitudini, sottolineando l’influenza che i cicli naturali come il QBO hanno sulla distribuzione di particolato nell’atmosfera, un fattore che può avere effetti significativi sul clima e sull’ambiente terrestre.

Nelle parti più alte della stratosfera, tra i 35 e i 45 km di altitudine, le variazioni dei livelli di metano (CH4) e vapore acqueo (H2O) tendono a seguire da vicino le fluttuazioni dei venti QBO attorno ai 30 km. Interessantemente, c’è una sorta di bilanciamento tra CH4 e H2O in questa zona, con il risultato che le variazioni totali di questi gas sono ridotte. Questo fenomeno conferma che il vapore acqueo viene prodotto dalla reazione chimica di ossidazione del metano e suggerisce che le anomalie rilevate in questa parte della stratosfera sono probabilmente legate a cambiamenti nei modelli di trasporto atmosferico.

Si nota un particolare divario tra le anomalie di CH4 e H2O nella stratosfera media tropicale, con evidenti variazioni di H2O su un intervallo di altitudine che va da circa 25 a 35 km, mentre per il CH4 non si registrano variazioni significative. Questi modelli, concentrati attorno all’equatore, correlano strettamente con il vento zonale QBO nei pressi dei 20 hPa. Una spiegazione proposta per questo segnale di H2O tropicale è che i cambiamenti di temperatura dovuti al QBO potrebbero influenzare la temperatura della tropopausa tropicale e quindi la quantità di vapore acqueo che passa nella stratosfera inferiore. Tuttavia, le anomalie di H2O osservate da HALOE non mostrano una forte continuità tra i livelli dei 100 e dei 30 hPa, e neppure i livelli più bassi presentano un chiaro andamento legato al QBO. Il meccanismo esatto dietro il segnale QBO di H2O nella media stratosfera resta da definire con precisione.

Oltre a ciò, le misurazioni di gas a lunga persistenza atmosferica evidenziano il notevole impatto del QBO anche alle medie latitudini. Ad esempio, le distribuzioni di CH4 osservate nel gennaio e nell’aprile del 1993, durante una fase di venti occidentali, e del 1994, durante una fase di venti orientali, mostrano differenze marcate tra i due anni.

La Figura 27 ci offre una rappresentazione dettagliata di come la concentrazione di vapore acqueo sull’equatore sia variata anno dopo anno, dagli inizi degli anni ’90 alla fine del decennio. Attraverso questa serie di misurazioni verticali nel tempo, possiamo osservare tendenze e anomalie nell’abbondanza di vapore acqueo stratosferico, che è fondamentale per la nostra comprensione dei processi atmosferici.

La verticale del grafico mostra come queste variazioni si distribuiscono tra i 20 e i 50 chilometri di altitudine. Guardando in orizzontale, attraversiamo il tempo, da un capo all’altro degli anni ’90. Sul bordo destro, abbiamo una scala di pressione che decresce con l’aumento dell’altitudine, aggiungendo un ulteriore livello di dettaglio su quanto in alto nell’atmosfera si verificano questi cambiamenti.

Le linee curve che si snodano attraverso il grafico rappresentano le diverse concentrazioni di vapore acqueo, con un intervallo di precisione fino a 0.1 ppmv. L’assenza del contorno zero focalizza l’attenzione sulle fluttuazioni significative rispetto ai valori medi, sottolineando così le deviazioni dalla norma.

Senza indicazioni di ombreggiatura specifiche nel grafico a disposizione, non possiamo distinguere direttamente le anomalie positive da quelle negative, ma il disegno complessivo ci mostra chiaramente pattern di variazione che potrebbero rivelare dinamiche importanti relative al vapore acqueo stratosferico in quegli anni. Queste informazioni sono essenziali per gli scienziati che cercano di decifrare i complessi meccanismi del clima della Terra e la dinamica dell’atmosfera superiore.

Nel gennaio 1994, le linee che indicano le concentrazioni degli aerosol formano un chiaro modello a gradini tra i tropici e le medie latitudini dell’emisfero settentrionale, una configurazione che differisce notevolmente da quella osservata nel gennaio 1993. Questo pattern particolare è confermato anche dai dati di altri strumenti di misura come il Microwave Limb Sounder (MLS) e il Cryogenic Limb Array Etalon Spectrometer (CLAES). Studi successivi hanno confermato che questa forte differenza nelle anomalie del QBO tra gli emisferi nel 1994 è in sintonia con il modello di circolazione QBO asimmetrico precedentemente discusso.

