L’Oscillazione Quasi-Biennale, comunemente indicata con l’acronimo QBO, rappresenta uno dei fenomeni più regolari, riconoscibili e dinamicamente affascinanti dell’atmosfera terrestre. La grande rassegna di Baldwin et al. pubblicata nel 2001 su Reviews of Geophysics costituisce ancora oggi uno dei riferimenti fondamentali per comprenderne la struttura, i meccanismi dinamici e le numerose conseguenze sulla circolazione atmosferica globale. La QBO domina infatti una parte consistente della variabilità interannuale della stratosfera equatoriale, approssimativamente tra 16 e 50 km di quota, manifestandosi attraverso l’alternanza di regimi di venti zonali occidentali e orientali che si formano nella media e alta stratosfera e progressivamente discendono verso la tropopausa tropicale. Il ciclo non possiede una periodicità rigidamente biennale: la sua durata media è vicina ai 28 mesi, ma può variare considerevolmente da un ciclo all’altro. Proprio questa combinazione tra elevata regolarità e variabilità interannuale rende la QBO un fenomeno particolarmente importante sia per la dinamica fondamentale dell’atmosfera sia per la prevedibilità stagionale e interannuale del sistema climatico.
Dal punto di vista fisico, la caratteristica più sorprendente della QBO consiste nel fatto che un’oscillazione atmosferica di durata superiore ai due anni viene mantenuta da onde aventi scale temporali enormemente più brevi. Non esiste quindi un semplice “oscillatore” atmosferico con un periodo intrinseco di 28 mesi. La QBO emerge dall’interazione non lineare tra onde atmosferiche che si propagano verticalmente dalla troposfera e il vento medio stratosferico attraverso cui esse transitano. Questo concetto rappresentò una delle più importanti conquiste della meteorologia dinamica del XX secolo. I lavori teorici di Holton e Lindzen mostrarono come onde generate principalmente nella troposfera tropicale potessero trasportare quantità di moto verso l’alto e trasferirla al flusso medio quando venivano dissipate o assorbite nella stratosfera. Tale deposito di momento accelera localmente la corrente zonale e contribuisce alla formazione dei regimi alternati di vento occidentale e orientale.
Le onde coinvolte non appartengono a una singola categoria. La QBO riceve contributi dalle onde di Kelvin equatoriali, dalle onde miste Rossby-gravità, dalle onde inerzia-gravità e da un ampio spettro di onde di gravità caratterizzate da scale spaziali e temporali differenti. Questa diversità è essenziale perché i diversi tipi di onda trasportano quantità di moto con segni differenti. Determinate onde favoriscono accelerazioni occidentali, mentre altre favoriscono accelerazioni orientali. Il vento stratosferico esistente agisce inoltre come un filtro selettivo: la possibilità per una determinata onda di continuare a propagarsi verticalmente dipende dalle caratteristiche del flusso medio attraverso cui essa deve transitare. Di conseguenza, quando una fase occidentale o orientale della QBO si sviluppa, modifica a sua volta lo spettro delle onde che riescono a raggiungere quote superiori. La QBO è pertanto il risultato di una complessa retroazione onda–flusso medio nella quale le onde modificano il vento e il vento controlla quali onde possono propagarsi.
Il lavoro teorico di Plumb del 1977 contribuì in maniera decisiva a chiarire questa dinamica, dimostrando come l’interazione tra onde interne che trasportano quantità di moto in direzioni opposte e il flusso medio possa produrre spontaneamente un’oscillazione del vento. Il risultato è particolarmente importante perché mostra che l’alternanza delle correnti stratosferiche non deve necessariamente essere imposta da una forzante esterna avente la stessa periodicità della QBO. L’oscillazione emerge dalle proprietà interne del sistema onda–flusso. Plumb chiarì inoltre uno degli aspetti apparentemente più paradossali del fenomeno: la progressione verso quote inferiori dei regimi di vento non deve essere interpretata come una semplice propagazione verso il basso di masse d’aria o anomalie dinamiche. È piuttosto il livello al quale avviene il trasferimento più efficace di quantità di moto da parte delle onde che si sposta progressivamente verso il basso, facendo apparire le zone di shear come strutture discendenti.
Questa distinzione è fondamentale per comprendere correttamente la QBO. Osservando un diagramma tempo–quota del vento equatoriale si ha l’impressione che ampie strutture atmosferiche scendano lentamente dalla stratosfera superiore verso quella inferiore. In realtà, ciò che evolve è principalmente il profilo del vento medio attraverso il continuo trasferimento di momento. Quando una fascia di venti occidentali viene accelerata dalle onde che trasportano momento occidentale, le condizioni di propagazione cambiano e la deposizione di quantità di moto tende progressivamente a concentrarsi sul bordo inferiore della corrente. Lo stesso meccanismo, con segno opposto, interessa la fase orientale. Il risultato osservato è una lenta discesa delle zone di massimo shear, molto più lenta della propagazione verticale delle singole onde che sostengono il fenomeno.
L’importanza della QBO non si limita tuttavia ai venti zonali. Per ragioni di equilibrio dinamico e termodinamico, le accelerazioni associate all’oscillazione generano una circolazione meridiana secondaria che modifica temperature, moti verticali e trasporto atmosferico. Le anomalie termiche associate alla QBO risultano quindi strettamente legate alle anomalie del vento. In alcune fasi dell’oscillazione si sviluppano regioni caratterizzate da moto ascendente, raffreddamento adiabatico e trasporto di aria proveniente da quote inferiori, mentre in altre regioni prevalgono subsidenza e riscaldamento. Ne deriva una struttura tridimensionale molto più complessa rispetto alla semplice successione di venti orientali e occidentali mostrata dai classici diagrammi della QBO.
È proprio attraverso questa circolazione secondaria che la QBO esercita effetti importanti anche sulla composizione chimica della stratosfera. Baldwin et al. sottolinearono la presenza di segnali quasi-biennali nell’ozono, nel vapore acqueo, nel metano e in numerosi altri costituenti atmosferici. La distribuzione di tali specie dipende infatti non soltanto dai processi fotochimici, ma anche dal trasporto verticale e meridionale. Quando la QBO modifica la velocità verticale residua e la circolazione tropicale, altera il trasporto di aria attraverso la tropopausa e all’interno della stratosfera. Per specie chimiche con gradienti verticali pronunciati, anche variazioni relativamente piccole della circolazione possono produrre anomalie significative delle concentrazioni osservate. La QBO deve quindi essere considerata contemporaneamente un fenomeno dinamico e un importante modulatore del trasporto stratosferico.
Uno degli aspetti scientificamente più rilevanti della QBO è però la sua capacità di influenzare regioni molto lontane dall’equatore. Pur essendo generata principalmente nella stratosfera tropicale, la sua firma dinamica può estendersi verso le medie e alte latitudini attraverso la modificazione della propagazione delle onde planetarie. Il risultato classico di questa interazione è conosciuto come effetto Holton–Tan, dal lavoro pubblicato da James Holton e Hsiu-Chi Tan nel 1980. Analizzando la circolazione dell’emisfero boreale, gli autori mostrarono che lo stato del vortice polare stratosferico presenta una relazione statistica con la fase della QBO equatoriale. Nel loro campione, durante la fase occidentale della QBO le altezze geopotenziali stratosferiche alle alte latitudini tendevano a essere inferiori rispetto alla fase orientale, indicando differenze sistematiche nella struttura e nell’intensità della circolazione polare.
Il meccanismo dell’effetto Holton–Tan non implica un semplice trasporto diretto dell’anomalia di vento dall’equatore al Polo Nord. La spiegazione fisica coinvolge piuttosto una modificazione delle condizioni di propagazione delle onde planetarie generate nella troposfera extratropicale. Queste grandi onde di Rossby possono propagarsi verticalmente nella stratosfera e interagire con il vortice polare, trasferendo quantità di moto e modificandone la struttura. La QBO altera il vento zonale e quindi la configurazione della guida d’onda stratosferica. Di conseguenza, a seconda della sua fase e della sua struttura verticale, può favorire o ostacolare la propagazione di determinate onde verso le alte latitudini, contribuendo indirettamente a rendere il vortice polare più o meno vulnerabile alle perturbazioni dinamiche.
Questa relazione è particolarmente importante nello studio dei riscaldamenti stratosferici improvvisi, gli SSW. Una maggiore attività delle onde planetarie può rallentare sensibilmente il vortice polare, provocarne una forte deformazione o, negli eventi maggiori, determinare l’inversione dei venti zonali stratosferici. La QBO non costituisce naturalmente l’unico fattore capace di determinare un SSW e non permette di prevedere deterministicamente il verificarsi di un singolo evento; modifica però lo stato di fondo della stratosfera e, di conseguenza, la probabilità e l’efficienza con cui le onde troposferiche possono interagire con il vortice. Per questa ragione essa rappresenta una componente fondamentale degli studi moderni sull’accoppiamento tra tropici, stratosfera polare e troposfera.
Il collegamento con la superficie emerge proprio attraverso questa catena dinamica. Le variazioni del vortice polare stratosferico possono successivamente propagare la propria influenza verso la bassa stratosfera e la troposfera, contribuendo a modificare la circolazione extratropicale. Studi successivi alla review di Baldwin et al. hanno fornito ulteriori evidenze dell’esistenza di segnali superficiali associati alla QBO. Gray et al. hanno analizzato diversi possibili percorsi di influenza, distinguendo schematicamente una via tropicale, una subtropicale e una polare. Lo studio ha confermato, tra gli altri risultati, una risposta della pressione media al livello del mare durante gennaio che assume caratteristiche simili alla fase positiva della North Atlantic Oscillation quando nella bassa stratosfera tropicale prevalgono condizioni QBO occidentali. Gli autori hanno collegato una parte importante di questa risposta alla modulazione del vortice polare stratosferico.
Ciò rende la QBO particolarmente interessante nel contesto della meteorologia europea e nord-atlantica. Non sarebbe corretto affermare che una determinata fase della QBO determini automaticamente un certo tipo di inverno sull’Europa. ENSO, vortice polare, attività delle onde planetarie, copertura nevosa, stato dell’Artico, temperatura superficiale degli oceani, MJO e variabilità interna della troposfera possono interagire simultaneamente. La QBO deve essere interpretata come uno dei fattori che modificano le probabilità del sistema atmosferico e non come un indice capace, isolatamente, di stabilire l’evoluzione meteorologica stagionale. Questa interpretazione probabilistica è particolarmente importante quando si utilizzano gli indici stratosferici nella previsione stagionale.
Un ulteriore aspetto della QBO riguarda la mesosfera. Le onde che attraversano la stratosfera tropicale vengono selettivamente filtrate dai venti della QBO prima di raggiungere quote maggiori. Lo spettro delle onde che arriva nella mesosfera varia quindi a seconda della fase dell’oscillazione. Ne consegue che la QBO stratosferica può produrre una risposta dinamica anche intorno agli 80–90 km di quota. Questo fenomeno costituisce un esempio estremamente efficace dell’accoppiamento verticale dell’atmosfera: processi convettivi e ondulatori originati nella troposfera possono generare onde che attraversano la stratosfera, vengono filtrate dalla QBO e infine modificano la circolazione mesosferica.
La QBO rappresenta pertanto anche un potente laboratorio naturale per lo studio dell’interazione tra differenti strati atmosferici. Troposfera, stratosfera e mesosfera non possono essere considerate sistemi indipendenti. Le onde costituiscono uno dei principali strumenti attraverso cui quantità di moto ed energia vengono trasmesse verticalmente, mentre il vento medio controlla continuamente la propagazione delle onde stesse. La QBO rende questa relazione particolarmente evidente perché il suo segnale è sufficientemente forte da modificare in maniera sostanziale le condizioni di propagazione delle perturbazioni atmosferiche per molti mesi consecutivi.
L’apparente regolarità dell’oscillazione ha inoltre subito una profonda rivalutazione durante l’inverno boreale 2015–2016. Fino ad allora la sequenza discendente delle fasi della QBO era stata osservata con straordinaria continuità nelle serie disponibili dalla metà del XX secolo. Tra la fine del 2015 e l’inizio del 2016, tuttavia, la normale propagazione verso il basso della fase occidentale venne improvvisamente interrotta. Newman et al. documentarono lo sviluppo di una configurazione eccezionale nella stratosfera equatoriale, caratterizzata da una perturbazione della normale successione verticale dei regimi di vento. Nell’ambito del record osservativo allora disponibile si trattava di un comportamento senza precedenti.
L’evento del 2016 dimostrò in maniera particolarmente evidente che la QBO non costituisce un sistema tropicale completamente isolato. Studi successivi mostrarono che onde provenienti dalle latitudini extratropicali avevano potuto raggiungere insolitamente l’equatore e depositare quantità di moto orientale nella stratosfera tropicale, contribuendo all’interruzione del ciclo. Barton e collaboratori collegarono questa situazione a condizioni particolari della circolazione subtropicale durante il forte episodio di El Niño del 2015–2016, che favorirono la propagazione equatoriale delle onde planetarie. Il risultato rappresentò una conferma spettacolare della natura bidirezionale delle teleconnessioni atmosferiche: non soltanto la QBO tropicale può influenzare la stratosfera extratropicale, ma perturbazioni provenienti dalle medie latitudini possono, in circostanze eccezionali, modificare profondamente la stessa QBO.
Queste osservazioni hanno importanti implicazioni anche per la modellistica climatica. Simulare correttamente la QBO richiede infatti una rappresentazione sufficientemente realistica dello spettro di onde atmosferiche e del loro trasferimento di quantità di moto. Molte onde di gravità possiedono scale spaziali inferiori alla risoluzione esplicitamente risolta dai modelli e devono quindi essere rappresentate attraverso parametrizzazioni. Errori nell’intensità, nella distribuzione o nella dissipazione di queste onde possono produrre una QBO troppo debole, troppo forte, con una periodicità errata o con caratteristiche verticali poco realistiche. Il miglioramento della simulazione della QBO è stato perciò uno degli obiettivi centrali nello sviluppo dei modelli stratosferici e dei modelli climatici globali ad alta risoluzione.
Anche la definizione stessa della “fase della QBO” richiede cautela. È frequente classificare l’oscillazione semplicemente attraverso il segno del vento equatoriale osservato a un livello specifico, per esempio intorno a 30 o 50 hPa. Questa scelta è utile per molte analisi statistiche, ma riduce un fenomeno tridimensionale a un singolo parametro. Due periodi caratterizzati dallo stesso segno del vento a una determinata quota possono possedere una struttura verticale profondamente differente, con le zone di massimo vento e massimo shear collocate a livelli differenti. Studi sui possibili impatti troposferici hanno dimostrato che considerare la struttura verticale completa della QBO può fornire informazioni aggiuntive rispetto alla semplice classificazione orientale-occidentale a una singola superficie isobarica.
L’importanza scientifica della QBO nasce quindi dalla sua straordinaria capacità di collegare processi atmosferici che si sviluppano su scale estremamente differenti. Convezione tropicale e onde di piccola scala contribuiscono alla generazione del momento necessario al mantenimento dell’oscillazione; l’interazione onda–flusso produce fasce di vento che discendono attraverso la stratosfera nell’arco di molti mesi; la circolazione secondaria associata modifica temperatura e composizione chimica; i venti equatoriali alterano la propagazione delle onde planetarie extratropicali; il vortice polare può quindi rispondere alla fase della QBO e, attraverso l’accoppiamento stratosfera–troposfera, una parte del segnale può raggiungere anche la circolazione atmosferica prossima alla superficie terrestre.
La review di Baldwin e collaboratori rimane per questo motivo un lavoro fondamentale. La QBO non deve essere interpretata semplicemente come un’alternanza periodica dei venti stratosferici tropicali, bensì come una manifestazione macroscopica dell’interazione tra onde atmosferiche, circolazione media, trasporto chimico e accoppiamento verticale dell’atmosfera. La sua influenza dall’equatore alle regioni polari e dalla troposfera alla mesosfera dimostra quanto profondamente le diverse componenti dell’atmosfera terrestre siano connesse. Gli sviluppi scientifici successivi al 2001, inclusa la documentazione dell’eccezionale interruzione del 2015–2016 e il crescente interesse verso gli effetti superficiali della QBO, hanno ulteriormente rafforzato questa visione: dietro un fenomeno apparentemente semplice e quasi periodico si trova uno dei più complessi sistemi di interazione onda–flusso dell’intera atmosfera terrestre, la cui comprensione è essenziale non soltanto per la meteorologia stratosferica, ma anche per migliorare la rappresentazione della variabilità climatica e la capacità di previsione su scale stagionali e interannuali.
1. INTRODUZIONE – 1.1. La scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale
La scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale, comunemente indicata con l’acronimo QBO, costituisce uno degli esempi più significativi di come l’evoluzione delle conoscenze atmosferiche sia stata determinata dall’incontro tra osservazioni apparentemente contraddittorie, progressi tecnologici e sviluppo della teoria della dinamica dei fluidi geofisici. Oggi la QBO è riconosciuta come la principale forma di variabilità interannuale della stratosfera equatoriale, caratterizzata dall’alternanza di regimi di vento zonale orientale e occidentale che si sviluppano nella media e alta stratosfera tropicale e successivamente discendono verso la bassa stratosfera. Tuttavia, per diversi decenni l’esistenza stessa di questa oscillazione rimase nascosta, soprattutto a causa dell’estrema scarsità delle osservazioni sistematiche dell’atmosfera tropicale alle quote stratosferiche. La ricostruzione storica presentata da Baldwin et al. [2001], insieme alla dettagliata analisi di Maruyama [1997], mostra come la QBO sia emersa gradualmente da una serie di osservazioni che, considerate separatamente, sembravano indicare una struttura relativamente semplice della circolazione equatoriale, ma che una volta organizzate nel tempo e nella verticale rivelarono uno dei più spettacolari fenomeni oscillatori dell’atmosfera terrestre.
Le prime indicazioni dell’esistenza di forti venti stratosferici equatoriali risalgono alla catastrofica eruzione del Krakatau del 1883. La dispersione del materiale vulcanico nell’alta atmosfera fornì infatti, involontariamente, una delle prime opportunità per dedurre la direzione e l’intensità della circolazione tropicale alle grandi quote. Le osservazioni mostrarono che parte dei detriti e degli aerosol vulcanici aveva circumnavigato il pianeta da est verso ovest in circa due settimane, indicando la presenza di intense correnti orientali nella regione tropicale superiore. Questi venti furono successivamente denominati “Krakatau easterlies”. Il fenomeno riveste un significato storico notevole perché avvenne molto prima che fossero disponibili radiosonde, satelliti o reti osservative globali: la stessa atmosfera, attraverso il trasporto del materiale prodotto dall’eruzione, funzionò sostanzialmente come un enorme esperimento di tracciamento della circolazione.
All’inizio del XX secolo emerse però un’apparente contraddizione. Nel 1908 il meteorologo tedesco Arthur Berson effettuò lanci di palloni dall’Africa tropicale e individuò, intorno ai 15 km di quota e quindi nelle vicinanze della tropopausa tropicale, venti provenienti da ovest. Queste correnti divennero note come “Berson westerlies”. Le osservazioni del Krakatau sembravano pertanto indicare venti orientali alle quote stratosferiche superiori, mentre quelle di Berson mostravano venti occidentali a quote inferiori. La spiegazione iniziale più naturale fu quella di immaginare una struttura verticale relativamente permanente: venti occidentali nella regione prossima alla tropopausa e venti orientali sovrastanti. In assenza di serie temporali sufficientemente lunghe, non vi era infatti alcuna ragione osservativa per supporre che questa configurazione potesse invertire periodicamente il proprio segno.
La difficoltà principale derivava dalla scarsità dei dati. Prima della seconda metà del XX secolo le osservazioni dei venti stratosferici tropicali erano occasionali, frammentarie e geograficamente discontinue. La QBO possiede un periodo medio superiore ai due anni e per identificarla è quindi necessario disporre di osservazioni continue per parecchi anni, effettuate a più livelli verticali. Una singola campagna osservativa della durata di alcune settimane o mesi può fotografare soltanto una fase dell’oscillazione e dare l’impressione che essa rappresenti lo stato climatologico permanente della stratosfera. Proprio questa limitazione spiega perché un fenomeno dalla notevole ampiezza, che oggi appare immediatamente evidente in qualsiasi diagramma tempo-quota sufficientemente lungo del vento equatoriale, sia rimasto sconosciuto fino alla fine degli anni Cinquanta. Una successiva ricostruzione storica delle osservazioni antecedenti alla Seconda guerra mondiale ha sottolineato che la tardiva scoperta della QBO non dipese dalla debolezza del fenomeno, ma essenzialmente dall’assenza di una rete osservativa equatoriale capace di seguire continuativamente la stratosfera.
La situazione cambiò radicalmente durante gli anni Cinquanta, quando esigenze scientifiche e geopolitiche favorirono un forte incremento dei radiosondaggi tropicali. Paradossalmente, alcune delle osservazioni che portarono alla scoperta della QBO furono raccolte nell’ambito degli studi sul trasporto atmosferico dei prodotti radioattivi derivanti dai test nucleari effettuati nel Pacifico. I dati dell’alta atmosfera divennero progressivamente più frequenti e permisero finalmente di confrontare il comportamento dei venti non soltanto tra livelli verticali differenti, ma anche da un mese all’altro e da un anno all’altro. Palmer [1954], analizzando dati raccolti nel contesto degli studi sul fallout nucleare nelle Isole Marshall, si accorse che la transizione tra le correnti occidentali associate alle precedenti osservazioni di Berson e le correnti orientali riconducibili al regime del Krakatau non occupava sempre la stessa quota. La posizione della transizione cambiava nel corso del tempo, suggerendo che l’immagine di una stratosfera tropicale organizzata in strati permanenti di vento orientale e occidentale fosse incompleta.
Un ulteriore passo decisivo venne compiuto da Graystone [1959]. Utilizzando circa due anni di osservazioni di Christmas Island, quasi esattamente sull’equatore, Graystone rappresentò i venti in funzione contemporaneamente del tempo e della quota. Questo tipo di rappresentazione risultò fondamentale. Invece di considerare separatamente i profili verticali di singoli giorni o mesi, il diagramma tempo-quota consentiva di osservare l’evoluzione continua della struttura del vento. Apparvero così fasce alternate di venti orientali e occidentali caratterizzate da un progressivo movimento verso quote inferiori. Si trattava già della struttura che sarebbe divenuta la firma osservativa fondamentale della QBO.
La vera identificazione dell’oscillazione viene tuttavia attribuita ai lavori indipendenti di Richard J. Reed negli Stati Uniti e Richard A. Ebdon nel Regno Unito. Nel gennaio 1960, durante il quarantesimo anniversario dell’American Meteorological Society a Boston, Reed presentò i risultati dell’analisi dei dati di Canton Island, una piccola isola tropicale del Pacifico situata a circa 2,8 gradi a sud dell’equatore. Le osservazioni con rawinsonde mostrarono chiaramente l’esistenza di bande alternate di venti orientali e occidentali che comparivano nella stratosfera superiore, oltre i 30 km, e si spostavano progressivamente verso il basso a una velocità dell’ordine di circa un chilometro al mese. Reed riconobbe inoltre che bande successive dello stesso ciclo erano separate da circa 26 mesi. I risultati furono formalizzati poco dopo nel lavoro di Reed et al. [1961], che rappresenta una pietra miliare nello studio della dinamica stratosferica.
Nello stesso periodo Ebdon [1960], lavorando indipendentemente sui dati di Canton Island relativi agli anni 1954–1959, individuò una variazione del vento con una scala temporale prossima a due anni. Ebdon e Veryard [1961], estendendo l’analisi fino al gennaio 1960 e utilizzando in particolare le osservazioni a 50 hPa, mostrarono però che il ciclo non era precisamente biennale: la durata era compresa approssimativamente tra 25 e 27 mesi. Questo risultato ebbe una conseguenza concettuale importante. Non si trattava di una risposta atmosferica rigidamente sincronizzata con il calendario o con un ciclo astronomico biennale, ma di un’oscillazione interna dotata di una propria variabilità temporale.
L’estensione dell’analisi ad altre stazioni equatoriali fornì un’altra informazione fondamentale: l’alternanza dei venti non era un fenomeno locale di Canton Island. Regimi simili comparivano lungo gran parte della fascia equatoriale, indicando una struttura atmosferica di scala planetaria. La QBO possiede infatti una notevole simmetria zonale, caratteristica che permette alle osservazioni effettuate presso singole stazioni equatoriali di rappresentare con sorprendente efficacia l’evoluzione del vento medio tropicale. Le successive analisi di Belmont e Dartt e altri lavori osservativi mostrarono che questa simmetria non è perfetta in ogni situazione e a ogni quota, ma rimane una caratteristica dominante della QBO nella stratosfera equatoriale. Studi successivi hanno continuato a evidenziare come le componenti zonalmente asimmetriche possano diventare maggiormente rilevanti in determinate regioni della stratosfera, senza tuttavia mettere in discussione la natura prevalentemente zonale del fenomeno.
Veryard ed Ebdon identificarono inoltre una caratteristica particolarmente importante: non soltanto il vento, ma anche la temperatura mostrava fluttuazioni quasi biennali. Questa osservazione anticipava la comprensione moderna secondo cui la QBO non è semplicemente un’alternanza cinematica della direzione dei venti. Le accelerazioni e decelerazioni del flusso zonale sono dinamicamente associate a variazioni della circolazione meridiana e verticale, che a loro volta producono anomalie termiche attraverso riscaldamento e raffreddamento adiabatico. Le anomalie di temperatura osservate costituivano quindi un primo indizio dell’esistenza di una struttura dinamica tridimensionale associata all’oscillazione.
Fu solo dopo l’osservazione di un ciclo particolarmente lungo iniziato nel 1963 che divenne evidente l’inadeguatezza dell’espressione “oscillazione biennale”. Angell e Korshover [1964] introdussero allora la denominazione “quasi-biennial oscillation”, successivamente universalmente abbreviata come QBO. L’aggettivo “quasi” non costituisce una precisazione secondaria, ma descrive una proprietà fisica fondamentale del sistema. La durata dei singoli cicli può infatti variare considerevolmente, approssimativamente fra 22 e 34 mesi nel record discusso da Baldwin et al., mentre il periodo medio è leggermente superiore ai 28 mesi. La QBO è quindi fortemente regolare ma non perfettamente periodica. È proprio questa combinazione di regolarità e variabilità a fornire importanti indicazioni sulla natura del meccanismo che la genera.
Dal punto di vista osservativo, la rappresentazione più efficace della QBO rimane il diagramma tempo-quota del vento zonale medio equatoriale. In tali diagrammi le fasce di vento occidentale e orientale formano strutture inclinate verso il basso, dando l’impressione di una lenta propagazione dalla stratosfera superiore verso quella inferiore. È però importante non interpretare questa caratteristica come il semplice movimento verticale discendente di una massa d’aria. La successiva teoria della QBO avrebbe mostrato che la discesa dei regimi di vento nasce dal progressivo spostamento verso il basso delle regioni nelle quali le onde atmosferiche trasferiscono la propria quantità di moto al flusso medio. La scoperta osservativa della propagazione discendente rappresentò quindi molto più di una curiosità descrittiva: impose un vincolo severissimo a qualsiasi teoria fisica proposta per spiegare il fenomeno.
I regimi occidentali e orientali non discendono inoltre nello stesso modo. Baldwin et al. evidenziano che le zone di shear occidentale tendono a propagarsi verso il basso in maniera più regolare e generalmente più rapida rispetto alle zone di shear orientale. Anche questa asimmetria sarebbe diventata una proprietà essenziale per valutare la capacità dei modelli dinamici di riprodurre la QBO. Simulazioni atmosferiche successive hanno infatti mostrato che una rappresentazione realistica dell’oscillazione deve essere capace non soltanto di generare l’alternanza dei venti, ma anche di riprodurre le differenze nella struttura e nella velocità di discesa delle due fasi. Hamilton [1998], utilizzando un modello generale troposfera–stratosfera–mesosfera con una QBO imposta, sottolineò per esempio la capacità del modello di riprodurre alcune caratteristiche realistiche, inclusa l’asimmetria tra le zone di shear orientale e occidentale.
La struttura verticale dell’ampiezza costituisce un’altra delle caratteristiche fondamentali. Nella media stratosfera tropicale l’ampiezza della QBO del vento zonale può raggiungere circa 20 metri al secondo e mantenersi relativamente elevata tra circa 5 e 40 hPa. Al di sotto di circa 50 hPa, procedendo verso la tropopausa tropicale, l’ampiezza diminuisce rapidamente. Anche verso l’alto il segnale perde progressivamente intensità, riducendosi a pochi metri al secondo in prossimità della stratopausa. La QBO presenta pertanto una regione verticale privilegiata nella stratosfera tropicale, anche se le sue conseguenze dinamiche possono manifestarsi ben oltre tale dominio.
Dal punto di vista latitudinale, l’oscillazione è fortemente concentrata intorno all’equatore. Wallace [1973] descrisse un’ampiezza approssimativamente gaussiana rispetto alla latitudine, con una semilarghezza dell’ordine di 12 gradi e una fase relativamente uniforme all’interno della fascia tropicale. Questo comportamento rafforza l’interpretazione della QBO come un fenomeno fondamentalmente equatoriale. La particolare dinamica dell’atmosfera nelle vicinanze dell’equatore, dove il parametro di Coriolis cambia segno e tende a zero, consente infatti l’esistenza di particolari famiglie di onde atmosferiche che avrebbero successivamente assunto un ruolo centrale nella teoria della QBO. La revisione storica di Maruyama mostra chiaramente come la scoperta delle onde equatoriali e quella della QBO siano diventate progressivamente due aspetti inseparabili della stessa evoluzione scientifica: la comprensione delle caratteristiche delle prime rese possibile spiegare il mantenimento della seconda.
Un elemento apparentemente paradossale riguarda la relazione fra QBO e ciclo stagionale. L’oscillazione non è sincronizzata rigidamente con l’anno e possiede un periodo molto diverso sia dai 12 mesi del ciclo annuale sia dai 24 mesi di un ipotetico ciclo biennale. Eppure, le inversioni di fase mostrano una preferenza per particolari periodi dell’anno. Dunkerton [1990], analizzando l’accelerazione del flusso medio nella bassa stratosfera equatoriale, mostrò che le transizioni a circa 50 hPa tendono a concentrarsi durante la primavera e l’estate boreali, soprattutto tra aprile e agosto. Lo studio evidenziò inoltre che la discesa delle fasi orientali può rallentare o temporaneamente arrestarsi durante determinate stagioni. Il ciclo annuale agisce quindi come modulatore della QBO senza essere abbastanza potente da sincronizzarla completamente.
Questa caratteristica è scientificamente importante perché dimostra l’esistenza di una sovrapposizione fra due categorie di variabilità atmosferica: da una parte l’oscillazione interna quasi biennale, dall’altra il ciclo stagionale imposto dalla geometria orbitale terrestre. La QBO conserva la propria dinamica autonoma, ma la velocità di evoluzione delle sue fasi può essere modificata dallo stato stagionale dell’atmosfera. La durata irregolare dei cicli, compresa generalmente fra poco meno di due anni e quasi tre anni, è quindi il risultato dell’interazione tra il meccanismo fondamentale dell’oscillazione e una serie di modulazioni secondarie.
Già nella fase iniziale delle ricerche divenne evidente che qualsiasi spiegazione teorica della QBO avrebbe dovuto affrontare almeno tre problemi fondamentali. Il primo riguarda proprio la sua periodicità quasi biennale. Non esiste infatti una forzante esterna evidente caratterizzata da un periodo di circa 28 mesi. Una teoria adeguata doveva spiegare come l’atmosfera potesse generare internamente una scala temporale così lunga mediante processi fisici che operano su tempi molto più brevi. Questo punto avrebbe condotto alla moderna interpretazione della QBO come oscillazione prodotta dall’interazione fra onde atmosferiche propaganti e corrente media, anziché come risposta diretta a una forzante periodica esterna.
Il secondo problema riguarda l’esistenza di venti occidentali zonalmente simmetrici centrati sull’equatore. La conservazione del momento angolare impedisce infatti che la semplice circolazione media meridiana possa produrre spontaneamente un massimo di vento occidentale proprio all’equatore. La presenza osservata delle fasi occidentali costituiva quindi una prova indiretta dell’esistenza di un trasferimento di quantità di moto operato da perturbazioni atmosferiche. Questa considerazione anticipava una delle conclusioni più profonde della successiva teoria della QBO: il flusso medio equatoriale non può essere compreso indipendentemente dalle onde che attraversano la stratosfera e vi depositano quantità di moto.
Il terzo problema riguarda la propagazione verso il basso dei regimi di vento senza una corrispondente rapida attenuazione della loro ampiezza. Un semplice processo diffusivo avrebbe tendenzialmente smorzato le anomalie durante la loro evoluzione. Il fatto che fasce di vento relativamente intense potessero discendere per molti chilometri mantenendo una struttura coerente implicava l’esistenza di un meccanismo capace di rifornire continuamente energia e momento al sistema. Pochi anni dopo la scoperta osservativa, la teoria dell’interazione onda–flusso avrebbe fornito la risposta. Il lavoro di Lindzen e Holton del 1968 dimostrò che onde di gravità propaganti verticalmente possono depositare momento nella corrente media e produrre una configurazione di vento che migra progressivamente verso quote inferiori. Tale risultato segnò il passaggio definitivo dalla descrizione della QBO alla sua interpretazione dinamica.
La vicenda della scoperta della QBO possiede quindi un valore che va ben oltre la storia della meteorologia. Essa mostra quanto una visione climatologica basata su osservazioni insufficientemente lunghe possa risultare ingannevole. Per quasi mezzo secolo le “Krakatau easterlies” e le “Berson westerlies” furono interpretate come componenti verticalmente separate e relativamente stazionarie della circolazione tropicale. Solo quando la rete osservativa divenne abbastanza continua fu possibile comprendere che entrambe rappresentavano istantanee di un sistema atmosferico in costante evoluzione. La stratosfera equatoriale non era caratterizzata da una successione permanente di venti occidentali e orientali, bensì da un’oscillazione globale nella quale questi regimi si generano, si intensificano e discendono ciclicamente.
La QBO costituisce inoltre uno degli esempi più chiari di “memoria” interna dell’atmosfera. Mentre la troposfera perde rapidamente la memoria delle proprie condizioni iniziali a causa della natura caotica della circolazione meteorologica, la lenta propagazione discendente della QBO permette allo stato della stratosfera tropicale di essere seguito e previsto per diversi mesi. La straordinaria regolarità del fenomeno, pur non essendo assoluta, rappresenta una delle ragioni per cui esso è successivamente diventato importante anche nella previsione stagionale. La review di Baldwin et al. sottolinea come la QBO non rimanga confinata all’equatore, ma possa modificare la propagazione delle onde extratropicali e contribuire alla variabilità della circolazione stratosferica fino alle regioni polari. La scoperta di quelle bande discendenti nei dati di Canton Island aprì dunque la strada non soltanto allo studio di un fenomeno tropicale, ma a un’intera area di ricerca dedicata all’accoppiamento dinamico fra tropici, stratosfera extratropicale, mesosfera e, indirettamente, troposfera.
In questa prospettiva, il percorso che conduce dall’eruzione del Krakatau del 1883 alle analisi di Reed ed Ebdon all’inizio degli anni Sessanta rappresenta un passaggio fondamentale nella storia della scienza atmosferica. Le osservazioni del materiale vulcanico avevano rivelato l’esistenza delle correnti orientali stratosferiche; Berson aveva scoperto le correnti occidentali; i programmi radiosondistici degli anni Cinquanta avevano fornito finalmente la continuità temporale necessaria; Graystone aveva visualizzato la discesa dei regimi di vento; Reed, Ebdon e Veryard avevano riconosciuto l’oscillazione e determinato la sua scala temporale; Angell e Korshover avevano infine consacrato il termine “Oscillazione Quasi-Biennale”. La successiva integrazione di queste osservazioni con la teoria delle onde equatoriali e dell’interazione onda–flusso trasformò la QBO da una sorprendente peculiarità osservativa a uno dei più eleganti esempi di dinamica atmosferica non lineare. La ricostruzione di Maruyama [1997] evidenzia precisamente questa evoluzione: la storia della QBO è strettamente intrecciata con quella della scoperta delle onde equatoriali e con lo sviluppo della teoria secondo cui onde aventi periodi di pochi giorni possono, attraverso il trasferimento sistematico di quantità di moto, organizzare un’oscillazione del flusso medio della durata di oltre due anni.
La scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale rappresenta quindi un punto di svolta nella concezione stessa della stratosfera tropicale. Da regione ritenuta relativamente stabile e poco variabile, essa divenne un laboratorio naturale per lo studio dell’interazione tra onde e circolazione media. Le caratteristiche individuate nelle prime osservazioni — periodicità variabile intorno ai 28 mesi, alternanza di venti orientali e occidentali, propagazione discendente, forte concentrazione equatoriale, elevata simmetria zonale, differenze nella velocità di discesa delle due fasi e modulazione stagionale — rimangono ancora oggi proprietà fondamentali attraverso cui viene descritta e valutata la QBO. La forza della scoperta di Reed, Ebdon e degli altri pionieri non consistette quindi soltanto nell’individuare una nuova oscillazione atmosferica, ma nel rivelare che la stratosfera equatoriale possiede una dinamica interna organizzata, capace di conservare memoria su scale temporali pluriennali e di collegare processi ondulatori di breve durata alla variabilità climatica dell’atmosfera globale.
Plate 1 – La struttura tempo-quota dell’Oscillazione Quasi-Biennale nella stratosfera equatoriale
Il Plate 1 costituisce una delle rappresentazioni più efficaci della struttura osservativa dell’Oscillazione Quasi-Biennale e permette di cogliere con immediatezza alcune delle proprietà dinamiche fondamentali che hanno reso la QBO uno dei fenomeni più studiati della stratosfera tropicale. La figura mostra l’evoluzione del vento zonale equatoriale tra il 1964 e il 1990 in funzione contemporaneamente del tempo e della quota, offrendo quindi una visione bidimensionale della successione delle fasi orientali e occidentali e della loro caratteristica propagazione verso il basso. La review di Baldwin et al. [2001] sottolinea che proprio questa struttura discendente rappresenta la firma osservativa più evidente della QBO: l’oscillazione domina la variabilità della stratosfera equatoriale all’incirca tra 16 e 50 km di quota ed è caratterizzata da un periodo variabile il cui valore medio è prossimo a 28 mesi.
Nel pannello superiore sono riportate le medie mensili del vento zonale dopo la rimozione del ciclo stagionale. Tale operazione è essenziale perché consente di distinguere la variabilità interannuale associata alla QBO dalle oscillazioni direttamente sincronizzate con l’anno solare. Le tonalità rosse rappresentano venti occidentali, ossia flussi diretti verso est, mentre quelle blu identificano venti orientali, diretti verso ovest. L’intervallo compreso tra circa meno 3 e più 3 metri al secondo non è colorato, mentre le isolinee sono intervallate di 6 metri al secondo. Il risultato più evidente è una sequenza di bande rosse e blu che, invece di disporsi verticalmente, assumono una marcata inclinazione verso destra procedendo dalle quote superiori verso quelle inferiori. Questa geometria indica che le inversioni del vento si verificano prima nella stratosfera superiore e solo successivamente raggiungono livelli più bassi.
Tale propagazione discendente non rappresenta però il trasporto materiale verso il basso di una stessa massa d’aria. Questa distinzione è fondamentale dal punto di vista dinamico. Plumb [1977], attraverso un modello teorico dell’interazione fra onde interne e flusso medio, mostrò che le anomalie della struttura del vento non devono essere interpretate come perturbazioni che semplicemente si propagano verso il basso. La discesa osservata deriva piuttosto dall’evoluzione delle regioni in cui le onde atmosferiche trasferiscono quantità di moto al flusso zonale medio. In presenza di onde che trasportano momento di segno opposto, l’interazione con il vento di fondo può generare spontaneamente una lunga oscillazione e produrre il progressivo spostamento verso il basso delle zone di shear.
Il Plate 1 costituisce quindi una dimostrazione visiva di un processo molto più sofisticato di una semplice alternanza dei venti. Quando una determinata fase della QBO è presente nella stratosfera, essa modifica le condizioni attraverso cui le onde provenienti dalla troposfera possono propagarsi verticalmente. Le onde che possiedono velocità di fase compatibili con il vento di fondo possono essere progressivamente assorbite o dissipate, depositando la propria quantità di moto nella corrente media. Ciò accelera localmente il vento e provoca una riorganizzazione dello shear verticale. La regione nella quale il trasferimento di momento diventa più efficace tende quindi a spostarsi progressivamente verso quote inferiori, determinando la struttura inclinata osservata nel diagramma.
Il fondamento teorico di questa interpretazione risale al lavoro pionieristico di Lindzen e Holton [1968], successivamente sviluppato da Holton e Lindzen [1972]. Quest’ultimo studio consolidò l’idea secondo cui la QBO è forzata da onde atmosferiche che si propagano verticalmente dalla troposfera superiore e possiedono periodi enormemente più brevi rispetto all’oscillazione risultante. Holton e Lindzen indicarono esplicitamente il ruolo di onde con scale temporali dell’ordine di pochi giorni fino a circa due settimane, mostrando quindi come un flusso medio capace di oscillare su una scala prossima ai due anni possa emergere dall’effetto cumulativo di perturbazioni molto più rapide.
La figura acquista particolare importanza proprio alla luce di questo apparente paradosso temporale. Le bande colorate presentano una persistenza di molti mesi e completano un intero ciclo in poco più di due anni, ma il meccanismo che le mantiene opera continuamente attraverso una successione di onde con scale temporali di giorni. La QBO costituisce pertanto un esempio classico di auto-organizzazione del flusso atmosferico: un insieme complesso di perturbazioni rapide produce una struttura media coerente, persistente e relativamente prevedibile su scale pluriennali. Baldwin et al. [2001] definiscono infatti la QBO un esempio particolarmente affascinante di flusso medio oscillante coerente generato da onde propaganti i cui periodi non corrispondono a quello dell’oscillazione stessa.
Il pannello inferiore del Plate 1 permette di isolare ancora meglio questa proprietà. In questo caso i dati vengono sottoposti a un filtro passa-banda che conserva esclusivamente le variazioni comprese tra 9 e 48 mesi. Vengono quindi attenuate sia le oscillazioni molto rapide, associate alla meteorologia stratosferica di breve periodo e a parte dell’attività ondulatoria, sia le variazioni su scale temporali molto più lunghe. Dopo il filtraggio, la struttura della QBO emerge con straordinaria chiarezza: le bande orientali e occidentali appaiono più uniformi, continue e regolarmente inclinate verso le quote inferiori. Il confronto fra i due pannelli dimostra quindi che gran parte della variabilità coerente osservata nella stratosfera equatoriale appartiene effettivamente alla fascia temporale caratteristica della QBO.
Questa differenza è particolarmente evidente nella stratosfera superiore. Nel pannello non filtrato, al di sopra di circa 40 km, la distribuzione dei colori appare relativamente frammentata e caratterizzata da oscillazioni più rapide. In questa regione la QBO interagisce infatti con altri importanti modi di variabilità della media atmosfera, tra cui la Semiannual Oscillation, oltre che con onde planetarie, onde di gravità e perturbazioni di diversa origine. Una volta filtrate le periodicità estranee alla banda 9–48 mesi, la componente quasi biennale diventa molto più facilmente identificabile. Questo risultato illustra anche perché l’analisi spettrale e il filtraggio temporale abbiano avuto un ruolo così importante nello studio delle oscillazioni stratosferiche.
La struttura verticale del Plate 1 mostra inoltre che l’intensità della QBO non è uniforme con la quota. Nella media stratosfera, grosso modo tra 20 e 35–40 km, le fasi orientali e occidentali risultano particolarmente intense e ben organizzate. Procedendo verso la tropopausa tropicale, la loro ampiezza diminuisce rapidamente. Giorgetta, Manzini e Roeckner [2002], discutendo la simulazione numerica della QBO, descrivono le bande equatoriali come getti quasi periodici che si formano vicino a circa 40 km e scompaiono quando raggiungono approssimativamente i 18 km. Questa caratteristica generale è perfettamente coerente con ciò che emerge dal Plate 1.