Guardando all’aprile 1993, vediamo una caratteristica doppia cresta nei livelli più elevati dell’atmosfera, che si spiega attraverso il movimento verticale causato dalla circolazione legata all’oscillazione semestrale (SAO) nei venti. Le misurazioni mostrano che l’intensità di questa caratteristica varia in base al QBO, essendo più evidente nei periodi di venti occidentali e quasi impercettibile in quelli di venti orientali. Questo fenomeno è sorprendente, perché durante la fase di venti orientali ci aspetteremmo una maggiore propagazione verticale delle onde e dunque un’intensificazione della SAO. Tuttavia, le simulazioni indicano che in questa fase il vento occidentale della SAO scende più velocemente, non lasciando il tempo necessario affinché le concentrazioni di traccianti si adattino a questa variazione.

Nelle mappe di distribuzione del metano di gennaio, si distingue un segnale particolare del QBO nella forma delle isolinee nelle zone subtropicali, intorno ai 30 hPa. Nel 1993, queste linee si inclinano dolcemente dalla regione equatoriale verso le medie latitudini, ma nel 1994 assumono una forma quasi verticale. Questo cambio non è altrettanto marcato nelle distribuzioni degli aerosol, forse a causa delle distribuzioni atipiche di sostanze traccianti subito dopo eruzioni vulcaniche, ma diventa più rilevante quando si osservano dati aggregati di aerosol.

Sorge il dubbio se queste caratteristiche siano il risultato di movimenti atmosferici portati dalla circolazione del QBO o dall’effetto del QBO sulla diffusione di onde atmosferiche che influenzano la nitidezza dei confini tra diverse masse d’aria. Studi precedenti avevano ipotizzato che i processi di mescolamento lungo superfici di uguale potenziale termodinamico potrebbero essere influenzati dal QBO, e ci sono indicazioni di questo fenomeno in alcune misurazioni satellitari.

Al contrario, altri studi basati su analisi dei venti e tecniche di advezione non hanno trovato una chiara correlazione con il QBO, che potrebbe essere dovuto a carenze nei dati dei venti per quelle regioni. Gray e Russell, tuttavia, hanno osservato che l’aspetto più marcato del segnale del QBO si trova proprio nella pendenza delle isolinee piuttosto che nei gradienti lungo le superfici di uguale potenziale termodinamico, suggerendo che i movimenti di masse d’aria guidati dal QBO giocano un ruolo importante nella formazione di queste caratteristiche.

Questa conclusione trova sostegno nei modelli che utilizzano il trasporto per avvezione per riprodurre alcuni aspetti di questo rilevante cambio di pendenza, fornendo una rappresentazione coerente con quanto osservato.

Il plate 6 ci presenta due interessanti visualizzazioni dei venti zonali nella stratosfera e mesosfera tropicale, catturati dal High Resolution Doppler Imager (HRDI) nel corso di sei anni.

Nella parte superiore, abbiamo una rappresentazione colorata che ci mostra come i venti si alternano e cambiano dalla bassa stratosfera fino alla mesosfera inferiore. Le zone verdi e blu segnalano venti orientali, mentre le tonalità dal rosso al giallo indicano venti occidentali. Nella mesosfera, da 60 a 80 km sopra la superficie terrestre, si evidenzia l’oscillazione semestrale (SAO), un fenomeno che vede i venti cambiare direzione due volte l’anno.

Nel grafico inferiore, dopo aver rimosso l’influenza della SAO e dell’oscillazione annuale dal pannello superiore, emerge più chiaramente come il QBO estenda la sua influenza fino alla mesosfera, arrivando a 80 km di altitudine. Qui notiamo che i cambiamenti dei venti in questa regione si allineano con i cambiamenti dei venti QBO intorno ai 30 km di altitudine. Si crede che questa connessione tra mesosfera e stratosfera sia dovuta all’effetto delle onde di gravità che si muovono verso l’alto, illustrate dalle frecce sinuose.

Queste immagini, che derivano da materiale UARS e sono state adattate da M. Burrage e D. Ortland, ci danno una finestra sulla dinamica complessa dell’alta atmosfera e su come fenomeni come il QBO possano avere ripercussioni su strati atmosferici notevolmente distanti dalla superficie della Terra.

La Figura 28 ci offre una panoramica su come si distribuisce il metano (CH4) attraverso differenti strati dell’atmosfera in momenti chiave dell’anno, nei mesi di gennaio e aprile per due anni consecutivi, 1993 e 1994, utilizzando i dati raccolti dallo strumento HALOE.

Nel gennaio 1993 (a) e nell’aprile dello stesso anno (b), le linee di contorno, che segnano i livelli di metano ogni 0.1 parti per miliardo, ci mostrano una variazione graduale che si estende dalla superficie terrestre fino a 50 km di altezza, permettendoci di osservare come la concentrazione di questo importante gas serra cambi dalla zona equatoriale verso i poli.