Anche verso l’alto l’oscillazione progressivamente perde la propria identità. Le osservazioni mediante rocketsonde suggeriscono che il segnale della QBO può essere seguito fino alla regione prossima a pochi ettopascal, ma avvicinandosi alla stratopausa esso interferisce sempre più intensamente con la Semiannual Oscillation e con altre componenti della circolazione tropicale superiore. Una raccolta osservativa sviluppata nell’ambito delle attività CCMVal, basata anche sul lavoro di Gray et al. [2001], evidenzia come la struttura della QBO al di sopra dei livelli raggiunti regolarmente dalle radiosonde sia meno precisamente conosciuta e come l’interferenza con l’oscillazione semiannuale diventi progressivamente più importante.
Il Plate 1 è inoltre particolarmente interessante dal punto di vista metodologico perché non deriva da una singola stazione né da un unico sistema di osservazione. Sotto i 31 km sono utilizzate radiosonde provenienti da Canton Island dal gennaio 1964 all’agosto 1967, da Gan nelle Maldive dal settembre 1967 al dicembre 1975 e da Singapore dal gennaio 1976 al febbraio 1990. Alle quote superiori vengono invece impiegate osservazioni mediante rocketsonde provenienti da Kwajalein, nell’emisfero settentrionale tropicale, e Ascension Island, nell’emisfero meridionale tropicale. La notevole continuità della struttura osservata nonostante il passaggio fra stazioni e strumenti diversi costituisce una conferma importante della natura su vasta scala della QBO.
Ciò è possibile perché l’oscillazione presenta un elevato grado di simmetria zonale. In altre parole, pur esistendo deviazioni regionali e componenti non zonali, il segnale fondamentale del vento equatoriale è sufficientemente coerente lungo la circonferenza terrestre da consentire alle osservazioni provenienti da una singola stazione prossima all’equatore di fornire una buona indicazione dello stato generale della QBO. Anche le simulazioni numeriche di Giorgetta et al. [2002] riproducono questa proprietà, mostrando getti equatoriali che circondano l’intero globo con un elevato grado di simmetria zonale, pur con alcune deviazioni stagionali e longitudinali, soprattutto nella componente orientale.
L’asimmetria fra le due fasi costituisce un altro elemento di grande interesse. Le strutture associate ai venti occidentali e orientali non mostrano esattamente la stessa velocità di discesa, la stessa intensità o la stessa regolarità. Nelle osservazioni classiche, le zone di shear occidentale tendono generalmente a discendere con maggiore regolarità, mentre quelle orientali possono mostrare una maggiore sensibilità alla stagione e alla circolazione di fondo. La differenza è importante perché dimostra che le due metà del ciclo non sono semplicemente immagini speculari l’una dell’altra. La composizione dello spettro ondulatorio, il moto ascendente medio della stratosfera tropicale, la dissipazione delle onde e la variazione stagionale della circolazione contribuiscono tutti a produrre differenze nell’evoluzione delle due fasi.
In particolare, il moto ascendente medio della stratosfera tropicale associato alla circolazione di Brewer–Dobson tende a opporsi alla propagazione discendente della QBO. Perché le bande colorate possano continuare a migrare verso quote inferiori, la forzante ondulatoria deve essere abbastanza intensa da superare l’effetto dell’upwelling tropicale. Giorgetta et al. [2002] mostrarono nelle loro simulazioni che una rappresentazione realistica della velocità ascendente tropicale è essenziale per ottenere una corretta periodicità e velocità di discesa della QBO: un upwelling eccessivamente intenso tende a rallentare la propagazione verso il basso, mentre un upwelling troppo debole può favorire una discesa eccessivamente rapida.
Questo risultato permette di comprendere perché il Plate 1 sia anche un test fondamentale per i modelli climatici. Riprodurre semplicemente un’alternanza di venti orientali e occidentali non è sufficiente. Un modello realistico deve generare le fasi alla quota corretta, riprodurne l’ampiezza, la durata, la diversa velocità di propagazione, l’indebolimento verso la tropopausa e la concentrazione equatoriale. Per molti anni i modelli di circolazione generale incontrarono notevoli difficoltà nel simulare spontaneamente la QBO, soprattutto perché una parte significativa dello spettro delle onde responsabili del trasferimento di quantità di moto non veniva risolta direttamente.
Il lavoro di Giorgetta et al. [2002] segnò un passaggio importante in questo contesto. Gli autori mostrarono che un modello climatico dotato di sufficiente risoluzione verticale, di una rappresentazione realistica della convezione tropicale e degli effetti delle onde di gravità poteva generare una QBO con numerose caratteristiche simili a quelle osservate. Lo studio concluse che non è una singola classe di onde a sostenere l’intera oscillazione, ma un ampio spettro di perturbazioni atmosferiche. Le onde risolte dal modello e le onde di gravità parametrizzate fornivano entrambe contributi significativi al trasferimento di quantità di moto.
Questa visione amplia la teoria classica di Lindzen e Holton senza contraddirla. Le prime formulazioni teoriche utilizzavano un numero limitato di onde rappresentative per mettere in evidenza il meccanismo fondamentale. Le osservazioni e i modelli successivi hanno mostrato che nell’atmosfera reale la forzante è molto più complessa e coinvolge onde di Kelvin, onde miste Rossby-gravità, onde inerzia-gravità e onde di gravità su scale più piccole. Ciò che accomuna questi contributi è il trasporto verticale di quantità di moto e il suo deposito selettivo in funzione del vento di fondo.
Proprio il filtraggio selettivo operato dal vento spiega un’altra caratteristica implicita nel Plate 1: le bande rosse e blu non sono strutture passive, ma modificano attivamente lo spettro delle onde che possono attraversarle. Una corrente occidentale tende a filtrare in maniera differente le onde con propagazione verso est o verso ovest rispetto a una corrente orientale. Di conseguenza, ogni fase della QBO modifica la forzante ondulatoria che raggiungerà i livelli superiori, creando una retroazione fra vento medio e propagazione delle onde. Questa retroazione è alla base della capacità del sistema di invertire periodicamente il proprio stato.
L’importanza di Plumb [1977] risiede proprio nell’avere dimostrato che un sistema relativamente semplice composto da onde interne di segno opposto può produrre un’oscillazione del flusso medio di lunga durata. In presenza di una piccola ma non nulla dissipazione, la soluzione stazionaria può diventare instabile e lasciare spazio a un comportamento oscillatorio. Il lavoro chiarì inoltre che la discesa delle zone di shear può emergere naturalmente dalla dinamica onda–flusso e non richiede una propagazione materiale delle anomalie verso il basso.
Da questo punto di vista il Plate 1 può essere considerato una verifica osservativa qualitativa della teoria. La successione regolare delle fasce inclinate verso il basso è precisamente ciò che ci si aspetta quando la quantità di moto viene depositata progressivamente sul bordo inferiore delle correnti zonali. La persistenza dell’ampiezza durante gran parte della discesa indica inoltre che il sistema continua a essere alimentato dinamicamente dalle onde. Se le anomalie fossero semplicemente lasciate all’azione della diffusione e della dissipazione, ci si aspetterebbe una rapida attenuazione durante la loro evoluzione verticale.
Il diagramma mostra anche che la QBO non è perfettamente periodica. La distanza temporale fra bande dello stesso segno varia da ciclo a ciclo. Questa irregolarità è una proprietà intrinseca del fenomeno e non un semplice rumore osservativo. Baldwin et al. [2001] riportano una periodicità variabile, mediamente prossima ai 28 mesi, mentre le osservazioni successive hanno confermato variazioni considerevoli fra i cicli. La durata effettiva dipende dalla forza dello spettro ondulatorio, dalla circolazione ascendente tropicale, dalla struttura verticale del vento e dalla modulazione stagionale.
La notevole regolarità osservata fra il 1964 e il 1990 contribuì a creare l’immagine della QBO come una delle oscillazioni più stabili dell’atmosfera terrestre. Ogni fase sembra essere seguita dalla successiva senza interruzioni profonde, e l’intero diagramma presenta una sorprendente continuità per oltre venticinque anni. Questa caratteristica acquistò un significato ancora maggiore molti anni dopo, quando durante l’inverno 2015–2016 la normale struttura della QBO subì una perturbazione senza precedenti nel record osservativo allora disponibile. Newman et al. [2016] documentarono un anomalo spostamento verso l’alto della fase occidentale e lo sviluppo di venti orientali intorno a 40 hPa, con un’interruzione della normale progressione discendente.
Il confronto concettuale con quell’evento rende il Plate 1 ancora più istruttivo. Tra il 1964 e il 1990 la caratteristica inclinazione delle bande rimane sostanzialmente ininterrotta; nel 2015–2016, invece, l’ordine verticale delle fasi venne temporaneamente sconvolto. Newman e collaboratori sottolinearono che la QBO era stata documentata continuativamente fin dagli anni Cinquanta senza che fosse mai stata osservata un’anomalia comparabile. Ciò dimostrò che la regolarità mostrata dal Plate 1, pur essendo straordinaria, non implica che il sistema sia completamente isolato dalle perturbazioni provenienti da altre regioni dell’atmosfera.
Il Plate 1 deve quindi essere interpretato non soltanto come una rappresentazione descrittiva dei venti tropicali, ma come una sintesi visiva dell’intero problema dinamico della QBO. La successione dei colori documenta l’alternanza delle accelerazioni orientali e occidentali; l’inclinazione delle bande rivela la propagazione discendente delle zone di shear; la persistenza dell’ampiezza testimonia l’azione continua della forzante ondulatoria; la differenza fra pannello grezzo e pannello filtrato dimostra l’esistenza di una modalità interannuale coerente immersa in uno spettro più ampio di variabilità; la continuità fra osservazioni provenienti da stazioni diverse conferma la natura quasi zonalmente simmetrica del fenomeno; le variazioni nella distanza tra cicli mostrano invece che l’oscillazione possiede una periodicità interna flessibile anziché rigidamente imposta.
In ultima analisi, il Plate 1 rende visibile uno dei concetti più profondi della dinamica atmosferica: la possibilità che perturbazioni ondulatorie relativamente rapide e apparentemente disordinate producano, attraverso la loro interazione collettiva con il flusso medio, un’oscillazione globale ordinata della durata di diversi anni. I lavori di Lindzen e Holton, Holton e Lindzen e Plumb fornirono il quadro teorico fondamentale per spiegare questa proprietà, mentre le osservazioni sintetizzate da Baldwin et al. e i successivi esperimenti numerici di Giorgetta e collaboratori mostrarono quanto il fenomeno reale dipenda da un ampio spettro di onde e dalla loro interazione con la circolazione tropicale. Il Plate 1 rappresenta pertanto molto più di una semplice sequenza storica del vento equatoriale: costituisce una sorta di impronta dinamica della QBO, nella quale sono condensati il suo periodo quasi biennale, la sua propagazione verticale, il suo carattere globale, la complessità della forzante ondulatoria e la capacità della stratosfera tropicale di conservare una memoria dinamica per tempi molto più lunghi rispetto a quelli caratteristici della meteorologia troposferica.
Plate 2 – Quadro dinamico della QBO durante l’inverno boreale: onde tropicali, teleconnessioni stratosferiche e accoppiamento con il vortice polare
Il Plate 2 proposto da Baldwin et al. [2001] costituisce una sintesi concettuale particolarmente efficace della dinamica dell’Oscillazione Quasi-Biennale durante l’inverno boreale, perché riunisce in un’unica rappresentazione i processi che ne determinano la formazione nella stratosfera tropicale, la propagazione della sua influenza verso la mesosfera e il collegamento dinamico con le medie e alte latitudini. La figura deve essere letta come uno schema dell’accoppiamento atmosferico su scala globale: nella regione equatoriale le onde generate prevalentemente nella troposfera propagano verso l’alto e trasferiscono quantità di moto al flusso medio, contribuendo alla generazione delle fasi orientali e occidentali della QBO; contemporaneamente, lo stato dei venti equatoriali modifica le condizioni di propagazione di altre onde, comprese quelle planetarie extratropicali, rendendo possibile una comunicazione dinamica tra tropici, vortice polare e mesosfera. È proprio questa duplice natura della QBO, contemporaneamente prodotto delle onde e modulatore della propagazione ondulatoria, a renderla uno dei fenomeni più importanti della dinamica stratosferica. Baldwin et al. sottolineano infatti che la QBO domina la variabilità della stratosfera equatoriale e, pur essendo originata nei tropici, modifica la circolazione stratosferica fino alle regioni polari e influenza la variabilità mesosferica attraverso il filtraggio selettivo delle onde ascendenti.
La struttura verticale e latitudinale della figura permette di comprendere immediatamente l’ampiezza del sistema coinvolto. L’asse orizzontale attraversa idealmente l’intero pianeta, dal Polo Sud al Polo Nord, mentre quello verticale si estende dalla troposfera fino a circa 100 km di quota. La tropopausa e la stratopausa delimitano rispettivamente la base della stratosfera e il passaggio alla mesosfera. Nella regione equatoriale inferiore sono schematicamente rappresentati sistemi convettivi tropicali, mentre le frecce arancioni indicano lo sviluppo verso l’alto di differenti classi di onde: onde di gravità, onde inerzia-gravità, onde di Kelvin e onde miste Rossby-gravità. Il messaggio scientifico è fondamentale: la QBO non deriva da una semplice oscillazione autonoma del vento medio, ma è mantenuta dal trasferimento di momento associato a uno spettro complesso di onde che si propagano verticalmente dalla troposfera verso la stratosfera.
Le basi teoriche di questa interpretazione furono stabilite già dai lavori di Lindzen e Holton e successivamente perfezionate da Holton e Lindzen [1972]. Questi ultimi mostrarono che onde a periodo relativamente breve, generate nella troposfera superiore e capaci di propagarsi verticalmente, possono depositare quantità di moto quando vengono attenuate nella stratosfera. Il punto concettualmente straordinario è che onde con periodi dell’ordine di pochi giorni possono mantenere un’oscillazione del vento medio con una durata superiore ai due anni. Il periodo della QBO non coincide quindi con quello delle perturbazioni che la alimentano, ma emerge dalla continua interazione tra propagazione ondulatoria, dissipazione e struttura del vento medio.
Il Plate 2 rappresenta le onde tropicali attraverso frecce arancioni che salgono dalla troposfera. Tale rappresentazione riflette una concezione moderna nella quale non esiste una singola onda responsabile della QBO. Le onde di Kelvin tendono principalmente a trasportare quantità di moto diretta verso est, mentre le onde Rossby-gravità e diverse componenti delle onde inerzia-gravità e delle onde di gravità possono fornire contributi di segno opposto. L’effetto netto dipende dallo spettro delle onde disponibili, dalla loro velocità di fase, dall’intensità della dissipazione e, soprattutto, dal vento zonale attraverso cui esse si propagano. La corrente media agisce pertanto come un filtro dinamico selettivo: alcune componenti riescono a raggiungere quote elevate, mentre altre vengono attenuate e depositano il proprio momento a livelli inferiori.
L’importanza della convezione tropicale, rappresentata graficamente nella parte inferiore del Plate 2, è stata ulteriormente chiarita dagli studi numerici di Alexander e Holton [1997]. Utilizzando un modello in grado di simulare un sistema convettivo tropicale, gli autori mostrarono che la convezione profonda può generare un ampio spettro di onde di gravità propaganti sia verso est sia verso ovest. In presenza di shear tipici delle differenti fasi della QBO, le componenti ondulatorie vengono selettivamente attenuate in funzione della loro direzione di propagazione, determinando accelerazioni del vento medio. Lo studio indicò inoltre che le onde di gravità mesoscalari prodotte dalla convezione possono rappresentare una frazione significativa del momento necessario a sostenere l’oscillazione.
Questa selettività costituisce uno dei principali meccanismi di auto-organizzazione della QBO. Quando nella stratosfera è presente una determinata struttura del vento, le onde che propagano con velocità di fase simile a quella corrente vengono progressivamente attenuate e depositano momento. Il deposito di quantità di moto modifica il vento stesso, che a sua volta altera lo spettro delle onde in grado di raggiungere le quote superiori. La QBO deve quindi essere interpretata come un sistema di retroazione tra onde e flusso medio. È proprio questa relazione reciproca a generare le fasce alternate di vento orientale e occidentale che, come mostrato nel Plate 1, discendono lentamente attraverso la stratosfera equatoriale.
Nel Plate 2 le anomalie del vento zonale sono rappresentate attraverso campi colorati. L’azzurro identifica anomalie orientali, mentre il rosa indica anomalie occidentali. I contorni neri rappresentano la differenza fra la circolazione associata alle fasi orientale e occidentale della QBO, definite utilizzando il vento equatoriale a 40 hPa. Questa scelta non è casuale: il livello di 40 hPa si trova nella bassa-media stratosfera, dove il segnale della QBO è intenso e dove la sua fase risulta particolarmente utile per classificare statisticamente la circolazione extratropicale. Nella regione tropicale, i contorni mostrano una configurazione verticale alternata: a una fase orientale nella bassa stratosfera può corrispondere una fase occidentale a quote superiori. Ciò sottolinea che la QBO non può essere descritta adeguatamente attraverso un’unica direzione del vento valida per l’intera stratosfera.
La struttura verticale dello shear è infatti essenziale. Due periodi classificati entrambi come QBO orientale a 40 o 50 hPa possono possedere configurazioni differenti alle quote superiori, e questo può modificare la risposta dinamica extratropicale. La QBO è pertanto una struttura tridimensionale in evoluzione e non soltanto un indice binario orientale-occidentale. Questo aspetto è diventato sempre più importante negli studi successivi, soprattutto quando si è cercato di comprendere perché l’intensità dell’effetto extratropicale vari significativamente da un inverno all’altro.
Il Plate 2 diventa particolarmente interessante procedendo verso le medie e alte latitudini dell’emisfero settentrionale. Le frecce viola rappresentano le onde planetarie, principalmente grandi onde di Rossby generate nella troposfera extratropicale e in grado, in determinate condizioni, di propagarsi nella stratosfera invernale. Tali onde sono fondamentali per la dinamica del vortice polare perché possono trasferire grandi quantità di momento e produrre decelerazioni della circolazione zonale occidentale. Quando l’attività ondulatoria è particolarmente intensa, essa può contribuire a forti perturbazioni del vortice e, nei casi estremi, a un riscaldamento stratosferico improvviso.
Il collegamento tra QBO equatoriale e vortice polare rappresentato nel Plate 2 corrisponde al celebre effetto Holton–Tan. Holton e Tan [1980], analizzando sedici anni di dati nell’emisfero settentrionale, mostrarono che la circolazione stratosferica alle alte latitudini variava sistematicamente in relazione alla fase della QBO equatoriale. In particolare, le altezze geopotenziali zonalmente mediate alle alte latitudini risultavano inferiori durante la fase occidentale rispetto alla fase orientale. Gli autori proposero che gli spostamenti latitudinali della linea di vento zonale nullo associati alla QBO potessero modificare la propagazione delle onde planetarie e quindi la circolazione extratropicale.
La rappresentazione moderna dell’effetto Holton–Tan è tuttavia più articolata rispetto alla semplice migrazione di una linea critica. La QBO modifica la struttura del vento zonale subtropicale e, di conseguenza, la rifrazione, la propagazione verticale e la dissipazione delle onde planetarie. Durante determinate fasi, la guida d’onda stratosferica può favorire una maggiore penetrazione delle onde verso le alte latitudini; in altre condizioni, la propagazione viene deviata o ridotta. Le onde possono quindi raggiungere il vortice polare con diversa intensità e modificare la sua forza media. Gray et al. [2018] hanno sintetizzato questa dinamica identificando una “via polare” attraverso cui la QBO influenza la superficie: la QBO modifica la propagazione delle onde planetarie, questa modifica altera il vortice polare stratosferico e le anomalie del vortice possono successivamente propagare la propria influenza verso la troposfera.
La risposta del vortice non deve però essere intesa in termini deterministici. Una QBO orientale non produce automaticamente un vortice debole, così come una QBO occidentale non garantisce necessariamente un vortice forte. La relazione è statistica e viene continuamente modulata dall’attività ondulatoria troposferica, da ENSO, dal ciclo solare, dalla configurazione della corrente a getto, dallo stato della troposfera e da numerose altre componenti della variabilità atmosferica. La review di Anstey e Shepherd [2014] sottolinea proprio che, nonostante l’effetto Holton–Tan sia uno dei collegamenti più robusti fra tropici e alte latitudini nella stratosfera, rimangono questioni aperte riguardo ai livelli della QBO più importanti per la risposta polare e alle interazioni con altri forzanti interannuali, come ENSO e il ciclo solare.
La relazione con i riscaldamenti stratosferici improvvisi rappresenta una conseguenza naturale di questo quadro dinamico. Se una determinata configurazione della QBO favorisce una maggiore propagazione delle onde planetarie verso il vortice, aumenta la possibilità che il flusso zonale polare venga rallentato e perturbato. Studi precedenti richiamati da Hamilton [1998] avevano già evidenziato che i major sudden warmings risultavano statisticamente più frequenti durante determinate configurazioni della QBO e che, mediamente, il vortice polare boreale tendeva a risultare più debole quando nella bassa stratosfera equatoriale prevalevano venti orientali. La QBO va quindi interpretata come una condizione di fondo capace di modificare la suscettibilità del vortice alle perturbazioni, non come una causa unica dell’evento.
Questa distinzione è importante anche per la previsione stagionale. La QBO possiede una memoria molto maggiore rispetto alla circolazione troposferica sinottica, poiché le sue fasce di vento discendono lentamente per molti mesi. Una volta conosciuta la struttura verticale del vento equatoriale, è possibile stimare con una certa affidabilità la sua evoluzione per la stagione successiva. Ciò rende la QBO una fonte potenziale di prevedibilità stratosferica. Tuttavia, trasformare questa informazione in una previsione meteorologica alla superficie richiede la corretta rappresentazione di tutta la catena dinamica: QBO, propagazione ondulatoria, vortice polare, accoppiamento stratosfera–troposfera e risposta della circolazione superficiale.
Il Plate 2 mette inoltre in evidenza che l’influenza della QBO non termina alle alte latitudini. Nella parte superiore della figura, oltre circa 80 km, compare la sigla MQBO, ovvero Mesospheric Quasi-Biennial Oscillation. La presenza di una risposta quasi biennale nella mesosfera deriva in larga misura dal filtraggio delle onde effettuato dalla stratosfera sottostante. Le onde che propagano dalla troposfera verso quote superiori devono infatti attraversare regimi alternati di vento orientale e occidentale. Ogni fase della QBO consente il passaggio di determinate componenti dello spettro e ne sopprime altre. Lo spettro ondulatorio che raggiunge la mesosfera varia pertanto sistematicamente con la fase della QBO, producendo una risposta nella circolazione mesosferica. Baldwin et al. evidenziano espressamente che la QBO stratosferica può influenzare la variabilità intorno agli 85 km proprio attraverso questo meccanismo di filtraggio selettivo.
Il significato dinamico della MQBO è profondo perché dimostra che la QBO non deve essere considerata un’oscillazione confinata tra tropopausa e stratopausa. La stratosfera equatoriale funziona come un filtro intermedio all’interno di un sistema atmosferico verticalmente accoppiato. La convezione genera onde nella troposfera; tali onde attraversano la stratosfera e contribuiscono alla QBO; la QBO modifica quali onde riescono a raggiungere la mesosfera; la mesosfera risponde quindi a un forcing che conserva memoria dello stato della stratosfera sottostante. La direzione dell’accoppiamento non è perciò semplicemente dal basso verso l’alto, ma coinvolge una serie di retroazioni e selezioni dinamiche tra livelli atmosferici differenti.
Tra circa 50 e 80 km i contorni del Plate 2 sono tratteggiati per sottolineare la maggiore incertezza osservativa che caratterizzava questa regione al momento della review di Baldwin et al. La difficoltà deriva dalla collocazione stessa dell’alta stratosfera e della bassa mesosfera: troppo in alto per essere osservata regolarmente dalle radiosonde e storicamente meno campionata rispetto alla stratosfera inferiore. Questa cautela grafica è importante perché mostra che lo schema distingue chiaramente tra caratteristiche ben documentate e parti del sistema per le quali l’evidenza osservativa risultava allora meno robusta.
L’altra grande lezione del Plate 2 riguarda la relazione tra onde tropicali e onde extratropicali. Le frecce arancioni e viola rappresentano due famiglie di perturbazioni che svolgono ruoli differenti ma interconnessi. Le onde tropicali costituiscono una parte essenziale del motore della QBO; le onde planetarie extratropicali rappresentano invece uno dei principali mezzi attraverso cui l’influenza della QBO viene comunicata alle alte latitudini. La QBO è quindi inserita tra due sistemi ondulatori: viene generata dal primo e modula il secondo. Questa posizione dinamica centrale spiega perché variazioni relativamente localizzate del vento equatoriale possano essere associate a cambiamenti della circolazione atmosferica su scala emisferica.
Gli studi più recenti sugli impatti superficiali hanno ampliato ulteriormente questo concetto. Gray et al. [2018] hanno distinto almeno tre possibili vie attraverso cui la QBO può influenzare la troposfera e la superficie: una via tropicale, una subtropicale e una polare. Il Plate 2 del 2001 anticipa soprattutto la via polare, mostrando la modulazione delle onde planetarie e del vortice stratosferico, ma la ricerca successiva ha indicato che la relazione QBO–troposfera potrebbe non dipendere esclusivamente dal vortice polare. Possono intervenire anche modificazioni della tropopausa tropicale, della convezione, della corrente a getto subtropicale e della circolazione extratropicale.
La complessità di questi collegamenti ha acquisito ulteriore evidenza con l’interruzione anomala della QBO osservata nel 2015–2016. Newman et al. [2016] documentarono un comportamento senza precedenti nel record osservativo disponibile: la normale discesa della fase occidentale venne perturbata da una struttura anomala, con uno spostamento verso l’alto dei venti occidentali e lo sviluppo di venti orientali intorno a 40 hPa. L’episodio dimostrò che la QBO, sebbene straordinariamente regolare, non è un sistema completamente isolato e può essere fortemente perturbata da condizioni dinamiche eccezionali. In questo senso, il Plate 2 assume un valore ancora maggiore: mostra un sistema di interazioni che non procede in un’unica direzione, ma nel quale il comportamento della QBO dipende dal contesto atmosferico globale.
L’evento del 2015–2016 rafforzò quindi un’idea già implicita nella figura di Baldwin et al.: la QBO è un componente del sistema atmosferico globale, non un oscillatore tropicale autonomo. Le onde provenienti da regioni diverse, la circolazione meridiana residua, la convezione tropicale e la struttura della stratosfera extratropicale possono tutti concorrere a modificarne l’evoluzione. Questo aspetto è particolarmente rilevante nel contesto dei modelli climatici, perché per riprodurre correttamente la QBO non è sufficiente generare venti alternati all’equatore. È necessario simulare in modo realistico lo spettro ondulatorio tropicale, la dissipazione, la circolazione di Brewer–Dobson, la propagazione delle onde planetarie e le interazioni con la stratosfera extratropicale.
Il Plate 2 rappresenta quindi, in forma schematica, un autentico sistema di accoppiamento multiscala. Alla base troviamo la convezione tropicale, caratterizzata da scale spaziali relativamente ridotte e da una forte variabilità temporale. Da essa emergono onde capaci di attraversare decine di chilometri di atmosfera. Queste onde modificano un flusso zonale che evolve su una scala di oltre due anni. Il flusso medio così prodotto altera poi la propagazione delle onde su scala planetaria, che a loro volta influenzano una struttura grande quanto un emisfero, il vortice polare. Contemporaneamente, il filtraggio stratosferico modifica la circolazione a quote superiori agli 80 km. Pochi fenomeni atmosferici mostrano in maniera altrettanto chiara l’integrazione fra processi convettivi, dinamica ondulatoria, circolazione media e teleconnessioni globali.
Da questa prospettiva emerge anche il significato climatico della QBO. La sua importanza non deriva semplicemente dall’elevata ampiezza delle anomalie del vento equatoriale, ma dal fatto che essa modifica lo stato di fondo nel quale si sviluppa la variabilità atmosferica. La propagazione di un’onda dipende dal vento attraverso cui l’onda viaggia; cambiando quel vento, la QBO modifica quindi le possibilità evolutive dell’intero sistema. Non determina in modo rigido ciò che accadrà, ma altera le probabilità dinamiche. Questo concetto probabilistico è fondamentale quando si cerca di collegare la QBO al vortice polare, agli SSW, alla NAO o al tempo meteorologico europeo.
Nel complesso, il Plate 2 può essere considerato una rappresentazione concettuale dell’atmosfera come sistema verticalmente e latitudinalmente interconnesso. Le onde generate nella troposfera tropicale contribuiscono alla costruzione della QBO stratosferica; la QBO seleziona e filtra lo spettro delle onde dirette verso la mesosfera; contemporaneamente modifica la struttura del vento subtropicale e quindi la propagazione delle onde planetarie extratropicali; queste ultime possono cambiare l’intensità del vortice polare e, attraverso l’accoppiamento stratosfera–troposfera, influenzare anche la circolazione sottostante. La review di Baldwin et al. [2001] sintetizzò questo quadro in un momento in cui molte delle teleconnessioni oggi studiate in dettaglio stavano ancora emergendo, ma l’architettura concettuale mostrata nel Plate 2 è rimasta sorprendentemente attuale.
La figura dimostra dunque che studiare la QBO significa inevitabilmente studiare le onde atmosferiche. Senza le onde tropicali non esisterebbe il meccanismo fondamentale capace di mantenere l’alternanza dei venti equatoriali; senza il filtraggio ondulatorio non si comprenderebbe la risposta mesosferica; senza le onde planetarie non si spiegherebbe gran parte della teleconnessione con il vortice polare. La QBO appare quindi come un elemento di raccordo tra differenti famiglie di onde e differenti regioni dell’atmosfera, capace di collegare sistemi convettivi tropicali, stratosfera equatoriale, alta atmosfera e circolazione polare. È proprio questo intreccio di processi a fare del Plate 2 una delle figure più rappresentative dell’intera review di Baldwin et al.: non una semplice illustrazione della QBO, ma una sintesi della sua funzione all’interno della dinamica atmosferica globale.
1.2. La ricerca di una spiegazione della QBO
La ricerca di una spiegazione fisica dell’Oscillazione Quasi-Biennale rappresenta uno dei capitoli più importanti della dinamica stratosferica moderna, perché costrinse la comunità scientifica a confrontarsi con un fenomeno che, al momento della sua scoperta, non poteva essere interpretato attraverso i paradigmi allora disponibili. Quando Reed, Ebdon e altri ricercatori misero in evidenza, tra la fine degli anni Cinquanta e l’inizio degli anni Sessanta, la presenza di regimi alternati di venti orientali e occidentali che discendevano progressivamente nella stratosfera equatoriale, non esisteva ancora una teoria consolidata delle onde atmosferiche tropicali né erano disponibili osservazioni sufficienti a documentarne sistematicamente l’esistenza. La QBO appariva quindi come un’oscillazione enigmatica, caratterizzata da una periodicità prossima ai due anni ma non rigidamente biennale, da una notevole coerenza spaziale lungo la fascia equatoriale e, soprattutto, da una propagazione verso il basso che avveniva senza una sostanziale perdita di ampiezza. Proprio quest’ultima caratteristica poneva un problema dinamico fondamentale: scendendo verso quote inferiori, dove la densità dell’aria aumenta, una perturbazione che mantenga un’ampiezza del vento comparabile deve essere sostenuta da un continuo apporto di quantità di moto e di energia. Una spiegazione puramente passiva, basata sulla propagazione di una struttura già formata, risultava quindi insufficiente.
Nelle prime fasi della ricerca furono considerate numerose possibilità. Si ipotizzò che la QBO potesse essere il risultato di un periodo naturale dell’atmosfera, di qualche meccanismo interno di retroazione, di una forzante esterna ancora non identificata oppure di una combinazione di più processi. Il problema era reso ancora più complesso dal fatto che l’oscillazione produceva venti occidentali zonalmente simmetrici centrati sull’equatore. Questa configurazione non può essere spiegata semplicemente attraverso l’avvezione media meridiana, perché la conservazione del momento angolare pone severi vincoli alla possibilità di generare un massimo di vento occidentale proprio in corrispondenza dell’equatore. Divenne quindi progressivamente evidente che un trasferimento di quantità di moto associato a perturbazioni non zonalmente simmetriche doveva svolgere un ruolo essenziale.
Wallace e Holton [1968] affrontarono questo problema tentando di riprodurre numericamente la QBO attraverso sorgenti di calore e attraverso l’azione di onde planetarie provenienti dalle latitudini extratropicali e dirette verso l’equatore. Il risultato fu negativo ma estremamente istruttivo. Il trasferimento laterale di momento operato dalle onde planetarie non era in grado di spiegare contemporaneamente la propagazione discendente e il mantenimento dell’ampiezza osservata. La conclusione fu concettualmente decisiva: la forza responsabile dell’oscillazione doveva spostarsi essa stessa verso il basso insieme alla struttura del vento equatoriale. Non bastava quindi che una sorgente di momento agisse permanentemente a una quota fissa; il livello principale di deposizione del momento doveva migrare progressivamente verso quote inferiori.
Il passaggio teorico fondamentale fu reso possibile dal lavoro di Booker e Bretherton [1967] sull’interazione tra onde di gravità e livelli critici. Gli autori mostrarono che un’onda di gravità propagante verticalmente può essere fortemente attenuata o assorbita quando incontra una regione in cui la velocità del vento medio si avvicina alla sua velocità di fase. In quella regione l’onda perde una parte importante del proprio momento, che viene trasferito al flusso medio. Questa idea forniva esattamente il meccanismo necessario per spiegare come una forzante ondulatoria potesse essere localizzata a determinate quote e come la posizione del deposito di momento potesse cambiare man mano che il vento medio veniva modificato.
Richard Lindzen comprese rapidamente le implicazioni di questo risultato per la QBO. Se nella stratosfera equatoriale fosse presente uno spettro di onde di gravità propaganti sia verso est sia verso ovest, il vento medio avrebbe potuto filtrare selettivamente queste perturbazioni e ricevere quantità di moto di segno diverso a seconda della propria configurazione. Lindzen e Holton [1968] mostrarono che un simile meccanismo poteva effettivamente generare un’oscillazione auto-sostenuta del vento zonale. Nel loro modello bidimensionale, onde di gravità con differenti velocità di fase si propagavano verticalmente e interagivano con la corrente media. Il flusso atmosferico modificava la propagazione delle onde, mentre i flussi di momento trasportati dalle onde modificavano a loro volta il vento medio. Si stabiliva così una retroazione bidirezionale tra onde e circolazione di fondo.
Questa retroazione rappresenta il cuore fisico della QBO. Quando una certa configurazione di vento è presente nella stratosfera, alcune onde riescono a propagarsi più facilmente verso l’alto, mentre altre vengono assorbite a quote inferiori. La deposizione di momento prodotta da queste onde accelera il vento e modifica la struttura dello shear. Il cambiamento del vento altera a sua volta il filtraggio delle perturbazioni che continuano a propagarsi dalla troposfera. In questo modo il sistema non tende verso un equilibrio statico, ma può oscillare continuamente tra regimi di segno opposto. La propagazione verso il basso non è quindi il risultato della discesa materiale delle stesse masse d’aria, ma del progressivo spostamento verso quote inferiori delle regioni in cui viene depositata quantità di moto.
Uno dei risultati più importanti del modello di Lindzen e Holton fu la comprensione che il periodo dell’oscillazione non deve essere imposto dall’esterno. Esso dipende, almeno in parte, dall’intensità del flusso di momento associato alle onde e dall’efficienza con cui queste ultime vengono dissipate e assorbite. Ciò significa che una QBO con un periodo medio di circa 28 mesi non richiede l’esistenza di una forzante esterna con la stessa periodicità. La vicinanza tra la durata della QBO e una frazione semplice del ciclo annuale è quindi essenzialmente accidentale. Questo concetto rappresentò una svolta importante, perché liberò la teoria dalla necessità di cercare un misterioso “orologio biennale” esterno all’atmosfera.
L’ipotesi secondo cui onde equatoriali propaganti verticalmente fossero responsabili della QBO appariva tuttavia, alla fine degli anni Sessanta, particolarmente audace. Le osservazioni disponibili erano ancora scarse e la teoria matematica delle onde equatoriali stava appena emergendo. In quegli stessi anni Matsuno [1966] sviluppò la teoria lineare delle onde nell’atmosfera equatoriale, mostrando che la particolare struttura della forza di Coriolis nei pressi dell’equatore consente l’esistenza di famiglie di onde con proprietà caratteristiche. Tra queste compaiono le onde di Rossby equatoriali, le onde miste Rossby-gravità e le onde di Kelvin. La teoria di Matsuno fornì il quadro matematico entro cui interpretare le osservazioni che stavano rapidamente accumulandosi.
Maruyama [1967] identificò strutture coerenti con la presenza di onde miste Rossby-gravità propaganti verso ovest. Poco dopo Wallace e Kousky [1968] mostrarono osservazioni convincenti di onde di Kelvin nella bassa stratosfera tropicale. Queste ultime risultavano particolarmente importanti perché trasportavano verso l’alto quantità di moto occidentale, fornendo quindi un possibile meccanismo per l’accelerazione occidentale della QBO. Le onde miste Rossby-gravità, al contrario, potevano contribuire al trasferimento di quantità di moto orientale. Bretherton [1969] chiarì ulteriormente il contributo di queste onde al bilancio dinamico equatoriale.
Su questa base Holton e Lindzen [1972] elaborarono un modello più semplice e più direttamente confrontabile con le osservazioni, nel quale la QBO era guidata principalmente da due famiglie di onde: le onde di Kelvin, responsabili delle accelerazioni occidentali, e le onde miste Rossby-gravità, responsabili di accelerazioni orientali. Il modello riusciva a produrre un’alternanza di regimi di vento con una propagazione verso il basso qualitativamente simile a quella osservata. Per oltre due decenni questo meccanismo costituì il paradigma dominante per spiegare la QBO.
Il successo della teoria non derivava soltanto dalla capacità di riprodurre numericamente l’oscillazione. Una delle verifiche più eleganti arrivò dall’esperimento di laboratorio di Plumb e McEwan [1978]. Gli autori utilizzarono un fluido stratificato in salinità contenuto in un grande anello. Una membrana flessibile collocata alla base oscillava verticalmente, generando onde di gravità che si propagavano in direzioni opposte lungo la circonferenza. Quando l’ampiezza delle onde superava una determinata soglia, nel fluido si sviluppava spontaneamente una corrente media che periodicamente invertiva direzione e le cui zone di shear progredivano verso il basso. Il comportamento osservato ricordava in maniera sorprendente la struttura della QBO atmosferica.
L’esperimento di Plumb e McEwan ebbe un’enorme importanza concettuale perché dimostrò che la teoria dell’interazione onda-flusso non era semplicemente il prodotto di un artificio numerico. Un fluido reale, soggetto a onde propaganti verticalmente, poteva sviluppare spontaneamente un’oscillazione media con inversioni periodiche e propagazione discendente. La QBO divenne così uno degli esempi più convincenti di come un flusso medio possa emergere dall’azione collettiva di onde relativamente rapide e come una struttura temporale lunga possa essere generata da perturbazioni aventi periodicità completamente differenti.
Con il miglioramento delle osservazioni emersero tuttavia alcune difficoltà. Le onde di Kelvin e le onde miste Rossby-gravità erano effettivamente presenti e trasportavano quantità di moto nella direzione prevista dalla teoria, ma sembravano non essere sufficientemente intense per sostenere da sole una QBO realistica. Gray e Pyle [1989], utilizzando un modello più completo che includeva dinamica, radiazione e fotochimica, scoprirono che era necessario aumentare significativamente le ampiezze delle onde osservate per ottenere una QBO con caratteristiche simili a quelle reali. Ciò suggeriva che una parte importante della forzante ondulatoria fosse ancora mancante.
Questa difficoltà diventò ancora più evidente quando venne riconosciuto il ruolo della circolazione ascendente tropicale. Dunkerton [1991, 1997] e McIntyre [1994] sottolinearono che la stratosfera tropicale è interessata da un moto medio ascendente collegato alla circolazione di Brewer–Dobson. Se l’aria di fondo si muove continuamente verso l’alto mentre le zone di shear della QBO discendono rispetto alle coordinate geometriche, allora la propagazione effettiva delle strutture di vento rispetto alle masse d’aria è molto più rapida di quanto suggerisca il semplice spostamento osservato verso il basso. Ne consegue che la quantità di moto necessaria per mantenere l’oscillazione è significativamente maggiore rispetto alle prime stime.
Questo risultato modificò profondamente l’interpretazione quantitativa della QBO. Le sole onde di Kelvin e Rossby-gravità osservate non sembravano più in grado di fornire il trasporto di quantità di moto necessario. Dunkerton [1997] concluse quindi che un ampio spettro di onde di gravità, molte delle quali con scale spaziali relativamente piccole e difficili da osservare direttamente, doveva contribuire in modo sostanziale alla forzante dell’oscillazione. In un certo senso, questa conclusione riportava la teoria verso la visione originaria di Lindzen e Holton [1968], che avevano immaginato fin dall’inizio uno spettro molto ampio di onde propaganti in entrambe le direzioni.
Le osservazioni satellitari e le campagne sperimentali successive hanno fornito numerose conferme a questa interpretazione. Studi come quelli di Sato e Dunkerton, Alexander e Holton, Ern e collaboratori e numerosi lavori dedicati alle onde di gravità tropicali hanno mostrato che la stratosfera è attraversata da un ampio spettro di perturbazioni con scale molto diverse. Alcune sono direttamente collegate alla convezione profonda tropicale, altre a sistemi temporaleschi organizzati, al passaggio sopra rilievi o a instabilità del flusso. Le onde di gravità con piccola scala orizzontale sono particolarmente importanti perché possono trasportare quantità di moto considerevoli pur essendo difficili da rilevare con sistemi osservativi tradizionali.
Alexander e Holton [1997], studiando la generazione di onde di gravità da parte della convezione tropicale, mostrarono che i sistemi convettivi possono produrre uno spettro ricco di perturbazioni propaganti sia verso est sia verso ovest. Quando queste onde raggiungono la stratosfera, la loro capacità di propagarsi dipende dallo stato del vento della QBO. Ne deriva un filtraggio selettivo che rafforza ulteriormente la retroazione tra onde e corrente media. Le nubi convettive tropicali non rappresentano quindi soltanto una componente della meteorologia troposferica, ma costituiscono una delle sorgenti fondamentali del momento che viene successivamente redistribuito nella stratosfera.
La ricerca numerica degli anni Duemila ha ulteriormente consolidato questa visione. Giorgetta, Manzini e Roeckner [2002] riuscirono a simulare una QBO spontanea in un modello atmosferico globale con una combinazione di onde esplicitamente risolte e onde di gravità parametrizzate. Il loro lavoro mostrò che nessuna singola famiglia di onde può essere considerata responsabile dell’intera oscillazione. La QBO reale emerge piuttosto dall’effetto combinato di numerose perturbazioni atmosferiche distribuite su un ampio spettro di scale temporali e spaziali.
Questa conclusione è oggi centrale nella modellistica climatica. Nei modelli globali, molte onde di gravità possiedono dimensioni troppo piccole per essere risolte direttamente dalla griglia numerica e devono quindi essere rappresentate attraverso parametrizzazioni. La capacità di simulare correttamente la QBO dipende fortemente dalla qualità di queste parametrizzazioni, dalla risoluzione verticale della stratosfera, dalla rappresentazione della convezione e dalla corretta simulazione della circolazione di Brewer–Dobson. Un modello può infatti produrre un’oscillazione simile alla QBO ma avere un periodo errato, una propagazione troppo rapida o troppo lenta oppure un’ampiezza non realistica se il bilancio tra forzante ondulatoria e moto ascendente tropicale non è correttamente rappresentato.
La ricerca sulla QBO ha quindi progressivamente trasformato un problema apparentemente circoscritto alla stratosfera equatoriale in una questione centrale per la modellistica dell’intera atmosfera. La corretta simulazione dell’oscillazione costituisce oggi un test estremamente severo della capacità di un modello di rappresentare l’interazione tra onde non risolte, onde risolte, circolazione media e trasporto verticale. Un modello che riproduce realisticamente la QBO dimostra implicitamente di possedere una rappresentazione relativamente sofisticata di molti processi dinamici fondamentali della stratosfera.
Un altro elemento essenziale riguarda l’influenza della QBO al di fuori dei tropici. Holton e Tan [1980] mostrarono per la prima volta in maniera sistematica che la fase della QBO equatoriale è associata a differenze nella circolazione stratosferica delle alte latitudini dell’emisfero settentrionale. Questo collegamento, divenuto noto come effetto Holton–Tan, dimostrò che un’oscillazione apparentemente tropicale può modificare la propagazione delle onde planetarie extratropicali e quindi lo stato del vortice polare.
La spiegazione fisica si basa ancora una volta sull’interazione tra onde e flusso medio. Modificando la struttura dei venti nella stratosfera tropicale e subtropicale, la QBO altera le condizioni di rifrazione e propagazione delle onde planetarie provenienti dalla troposfera. Queste perturbazioni possono raggiungere il vortice polare con maggiore o minore efficacia a seconda della fase della QBO, trasferendo quantità di moto e modificandone la forza. Durante determinate configurazioni, il vortice tende quindi a risultare statisticamente più debole e perturbato; in altre condizioni può risultare più forte e compatto.
Questa relazione ha profonde implicazioni per lo studio dei riscaldamenti stratosferici improvvisi. La QBO non determina direttamente il verificarsi di un SSW, ma può modificare lo stato di fondo attraverso cui le onde planetarie si propagano e, di conseguenza, alterare la probabilità che il vortice polare venga fortemente perturbato. Gli studi successivi a Holton e Tan hanno mostrato che la relazione non è semplice e può dipendere dalla quota scelta per definire la fase della QBO, dalla stagione, da ENSO, dal ciclo solare e da altri elementi della variabilità atmosferica.
L’influenza globale della QBO non si limita tuttavia alla dinamica dei venti. La circolazione secondaria associata all’oscillazione modifica le temperature e i moti verticali nella stratosfera, influenzando il trasporto di ozono, vapore acqueo, metano e numerosi altri costituenti in tracce. La QBO produce quindi segnali chimici osservabili su ampie regioni della stratosfera. Randel e collaboratori, così come diversi studi successivi basati su osservazioni satellitari, hanno documentato chiaramente anomalie quasi biennali nella distribuzione dell’ozono tropicale e subtropicale.
Questi effetti sono particolarmente importanti nello studio dell’ozono stratosferico perché la QBO può modificare sia il trasporto meridionale sia la temperatura, influenzando indirettamente i processi chimici responsabili della produzione e distruzione dell’ozono. Inoltre, attraverso la modulazione del vortice polare, la QBO può contribuire alle condizioni dinamiche che favoriscono o limitano l’esaurimento dell’ozono alle alte latitudini. La comprensione dell’oscillazione è quindi necessaria quando si analizzano trend a lungo termine della composizione stratosferica: un segnale quasi biennale non correttamente rimosso o rappresentato può essere erroneamente interpretato come parte di una tendenza climatica.
La stessa considerazione vale per gli aerosol stratosferici e per numerosi gas in tracce. La QBO modifica il trasporto verticale e latitudinale e può quindi alterare la distribuzione di sostanze con tempi di vita atmosferica molto diversi. Questo rende indispensabile distinguere la variabilità naturale quasi biennale da cambiamenti indotti da forzanti esterne quali eruzioni vulcaniche, variazioni delle emissioni antropiche o cambiamenti climatici di lungo periodo.
L’evoluzione storica della teoria della QBO rappresenta quindi un esempio straordinariamente istruttivo del metodo scientifico. Una scoperta osservativa apparentemente inspiegabile costrinse i ricercatori a riconsiderare la dinamica tropicale; un risultato teorico sull’assorbimento delle onde ai livelli critici fornì un possibile meccanismo; modelli idealizzati mostrarono che l’interazione tra onde e flusso medio poteva generare autonomamente un’oscillazione; osservazioni successive identificarono le onde previste dalla teoria; esperimenti di laboratorio dimostrarono che un fluido reale poteva sviluppare un comportamento analogo; infine, nuove osservazioni mostrarono che il paradigma iniziale era corretto nel principio ma incompleto nella quantità di momento richiesta, portando all’inclusione di un ampio spettro di onde di gravità.
Oggi la QBO viene quindi interpretata come il risultato dell’interazione continua tra onde atmosferiche e circolazione media nella stratosfera tropicale. Le onde di Kelvin, le onde miste Rossby-gravità, le onde inerzia-gravità e un vasto spettro di onde di gravità trasportano quantità di moto verso l’alto; il vento di fondo ne seleziona la propagazione; il loro assorbimento modifica il vento; la modifica del vento cambia nuovamente il filtraggio delle onde. Da questa retroazione emerge una struttura ordinata, caratterizzata da regimi orientali e occidentali che discendono lentamente per molti mesi.
La ricerca di una spiegazione della QBO ha quindi mostrato che l’atmosfera può generare spontaneamente oscillazioni di lunga durata a partire da perturbazioni molto più rapide, senza necessità di una forzante esterna avente la stessa periodicità. Questo risultato ha un significato che supera ampiamente lo studio della sola stratosfera equatoriale. La QBO costituisce uno degli esempi più eleganti di auto-organizzazione nei fluidi geofisici e rappresenta una dimostrazione concreta di come processi su scale temporali e spaziali molto differenti possano interagire producendo una struttura coerente e prevedibile.
Il quadro delineato da Baldwin et al. [2001] mostra quindi come la comprensione moderna della QBO sia nata da un progressivo ampliamento della visione scientifica: dalle prime ipotesi su oscillazioni naturali o forzanti esterne, alla teoria dell’interazione onda–flusso, fino alla moderna concezione di un sistema alimentato da uno spettro complesso di perturbazioni atmosferiche e integrato nella circolazione globale. La QBO non è soltanto un’alternanza periodica dei venti equatoriali, ma una manifestazione macroscopica della continua interazione tra onde, circolazione media, trasporto di quantità di moto e circolazione meridiana. Comprenderne il meccanismo significa comprendere uno dei processi fondamentali attraverso cui l’atmosfera redistribuisce momento ed energia tra differenti quote e latitudini, influenzando non soltanto la stratosfera tropicale ma anche la circolazione extratropicale, il vortice polare, la chimica dell’ozono e la variabilità climatica su scala globale.
2. PANORAMICA DELLA QBO E DEI SUOI EFFETTI GLOBALI – 2.1. Vento zonale
L’Oscillazione Quasi-Biennale rappresenta la principale modalità di variabilità interannuale del vento zonale nella stratosfera equatoriale e costituisce, al tempo stesso, uno degli esempi più chiari di come un processo originato nella fascia tropicale possa esercitare un’influenza dinamica che si estende verticalmente dalla troposfera alla mesosfera e latitudinalmente dall’equatore fino alle regioni polari. La struttura del vento zonale associata alla QBO costituisce il punto di partenza indispensabile per comprenderne l’intero spettro di effetti atmosferici, poiché sono proprio l’intensità, la posizione verticale e la fase dei regimi di vento orientale e occidentale a determinare il modo in cui le onde atmosferiche possono propagarsi, essere filtrate e trasferire quantità di moto alla circolazione media. La review di Baldwin et al. mostra chiaramente come la QBO non debba essere interpretata semplicemente come un’alternanza periodica dei venti tropicali, ma come una struttura dinamica tridimensionale in continua evoluzione, capace di interagire con il ciclo stagionale, con la circolazione meridiana stratosferica, con le onde tropicali e con le grandi onde planetarie extratropicali.
L’analisi composita del vento zonale equatoriale effettuata da Pawson et al. [1993] evidenzia innanzitutto una marcata asimmetria tra le fasi occidentali e orientali dell’oscillazione. I regimi occidentali tendono generalmente a propagarsi verso il basso in maniera più rapida e regolare, mentre quelli orientali risultano mediamente più intensi e possono persistere più a lungo alle stesse quote. Questa differenza costituisce una caratteristica fondamentale della QBO e dimostra che le due metà del ciclo non rappresentano semplicemente immagini speculari. La diversa dinamica delle fasi dipende dalla composizione dello spettro ondulatorio che le alimenta, dall’intensità della circolazione ascendente tropicale, dalla diversa efficacia con cui le onde vengono filtrate dal vento di fondo e dalla modulazione stagionale esercitata dalla circolazione atmosferica globale.
Il periodo medio della QBO, considerando la serie osservativa 1953–1995 discussa da Baldwin et al., è di circa 28,2 mesi. Questo valore risulta leggermente superiore ai 27,7 mesi ricavati da Naujokat [1986] utilizzando una serie temporale più breve. La differenza, apparentemente modesta, è scientificamente significativa perché sottolinea quanto la QBO non possieda una periodicità rigida. I singoli cicli possono avere durate sensibilmente differenti e proprio questa variabilità giustifica l’aggettivo “quasi-biennale”. La periodicità emerge infatti dall’equilibrio tra la quantità di moto fornita dalle onde, il moto ascendente della stratosfera tropicale e la struttura verticale della corrente media, piuttosto che da un forcing esterno caratterizzato da una precisa periodicità di due anni.
La deviazione standard intorno al ciclo composito fornisce informazioni particolarmente interessanti sulla natura di questa variabilità. I massimi si concentrano in prossimità delle zone di shear discendenti, sia orientali sia occidentali, con valori generalmente maggiori associati alla fase occidentale. Ciò significa che la principale fonte di variabilità tra un ciclo e l’altro non riguarda necessariamente l’esistenza delle fasi, che rappresentano una caratteristica estremamente robusta del sistema, quanto la velocità con cui esse discendono e il tempo durante il quale persistono a una determinata quota. In altre parole, la QBO mantiene una struttura generale sorprendentemente regolare ma varia nei dettagli temporali della propria evoluzione.
Questa proprietà può essere compresa alla luce della teoria dell’interazione tra onde e flusso medio sviluppata da Lindzen e Holton [1968], Holton e Lindzen [1972] e Plumb [1977]. Le zone di shear non sono strutture passive che vengono semplicemente trasportate verso il basso, ma rappresentano regioni nelle quali il trasferimento di quantità di moto dalle onde al flusso medio è particolarmente efficace. Quando la posizione di una zona di shear cambia, cambiano anche le condizioni di propagazione delle onde. Ciò modifica la quota alla quale queste perturbazioni vengono dissipate e quindi la posizione del successivo massimo di accelerazione del vento. La propagazione discendente della QBO è pertanto il risultato macroscopico di un processo di feedback continuo: il vento controlla le onde e le onde modificano il vento.
La diversa regolarità delle due fasi è legata anche alla struttura dello spettro ondulatorio tropicale. Le onde di Kelvin forniscono un importante contributo al trasporto di quantità di moto occidentale, mentre le onde miste Rossby-gravità e numerose componenti delle onde inerzia-gravità e di gravità contribuiscono al momento orientale. Tuttavia, come sottolineato successivamente da Dunkerton [1997] e confermato da studi numerici e osservativi, la QBO reale non può essere sostenuta esclusivamente dalle grandi onde equatoriali facilmente osservabili. È necessario il contributo di un ampio spettro di onde di gravità, molte delle quali caratterizzate da scale troppo piccole per essere documentate in maniera esaustiva dalle tradizionali reti radiosondistiche.
Uno degli aspetti più interessanti della QBO riguarda il suo rapporto con il ciclo stagionale. In linea di principio, un’oscillazione con un periodo medio di circa 28 mesi non dovrebbe essere sincronizzata con l’anno solare. Eppure Dunkerton [1990] mostrò che le inversioni del vento nella bassa stratosfera non si distribuiscono uniformemente durante l’anno. Al livello di 50 hPa, in particolare, l’inizio dei regimi orientali mostra una preferenza per la tarda primavera e l’estate dell’emisfero settentrionale. L’analisi aggiornata riportata da Baldwin et al. evidenzia una concentrazione ancora più precisa delle transizioni sia orientali sia occidentali nel periodo compreso approssimativamente tra aprile e giugno.
Questa parziale sincronizzazione rappresenta un’importante testimonianza dell’interazione tra la QBO e la circolazione stagionale. L’oscillazione mantiene una periodicità propria, ma la velocità di propagazione delle sue fasi viene modificata dal ciclo annuale. Il fenomeno è particolarmente evidente nella bassa stratosfera, dove il moto ascendente medio tropicale e le variazioni stagionali della circolazione di Brewer–Dobson possono rallentare o accelerare la progressione delle zone di shear. In alcune stagioni una fase può apparire quasi stazionaria per diversi mesi, per poi riprendere rapidamente la propria discesa. Ciò contribuisce alla variabilità della durata complessiva dei cicli e spiega perché la QBO non sia mai perfettamente periodica.
Il ruolo del moto ascendente tropicale è particolarmente importante. La bassa stratosfera equatoriale non costituisce infatti un ambiente statico, ma è attraversata da una lenta risalita dell’aria associata al ramo tropicale della circolazione di Brewer–Dobson. Questo moto si oppone alla progressione verso il basso delle strutture della QBO. Come sottolineato da Dunkerton e McIntyre, il fatto che le zone di shear scendano osservativamente mentre l’aria circostante risale significa che esse devono propagarsi verso il basso ancora più velocemente rispetto alle masse d’aria. Ne deriva un requisito di quantità di moto significativamente maggiore rispetto a quello inizialmente stimato dai primi modelli idealizzati.
La struttura latitudinale del vento zonale fornisce un’altra caratteristica distintiva. Dunkerton e Delisi [1985], utilizzando lunghe serie temporali provenienti da numerose stazioni tropicali, mostrarono che l’ampiezza della QBO è approssimativamente simmetrica rispetto all’equatore, con un massimo centrato precisamente sulla fascia equatoriale e una semilarghezza meridionale di circa 12 gradi di latitudine. La concentrazione equatoriale non è accidentale, ma riflette la particolare dinamica delle onde equatoriali e la debolezza della forza di Coriolis nelle vicinanze dell’equatore.
La QBO non è tuttavia confinata rigidamente entro questa fascia. Le anomalie di vento associate all’oscillazione possono estendersi nelle regioni subtropicali, soprattutto attraverso le circolazioni meridiane secondarie indotte dall’accelerazione e decelerazione del flusso equatoriale. Inoltre, anche quando il segnale diretto del vento diventa relativamente debole alle medie latitudini, la QBO può esercitare effetti molto significativi modificando le condizioni di propagazione delle onde planetarie. L’estensione dinamica dell’influenza della QBO è quindi molto più ampia della regione geografica nella quale l’ampiezza diretta del vento è massima.
Le analisi meteorologiche assimilate sono generalmente in grado di riprodurre la struttura latitudinale fondamentale della QBO, ma gli studi di Pawson e Fiorino [1998] e Randel et al. [1999] hanno mostrato che la sua ampiezza tende spesso a essere sottostimata rispetto alle osservazioni dirette mediante radiosonde. Questo problema rifletteva, soprattutto nelle generazioni più antiche dei sistemi di assimilazione, le difficoltà nel rappresentare correttamente una regione tropicale scarsamente osservata e caratterizzata da forti gradienti verticali del vento. La risoluzione verticale, la qualità dei dati disponibili e le proprietà del modello utilizzato nel sistema di assimilazione possono infatti smussare le zone di shear e ridurre artificialmente l’intensità della QBO.
Questo aspetto ha importanti implicazioni climatiche. Poiché il vento zonale della QBO controlla il filtraggio delle onde atmosferiche, una sottostima della sua ampiezza può produrre errori nella propagazione ondulatoria e, di conseguenza, nella rappresentazione degli effetti extratropicali. La capacità di riprodurre realisticamente il profilo verticale della QBO è pertanto un requisito importante non soltanto per simulare correttamente la stratosfera tropicale, ma anche per rappresentare le teleconnessioni stratosferiche globali.
Il quadro dinamico sintetizzato nel Plate 2 rende particolarmente evidente questa connessione. La QBO viene alimentata da un ampio spettro di onde generate principalmente nella troposfera tropicale. La convezione profonda rappresenta una delle sorgenti più importanti. Sistemi temporaleschi isolati, complessi convettivi mesoscalari e organizzazioni convettive di dimensioni molto maggiori possono generare perturbazioni che si propagano verticalmente e trasportano quantità di moto.
Gli studi di Alexander e Holton [1997] hanno mostrato in maniera particolarmente efficace come la convezione tropicale possa generare onde di gravità caratterizzate da una vasta gamma di velocità di fase. Quando queste onde penetrano nella stratosfera, incontrano i regimi di vento della QBO e vengono selettivamente filtrate. Le onde la cui velocità di fase si avvicina al vento medio possono essere attenuate e depositare la propria quantità di moto; quelle con caratteristiche differenti possono invece continuare la propagazione verso quote superiori.
Il profilo verticale del vento assume quindi una funzione fondamentale. Ogni fase della QBO determina una sorta di filtro dinamico che seleziona lo spettro delle perturbazioni capaci di attraversare la stratosfera. Questo processo produce una relazione circolare: le onde costruiscono la QBO, mentre la QBO stabilisce quali onde potranno successivamente propagarsi. La stessa struttura del vento che emerge dall’interazione onda-flusso diventa quindi un elemento attivo nel controllo del forcing futuro.
La maggior parte della quantità di moto trasportata dalle onde viene depositata all’interno della stratosfera, contribuendo direttamente alla formazione delle anomalie orientali e occidentali. Alcune onde riescono tuttavia ad attraversare una parte molto più grande della colonna atmosferica e possono raggiungere la mesosfera. Il filtraggio operato dalla QBO stratosferica modifica così lo spettro delle onde che raggiunge quote prossime alla mesopausa, contribuendo alla formazione della cosiddetta Mesospheric Quasi-Biennial Oscillation. La MQBO rappresenta uno degli esempi più chiari dell’accoppiamento verticale dell’atmosfera: un fenomeno dinamico localizzato principalmente nella stratosfera tropicale può influenzare la circolazione decine di chilometri più in alto attraverso il controllo selettivo della propagazione ondulatoria.
Le simulazioni numeriche di Giorgetta, Manzini e Roeckner [2002] contribuirono ulteriormente a consolidare questa concezione, mostrando che una QBO realistica può emergere in un modello globale quando vengono rappresentati adeguatamente sia le onde risolte sia gli effetti delle onde di gravità sub-griglia. La loro analisi dimostrò che l’oscillazione non può essere attribuita a una sola classe di onde, ma nasce dalla combinazione di numerosi contributi. Questa visione è oggi alla base della maggior parte dei modelli climatici capaci di simulare spontaneamente la QBO.
La struttura del vento zonale acquista inoltre una rilevanza ancora maggiore quando si considerano le medie e alte latitudini. Durante l’inverno boreale, la stratosfera extratropicale è dominata da forti venti occidentali associati al vortice polare. Grandi onde planetarie generate nella troposfera, soprattutto dalle catene montuose, dai contrasti termici continente-oceano e dalle configurazioni persistenti della circolazione, possono propagarsi verticalmente nella stratosfera. Il loro percorso dipende però strettamente dalla distribuzione del vento zonale.
La QBO modifica questa distribuzione nella regione tropicale e subtropicale e può quindi cambiare la struttura della guida d’onda attraverso la quale le onde planetarie si propagano. Durante determinate configurazioni della fase orientale, l’attività ondulatoria viene maggiormente indirizzata verso le alte latitudini dell’emisfero invernale. Una maggiore convergenza delle onde nella regione polare tende a trasferire quantità di moto orientale al flusso medio, determinando un indebolimento dei venti occidentali del vortice.
Questo meccanismo costituisce il nucleo dell’effetto Holton–Tan, identificato da Holton e Tan [1980]. Gli autori dimostrarono che lo stato del vortice polare stratosferico boreale varia statisticamente con la fase della QBO tropicale. Durante determinate configurazioni orientali, il vortice tende mediamente a essere più debole e maggiormente perturbato, mentre durante configurazioni occidentali tende più frequentemente a essere forte e compatto. La relazione non è deterministica, ma riflette una modifica delle probabilità della circolazione stratosferica.
La moderna interpretazione dell’effetto Holton–Tan è più complessa della semplice deviazione di un’unica onda planetaria. La QBO modifica la rifrazione delle onde, la posizione delle linee critiche, la struttura del vento subtropicale e la circolazione meridiana. Studi successivi, tra cui quelli sintetizzati da Anstey e Shepherd, hanno evidenziato che la risposta polare dipende non soltanto dal segno del vento a un singolo livello ma dalla struttura verticale complessiva della QBO. La posizione delle zone di shear può infatti essere altrettanto importante della fase definita convenzionalmente a 30, 40 o 50 hPa.
Questo punto possiede una rilevanza notevole per la previsione stagionale. Classificare un inverno semplicemente come caratterizzato da “QBO orientale” o “QBO occidentale” rappresenta una semplificazione utile, ma non descrive completamente lo stato della stratosfera tropicale. Due QBO orientali a 50 hPa possono avere configurazioni profondamente differenti nella media e alta stratosfera e produrre quindi effetti diversi sulla propagazione delle onde planetarie.
L’indebolimento del vortice polare associato statisticamente a determinate fasi della QBO può inoltre favorire condizioni più propizie allo sviluppo di riscaldamenti stratosferici improvvisi. Anche in questo caso il rapporto deve essere interpretato correttamente: la QBO non “produce” direttamente gli SSW. L’evento richiede un forte forcing delle onde planetarie provenienti dalla troposfera. La QBO modifica però l’ambiente stratosferico attraverso cui queste onde devono propagarsi e può quindi aumentare o ridurre la probabilità che l’attività ondulatoria raggiunga efficacemente il vortice.
La relazione con la circolazione polare crea infine un possibile percorso attraverso il quale l’influenza della QBO può raggiungere la troposfera. Le anomalie del vortice stratosferico non rimangono necessariamente confinate alle alte quote. Numerosi studi sull’accoppiamento stratosfera-troposfera hanno mostrato che perturbazioni persistenti della circolazione polare possono propagarsi verso il basso nell’arco di settimane e modificare la corrente a getto, i pattern di pressione al livello del mare e la frequenza di determinati regimi meteorologici.
Gray et al. [2018], riesaminando gli effetti troposferici della QBO, hanno proposto un quadro in cui l’influenza superficiale può essere trasmessa attraverso differenti percorsi: uno polare, uno subtropicale e uno tropicale. La via polare corrisponde direttamente al meccanismo rappresentato schematicamente nel Plate 2: la QBO modifica la propagazione delle onde planetarie, ciò altera il vortice polare e l’anomalia stratosferica può successivamente influenzare la troposfera.
Nell’Atlantico settentrionale questa catena dinamica può produrre segnali simili a quelli della North Atlantic Oscillation. Statisticamente, determinate configurazioni della QBO sono associate a una maggiore probabilità di circolazioni riconducibili a una NAO positiva o negativa. Anche in questo caso, tuttavia, non esiste una relazione deterministica. ENSO, MJO, copertura nevosa, temperatura degli oceani, attività ondulatoria troposferica e variabilità interna contribuiscono simultaneamente allo stato finale della circolazione.
La QBO deve quindi essere interpretata come un modulatore delle probabilità atmosferiche. Questa distinzione è fondamentale quando si cerca di utilizzare la stratosfera per formulare previsioni stagionali. Il fatto che la QBO sia relativamente prevedibile per diversi mesi non significa che possa essere utilizzata da sola per prevedere l’inverno europeo o nordamericano. Essa fornisce invece informazioni sullo stato di fondo entro cui altri processi atmosferici opereranno.
Dal punto di vista della dinamica globale, la sezione dedicata al vento zonale rivela quindi un principio fondamentale: un’anomalia relativamente concentrata attorno all’equatore può avere conseguenze molto più estese perché modifica il mezzo attraverso cui si propagano le onde. La QBO non ha bisogno di produrre direttamente grandi anomalie di vento alle alte latitudini. È sufficiente che modifichi la struttura della guida d’onda subtropicale per alterare il percorso e il deposito di momento delle onde planetarie extratropicali.
Questo concetto permette di comprendere perché la QBO abbia un’importanza climatica sproporzionata rispetto alla propria estensione geografica diretta. Il suo massimo rimane confinato entro una fascia relativamente stretta attorno all’equatore, ma la risposta dinamica coinvolge la circolazione globale. Attraverso il filtraggio delle onde tropicali essa influenza la mesosfera; attraverso la modifica delle onde planetarie influenza la stratosfera polare; attraverso l’accoppiamento stratosfera-troposfera può infine lasciare una firma nella circolazione meteorologica superficiale.
La struttura del vento zonale rappresenta pertanto il fulcro dell’intero sistema QBO. Il periodo di circa 28 mesi, la diversa velocità di discesa delle fasi orientali e occidentali, la loro differente intensità, la preferenza stagionale delle inversioni, la concentrazione equatoriale dell’ampiezza, l’interazione con l’upwelling tropicale e la capacità di modificare le guide d’onda costituiscono aspetti differenti di uno stesso sistema dinamico. Nessuna di queste caratteristiche può essere compresa pienamente isolandola dalle altre.
La prospettiva introdotta da Baldwin et al. rimane quindi fondamentale: la QBO non è semplicemente un indice del vento equatoriale, ma una componente dinamica dell’intera atmosfera. Le sue fasi registrano l’esito del continuo trasferimento di quantità di moto dalle onde al flusso medio, ma contemporaneamente condizionano il futuro percorso di quelle stesse onde e di altre perturbazioni provenienti da regioni molto lontane. Si crea così un sistema di interazioni nel quale la troposfera tropicale genera le onde che alimentano la QBO, la stratosfera equatoriale organizza e filtra il loro spettro, la mesosfera risponde alle componenti che riescono a superare la stratopausa e la stratosfera extratropicale reagisce alle modificazioni della propagazione delle onde planetarie.
In questa prospettiva, il vento zonale della QBO costituisce una sorta di memoria dinamica della stratosfera tropicale. La lenta evoluzione delle sue zone di shear conserva per molti mesi l’informazione relativa alle precedenti interazioni onda-flusso e consente di prevedere una parte della futura evoluzione stratosferica. È proprio questa memoria, assai più lunga rispetto a quella della meteorologia troposferica sinottica, che rende la QBO una componente preziosa della prevedibilità stagionale.
La sezione dedicata al vento zonale mostra dunque come dietro l’apparente semplicità dell’alternanza tra correnti orientali e occidentali si trovi un sistema estremamente sofisticato di accoppiamento verticale e latitudinale. Le differenze tra le fasi, la loro propagazione, la parziale sincronizzazione stagionale e la risposta extratropicale non sono fenomeni indipendenti, ma manifestazioni dell’interazione continua tra onde atmosferiche e circolazione media. La QBO può quindi essere considerata uno dei più straordinari esempi naturali di come perturbazioni relativamente rapide, generate principalmente nella troposfera tropicale, siano capaci di organizzare il flusso stratosferico su scale pluriennali e, attraverso una successione di teleconnessioni dinamiche, contribuire alla variabilità dell’atmosfera dal livello della tropopausa fino alla mesosfera e dall’equatore alle regioni polari.
Figura 1 – Struttura composita, propagazione verticale e variabilità temporale dell’Oscillazione Quasi-Biennale
La Figura 1 offre una rappresentazione particolarmente efficace della struttura media dell’Oscillazione Quasi-Biennale nella stratosfera equatoriale, mettendo contemporaneamente in evidenza due caratteristiche apparentemente contraddittorie ma fondamentali del fenomeno: da una parte la notevole regolarità con cui i regimi di vento orientale e occidentale si alternano e si propagano verso il basso, dall’altra la significativa variabilità della durata e della velocità di evoluzione dei singoli cicli. Il composito è costruito utilizzando come riferimento la transizione da venti orientali a venti occidentali al livello di 20 hPa, scelta come mese iniziale del ciclo. In questo modo differenti episodi della QBO vengono riallineati rispetto a una fase dinamica comune e successivamente mediati, consentendo di estrarre la struttura tipica dell’oscillazione dalle irregolarità presenti in ciascun singolo evento. Il risultato mostra con grande chiarezza che la QBO non è una semplice alternanza periodica dei venti, ma una struttura verticale coerente in cui le zone di shear e i massimi di vento si spostano progressivamente dalla media e alta stratosfera verso livelli inferiori nell’arco di molti mesi.
Nel pannello superiore le regioni ombreggiate rappresentano i venti occidentali, mentre le aree non ombreggiate corrispondono prevalentemente ai regimi orientali. La caratteristica più evidente è l’inclinazione delle strutture nel piano tempo-pressione: procedendo nel tempo, i regimi di vento tendono a comparire dapprima alle quote maggiori e successivamente a raggiungere livelli di pressione progressivamente più elevati, cioè quote inferiori. Questo comportamento rappresenta la firma osservativa classica della QBO, documentata fin dai primi lavori di Reed et al. [1961], Ebdon e Veryard [1961] e successivamente analizzata in dettaglio da Naujokat [1986], Pawson et al. [1993] e Baldwin et al. [2001]. La propagazione discendente non deve però essere interpretata come uno spostamento materiale verso il basso delle medesime masse d’aria. Essa costituisce piuttosto l’espressione macroscopica del progressivo trasferimento di quantità di moto dalle onde atmosferiche alla corrente media equatoriale.
Questo punto è essenziale per comprendere la dinamica mostrata dalla figura. La stratosfera tropicale è attraversata da un ampio spettro di onde che si propagano verticalmente dalla troposfera, comprese onde di Kelvin, onde miste Rossby-gravità, onde inerzia-gravità e numerose componenti delle onde di gravità. Queste perturbazioni trasportano quantità di moto di segno diverso e interagiscono con il vento zonale già presente. Quando una determinata onda raggiunge livelli nei quali il vento medio diventa favorevole al suo assorbimento o alla sua dissipazione, essa trasferisce una parte del proprio momento alla circolazione media. Il livello a cui avviene questo processo cambia progressivamente man mano che il vento viene accelerato o decelerato, e proprio questo spostamento verticale del forcing produce la propagazione verso il basso delle zone di shear.
La base teorica di tale interpretazione venne posta da Lindzen e Holton [1968] e successivamente raffinata da Holton e Lindzen [1972]. Questi lavori dimostrarono che l’interazione fra onde propaganti verticalmente e corrente media può produrre autonomamente un’alternanza di venti orientali e occidentali, senza che sia necessaria una forzante esterna avente un periodo prossimo ai due anni. Plumb [1977] fornì poi una formulazione teorica particolarmente elegante del problema, mostrando come la retroazione fra flusso medio e onde possa trasformare uno stato inizialmente quasi stazionario in un’oscillazione caratterizzata da inversioni periodiche e propagazione discendente. La Figura 1 costituisce quindi una manifestazione osservativa diretta del tipo di comportamento previsto dalla teoria dell’interazione onda-flusso.
La fase occidentale all’inizio del composito mostra una propagazione verso il basso particolarmente regolare. Poco prima del mese di riferimento, i venti occidentali sono già ben sviluppati nella stratosfera superiore; successivamente la zona di massimo vento e lo shear associato raggiungono livelli sempre più bassi. Questo comportamento è coerente con una delle caratteristiche note della QBO: le zone di shear occidentale tendono generalmente a discendere più rapidamente e con maggiore regolarità rispetto a quelle orientali. Pawson et al. [1993] evidenziarono chiaramente questa asimmetria, mentre Baldwin et al. [2001] la considerarono una delle proprietà essenziali che qualsiasi modello dinamico realistico deve essere in grado di riprodurre.
La fase orientale, che domina una parte considerevole del ciclo successivo, presenta invece una durata mediamente maggiore e, in molti casi, un’intensità più elevata. La sua propagazione verso il basso può essere più irregolare e mostrare temporanei rallentamenti, soprattutto nella bassa stratosfera. Questa differenza tra le due fasi deriva in parte dalla diversa composizione dello spettro ondulatorio responsabile delle accelerazioni orientali e occidentali e in parte dall’interazione con la circolazione ascendente tropicale. La QBO non è quindi simmetrica rispetto al cambio di segno del vento: le fasi orientali e occidentali possiedono caratteristiche dinamiche proprie.
Il ruolo della circolazione ascendente tropicale è particolarmente importante per interpretare correttamente la pendenza delle strutture nella figura. Come sottolineato da Dunkerton [1991, 1997] e da McIntyre [1994], l’aria della stratosfera tropicale non è statica, ma tende mediamente a risalire nell’ambito della circolazione di Brewer-Dobson. Le zone di shear della QBO devono quindi propagarsi verso il basso rispetto a un ambiente che si muove lentamente verso l’alto. La velocità effettiva della propagazione rispetto alla massa d’aria è perciò maggiore di quella deducibile direttamente dalla semplice variazione geometrica della quota. Questo implica che il flusso di quantità di moto richiesto per sostenere la QBO sia considerevole e superiore alle prime stime formulate nei modelli idealizzati.
La Figura 1 mostra inoltre un secondo sviluppo della fase occidentale circa 29 mesi dopo l’inizio della prima. Questa ricorrenza costituisce una dimostrazione molto chiara della periodicità media dell’oscillazione. Il valore è coerente con le analisi a lungo termine che collocano il periodo medio della QBO intorno ai 28 mesi. Naujokat [1986], utilizzando una serie più breve, stimò una durata media di circa 27,7 mesi, mentre l’estensione dei dati fino al 1995 portò Baldwin et al. a indicare un valore di circa 28,2 mesi. Tuttavia, la presenza di un secondo massimo occidentale nel composito non deve essere interpretata come prova di una periodicità esattamente fissa. Ogni ciclo reale possiede una durata propria e può differire anche di diversi mesi rispetto alla media.
La variabilità temporale costituisce precisamente il tema del pannello inferiore, nel quale è mostrata la deviazione standard dei singoli cicli rispetto alla struttura composita. I massimi di variabilità si concentrano soprattutto nelle vicinanze delle zone di shear, cioè lungo le regioni nelle quali il vento passa rapidamente da orientale a occidentale o viceversa. Questa distribuzione non è casuale. Se una determinata transizione raggiunge una certa quota in anticipo in alcuni cicli e in ritardo in altri, la dispersione statistica del vento diventa particolarmente grande proprio attorno al momento medio della transizione. In un ciclo il vento può essere già occidentale, mentre in un altro può essere ancora orientale; il risultato è un’elevata deviazione standard.
Al contrario, all’interno di una fase pienamente sviluppata, quando il vento mantiene lo stesso segno per molti mesi, i diversi cicli tendono a essere più simili e la variabilità si riduce. La Figura 1 mostra quindi che la principale irregolarità della QBO riguarda la tempistica delle transizioni e la velocità di discesa delle zone di shear, piuttosto che l’esistenza stessa dell’alternanza fra regimi orientali e occidentali. Questo punto è di grande importanza concettuale: la QBO è altamente organizzata nella propria struttura, ma presenta una flessibilità significativa nella scala temporale.
Il massimo della deviazione standard che emerge intorno ai 25–30 mesi nella stratosfera media e superiore coincide con il periodo durante il quale sta iniziando la nuova fase occidentale. In questa regione la tempistica dell’inversione varia sensibilmente fra un ciclo e l’altro. Poiché la fase precedente può durare più o meno a lungo, il momento esatto dell’insorgenza del nuovo regime occidentale non è identico in tutti gli eventi utilizzati per costruire il composito. La media statistica conserva quindi la struttura generale del ciclo, mentre il pannello inferiore rende visibile la dispersione delle singole realizzazioni attorno a quella struttura.
La modulazione stagionale rappresenta uno dei processi che contribuiscono a tale dispersione. Dunkerton [1990] mostrò che l’arrivo delle transizioni della QBO nella bassa stratosfera non avviene uniformemente durante l’anno, ma presenta una preferenza per determinati periodi stagionali. Questo comportamento dimostra che, sebbene la QBO abbia una periodicità interna non sincronizzata rigidamente con l’anno solare, il ciclo annuale può modificarne la velocità di propagazione. In particolari stagioni la discesa di una fase può rallentare sensibilmente, mentre in altre può accelerare. La combinazione tra periodicità interna e modulazione stagionale contribuisce quindi alla variabilità osservata dei singoli cicli.
Anche le variazioni della convezione tropicale possono modificare l’intensità della forzante ondulatoria. Alexander e Holton [1997] mostrarono che la convezione profonda è in grado di generare un ampio spettro di onde di gravità propaganti sia verso est sia verso ovest. Se l’intensità o l’organizzazione della convezione cambia, può cambiare anche il flusso di quantità di moto che raggiunge la stratosfera. La QBO deve quindi essere considerata il risultato di un bilancio dinamico nel quale il forcing delle onde varia nel tempo, interagendo con il moto ascendente tropicale e con la struttura stessa del vento.
Le simulazioni di Giorgetta, Manzini e Roeckner [2002] hanno confermato quanto sia delicato questo equilibrio. Nei modelli globali capaci di generare spontaneamente una QBO, la periodicità e la velocità di propagazione dipendono sia dalle onde risolte esplicitamente sia dalle onde di gravità rappresentate mediante parametrizzazioni. Un forcing ondulatorio eccessivamente debole può produrre una discesa troppo lenta o impedire completamente la formazione di un’oscillazione realistica; un forcing troppo intenso può generare invece un ciclo eccessivamente rapido. Analogamente, un upwelling tropicale troppo forte tende a rallentare la propagazione discendente, mentre uno troppo debole può accelerarla. La Figura 1 rappresenta pertanto un benchmark particolarmente severo per la valutazione dei modelli climatici.
La forma inclinata delle isolinee mostra anche che la velocità della propagazione non è costante con la quota. In alcuni intervalli temporali le zone di shear attraversano rapidamente diversi livelli di pressione, mentre in altri rimangono quasi stazionarie. Questo comportamento diventa particolarmente evidente nella bassa stratosfera, dove l’interazione con la circolazione di Brewer-Dobson, con il ciclo stagionale e con il cambiamento dello spettro ondulatorio può rallentare notevolmente la discesa. La QBO deve quindi essere vista come una struttura dinamica deformabile, la cui evoluzione viene continuamente regolata dal bilancio locale fra forcing e circolazione media.
Il confronto con il Plate 1 rende ulteriormente chiaro il significato della Figura 1. Nel Plate 1 erano mostrati i singoli cicli reali lungo diversi decenni, con tutte le loro irregolarità. La Figura 1, al contrario, elimina gran parte della variabilità casuale allineando i cicli rispetto a una transizione comune. In questo modo emerge un “ciclo medio” molto regolare. Il pannello inferiore restituisce però l’informazione perduta attraverso la deviazione standard, mostrando dove e quanto le singole realizzazioni differiscono da quella media.
Le due rappresentazioni non sono quindi alternative, ma complementari. Una serie temporale reale mostra la QBO come fenomeno atmosferico effettivamente osservato, mentre il composito ne rivela la struttura dinamica statisticamente preferita. L’insieme delle due prospettive permette di comprendere perché l’oscillazione sia allo stesso tempo una delle componenti più prevedibili della stratosfera e un fenomeno incapace di seguire un calendario rigidamente periodico.
La relativa prevedibilità della QBO deriva dalla lentezza con cui le zone di shear attraversano la stratosfera. Una volta conosciuta la configurazione verticale dei venti, è spesso possibile stimare quale fase raggiungerà la bassa stratosfera diversi mesi più tardi. Questa proprietà è molto differente dal comportamento della troposfera sinottica, la cui prevedibilità deterministica decade normalmente su scale di pochi giorni o alcune settimane. La QBO costituisce pertanto una sorgente di memoria atmosferica su scala stagionale e pluristagionale.
Tuttavia, proprio la variabilità evidenziata nel pannello inferiore dimostra perché sia rischioso utilizzare unicamente un indice QBO ricavato dal vento a una singola quota. La velocità di discesa può cambiare e lo shear può trovarsi in posizioni differenti anche quando il vento osservato a 30 o 50 hPa presenta lo stesso segno. Per comprendere la futura evoluzione dell’oscillazione e i possibili effetti extratropicali è quindi preferibile analizzare l’intera struttura verticale della QBO piuttosto che ridurla alla semplice distinzione fra fase orientale e occidentale.
Gli eventi di interruzione della QBO osservati nel XXI secolo hanno fornito un’ulteriore dimostrazione dell’importanza di questa prospettiva. Durante il 2015–2016, Newman et al. documentarono una perturbazione eccezionale della normale propagazione discendente, con lo sviluppo di anomalie che sconvolsero temporaneamente la sequenza verticale dei regimi di vento. L’evento mostrò che la straordinaria regolarità rappresentata dal composito della Figura 1 non implica un sistema perfettamente isolato. In determinate condizioni, onde provenienti dalle latitudini extratropicali possono interagire con la stratosfera equatoriale e modificare profondamente l’evoluzione della QBO.
Proprio alla luce di questi episodi, la Figura 1 assume un valore ancora maggiore. Essa definisce la struttura climatologica di riferimento contro cui possono essere confrontate le anomalie eccezionali. Il composito mostra come dovrebbe evolvere mediamente la QBO quando il normale equilibrio fra forcing ondulatorio, filtraggio e circolazione tropicale viene mantenuto; gli eventi di disruption rappresentano invece deviazioni profonde da questo comportamento standard.
Dal punto di vista della prevedibilità climatica, la figura invita quindi a distinguere nettamente tra regolarità statistica e determinismo. La ricomparsa di una fase occidentale dopo circa 29 mesi è un comportamento medio estremamente robusto, ma non rappresenta una scadenza obbligatoria. Le transizioni possono avvenire prima o dopo, e l’entità di questa incertezza cresce soprattutto in prossimità delle zone di shear. È proprio questa combinazione tra ordine e variabilità che rende la QBO così interessante dal punto di vista dinamico.
La Figura 1 può pertanto essere considerata una sintesi visiva della natura stessa dell’Oscillazione Quasi-Biennale. Il pannello superiore evidenzia l’organizzazione del fenomeno: fasi orientali e occidentali alternate, forte coerenza verticale, propagazione discendente e un periodo medio prossimo ai 28 mesi. Il pannello inferiore mostra invece che questa organizzazione non deve essere confusa con una periodicità rigida: la posizione temporale delle transizioni, la durata delle fasi e la velocità di discesa variano significativamente da un ciclo all’altro.
Nel complesso, il comportamento mostrato dalla figura trova una spiegazione coerente nel paradigma dell’interazione onda-flusso sviluppato da Lindzen, Holton, Plumb e dai successivi studi sulla dinamica della QBO. Le onde atmosferiche forniscono continuamente quantità di moto alla stratosfera equatoriale; la struttura del vento seleziona quali componenti dello spettro possono propagarsi; il deposito di momento modifica il vento e sposta progressivamente le zone di shear; l’upwelling tropicale si oppone alla loro discesa; il ciclo stagionale e la variabilità della convezione modulano ulteriormente il sistema. Da questo equilibrio complesso emerge un’oscillazione straordinariamente coerente ma mai identica a se stessa. È proprio questa combinazione tra regolarità strutturale, variabilità temporale e continua interazione tra onde e circolazione media a rendere la QBO uno dei fenomeni più eleganti e scientificamente significativi dell’intera dinamica atmosferica.
La Figura 2 rappresenta un passaggio particolarmente importante nell’interpretazione dinamica dell’Oscillazione Quasi-Biennale, perché dimostra che la QBO, pur essendo caratterizzata da una periodicità media di circa 28 mesi e quindi non essendo direttamente sincronizzata con l’anno solare, presenta una marcata preferenza stagionale nel momento in cui le inversioni del vento raggiungono la bassa stratosfera tropicale. Gli istogrammi mostrano il numero di transizioni del vento zonale equatoriale al livello di 50 hPa, raggruppate per mese dell’anno, distinguendo nel pannello superiore i passaggi dalla fase orientale a quella occidentale e nel pannello inferiore le transizioni opposte, dalla fase occidentale a quella orientale. La presenza dei singoli anni all’interno delle caselle permette inoltre di verificare che il raggruppamento stagionale non deriva da uno o pochi episodi isolati, ma ricorre lungo molti decenni del record osservativo.
Il risultato più evidente è che le inversioni non sono distribuite uniformemente durante l’anno. Nel pannello superiore le transizioni da venti orientali a occidentali risultano fortemente concentrate soprattutto tra la tarda primavera e l’inizio dell’estate boreale, con un massimo molto pronunciato in maggio e una frequenza ancora significativa in giugno. Nel pannello inferiore, relativo alle transizioni da occidentale a orientale, emerge una concentrazione ancora più evidente tra aprile e luglio, nuovamente con un massimo in maggio. Episodi invernali e autunnali sono presenti, ma risultano molto meno frequenti. Questo comportamento mostra che la QBO non possiede una fase completamente libera rispetto al ciclo annuale, ma subisce una modulazione stagionale che tende a favorire il passaggio attraverso il livello di 50 hPa in una particolare finestra dell’anno.