Passando al gennaio 1994 (c) e all’aprile 1994 (d), possiamo confrontare queste stesse distribuzioni e notare le differenze stagionali o le variazioni dovute alle dinamiche atmosferiche di quel periodo specifico. Queste mappe ci aiutano a visualizzare in che modo il metano sia stratificato nell’alta atmosfera e come questa stratificazione varia nel tempo, offrendo spunti preziosi per comprendere meglio i processi atmosferici legati alle variazioni climatiche e alla chimica dell’atmosfera.

Le anomalie legate al QBO nel diossido di azoto (NO2), come registrato dalle misurazioni di HALOE, offrono uno spaccato interessante. Questi modelli di variazione nel NO2 sono simili a quelli nel monossido di azoto (NO) e rivelano i cambiamenti nella presenza di composti azotati (NOy) nella stratosfera dovuti all’azione del QBO. Queste anomalie sono il risultato di come il movimento verticale dell’aria influisce sul gradiente verticale di concentrazione di NOy.

Sotto i 5 hPa, il segnale del QBO nel NO2 è più marcato rispetto al NO, influenzato dalle variazioni di temperatura causate dal QBO che modificano il rapporto tra NO e NO2 attraverso una specifica reazione chimica. La causa di un segnale così forte del QBO nel NO al di sopra dei 5 hPa non è ancora stata chiarita, ma si pensa sia legata all’importanza predominante del NO all’interno del gruppo dei composti NOy a quelle altitudini.

Anche le variazioni di cloruro di idrogeno (HCl), non mostrate qui ma osservate da HALOE, seguono un andamento simile a quello del NO e del NO2. Uno studio di modellizzazione ha rilevato che le anomalie del QBO nei composti di azoto e cloro inorganici (NOy e Cly) erano simili e create dal movimento verticale di questi gas nella stratosfera inferiore e media. Nella stratosfera superiore, dove il gradiente di Cly è meno pronunciato, anche le anomalie del QBO nell’HCl si attenuano, suggerendo che questo meccanismo di trasporto verticale sia una spiegazione plausibile.

La Figura 29 ci mostra come variano le concentrazioni di NO2 nell’alta atmosfera nel corso del tempo, riflettendo gli effetti del ciclo QBO. L’analisi si estende per gli anni dal 1992 al 1999 e si concentra su una fascia equatoriale che va dai 10 gradi di latitudine sud ai 10 gradi nord.

Sull’asse verticale del grafico, l’altezza viene misurata in chilometri e si può notare come le variazioni di concentrazione di NO2 si estendano fin oltre i 20 km di altitudine. Guardando orizzontalmente, attraversiamo gli anni, evidenziando i cambiamenti stagionali e annuali. Il lato destro ci dà una corrispondenza con la pressione atmosferica, che ci aiuta a capire l’altezza in termini più meteorologici.

Le linee che vediamo disegnate nel grafico rappresentano concentrazioni crescenti di NO2, escludendo la linea dello zero per focalizzare l’attenzione su dove ci sono deviazioni significative dalla norma. Le anomalie qui rappresentate sono il risultato di un’analisi di regressione, un modo per cercare di comprendere le fluttuazioni nel contesto più ampio dei dati raccolti da HALOE durante gli osservazioni al tramonto.

Attraverso questa immagine possiamo tracciare e prevedere i pattern legati al QBO nelle concentrazioni di NO2, un componente chiave nella chimica della nostra atmosfera. La ripetizione di certi modelli nel corso degli anni ci può dire molto su come si comportano questi gas traccianti e come reagiscono a dinamiche atmosferiche più grandi.

6. Il QBO oltre la Stratosfera

6.1. Il QBO Mesosferico

Da decenni, i venti equatoriali vengono misurati fino a una trentina di chilometri di altezza con radiosondaggi, e fino a circa sessanta chilometri con i rocketsonde, ma solo fino alla bassa mesosfera. A partire dal 1991, con il lancio dell’High Resolution Doppler Imager (HRDI) a bordo del satellite UARS, siamo stati in grado di estendere queste osservazioni fino a 115 km di altezza. Dai dati HRDI è emerso un fenomeno QBO nella mesosfera superiore, il MQBO. Le immagini nella Targa 6 confermano la presenza del QBO fino a 40 km di altitudine e dell’oscillazione semestrale (SAO) più in alto, tra i 55 e gli 85 km.

Togliendo l’influenza dei cicli annuale e semestrale, diventa chiaro come il MQBO influenzi la mesosfera fino a 85 km. Questo accoppiamento tra stratosfera e mesosfera sembra essere causato da onde di gravità che si propagano verso l’alto. Questa interazione è stata confermata anche dalle osservazioni radar su Christmas Island. Inoltre, si è visto che il MQBO si estende fino ai 30° di latitudine, con una fase opposta rispetto al QBO stratosferico.