Dunkerton [1990] fu tra i primi a evidenziare sistematicamente questo comportamento, mostrando che la discesa delle zone di shear della QBO nella bassa stratosfera tende a essere modulata dalla stagione e che l’arrivo di una nuova fase intorno a 50 hPa presenta una preferenza per la tarda primavera e l’estate dell’emisfero settentrionale. La Figura 2, ripresa e aggiornata da Pawson et al. [1993] e discussa da Baldwin et al. [2001], rende questa relazione particolarmente chiara dal punto di vista statistico. La periodicità quasi biennale non viene quindi sostituita dal ciclo annuale: i due sistemi temporali si sovrappongono. La QBO mantiene il proprio ritmo interno, ma la velocità con cui le sue zone di shear discendono viene modificata dalle condizioni stagionali della stratosfera tropicale.
Questa distinzione è fondamentale. Se la QBO fosse completamente indipendente dal ciclo annuale, dopo molti decenni le inversioni a 50 hPa tenderebbero a distribuirsi quasi uniformemente fra i dodici mesi, perché un periodo medio di circa 28 mesi farebbe progressivamente slittare la fase dell’oscillazione rispetto all’anno solare. La concentrazione osservata soprattutto tra aprile e giugno dimostra invece che esistono processi stagionali capaci di accelerare, rallentare o temporaneamente arrestare la discesa delle zone di shear. È quindi più corretto parlare di una parziale sincronizzazione o, ancora meglio, di una modulazione stagionale della QBO.
Uno dei principali processi coinvolti è la circolazione di Brewer–Dobson. Nella stratosfera tropicale l’aria presenta mediamente un moto ascendente, particolarmente importante nella bassa stratosfera. Le zone di shear della QBO, invece, propagano apparentemente verso il basso. La loro discesa deve quindi avvenire contro un flusso atmosferico medio diretto verso l’alto. Come discusso da Dunkerton [1991, 1997], questo significa che la velocità effettiva con cui le strutture della QBO si propagano rispetto alle masse d’aria è superiore a quella che si deduce semplicemente osservandone lo spostamento geometrico nel tempo. Qualunque variazione stagionale dell’upwelling tropicale può pertanto influenzare fortemente il momento in cui una fase riesce a raggiungere il livello di 50 hPa.
La circolazione di Brewer–Dobson possiede infatti un pronunciato ciclo annuale, determinato in gran parte dall’attività delle onde extratropicali e dalla diversa intensità della circolazione stratosferica nei due emisferi. Durante l’inverno boreale la forte attività ondulatoria dell’emisfero settentrionale contribuisce a rafforzare la circolazione meridiana stratosferica, modificando indirettamente anche l’upwelling tropicale. La QBO evolve quindi all’interno di un ambiente che cambia nel corso dell’anno e non in una stratosfera climaticamente uniforme.
La propagazione discendente delle zone di shear dipende però anche dalla quantità di moto fornita dalle onde equatoriali. Onde di Kelvin, onde miste Rossby-gravità, onde inerzia-gravità e onde di gravità contribuiscono, con segni e intensità differenti, alle accelerazioni orientali e occidentali. Il flusso di queste onde non è costante durante l’anno. La convezione tropicale, che costituisce una delle principali sorgenti delle onde atmosferiche ascendenti, presenta forti variazioni stagionali associate alla migrazione dell’Intertropical Convergence Zone, ai monsoni e alla distribuzione longitudinale delle temperature superficiali oceaniche. Di conseguenza, anche lo spettro di quantità di moto che raggiunge la stratosfera può cambiare nel corso delle stagioni.
Gli studi di Alexander e Holton [1997] hanno mostrato che i sistemi convettivi tropicali possono generare un ampio spettro di onde di gravità, caratterizzate da differenti velocità di fase e direzioni di propagazione. Quando queste onde penetrano nella stratosfera, vengono filtrate selettivamente dai venti della QBO. Una modifica stagionale della sorgente convettiva può quindi cambiare indirettamente la velocità con cui una determinata fase viene accelerata e riesce a propagarsi verso il basso. La distribuzione mensile mostrata nella Figura 2 deve pertanto essere interpretata come il risultato dell’interazione fra dinamica interna della QBO, ciclo annuale della circolazione tropicale e variazioni stagionali dello spettro ondulatorio.
Un ulteriore elemento importante riguarda l’asimmetria tra le transizioni orientale-occidentale e occidentale-orientale. Entrambe mostrano una forte preferenza per i mesi primaverili ed estivi boreali, ma la loro distribuzione non è identica. Questo è coerente con quanto emerge anche dalla Figura 1 e dalle osservazioni classiche della QBO: le fasi orientali e occidentali non possiedono la stessa dinamica. Le zone di shear occidentale tendono mediamente a scendere più velocemente e con maggiore regolarità, mentre le fasi orientali risultano spesso più intense e persistenti. La diversa risposta stagionale delle due transizioni riflette quindi una differenza reale nella dinamica delle rispettive accelerazioni.
Questa asimmetria è stata un tema importante anche nella modellistica della QBO. I modelli capaci di generare spontaneamente un’oscillazione realistica devono riprodurre non solo il periodo medio e l’ampiezza dei venti, ma anche la diversa velocità di propagazione delle due fasi e la loro interazione con il ciclo stagionale. Giorgetta et al. [2002] mostrarono che la periodicità e la discesa della QBO dipendono fortemente dal bilancio tra forcing ondulatorio e moto ascendente tropicale. Un modello con upwelling troppo intenso tende a rallentare eccessivamente la propagazione discendente, mentre un forcing ondulatorio troppo debole può impedire alle zone di shear di attraversare correttamente la bassa stratosfera.
La Figura 2 offre quindi una verifica osservativa particolarmente severa per i modelli numerici. Un modello potrebbe riprodurre un ciclo medio di circa 28 mesi e tuttavia fallire nel rappresentare la distribuzione stagionale delle transizioni a 50 hPa. In quel caso la simulazione avrebbe apparentemente una QBO plausibile, ma l’interazione tra oscillazione quasi biennale, circolazione stagionale e forcing ondulatorio sarebbe probabilmente incompleta. La stagionalità delle inversioni costituisce pertanto un aspetto importante della validazione dinamica.
Un altro elemento scientificamente rilevante riguarda la scelta del livello di 50 hPa. A questa quota, collocata approssimativamente nella bassa stratosfera tropicale, la QBO mantiene ancora un’ampiezza considerevole, ma entra in una regione dove l’effetto della circolazione ascendente tropicale e delle variazioni stagionali diventa particolarmente significativo. Nella media e alta stratosfera la propagazione delle zone di shear può apparire più continua; avvicinandosi alla tropopausa, invece, le strutture possono rallentare, deformarsi o permanere per diversi mesi prima di completare l’inversione. Per questo motivo 50 hPa rappresenta un livello particolarmente adatto a evidenziare la modulazione stagionale.
La concentrazione delle transizioni in primavera boreale ha anche conseguenze sulla durata complessiva dei cicli. Supponiamo che una zona di shear si avvicini alla bassa stratosfera in un periodo nel quale le condizioni dinamiche non favoriscono la sua ulteriore discesa. La propagazione può rallentare fino a quando non viene raggiunta una stagione più favorevole. Questo temporaneo arresto allunga l’intero ciclo. In un altro episodio, una zona di shear può invece arrivare nella bassa stratosfera proprio durante una finestra dinamicamente favorevole e attraversare rapidamente il livello di 50 hPa, producendo un ciclo più breve.
Questo meccanismo contribuisce a spiegare perché il periodo della QBO oscilli significativamente attorno al valore medio. La variabilità della durata osservata nella Figura 1 e la preferenza stagionale mostrata nella Figura 2 rappresentano quindi due manifestazioni strettamente collegate dello stesso problema dinamico. La prima mostra che la posizione temporale delle zone di shear cambia da un ciclo all’altro; la seconda dimostra che tale variabilità non è interamente casuale, ma viene almeno in parte organizzata dal ciclo annuale.
La relazione tra QBO e stagione ha inoltre importanti implicazioni per la prevedibilità. La lenta propagazione verticale dell’oscillazione consente di seguire le zone di shear per diversi mesi e di stimare la probabile evoluzione futura. Tuttavia, la velocità di discesa non può essere estrapolata semplicemente assumendo un valore costante. La posizione verticale della zona di shear deve essere interpretata insieme al periodo dell’anno, allo stato della circolazione tropicale e, quando possibile, all’attività ondulatoria prevista.
Per esempio, una fase occidentale in discesa che si trovi poco sopra 50 hPa all’inizio della primavera può avere una probabilità diversa di raggiungere rapidamente quel livello rispetto alla stessa configurazione osservata in un altro periodo dell’anno. Questa considerazione è particolarmente importante nella previsione stagionale, perché il vento a 50 hPa viene frequentemente utilizzato per classificare la fase della QBO e per studiarne le teleconnessioni con il vortice polare.
Il momento dell’inversione può infatti determinare quale fase della QBO sarà presente durante l’inverno successivo nella bassa stratosfera. Poiché la QBO può modulare la propagazione delle onde planetarie e lo stato medio del vortice polare attraverso il meccanismo Holton–Tan, un ritardo o un’accelerazione di alcuni mesi nella transizione può cambiare il segno dell’indice QBO durante una stagione meteorologicamente importante. La modulazione annuale delle transizioni possiede quindi conseguenze che vanno oltre la dinamica tropicale.
Tuttavia, è essenziale evitare interpretazioni deterministiche. Il fatto che una transizione si verifichi prevalentemente tra aprile e giugno non significa che ogni ciclo debba rispettare questa finestra. Gli eventi riportati nella figura mostrano chiaramente eccezioni in inverno, autunno e tarda estate. La QBO rimane un oscillatore dinamico interno la cui evoluzione dipende dal forcing delle onde e dalla struttura del vento. Il ciclo annuale ne modifica le probabilità di transizione senza imporre un calendario rigido.
Questa caratteristica è precisamente ciò che distingue una sincronizzazione parziale da una sincronizzazione completa. In un sistema completamente sincronizzato, le inversioni avverrebbero sempre nello stesso momento dell’anno. Nel caso della QBO, invece, alcuni mesi risultano fortemente preferiti, ma le transizioni possono comunque verificarsi al di fuori della finestra principale. La fase dell’oscillazione viene quindi attratta verso determinati periodi stagionali senza esservi rigidamente vincolata.
Studi successivi basati su serie osservative più lunghe e su reanalisi moderne hanno confermato che il ciclo annuale può modulare la propagazione discendente della QBO, pur evidenziando una notevole variabilità da ciclo a ciclo. L’aumento della disponibilità di dati satellitari e di reanalisi ha inoltre permesso di studiare con maggiore precisione la relazione tra la velocità di discesa, l’upwelling tropicale e la forzante delle onde. La visione fondamentale proposta da Dunkerton e sintetizzata da Baldwin et al. rimane comunque valida: la QBO possiede una dinamica interna autonoma ma evolve all’interno di un ambiente stagionalmente variabile.
La Figura 2 possiede quindi un significato più profondo di quello suggerito da un semplice istogramma mensile. Essa documenta l’esistenza di un accoppiamento tra due scale temporali profondamente differenti: il ciclo annuale, imposto dalla geometria orbitale e dalla stagionalità della circolazione atmosferica, e la QBO, generata internamente dall’interazione tra onde e flusso medio e caratterizzata da un periodo medio superiore ai due anni. Il risultato della loro interazione non è una completa sincronizzazione, ma una modulazione che altera la tempistica delle inversioni.
In questo senso, la QBO rappresenta un esempio estremamente interessante di oscillatore atmosferico non lineare influenzato da una forzante periodica esterna senza perdere la propria periodicità caratteristica. L’atmosfera conserva il proprio meccanismo interno di oscillazione, ma il ciclo annuale agisce come un vincolo dinamico che favorisce determinate finestre temporali per il passaggio delle zone di shear attraverso la bassa stratosfera.
La combinazione delle Figure 1 e 2 permette quindi di costruire una visione molto più completa dell’oscillazione. La Figura 1 mostra la struttura media della propagazione verticale e la variabilità dei singoli cicli; la Figura 2 rivela che una parte di questa variabilità possiede una precisa organizzazione stagionale. La QBO non è né un orologio regolare né un fenomeno casuale: è un sistema dinamico altamente organizzato, ma sensibile alle variazioni dell’ambiente atmosferico attraverso cui evolve.
La concentrazione delle transizioni attorno alla tarda primavera boreale costituisce pertanto una manifestazione osservativa dell’interazione fra forzante ondulatoria, circolazione di Brewer–Dobson e ciclo annuale. L’ampio spettro di onde provenienti dalla troposfera fornisce il momento necessario alla propagazione delle zone di shear; l’upwelling tropicale si oppone a tale discesa; la stagionalità modifica entrambi i processi e può quindi accelerare o rallentare il passaggio attraverso 50 hPa. Da questo equilibrio emerge la distribuzione mostrata dagli istogrammi.
La Figura 2 rafforza quindi uno dei messaggi centrali dello studio di Baldwin et al.: la QBO non può essere compresa come un fenomeno isolato della stratosfera equatoriale. Pur essendo generata principalmente attraverso l’interazione locale tra onde e flusso medio, la sua evoluzione è continuamente influenzata dalla circolazione atmosferica globale. La stagionalità delle inversioni a 50 hPa costituisce uno degli esempi più chiari di questa integrazione dinamica e dimostra come processi annuali e quasi biennali possano interagire producendo una struttura temporale molto più complessa di quella di un semplice oscillatore periodico.
La Figura 3 di Dunkerton e Delisi [1985], ripresa nella rassegna di Baldwin et al. [2001], costituisce una rappresentazione particolarmente importante della struttura meridionale della variabilità del vento zonale nella stratosfera tropicale a 30 hPa, perché permette di separare, all’interno dello stesso campo atmosferico, tre componenti temporali differenti: l’Oscillazione Quasi-Biennale, il ciclo annuale e il ciclo semiannuale. La figura non mostra quindi semplicemente come cambia il vento con la latitudine, ma rivela come differenti meccanismi dinamici occupino domini latitudinali diversi e come la QBO emerga come modalità nettamente dominante nelle immediate vicinanze dell’equatore. Dunkerton e Delisi costruirono questa climatologia utilizzando circa vent’anni di dati radiosondistici provenienti da numerose stazioni tropicali, sfruttando la relativamente elevata risoluzione latitudinale della rete osservativa per ricostruire la distribuzione meridionale dei principali segnali periodici della bassa e media stratosfera. La loro analisi mostrò, tra gli altri risultati, che le oscillazioni quasi biennali del vento e della temperatura sono sostanzialmente simmetriche rispetto all’equatore, mentre la componente annuale del vento zonale presenta una struttura prevalentemente antisimettrica.
L’asse verticale della Figura 3 rappresenta la latitudine, estendendosi approssimativamente da 20°S a 20°N, mentre l’asse orizzontale esprime l’ampiezza della variabilità del vento in metri al secondo. I cerchi identificano la componente destagionalizzata attribuita principalmente alla QBO, i quadrati rappresentano il ciclo annuale e i triangoli il ciclo semiannuale. I singoli simboli derivano dalle stazioni radiosondistiche, mentre le curve continue sintetizzano l’andamento medio ottenuto raggruppando le osservazioni in fasce latitudinali. È proprio questo confronto tra dati puntuali e curva climatologica a conferire alla figura particolare valore, perché dimostra che il massimo equatoriale della QBO non deriva da una singola località osservativa, ma emerge sistematicamente da una rete di stazioni distribuite su entrambi gli emisferi.
La caratteristica più evidente è l’enorme ampiezza della componente quasi biennale in prossimità dell’equatore. Intorno alla linea equatoriale il segnale raggiunge valori prossimi a 24–25 metri al secondo, mentre diminuisce rapidamente procedendo sia verso nord sia verso sud. Già intorno a 10°–15° di latitudine l’ampiezza è sostanzialmente ridotta e, in prossimità dei 20° tropicali, rimane soltanto una frazione dell’intensità equatoriale. Questo profilo costituisce una delle manifestazioni più chiare del carattere equatorialmente intrappolato della QBO. Baldwin et al. descrivono infatti l’ampiezza del fenomeno come approssimativamente gaussiana rispetto alla latitudine, con un massimo centrato sull’equatore e una semilarghezza dell’ordine di 12° di latitudine. La QBO domina così la variabilità della stratosfera equatoriale, pur essendo capace, attraverso meccanismi dinamici indiretti, di influenzare la circolazione molto al di fuori della regione in cui il suo segnale diretto del vento raggiunge i valori massimi.
La quasi simmetria del profilo della QBO rispetto all’equatore è fisicamente significativa. Essa differisce profondamente dalla struttura di gran parte della variabilità stagionale extratropicale e riflette le particolari proprietà dinamiche dell’atmosfera nelle basse latitudini. In prossimità dell’equatore, la forza di Coriolis tende a zero e cambia segno passando da un emisfero all’altro; di conseguenza, le onde atmosferiche tropicali possiedono strutture meridionali e modalità di propagazione profondamente differenti rispetto alle onde delle medie latitudini. Le onde di Kelvin, le onde miste Rossby-gravità, le onde inerzia-gravità e una vasta gamma di onde di gravità risultano fortemente legate alla dinamica equatoriale e possono trasportare quantità di moto verticalmente dalla troposfera verso la stratosfera. È il deposito selettivo di questa quantità di moto a produrre le accelerazioni occidentali e orientali della QBO.
Il profilo osservato nella Figura 3 deve quindi essere interpretato anche come una sorta di impronta latitudinale del forcing ondulatorio. Le onde che contribuiscono maggiormente alla QBO non depositano il proprio momento uniformemente sull’intero globo, ma esercitano gli effetti più intensi nelle basse latitudini. La risposta del vento medio assume di conseguenza un massimo equatoriale. La teoria dell’interazione onda–flusso sviluppata da Lindzen e Holton e successivamente raffinata da numerosi studi permette di comprendere come questa distribuzione emerga dall’interazione tra spettro ondulatorio e corrente media: le onde vengono filtrate dalla struttura verticale del vento e, quando vengono dissipate o assorbite, trasferiscono il proprio momento alla circolazione zonale. Baldwin et al. sottolineano proprio che lo studio della QBO è inseparabile da quello delle onde atmosferiche che la generano e che, a loro volta, vengono modificate dalla QBO stessa.
L’importanza di uno spettro ondulatorio molto più ampio rispetto alle sole grandi onde equatoriali è stata confermata anche dalla modellistica successiva. Giorgetta, Manzini e Roeckner [2002] riuscirono a ottenere una QBO spontanea in un modello di circolazione generale e mostrarono che una simulazione realistica richiede una combinazione di sufficiente risoluzione spaziale, una buona rappresentazione della convezione tropicale e l’inclusione degli effetti delle onde di gravità. Gli autori conclusero che è necessario un ampio spettro di onde atmosferiche per generare realisticamente l’oscillazione. Questa conclusione è perfettamente coerente con la struttura della Figura 3: l’intenso massimo equatoriale osservato rappresenta l’esito integrato del trasferimento di quantità di moto operato da molte classi di perturbazioni e non la firma di un’unica onda dominante.
Il comportamento del ciclo annuale, rappresentato dai quadrati, è quasi opposto a quello della QBO. Vicino all’equatore la sua ampiezza è relativamente modesta, mentre aumenta progressivamente procedendo verso le latitudini tropicali esterne. Questo significa che, a 30 hPa, il ciclo annuale non costituisce il principale responsabile della variabilità del vento direttamente sull’equatore: in quella regione la QBO è nettamente predominante. Al contrario, avvicinandosi ai subtropici, l’influenza stagionale cresce e tende progressivamente a competere con o superare la componente quasi biennale. Si verifica quindi una sorta di transizione dinamica meridionale: il cuore equatoriale è dominato dalla variabilità interannuale della QBO, mentre procedendo verso le fasce subtropicali la stagionalità assume un peso crescente.
Dunkerton e Delisi [1985] evidenziarono inoltre che l’armonica annuale del vento zonale possiede una struttura fondamentalmente antisimettrica rispetto all’equatore, in netto contrasto con la simmetria della componente quasi biennale. Questo contrasto è estremamente istruttivo perché consente di separare fenomeni originati da meccanismi differenti anche quando essi contribuiscono allo stesso campo di vento. La QBO è sostanzialmente un’oscillazione equatorialmente centrata, alimentata dall’interazione tra onde e flusso medio; il ciclo annuale risente invece più direttamente dell’alternanza stagionale della circolazione planetaria, della migrazione delle strutture tropicali e subtropicali e delle differenze fra i due emisferi.
La componente semiannuale, indicata dai triangoli, appare relativamente debole a 30 hPa rispetto alla QBO. Questo risultato non significa che la Semiannual Oscillation sia dinamicamente irrilevante nell’atmosfera tropicale. Al contrario, essa diventa una delle principali componenti della variabilità zonale salendo verso la stratosfera superiore e la mesopausa. La scelta del livello di 30 hPa nella Figura 3 intercetta invece una regione verticale nella quale la QBO possiede una delle sue massime espressioni. La gerarchia delle oscillazioni atmosferiche varia quindi non soltanto con la latitudine ma anche con la quota: nella media stratosfera equatoriale domina la QBO, mentre avvicinandosi alla stratopausa il ciclo semiannuale acquista progressivamente maggiore importanza.
La Figura 3 mostra pertanto una vera e propria separazione spaziale delle scale temporali della circolazione stratosferica. Nelle immediate vicinanze dell’equatore, il vento zonale è dominato da una variabilità pluristagionale che non può essere spiegata attraverso la semplice alternanza delle stagioni. Allontanandosi dall’equatore, la componente QBO diminuisce rapidamente, mentre il ciclo annuale cresce. Questo comportamento dimostra quanto sarebbe fuorviante descrivere la stratosfera tropicale con un’unica climatologia stagionale: proprio nella sua regione centrale, la più importante sorgente di variabilità del vento non segue l’anno solare, ma un ciclo interno medio di circa 28 mesi. Baldwin et al. considerano infatti la QBO il fenomeno dominante della variabilità della stratosfera equatoriale tra circa 16 e 50 km di quota.
La larghezza meridionale relativamente ridotta del nucleo della QBO non implica tuttavia che le sue conseguenze siano altrettanto confinate. Il vento è soltanto una delle componenti della risposta atmosferica. Le accelerazioni zonali associate alla QBO richiedono una circolazione meridiana secondaria che tende a ristabilire gli equilibri dinamici e termodinamici. Questa circolazione produce anomalie di moto verticale e di temperatura che possono estendersi più lontano dall’equatore rispetto al massimo del vento stesso. È attraverso tale risposta secondaria che il segnale della QBO può influenzare il trasporto dell’ozono, del vapore acqueo, del metano e di altri costituenti stratosferici, oltre a modificare i gradienti termici e la struttura della circolazione tropicale e subtropicale.
L’analisi originale di Dunkerton e Delisi fornì un risultato particolarmente significativo anche sotto questo profilo: le oscillazioni quasi biennali del vento e della temperatura risultavano entrambe approssimativamente simmetriche rispetto all’equatore e i campi medi mensili apparivano compatibili con l’equilibrio termico-dinamico atteso nella regione equatoriale. La QBO non deve pertanto essere interpretata come una semplice oscillazione cinematica della direzione del vento. Le variazioni dello shear verticale sono associate a cambiamenti sistematici della temperatura e della circolazione residua, dimostrando che si tratta di una riorganizzazione dinamica della stratosfera tropicale nel suo complesso.
Un altro elemento importante della Figura 3 riguarda la concordanza tra i valori delle singole stazioni. I simboli non coincidono perfettamente con le curve medie, ma il massimo equatoriale e il decadimento verso le latitudini maggiori emergono con grande chiarezza. Questo significa che esiste una variabilità regionale e longitudinale, ma che essa non cancella la struttura zonalmente coerente della QBO. È proprio questa elevata coerenza che ha consentito storicamente di utilizzare lunghe serie radiosondistiche di singole località equatoriali, come Singapore, Canton Island o Gan, per seguire l’evoluzione dell’oscillazione globale.
La distinzione tra singole osservazioni e curva climatologica è tuttavia metodologicamente importante. Le stazioni non si trovano tutte alla stessa longitudine e i periodi osservativi possono differire; inoltre, le onde equatoriali e la convezione introducono variabilità locale. Le linee continue non devono quindi essere interpretate come una legge geometrica esatta, ma come la struttura media latitudinale emergente da numerosi dati indipendenti. È proprio la robustezza di tale struttura, nonostante le differenze locali, a dimostrare la natura su grande scala della QBO.
La figura contribuisce anche a spiegare perché le analisi meteorologiche assimilate debbano essere valutate con cautela quando si studia la QBO. Baldwin et al. ricordano che le reanalisi e le analisi assimilate riproducono generalmente la struttura meridionale dell’oscillazione, ma in alcuni prodotti storici ne sottostimavano l’ampiezza rispetto alle misure rawinsonde. Il problema è particolarmente rilevante vicino all’equatore, dove il massimo della QBO è molto intenso e i gradienti verticali del vento nelle zone di shear possono essere forti. Una risoluzione verticale insufficiente o un’eccessiva influenza del modello di previsione nel sistema di assimilazione può smussare tali gradienti e ridurre artificialmente il massimo osservato.
Dal punto di vista della modellistica, riprodurre la forma della curva QBO della Figura 3 è quindi un test non meno importante del riprodurne il periodo temporale. Un modello potrebbe generare un’alternanza quasi biennale dei venti e tuttavia produrre un’oscillazione troppo larga meridionalmente, troppo debole all’equatore oppure eccessivamente intensa nei subtropici. Tutti questi errori avrebbero conseguenze sulla circolazione secondaria e sulla propagazione delle onde. Il successo ottenuto dai modelli moderni nel simulare la QBO è stato strettamente legato al miglioramento della risoluzione verticale e alla rappresentazione dello spettro delle onde, come indicato dallo studio di Giorgetta et al. [2002].
La concentrazione equatoriale mostrata nella figura possiede inoltre un’importante implicazione per l’effetto della QBO sulle onde planetarie extratropicali. Il segnale diretto del vento diminuisce velocemente procedendo verso le medie latitudini, ma anche variazioni relativamente modeste nella regione subtropicale possono modificare le condizioni di propagazione delle grandi onde di Rossby. Per questo motivo l’influenza della QBO può raggiungere il vortice polare pur partendo da un’anomalia del vento principalmente equatoriale. Baldwin et al. sottolineano che la QBO, benché tropicale, influenza la circolazione stratosferica da un polo all’altro modulando gli effetti delle onde extratropicali.
Si comprende così perché la larghezza apparente del massimo della QBO nella Figura 3 non debba essere confusa con la portata geografica delle sue teleconnessioni. Il vento quasi biennale possiede un nucleo ristretto, ma modifica una rete di processi atmosferici che si estende ben oltre quel nucleo. Attraverso i cambiamenti della circolazione meridiana, del gradiente termico e della struttura del vento subtropicale, l’oscillazione altera l’ambiente attraverso cui si propagano le onde planetarie. È questa modulazione, più che una semplice estensione diretta dei forti venti equatoriali fino ai poli, a permettere il collegamento con la stratosfera extratropicale.
La Figura 3 deve inoltre essere letta insieme alle Figure 1 e 2. La Figura 1 mostrava la struttura verticale e temporale della QBO, mettendo in evidenza la discesa delle fasi orientali e occidentali e la variabilità della posizione delle zone di shear. La Figura 2 dimostrava che le transizioni a 50 hPa presentano una significativa preferenza stagionale. La Figura 3 aggiunge la terza dimensione fondamentale del problema, quella latitudinale, mostrando che l’oscillazione raggiunge il massimo all’equatore e decade rapidamente verso i subtropici. Le tre figure descrivono quindi tre aspetti complementari della stessa struttura: evoluzione nel tempo, propagazione verticale e distribuzione meridionale.
Considerate insieme, esse mostrano che la QBO non può essere adeguatamente rappresentata da un singolo valore del vento rilevato a una quota e in un determinato mese. Si tratta di una struttura atmosferica tridimensionale e in evoluzione. La fase definita convenzionalmente a 30 o 50 hPa è estremamente utile per la classificazione climatologica, ma non contiene tutta l’informazione relativa allo shear verticale, all’ampiezza meridionale o alla posizione delle fasi sovrapposte. Questa considerazione è importante soprattutto quando si analizzano le teleconnessioni con il vortice polare o con la troposfera, perché la risposta extratropicale può dipendere dalla configurazione verticale completa dell’oscillazione.
Dal punto di vista fisico, la forma del massimo equatoriale costituisce anche un esempio significativo di come una modalità atmosferica possa essere fortemente organizzata senza essere direttamente determinata dal ciclo stagionale. Il ciclo annuale e quello semiannuale derivano da forzanti che possiedono un legame evidente con la stagionalità e con la geometria dell’irraggiamento solare. La QBO, invece, emerge principalmente attraverso una retroazione interna tra onde e flusso medio. La Figura 3 rende questa distinzione visibile: proprio dove la stagionalità annuale del vento è relativamente debole, l’oscillazione generata internamente raggiunge la sua massima ampiezza.
Questo risultato costituisce uno degli aspetti più affascinanti della dinamica stratosferica. La regione equatoriale, che potrebbe apparire relativamente poco stagionale se osservata unicamente dal punto di vista dell’insolazione, possiede in realtà una delle più intense oscillazioni del vento dell’intera atmosfera media. L’alternanza dei regimi orientali e occidentali raggiunge decine di metri al secondo e modifica profondamente la propagazione ondulatoria, la temperatura e il trasporto dei costituenti chimici.
La Figura 3 fornisce dunque molto più di una semplice climatologia latitudinale. Essa identifica il dominio dinamico naturale della QBO, evidenzia la separazione tra variabilità quasi biennale, annuale e semiannuale e conferma che il massimo dell’oscillazione è centrato sull’equatore con una struttura fortemente ma non infinitamente confinata alle basse latitudini. I dati di Dunkerton e Delisi dimostrano inoltre che questa configurazione è robusta in numerose stazioni indipendenti e che il segnale quasi biennale del vento condivide con quello della temperatura una sostanziale simmetria meridionale.
Nel quadro più ampio delineato da Baldwin et al., questo risultato aiuta a comprendere la natura profondamente multiscala della QBO. Un vasto spettro di onde provenienti soprattutto dalla troposfera trasferisce quantità di moto alla stratosfera; questa forzante genera un intenso massimo di vento quasi biennale centrato sull’equatore; il vento modifica a sua volta la propagazione di altre onde e induce una circolazione secondaria; gli effetti dinamici e chimici possono quindi estendersi ben oltre la stretta fascia in cui il segnale del vento è massimo. La Figura 3 può essere considerata, in questo senso, una rappresentazione della geometria fondamentale dell’Oscillazione Quasi-Biennale: una modalità atmosferica profondamente equatoriale nella sua origine e nella sua massima espressione dinamica, ma capace di partecipare all’organizzazione della circolazione stratosferica su scala globale.
2.2. Temperatura e circolazione meridionale
La Quasi-Biennial Oscillation non deve essere interpretata semplicemente come un’alternanza quasi periodica di venti orientali e occidentali nella stratosfera equatoriale. La sua struttura dinamica comprende infatti un insieme coerente di anomalie termiche e di circolazione meridionale che accompagnano l’evoluzione verticale dei regimi di vento e che consentono alla QBO di esercitare effetti ben oltre la stretta fascia equatoriale nella quale essa viene normalmente identificata. La grande revisione di Baldwin et al. (2001) ha evidenziato come la QBO domini la variabilità della stratosfera equatoriale approssimativamente tra 16 e 50 km di quota, ma nello stesso tempo modifichi la circolazione fino alle alte latitudini, influenzando temperatura, trasporto dei costituenti chimici, propagazione delle onde e comportamento dei vortici polari. La componente termica e la circolazione meridionale secondaria costituiscono quindi due aspetti essenziali per comprendere come un’oscillazione originariamente tropicale possa assumere una dimensione sostanzialmente globale.
La relazione tra vento e temperatura deriva innanzitutto dall’equilibrio dinamico della stratosfera. Le variazioni verticali del vento zonale associate alla QBO non possono svilupparsi indipendentemente dalla distribuzione meridionale della temperatura. Quando il vento cambia intensità e direzione con la quota, il campo termico deve adattarsi in modo coerente, producendo anomalie di temperatura centrate sull’equatore e sui subtropici. Nella bassa stratosfera tropicale tali anomalie possono raggiungere diversi kelvin, con valori dell’ordine di 4 K particolarmente evidenti nell’intervallo compreso approssimativamente tra 30 e 50 hPa. Le osservazioni radiosondistiche di Singapore, divenute uno dei riferimenti fondamentali per il monitoraggio storico della QBO, mostrano chiaramente questa associazione tra gradiente verticale del vento zonale e temperatura. Randel et al. (1999), analizzando i campi assimilati dello UK Meteorological Office e confrontandoli con le osservazioni radiosondistiche, mostrarono che vento e temperatura presentano una struttura QBO estremamente coerente, pur rilevando che le analisi assimilate tendevano a sottostimare l’ampiezza dei massimi osservati. Lo stesso studio identificò una struttura globale della QBO non soltanto nei venti e nelle temperature, ma anche nella circolazione meridionale residua.
La dimensione meridionale caratteristica delle anomalie termiche tropicali è relativamente limitata: le analisi classiche indicano una scala di circa 1000–1200 km dall’equatore, equivalente grossomodo a una decina di gradi di latitudine. Questa concentrazione geografica spiega perché le anomalie termiche più intense siano riscontrate nella fascia equatoriale, ma non significa che il segnale QBO termini ai margini dei tropici. Al contrario, la risposta della circolazione atmosferica produce anomalie di segno opposto nelle regioni subtropicali e, in determinate stagioni, segnali rilevabili fino alle medie e alte latitudini. Una moderna sintesi della dinamica stratosferica conferma che la componente verticale della circolazione meridionale secondaria associata alla QBO determina riscaldamento e raffreddamento adiabatico nella stratosfera subtropicale e genera una variabilità termica coerente fino a circa 45° di latitudine. Una caratteristica fondamentale è il cambiamento di segno dell’anomalia termica passando dall’equatore verso i subtropici: laddove l’aria sale nella regione equatoriale, tende a verificarsi subsidenza nelle regioni adiacenti, e viceversa.
Questa configurazione può essere compresa considerando gli effetti termodinamici dei moti verticali. Un’anomalia di risalita favorisce l’espansione e il raffreddamento adiabatico delle masse d’aria, mentre un’anomalia di subsidenza ne determina la compressione e il riscaldamento. Ne consegue che le oscillazioni della temperatura non costituiscono soltanto una risposta passiva alla struttura del vento zonale, ma rappresentano anche una manifestazione diretta della circolazione secondaria necessaria a mantenere l’equilibrio dinamico e termodinamico della stratosfera. In questo senso, vento zonale, temperatura e moto verticale devono essere considerati come componenti di un unico sistema. Randel et al. (1999) identificarono proprio una delle caratteristiche più importanti della QBO globale nella presenza di massimi termici e di moto verticale in opposizione di fase tra la bassa e l’alta stratosfera. Quando una determinata fase della QBO è associata a un certo segno dell’anomalia termica nella bassa stratosfera, nella media e alta stratosfera compare quindi un’anomalia opposta, generando la caratteristica alternanza verticale osservata sia nelle analisi meteorologiche sia nelle lunghe serie di misure satellitari.
Il segnale della QBO può essere seguito anche verso la tropopausa tropicale. Sebbene la sua ampiezza diminuisca progressivamente rispetto ai massimi della stratosfera inferiore, variazioni termiche dell’ordine di alcuni decimi di kelvin sono state documentate già nei primi studi osservativi. Dal punto di vista climatico si tratta di un aspetto importante, perché la regione della tropopausa tropicale costituisce la principale porta d’ingresso dell’aria dalla troposfera alla stratosfera. Anche modeste variazioni della temperatura in questa regione possono modificare la stabilità atmosferica, la quantità di vapore acqueo che riesce a entrare nella stratosfera e, indirettamente, alcune caratteristiche della convezione tropicale. Gli studi più recenti sulle teleconnessioni della QBO hanno attribuito crescente attenzione proprio agli effetti della temperatura della bassa stratosfera tropicale e della tropopausa, perché essi rappresentano uno dei possibili canali attraverso i quali la QBO può interagire con la convezione e con fenomeni troposferici come la Madden–Julian Oscillation. La letteratura moderna sottolinea tuttavia che i meccanismi responsabili di tali collegamenti non sono ancora completamente risolti.
Un’altra proprietà fondamentale della struttura termica della QBO è la presenza di anomalie subtropicali in opposizione di fase rispetto alle anomalie tropicali. Le osservazioni satellitari mostrano massimi coerenti approssimativamente tra 20° e 40° di latitudine in entrambi gli emisferi. La loro comparsa non è però uniforme durante l’anno. A differenza del nucleo tropicale della QBO, relativamente indipendente dalla stagione, la risposta extratropicale è fortemente sincronizzata con il ciclo stagionale e diventa particolarmente evidente durante l’inverno e la primavera dell’emisfero considerato. Tale comportamento costituisce una delle prove più importanti dell’interazione tra la QBO e la circolazione stagionale della stratosfera. Le analisi contemporanee confermano che la componente subtropicale della circolazione secondaria della QBO è fortemente modulata dalla stagione e risulta particolarmente pronunciata nell’emisfero invernale.
Kinnersley (1999) contribuì in maniera decisiva a chiarire questo punto mostrando, attraverso esperimenti modellistici, che la rappresentazione della circolazione secondaria della QBO come una semplice coppia di celle simmetriche rispetto all’equatore è valida soltanto in determinate condizioni. In prossimità degli equinozi la struttura può effettivamente assumere una configurazione relativamente simmetrica; durante i solstizi, invece, la cella dell’emisfero estivo tende a indebolirsi fortemente, mentre quella dell’emisfero invernale viene intensificata ed estesa verso latitudini più elevate. Nelle simulazioni di Kinnersley la cella invernale poteva diventare circa tre volte più intensa rispetto alla configurazione equinoziale. Questo risultato offre una spiegazione dinamica della forte sincronizzazione stagionale delle anomalie QBO osservate alle medie latitudini: il ciclo stagionale non si limita a sovrapporsi alla QBO, ma modifica profondamente la struttura della circolazione meridionale attraverso la quale la QBO comunica con le regioni extratropicali.
Questa circolazione deve essere inserita nel quadro più ampio della Brewer–Dobson Circulation. La circolazione stratosferica media è caratterizzata dalla risalita dell’aria nelle regioni tropicali, dal successivo trasporto verso latitudini maggiori e dalla subsidenza nelle regioni extratropicali. Holton et al. (1995) mostrarono come questo grande sistema di trasporto sia controllato principalmente dall’azione delle onde atmosferiche che si propagano dalla troposfera verso la stratosfera e depositano quantità di moto alle medie e alte latitudini. La conseguenza è una sorta di pompaggio dinamico capace di richiamare aria verso l’alto nella stratosfera tropicale e di trasportarla successivamente verso le regioni extratropicali. La QBO si sovrappone a questa circolazione climatologica generando anomalie di risalita e subsidenza che possono rafforzare o indebolire localmente il trasporto medio. Non si tratta quindi di una circolazione indipendente dalla Brewer–Dobson, bensì di una perturbazione organizzata che modifica periodicamente la struttura del trasporto stratosferico.
In una fase orientale della QBO intorno alla media-bassa stratosfera, per esempio, può verificarsi una risalita anomala dell’aria nella regione equatoriale inferiore, mentre a quote superiori compare una subsidenza anomala. Per conservazione della massa, tali moti devono essere accompagnati da flussi meridionali compensativi, formando così una complessa struttura di celle di circolazione. Nella bassa stratosfera questa risposta tende a essere relativamente simmetrica rispetto all’equatore; nella media stratosfera, invece, la stagionalità della circolazione di fondo e l’interazione con le onde planetarie producono forti asimmetrie emisferiche. Proprio questa proprietà permette alla QBO di modificare la distribuzione dei traccianti chimici a latitudini assai maggiori rispetto alla regione nella quale sono massime le anomalie equatoriali del vento.
La distribuzione di specie a lunga vita come metano e protossido di azoto costituisce, da questo punto di vista, una sorta di tracciante naturale della circolazione. Questi gas vengono emessi prevalentemente nella troposfera, raggiungono la stratosfera soprattutto attraverso la regione tropicale e successivamente vengono trasportati verso latitudini maggiori dalla circolazione stratosferica. Poiché la QBO modifica periodicamente risalita, subsidenza e trasporto meridionale, essa imprime una struttura quasi biennale anche alle concentrazioni di numerosi costituenti. Baldwin et al. (2001) sottolinearono che gli effetti della QBO non sono confinati alla dinamica: ozono, vapore acqueo, metano e numerose altre specie presentano segnali associati all’oscillazione, risultato sia del trasporto dinamico sia, nel caso delle specie chimicamente attive, dell’interazione tra trasporto, temperatura e processi fotochimici.
Il quadro diventa ancora più interessante quando si considera che il trasporto stratosferico non avviene esclusivamente attraverso l’avvezione della circolazione meridionale media. Le onde atmosferiche determinano anche un intenso mescolamento quasi orizzontale lungo le superfici isentropiche. Nella media e alta stratosfera, le anomalie di subsidenza associate alla QBO possono deformare le superfici di concentrazione dei traccianti producendo strutture simili a gradini tra equatore e subtropici. Più a nord o a sud intervengono le cosiddette surf zones, regioni dinamicamente attive nelle quali la rottura delle onde planetarie produce un intenso rimescolamento delle masse d’aria. Il concetto di surf zone, sviluppato da McIntyre e Palmer, è diventato fondamentale nella moderna interpretazione del trasporto stratosferico perché evidenzia come zone di forte mescolamento possano essere separate da barriere dinamiche relativamente impermeabili.
Dunkerton e O’Sullivan (1996) mostrarono inoltre, utilizzando osservazioni satellitari dei costituenti stratosferici, l’esistenza di una regione di rimescolamento quasi orizzontale nella stratosfera tropicale superiore, al di sopra di circa 10 hPa e sul lato equatoriale del getto subtropicale. Tale regione risultava separata dalla surf zone delle medie latitudini da forti gradienti di vorticità potenziale e dei traccianti lungo l’asse del getto. Un elemento particolarmente significativo dello studio era l’indicazione che l’intensità del mescolamento equatorward del getto potesse dipendere dalla fase della QBO. Questo risultato rafforza l’idea che la QBO non controlli soltanto i moti verticali e meridionali medi, ma possa modificare anche l’efficienza con cui le onde rimescolano i costituenti chimici nella stratosfera.
Le conseguenze sull’ozono sono particolarmente rilevanti. Le anomalie dinamiche della QBO modificano direttamente il trasporto verticale e meridionale dell’ozono, mentre le variazioni di temperatura possono alterarne indirettamente la chimica. Kinnersley e Tung (1999), utilizzando un modello dinamico-chimico interattivo, riuscirono a riprodurre una parte consistente della variabilità QBO osservata sia nell’ozono colonnare sia nella sua distribuzione verticale alle basse e medie latitudini, oltre a segnali alle alte latitudini australi. Il loro lavoro mostrò che alle basse e medie latitudini la variabilità dell’ozono può essere attribuita in larga misura alla circolazione diretta associata alla QBO, mentre alle alte latitudini diventano importanti i meccanismi che coinvolgono la propagazione delle onde planetarie e l’interazione con il vortice polare.
Il collegamento tra circolazione meridionale QBO e regioni polari costituisce uno degli aspetti più affascinanti dell’intero problema. Le anomalie di temperatura osservate nelle regioni polari durante determinate fasi della QBO suggerirono già nei primi decenni di osservazioni che l’influenza dell’oscillazione equatoriale potesse estendersi su scala emisferica. Questa idea sfociò successivamente nel cosiddetto effetto Holton–Tan, secondo il quale la fase della QBO nella bassa stratosfera tropicale è statisticamente associata a variazioni della forza del vortice polare invernale. Gli studi successivi hanno mostrato che il meccanismo è più complesso di quanto originariamente ipotizzato. Esperimenti numerici di Garfinkel, Shaw e Hartmann (2012), per esempio, hanno indicato che la circolazione meridionale secondaria associata alla QBO modifica il campo del vento subtropicale e le condizioni di propagazione delle onde di Rossby, favorendo cambiamenti nella convergenza del flusso d’onda all’interno della regione del vortice polare. La QBO può pertanto influenzare indirettamente il bilancio dinamico e termico delle alte latitudini modificando il percorso e la deposizione della quantità di moto trasportata dalle onde planetarie.