Non abbiamo però abbastanza dati per stabilire un legame certo tra il MQBO e il QBO della stratosfera. Alcuni ricercatori hanno suggerito che la fase orientale della SAO mesosferica diventa più intensa quando nella stratosfera si registrano forti venti occidentali. Questo modello è stato osservato sia nei dati satellitari che radar negli anni ’90, ma ci sono state eccezioni, come mostrato nei dati radar dei primi anni ’90. I venti occidentali nella mesosfera non sembrano subire variazioni importanti di anno in anno e non mostrano una correlazione diretta con il QBO.

La possibilità di un legame con il QBO guadagna forza grazie a prove derivanti da modelli e studi teorici. Mayr e colleghi nel 1997 hanno usato un modello bidimensionale per riprodurre le oscillazioni osservate nella stratosfera e mesosfera equatoriale, causate da onde di gravità che si muovono verso l’alto. Secondo il loro modello, il QBO non si limita alla stratosfera ma si estende fino alla mesosfera superiore, in maniera coerente con i dati raccolti dal satellite HRDI e dalle osservazioni radar a Christmas Island. Teoricamente, questo fenomeno sarebbe il risultato di un filtro selettivo che agisce sulle onde di gravità man mano che queste interagiscono con i venti sottostanti nella stratosfera, e di una rottura di queste onde a quote più elevate, nella mesosfera superiore, che contribuisce alla creazione della SAO in questa regione.

Per quanto riguarda l’ampiezza delle oscillazioni del vento zonale all’equatore, a seconda dell’altitudine, la Figura 30 le riassume così: il ciclo annuale mostra una variazione piuttosto modesta nella stratosfera, con una velocità intorno ai 5 metri al secondo. Il QBO stratosferico si evidenzia tra i 16 e i 40 km, raggiungendo il suo apice con velocità vicine ai 20 metri al secondo intorno ai 25 km di altitudine, mentre nella troposfera la sua presenza è praticamente impercettibile. Non viene fornita una misura precisa dell’ampiezza del QBO tra i 40 e i 70 km a causa delle incertezze sul riconoscere con certezza quale porzione di variabilità sia effettivamente attribuibile al QBO.

6.2. L’impatto del QBO sulla Troposfera Fuori dai Tropici

Abbiamo scoperto che il QBO, influenzando come le onde planetarie si muovono verso l’alto, ha un effetto notevole sulla circolazione atmosferica nelle regioni extra-tropicali durante l’inverno. Questo effetto è più marcato nell’emisfero nord, dove le onde sono più ampie e la circolazione stratosferica viene interrotta da significativi eventi di riscaldamento. È stato osservato che la modulazione del vento causata dal QBO si estende sotto la tropopausa.

Studi hanno evidenziato una correlazione robusta tra i venti zonali nei pressi della tropopausa e lo spostamento dei vortici ai poli. Holton e Tan, nella loro analisi iniziale, hanno rilevato differenze nei dati di pressione a livello del suolo tra le due fasi del QBO. Una ricerca aggiornata ha confermato questi risultati, mostrando come il QBO modifichi la forza del vortice polare e provochi anomalie di segno opposto nelle latitudini basse e medie.

La ricerca attuale supporta sempre più l’idea che le anomalie nella stratosfera possano effettivamente modellare la troposfera. Che si tratti dell’effetto del QBO o di qualsiasi altra variazione circolatoria stratosferica—come quelle causate da attività solare, eruzioni vulcaniche o altre—queste anomalie sembrano avere un impatto. Un modello GCM ha dimostrato che cambiamenti nella struttura dei venti zonali ad alte latitudini nella stratosfera possono influenzare il flusso di vento e la struttura delle onde planetarie fino alla superficie terrestre.

È stato inoltre spiegato che venti forti nella bassa stratosfera a latitudini elevate possono limitare il movimento verticale delle onde verso la stratosfera polare. Viceversa, venti più deboli permettono a queste onde di muoversi più liberamente verso l’alto. Questo fenomeno è risultato essere strettamente collegato alla formazione di onde planetarie nella troposfera che si propagano in verticale.

Nel 1990, Kodera e colleghi hanno dimostrato, usando dati sia osservativi che modelli di circolazione generale (GCM), che le anomalie nella parte alta della stratosfera delle medie latitudini di dicembre tendono a spostarsi verso il basso e verso i poli, arrivando alla troposfera circa due mesi più tardi. Questi fenomeni sono legati alla modifica del vento zonale medio, che influenza come le onde planetarie si propagano. Le anomalie nella stratosfera alterano il modo in cui queste onde si muovono ai livelli inferiori, influenzando la loro convergenza e, di conseguenza, il flusso zonale medio. Col tempo, l’impatto di queste anomalie si traduce in uno spostamento verso il basso e verso i poli.

Un altro modo per approfondire questa dinamica di collegamento verso il basso con la troposfera è attraverso l’analisi delle “modalità di variabilità”, ovvero schemi che emergono regolarmente e rappresentano una porzione significativa della varianza atmosferica. Un esempio è la variazione tipica del vento zonale invernale nell’emisfero nord, che segue un modello a dipolo. Questo modello accoppiato tra la stratosfera e la troposfera invernale è stato analizzato da Nigam nel 1990 attraverso l’uso di funzioni ortogonali empiriche rotazionali, evidenziando una modalità predominante che appare come un dipolo profondo con un nodo tra i 40° e i 45° nord.

Baldwin e altri nel 1994 hanno proseguito questa esplorazione, studiando come il geopotenziale nella media troposfera sia legato alla stratosfera. Utilizzando tecniche di decomposizione a valore singolare, hanno identificato che la modalità principale presenta una marcata caratteristica a dipolo nel vento zonale medio, estendendosi dalla superficie fino a oltre i 10 hPa. Questo modello a dipolo rappresenta una porzione rilevante della varianza nel vento zonale ed è stato confermato attraverso diverse metodologie analitiche.

La Figura 30 ci offre una mappa dettagliata delle ampiezze di varie oscillazioni atmosferiche all’equatore, dalla stratosfera fino alla mesosfera. In questo grafico, le diverse curve rappresentano l’intensità di ogni componente atmosferica, misurata in metri al secondo, e come questa intensità varia in funzione dell’altitudine.

Il MQBO, osservato dal satellite UARS/HRDI, mostra un aumento dell’ampiezza con l’altitudine, culminando in un picco imponente nella mesosfera alta, per poi diminuire. La MSAO, basata su osservazioni con razzi, presenta due picchi distinti, uno nella mesosfera media e uno più in alto, riflettendo l’oscillazione che avviene due volte all’anno. La SSAO si manifesta con un unico picco nella stratosfera, indicando anche essa un’oscillazione semestrale, ma a un livello più basso. Il SQBO ci mostra l’andamento del QBO nella stratosfera, con un massimo chiaro a circa 25 km di altezza. Infine, il componente annuale descrive le variazioni che seguono un ciclo annuale, evidenziando come l’ampiezza del vento cambia drasticamente con l’altitudine.

Queste oscillazioni sono cruciali per comprendere la circolazione atmosferica equatoriale e come diversi strati dell’atmosfera interagiscono tra loro, influenzando condizioni meteorologiche e climatiche globali.

Il modo principale in cui cambia l’atmosfera al di fuori dei tropici del nord è caratterizzato da una struttura profonda e simmetrica, chiamata “annulare” o NAM (Modalità Annulare Nordica), secondo quanto rilevato da Thompson e Wallace nel 2000. Questo modello, che mostra un andamento a dipolo nel vento zonale medio, si associa a una disposizione ondulata di anomalie nel geopotenziale nella troposfera, che da terra appare simile all’Oscillazione Nord Atlantica, sebbene sia più simmetrica rispetto alla longitudine.

Thompson e Wallace hanno identificato nel 1998 che questo andamento corrisponde al fattore principale di variazione, o EOF, della pressione al livello del mare nei mesi invernali. Tale modalità è conosciuta a tutti i livelli come NAM e, a livello del suolo, è anche definita Oscillazione Artica. Questo modello è molto simile a quello che osserviamo quando il QBO lascia la sua impronta, il che fa pensare che il QBO possa avere un ruolo nella modulazione del NAM.

Man mano che la ricerca procede, si conferma che le varie modalità di variabilità del clima nell’emisfero nord altro non sono che leggere variazioni del NAM. Il NAM è una modalità predominante e affidabile di variazione climatica, e se il QBO ha l’effetto di modulare il NAM nella stratosfera, è ragionevole aspettarsi che possa manifestarsi anche un segno tangibile di questa influenza sulla superficie della Terra.

Il NAM, una modalità importante nella variabilità climatica del nostro pianeta, ha un forte legame con i repentini riscaldamenti della stratosfera. Ogni significativo riscaldamento stratosferico si fa notare attraverso un cambiamento evidente nella potenza del NAM stratosferico. Questo senso di interconnessione ha senso, visto che sia il NAM sia il fenomeno del riscaldamento hanno a che fare con la robustezza del vortice polare stratosferico.