Le conoscenze moderne non hanno quindi ridimensionato l’importanza della struttura termica e della circolazione meridionale descritta negli studi classici; al contrario, ne hanno mostrato la centralità per comprendere gran parte delle teleconnessioni globali della QBO. Una recente revisione della dinamica stratosferica sottolinea che la circolazione residua costituisce uno dei principali canali di accoppiamento tra tropici ed extratropici e che il moto verticale della circolazione secondaria QBO produce anomalie di riscaldamento e raffreddamento adiabatico che raggiungono i subtropici e le medie latitudini. Allo stesso tempo, la QBO modifica la propagazione delle onde planetarie e interagisce con la circolazione extratropicale, rendendo difficile separare completamente gli effetti della circolazione diretta da quelli mediati dalle onde.
Anche simulazioni più recenti della circolazione dell’atmosfera media e superiore mostrano che il passaggio da una fase orientale a una occidentale della QBO modifica la struttura delle onde planetarie, i flussi di quantità di moto e la circolazione meridionale residua fino alle regioni polari. Koval e Gavrilov (2022), utilizzando un modello esteso fino alla bassa termosfera, hanno evidenziato che le modificazioni dell’attività ondulatoria costituiscono un importante veicolo attraverso cui la perturbazione originata nella stratosfera equatoriale può propagarsi verso le alte latitudini. I risultati moderni rafforzano quindi l’immagine della QBO come componente integrata della circolazione atmosferica globale e non come semplice oscillazione locale del vento equatoriale.
Nel complesso, la temperatura e la circolazione meridionale rappresentano il collegamento fisico tra la struttura equatoriale della QBO e molti dei suoi effetti remoti. L’alternanza dei regimi di vento genera una risposta termica coerente attraverso l’equilibrio dinamico; le anomalie termiche sono associate a risalita e subsidenza; questi moti verticali richiedono flussi meridionali compensativi; la circolazione risultante modifica il trasporto di ozono, metano, protossido di azoto, vapore acqueo e altri traccianti; infine, l’interazione della circolazione QBO con le onde atmosferiche permette al segnale di raggiungere le medie e alte latitudini. La marcata dipendenza stagionale delle anomalie extratropicali mostra inoltre che la QBO non può essere interpretata indipendentemente dal ciclo annuale e dalla Brewer–Dobson Circulation. È proprio dall’interferenza fra oscillazione quasi biennale, circolazione stratosferica climatologica e attività delle onde planetarie che emerge la complessa struttura globale osservata nelle temperature e nei costituenti atmosferici. Le moderne revisioni della QBO confermano che queste interazioni costituiscono anche una delle basi della sua rilevanza per la prevedibilità climatica: grazie alla sua persistenza e relativa prevedibilità, la QBO fornisce infatti una sorgente di informazione potenzialmente utile per anticipare variazioni del vortice polare, dell’ozono stratosferico, della circolazione extratropicale e persino di alcuni fenomeni troposferici.
Figura 4 – Relazione tra anomalie termiche e shear verticale del vento nella QBO equatoriale
La Figura 4 costituisce una rappresentazione particolarmente efficace del legame fisico tra la componente dinamica e quella termica della Quasi-Biennial Oscillation nella stratosfera equatoriale. Le due serie temporali, estese approssimativamente dal 1979 al 1998 e depurate dal ciclo stagionale, mettono a confronto le anomalie di temperatura associate alla QBO nello strato compreso tra circa 30 e 50 hPa, mostrate nella curva inferiore, con lo shear verticale del vento zonale nello stesso intervallo della stratosfera, rappresentato nella curva superiore. La caratteristica più evidente è la notevole coerenza temporale tra le due grandezze: le fasi nelle quali il vento zonale presenta un forte gradiente verticale positivo tendono a coincidere con anomalie termiche positive, mentre le fasi caratterizzate da shear negativo sono generalmente associate ad anomalie termiche negative. Questa corrispondenza non è un semplice risultato statistico, ma rappresenta una manifestazione osservativa della relazione fondamentale che, nella dinamica atmosferica equatoriale, collega la struttura verticale del vento zonale alla distribuzione meridionale della temperatura. La QBO deve quindi essere interpretata come una struttura dinamico-termica integrata, nella quale le oscillazioni del vento e quelle della temperatura costituiscono differenti espressioni dello stesso fenomeno stratosferico.
L’ampiezza delle oscillazioni mostrata nella Figura 4 è significativa. Le anomalie termiche raggiungono valori dell’ordine di alcuni kelvin, mentre lo shear verticale del vento può superare diversi metri al secondo per chilometro. Nel corso della serie temporale si distingue chiaramente una successione di massimi e minimi con una periodicità media prossima a due o due anni e mezzo, pur con evidenti variazioni da un ciclo all’altro. Questa irregolarità costituisce una delle proprietà intrinseche della QBO. Già i modelli dinamici classici di Lindzen e Holton e, successivamente, di Holton e Lindzen avevano mostrato che la QBO non deve essere concepita come un’oscillazione armonica imposta dall’esterno, bensì come il risultato dell’interazione non lineare tra il flusso zonale medio e differenti categorie di onde atmosferiche che trasportano quantità di moto dalla troposfera verso la stratosfera. L’assorbimento selettivo di queste onde accelera alternativamente il flusso verso est e verso ovest, generando le fasce di vento occidentale e orientale che progressivamente migrano verso quote inferiori. In questa evoluzione, la struttura termica rappresentata dalla curva inferiore della Figura 4 accompagna necessariamente lo sviluppo dello shear verticale.
Il collegamento tra temperatura e shear trova una spiegazione diretta nella condizione di equilibrio dinamico della stratosfera tropicale. Sebbene nelle immediate vicinanze dell’equatore la forza di Coriolis divenga molto piccola e la formulazione tradizionale del vento termico debba essere trattata con particolare attenzione, il principio fisico rimane quello di una stretta relazione tra variazioni verticali del vento zonale e struttura meridionale della temperatura. Andrews, Holton e Leovy hanno formalizzato questo comportamento nel quadro della dinamica dell’atmosfera media, mostrando che nella regione equatoriale la curvatura meridionale delle anomalie termiche è collegata allo shear verticale del vento. Randel et al. (1999), analizzando osservazioni radiosondistiche e dati assimilati, hanno mostrato che tale relazione è chiaramente identificabile nella QBO reale: la regressione tra temperatura e shear verticale suggerisce una scala meridionale caratteristica dell’ordine di 1000–1200 km, equivalente approssimativamente a una decina di gradi di latitudine. Ciò significa che il nucleo delle anomalie termiche associate alla QBO è fortemente concentrato attorno all’equatore, pur essendo in grado di generare, attraverso la circolazione secondaria, effetti che si estendono molto più lontano.
L’andamento temporale della curva termica mostra inoltre che la QBO produce una delle più importanti sorgenti di variabilità interannuale della temperatura nella stratosfera tropicale. Le anomalie osservate tra 30 e 50 hPa raggiungono frequentemente valori di diversi kelvin e possono essere seguite sia verso quote inferiori sia verso la media e alta stratosfera. La loro struttura verticale non è uniforme: anomalie di segno opposto tendono infatti a comparire a livelli differenti in relazione alla successione verticale delle zone di shear orientale e occidentale. Questo comportamento spiega perché una fotografia istantanea della QBO lungo la verticale mostri spesso alternanze di strati relativamente caldi e freddi. Le osservazioni satellitari e le moderne rianalisi confermano che la componente termica della QBO presenta una struttura verticale e meridionale altamente organizzata e che la sua ampiezza varia sia su scala interannuale sia decadale. Studi più recenti hanno inoltre evidenziato che la variabilità delle anomalie termiche della QBO non è perfettamente stazionaria, mostrando modulazioni dell’ampiezza legate alla variabilità atmosferica di fondo e alle caratteristiche dei singoli cicli dell’oscillazione.
La Figura 4 permette anche di comprendere perché l’alternanza delle zone di shear sia così importante per la circolazione verticale equatoriale. Una zona caratterizzata da shear orientale o occidentale non rappresenta soltanto una transizione tra due regimi di vento, ma è associata a una specifica risposta della circolazione meridionale secondaria. Le simulazioni teoriche di Plumb e Bell e gli studi successivi hanno mostrato che, nelle regioni di shear orientale, tende a svilupparsi una circolazione con moto verticale equatoriale di un determinato segno, mentre nelle regioni di shear occidentale il moto verticale tende a invertirsi. Ne deriva un’alternanza di risalita e subsidenza che produce raffreddamento o riscaldamento adiabatico e contribuisce direttamente alle anomalie termiche osservate. In altri termini, le oscillazioni della curva inferiore non devono essere considerate soltanto come la conseguenza passiva dell’assetto dei venti: esse testimoniano l’esistenza di una vera e propria circolazione secondaria associata alla QBO, capace di modificare la struttura termodinamica della stratosfera tropicale.
Questa interpretazione è stata ulteriormente rafforzata dagli studi sulla circolazione residua della QBO. Peña-Ortiz et al. (2008), analizzando ERA-40 e simulazioni con MAECHAM5, hanno confermato che la QBO genera strutture di circolazione meridionale caratterizzate da moti verticali equatoriali e rami compensativi diretti verso i subtropici e le medie latitudini. Durante le stagioni equinoziali queste strutture tendono ad assumere una configurazione relativamente simmetrica rispetto all’equatore, mentre durante i solstizi diventano fortemente asimmetriche: la cella dell’emisfero estivo si indebolisce e quella dell’emisfero invernale si intensifica, arrivando a estendersi verso latitudini extratropicali. Questo comportamento, anticipato dagli studi di Kinnersley, mostra come le anomalie termiche tropicali illustrate nella Figura 4 costituiscano soltanto il nucleo di una perturbazione molto più ampia della circolazione stratosferica.
Kinnersley (1999) mostrò infatti che la circolazione secondaria della QBO non può essere descritta come una struttura rigidamente simmetrica e indipendente dalla stagione. Durante i solstizi, la circolazione media dalla regione estiva verso quella invernale può trasportare le anomalie del vento zonale della QBO verso l’emisfero invernale. All’aumentare della latitudine cresce l’importanza della rotazione terrestre e, per conservare l’equilibrio dinamico, divengono necessarie anomalie termiche e di circolazione più intense. In questo modo un’anomalia originariamente concentrata nella stratosfera equatoriale può estendersi progressivamente verso i subtropici e le medie latitudini. Le analisi di ERA-40 hanno successivamente fornito evidenza osservativa di questa marcata dipendenza stagionale della circolazione secondaria, confermando che durante i solstizi il segnale della QBO tende a espandersi soprattutto nell’emisfero invernale.
La Figura 4 assume particolare importanza anche per comprendere il processo di propagazione verso il basso della QBO. Le bande di vento orientale e occidentale non compaiono simultaneamente a tutte le quote, ma tendono a formarsi nella stratosfera superiore e a discendere gradualmente verso quella inferiore. Di conseguenza, anche le zone di forte shear e le anomalie termiche associate migrano progressivamente verso pressioni maggiori. Questo comportamento conferisce alla QBO la caratteristica struttura inclinata osservata nei diagrammi tempo-quota. La propagazione discendente deriva dal modo in cui le onde equatoriali interagiscono con il flusso medio: quando una determinata fascia di vento viene accelerata, essa modifica selettivamente la propagazione delle onde successive, spostando verso il basso la regione nella quale può avvenire una nuova deposizione di quantità di moto. Il risultato è una lenta traslazione verticale delle fasi della QBO, accompagnata da una corrispondente migrazione delle anomalie termiche.
Il fatto che la relazione tra shear e temperatura rimanga chiaramente riconoscibile per quasi vent’anni nella Figura 4 dimostra inoltre la notevole robustezza della struttura dinamica della QBO. Il periodo dei singoli cicli non è identico e l’ampiezza dei massimi varia sensibilmente, ma la relazione di fase tra le due variabili persiste. Questa proprietà è fondamentale anche dal punto di vista della prevedibilità. Diversamente da molti fenomeni atmosferici troposferici, caratterizzati da rapida perdita della memoria delle condizioni iniziali, la QBO evolve lentamente e presenta una forte persistenza verticale. La posizione delle zone di shear e la loro velocità di discesa possono quindi fornire informazioni sulla futura evoluzione della temperatura e dei venti stratosferici con diversi mesi di anticipo. È anche per questa ragione che la QBO rappresenta una delle più importanti fonti di prevedibilità sub-stagionale e stagionale della stratosfera.
La componente termica illustrata nella Figura 4 assume un significato ancora maggiore quando si considera la Tropical Tropopause Layer. Sebbene le anomalie termiche della QBO diminuiscano progressivamente avvicinandosi alla tropopausa, esse rimangono sufficientemente importanti da modificarne periodicamente la temperatura. Ciò può influenzare il trasporto di vapore acqueo verso la stratosfera, poiché l’aria ascendente attraverso la tropopausa tropicale viene sottoposta a un processo di essiccamento fortemente dipendente dalle temperature minime incontrate lungo il percorso. Numerosi studi hanno documentato il collegamento tra QBO, temperatura della tropopausa tropicale e quantità di vapore acqueo che raggiunge la stratosfera. Anche le recenti analisi degli episodi anomali della QBO mostrano che perturbazioni nella struttura del vento e dello shear possono lasciare una firma osservabile nell’evoluzione della Tropical Tropopause Layer.
Le anomalie termiche sono inoltre strettamente legate al trasporto dell’ozono e di altri traccianti stratosferici. La circolazione secondaria della QBO modifica alternativamente la risalita e la subsidenza dell’aria, alterando la distribuzione verticale di specie chimiche caratterizzate da forti gradienti con la quota. Kinnersley e Tung hanno mostrato che questi processi contribuiscono in maniera sostanziale alla variabilità quasi biennale dell’ozono alle basse e medie latitudini. Il segnale chimico può poi estendersi verso le regioni extratropicali attraverso l’interazione tra la circolazione QBO, la Brewer-Dobson Circulation e l’attività delle onde planetarie. Non sorprende quindi che le variazioni quasi biennali osservate nell’ozono presentino numerose analogie spaziali e temporali con quelle della temperatura.
Il valore scientifico della Figura 4 consiste dunque nel rendere visibile, attraverso due semplici serie temporali, un principio fondamentale della dinamica stratosferica. La QBO non è soltanto una successione di venti orientali e occidentali: ogni modifica della struttura verticale del vento implica una risposta termica e, attraverso di essa, una risposta della circolazione meridionale. Le zone di shear determinano le regioni nelle quali la circolazione secondaria tende a produrre risalita o subsidenza; i moti verticali modificano la temperatura attraverso processi adiabatici; le anomalie termiche contribuiscono al mantenimento dell’equilibrio dinamico e si estendono meridionalmente dai tropici verso le regioni subtropicali. La dipendenza stagionale della circolazione di fondo amplifica poi queste perturbazioni soprattutto nell’emisfero invernale, creando un ponte dinamico tra la QBO equatoriale e la circolazione extratropicale. Le rianalisi e gli studi modellistici successivi hanno confermato questa visione, evidenziando come la struttura della circolazione secondaria muti profondamente con la stagione e possa raggiungere latitudini molto maggiori rispetto al nucleo dei venti QBO.
In definitiva, la Figura 4 rappresenta molto più di una semplice correlazione fra due variabili atmosferiche. Essa sintetizza uno dei meccanismi centrali della QBO: la stretta interdipendenza fra shear verticale del vento, temperatura e circolazione meridionale. I massimi e i minimi delle due curve mostrano che l’evoluzione dinamica del vento equatoriale produce una risposta termica sistematica, mentre la persistenza della relazione attraverso numerosi cicli dimostra che tale accoppiamento costituisce una proprietà fondamentale e riproducibile della stratosfera tropicale. È proprio da questa struttura dinamico-termica che derivano molti degli effetti più ampi della QBO: la modulazione della tropopausa tropicale, il trasporto del vapore acqueo e dell’ozono, le anomalie di circolazione subtropicale, l’interazione con la Brewer-Dobson Circulation e, attraverso meccanismi mediati dalle onde, parte delle teleconnessioni che raggiungono le medie e alte latitudini. La Figura 4 fornisce quindi una chiave interpretativa essenziale per comprendere come un’oscillazione apparentemente confinata ai venti della stratosfera equatoriale possa produrre conseguenze termodinamiche e dinamiche su una porzione molto più vasta dell’atmosfera terrestre.
Figura 5 – Struttura termica e circolazione meridionale residua associate alla QBO nel febbraio 1994
La Figura 5 costituisce una delle rappresentazioni più significative della natura tridimensionale della Quasi-Biennial Oscillation, perché permette di osservare simultaneamente la distribuzione latitudine–quota delle anomalie di temperatura e la corrispondente circolazione meridionale residua associata alla QBO durante il febbraio 1994. In questo periodo la configurazione della QBO era caratterizzata da venti orientali intorno a 40 hPa nella regione equatoriale, e la figura mostra come questa condizione non producesse soltanto un’anomalia del vento zonale confinata ai tropici, ma fosse accompagnata da un complesso sistema di perturbazioni termiche e dinamiche esteso dalla bassa alla parte superiore della stratosfera e dall’equatore verso le latitudini extratropicali. Le linee continue identificano anomalie termiche positive, mentre quelle tratteggiate rappresentano anomalie negative, con intervalli di 0,5 K; le frecce descrivono invece le componenti meridionale e verticale della circolazione residua. Randel et al. (1999), utilizzando le analisi stratosferiche assimilate dello UK Meteorological Office, mostrarono che una delle proprietà fondamentali della QBO globale consiste proprio nella presenza di massimi di temperatura e velocità verticale in opposizione di fase tra bassa e alta stratosfera, accompagnati da una forte sincronizzazione stagionale delle anomalie alle medie latitudini.
L’aspetto probabilmente più evidente della Figura 5 è infatti l’inversione verticale della struttura termica tropicale. Nella bassa stratosfera, approssimativamente tra 20 e 27 km, compare una regione di anomalie negative della temperatura centrata intorno all’equatore. Salendo verso la media e alta stratosfera, grosso modo oltre 30 km, il segno dell’anomalia cambia e compare invece una regione relativamente calda nella fascia tropicale, particolarmente evidente tra l’equatore e le latitudini subtropicali dell’Emisfero Sud. Sul lato settentrionale della stratosfera superiore è presente contemporaneamente una vasta anomalia fredda, centrata approssimativamente tra 20° e 40°N. Questa alternanza verticale di anomalie calde e fredde non è accidentale: è la manifestazione termica della struttura verticale della QBO e dell’alternanza delle sue zone di shear. Le fasce di vento orientale e occidentale discendono progressivamente attraverso la stratosfera, e le regioni di forte variazione verticale del vento sono accompagnate da anomalie termiche necessarie al mantenimento dell’equilibrio dinamico. Per questo motivo la QBO presenta una struttura termica altrettanto organizzata quanto quella del vento zonale, anche se generalmente meno intuitiva da visualizzare. La revisione di Baldwin et al. (2001) sottolinea proprio come la QBO debba essere concepita come un sistema accoppiato di vento, temperatura, circolazione meridionale e trasporto dei costituenti, piuttosto che come una semplice oscillazione dei venti equatoriali.
Le frecce rappresentate nella figura consentono di interpretare fisicamente queste anomalie di temperatura. Esse descrivono la circolazione meridionale residua, cioè una formulazione della circolazione zonalmente media particolarmente utile nello studio della stratosfera perché incorpora, almeno in parte, gli effetti del trasporto prodotto dalle onde. Non si tratta pertanto della semplice circolazione meridionale e verticale euleriana. Nel formalismo della Transformed Eulerian Mean, la circolazione residua fornisce una rappresentazione molto più appropriata del trasporto medio di calore e traccianti nella stratosfera. È tuttavia importante non interpretare le frecce come traiettorie esatte delle singole particelle d’aria: esse descrivono una circolazione media efficace, non percorsi lagrangiani individuali. Studi successivi, in particolare Peña-Ortiz et al. (2008), hanno utilizzato proprio le componenti della velocità residua per ricostruire la circolazione secondaria della QBO nelle rianalisi ERA-40 e nel modello MAECHAM5, confermando l’esistenza di celle di circolazione coerenti attraverso gran parte della stratosfera.
Nella bassa stratosfera tropicale della Figura 5, la regione relativamente fredda è associata a un’anomalia di moto ascendente. Questo collegamento possiede una chiara interpretazione termodinamica: quando l’aria risale, incontra pressioni progressivamente inferiori, si espande e tende a raffreddarsi adiabaticamente. Dove invece la circolazione secondaria determina subsidenza, l’aria viene compressa e tende a riscaldarsi. La configurazione osservata mostra quindi che una componente importante delle anomalie termiche della QBO è prodotta direttamente dalla risposta dinamica associata ai moti verticali. I primi modelli bidimensionali della circolazione secondaria della QBO, sviluppati da Plumb e Bell e successivamente approfonditi da Dunkerton e altri autori, mostrarono che nelle regioni equatoriali caratterizzate da shear orientale tende a svilupparsi risalita anomala, mentre nelle regioni di shear occidentale tende a prevalere subsidenza. Peña-Ortiz et al. ricordano che questa relazione costituisce uno dei risultati fondamentali della teoria della circolazione secondaria della QBO: risalita nelle zone di shear orientale, subsidenza in quelle di shear occidentale e rami meridionali compensativi diretti verso i subtropici e le medie latitudini.
Proprio questo comportamento spiega l’opposizione di fase osservata tra la bassa e la media-alta stratosfera. Nel febbraio 1994, mentre nella parte inferiore della stratosfera equatoriale prevaleva una componente di risalita associata a raffreddamento, a quote superiori la circolazione mostrava un’organizzazione differente, con una maggiore componente discendente nella regione tropicale e un corrispondente riscaldamento. Ai lati dell’equatore comparivano moti compensativi che producevano anomalie termiche di segno opposto. In tal modo, la struttura verticale osservata nella figura può essere interpretata come una successione di celle di circolazione secondaria sovrapposte, associate ai diversi regimi verticali della QBO. Questa configurazione rende evidente perché la temperatura e la velocità verticale mostrino massimi di segno opposto tra la parte inferiore e quella superiore della stratosfera, una delle caratteristiche che Randel et al. (1999) identificarono come particolarmente robuste sia nelle analisi assimilate sia nelle lunghe serie di osservazioni satellitari.
La Figura 5 rivela tuttavia un altro elemento ancora più importante: la risposta della circolazione non è simmetrica rispetto all’equatore. Se la QBO fosse completamente indipendente dal ciclo stagionale, ci si potrebbe aspettare che le anomalie della circolazione secondaria formassero strutture approssimativamente speculari nei due emisferi. Nel febbraio 1994, invece, la perturbazione è decisamente più sviluppata nell’Emisfero Nord, cioè nell’emisfero invernale. Nella media e alta stratosfera le frecce e le anomalie termiche si estendono verso le medie latitudini settentrionali, mentre la risposta corrispondente nell’emisfero estivo è molto meno pronunciata. Questo comportamento rappresenta una delle proprietà più caratteristiche della QBO extratropicale e mostra che la circolazione secondaria viene profondamente modulata dal ciclo stagionale. Kinnersley (1999) dimostrò che la configurazione quasi simmetrica che può svilupparsi vicino agli equinozi diventa fortemente asimmetrica durante i solstizi: la cella dell’emisfero estivo tende a indebolirsi, mentre quella dell’emisfero invernale si rafforza e si estende verso latitudini maggiori.
Le successive analisi di Peña-Ortiz et al. (2008) hanno fornito una conferma particolarmente robusta di questo comportamento utilizzando ERA-40 e MAECHAM5. Durante primavera e autunno, la circolazione secondaria della QBO presenta una struttura a due celle relativamente simmetrica rispetto all’equatore; durante i solstizi, invece, le anomalie si indeboliscono fortemente nell’emisfero estivo e si intensificano in quello invernale, dando origine a una struttura molto più simile a una singola grande cella spostata verso l’emisfero invernale. Nelle rianalisi ERA-40 questa asimmetria risulta inoltre particolarmente pronunciata durante l’inverno boreale. Tale risultato offre una cornice dinamica estremamente utile per interpretare la Figura 5: il forte sviluppo delle anomalie verso le latitudini settentrionali nel febbraio 1994 non è un dettaglio particolare di quell’anno, ma una manifestazione della dipendenza stagionale della circolazione secondaria associata alla QBO.
La spiegazione di questa asimmetria coinvolge sia la circolazione media stagionale sia l’attività delle onde planetarie. Kinnersley propose che la circolazione climatologica diretta dall’emisfero estivo verso quello invernale fosse in grado di trasportare le anomalie del vento zonale equatoriale verso latitudini maggiori nell’emisfero invernale. Allontanandosi dall’equatore, l’aumento dell’importanza della forza di Coriolis richiede anomalie termiche più consistenti per mantenere l’equilibrio dinamico, favorendo così una maggiore intensità della circolazione secondaria. Peña-Ortiz et al. hanno successivamente mostrato che un ruolo fondamentale è svolto anche dall’interazione con le onde di Rossby: la QBO modifica la propagazione e la dissipazione delle onde planetarie nella surf zone dell’emisfero invernale e, attraverso le variazioni della divergenza del flusso di Eliassen-Palm, produce una risposta della circolazione meridionale che può estendersi fino alle medie latitudini. In altri termini, la circolazione osservata nella Figura 5 deriva sia dalla risposta intrinseca ai jet equatoriali della QBO sia dall’interazione della QBO con la dinamica ondulatoria extratropicale.
Questa distinzione è fondamentale perché permette di comprendere come un fenomeno centrato inizialmente sulla stratosfera tropicale riesca ad acquisire una dimensione emisferica. Nelle immediate vicinanze dell’equatore, dove l’effetto della rotazione terrestre è relativamente debole, il forcing ondulatorio che genera la QBO produce soprattutto accelerazioni del vento zonale. Spostandosi verso latitudini superiori, la risposta dinamica assume invece una componente meridionale sempre più importante. Durante l’inverno, inoltre, la stratosfera extratropicale è attraversata da intense onde planetarie provenienti dalla troposfera, rendendo possibile una forte interazione tra il background zonale modulato dalla QBO e la propagazione delle onde di Rossby. Il risultato è un sistema dinamicamente continuo che collega tropici, subtropici e medie latitudini. Le analisi di Peña-Ortiz et al. indicano infatti che l’effetto intrinseco legato alla struttura equatoriale della QBO e quello dovuto alla divergenza del flusso delle onde planetarie possono produrre anomalie meridionali dello stesso segno, creando una risposta coerente dall’equatore fino alle medie latitudini dell’emisfero invernale.
La Figura 5 costituisce quindi anche una premessa importante per comprendere il cosiddetto effetto Holton–Tan. Holton e Tan mostrarono già all’inizio degli anni Ottanta che la fase della QBO tropicale è statisticamente collegata allo stato della circolazione stratosferica invernale alle alte latitudini, proponendo che i cambiamenti del vento tropicale e subtropicale potessero modificare le condizioni di propagazione delle onde planetarie. Il quadro dinamico è stato successivamente raffinato, e oggi è chiaro che la teleconnessione QBO–vortice polare non può essere ridotta a un unico semplice meccanismo di guida delle onde. Tuttavia, il principio generale rimane fondamentale: modificando il vento zonale subtropicale, la circolazione meridionale e la propagazione delle onde, la QBO è in grado di influenzare la struttura della stratosfera invernale molto lontano dall’equatore. La forte estensione nell’Emisfero Nord che compare nella Figura 5 rappresenta pertanto uno dei passaggi dinamici attraverso i quali può stabilirsi questa connessione tropici–extratropici.
Un ulteriore significato della figura riguarda il trasporto dei costituenti chimici. La circolazione residua associata alla QBO modifica infatti il trasporto verticale e meridionale di ozono, metano, protossido di azoto, vapore acqueo e numerose altre specie. Una regione di risalita anomala trasporta verso l’alto aria proveniente da livelli inferiori, mentre una regione di subsidenza trasporta verso quote minori aria originariamente situata più in alto. Poiché molti traccianti stratosferici presentano fortissimi gradienti verticali e meridionali, anche anomalie relativamente modeste della velocità residua possono generare variazioni misurabili nella loro concentrazione. È questo il motivo per cui la firma della QBO risulta evidente non soltanto nei campi di vento e temperatura, ma anche nella distribuzione dell’ozono e di altri costituenti. Baldwin et al. (2001) hanno sottolineato come le anomalie della circolazione QBO costituiscano un elemento centrale per comprendere la variabilità quasi biennale della composizione stratosferica e il suo caratteristico sviluppo verticale.
Particolare attenzione merita proprio l’ozono, perché la sua distribuzione dipende contemporaneamente dal trasporto dinamico e dalla chimica, a sua volta sensibile alla temperatura. Nella bassa stratosfera tropicale, dove i tempi di vita chimici possono essere relativamente lunghi rispetto ai tempi caratteristici del trasporto, le anomalie della circolazione possono dominare la risposta dell’ozono. Nella stratosfera superiore, invece, la rapidità della fotochimica rende più importante anche la risposta diretta alle variazioni di temperatura e di radiazione. Di conseguenza, la stessa struttura di alternanza verticale evidenziata nella Figura 5 può riflettersi in una complessa distribuzione verticale delle anomalie di ozono. Ciò spiega perché lo studio della QBO sia divenuto fondamentale non solo per la dinamica stratosferica, ma anche per l’interpretazione delle serie satellitari dei costituenti atmosferici.
È inoltre importante considerare che la grande circolazione descritta nella figura non sostituisce la Brewer–Dobson Circulation climatologica, ma vi si sovrappone sotto forma di anomalia quasi biennale. La Brewer–Dobson Circulation comporta mediamente risalita dell’aria nei tropici, trasporto verso latitudini maggiori e subsidenza nelle regioni extratropicali. La QBO può localmente accelerare o rallentare questi moti, generando alternativamente anomalie di risalita e subsidenza. In determinati livelli e fasi, quindi, la QBO rafforza la risalita tropicale climatologica; in altri la contrasta. La conseguenza è una modulazione periodica dell’età dell’aria, del trasporto dei traccianti e degli scambi tra tropici ed extratropici. È proprio questa sovrapposizione fra QBO e circolazione stratosferica media a rendere la risposta chimica e dinamica molto più complessa di quanto suggerirebbe una semplice alternanza di venti orientali e occidentali.
La lettura quantitativa dei vettori della Figura 5 deve tuttavia essere effettuata con cautela. Gli autori specificano che essi sono stati scalati mediante una funzione arbitraria dell’altitudine: la lunghezza delle frecce non può quindi essere usata per confrontare direttamente l’intensità assoluta della velocità verticale tra, per esempio, 20 e 40 km. Lo scopo della rappresentazione è mettere in evidenza la geometria della circolazione, la direzione dei flussi e la loro relazione con il campo termico. Inoltre, Randel et al. evidenziarono che le analisi UKMO tendevano a sottostimare l’ampiezza dei massimi QBO rispetto alle osservazioni radiosondistiche di Singapore. Nonostante queste limitazioni, la coerenza spaziale tra temperatura, circolazione residua e struttura nota della QBO, insieme al confronto con le osservazioni satellitari, rende il pattern mostrato estremamente robusto.
La validità concettuale di questo quadro è stata ulteriormente rafforzata dalle rianalisi e dai modelli successivi. Peña-Ortiz et al. hanno mostrato che le anomalie della circolazione residua associate alla QBO sono rilevabili lungo l’intera stratosfera e fino alla bassa mesosfera, nonostante la loro intensità sia relativamente piccola rispetto alla circolazione climatologica complessiva. Nelle loro analisi, le anomalie QBO rappresentavano tipicamente una frazione dell’ordine di pochi punti percentuali fino a circa un decimo dell’intensità della circolazione stratosferica residua, ma risultavano sufficientemente organizzate e persistenti da generare importanti conseguenze dinamiche e chimiche. Tale constatazione è essenziale: l’importanza climatica della QBO non deriva necessariamente da velocità meridionali o verticali enormi, bensì dalla loro persistenza, dalla grande estensione spaziale e dalla capacità di agire continuamente sui gradienti di temperatura e dei traccianti.
La Figura 5 sintetizza quindi uno dei principi più importanti della dinamica della QBO: alle anomalie del vento zonale corrisponde una circolazione secondaria capace di generare una risposta termica attraverso moti verticali e di collegare la regione equatoriale con i subtropici e le medie latitudini. Nel febbraio 1994 la bassa stratosfera tropicale mostra una configurazione coerente con risalita anomala e raffreddamento, mentre a quote superiori il segno della risposta si inverte e compaiono regioni di subsidenza e riscaldamento; parallelamente, nell’Emisfero Nord invernale la circolazione si estende verso latitudini maggiori e produce una marcata anomalia termica extratropicale. La disposizione delle anomalie non rappresenta quindi una semplice conseguenza locale della QBO equatoriale, ma il risultato dell’interazione fra equilibrio termodinamico, continuità della massa, circolazione meridionale residua, ciclo stagionale e propagazione delle onde planetarie.
Nel suo insieme, questa figura permette di comprendere perché la QBO venga oggi considerata una componente fondamentale dell’accoppiamento tropicale–extratropicale della stratosfera. L’oscillazione nasce principalmente dall’interazione fra onde equatoriali e flusso medio, ma la risposta non termina con l’alternanza dei jet orientali e occidentali. Essa genera strutture termiche verticalmente alternate, mette in moto celle di circolazione secondaria, modifica il trasporto di specie chimiche, interagisce con le onde di Rossby dell’emisfero invernale e può influenzare la struttura del vortice polare. La Figura 5 rappresenta pertanto un passaggio concettuale decisivo: mostra visivamente come una perturbazione inizialmente concentrata nella stratosfera equatoriale possa essere trasformata in un’anomalia di circolazione su scala emisferica. È proprio questa capacità di organizzare simultaneamente vento, temperatura, moto verticale, trasporto meridionale e propagazione ondulatoria che rende la QBO uno dei fenomeni più importanti e affascinanti della dinamica dell’atmosfera media.
Figura 6 – La firma termica globale della QBO nella bassa stratosfera e la sua modulazione stagionale
La Figura 6 rappresenta uno dei risultati osservativi più interessanti per comprendere come la Quasi-Biennial Oscillation, pur avendo il proprio nucleo dinamico nella stratosfera equatoriale, riesca a produrre una firma termica organizzata su scala quasi globale. La figura mostra una regressione delle temperature della bassa stratosfera osservate dal canale 4 della Microwave Sounding Unit, o MSU4, rispetto all’indice del vento della QBO a 30 hPa, utilizzando il periodo 1979–1998. L’asse orizzontale rappresenta il ciclo annuale, da gennaio al gennaio successivo, mentre quello verticale descrive la latitudine dall’Antartide all’Artico. Le temperature MSU4 forniscono una misura verticalmente ponderata della bassa stratosfera, con sensibilità principale approssimativamente nello strato compreso fra 13 e 22 km; nello studio originale di Randel e Cobb (1994) il canale viene descritto come una temperatura media ponderata principalmente nello strato di pressione compreso all’incirca fra 150 e 50 hPa. È quindi importante interpretare il campo non come la temperatura di un singolo livello, bensì come una risposta integrata della bassa stratosfera. Randel e Cobb mostrarono inoltre che la variabilità della temperatura MSU4 e quella dell’ozono totale possedevano strutture spazio-temporali notevolmente coerenti, comprese le componenti attribuibili alla QBO.
I valori riportati nella Figura 6 esprimono la variazione della temperatura associata statisticamente a una variazione di 10 m s⁻¹ del vento utilizzato come indice della QBO. Le linee continue rappresentano coefficienti di regressione positivi, mentre quelle tratteggiate indicano coefficienti negativi. Pertanto, quando l’indice del vento a 30 hPa assume valori più occidentali, le regioni caratterizzate da coefficienti positivi tendono a risultare relativamente più calde, mentre quelle con coefficienti negativi tendono a risultare relativamente più fredde; invertendo la fase della QBO si inverte, in prima approssimazione, anche il segno della risposta termica. Le aree punteggiate richiedono invece particolare attenzione: secondo la didascalia, esse identificano le regioni nelle quali la regressione non può essere considerata significativamente diversa da zero al livello di circa due deviazioni standard. Di conseguenza, soprattutto alle alte latitudini, l’ampiezza apparente di una struttura non deve essere automaticamente interpretata come prova di una relazione statisticamente robusta.
L’elemento dominante della figura è la fascia continua di anomalie positive centrata sull’equatore. Essa persiste durante praticamente tutto l’anno ed è confinata prevalentemente entro una stretta regione tropicale, con coefficienti che raggiungono valori superiori a 2 K per 10 m s⁻¹ in prossimità dell’equatore. Questa concentrazione meridionale è coerente con la struttura fondamentale della QBO: il massimo delle oscillazioni del vento zonale è equatoriale e presenta una scala latitudinale relativamente ridotta, dell’ordine di una decina di gradi. La moderna letteratura sulla dinamica stratosferica indica infatti una larghezza caratteristica del segnale zonale della QBO di circa 12° di latitudine rispetto all’equatore. La persistenza annuale del massimo tropicale mostra inoltre che la componente termica direttamente associata alla QBO è assai meno dipendente dalla stagione rispetto alla risposta extratropicale.
Questa forte anomalia tropicale deve essere interpretata nel contesto dell’equilibrio dinamico che collega lo shear verticale dei venti equatoriali alla distribuzione meridionale della temperatura. Come mostrato anche dalla precedente Figura 4, temperatura e gradiente verticale del vento evolvono in maniera strettamente coordinata. La QBO non consiste quindi esclusivamente nella discesa alternata di regimi di vento orientale e occidentale: tali regimi sono accompagnati da una precisa organizzazione del campo termico. Randel et al. (1999), utilizzando i campi assimilati dello UK Meteorological Office, identificarono una struttura globale coerente della QBO nel vento zonale, nella temperatura e nella circolazione meridionale residua. Uno dei risultati più robusti del loro studio era proprio la presenza di massimi termici e di velocità verticale in opposizione di fase tra bassa e alta stratosfera, insieme a una marcata sincronizzazione stagionale delle anomalie alle medie latitudini.
La Figura 6 rende particolarmente evidente un secondo elemento: allontanandosi dall’equatore il segnale termico cambia segno. Intorno alle latitudini subtropicali, grosso modo tra 20° e 40° in entrambi gli emisferi, compaiono regioni caratterizzate prevalentemente da regressioni negative rispetto al segnale tropicale positivo. Questa inversione meridionale costituisce una firma diretta della circolazione secondaria associata alla QBO. Quando la circolazione produce un’anomalia di risalita nella regione equatoriale, la continuità della massa richiede moti compensativi di subsidenza nelle regioni subtropicali; quando il moto equatoriale si inverte, si inverte anche il sistema compensativo. La risalita favorisce il raffreddamento adiabatico, mentre la subsidenza determina riscaldamento per compressione. Di conseguenza, una stessa fase della QBO tende a generare anomalie termiche di segno opposto tra equatore e subtropici. Le moderne sintesi della dinamica stratosferica confermano che la componente verticale della circolazione secondaria della QBO determina riscaldamenti e raffreddamenti adiabatici che possono essere rilevati fino a circa 45° di latitudine e che il segno dell’anomalia termica tende a invertirsi già intorno ai 15° dall’equatore.
La proprietà forse più importante della Figura 6 riguarda però la dipendenza stagionale di queste anomalie extratropicali. Nell’Emisfero Nord, la struttura negativa subtropicale diventa particolarmente evidente fra l’inverno e la primavera boreale, con un massimo approssimativamente fra gennaio e aprile nella fascia 20–40°N. Durante l’estate boreale, al contrario, questa struttura si indebolisce considerevolmente. Nell’Emisfero Sud compare una configurazione analoga, ma spostata di circa sei mesi: le anomalie subtropicali diventano molto più evidenti durante l’inverno e la primavera australe, principalmente tra giugno e ottobre. Ci troviamo quindi di fronte a una risposta che segue la stagione dinamica di ciascun emisfero e non un semplice calendario comune ai due emisferi. È esattamente questa sincronizzazione stagionale che Randel et al. (1999) indicarono come una delle caratteristiche più notevoli della struttura globale della QBO.
L’origine di questa stagionalità è stata chiarita progressivamente attraverso studi teorici, rianalisi e simulazioni numeriche. Kinnersley (1999) dimostrò che la rappresentazione tradizionale della circolazione secondaria della QBO come due celle simmetriche rispetto all’equatore è valida soprattutto in prossimità degli equinozi. Durante i solstizi, invece, la cella dell’emisfero estivo tende quasi a scomparire, mentre quella dell’emisfero invernale si intensifica e si espande meridionalmente; nel modello studiato da Kinnersley, la cella invernale poteva diventare circa tre volte più intensa rispetto alla configurazione equinoziale. Ne consegue che anche le anomalie termiche prodotte dalla circolazione acquistano una marcata asimmetria stagionale. La Figura 6 costituisce quindi l’espressione osservativa, nella bassa stratosfera, di una proprietà dinamica ben più generale della QBO.
Peña-Ortiz et al. (2008) hanno successivamente confermato questa interpretazione utilizzando sia la rianalisi ERA-40 sia il modello MAECHAM5. Il loro studio ha mostrato che durante primavera e autunno la circolazione secondaria associata alla QBO tende a presentare una configurazione a due celle relativamente simmetrica attorno all’equatore. Durante i solstizi, invece, le anomalie risultano fortemente attenuate nell’emisfero estivo e amplificate in quello invernale, producendo una struttura sostanzialmente spostata verso quest’ultimo. Gli autori hanno inoltre mostrato che la QBO modula la divergenza del flusso di Eliassen-Palm nella surf zone dell’emisfero invernale, collegando così le anomalie tropicali del vento alla risposta meridionale extratropicale mediante l’interazione con le onde planetarie. Questo meccanismo consente di comprendere perché la risposta termica subtropicale e delle medie latitudini mostrata dalla Figura 6 raggiunga la propria massima organizzazione proprio nella stagione fredda.
In altre parole, il contrasto fra il segnale tropicale quasi permanente e quello extratropicale fortemente stagionale rivela l’esistenza di almeno due aspetti dinamicamente distinti della QBO. Il primo è una risposta tropicale intrinseca, direttamente collegata alla struttura verticale dei jet equatoriali e alla loro circolazione secondaria. Il secondo deriva dall’interazione di tale perturbazione con la circolazione atmosferica stagionale e con le onde planetarie extratropicali. Questa distinzione permette di spiegare perché la QBO sia facilmente riconoscibile all’equatore durante tutti i mesi, mentre alle medie e alte latitudini il suo segnale diventi intermittente e strettamente dipendente dalla stagione. La QBO, dunque, non esercita semplicemente un’influenza statica che diminuisce gradualmente allontanandosi dall’equatore; piuttosto, interagisce con un’atmosfera il cui stato dinamico cambia radicalmente nel corso dell’anno.
La Figura 6 mostra inoltre segnali di ampiezza considerevole nelle regioni polari. Nell’Emisfero Nord essi emergono soprattutto durante l’inverno e la primavera boreale, mentre nell’Emisfero Sud risultano più pronunciati durante la corrispondente stagione fredda e primaverile australe. Tuttavia, proprio in queste regioni appare estesa la punteggiatura che identifica una significatività statistica insufficiente. Questo dettaglio è essenziale per una corretta interpretazione scientifica: le anomalie polari possono essere fisicamente reali e coerenti con altri risultati della letteratura, ma il periodo osservativo 1979–1998 è relativamente breve e comprende soltanto un numero limitato di cicli completi della QBO. Inoltre, la variabilità interannuale della stratosfera polare è molto elevata a causa delle onde planetarie, della variabilità del vortice polare e, nell’Emisfero Nord, degli improvvisi riscaldamenti stratosferici. Il rapporto segnale-rumore diminuisce quindi drasticamente rispetto alla regione tropicale, rendendo molto più difficile raggiungere una robusta significatività statistica.
Questo problema statistico non implica che l’influenza della QBO alle alte latitudini sia trascurabile. Al contrario, esso anticipa un tema fondamentale della dinamica stratosferica: l’effetto Holton–Tan. Già Holton e Tan (1980), analizzando la circolazione dell’Emisfero Nord a 50 hPa, mostrarono una relazione sistematica fra la fase della QBO equatoriale e la struttura della circolazione extratropicale, attribuendola a modificazioni della propagazione delle onde planetarie. Il loro lavoro costituì uno dei primi esempi convincenti del fatto che variazioni relativamente localizzate del vento equatoriale potessero influenzare il vortice polare. Gli studi successivi hanno notevolmente ampliato e raffinato questo quadro, mostrando che l’accoppiamento coinvolge la circolazione secondaria, la propagazione delle onde di Rossby, la posizione delle regioni critiche e la struttura del getto subtropicale.
La Figura 6 non deve però essere interpretata come una dimostrazione diretta dell’effetto Holton–Tan nel senso moderno. Essa mostra una regressione della temperatura della bassa stratosfera sul vento QBO e non una diagnosi completa della risposta del vortice polare. Inoltre, come riconoscono gli stessi autori, i segnali polari della serie 1979–1998 non raggiungono sempre la necessaria robustezza statistica. Il valore della figura consiste piuttosto nel mostrare che la struttura termica associata alla QBO non si interrompe bruscamente ai margini dei tropici: compaiono segnali coerenti nei subtropici, alle medie latitudini e, almeno indicativamente, nelle regioni polari. Questa continuità spaziale costituisce una delle basi osservative per lo sviluppo delle successive teorie sulle teleconnessioni stratosferiche della QBO.
Un ulteriore elemento di grande interesse è la relazione tra temperatura e ozono. Randel e Cobb (1994) analizzarono congiuntamente le osservazioni globali dell’ozono totale provenienti dal Total Ozone Mapping Spectrometer e le temperature MSU4, separando mediante regressione le componenti associate a tendenza, ciclo solare, ENSO e QBO. Essi trovarono una notevole coerenza spaziale e temporale fra le anomalie dell’ozono e quelle della temperatura della bassa stratosfera. Questa corrispondenza è fisicamente plausibile perché entrambe le variabili sono fortemente influenzate dalla dinamica. La circolazione secondaria della QBO sposta verticalmente masse d’aria caratterizzate da differenti concentrazioni di ozono e contemporaneamente produce anomalie termiche attraverso risalita e subsidenza. Di conseguenza, una stessa perturbazione dinamica può lasciare firme simili nei campi di temperatura e ozono.
Questa associazione acquista particolare importanza nella bassa stratosfera, dove i tempi caratteristici della chimica dell’ozono sono sufficientemente lunghi da permettere alla dinamica di esercitare un controllo sostanziale sulla distribuzione del tracciante. Nelle regioni tropicali, la risalita anomala può trasportare verso l’alto aria relativamente povera di ozono proveniente da quote inferiori, mentre la subsidenza può favorire l’accumulo di aria proveniente da livelli con concentrazioni maggiori. Nei subtropici e alle medie latitudini la risposta dipende anche dal trasporto meridionale e dal mescolamento isentropico. La similitudine tra la struttura termica della Figura 6 e quella dell’ozono osservata negli studi satellitari rafforza quindi l’interpretazione della QBO come fenomeno capace di organizzare congiuntamente dinamica, temperatura e composizione chimica dell’atmosfera.
Il confronto con la Figura 5 permette inoltre di cogliere un punto concettuale importante. La Figura 5 mostrava una fotografia latitudine–quota della temperatura e della circolazione residua durante il febbraio 1994, evidenziando la presenza di risalita, subsidenza e anomalie termiche collegate tra loro. La Figura 6 compie un passo ulteriore perché mostra che tali strutture non sono peculiarità di un singolo episodio: quando si analizzano quasi vent’anni di osservazioni satellitari emerge una precisa organizzazione climatologica della risposta QBO nel corso delle stagioni. Le anomalie subtropicali dell’emisfero invernale rappresentate nella Figura 5 diventano qui una caratteristica statisticamente ricorrente, con massimi che seguono alternativamente l’inverno e la primavera dei due emisferi.
Anche la moderna comprensione della QBO attribuisce grande importanza a questa connessione tra circolazione secondaria e teleconnessioni. La revisione di Anstey et al. (2022) sottolinea come la QBO, pur essendo generata principalmente attraverso l’interazione tra onde e flusso medio nella stratosfera tropicale, influenzi numerosi fenomeni al di fuori della propria regione di origine, compreso il trasporto dell’ozono, la variabilità del vortice polare, la North Atlantic Oscillation e la Madden–Julian Oscillation. Parte di queste connessioni passa attraverso la struttura termica e dinamica della stratosfera inferiore, proprio la regione campionata dal canale MSU4. Il carattere relativamente prevedibile della QBO conferisce inoltre a tali relazioni un interesse particolare per la previsione stagionale e sub-stagionale, anche se la capacità dei modelli di rappresentare correttamente tutti i percorsi di accoppiamento rimane ancora imperfetta.
La Figura 6 aiuta quindi anche a comprendere perché la bassa stratosfera tropicale rappresenti un nodo fondamentale dell’accoppiamento verticale dell’atmosfera. Le anomalie termiche associate alla QBO raggiungono la regione della tropopausa tropicale e possono modificare la stabilità statica e la struttura termica immediatamente al di sopra della troposfera. La ricerca contemporanea ha evidenziato come proprio le variazioni QBO della temperatura e della stabilità nella bassa stratosfera possano costituire uno dei possibili canali di comunicazione con la convezione tropicale e con la Madden–Julian Oscillation, anche se i meccanismi dettagliati rimangono oggetto di studio. La relazione osservata è particolarmente pronunciata durante l’inverno boreale, quando la MJO tende a risultare più intensa e persistente in determinate fasi della QBO. Questo filone di ricerca rappresenta una naturale estensione della struttura termica tropicale già documentata dalle osservazioni MSU.
Dal punto di vista metodologico, la Figura 6 mostra anche il grande valore delle regressioni spazio-temporali nello studio della variabilità stratosferica. La temperatura osservata in un determinato punto contiene simultaneamente segnali dovuti al ciclo stagionale, alla QBO, all’ENSO, alle eruzioni vulcaniche, alle variazioni solari, alle onde planetarie e alla variabilità meteorologica interna. La regressione rispetto a un indice QBO consente di estrarre la parte statisticamente coerente con l’oscillazione equatoriale. Randel e Cobb applicarono questo approccio separando diverse sorgenti di variabilità e dimostrando che la firma QBO poteva essere individuata con notevole chiarezza sia nella temperatura sia nell’ozono. Tuttavia, proprio perché si tratta di una regressione, la figura descrive una relazione statistica media e non implica che ogni singolo inverno debba riprodurre esattamente la configurazione mostrata. Questa distinzione diventa particolarmente importante alle latitudini extratropicali, dove l’interazione fra QBO e variabilità interna può modificare considerevolmente la risposta di un anno rispetto a un altro.
Nel complesso, la Figura 6 offre quindi una sintesi estremamente efficace del passaggio dalla QBO tropicale alla sua espressione globale. Il massimo equatoriale persistente nel corso dell’intero anno rappresenta la firma termica più diretta dell’oscillazione e testimonia il forte accoppiamento tra vento zonale, shear verticale e temperatura. Le anomalie di segno opposto che emergono nei subtropici riflettono invece la circolazione meridionale secondaria e i moti compensativi associati alla QBO. La loro marcata concentrazione nell’inverno e nella primavera di ciascun emisfero dimostra che il segnale extratropicale viene modulato profondamente dalla circolazione stagionale e dall’attività delle onde planetarie. Infine, le strutture polari, pur meno robuste statisticamente nel breve periodo osservativo, indicano il possibile proseguimento di questa catena dinamica fino alle alte latitudini e si inseriscono nel più ampio quadro delle teleconnessioni QBO-vortice polare.
La figura assume così un valore che va ben oltre la semplice descrizione delle anomalie termiche della bassa stratosfera. Essa mostra che l’atmosfera risponde alla QBO attraverso un sistema integrato nel quale la perturbazione del vento equatoriale modifica la temperatura, genera una circolazione meridionale secondaria, altera il trasporto dei traccianti e interagisce con le onde che dominano la dinamica dell’emisfero invernale. Il risultato è una firma caratterizzata da un nucleo tropicale quasi permanente e da estensioni extratropicali fortemente stagionali. Gli studi successivi a Randel e Cobb e a Randel et al. hanno sostanzialmente confermato questo quadro, mostrando che la QBO rappresenta uno dei principali esempi di come una sorgente di variabilità relativamente localizzata possa organizzare la circolazione atmosferica su scale emisferiche. La Figura 6 costituisce pertanto una prova osservativa fondamentale del fatto che la QBO non è soltanto un’oscillazione dei venti della stratosfera equatoriale, ma una componente della variabilità climatica globale capace di collegare tropici, subtropici, medie latitudini e regioni polari attraverso una complessa interazione fra dinamica, temperatura, onde atmosferiche e trasporto chimico.
Plate 3 – La QBO come modulatore globale del trasporto stratosferico dei traccianti
Il Plate 3 rappresenta una sintesi concettuale particolarmente efficace del modo in cui la Quasi-Biennial Oscillation modifica il trasporto dei costituenti chimici nella stratosfera attraverso l’interazione fra circolazione meridionale residua, risalita tropicale, subsidenza extratropicale e mescolamento quasi orizzontale prodotto dalle onde atmosferiche. La configurazione raffigurata corrisponde all’inverno dell’Emisfero Nord, con la QBO nella fase orientale intorno a 40 hPa, e deve essere interpretata non come la distribuzione osservata di una specifica specie chimica, bensì come uno schema dinamico della risposta di un tracciante ideale, conservativo, a lunga vita e caratterizzato da una marcata stratificazione verticale. Le isolinee blu rappresentano infatti superfici di uguale concentrazione del tracciante, mentre le frecce rosse mostrano anomalie della circolazione associate alla QBO e le frecce ondulate nere indicano regioni nelle quali il trasporto è dominato dal mescolamento isentropico prodotto dalle onde. In questa prospettiva, il Plate 3 traduce in termini di trasporto chimico la struttura dinamica illustrata nelle precedenti figure: la QBO non è soltanto un’alternanza di venti orientali e occidentali nella stratosfera equatoriale, ma un sistema di circolazioni secondarie capace di riorganizzare la distribuzione dei costituenti atmosferici su scala emisferica. La revisione fondamentale di Baldwin et al. (2001) sottolinea proprio che specie come ozono, vapore acqueo e metano presentano segnali QBO rilevanti perché le variazioni del vento sono accompagnate da modificazioni della circolazione e del trasporto.
Per comprendere correttamente la figura è necessario partire dalla struttura di fondo della circolazione stratosferica. Le isolinee del tracciante si incurvano fortemente verso l’alto nelle regioni tropicali, formando il grande rigonfiamento visibile attorno all’equatore. Questa configurazione riflette innanzitutto la componente ascendente della Brewer–Dobson Circulation, la grande circolazione meridionale della stratosfera caratterizzata mediamente da risalita dell’aria nei tropici, movimento verso latitudini maggiori e successiva subsidenza nelle regioni extratropicali. Holton et al. (1995) interpretarono questa circolazione nel quadro dell’“extratropical pump”: la dissipazione delle onde nelle regioni extratropicali agisce dinamicamente come una pompa capace di richiamare aria verso l’alto dalla bassa stratosfera tropicale e di trasportarla successivamente verso i poli e verso il basso. Il massimo tropicale delle isolinee illustrato nel Plate 3 non deve quindi essere attribuito esclusivamente alla QBO; esso rappresenta il campo di trasporto climatologico sul quale le anomalie quasi biennali vengono sovrapposte.
Questo punto è particolarmente importante perché la QBO non crea dal nulla una nuova circolazione globale, ma modifica una circolazione preesistente. Durante una determinata fase della QBO, le anomalie della velocità verticale possono rafforzare oppure indebolire localmente la risalita tropicale climatologica e, analogamente, possono accentuare o contrastare la subsidenza extratropicale. Il trasporto effettivamente sperimentato dai traccianti è pertanto il risultato della sovrapposizione fra Brewer–Dobson Circulation, circolazione secondaria della QBO e mescolamento tridimensionale operato dalle onde. Questa distinzione aiuta anche a comprendere perché la distribuzione dei traccianti non possa essere dedotta semplicemente dalla direzione dei venti zonali della QBO: un vento orientale o occidentale modifica l’interazione fra onde e flusso medio e induce, attraverso l’equilibrio dinamico, una risposta meridionale e verticale che è direttamente responsabile di gran parte del trasporto osservato.
Le frecce rosse poste nella bassa stratosfera equatoriale mostrano, nella configurazione rappresentata, un’anomalia di risalita attraverso la tropopausa e la parte inferiore della stratosfera. La struttura è approssimativamente simmetrica rispetto all’equatore, in accordo con l’idea che la componente più direttamente associata alla QBO tropicale mantenga una discreta simmetria meridionale alle quote inferiori. L’aria viene quindi trasportata verso l’alto più rapidamente rispetto alla circolazione climatologica media, deformando le superfici del tracciante. Se la concentrazione della specie considerata varia fortemente con la quota, un simile spostamento verticale può generare anomalie significative anche quando le velocità verticali assolute sono molto piccole. È questo un punto generale della dinamica stratosferica: la circolazione è lenta, ma agisce per mesi su gradienti verticali molto intensi, producendo effetti chimici e radiativi considerevoli.
La situazione cambia sostanzialmente salendo nella media e alta stratosfera. Intorno a pochi hPa, il Plate 3 mostra una componente discendente nella regione equatoriale accompagnata da un ramo meridionale e da risalita poco più a nord. Questa inversione del moto verticale rispetto alla bassa stratosfera deriva dalla struttura stratificata della QBO, nella quale differenti regimi di vento e differenti regioni di shear sono sovrapposti lungo la verticale. Le celle secondarie associate a tali regioni non hanno tutte lo stesso verso: a una zona di risalita può sovrapporsi, a quote superiori, una zona di subsidenza, generando quella caratteristica alternanza verticale delle anomalie termiche e di trasporto già evidente nelle Figure 4 e 5. Randel et al. (1999), utilizzando le analisi stratosferiche UKMO, identificarono proprio una struttura globale coerente delle anomalie QBO nella circolazione residua, con segnali tropicali ed extratropicali estesi su gran parte del globo.
La discesa equatoriale e la risalita immediatamente a nord producono una delle caratteristiche più interessanti del Plate 3: la struttura a “staircase”, cioè a gradini, delle isolinee del tracciante. Nella media e alta stratosfera, attorno a pochi hPa, le superfici di concentrazione non presentano una variazione meridionale regolare, ma alternano regioni relativamente piatte a zone nelle quali il gradiente diventa molto forte. Il significato dinamico è importante. Dove domina la subsidenza, l’aria proveniente da quote più elevate viene trasportata verso il basso; dove prevale la risalita, aria proveniente da livelli inferiori viene sollevata. Se il tracciante possiede un marcato gradiente verticale, questi movimenti spostano le isolinee in direzioni opposte, generando una discontinuità apparente della loro pendenza meridionale. Il “gradino” non costituisce dunque una vera discontinuità fisica della concentrazione, ma la firma della combinazione fra trasporto verticale differenziale e mescolamento orizzontale.
A questa prima struttura a gradini, direttamente collegata alla circolazione secondaria della QBO, se ne aggiunge una seconda alle medie latitudini dell’Emisfero Nord. Qui la causa principale non è l’avvezione meridionale media, bensì il mixing prodotto dalla rottura delle onde planetarie. Le frecce nere ondulate indicano una regione nella quale masse d’aria vengono rimescolate quasi orizzontalmente lungo superfici approssimativamente isentropiche. Il concetto di “surf zone”, sviluppato classicamente da McIntyre e Palmer (1983), descrive proprio queste regioni della stratosfera nelle quali le onde di Rossby raggiungono grandi ampiezze, si deformano e infine rompono, generando un rimescolamento irreversibile della vorticità potenziale e dei traccianti. Questo processo è uno dei meccanismi fondamentali attraverso i quali l’atmosfera stratosferica perde la memoria delle traiettorie individuali delle masse d’aria e sviluppa regioni relativamente ben mescolate.
L’analogia con la surf zone oceanica o con una zona di frangimento delle onde è particolarmente appropriata. All’interno della regione di mixing le concentrazioni tendono progressivamente a uniformarsi, mentre ai suoi bordi possono svilupparsi gradienti molto forti. Ne deriva un’organizzazione della distribuzione dei traccianti costituita da aree relativamente omogenee separate da barriere dinamiche. Nel Plate 3 questo comportamento è reso evidente dall’appiattimento delle isolinee alle medie latitudini e dal loro brusco cambiamento di pendenza avvicinandosi alle regioni che separano il mixing extratropicale dai tropici. La distribuzione chimica diviene quindi una sorta di mappa della struttura dinamica della stratosfera.
Il concetto è strettamente collegato al modello del “tropical pipe” proposto da Plumb (1996). In questo schema, la regione tropicale della stratosfera può essere considerata, in prima approssimazione, come un condotto nel quale l’aria risale lentamente, relativamente isolato dal rapido mescolamento isentropico delle medie latitudini. All’esterno del “pipe”, le surf zones extratropicali sono invece caratterizzate da intenso rimescolamento. La separazione non è perfetta, ma le barriere subtropicali rallentano sensibilmente gli scambi fra aria tropicale ed extratropicale. Questa struttura spiega perché traccianti a lunga vita possano presentare gradienti molto accentuati ai margini dei tropici pur trovandosi in un’atmosfera dinamicamente attiva.
Il Plate 3 mostra tuttavia che tali barriere non sono statiche e che la QBO può modificarne l’efficacia. Le variazioni dei venti tropicali e subtropicali alterano infatti le condizioni di propagazione delle onde di Rossby e quindi la latitudine alla quale esse riescono a penetrare, rompersi e mescolare i traccianti. O’Sullivan e Dunkerton (1997), confrontando osservazioni UARS di N₂O e H₂O durante differenti inverni e differenti fasi della QBO, mostrarono che la distribuzione dei costituenti poteva essere spiegata attraverso variazioni della risalita tropicale, della circolazione meridionale associata alla QBO e del mixing laterale prodotto dalle onde extratropicali. Nella fase orientale, i venti tropicali possono ostacolare maggiormente la penetrazione delle onde di Rossby verso i tropici, favorendo la formazione di un forte gradiente di concentrazione nella regione subtropicale invernale; durante la fase occidentale, invece, la propagazione ondulatoria verso latitudini più basse può diventare più efficace, accompagnandosi a un mixing isentropico più esteso.
Un’ulteriore zona di rimescolamento è rappresentata dalle frecce ondulate poste nella stratosfera tropicale-superiore, sul lato equatoriale del getto subtropicale. Dunkerton e O’Sullivan (1996), analizzando i costituenti osservati dall’Upper Atmosphere Research Satellite durante l’inverno 1991–1992, individuarono una regione di stirring quasi orizzontale al di sopra di circa 10 hPa, situata sul lato equatoriale del jet subtropicale e separata dalla surf zone delle medie latitudini da forti gradienti di vorticità potenziale e dei traccianti. Gli autori evidenziarono inoltre che l’intensità di questo mescolamento tropicale sembrava dipendere dalla fase della QBO. Il Plate 3 incorpora schematicamente proprio questo risultato, mostrando che la QBO può controllare non soltanto la circolazione residua, ma anche la geometria e l’efficienza del mixing.
Questa capacità della QBO di modulare simultaneamente avvezione e mixing è fondamentale per spiegare la distribuzione di specie a lunga vita come N₂O e CH₄. Entrambi provengono in larga parte dalla troposfera e raggiungono la stratosfera principalmente attraverso la regione tropicale. Una volta entrati, vengono lentamente trasportati verso l’alto dalla circolazione tropicale e successivamente redistribuiti verso latitudini maggiori. Poiché le loro concentrazioni cambiano fortemente con la quota, le anomalie di risalita o subsidenza associate alla QBO producono variazioni osservabili nella loro distribuzione. Baldwin et al. (2001) rilevano infatti che la firma della QBO è chiaramente presente non soltanto nei campi dinamici, ma anche in numerosi costituenti chimici a lunga e breve vita.
Le osservazioni di O’Sullivan e Dunkerton rafforzano ulteriormente questo quadro. Le differenze interannuali nella distribuzione latitudine-quota di N₂O e H₂O durante gli inverni boreali vennero attribuite all’azione combinata della risalita su grande scala, delle celle meridionali QBO e del mescolamento laterale prodotto dalle onde di Rossby. Nelle regioni extratropicali, gli autori distinsero inoltre un regime superiore, nel quale la modulazione QBO della circolazione residua risultava particolarmente importante, e un regime inferiore, nel quale il mixing isentropico modulato dalla QBO assumeva un ruolo dominante. Questa distinzione è sostanzialmente quella sintetizzata graficamente dal Plate 3: nella stratosfera superiore prevale l’organizzazione della circolazione meridionale, mentre a quote inferiori e alle medie latitudini il mescolamento ondulatorio acquista un peso crescente.
Il trasporto del vapore acqueo aggiunge un ulteriore elemento di interesse. Mote et al. (1996) mostrarono che il ciclo annuale della temperatura della tropopausa tropicale imprime una vera e propria “registrazione” verticale nel vapore acqueo stratosferico, il celebre atmospheric tape recorder. La progressiva risalita delle anomalie di H₂O attraverso la stratosfera fornisce quindi una prova osservativa indipendente dell’advezione tropicale su grande scala. Sebbene il meccanismo mostrato nel Plate 3 riguardi soprattutto la QBO, il principio è analogo: un tracciante a lunga vita conserva temporaneamente l’impronta della circolazione che lo ha trasportato. La distribuzione chimica può pertanto essere utilizzata come strumento diagnostico della dinamica atmosferica.
Anche l’ozono presenta una forte risposta alla QBO, ma la sua interpretazione è più complessa perché il trasporto interagisce con la fotochimica. Nella bassa stratosfera, dove i tempi caratteristici delle trasformazioni chimiche sono relativamente lunghi, la componente dinamica può dominare: la risalita trasporta aria con concentrazioni differenti rispetto a quella circostante, mentre la subsidenza porta verso quote inferiori aria proveniente dalla stratosfera superiore. Nella media e alta stratosfera, dove la chimica dell’ozono è più rapida, le anomalie termiche associate alla QBO possono modificare direttamente anche le velocità delle reazioni. Kinnersley e Tung (1999), attraverso un modello dinamico-chimico interattivo, riuscirono a riprodurre una parte sostanziale della variabilità QBO osservata nell’ozono colonnare e nella sua distribuzione verticale alle basse e medie latitudini, confermando il ruolo centrale della circolazione e della dinamica ondulatoria.
Il Plate 3 mette inoltre in evidenza una marcata asimmetria emisferica. Mentre la circolazione anomala nella bassa stratosfera equatoriale è approssimativamente simmetrica, nella media e alta stratosfera la risposta diventa molto più intensa nell’Emisfero Nord, che nella configurazione rappresentata è quello invernale. Tale asimmetria deriva dall’interazione della QBO con il ciclo stagionale della propagazione delle onde planetarie. Durante l’inverno, le onde di Rossby troposferiche possono propagarsi molto più efficacemente verso la stratosfera, dove depositano quantità di moto e guidano una forte circolazione residua. La QBO modifica il vento zonale attraverso il quale queste onde si propagano e può quindi alterare indirettamente la struttura della circolazione fino alle medie e alte latitudini. Randel et al. (1999) mostrarono che le anomalie QBO della circolazione e della temperatura presentano proprio una forte sincronizzazione stagionale nelle regioni extratropicali.
Questo significa che l’anomalia di trasporto osservata nel Plate 3 non può essere interpretata come una semplice risposta locale alla fase orientale del vento equatoriale. Essa deriva dall’accoppiamento tra la struttura tropicale della QBO e l’intero sistema dinamico dell’emisfero invernale. In questo senso, il Plate 3 costituisce una rappresentazione schematica di uno dei principi più importanti della moderna dinamica stratosferica: la variabilità tropicale può controllare indirettamente processi extratropicali modificando l’ambiente attraverso il quale si propagano le onde. È precisamente questo tipo di interazione che rende possibile l’influenza della QBO sulla circolazione polare, sull’ozono e, attraverso ulteriori percorsi di accoppiamento, sulla variabilità troposferica.
Un altro aspetto fondamentale riguarda il concetto stesso di “tracciante conservativo”. Nella figura questa idealizzazione serve a isolare gli effetti puramente dinamici: si immagina cioè una specie la cui concentrazione venga modificata essenzialmente dal trasporto e dal mixing, senza sorgenti o perdite chimiche significative. Le specie reali si avvicinano a questa condizione soltanto su determinati intervalli temporali e verticali, ma l’idealizzazione è estremamente utile perché permette di distinguere il ruolo della circolazione da quello della chimica. L’analisi dei traccianti a lunga vita ha infatti costituito uno degli strumenti principali con cui è stata ricostruita la struttura della Brewer–Dobson Circulation e sono state identificate le barriere di trasporto subtropicali e polari.
La stessa nozione di “età dell’aria” stratosferica deriva concettualmente da questa impostazione. Hall e Plumb (1994) sottolinearono tuttavia che una massa d’aria stratosferica non deve essere immaginata come un pacchetto intatto proveniente dalla tropopausa tropicale: il mixing irreversibile modifica continuamente la sua composizione. Di conseguenza, il trasporto stratosferico deve essere descritto statisticamente, attraverso distribuzioni di età e processi di mescolamento, piuttosto che mediante semplici traiettorie isolate. Il Plate 3 esprime visivamente proprio questa idea: le frecce rosse descrivono la componente avvettiva organizzata, mentre le frecce ondulate nere ricordano che il mixing modifica continuamente l’identità delle masse d’aria.
È altrettanto importante non confondere la regione di upwelling tropicale rappresentata dal rigonfiamento delle isolinee con la barriera del “tropical pipe”. La prima descrive principalmente la regione nella quale la circolazione residua media trasporta aria verso l’alto; la seconda riguarda invece la relativa difficoltà con cui le masse d’aria tropicali ed extratropicali si mescolano lateralmente. Upwelling e barriera di trasporto non coincidono necessariamente né geograficamente né dinamicamente. Proprio questa distinzione, centrale nei lavori di Plumb e nei successivi sviluppi del modello del “leaky pipe”, consente di comprendere perché l’aria possa risalire su una vasta regione tropicale pur mantenendo forti gradienti di traccianti ai margini del tropico.
La struttura a gradini rappresentata nel Plate 3 acquista quindi un significato più generale. Essa nasce dall’alternanza fra regioni nelle quali domina l’avvezione verticale, zone di intenso mixing orizzontale e barriere dinamiche che separano masse d’aria con storia differente. Non si tratta di una peculiarità grafica della figura, ma dell’espressione di una modalità fondamentale di organizzazione del trasporto stratosferico. Le surf zones tendono a omogeneizzare le concentrazioni, mentre i bordi dei jet e le regioni di forte gradiente della vorticità potenziale limitano lo scambio. La QBO modifica entrambe le componenti: altera la circolazione residua che sposta verticalmente i traccianti e contemporaneamente cambia le condizioni di propagazione e rottura delle onde che ne determinano il mescolamento laterale.
La conseguenza complessiva è che una variazione dei venti equatoriali può modificare la distribuzione chimica molto lontano dall’equatore. O’Sullivan e Dunkerton (1997) documentarono infatti anomalie QBO dei costituenti anche nelle regioni extratropicali, interpretandole come risultato dell’azione combinata della circolazione residua e del mixing ondulatorio modulato dalla fase QBO. Ciò spiega perché il Plate 3 presenti isolinee asimmetriche tra Emisfero Nord ed Emisfero Sud nonostante l’origine dell’oscillazione sia equatoriale. La composizione della stratosfera conserva l’impronta della dinamica dell’emisfero invernale e dell’interazione fra QBO e onde planetarie.
Da un punto di vista climatico, questa capacità di modulare il trasporto dei traccianti è tutt’altro che secondaria. Ozono e vapore acqueo influenzano direttamente il bilancio radiativo della stratosfera, mentre CH₄ e N₂O partecipano sia alla chimica stratosferica sia all’effetto serra. La QBO può quindi modificare non soltanto il vento e la temperatura, ma anche la distribuzione di specie radiativamente e chimicamente attive. Baldwin et al. sottolinearono inoltre che la modulazione QBO della circolazione extratropicale può influenzare la degradazione stagionale dei vortici polari e la severità della perdita di ozono alle alte latitudini. Il collegamento fra dinamica equatoriale, trasporto chimico e regioni polari costituisce quindi uno dei motivi principali per cui la QBO riveste un ruolo tanto importante nella variabilità climatica stratosferica.
Nel complesso, il Plate 3 offre una rappresentazione unificata dei principali processi responsabili del trasporto stratosferico. La risalita tropicale climatologica produce il grande rigonfiamento delle superfici del tracciante; la circolazione secondaria della QBO introduce anomalie di risalita e subsidenza sovrapposte lungo la verticale; l’interazione con il ciclo stagionale rende la risposta della stratosfera superiore fortemente più intensa nell’emisfero invernale; le onde planetarie generano surf zones caratterizzate da intenso mixing; i getti subtropicali e i forti gradienti di vorticità potenziale funzionano invece come barriere parziali allo scambio; infine, l’interazione fra questi processi produce la caratteristica struttura a gradini delle isolinee. La validità generale di questa interpretazione è sostenuta tanto dalle analisi della circolazione QBO di Randel et al. quanto dalle osservazioni satellitari dei costituenti e dai modelli di trasporto sviluppati negli anni successivi.
Il messaggio scientifico più profondo del Plate 3 è quindi che la QBO deve essere considerata un fenomeno di trasporto oltre che di vento. L’alternanza quasi biennale dei regimi zonali modifica la struttura delle celle meridionali, la velocità di risalita e subsidenza, la posizione delle barriere subtropicali, la propagazione delle onde di Rossby e l’intensità del mixing. I traccianti atmosferici registrano tutte queste modificazioni e ne conservano l’impronta per tempi sufficientemente lunghi da renderle osservabili. È precisamente per questa ragione che misure di N₂O, CH₄, H₂O, ozono e di altre specie sono divenute strumenti indispensabili per comprendere la dinamica della QBO e della Brewer–Dobson Circulation. In questa prospettiva, il Plate 3 rappresenta una vera sintesi della dinamica stratosferica: mostra come un’oscillazione generata dall’interazione fra onde e flusso medio nella stratosfera equatoriale possa riorganizzare la circolazione meridionale, alterare il mixing e lasciare una firma chimica che si estende dai tropici fino alle regioni extratropicali dell’emisfero invernale.
3.1. Meccanismo della QBO
La comprensione del meccanismo dinamico responsabile della Quasi-Biennial Oscillation rappresenta uno degli esempi più importanti di come l’interazione fra onde atmosferiche e circolazione media possa generare spontaneamente una variabilità organizzata su scale temporali molto più lunghe di quelle proprie delle singole perturbazioni che la alimentano. La QBO è infatti caratterizzata dall’alternanza di regimi di vento orientale e occidentale che circondano quasi completamente la Terra nella stratosfera tropicale e che migrano progressivamente dall’alta stratosfera verso la tropopausa equatoriale. Il periodo medio è prossimo a 28 mesi, ma varia sensibilmente da un ciclo all’altro. Ciò che rende il fenomeno particolarmente interessante dal punto di vista della dinamica dei fluidi geofisici è che nessuna delle principali onde che lo forza possiede un periodo vicino a quello dell’oscillazione risultante: la periodicità quasi biennale emerge invece dall’interazione non lineare fra uno spettro di onde propaganti e il vento zonale medio che esse stesse contribuiscono continuamente a modificare. Baldwin et al. (2001) hanno sottolineato proprio questo carattere emergente della QBO, considerandola uno degli esempi più chiari di flusso medio oscillante prodotto dall’interazione onda–flusso medio.
Le basi teoriche di questa interpretazione furono poste da Lindzen e Holton (1968), che mostrarono come onde di gravità con propagazione verticale potessero trasferire quantità di moto alla circolazione zonale equatoriale e generare una successione di regimi di vento discendenti. La loro teoria rappresentò un passaggio decisivo rispetto alle prime descrizioni puramente fenomenologiche della QBO: l’oscillazione non richiedeva una forzante atmosferica esterna avente direttamente una periodicità biennale, ma poteva emergere internamente dall’interazione fra onde e vento medio. Nel loro modello, l’assorbimento della quantità di moto trasportata dalle onde modificava il vento zonale, mentre il vento così modificato cambiava a sua volta la capacità delle onde successive di propagarsi verso quote superiori. Questa retroazione è ancora oggi considerata il cuore fisico della QBO.
Il modello concettuale proposto successivamente da Plumb (1977) rese questa dinamica ancora più trasparente. Si può immaginare, nella forma più semplice, una coppia di onde interne di gravità che si propagano verso l’alto dalla troposfera o dalla bassa atmosfera, possiedono la stessa intensità ma trasportano quantità di moto in direzioni zonali opposte. Inizialmente, se il vento medio equatoriale fosse esattamente nullo e le due componenti ondulatorie fossero perfettamente equivalenti, i loro effetti potrebbero compensarsi. Questo stato apparentemente equilibrato è tuttavia dinamicamente fragile. Una piccola perturbazione del vento medio favorisce leggermente la propagazione di una delle due componenti e ostacola quella dell’altra; la deposizione di quantità di moto diviene quindi asimmetrica, rafforzando ulteriormente la perturbazione iniziale. Si instaura così una retroazione positiva attraverso la quale una differenza inizialmente minima può svilupparsi fino a generare un intenso regime zonale. La revisione di Baldwin et al. mostra come l’esperimento teorico di Plumb continui a fornire una delle rappresentazioni più efficaci dell’essenza del meccanismo QBO.
Il punto cruciale riguarda il fatto che le onde trasportano quantità di moto verticale. Finché riescono a propagarsi senza essere significativamente dissipate, gran parte di tale quantità di moto rimane associata alla perturbazione ondulatoria. Quando invece incontrano condizioni che ne riducono la propagazione verticale, vengono dissipate o assorbite e trasferiscono la propria quantità di moto al vento medio. Se prevalgono onde che trasportano quantità di moto verso est, la circolazione media viene accelerata in senso occidentale; se prevale il contributo opposto, il vento viene accelerato verso est. L’oscillazione nasce quindi dalla separazione selettiva dei contributi ondulatori e dalla loro deposizione a quote differenti.
La propagazione delle onde è fortemente controllata dal vento attraverso il quale esse devono viaggiare. Una componente ondulatoria che si muove in una determinata direzione rispetto alla superficie terrestre percepisce infatti una velocità relativa che dipende dal vento di fondo. Quando questa differenza diminuisce fortemente, l’onda rallenta nella propria propagazione verticale e tende a essere assorbita o dissipata. È proprio in prossimità di queste regioni di forte interazione, spesso associate ai cosiddetti livelli critici e alle zone di shear, che avviene una significativa deposizione della quantità di moto. Il vento zonale non costituisce quindi un semplice destinatario passivo della forzante ondulatoria: seleziona quali onde possono attraversare un determinato livello e quali vengono filtrate. Si forma così una sorta di filtro dinamico la cui struttura viene continuamente modificata dalle stesse onde che esso seleziona.
Questo meccanismo di filtraggio spiega la caratteristica propagazione verso il basso dei regimi della QBO. Una fascia di vento non “scende” semplicemente come una massa atmosferica rigida. Piuttosto, la regione nella quale avviene la deposizione preferenziale della quantità di moto si sposta progressivamente verso quote inferiori. Dopo che le onde hanno accelerato il vento a un determinato livello, il nuovo profilo verticale modifica il loro successivo percorso e sposta verso il basso la zona nella quale possono essere assorbite. Di conseguenza, anche il massimo dell’accelerazione migra verso livelli di pressione più elevati. Ciò produce visivamente le caratteristiche bande inclinate dei diagrammi tempo-quota della QBO.
La discesa non è però identica per i regimi orientali e occidentali. Le osservazioni mostrano differenze sistematiche nella loro intensità, forma e velocità di propagazione. La fase orientale può raggiungere velocità maggiori rispetto a quella occidentale e le zone di shear presentano frequentemente una marcata asimmetria. Queste differenze indicano immediatamente che la QBO reale è più complessa del modello ideale basato su due sole onde simmetriche. Il valore dello schema di Plumb non consiste quindi nel riprodurre ogni particolare osservativo, ma nell’identificare il principio di auto-organizzazione responsabile dell’oscillazione.
La ricerca successiva ha infatti dimostrato che il trasporto di quantità di moto necessario a mantenere una QBO realistica è fornito da un ampio spettro di perturbazioni. Le onde Kelvin costituiscono un’importante sorgente di quantità di moto diretta verso est, mentre le onde miste Rossby-gravità contribuiscono alla componente opposta. A esse si aggiungono onde inerzio-gravità, onde di gravità a scale intermedie e numerose onde di gravità di piccola scala, molte delle quali vengono generate dalla convezione tropicale. Dunkerton (1997) mostrò che le sole grandi onde equatoriali osservate non sembrano fornire, in generale, quantità di moto sufficiente a spiegare completamente l’intensità e il periodo realistico della QBO, soprattutto in presenza della risalita associata alla Brewer–Dobson Circulation. Per ottenere una QBO realistica è necessario considerare il contributo combinato delle onde planetarie equatoriali, delle onde inerzio-gravità e delle onde di gravità a scala minore.
Questo risultato ha profondamente influenzato la modellistica moderna. L’antica rappresentazione della QBO come prodotto di due categorie di onde si è progressivamente trasformata nel concetto di uno spettro continuo di flussi di quantità di moto con differenti velocità di fase, lunghezze d’onda e sorgenti troposferiche. La convezione profonda tropicale assume un ruolo particolarmente importante perché può generare un vastissimo spettro di onde di gravità. Molte di queste perturbazioni hanno scale troppo piccole per essere esplicitamente risolte dai modelli climatici globali e devono pertanto essere rappresentate mediante parametrizzazioni. Questa necessità costituisce ancora oggi una delle principali fonti di incertezza nella simulazione della QBO. La revisione di Anstey et al. (2022) evidenzia come le incertezze nei flussi di quantità di moto delle onde di gravità, soprattutto quelle generate dalla convezione, rimangano una delle maggiori difficoltà nel rappresentare accuratamente la QBO nei modelli climatici e previsionali.
Un importante test di questa interpretazione proviene dalle simulazioni numeriche. Richter et al. (2014), utilizzando il Community Atmosphere Model, hanno mostrato che la capacità di produrre spontaneamente una QBO realistica dipende sia dalla rappresentazione della forzante delle onde di gravità sia dalla risoluzione verticale. Nel loro esperimento, una risoluzione verticale dell’ordine di 500 metri nella regione rilevante consentiva al modello di rappresentare molto meglio le onde Kelvin e le onde miste Rossby-gravità e, insieme a un’adeguata parametrizzazione del gravity-wave drag, permetteva di generare una QBO molto più realistica. Questo risultato mostra che la rappresentazione numerica dell’oscillazione non dipende esclusivamente dall’intensità totale della forzante, ma anche dalla capacità del modello di riprodurre correttamente la propagazione, il filtraggio e la dissipazione verticale delle diverse componenti ondulatorie.
Un altro elemento fondamentale riguarda la Brewer–Dobson Circulation. L’aria nella stratosfera tropicale presenta mediamente una lenta risalita. La discesa delle zone di shear della QBO avviene quindi contro una corrente residua che tende a trasportare le masse d’aria verso l’alto. Di conseguenza, una parte della forzante ondulatoria deve essere utilizzata semplicemente per contrastare questo upwelling prima che possa prodursi un’effettiva propagazione discendente delle anomalie del vento. Dunkerton (1997) mostrò che la quantità di moto necessaria a sostenere la QBO dipende sensibilmente proprio dall’intensità della risalita tropicale. Una Brewer–Dobson Circulation più intensa tende, a parità di altre condizioni, a rallentare la discesa dei regimi della QBO e richiede quindi una maggiore forzante ondulatoria.
Questa relazione riveste una notevole importanza anche per comprendere possibili cambiamenti climatici futuri della QBO. Se il riscaldamento climatico modifica la Brewer–Dobson Circulation, la convezione tropicale, lo spettro delle onde e la struttura termica della stratosfera, vengono contemporaneamente alterati numerosi elementi che controllano ampiezza e velocità di propagazione dell’oscillazione. La sintesi di Anstey et al. indica che molti modelli climatici proiettano un indebolimento dell’ampiezza della QBO con il riscaldamento antropogenico, ma l’entità della risposta rimane incerta proprio a causa della complessità dell’interazione fra forzante ondulatoria, upwelling e circolazione media.
La struttura della QBO non può tuttavia essere compresa completamente utilizzando una descrizione puramente verticale. Occorre spiegare perché l’oscillazione rimanga fortemente concentrata entro una fascia relativamente stretta intorno all’equatore. Una parte della risposta deriva certamente dalle caratteristiche delle onde che la alimentano: onde Kelvin e onde miste Rossby-gravità possiedono strutture equatoriali caratteristiche e sono naturalmente concentrate alle basse latitudini. Tuttavia, gli studi teorici hanno mostrato che il confinamento tropicale può derivare anche da una proprietà più fondamentale della risposta di un’atmosfera rotante.
In prossimità dell’equatore, l’effetto diretto della rotazione terrestre sul moto meridionale è relativamente debole. Una forza zonale prodotta dalla dissipazione delle onde può pertanto essere trasformata in larga misura in un’accelerazione diretta del vento zonale. Spostandosi verso latitudini maggiori, invece, la forza di Coriolis diviene progressivamente più importante. In queste condizioni una parte crescente della forzante ondulatoria tende a essere bilanciata non attraverso un aumento diretto del vento zonale, ma mediante lo sviluppo di una circolazione meridionale secondaria. Il risultato è una differenza fondamentale fra risposta tropicale ed extratropicale.
Questa distinzione è intimamente legata al campo termico. Quando si sviluppa una circolazione meridionale, compaiono necessariamente anche movimenti verticali compensativi. La risalita produce raffreddamento adiabatico, la subsidenza riscaldamento e le conseguenti anomalie termiche sono a loro volta sottoposte al rilassamento radiativo. In tal modo, alle latitudini extratropicali esiste un efficace percorso dinamico e termodinamico attraverso il quale una parte dell’impulso inizialmente impartito dalle onde può essere redistribuita e dissipata senza produrre un grande e duraturo cambiamento del vento zonale.
Vicino all’equatore questo meccanismo è molto meno efficace. Il debole contributo della forza di Coriolis riduce la capacità della circolazione meridionale di compensare immediatamente la forzante zonale. Il vento può quindi essere accelerato più direttamente e l’anomalia prodotta dalle onde può persistere più a lungo. In termini qualitativi, i venti equatoriali possiedono quindi una sorta di “memoria” dinamica maggiore rispetto alle regioni situate più lontano dall’equatore. È questa memoria che consente a piccole accelerazioni successive di accumularsi e di organizzarsi in regimi persistenti orientali e occidentali.
Già gli esperimenti numerici di Lindzen e Holton indicavano che l’effetto della forza di Coriolis riduceva rapidamente l’ampiezza dell’oscillazione spostandosi verso latitudini maggiori. La successiva interpretazione teorica, discussa nella revisione di Baldwin et al., suggerisce quindi che la larghezza meridionale della QBO possa essere determinata almeno in parte dalla transizione fra un regime tropicale, nel quale la deposizione della quantità di moto ondulatoria accelera direttamente il vento, e un regime extratropicale, nel quale la stessa forzante viene in larga misura compensata dalla circolazione meridionale. In questo quadro, la scala meridionale della QBO non deve necessariamente essere imposta dalla larghezza dello spettro ondulatorio che la forza.
Si tratta di una conclusione concettualmente molto importante. Anche se le onde di gravità responsabili della forzante fossero distribuite su una regione tropicale relativamente ampia, la risposta atmosferica potrebbe comunque concentrarsi spontaneamente entro circa una decina di gradi dall’equatore. Il confinamento della QBO sarebbe quindi una proprietà emergente della dinamica della circolazione e non soltanto un riflesso della posizione delle sorgenti ondulatorie. Le simulazioni idealizzate richiamate da Baldwin et al. hanno infatti mostrato che una forzante di onde di gravità volutamente ampia in latitudine può generare comunque una transizione della risposta intorno a circa 10° dall’equatore.