Man mano che la forza di questo vortice varia, osserviamo una risposta corrispondente nel NAM proprio qui sulla superficie terrestre. Baldwin e Dunkerton hanno studiato a fondo questa dinamica e hanno scoperto che i cambiamenti ampi e duraturi nella potenza del vortice polare stratosferico si propagano verso il basso, raggiungendo la superficie del nostro pianeta. Il processo di discesa, partendo da una quota di 10 hPa, richiede mediamente circa tre settimane.

È stata anche indagata la relazione tra il QBO e il NAM. Hanno trovato che questa relazione è più intensa a dicembre nella media stratosfera e si affievolisce con il procedere dell’inverno. Il QBO emerge quindi come uno dei vari elementi che incidono sul NAM, influenzando la forza del vortice polare fin dalla mesosfera bassa e arrivando fino a noi, sulla superficie terrestre.

La Figura 31 ci presenta uno studio che illustra l’influenza del QBO sui modelli di pressione atmosferica vicino alla superficie della Terra. Questo grafico a contorno distingue le differenze di altezza geopotenziale a 1000 hPa, che è un livello vicino al suolo, tra i periodi quando il QBO è in una fase di venti occidentali e quando è in una fase di venti orientali. Le linee più dense mostrano zone dove la differenza di pressione è più marcata, suggerendo che il QBO può avere un effetto diretto sui modelli meteorologici che sperimentiamo, come la distribuzione di alte e basse pressioni che influenzano il clima.

Le linee di contorno creano una mappa di alti e bassi: le zone circondate da linee chiuse e concentriche sono le cime e le valli del paesaggio meteorologico. Le “colline” indicano dove la pressione è più alta durante i venti occidentali rispetto ai venti orientali del QBO, e viceversa per le “valli”. Questa mappa è stata creata usando dati medi mensili per i mesi invernali dal 1964 al 1996, offrendoci uno sguardo approfondito su come dinamiche atmosferiche alte possano influenzare il tempo che viviamo a livello del suolo.

6.3. L’Influenza del QBO sulla Troposfera dei Tropici

Sebbene il QBO sia più intenso proprio sull’equatore, non sembra influenzare molto la troposfera tropicale sottostante. Due aspetti sono fondamentali da ricordare in questo contesto: primo, le variazioni di vento e temperatura associate al QBO non si estendono significativamente sotto la tropopausa, e l’effetto del QBO su questa zona è relativamente minore rispetto ai cambiamenti annuali. Secondo, la troposfera tropicale ha il suo proprio ciclo quasi-biennale, che sembra non avere legami con il QBO della stratosfera. Questo ciclo troposferico è meno regolare, varia in longitudine e si muove lentamente verso est, con la maggiore attività osservata vicino all’Indonesia.

Nonostante alcune ricerche abbiano ipotizzato una coerenza tra i cicli troposferici e quelli stratosferici, analisi più dettagliate hanno suggerito che le due oscillazioni sono indipendenti. Per esempio, analizzando la variazione dei venti filtrata per evidenziare cicli biennali, emergono due pattern distinti nell’Oceano Pacifico e Atlantico, che non mostrano una correlazione forte con il QBO stratosferico. L’oscillazione troposferica ha un ritmo troppo veloce sull’Atlantico e troppo lento sul Pacifico. Basandosi su un periodo di osservazione più lungo, alcuni studiosi sono arrivati a considerare i QBO stratosferici e troposferici come fenomeni separati e non collegati.

Per quanto riguarda la correlazione diretta, non c’è una relazione di fase consistente tra i QBO della troposfera e della stratosfera negli studi che coprono vari decenni. Date le differenze significative nelle loro forme e comportamenti, è difficile stabilire un collegamento chiaro e diretto tra i due.

Potrebbe esistere una relazione complessa tra il QBO e altri fenomeni atmosferici, difficile da catturare tramite analisi lineari. Per esempio, è stato osservato che gli eventi di ENSO possono accelerare il movimento discendente dei venti occidentali del QBO, una dinamica che, benché coerente dal punto di vista fisico, non si traduce in una diretta correlazione lineare. Analogamente, il QBO stratosferico potrebbe influenzare la troposfera sottostante in maniere complesse o solo in particolari circostanze.

Un collegamento interessante tra il QBO e la troposfera tropicale si nota osservando l’attività degli uragani nell’Atlantico: i dati mostrano che gli uragani si verificano più frequentemente quando il QBO si trova in una fase occidentale o in transizione verso l’occidentale. Questa tendenza è inserita nelle previsioni stagionali per l’attività uragana da parte del team di W. Gray della Colorado State University.

Per quanto riguarda i tifoni nel Pacifico occidentale, la situazione è meno chiara, e la relazione tra il QBO e la formazione di tifoni non è ben definita come per gli uragani atlantici, dato che i processi di formazione degli uragani variano tra le due regioni.