Questo permette anche di comprendere perché i modelli unidimensionali abbiano avuto tanto successo nella riproduzione delle proprietà essenziali della QBO. Se ci si limita al cuore equatoriale, dove la forza di Coriolis è molto debole, la dinamica dominante può essere descritta in buona approssimazione considerando principalmente la propagazione verticale delle onde, la deposizione della quantità di moto e la diffusione del vento. Un modello di questo tipo può quindi produrre l’alternanza e la discesa dei regimi zonali senza rappresentare esplicitamente una complessa circolazione meridionale. Esso non può però spiegare la larghezza latitudinale reale della QBO, le anomalie termiche subtropicali, le teleconnessioni extratropicali o la risposta delle alte latitudini, perché tutti questi elementi dipendono proprio dai processi meridionali e dagli effetti della rotazione terrestre esclusi dalla rappresentazione unidimensionale.
La dinamica reale risulta ulteriormente complicata dal fatto che le onde non reagiscono tutte nello stesso modo al vento medio. Le onde aventi differenti velocità di fase vengono filtrate a quote differenti, cosicché la struttura del vento seleziona continuamente quali componenti dello spettro possano continuare a propagarsi. Quando prevale un regime occidentale, alcune onde dirette verso est possono essere fortemente assorbite a livelli inferiori mentre altre componenti riescono a raggiungere quote maggiori; quando il regime cambia segno, viene modificato anche il filtro. Il risultato è un sistema dotato di memoria nel quale lo stato presente della QBO controlla lo spettro ondulatorio che raggiungerà i livelli superiori e, quindi, contribuisce a determinare lo stato futuro dell’oscillazione.
È proprio questa retroazione bidirezionale a distinguere la QBO da un semplice vento periodicamente forzato. Le onde modificano il flusso medio, ma il flusso medio modifica a sua volta le onde. Per questa ragione una variazione relativamente modesta della sorgente troposferica, della circolazione residua o della propagazione ondulatoria può produrre conseguenze rilevanti sulla durata e sulla struttura di un determinato ciclo. Il periodo medio di circa 28 mesi non costituisce dunque una costante rigida, ma emerge da un equilibrio dinamico variabile tra quantità di moto disponibile, massa atmosferica da accelerare, dissipazione, upwelling e struttura verticale del vento.
Questa sensibilità ai processi ondulatori aiuta anche a interpretare le eccezionali interruzioni della QBO osservate nel 2016 e successivamente nel 2019–2020. La storica regolarità dell’oscillazione aveva portato a considerare la sua propagazione discendente una delle caratteristiche più prevedibili dell’atmosfera. Gli episodi recenti hanno invece dimostrato che anomalie eccezionali della forzante ondulatoria, comprese influenze provenienti dalle regioni extratropicali, possono perturbare la normale sequenza delle fasce di vento. La revisione di Anstey et al. sottolinea come le due interruzioni verificatesi dal 2016 abbiano riaperto questioni fondamentali sul bilancio di quantità di moto della QBO e abbiano mostrato che l’oscillazione, per quanto altamente prevedibile, non è dinamicamente isolata dal resto dell’atmosfera.
La teoria classica mantiene quindi pienamente il proprio valore, ma deve essere inserita in una rappresentazione più ampia. Il meccanismo ideale di Plumb dimostra come l’interazione fra onde opposte possa generare autonomamente un’oscillazione discendente; Lindzen e Holton mostrano perché la deposizione della quantità di moto ondulatoria possa generare la QBO; Dunkerton evidenzia che un ampio spettro di onde è necessario per chiudere realisticamente il bilancio della quantità di moto; gli esperimenti dei modelli climatici mostrano che risoluzione verticale, parametrizzazione delle onde di gravità e Brewer–Dobson Circulation determinano in larga misura la qualità della simulazione; gli sviluppi teorici sulla risposta meridionale spiegano infine perché l’oscillazione raggiunga la massima ampiezza proprio vicino all’equatore.
La moderna interpretazione della QBO può pertanto essere sintetizzata come quella di un oscillatore atmosferico auto-organizzato alimentato continuamente dal flusso di quantità di moto trasportato dalle onde. La convezione e gli altri processi troposferici generano uno spettro di perturbazioni che si propaga verso la stratosfera; il vento medio filtra selettivamente tali onde; la loro dissipazione accelera la circolazione zonale; l’accelerazione modifica il profilo del vento e quindi il filtraggio successivo; le regioni di deposizione della quantità di moto migrano progressivamente verso il basso; la scomparsa di un regime ai livelli inferiori permette allo spettro ondulatorio di segno opposto di raggiungere nuovamente l’alta stratosfera, dove prende forma la fase successiva. L’intera sequenza costituisce una retroazione continua, non lineare e autoperpetuante.
Alla luce della letteratura più recente, il meccanismo fondamentale formulato più di mezzo secolo fa risulta dunque sorprendentemente robusto. Sono cambiate soprattutto la comprensione della varietà delle onde coinvolte, la consapevolezza dell’importanza della circolazione residua e la capacità dei modelli di rappresentare queste interazioni. Molti moderni modelli climatici sono ormai in grado di simulare oscillazioni simili alla QBO, ma persistono errori sistematici, soprattutto nella bassa stratosfera tropicale, e rimangono importanti incertezze sulla quantità di moto trasportata dalle onde di gravità non risolte. Il problema scientifico non è quindi più stabilire se la QBO sia determinata dall’interazione onde–flusso medio, principio oggi solidamente acquisito, quanto quantificare con precisione il contributo dei diversi tipi di onde, comprendere come esso vari nel tempo e determinare in quale misura cambiamenti della convezione tropicale e della circolazione stratosferica possano modificarne il comportamento futuro.
Il significato più generale del meccanismo della QBO risiede infine nella dimostrazione che l’atmosfera può generare spontaneamente oscillazioni lente e altamente organizzate a partire da processi ondulatori molto più rapidi e apparentemente disordinati. Le onde provenienti dalla troposfera non contengono individualmente il periodo quasi biennale; è la loro interazione selettiva con un flusso medio che conserva memoria delle accelerazioni precedenti a produrre questa scala temporale. Il confinamento equatoriale deriva a sua volta non soltanto dalla natura delle onde, ma dalla peculiarità dinamica delle basse latitudini, dove la debole forza di Coriolis consente alla quantità di moto ondulatoria di trasformarsi direttamente e persistentemente in variazioni del vento zonale. La QBO emerge così dall’interazione fra propagazione ondulatoria, filtraggio critico, deposito della quantità di moto, circolazione meridionale, raffreddamento radiativo e risalita della Brewer–Dobson Circulation: un sistema nel quale ciascun processo modifica gli altri e nel quale l’oscillazione osservata rappresenta la manifestazione macroscopica di una complessa ma coerente auto-organizzazione della stratosfera tropicale.
3.2. Dinamiche Ondulatorie nella Stratosfera Tropicale Inferiore
Nell’ambiente tropicale, è presente un vasto spettro di onde atmosferiche, molte delle quali giocano un ruolo cruciale nel meccanismo del Quasi-Biennial Oscillation (QBO). Studi recenti basati sull’analisi delle ampiezze ondulatorie suggeriscono che una combinazione di onde di tipo Kelvin, Rossby-gravity, inerzia-gravità e onde di gravità di scala ridotta contribuiscono in modo significativo al flusso di momento necessario per sostenere il QBO [Dunkerton, 1997]. Queste onde, originando nella troposfera tropicale, si propagano verticalmente e interagiscono direttamente con il QBO, dimostrando la complessità delle interazioni dinamiche atmosferiche a queste latitudini.
Figura 7 – Interazione onde–flusso medio e propagazione discendente della QBO nel modello di Plumb
La Figura 7 costituisce una delle rappresentazioni concettuali più importanti della dinamica della Quasi-Biennial Oscillation, poiché condensa in quattro stadi successivi il processo attraverso il quale l’interazione fra onde atmosferiche che si propagano verticalmente e vento zonale medio può generare spontaneamente l’alternanza e la propagazione verso il basso dei regimi orientali e occidentali tipici della QBO. Lo schema, ripreso da Plumb (1984) e discusso nella grande revisione di Baldwin et al. (2001), si basa sul meccanismo sviluppato teoricamente da Plumb (1977), secondo il quale un flusso stratificato soggetto alla propagazione di almeno due componenti ondulatorie che trasportano quantità di moto in direzioni opposte può sviluppare un’oscillazione lenta del vento medio anche se la forzante ondulatoria applicata dal basso rimane sostanzialmente continua nel tempo. La caratteristica fondamentale del sistema è dunque che il periodo della QBO non coincide con quello delle onde responsabili del forcing: esso emerge dalla retroazione non lineare fra onde e circolazione media. Questo principio costituisce ancora oggi il fondamento fisico della teoria della QBO.
L’asse verticale della figura rappresenta la quota, mentre quello orizzontale descrive il vento zonale medio. Il lato destro corrisponde a un flusso diretto verso est, cioè a un regime di venti occidentali, mentre quello sinistro rappresenta un flusso verso ovest, corrispondente a venti orientali. Le linee ondulate simboleggiano due componenti di onde interne che si propagano verticalmente e possiedono velocità di fase zonali opposte; le doppie frecce indicano le accelerazioni del vento prodotte dalla deposizione della quantità di moto ondulatoria, mentre le frecce singole rappresentano l’effetto della diffusione viscosa. I quattro pannelli non illustrano quindi quattro fenomeni indipendenti, ma quattro momenti consecutivi di metà ciclo dell’oscillazione. Terminato il pannello finale, la stessa sequenza si ripete invertendo la direzione dei venti e delle onde dominanti, completando così il ciclo intero. Questa costruzione idealizzata rende particolarmente evidente l’idea di un oscillatore auto-organizzato alimentato dal basso.
Il principio fisico da cui partire è il trasporto verticale della quantità di moto. Le onde atmosferiche non trasportano soltanto energia: possiedono anche una quantità di moto zonale che può essere trasferita al flusso medio quando le onde vengono attenuate, dissipate o assorbite. Se viene dissipata una componente che trasporta quantità di moto verso est, il vento medio tende a essere accelerato verso est; se viene dissipata una componente che trasporta quantità di moto verso ovest, l’accelerazione risultante è opposta. In un’atmosfera idealmente immobile, due onde di identica ampiezza e velocità di fase opposta potrebbero teoricamente produrre effetti compensativi. Plumb dimostrò però che, quando la diffusione è sufficientemente debole, questa configurazione di equilibrio è instabile: una piccola perturbazione del vento medio modifica in maniera differente la propagazione delle due onde, rendendo asimmetrica la loro deposizione della quantità di moto. L’asimmetria rafforza quindi la perturbazione iniziale e mette in moto l’intero processo oscillatorio.
Questo comportamento costituisce una retroazione positiva iniziale. Supponiamo che, per una perturbazione anche molto piccola, inizi a svilupparsi un debole vento diretto verso una determinata direzione. La modifica del vento di fondo cambia la velocità intrinseca delle onde, cioè la velocità con cui esse si propagano rispetto al flusso atmosferico attraverso il quale viaggiano. Una delle due componenti viene progressivamente rallentata nella propagazione verticale e tende a essere dissipata più rapidamente, mentre quella che si propaga nella direzione opposta può attraversare più facilmente quella regione. La prima deposita quindi una quantità crescente di moto nel flusso medio e intensifica ulteriormente il vento che aveva modificato inizialmente le condizioni di propagazione. Il sistema possiede così una memoria dinamica: lo stato presente del vento determina quali onde riusciranno a raggiungere i livelli superiori e, simultaneamente, queste onde determinano l’evoluzione futura del vento.
Il pannello (a) rappresenta una fase nella quale è già presente una struttura verticale ben sviluppata del vento zonale. Una zona di shear, cioè una regione nella quale il vento cambia rapidamente con la quota, sta progressivamente migrando verso il basso. Le due componenti ondulatorie non penetrano fino alla stessa altezza perché vengono filtrate selettivamente dal profilo del vento. Quando la velocità intrinseca di una determinata onda diminuisce fortemente, la sua velocità di propagazione verticale si riduce e l’onda viene attenuata; il flusso verticale di quantità di moto diminuisce quindi con la quota e la differenza viene trasferita al vento medio. È questa deposizione localizzata della quantità di moto che produce le doppie frecce riportate nello schema e che sostiene l’accelerazione del regime zonale. Plumb (1977) mostrò che tale interazione è sufficiente a produrre il caratteristico spostamento verso il basso delle zone di shear.
È però essenziale interpretare correttamente il significato della “discesa”. Le masse d’aria che costituiscono il regime di vento superiore non vengono semplicemente trascinate fisicamente verso il basso come se l’intera struttura fosse un corpo rigido. Plumb sottolineò esplicitamente che le anomalie del flusso medio non possono essere interpretate come perturbazioni che si propagano materialmente verso il basso. Ciò che migra è principalmente la regione nella quale avviene l’accelerazione selettiva del vento. Quando le onde depositano quantità di moto immediatamente sotto una zona già accelerata, il nuovo livello assume gradualmente lo stesso segno del vento soprastante e la zona di shear appare quindi spostarsi verso pressioni maggiori. La propagazione discendente della QBO è dunque soprattutto una propagazione del forcing e della trasformazione locale del vento, non una semplice advezione verso il basso della stessa massa d’aria.
Nel corso dello stadio rappresentato dal pannello (a), il regime di vento diretto verso est presente nella parte inferiore diventa progressivamente più sottile. A questo punto entra in gioco il secondo processo rappresentato nella figura, cioè la diffusione viscosa. La diffusione tende a ridurre i forti gradienti verticali del vento e diventa particolarmente efficace quando un regime zonale è confinato in uno strato relativamente sottile. Il vento presente alla base viene quindi progressivamente eroso. Nella QBO atmosferica reale la situazione è molto più complessa di una semplice viscosità molecolare: intervengono diffusione turbolenta, mixing e ulteriori processi dinamici. Nel modello idealizzato, tuttavia, la viscosità svolge una funzione fondamentale perché consente la rimozione del vecchio regime ai livelli inferiori e prepara il sistema alla fase successiva. Plumb stesso mise in evidenza come la diffusione della quantità di moto nella bassa stratosfera potesse assumere un ruolo decisivo nel bilancio dell’oscillazione.
Il pannello (b) rappresenta il momento di transizione. Il sottile strato di vento precedente ai livelli inferiori è stato ormai sostanzialmente distrutto dalla diffusione. Questa trasformazione cambia radicalmente le proprietà di filtraggio della colonna atmosferica. La componente ondulatoria diretta verso est, che in precedenza veniva bloccata o fortemente attenuata a quote relativamente basse, trova ora un percorso favorevole attraverso il regime di vento opposto e può propagarsi molto più in alto. La lunga linea ondulata disegnata nel pannello rende visivamente proprio questa improvvisa capacità di penetrazione verticale. Il sistema ha quindi “liberato” la componente ondulatoria che costruirà la fase successiva della QBO. Baldwin et al. descrivono questo passaggio come il momento in cui la scomparsa del regime inferiore permette all’onda diretta verso est di attraversare il flusso contrario e raggiungere l’alta stratosfera.
Quando l’onda raggiunge livelli superiori, la sua ampiezza e il suo flusso di quantità di moto vengono progressivamente ridotti dalla dissipazione. La quantità di moto perduta dall’onda viene acquisita dal flusso medio, che inizia quindi ad accelerare nella stessa direzione della propagazione zonale dell’onda. È questo il processo rappresentato dal pannello (c): un nuovo regime di vento comincia a formarsi nell’alta stratosfera sopra il regime di segno opposto rimasto ai livelli inferiori. La nuova fascia non viene imposta artificialmente da una forzante che abbia cambiato segno; la sorgente delle onde può continuare a essere sostanzialmente la stessa. È il cambiamento del filtro costituito dal vento medio ad aver reso dominante una componente ondulatoria diversa.
Questa proprietà è una delle ragioni per cui il modello di Plumb ebbe un impatto così profondo sulla teoria della QBO. La periodicità dell’oscillazione non deve essere presente nella forzante. Onde aventi periodi di giorni o anche di ore possono alimentare un’oscillazione del vento della durata di diversi anni, perché la scala temporale lenta emerge dall’accumulo della quantità di moto e dal tempo necessario affinché le zone di shear attraversino verticalmente la stratosfera. Baldwin et al. descrivono la QBO proprio come un esempio paradigmatico di un flusso medio coerente e oscillante prodotto da onde i cui periodi non hanno alcuna relazione diretta con il periodo dell’oscillazione risultante.
Nel pannello (c), quindi, la componente ondulatoria favorevole al nuovo regime deposita quantità di moto alle quote superiori e costruisce progressivamente una fascia di vento di segno opposto rispetto a quella sottostante. Si forma così una nuova zona di shear verticale. Una volta creata, essa comincia a esercitare a sua volta un filtraggio selettivo sulle onde provenienti dal basso. L’atmosfera entra quindi nuovamente nella stessa configurazione dinamica che aveva caratterizzato l’inizio della sequenza, ma con la direzione del vento modificata.
Il pannello (d) mostra lo sviluppo più avanzato di questa nuova fase. La zona di forte shear è ormai scesa verso quote inferiori e la deposizione della quantità di moto avviene sempre più in basso. Al di sopra, il nuovo regime occupa uno spessore verticale crescente; al di sotto persiste temporaneamente il regime precedente. Continuando l’evoluzione, quest’ultimo diventerà progressivamente più sottile e sarà infine eroso dalla diffusione. Una volta eliminato, sarà la componente ondulatoria di segno opposto a riuscire nuovamente a raggiungere l’alta stratosfera e l’intera sequenza ripartirà con le direzioni invertite. I pannelli (a)–(d) illustrano quindi soltanto metà ciclo perché la seconda metà è dinamicamente analoga ma speculare.
Questa successione chiarisce perché la QBO possa essere definita un oscillatore non lineare auto-sostenuto. Ogni fase produce le condizioni necessarie alla propria distruzione e alla formazione della fase opposta. La crescita di un regime zonale modifica il filtro ondulatorio; il filtro impedisce a una parte dello spettro di raggiungere livelli superiori; quando il regime inferiore viene eliminato, quella parte dello spettro può nuovamente propagarsi liberamente; la sua dissipazione costruisce il regime opposto. La periodicità emerge quindi dall’alternarsi di stati che modificano autonomamente la distribuzione verticale del proprio forcing.
La teoria originale di Lindzen e Holton (1968) aveva già identificato l’interazione fra onde di gravità verticalmente propaganti e vento zonale come il processo centrale per spiegare la QBO. Gli autori mostrarono come l’assorbimento della quantità di moto trasportata dalle onde potesse produrre profili di vento che apparivano propagarsi verso il basso. Nel successivo aggiornamento della teoria, Holton e Lindzen (1972) chiarirono tuttavia che non era necessario immaginare che tutta la deposizione avvenisse esattamente a livelli critici perfettamente definiti. Le onde di periodo relativamente breve possono essere attenuate progressivamente, per esempio dal raffreddamento radiativo, e durante tale attenuazione trasferire quantità di moto alla circolazione media. Questo perfezionamento è importante nella lettura della Figura 7: il concetto fondamentale è la dissipazione selettiva dipendente dal vento e non l’obbligo che ogni onda raggiunga un livello critico matematicamente ideale prima di esercitare la propria accelerazione.
La fisica descritta dalla Figura 7 trovò inoltre una straordinaria conferma sperimentale negli esperimenti di Plumb e McEwan. In un fluido stratificato contenuto in un apparato di laboratorio e sottoposto a onde generate da un confine oscillante, essi riuscirono a ottenere un flusso medio che invertiva periodicamente direzione e nel quale le zone di shear migravano verso il basso, riproducendo le caratteristiche fondamentali della QBO atmosferica. Simulazioni numeriche dirette molto successive dell’esperimento hanno confermato la centralità della retroazione fra onde e flusso medio e hanno mostrato come un moto su larga scala possa emergere da fluttuazioni ondulatorie molto più piccole. La validità dell’analogia non implica naturalmente che l’atmosfera reale possa essere ridotta a un serbatoio di laboratorio, ma dimostra che il meccanismo fisico fondamentale è sufficientemente generale da manifestarsi in sistemi stratificati molto differenti.
Il confronto con l’atmosfera reale richiede infatti alcune importanti estensioni. Nello schema di Plumb compaiono essenzialmente due onde con uguale ampiezza e velocità di fase opposta. Nella stratosfera terrestre, invece, il forcing della QBO è prodotto da uno spettro molto più ampio. Onde Kelvin equatoriali contribuiscono in modo importante alle accelerazioni dirette verso est, mentre onde miste Rossby-gravità forniscono parte della quantità di moto nella direzione opposta. A esse si aggiungono onde inerzio-gravità e un ampio insieme di onde di gravità a scala più piccola, molte delle quali sono generate dalla convezione tropicale. La semplicità della Figura 7 deve quindi essere interpretata come una riduzione del problema alle sue componenti dinamiche essenziali, non come un inventario completo delle onde che alimentano la QBO reale.
Il lavoro di Dunkerton (1997) è particolarmente importante in questo contesto. Utilizzando un modello bidimensionale, egli mostrò che il trasporto di quantità di moto fornito dalle grandi onde Kelvin e Rossby-gravità di lungo periodo, pur essendo importante, non è sufficiente da solo a produrre una QBO con periodo e struttura verticale realistici quando viene considerata anche la risalita tropicale della Brewer–Dobson Circulation. È necessario il contributo combinato di ulteriori onde inerzio-gravità, onde Kelvin di periodo più breve e onde di gravità mesoscalari. Nei suoi esperimenti il flusso complessivo necessario risultava significativamente maggiore di quello attribuibile alle sole grandi onde equatoriali osservate. La Figura 7 mantiene tuttavia la propria validità concettuale: tutte queste componenti aggiuntive continuano a essere sottoposte allo stesso principio generale di filtraggio selettivo e deposizione della quantità di moto.
Anche gli studi di Alexander e Holton (1997) hanno mostrato come la convezione tropicale possa generare contemporaneamente onde di gravità dirette verso est e verso ovest e come il vento associato alle diverse fasi della QBO filtri selettivamente queste componenti. Nelle simulazioni con shear orientale o occidentale, le onde aventi una determinata direzione di propagazione venivano fortemente attenuate avvicinandosi alle regioni in cui la loro velocità intrinseca diminuiva, generando profili di accelerazione zonale molto simili a quelli attesi dalla teoria dell’interazione onda–flusso medio. Gli autori stimarono inoltre che le onde di gravità generate da sistemi convettivi intensi potessero fornire una frazione significativa del forcing richiesto dalla QBO.
La Figura 7 aiuta anche a comprendere perché la QBO rappresenti da lungo tempo una prova severa per i modelli climatici. Per simulare correttamente l’oscillazione non è sufficiente rappresentare una generica quantità di moto ondulatoria: è necessario riprodurre la distribuzione delle velocità di fase, la propagazione verticale, il filtraggio operato dal vento, la dissipazione e l’esatta posizione verticale nella quale la quantità di moto viene depositata. Richter et al. (2014), studiando il Community Atmosphere Model, hanno mostrato che una maggiore risoluzione verticale e un’adeguata parametrizzazione del gravity-wave drag erano cruciali per ottenere una QBO realistica. Con una risoluzione verticale più fine il modello rappresentava molto meglio sia le onde Kelvin sia quelle miste Rossby-gravità, migliorando di conseguenza il forcing delle fasi occidentale e orientale dell’oscillazione.
Il significato della diffusione raffigurata dalle frecce singole merita inoltre particolare attenzione. Nei primi modelli idealizzati essa svolge il ruolo di processo che smussa i forti gradienti verticali e rimuove i sottili jet residui nella parte inferiore della colonna. Tuttavia, il periodo e l’ampiezza dell’oscillazione sono sensibili all’intensità di questa diffusione. Se essa fosse eccessivamente forte, impedirebbe alle anomalie del vento di svilupparsi; se fosse troppo debole, i vecchi regimi potrebbero persistere troppo a lungo e alterare la sequenza delle inversioni. Plumb (1977) sottolineò infatti che un valore piccolo ma non nullo della viscosità conduce all’oscillazione di lungo periodo, mentre le proprietà dell’oscillazione dipendono dall’equilibrio fra forcing ondulatorio e processi dissipativi.
Questo punto introduce una caratteristica generale della QBO: il periodo non è stabilito da un singolo “orologio” atmosferico. Dipende dal flusso di quantità di moto introdotto dalle onde, dalla massa atmosferica che deve essere accelerata, dalla dissipazione, dalla velocità di discesa delle zone di shear e dalla circolazione verticale media. Nel modello semplice di Plumb, un forcing ondulatorio più intenso tende ad accelerare l’evoluzione e quindi ad abbreviare il periodo. Nell’atmosfera reale interviene inoltre l’upwelling tropicale della Brewer–Dobson Circulation, che agisce in senso opposto alla propagazione discendente della QBO. Dunkerton ha mostrato che quanto più intensa è questa risalita, tanto maggiore deve essere il forcing ondulatorio necessario a mantenere la discesa osservata.
Questa interazione con l’upwelling rende ancora più chiaro perché la “discesa” delle fasce della QBO sia un fenomeno dinamico piuttosto che materiale. Mentre le zone di shear sembrano migrare verso il basso nei diagrammi tempo-quota, l’aria tropicale della stratosfera inferiore è mediamente sottoposta a una lenta risalita. Le fasce di vento riescono dunque a propagarsi verso il basso rispetto alle coordinate di pressione non perché l’intera massa d’aria stia scendendo, ma perché la deposizione della quantità di moto modifica successivamente livelli sempre più bassi nonostante la circolazione residua tenda a trasportare l’aria nella direzione opposta. Questo apparente paradosso è uno degli aspetti più eleganti della dinamica della QBO.
La Figura 7 spiega inoltre perché le zone di shear siano regioni così dinamicamente importanti. Esse funzionano come filtri selettivi dello spettro ondulatorio. Un’onda che incontra una regione nella quale il vento si avvicina alla propria velocità di fase può subire un forte rallentamento della propagazione verticale e un aumento della dissipazione; un’altra onda con velocità di fase opposta può attraversare invece la stessa regione con maggiore facilità. Ne deriva una separazione verticale dei contributi alla quantità di moto. È proprio questa selettività, più che la semplice presenza delle onde, a generare l’alternanza dei regimi. Se tutte le onde attraversassero la stratosfera senza essere modificate dal vento medio, il flusso di quantità di moto non produrrebbe la stessa struttura oscillatoria.
Dal punto di vista osservativo, l’esistenza di questa selezione è sostenuta anche dalle relazioni tra proprietà delle onde e fase della QBO. Sato e Dunkerton (1997), analizzando osservazioni equatoriali, mostrarono che la struttura dei cospettri di temperatura e vento associati alle onde era sincronizzata con il vento medio della QBO, coerentemente con l’idea che lo shear stratosferico controlli la propagazione e il trasporto di quantità di moto ondulatorio. Il flusso medio e le onde risultano pertanto inseparabili anche dal punto di vista osservativo, esattamente come previsto dai modelli teorici.
Un altro insegnamento fondamentale della Figura 7 riguarda la differenza fra forcing e risposta. Le onde vengono generate principalmente nella troposfera da processi quali convezione, sistemi temporaleschi e altre forme di variabilità atmosferica. Non occorre però che queste sorgenti cambino segno con una periodicità quasi biennale. Il filtro stratosferico costituito dai venti della QBO trasforma una sorgente ondulatoria relativamente continua e complessa in una deposizione di quantità di moto fortemente organizzata nel tempo e nella verticale. Il periodo di circa 28 mesi della QBO è quindi una proprietà emergente del sistema stratosferico, non la semplice impronta di un forcing troposferico con la medesima periodicità. Questo carattere emergente è uno dei motivi per cui la QBO viene spesso considerata un esempio paradigmatico di auto-organizzazione in un fluido geofisico.
La semplicità dello schema permette anche di comprendere perché la QBO possa essere relativamente regolare senza essere perfettamente periodica. Se il forcing ondulatorio, la risalita tropicale e la dissipazione fossero costanti, il sistema idealizzato potrebbe produrre cicli molto regolari. Nell’atmosfera reale, invece, le sorgenti delle onde variano, la convezione tropicale cambia nel tempo, la Brewer–Dobson Circulation presenta una marcata stagionalità e variabilità interannuale, e onde provenienti dalle regioni extratropicali possono occasionalmente contribuire al bilancio della quantità di moto equatoriale. Ne consegue che la durata dei singoli cicli varia e che la discesa delle fasi orientali e occidentali può accelerare, rallentare o temporaneamente deformarsi. La media di circa 28 mesi descritta da Baldwin et al. non deve pertanto essere interpretata come una periodicità rigida.
La ricerca moderna ha confermato che, nonostante questa complessità, il principio illustrato dalla Figura 7 rimane il nucleo della dinamica della QBO. Le onde Kelvin, le onde miste Rossby-gravità, le onde inerzio-gravità e le onde di gravità a piccola scala possono essere considerate differenti componenti di uno spettro che interagisce continuamente con il profilo verticale del vento. Alcune sono esplicitamente risolte dai modelli atmosferici ad alta risoluzione, mentre altre devono ancora essere parametrizzate. La difficoltà di quantificare con precisione lo spettro delle onde di gravità e il loro flusso di quantità di moto rappresenta ancora una delle principali incertezze nella simulazione e nella previsione della QBO. Tuttavia, l’idea secondo la quale le onde accelerano il flusso medio e il flusso medio filtra le onde è rimasta sostanzialmente invariata dai lavori pionieristici di Lindzen, Holton e Plumb.
In definitiva, la Figura 7 può essere letta come la rappresentazione grafica di una catena di retroazioni. Una zona di shear seleziona le onde che possono propagarsi attraverso di essa; le onde selezionate vengono attenuate a livelli differenti e depositano quantità di moto; tale deposizione accelera il vento e sposta verso il basso la regione di shear; il regime inferiore diventa sempre più sottile e viene infine eroso dalla diffusione; la sua scomparsa consente alla componente ondulatoria precedentemente filtrata di raggiungere l’alta stratosfera; questa componente costruisce quindi un nuovo regime di segno opposto, che a sua volta inizia a propagarsi verso il basso. Il processo continua ciclicamente e genera l’alternanza caratteristica della QBO.
La rilevanza scientifica della figura risiede quindi nel mostrare che la propagazione discendente e l’alternanza dei venti non richiedono un forcing quasi biennale imposto dall’esterno. Esse emergono naturalmente dall’interazione fra onde, dissipazione, diffusione e vento medio. Il modello di Plumb costituisce una semplificazione estrema rispetto alla complessità dell’atmosfera terrestre, ma proprio questa semplicità permette di isolare il meccanismo essenziale. Le ricerche successive hanno sostituito le due onde idealizzate con spettri molto più realistici, hanno incorporato la Brewer–Dobson Circulation, la convezione, le onde equatoriali risolte e parametrizzazioni delle onde di gravità, ma non hanno modificato il principio centrale. La Figura 7 rimane quindi una delle rappresentazioni più efficaci della QBO come oscillatore atmosferico auto-organizzato: un sistema nel quale le onde costruiscono il vento, il vento seleziona le onde e questa reciproca interazione produce, senza bisogno di un orologio esterno, una delle oscillazioni più regolari e caratteristiche della stratosfera tropicale.
3.2. Onde nella bassa stratosfera tropicale
La bassa stratosfera tropicale costituisce una delle regioni dinamicamente più complesse dell’atmosfera terrestre, poiché viene continuamente attraversata da uno spettro estremamente ampio di perturbazioni ondulatorie che trasferiscono energia e quantità di moto dalla troposfera verso la stratosfera. La Quasi-Biennial Oscillation rappresenta una delle manifestazioni più evidenti dell’effetto integrato di queste onde sul flusso atmosferico medio. Come sottolineato da Baldwin et al. (2001), non esiste una singola categoria di onde responsabile della QBO: l’alternanza dei regimi orientali e occidentali deriva dall’azione combinata di onde di Kelvin, onde miste Rossby-gravità, onde inerzio-gravità e onde di gravità caratterizzate da scale orizzontali e temporali molto differenti. La QBO deve pertanto essere considerata come il risultato collettivo di un ampio spettro ondulatorio che interagisce continuamente con il vento zonale medio della stratosfera equatoriale.
Questo concetto rappresenta un’evoluzione importante rispetto alle prime teorie della QBO. I modelli pionieristici di Lindzen, Holton e Plumb dimostrarono che un numero molto limitato di onde con velocità di fase opposte era sufficiente, in linea di principio, a produrre un’oscillazione del vento zonale attraverso l’interazione onda–flusso medio. Tuttavia, le osservazioni atmosferiche successive hanno mostrato che la realtà è molto più ricca. La quantità di moto necessaria per sostenere la QBO osservata non può essere attribuita esclusivamente alle grandi onde equatoriali facilmente identificabili nei dati meteorologici. Dunkerton (1997) dimostrò attraverso un modello bidimensionale che, per ottenere una QBO con periodo e struttura verticale realistici in presenza della risalita tropicale associata alla Brewer–Dobson Circulation, è necessario un flusso complessivo di quantità di moto considerevolmente superiore a quello fornito dalle sole onde Kelvin e Rossby-gravità di grande scala e lungo periodo. Nei suoi esperimenti, la combinazione di onde planetarie equatoriali, onde inerzio-gravità di scala intermedia e onde di gravità mesoscalari poteva fornire un forcing sufficiente, con un flusso totale dell’ordine di alcune volte quello attribuibile alle sole grandi onde equatoriali osservate.
La troposfera tropicale rappresenta la sorgente principale di questo vasto spettro ondulatorio. In particolare, la convezione profonda costituisce uno dei meccanismi più efficienti per la generazione di onde atmosferiche. Sistemi convettivi organizzati, temporali tropicali, complessi convettivi mesoscalari e variazioni della precipitazione producono perturbazioni di riscaldamento e movimenti verticali che possono eccitare onde con velocità di fase, lunghezze d’onda e periodi molto diversi. Una volta generate, alcune di queste perturbazioni riescono ad attraversare la tropopausa e a propagarsi nella stratosfera, dove la diminuzione della densità atmosferica con la quota favorisce generalmente una crescita della loro ampiezza. Fritts e Alexander (2003) hanno mostrato nella loro ampia revisione che le onde di gravità esercitano effetti particolarmente importanti nell’atmosfera media proprio perché l’ampiezza delle perturbazioni aumenta progressivamente durante la propagazione verso regioni di minore densità, rendendo sempre più probabili instabilità, saturazione, rottura e deposizione della quantità di moto.
La convezione non determina però direttamente e in maniera univoca la struttura delle onde osservate nella stratosfera. Una volta generate, le perturbazioni vengono profondamente modificate dalla propagazione attraverso l’atmosfera. Rifrazione, riflessione, filtraggio da parte del vento, variazioni della stabilità statica e geometria della guida d’onda equatoriale selezionano progressivamente soltanto una parte dello spettro originario. Il risultato è che le onde osservate nella bassa stratosfera rappresentano una popolazione già filtrata dalla struttura troposferica e stratosferica sottostante. Questo concetto è fondamentale: la distribuzione delle onde nella regione della QBO non riflette soltanto le loro sorgenti, ma anche il percorso dinamico che esse hanno seguito per raggiungere la stratosfera.
Le onde di Kelvin rappresentano una delle componenti più riconoscibili di questo spettro. Sono onde equatorialmente intrappolate che si propagano prevalentemente verso est e sono caratterizzate da una struttura meridionale concentrata intorno all’equatore. La loro importanza per la QBO deriva soprattutto dal trasporto di quantità di moto verso est. Quando incontrano condizioni favorevoli alla dissipazione o all’assorbimento, trasferiscono questa quantità di moto al flusso medio e contribuiscono alla formazione e alla discesa dei regimi occidentali. La loro firma può essere identificata con relativa chiarezza nei campi di temperatura e vento grazie alla grande scala spaziale e ai periodi relativamente lunghi.
Le onde miste Rossby-gravità presentano invece una struttura differente e possono contribuire al trasporto di quantità di moto nella direzione opposta. Storicamente, Kelvin e Rossby-gravità hanno svolto un ruolo centrale nello sviluppo delle teorie della QBO perché erano fra le onde equatoriali maggiormente identificabili nelle osservazioni radiosondistiche e satellitari. Tuttavia, il progresso osservativo e modellistico ha mostrato che esse rappresentano soltanto una parte del forcing totale. Lo stesso studio di Dunkerton del 1997 indicava chiaramente che il contributo di onde a frequenza maggiore e scala più piccola doveva essere sostanziale per chiudere realisticamente il bilancio della quantità di moto.
Le onde inerzio-gravità occupano una regione intermedia dello spettro. Presentano periodi tipicamente inferiori rispetto alle grandi onde equatoriali e lunghezze d’onda zonali che possono andare da migliaia a diverse migliaia di chilometri. A differenza delle onde di Kelvin, non devono necessariamente essere rigidamente confinate vicino all’equatore. La loro capacità di trasportare notevoli quantità di moto le rende estremamente importanti per la dinamica della QBO, anche se possono risultare meno evidenti negli spettri di temperatura rispetto alle onde di periodo più lungo. Questo costituisce uno dei principali insegnamenti della sezione originale: l’ampiezza della temperatura non rappresenta necessariamente un indicatore diretto dell’importanza dinamica di una determinata classe di onde.
Il motivo risiede nella natura stessa del flusso di quantità di moto. Un’onda relativamente debole nel campo termico può possedere una relazione tra perturbazioni del vento orizzontale e verticale tale da trasferire una quantità di moto significativa. Di conseguenza, classificare l’importanza delle onde soltanto sulla base delle anomalie di temperatura può portare a sottostimare notevolmente le componenti a frequenza intermedia e alta. Sato e Dunkerton (1997), analizzando osservazioni equatoriali, svilupparono metodi per stimare indirettamente il flusso di quantità di moto e mostrarono che le proprietà delle onde risultavano sistematicamente sincronizzate con la struttura di shear della QBO. Ciò fornì una delle conferme osservative del fatto che il vento medio non si limita a essere accelerato dalle onde, ma esercita a sua volta un controllo selettivo sulla loro propagazione.
Ancora più difficile da osservare è il contributo delle onde di gravità a piccola scala. Queste perturbazioni possono possedere lunghezze d’onda orizzontali dell’ordine di decine, centinaia o poche migliaia di chilometri e periodi inferiori a un giorno. Nonostante le loro dimensioni relativamente ridotte, possono trasportare localmente flussi di quantità di moto molto elevati. Il problema fondamentale è stabilire quanto questi valori locali siano rappresentativi dell’intera fascia tropicale. Una singola osservazione sopra un grande sistema convettivo può misurare un intenso flusso di quantità di moto, ma la QBO risponde al forcing integrato su vaste regioni equatoriali e su lunghi intervalli temporali. È quindi necessario conoscere non soltanto l’intensità delle onde, ma anche la loro frequenza di occorrenza, distribuzione geografica, velocità di fase e persistenza.
Le analisi moderne hanno confermato l’importanza di queste piccole scale. Pahlavan et al. (2021), utilizzando ERA5, hanno mostrato che le onde risolte dalla rianalisi forniscono accelerazioni sia verso est sia verso ovest nella regione equatoriale principalmente attraverso il flusso verticale di quantità di moto. Le accelerazioni verso est sono attribuibili soprattutto alle onde di Kelvin e alle onde di gravità di piccola scala con lunghezze d’onda zonali inferiori a circa 2000 km, mentre le accelerazioni verso ovest risultano dominate dalle onde di gravità di piccola scala, con contributi minori delle onde inerzio-gravità e delle onde miste Rossby-gravità. Questa ricostruzione moderna conferma quindi l’intuizione fondamentale della letteratura degli anni Novanta: gran parte del forcing della QBO risiede in una porzione dello spettro ondulatorio assai più ampia delle sole grandi onde planetarie equatoriali.
L’utilizzo di ERA5 ha permesso di compiere un passo importante perché la maggiore risoluzione spaziale rispetto alle precedenti generazioni di rianalisi consente di rappresentare uno spettro più ampio di perturbazioni. Pahlavan et al. hanno stimato che le onde esplicitamente risolte forniscano circa metà del forcing necessario durante la discesa sia dei regimi occidentali sia di quelli orientali della QBO. Durante la discesa delle zone di shear occidentale, le onde di scala planetaria forniscono una parte consistente del forcing risolto, mentre le onde di gravità a piccola scala contribuiscono alla parte restante; durante la discesa delle zone di shear orientale, invece, le piccole onde di gravità assumono un ruolo dominante. Il fatto che soltanto una parte del forcing totale venga esplicitamente risolta indica anche che i processi sub-grid e le onde di gravità non completamente rappresentate continuano a essere indispensabili per chiudere il bilancio dinamico.
Risultati analoghi erano emersi da simulazioni atmosferiche ad alta risoluzione. Kawatani e collaboratori, utilizzando un modello globale con risoluzione orizzontale dell’ordine di 60 km e una risoluzione verticale molto elevata nella stratosfera, mostrarono che le onde interne inerzio-gravità potevano contribuire a una frazione superiore alla metà del forcing responsabile della QBO simulata. In particolare, una quota rilevante proveniva da perturbazioni con lunghezze d’onda inferiori a qualche migliaio di chilometri. Le simulazioni evidenziarono inoltre una notevole variabilità longitudinale del forcing delle onde, soprattutto nella fase di shear orientata verso est, indicando che la struttura tridimensionale delle sorgenti tropicali e della circolazione troposferica non può essere completamente ignorata anche quando si studia un fenomeno zonalmente medio come la QBO.
Questo punto è particolarmente significativo. La QBO appare quasi simmetrica rispetto alla longitudine quando viene osservata nel vento zonale medio, ma il forcing che la sostiene non è necessariamente distribuito in modo uniforme lungo l’equatore. La convezione tropicale presenta enormi differenze regionali fra continente marittimo, Pacifico occidentale, Africa, Oceano Indiano e Americhe. Anche la circolazione di Walker introduce variazioni longitudinali del vento e della stabilità. Di conseguenza, le onde possono essere generate con intensità diversa nelle diverse regioni e possono propagarsi attraverso profili di vento differenti. Kawatani et al. hanno mostrato che queste variazioni possono produrre una distribuzione longitudinale molto irregolare della forzante ondulatoria, mentre la risposta finale del vento zonale medio assume una forma molto più simmetrica.
L’interazione fra onde e QBO è inoltre chiaramente visibile nelle osservazioni satellitari moderne. Alexander et al. (2008), utilizzando i profili di temperatura della costellazione COSMIC ottenuti mediante occultazione radio GPS, identificarono l’energia potenziale associata alle onde di gravità nella troposfera superiore e nella bassa stratosfera equatoriale. Le osservazioni mostrarono segnali coerenti con onde di gravità generate dalla convezione e una chiara interazione con il vento medio della QBO. In particolare, l’energia ondulatoria mostrava variazioni sistematiche in prossimità delle zone di shear discendenti, fornendo una conferma osservativa su scala quasi globale del filtraggio esercitato dal vento della QBO sullo spettro delle onde provenienti dal basso.
La velocità verticale di gruppo costituisce uno dei parametri più importanti per determinare se una determinata onda possa effettivamente contribuire al forcing della QBO. Un’onda che si propaga molto lentamente lungo la verticale rimane per un tempo relativamente lungo in una determinata regione atmosferica ed è quindi maggiormente esposta allo smorzamento radiativo, alla dissipazione o ad altri processi che ne riducono l’ampiezza. Se la propagazione è troppo lenta, la perturbazione può essere quasi completamente assorbita poco sopra la tropopausa e non riuscire mai a raggiungere i livelli principali della QBO. Questo spiega perché non tutte le onde generate dalla convezione tropicale siano dinamicamente rilevanti per la stratosfera media.
All’estremo opposto, un’onda con elevata velocità verticale di gruppo può attraversare rapidamente la bassa stratosfera. Tuttavia, affinché trasferisca una quantità sostanziale di moto alla QBO, deve incontrare condizioni tali da provocarne la dissipazione o l’assorbimento. Un ruolo centrale è svolto dalla velocità di fase rispetto al vento medio. Se la velocità di fase dell’onda rientra nell’intervallo dei venti della QBO, può formarsi una regione in cui la velocità intrinseca dell’onda diventa molto piccola, rendendo possibile un assorbimento efficiente e una forte deposizione di quantità di moto. Se invece la velocità di fase è molto maggiore, in valore assoluto, rispetto ai venti tipicamente raggiunti dalla QBO, l’onda può attraversare la regione quasi senza interagire e depositare la propria quantità di moto più in alto.