Nonostante le osservazioni, manca ancora una spiegazione definitiva dell’effetto del QBO sugli uragani. Alcune ricerche hanno evidenziato l’impatto dei venti stratosferici sui processi convettivi legati a tempeste violente e sulla stabilità atmosferica, ma queste osservazioni derivano da analisi che si basano su esperienze piuttosto che su relazioni causali certe.

Altri effetti del QBO nella troposfera sono stati collegati addirittura alla lunghezza del giorno sulla Terra e ai cambiamenti nel moto polare, indicando un legame tra il momento angolare del QBO stratosferico e la rotazione terrestre. In Africa occidentale, sono stati associati regimi di precipitazione diversi al QBO, e ci sono state correlazioni, sebbene non perfette, con l’attività convettiva in aree di convezione intensa.

Anche i segnali più deboli, come la variabilità biennale nell’oscillazione semidiurna della pressione superficiale, indicano l’influenza sottile del QBO. Tutte queste evidenze, pubblicate e non, sottolineano la necessità di ulteriori studi e confermano l’importanza di rappresentare accuratamente il QBO nei modelli climatici della troposfera tropicale.

7. Conclusioni

Più di trent’anni fa, Reed riflettendo sul QBO, allora una novità, suggeriva che poteva trattarsi di un capriccio meteorologico destinato a essere presto dimenticato oppure di un fenomeno che avrebbe rivelato un’importanza inaspettata, sia per le sue caratteristiche uniche sia per l’impatto su altri campi di ricerca.

Dopo decenni di studio, è chiaro che il QBO è molto di più di una semplice curiosità meteorologica. Questa rassegna ha messo in luce il ruolo significativo del QBO, non solo per la sua interessante dinamica fluida, ma anche per le implicazioni nella chimica dell’atmosfera globale e le questioni climatiche.

Il QBO è una prova straordinaria di come le interazioni tra onde e correnti medie siano cruciali nella dinamica dei fluidi di un’atmosfera stratificata e rotante. McIntyre aveva ragione a sottolineare l’unicità di un’atmosfera così, dove le onde non solo si muovono ma trasportano anche quantità di moto. Senza questo scambio di momento, il QBO non potrebbe esistere. E in questo contesto, il QBO dimostra come le onde possano modellare e modificare il flusso atmosferico, creando un ritmo completamente diverso dal loro.

Le osservazioni mostrano che il QBO è una costante nella stratosfera equatoriale, presente da almeno un secolo, secondo le ricerche basate sui segnali delle maree solari registrate presso stazioni equatoriali. Il QBO non è solo un fenomeno passeggero ma un elemento permanente e fondamentale nella nostra comprensione della Terra e dell’atmosfera.

La resilienza del QBO suggerisce che fenomeni simili potrebbero esistere anche su altri pianeti con atmosfere stratificate in rotazione e zone di convezione all’equatore. Effettivamente, è stata documentata un’oscillazione simile, l’oscillazione quasi-quadriennale (QQO), nell’atmosfera equatoriale di Giove. Questa presenta una scala meridionale circa la metà di quella del QBO terrestre, una discrepanza che si allinea con le previsioni teoriche se si assume una scala verticale di forzamento di 12 km, invece dei 4 km tipici del QBO terrestre. È stata persino avanzata l’ipotesi che un’oscillazione simile possa verificarsi all’interno del Sole.

L’idea che il QBO possa avere implicazioni significative oltre la meteorologia, come ipotizzato originariamente nel 1967, si è rivelata corretta. La sua influenza sulle variazioni climatiche interannuali nelle regioni extratropicali è oggi un importante campo di studio. Comprendere e prevedere le variazioni e le tendenze dell’ozono atmosferico necessita di tenere in considerazione gli impatti diretti e indiretti del QBO sull’ozono, come discusso nella sezione dedicata alle interazioni atmosferiche.

I modelli che studiano la variabilità climatica interannuale e la chimica stratosferica globale dovrebbero quindi incorporare gli effetti del QBO, sia direttamente sia tramite opportune parametrizzazioni.

Simulare il QBO rappresenta ancora una sfida significativa per i modelli di circolazione generale, che sono impiegati per prevedere le tendenze e le variazioni climatiche legate all’impatto umano sulle concentrazioni dei gas serra. Nonostante questo, come discusso nella sezione 3.3.2, molti di questi modelli non riescono a riprodurre un QBO realistico in modo spontaneo, a differenza dell’atmosfera terrestre che non mostra difficoltà simili. Questo potrebbe far pensare che i modelli siano ancora molto distanti dalla realtà effettiva. Tuttavia, è più preciso affermare che il QBO richiede che i modelli numerici soddisfino criteri molto stringenti, come un metodo computazionale accurato, alta risoluzione spaziale e bassa diffusione. È inoltre fondamentale una parametrizzazione accurata dei flussi di quantità di moto su scala inferiore alla griglia.

Da ciò deriva che le onde di gravità, originate dalla convezione equatoriale, sono cruciali per il funzionamento del QBO. Questo implica la necessità di migliorare la modellazione dei sistemi convettivi a mesoscala e delle onde tropicali di grande scala, nei quali tali sistemi sono inseriti. Solo con queste migliorie, i modelli di circolazione generale potranno riprodurre regolarmente le complesse interazioni tra onde e flusso medio che caratterizzano il QBO all’equatore.

GLOSSARIO

  • Piano beta: Un’approssimazione del parametro di Coriolis dove f è definito come f0 + by, con beta costante. Si presume che il parametro di Coriolis vari linearmente in direzione nord-sud.
  • Limite di Boussinesq: Una semplificazione in cui si considera la densità costante tranne che nel termine di galleggiabilità dell’equazione del momento verticale, dove interagisce con la gravità.
  • Parametro di Coriolis (f): Definito come 2V sin f, dove V è la velocità di rotazione della Terra e f indica la latitudine.
  • Livello o linea critica: Il punto in cui la velocità di fase di un’onda, che si propaga su un flusso di fondo, eguaglia la velocità del flusso stesso. In queste aree, le onde tendono a dissiparsi o frantumarsi.
  • Da est (Easterly): Indica un movimento o provenienza da est.
  • Verso est (Eastward): Direzione verso est.
  • Flusso di Eliassen-Palm (EP): Misura la propagazione dell’attività ondulatoria sul piano di latitudine e altezza. La convergenza di questo flusso indica la forza esercitata dalle onde verso ovest (o est) sul flusso medio zonale.
  • Onde di gravità: Oscillazioni di alta frequenza e piccola scala orizzontale, che emergono in un fluido stabilmente stratificato quando le masse d’aria sono spostate verticalmente.
  • Onde di inerzia-gravità: Onde di gravità a bassa frequenza significativamente influenzate dalla forza di Coriolis.
  • Onde di Kelvin: Sull’equatore, si tratta di onde che si propagano verso est con componenti meridionali trascurabili e una struttura gaussiana latitudinale in termini di velocità zonale, geopotenziale e temperatura, simmetriche rispetto all’equatore.
  • Altezza di log-pressione: Una coordinata verticale proporzionale al logaritmo della pressione, che corrisponde approssimativamente all’altezza fisica.
  • Piano Meridionale: Rappresenta il piano latitudine-altezza. La circolazione meridionale media è calcolata come la media zonale in questo piano.
  • Fase del QBO: Determinata dai venti equatoriali, definita come est o ovest a seconda della direzione del vento a un livello specifico, tipicamente tra 50 e 25 hPa.
  • Onde di Scala Planetaria: Disturbi atmosferici tropicali o extratropicali con un basso numero di onda zonale (1–3), come le onde Kelvin equatoriali o le onde di Rossby nella stratosfera invernale.
  • Onde Planetarie e la loro Rottura: Le onde planetarie sono onde di Rossby su scala molto grande. Durante l’inverno, il vortice polare crea forti gradienti di vorticità potenziale che, quando disturbati dalle onde di Rossby di grande ampiezza, causano una “rottura delle onde”, conosciuta come la “zona surf” stratosferica. Questo processo porta a un mescolamento intensivo e a lunghe estensioni di vorticità potenziale.
  • Onde di Rossby: Onde generate dai gradienti latitudinali di vorticità potenziale, fondamentali per la dinamica atmosferica.
  • Onde di Rossby-Gravità: Onde che si propagano verso ovest, con una distribuzione gaussiana della velocità meridionale simmetrica attorno all’equatore, e vento zonale, temperatura e geopotenziale antisimmetrici.
  • Oscillazione Semestrale: Oscillazione con un periodo di circa sei mesi.
  • Zona Surf: Area dove avviene la rottura delle onde planetarie.
  • Waveguide: Un percorso preferenziale in cui le onde si propagano e sono confinate da barriere riflettenti o punti di inversione. È simile alla propagazione della luce in un mezzo con indice di rifrazione variabile, dove le onde di Rossby planetarie si propagano verticalmente se si muovono verso ovest rispetto al flusso medio.
  • Westerly: Indica un vento che soffia da ovest.
  • Westward: Direzione verso ovest.
  • Zonale: Relativo alla longitudine. Il vento zonale è considerato positivo se proviene da ovest.

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