Questo principio spiega perché lo spettro delle velocità di fase sia tanto importante quanto lo spettro delle lunghezze d’onda. Due onde con lunghezze d’onda simili possono produrre effetti molto diversi se possiedono differenti velocità di fase. Una può essere filtrata nella bassa stratosfera, mentre l’altra può attraversare quasi indisturbata l’intera regione della QBO. Le moderne parametrizzazioni delle onde di gravità utilizzate nei modelli climatici devono proprio rappresentare uno spettro di velocità di fase per consentire al vento medio di selezionare progressivamente le componenti che vengono dissipate ai diversi livelli. Fritts e Alexander hanno sottolineato come la trasformazione dello spettro con l’altitudine e con il vento di fondo costituisca uno dei problemi centrali nello studio degli effetti delle onde di gravità nell’atmosfera media.
Un ulteriore livello di complessità deriva dalla possibilità che una parte delle onde che influenzano la QBO non provenga direttamente dalla troposfera tropicale. Le onde planetarie di Rossby generate alle medie latitudini dell’emisfero invernale possono propagarsi verso l’alto e verso l’equatore, raggiungendo in determinate condizioni la stratosfera tropicale superiore. Baldwin et al. riconoscevano già la possibilità che queste perturbazioni contribuissero soprattutto ai livelli superiori della QBO, mentre la regione equatoriale intorno a 20–23 km risultava relativamente protetta dalle intrusioni delle grandi onde planetarie extratropicali. Gli studi moderni hanno confermato che questa distinzione è reale ma non assoluta.
L’analisi di ERA5 di Pahlavan et al. ha infatti mostrato che le onde di Rossby extratropicali possono disperdersi verso l’alto e verso l’equatore e impartire un’accelerazione verso ovest al flusso zonale tropicale. Sebbene non rappresentino necessariamente la componente dominante del forcing climatologico della QBO nella sua regione centrale, queste onde sembrano poter contribuire ad alcune irregolarità dell’oscillazione. Questo risultato è particolarmente importante alla luce degli eventi anomali della QBO osservati negli ultimi decenni, perché sottolinea come la stratosfera equatoriale non costituisca un sistema completamente isolato dal resto dell’atmosfera.
La relativa protezione della bassa stratosfera equatoriale dalle grandi onde di Rossby deriva dalla struttura stessa della propagazione ondulatoria in un’atmosfera rotante. Molte onde extratropicali incontrano barriere dinamiche che ne limitano la penetrazione verso le basse latitudini. La regione centrale della QBO rimane quindi dominata dal forcing delle onde generate nei tropici, mentre l’influenza extratropicale tende a essere più importante in prossimità dei margini della QBO, alle quote superiori o durante particolari configurazioni della circolazione. Questo contribuisce a spiegare perché il nucleo inferiore dell’oscillazione mantenga una notevole regolarità pur essendo inserito in un sistema atmosferico globalmente interconnesso.
La classificazione originale delle onde in tre grandi gruppi rimane utile dal punto di vista didattico, ma non deve essere interpretata come una suddivisione rigida della realtà atmosferica. Le onde Kelvin e miste Rossby-gravità occupano soprattutto la componente planetaria e sono fortemente organizzate dalla guida d’onda equatoriale; le onde inerzio-gravità occupano scale intermedie e possono presentare strutture equatorialmente intrappolate oppure più estese; le onde di gravità di piccola scala si collocano verso le frequenze maggiori e le lunghezze d’onda inferiori. Tra queste categorie esiste tuttavia una sostanziale continuità spettrale e le definizioni precise variano anche in funzione del metodo osservativo o modellistico adottato.
Lo studio di Pahlavan et al. del 2021 offre un esempio di questa evoluzione metodologica. Grazie a una decomposizione spettrale in numero d’onda e frequenza, gli autori hanno separato onde Kelvin, onde inerzio-gravità, onde miste Rossby-gravità, onde di gravità a piccola scala e onde di Rossby extratropicali, quantificandone separatamente il forcing. I risultati confermano la validità qualitativa della classificazione elaborata alla fine del XX secolo, ma mostrano contemporaneamente come una parte molto rilevante dell’accelerazione sia prodotta da perturbazioni che i primi sistemi osservativi riuscivano a campionare soltanto in maniera molto incompleta.
Questa difficoltà osservativa rappresenta uno degli aspetti storicamente più problematici della ricerca sulla QBO. Le radiosonde forniscono profili verticali estremamente preziosi di vento e temperatura e hanno reso possibile la scoperta e il monitoraggio dell’oscillazione stessa. Una stazione come Singapore possiede un valore eccezionale perché documenta direttamente la propagazione verticale dei regimi di vento da molti decenni. Tuttavia, una radiosonda rappresenta un campionamento essenzialmente puntuale dello spazio orizzontale. Se viene lanciata una o due volte al giorno, inoltre, non può risolvere senza ambiguità tutte le perturbazioni con periodi di ore o inferiori a pochi giorni.
Il problema dell’aliasing temporale era quindi particolarmente grave per le onde ad alta frequenza. Una perturbazione rapida, campionata soltanto ogni dodici ore, può apparire come un’oscillazione molto più lenta oppure non essere riconosciuta correttamente. Allo stesso tempo, una rete di stazioni distribuite irregolarmente nei tropici non permette di ricostruire facilmente la lunghezza d’onda zonale o la propagazione tridimensionale di una perturbazione. Ne consegue che gli studi basati esclusivamente su radiosonde tendevano inevitabilmente a rappresentare meglio le grandi onde di lungo periodo rispetto alle onde più piccole e rapide.
Questo introduce un possibile bias concettuale: ciò che domina la varianza osservata non è necessariamente ciò che domina il forcing dinamico. Le grandi onde Kelvin possono apparire in maniera spettacolare nei campi di temperatura e vento, mentre una moltitudine di onde di gravità più piccole può risultare molto meno evidente singolarmente ma fornire, nel complesso, una quantità di moto comparabile o superiore. La moderna teoria della QBO ha progressivamente spostato l’attenzione dalla semplice identificazione delle onde più visibili alla quantificazione del flusso totale di quantità di moto attraverso l’intero spettro.
Le osservazioni satellitari hanno trasformato questo settore offrendo una copertura spaziale impossibile da ottenere mediante sole radiosonde. Le occultazioni radio GPS, per esempio, consentono di ricostruire profili di temperatura con elevata risoluzione verticale in vaste regioni del globo e hanno permesso di studiare la distribuzione geografica dell’attività ondulatoria. Alexander et al. hanno utilizzato COSMIC proprio per dimostrare l’interazione fra onde di gravità convettivamente generate e vento della QBO. Tuttavia, anche le osservazioni satellitari presentano limitazioni: misurare la temperatura non equivale automaticamente a conoscere il flusso verticale della quantità di moto, che richiede informazioni sulle relazioni di fase tra diverse componenti del moto e sulle proprietà tridimensionali delle onde.
Per questo motivo le rianalisi atmosferiche e i modelli ad alta risoluzione hanno acquisito un ruolo sempre maggiore. ERA5 combina un vastissimo insieme di osservazioni con un modello numerico globale dotato di una risoluzione sostanzialmente superiore rispetto alle precedenti rianalisi. Ciò permette di rappresentare esplicitamente una porzione molto più ampia dello spettro ondulatorio. Il confronto tra ERA5 ed ERA-Interim mostra infatti che i campi medi della QBO possono risultare relativamente simili mentre il forcing prodotto dalle onde risolte è notevolmente più intenso in ERA5. Questo significa che un modello può apparentemente riprodurre il vento QBO senza necessariamente rappresentare correttamente i processi ondulatori che lo sostengono, poiché l’assimilazione e le parametrizzazioni possono compensare almeno parzialmente errori dinamici.
Gli esperimenti ad altissima risoluzione rafforzano questa conclusione. Simulazioni globali con griglie dell’ordine di pochi chilometri riescono a rappresentare direttamente una quantità molto maggiore di convezione e onde di gravità rispetto ai tradizionali modelli climatici. Studi con risoluzione orizzontale intorno a 7 km hanno mostrato che le onde tropicali risolte possono fornire una parte sostanziale del forcing di una QBO simulata e che il contributo dipende fortemente dalla scala delle perturbazioni che il modello è capace di rappresentare. Ciò conferma che la distinzione fra forcing “risolto” e “parametrizzato” non rappresenta necessariamente una distinzione fisica fra differenti fenomeni atmosferici, ma dipende anche dalla risoluzione numerica del modello.
Ne deriva una conseguenza fondamentale per la modellistica climatica. Nei modelli a risoluzione relativamente grossolana, una grande frazione delle onde di gravità responsabili del forcing della QBO non può essere simulata esplicitamente e deve essere rappresentata mediante parametrizzazioni. Questi schemi specificano generalmente uno spettro di onde alla quota di lancio e ne calcolano la propagazione e la dissipazione sulla base del vento e della stabilità atmosferica. La scelta dello spettro iniziale, dell’intensità del flusso di quantità di moto, della quota di lancio e dei criteri di saturazione può modificare sensibilmente la QBO simulata. Una revisione dei modelli chimico-climatici ha evidenziato come le differenze nella risposta al gravity-wave drag dipendano in misura considerevole proprio dai parametri assegnati allo spettro e alle sorgenti, non soltanto dal particolare meccanismo matematico utilizzato per rappresentarne la dissipazione.
La sorgente convettiva assume in questo contesto un’importanza particolare. Se l’intensità e la distribuzione delle onde di gravità vengono collegate direttamente alla convezione simulata, il forcing stratosferico può variare insieme alla precipitazione tropicale. Ciò introduce un accoppiamento fisicamente plausibile fra clima troposferico e QBO. Allo stesso tempo, aumenta la complessità del problema, perché errori nella posizione, nell’intensità o nella variabilità della convezione possono tradursi direttamente in errori dello spettro ondulatorio che raggiunge la stratosfera.
La variabilità longitudinale della convezione spiega anche perché non sia sufficiente disporre di una singola stazione equatoriale per determinare il forcing totale della QBO. Singapore, ad esempio, fornisce una serie eccezionale della struttura del vento, ma la quantità di moto ondulatoria generata sopra il Maritime Continent non deve necessariamente rappresentare quella prodotta sopra il Pacifico centrale, l’Oceano Indiano, l’Africa o il Sud America. Il forcing effettivo della QBO è la risultante zonalmente integrata di tutte queste sorgenti, modificate dalla propagazione e dal filtraggio lungo il percorso.
In questo senso, uno degli sviluppi più importanti successivi allo studio di Baldwin et al. è stato il passaggio da una visione essenzialmente locale dello spettro ondulatorio a una visione tridimensionale e globale. Le simulazioni di Kawatani hanno mostrato che persino quando il vento zonale medio della QBO appare quasi uniforme longitudinalmente, il forcing delle onde inerzio-gravità può presentare fortissime differenze tra emisfero orientale e occidentale. Tali differenze derivano dalla distribuzione delle sorgenti, dalla struttura dello shear associata alla circolazione di Walker e dalla stessa fase della QBO. Il campo medio zonale è dunque il risultato finale dell’integrazione di processi localmente molto eterogenei.
Le osservazioni e le rianalisi moderne hanno inoltre rafforzato un principio già implicito nei lavori classici: la QBO non si limita a essere forzata dalle onde, ma modifica continuamente lo spettro delle onde che la attraversano. Durante un regime orientale, alcune perturbazioni con velocità di fase verso ovest possono essere assorbite a quote inferiori mentre quelle dirette verso est penetrano più in alto; durante un regime occidentale avviene il contrario. La distribuzione verticale dell’energia ondulatoria e del flusso di quantità di moto cambia pertanto con la fase dell’oscillazione. Le osservazioni COSMIC della concentrazione dell’energia delle onde di gravità intorno alle linee di shear discendenti e gli studi delle rianalisi moderne costituiscono evidenze dirette di questa selezione dinamica.
Questo filtraggio selettivo è precisamente ciò che collega la presente sezione al meccanismo discusso nella Figura 7. Lo schema di Plumb utilizza soltanto due onde opposte per illustrare il principio, mentre la stratosfera reale contiene migliaia di componenti caratterizzate da differenti velocità di fase. Si può quindi immaginare il vento della QBO come un filtro dinamico in continua evoluzione che modifica selettivamente un vasto spettro ondulatorio. Ogni livello assorbe determinate componenti e lascia passare le altre; lo spettro che raggiunge la stratosfera superiore dipende quindi dall’intera storia del vento sottostante. Quando il regime cambia, cambia anche il filtro e, di conseguenza, cambia la distribuzione verticale del forcing.
Il quadro che emerge dalla ricerca moderna è dunque più complesso di quello disponibile all’epoca dei primi modelli, ma ne conferma pienamente il principio essenziale. Le grandi onde Kelvin e Rossby-gravità forniscono una componente chiaramente identificabile della dinamica; le onde inerzio-gravità occupano un ruolo di primo piano alle scale intermedie; le onde di gravità a piccola scala contribuiscono in maniera sostanziale sia alle accelerazioni verso est sia soprattutto a quelle verso ovest; le onde di Rossby extratropicali possono raggiungere determinate regioni della QBO e contribuire alla sua irregolarità. Nessuna singola classe di onde può quindi essere considerata universalmente dominante in tutte le quote e in tutte le fasi dell’oscillazione.
L’importanza relativa delle diverse componenti cambia infatti con la quota. Nella bassa stratosfera, le onde devono innanzitutto essere in grado di attraversare la tropopausa e sopravvivere allo smorzamento. Nella media stratosfera il filtraggio selettivo da parte dello shear della QBO diventa progressivamente più importante. Ai livelli superiori possono entrare in gioco maggiormente anche onde provenienti dalle regioni extratropicali. Questa stratificazione verticale del forcing contribuisce alla complessa forma dei regimi della QBO e alle differenze fra la discesa delle fasi orientali e occidentali.
Anche il ruolo della Brewer–Dobson Circulation deve essere considerato. L’aria nella stratosfera tropicale è mediamente sottoposta a risalita, mentre il forcing delle onde deve produrre la caratteristica propagazione discendente delle zone di shear della QBO. Una parte della quantità di moto depositata dalle onde viene quindi utilizzata per contrastare gli effetti dinamici di questa risalita. Dunkerton mostrò che il flusso ondulatorio necessario per una QBO realistica è sensibile all’intensità dell’upwelling: maggiore è la risalita tropicale, maggiore deve essere il forcing delle onde per mantenere la discesa osservata. Ciò rende impossibile determinare il contributo necessario delle diverse onde senza considerare simultaneamente la circolazione meridionale media.
Le ricerche contemporanee hanno infine mostrato che le proprietà delle onde di gravità variano sistematicamente con la fase della QBO. Analisi recenti di ERA5 hanno studiato esplicitamente le caratteristiche delle onde in fasi opposte dell’oscillazione, confermando che il vento medio condiziona distribuzione, propagazione e ampiezza delle perturbazioni. Questo rafforza ulteriormente l’idea che non abbia senso considerare un forcing ondulatorio fisso e indipendente dal flusso atmosferico: la popolazione di onde osservata a una determinata quota è il prodotto dell’interazione continua fra sorgenti sottostanti e stato della QBO.
Nel complesso, la bassa stratosfera tropicale deve essere quindi interpretata come un ambiente di selezione, trasformazione e deposizione della quantità di moto proveniente da un enorme spettro di onde. La convezione e altri processi troposferici generano perturbazioni che coprono scale da migliaia a poche decine di chilometri e periodi da molti giorni a poche ore. Soltanto una parte di esse riesce a raggiungere la stratosfera; fra quelle che vi penetrano, alcune vengono rapidamente smorzate, altre incontrano zone critiche associate al vento della QBO e altre ancora attraversano quasi indisturbate l’intera regione. La quota di deposito della quantità di moto dipende quindi dalla velocità di fase, dalla velocità verticale di gruppo, dallo shear del vento e dai processi dissipativi.
Il significato scientifico più profondo di questa sezione consiste proprio nel superare l’immagine della QBO come fenomeno alimentato da una singola classe di perturbazioni. La QBO è invece il prodotto macroscopico dell’integrazione di uno spettro ondulatorio estremamente ampio. Le onde di grande scala rendono più evidente la relazione fra dinamica equatoriale e oscillazione, ma le perturbazioni intermedie e mesoscalari risultano indispensabili per chiudere il bilancio della quantità di moto. Le osservazioni degli ultimi decenni, le occultazioni radio GPS, le rianalisi ad alta risoluzione e le simulazioni globali sempre più dettagliate hanno sostanzialmente confermato l’ipotesi formulata da Dunkerton nel 1997: una QBO realistica richiede il contributo combinato di molteplici classi di onde.
La difficoltà residua non consiste quindi nello stabilire se le onde di piccola e media scala siano importanti, ma nel determinarne con precisione il contributo quantitativo. Sebbene ERA5 e i modelli ad alta risoluzione abbiano migliorato enormemente la rappresentazione dello spettro, una parte significativa delle onde di gravità rimane al di sotto delle scale esplicitamente risolte. Inoltre, l’assimilazione dei dati e la diffusione numerica possono influenzare la propagazione delle perturbazioni più piccole. Le osservazioni satellitari forniscono una copertura globale straordinaria ma non sempre consentono di ricostruire direttamente il flusso di quantità di moto. Le radiosonde offrono invece eccellente risoluzione verticale e misure dirette del vento, ma campionano una frazione molto limitata dello spazio e del tempo. La determinazione dello spettro globale del momentum flux rimane pertanto uno dei problemi osservativi fondamentali della dinamica della QBO.
In questa prospettiva, la sezione sulle onde nella bassa stratosfera tropicale costituisce un passaggio essenziale per comprendere l’intera dinamica dell’oscillazione. Il meccanismo teorico descritto nella sezione precedente spiega come una deposizione alternata di quantità di moto possa generare la QBO; l’analisi dello spettro ondulatorio chiarisce invece quali perturbazioni atmosferiche reali forniscono quella quantità di moto. Le onde Kelvin alimentano soprattutto le accelerazioni verso est; le onde miste Rossby-gravità e inerzio-gravità contribuiscono in particolare alla componente verso ovest; le onde di gravità di piccola scala forniscono un contributo decisivo in entrambe le direzioni e possono dominare una parte importante del forcing; le onde planetarie extratropicali possono occasionalmente penetrare verso l’equatore e modificare l’evoluzione del ciclo. La QBO emerge pertanto dall’interazione collettiva di un continuum di onde generate in regioni differenti, con differenti scale e differenti velocità di fase, tutte filtrate da una circolazione zonale che esse stesse contribuiscono continuamente a costruire. È proprio questa reciproca dipendenza fra spettro ondulatorio e vento medio a trasformare la bassa stratosfera tropicale in uno dei laboratori naturali più straordinari per lo studio dell’interazione onde–flusso medio e dell’auto-organizzazione della circolazione atmosferica.
3.2.1–3.2.2. Onde di Kelvin, onde miste Rossby-gravità e onde inerzio-gravità nella dinamica della QBO
La comprensione del ruolo delle onde di Kelvin, delle onde miste Rossby-gravità e delle onde inerzio-gravità rappresenta uno dei passaggi fondamentali nella ricostruzione del meccanismo fisico della Quasi-Biennial Oscillation. Se la teoria dell’interazione onda–flusso medio chiarisce in termini generali come un trasporto verticale di quantità di moto possa produrre l’alternanza e la propagazione discendente dei regimi di vento equatoriale, l’identificazione delle perturbazioni atmosferiche che forniscono effettivamente tale quantità di moto richiede una conoscenza dettagliata dello spettro delle onde tropicali. Da questo punto di vista, le osservazioni radiosondistiche di Yanai e Maruyama negli anni Sessanta e quelle di Wallace e Kousky costituirono una svolta decisiva. Esse dimostrarono che la stratosfera equatoriale non era attraversata da perturbazioni casuali, ma da strutture ondulatorie coerenti, dotate di specifiche relazioni fra vento, temperatura, scala orizzontale, frequenza e simmetria rispetto all’equatore. La successiva teoria di Holton e Lindzen poté così collegare fenomeni osservativi reali alle accelerazioni zonali necessarie per mantenere la QBO, trasformando l’idea astratta dell’interazione onda–flusso medio in una teoria fisicamente ancorata allo spettro atmosferico effettivamente osservato.
La possibilità di identificare queste perturbazioni come specifici modi equatoriali deriva in larga parte dal lavoro teorico di Matsuno, che fornì una classificazione delle soluzioni ondulatorie in prossimità dell’equatore. Le onde equatoriali non vengono riconosciute semplicemente osservando una periodicità nel vento o nella temperatura: la loro identificazione richiede che molte proprietà indipendenti siano coerenti contemporaneamente con la teoria. La direzione di propagazione, la frequenza, il numero d’onda zonale, la distribuzione meridionale dell’ampiezza e le relazioni di fase tra vento zonale, vento meridionale e temperatura devono infatti presentare caratteristiche compatibili con il modo ondulatorio ipotizzato. Questo approccio divenne progressivamente più potente con l’allungamento delle serie radiosondistiche e, successivamente, con l’introduzione delle osservazioni satellitari e dell’analisi spettrale globale. Il lavoro di Wheeler e Kiladis (1999), basato su circa diciotto anni di osservazioni satellitari della radiazione infrarossa uscente, mostrò in maniera particolarmente convincente che diverse componenti della convezione tropicale si organizzano lungo le curve di dispersione previste per onde Kelvin, onde miste Rossby-gravità, onde equatoriali di Rossby e modi inerzio-gravità. Questi risultati consolidarono il concetto di onde equatoriali convettivamente accoppiate, mostrando che la convezione tropicale e la dinamica ondulatoria costituiscono aspetti strettamente interconnessi dello stesso sistema.
Le onde di Kelvin occupano una posizione particolarmente importante nella dinamica della QBO. Si tratta di perturbazioni fortemente concentrate intorno all’equatore, prive nella formulazione ideale di una significativa componente meridionale del vento e caratterizzate da propagazione zonale verso est. Le loro anomalie di vento e temperatura possono essere individuate con relativa facilità nelle lunghe serie equatoriali proprio perché possiedono scale temporali e spaziali relativamente grandi. Quando queste onde si propagano verticalmente dalla troposfera verso la stratosfera trasportano quantità di moto diretta verso est. La dissipazione o l’assorbimento dell’onda determina quindi un’accelerazione del flusso zonale medio nella stessa direzione. Questo processo rappresenta uno dei meccanismi principali attraverso cui vengono costruiti e mantenuti i regimi occidentali della QBO.
L’attività osservata delle onde Kelvin varia sistematicamente con la fase della QBO. Le perturbazioni risultano particolarmente evidenti nelle regioni caratterizzate da shear occidentale discendente, una proprietà coerente con il filtraggio selettivo operato dal vento medio. La QBO modifica infatti la velocità intrinseca con cui un’onda percepisce il flusso atmosferico circostante e, di conseguenza, la sua struttura verticale, la capacità di propagarsi e la probabilità di essere dissipata. È quindi importante evitare una descrizione nella quale le onde agiscono sulla QBO mentre la QBO rimane un semplice destinatario passivo: il rapporto è bidirezionale. Le onde modificano il vento attraverso la deposizione di quantità di moto, ma il vento determina a sua volta quali onde raggiungeranno una determinata quota. È proprio questa retroazione a produrre gran parte della struttura temporale osservata nell’attività delle onde Kelvin.
Le onde miste Rossby-gravità possiedono caratteristiche differenti. Esse mostrano una struttura antisimmetrica rispetto all’equatore e una componente meridionale molto più pronunciata. Nella teoria classica rappresentano un altro importante modo naturale della guida d’onda equatoriale e furono tra le prime perturbazioni stratosferiche chiaramente riconosciute nei dati radiosondistici. Il loro ruolo storico nella teoria della QBO fu notevole perché fornivano una naturale sorgente di trasporto di quantità di moto verso ovest da contrapporre al contributo verso est delle onde Kelvin. Il quadro iniziale suggeriva quindi una sorta di coppia dinamica: Kelvin per l’accelerazione occidentale e Rossby-gravità per quella orientale. Questa descrizione si rivelò estremamente utile dal punto di vista teorico, ma progressivamente insufficiente dal punto di vista quantitativo.
Un risultato essenziale emerso dagli studi di modellistica degli anni Ottanta e Novanta fu infatti che la quantità di moto associata alle grandi onde Kelvin e Rossby-gravità osservate non era sufficiente per mantenere una QBO realistica. Dunkerton (1997) mostrò che, quando nei modelli viene inclusa una risalita tropicale coerente con la Brewer–Dobson Circulation, il flusso totale di quantità di moto necessario per sostenere il ciclo deve essere approssimativamente da due a quattro volte superiore a quello fornito dalle sole grandi onde equatoriali di lungo periodo. La ragione è fisicamente importante: le zone di shear della QBO si propagano apparentemente verso il basso mentre l’aria della stratosfera tropicale è mediamente soggetta a risalita. Il forcing ondulatorio deve quindi non soltanto accelerare il vento, ma anche contrastare la tendenza della circolazione residua a trasportare la struttura dinamica verso l’alto.
Questa constatazione trasformò profondamente la ricerca sulla QBO, perché spostò l’attenzione verso le onde a periodi più brevi e scale più piccole. Le onde inerzio-gravità divennero così una componente centrale del problema. A differenza delle onde Kelvin, esse possono propagarsi sia verso est sia verso ovest e possono occupare un ampio intervallo di scale orizzontali. Nella bassa stratosfera tropicale sono state frequentemente osservate con periodi dell’ordine di uno-tre giorni e lunghezze d’onda verticali di pochi chilometri. L’elevata frequenza rispetto alle grandi onde equatoriali non implica un ruolo dinamico minore; al contrario, uno dei risultati più importanti delle campagne osservative fu la scoperta che queste perturbazioni potevano trasportare quantità di moto comparabile o persino superiore a quella delle onde planetarie più facilmente visibili nei campi di temperatura.
Le osservazioni effettuate durante la campagna GATE da Cadet e Teitelbaum fornirono una delle prime evidenze convincenti. In condizioni di shear orientale della QBO venne identificata una perturbazione con caratteristiche inerzio-gravità, periodo dell’ordine di 30–40 ore e lunghezza d’onda verticale prossima a 1,5 km, con propagazione zonale verso ovest. Questo comportamento risultava coerente con il concetto di filtraggio selettivo: in una determinata configurazione dello shear, alcune componenti ondulatorie assumono piccole velocità intrinseche, corte lunghezze d’onda verticali e grandi ampiezze osservabili, mentre altre componenti vengono assorbite più in basso oppure presentano strutture verticali tanto estese da essere difficili da identificare con le osservazioni disponibili.
Gli esperimenti radiosondistici condotti da Tsuda e collaboratori in Indonesia fornirono successivamente una documentazione ancora più dettagliata. Durante una fase di shear occidentale della QBO, le osservazioni ad alta risoluzione di Watukosek mostrarono perturbazioni con periodo prossimo a due giorni e lunghezza d’onda verticale di circa tre chilometri. Nei diagrammi tempo-quota la fase appariva propagarsi verso il basso, un segnale che, per un’onda che trasporta energia verso l’alto in una atmosfera stratificata, è coerente con la propagazione verticale delle onde di gravità. L’analisi delle perturbazioni di vento e temperatura indicava una propagazione prevalente verso est e verso l’alto. Campagne successive nell’Indonesia occidentale osservarono strutture analoghe durante altre configurazioni di shear occidentale, confermando che non si trattava di un episodio isolato.
Queste osservazioni sono particolarmente istruttive perché mostrano come la fase della QBO possa determinare quali onde risultino maggiormente visibili. In una zona di shear occidentale vengono spesso osservate con particolare chiarezza onde che si propagano verso est; nello shear orientale prevalgono invece, nelle sezioni di vento e temperatura, perturbazioni che si propagano verso ovest. Questa selezione osservativa non significa necessariamente che le onde della direzione opposta siano assenti. Sato e Dunkerton (1997) mostrarono infatti che flussi di quantità di moto verso est e verso ovest possono essere contemporaneamente molto grandi e quasi compensarsi. Ciò che appare dominante nell’ampiezza della temperatura o del vento non corrisponde necessariamente alla componente dominante del trasporto totale di quantità di moto.
Questo risultato ha un’importanza metodologica considerevole. Lo spettro del vento o della temperatura misura quanto fortemente una determinata perturbazione appare in una variabile osservata, ma il forcing della QBO dipende dal flusso verticale della quantità di moto. Due onde possono possedere flussi dinamicamente importanti pur avendo ampiezze termiche molto diverse. Per questa ragione le onde di lungo periodo, facilmente riconoscibili nei diagrammi tradizionali, possono dominare visivamente uno spettro senza necessariamente dominare il bilancio della quantità di moto.
Le analisi decennali delle radiosonde di Singapore fornirono una delle prove più importanti di questo comportamento. Sato, Maruyama e collaboratori mostrarono che, oltre ai massimi associati alle onde Kelvin con periodi intorno a una decina di giorni e alle onde miste Rossby-gravità a periodi intermedi, esisteva una notevole quantità di energia nelle perturbazioni con periodi inferiori a due-tre giorni. Inoltre, l’attività di queste onde era sincronizzata con il ciclo della QBO. La relazione fra temperatura e vento zonale cambiava sistematicamente con il segno dello shear, indicando che la struttura ondulatoria veniva modificata dalla circolazione media.
Sato e Dunkerton (1997) compirono un ulteriore passo utilizzando metodi diretti e indiretti per stimare i flussi di quantità di moto. Per le onde Kelvin di periodo relativamente lungo, le due tecniche fornivano risultati sostanzialmente coerenti. Per le perturbazioni comprese nell’intervallo di uno-tre giorni, invece, la stima della quantità totale di moto trasportata nelle due direzioni risultava molto maggiore del flusso netto. Nello shear occidentale, la stima indiretta poteva raggiungere valori di un ordine di grandezza superiori alla componente netta direttamente osservata. Una discrepanza analoga, anche se meno intensa, era presente nello shear orientale. Gli autori interpretarono il risultato come prova di una forte cancellazione fra onde che trasportavano quantità di moto verso est e onde che la trasportavano verso ovest.
Questa cancellazione aiuta a comprendere perché la quantità di moto delle onde a frequenza intermedia fosse stata inizialmente sottovalutata. Se si misura soltanto il flusso netto, due componenti intense ma opposte possono produrre un valore molto piccolo. Dinamicamente, però, entrambe sono presenti e possono diventare determinanti non appena il vento medio filtra selettivamente una delle due. La QBO dispone quindi di una sorta di riserva ondulatoria molto più ampia di quanto suggerisca il solo forcing netto istantaneo: il cambiamento dello shear modifica il bilanciamento fra componenti opposte e permette al sistema di estrarre alternativamente quantità di moto verso est e verso ovest dallo spettro disponibile.
La teoria sviluppata da Dunkerton a metà degli anni Novanta fornì una spiegazione importante anche per la correlazione osservata fra temperatura e vento nelle onde inerzio-gravità. In un ambiente caratterizzato da shear verticale, le relazioni di fase delle perturbazioni non coincidono necessariamente con quelle previste dalla teoria classica delle onde in un flusso uniforme. Lo shear modifica la polarizzazione delle onde e crea quindi covarianze sistematiche fra temperatura e vento che dipendono dal segno della variazione verticale del flusso medio. Le osservazioni di Singapore risultavano qualitativamente coerenti con questa interpretazione. Il risultato ha un valore concettuale rilevante perché dimostra ancora una volta che non è possibile separare rigidamente le proprietà delle onde da quelle della QBO: lo shear dell’oscillazione modifica perfino le relazioni interne fra le variabili ondulatorie.
La convezione tropicale costituisce la sorgente principale di gran parte di queste perturbazioni. I sistemi convettivi profondi generano accelerazioni verticali, riscaldamenti latenti e distribuzioni temporali irregolari del riscaldamento che eccitano uno spettro molto ampio di onde. Alcune possono organizzarsi insieme alla convezione stessa, dando origine a modi coerenti su grandi scale; altre vengono prodotte più direttamente da impulsi convettivi relativamente localizzati. Il lavoro di Wheeler e Kiladis mostrò che una parte considerevole della variabilità convettiva tropicale è effettivamente organizzata secondo modi dinamici equatoriali, tra cui Kelvin, mixed Rossby-gravity e diverse famiglie inerzio-gravità. La successiva revisione di Kiladis et al. ha consolidato il concetto secondo il quale convezione e onde equatoriali non devono essere considerate sistemi separati, perché su molte scale interagiscono reciprocamente e si sostengono dinamicamente.
La distribuzione geografica della convezione introduce tuttavia una forte eterogeneità longitudinale nelle sorgenti delle onde. L’Africa equatoriale, il Sud America tropicale, l’Oceano Indiano e soprattutto il Maritime Continent e il Pacifico occidentale rappresentano importanti regioni di generazione. Bergman e Salby mostrarono già negli anni Novanta, utilizzando informazioni satellitari sulla distribuzione della convezione, che le onde a periodo inferiore a circa due giorni potevano contribuire in misura molto rilevante al flusso verticale associato alle perturbazioni tropicali. La loro analisi suggeriva inoltre che una grande frazione delle onde generate possedeva velocità di fase comprese nell’intervallo dei venti della QBO, caratteristica particolarmente favorevole all’assorbimento e alla deposizione della quantità di moto nella stratosfera equatoriale.
Questo ultimo punto è essenziale. Non tutte le onde generate nella troposfera sono utili alla QBO. Se una perturbazione possiede una velocità di fase molto al di fuori dell’intervallo raggiunto dai venti stratosferici, può attraversare la regione dell’oscillazione senza essere fortemente assorbita. Per contribuire efficacemente al forcing, invece, una componente deve essere rallentata, dissipata o incontrare condizioni prossime a un livello critico all’interno della stratosfera interessata dalla QBO. Di conseguenza, la distribuzione delle velocità di fase è importante almeno quanto la quantità complessiva di energia ondulatoria generata dalla convezione.
Le osservazioni satellitari hanno progressivamente ampliato la possibilità di analizzare questi processi. Gli strumenti tradizionali avevano grandi difficoltà nel rilevare onde caratterizzate da piccole lunghezze d’onda verticali, perché la media su strati atmosferici relativamente profondi ne riduceva l’ampiezza apparente. L’introduzione delle occultazioni radio GPS ha rappresentato un progresso significativo. Alexander et al. (2008), utilizzando i profili COSMIC, mostrarono su scala quasi globale una maggiore energia potenziale delle onde di gravità in corrispondenza di particolari zone di shear della QBO, fornendo una prova osservativa diretta dell’interazione fra onde generate convettivamente e vento medio. Lo stesso studio identificò inoltre strutture Kelvin e mixed Rossby-gravity mediante analisi numero d’onda–frequenza, mostrando come le moderne osservazioni satellitari potessero unire il vantaggio della copertura globale alla capacità di esaminare la struttura verticale della bassa stratosfera.
Le moderne rianalisi hanno ulteriormente modificato il quadro quantitativo. ERA5 possiede una risoluzione sufficientemente elevata da rappresentare una porzione dello spettro ondulatorio molto più ampia rispetto alle precedenti generazioni. Pahlavan et al. (2021) hanno utilizzato questa caratteristica per separare il forcing prodotto dalle diverse famiglie di onde. I risultati confermano molti degli elementi anticipati dagli studi degli anni Novanta, ma ne precisano il peso relativo: le accelerazioni verso est prodotte dalle onde risolte derivano principalmente dalle onde Kelvin e dalle onde di gravità di piccola scala con lunghezze d’onda zonali inferiori a circa 2000 km; le accelerazioni verso ovest sono invece dominate soprattutto dalle onde di gravità di piccola scala, con contributi secondari delle onde inerzio-gravità e delle onde miste Rossby-gravità.
Lo stesso studio mostra inoltre che le onde di Rossby provenienti dalle regioni extratropicali possono propagarsi verso l’alto e verso l’equatore, producendo accelerazioni verso ovest nella stratosfera tropicale. Questo risultato amplia il quadro classico secondo il quale la QBO sarebbe alimentata esclusivamente dalle onde generate nei tropici. La regione inferiore dell’oscillazione rimane relativamente protetta dall’intrusione delle grandi onde planetarie extratropicali e il forcing tropicale continua a essere dominante, ma ai livelli superiori e in condizioni particolari il contributo proveniente dall’esterno della fascia tropicale può diventare significativo. Pahlavan et al. suggeriscono che tali onde possano contribuire anche ad alcune irregolarità del ciclo QBO.
Questa osservazione assume particolare interesse alla luce delle interruzioni anomale della QBO osservate dal 2016. Per molti decenni l’oscillazione era stata considerata straordinariamente regolare, tanto da essere uno dei segnali atmosferici a più elevata prevedibilità oltre il ciclo stagionale. Gli episodi recenti hanno invece evidenziato che, in particolari configurazioni dinamiche, flussi di quantità di moto anomali possono interrompere temporaneamente la normale propagazione discendente dei regimi. La moderna revisione di Anstey et al. (2022) sottolinea che l’incertezza relativa alle onde che sostengono la QBO, soprattutto alle onde di gravità di piccola scala eccitate dalla convezione profonda, rimane una delle principali limitazioni nella simulazione dell’oscillazione e nella comprensione dei suoi episodi anomali.
Le analisi di ERA5 mostrano inoltre che circa metà del forcing necessario alla discesa sia delle fasi occidentali sia di quelle orientali può essere attribuita alle onde esplicitamente risolte dalla rianalisi. Durante la discesa delle zone di shear occidentale, le onde planetarie forniscono una parte rilevante dell’accelerazione risolta e le onde di gravità di scala minore completano una quota sostanziale del forcing; durante la discesa delle zone di shear orientale, invece, le onde di gravità a piccola scala assumono un ruolo particolarmente dominante. La restante parte del bilancio è associata a processi non pienamente risolti e alle parametrizzazioni, dimostrando che il problema delle piccole scale rimane tutt’altro che chiuso.
Tali risultati ridimensionano quindi l’idea storica che le onde Kelvin e Rossby-gravità rappresentino da sole i due “motori” opposti della QBO, ma non ne diminuiscono l’importanza fisica. Le onde Kelvin rimangono una sorgente fondamentale delle accelerazioni verso est e costituiscono uno dei modi più chiaramente osservabili dell’interazione fra convezione e stratosfera. Le onde miste Rossby-gravità partecipano alle accelerazioni verso ovest e forniscono informazioni preziose sulla struttura della guida d’onda equatoriale. Le onde inerzio-gravità occupano invece una vasta porzione dello spettro a frequenze intermedie e possono trasportare flussi molto grandi in entrambe le direzioni, mentre le onde di gravità ancora più piccole forniscono una quota decisiva del bilancio totale.
Questa visione multiscala è particolarmente importante per la modellistica climatica. Un modello può simulare direttamente le grandi onde planetarie ma non riuscire a rappresentare le perturbazioni con lunghezze d’onda inferiori alla propria risoluzione effettiva. Queste ultime devono essere introdotte tramite parametrizzazioni delle onde di gravità. Il risultato della QBO simulata dipende quindi dalla scelta dello spettro di velocità di fase, dall’intensità del flusso di quantità di moto, dalla distribuzione geografica delle sorgenti e dai criteri utilizzati per descrivere saturazione e dissipazione. La sensibilità del ciclo a questi parametri spiega perché, storicamente, numerosi modelli climatici abbiano avuto difficoltà a produrre spontaneamente una QBO realistica e perché persistano ancora errori, soprattutto nella stratosfera tropicale più bassa. Anstey et al. evidenziano che l’incertezza nella rappresentazione delle piccole onde generate dalla convezione costituisce ancora oggi uno dei maggiori ostacoli per una simulazione accurata della QBO.
Dal punto di vista osservativo, rimane inoltre una difficoltà fondamentale di campionamento. Le radiosonde forniscono misure di vento e temperatura con eccellente risoluzione verticale, ma rappresentano soltanto una piccola porzione dell’immensa fascia tropicale. Una rete di stazioni, anche molto affidabile, non può descrivere completamente perturbazioni che cambiano rapidamente nello spazio e nel tempo. Il campionamento una o due volte al giorno introduce inoltre il rischio di aliasing per onde con periodi molto brevi, facendo apparire perturbazioni ad alta frequenza come segnali più lenti. Proprio Sato e Dunkerton sottolinearono che, se una parte della variabilità attribuita alle onde di uno-tre giorni fosse in realtà prodotta da oscillazioni con periodo inferiore a un giorno, il flusso di quantità di moto effettivo potrebbe essere sensibilmente maggiore delle loro stime.
Le osservazioni satellitari risolvono in gran parte il problema della copertura orizzontale ma introducono altre limitazioni. Molti sensori misurano principalmente temperatura o concentrazione di traccianti e non le componenti complete del vento necessarie a ricostruire direttamente il momentum flux. Inoltre, la risoluzione verticale finita può attenuare fortemente il segnale delle onde con lunghezza d’onda verticale breve. Per questo motivo una ricostruzione realmente completa dello spettro QBO richiede l’integrazione di radiosonde, satelliti, occultazioni radio, radar, rianalisi e modelli numerici ad alta risoluzione. Nessuna singola tecnica osservativa è sufficiente.
La relazione fra ciò che viene osservato e ciò che effettivamente forza il flusso medio richiede inoltre cautela. Durante uno shear occidentale, per esempio, un’onda diretta verso est può avvicinarsi alla velocità del vento di fondo, sviluppare una piccola velocità intrinseca e una lunghezza d’onda verticale relativamente corta. Le perturbazioni di vento e temperatura possono allora diventare molto evidenti nelle radiosonde. Un’onda diretta nella direzione opposta può contemporaneamente trasportare una quantità di moto comparabile, ma possedere una lunghezza d’onda verticale maggiore e perturbazioni locali più piccole, risultando quindi molto meno evidente. La selezione osservativa non deve essere confusa con una selezione del flusso dinamico.
È proprio in questo senso che i risultati di Sato e Dunkerton rappresentarono un passaggio concettuale cruciale. Il piccolo momentum flux netto misurato in determinate condizioni non significava necessariamente che l’attività ondulatoria fosse debole. Poteva invece derivare dalla quasi compensazione di due grandi flussi opposti. Quando il profilo del vento della QBO cambiava, la capacità delle due componenti di propagarsi e dissiparsi cambiava anch’essa, rompendo la compensazione e generando una forte accelerazione del flusso medio. Il sistema dispone dunque di un ampio spettro bidirezionale sul quale il vento agisce come filtro dinamico.
Questo quadro permette di collegare direttamente le osservazioni delle onde alla teoria illustrata nella precedente Figura 7. Nel modello ideale di Plumb, due sole onde con propagazione opposta sono sufficienti a generare l’oscillazione. Nell’atmosfera reale, quella coppia deve essere sostituita con uno spettro quasi continuo di perturbazioni. Il meccanismo fisico rimane tuttavia lo stesso: il vento filtra alcune velocità di fase, altre attraversano la regione, alcune vengono assorbite e trasferiscono quantità di moto; il vento così accelerato modifica successivamente il filtro. Il ciclo della QBO emerge dall’interazione collettiva fra migliaia di componenti ondulatorie piuttosto che dall’azione di due onde isolate.
In questa prospettiva, anche il concetto di onda dominante assume un significato relativo. Le onde Kelvin possono dominare determinati intervalli temporali o determinate fasi dello shear; le onde inerzio-gravità possono essere essenziali in altri livelli; le piccole onde di gravità possono fornire gran parte delle accelerazioni orientali o contribuire in misura fondamentale a quelle occidentali; le onde di Rossby extratropicali possono diventare importanti durante episodi particolari. La distribuzione del forcing cambia con la quota, con la fase della QBO, con la stagione e probabilmente anche con la distribuzione geografica della convezione.
Le ricerche più recenti hanno quindi confermato e contemporaneamente ampliato il messaggio centrale degli studi degli anni Novanta. Pahlavan et al. mostrano che la maggiore risoluzione di ERA5 consente di vedere un forcing ondulatorio molto più intenso rispetto alle precedenti rianalisi, pur lasciando non risolta una parte sostanziale del bilancio. Questo significa che migliorare la risoluzione del modello non aggiunge semplicemente dettagli alla QBO: modifica la nostra stima dei processi fisici che la sostengono. Una QBO apparentemente corretta nel vento medio può nascondere compensazioni errate fra onde risolte, parametrizzazioni e assimilazione dei dati. La validazione di un modello deve pertanto considerare non soltanto periodo e ampiezza dell’oscillazione, ma anche il suo bilancio di quantità di moto.
Nel complesso, le onde Kelvin, le onde miste Rossby-gravità e le onde inerzio-gravità costituiscono componenti complementari di un sistema dinamico molto più ampio. Le prime grandi osservazioni permisero di associare l’alternanza del vento equatoriale a specifiche perturbazioni atmosferiche; le campagne radiosondistiche ad alta frequenza rivelarono successivamente che le onde di periodo breve potevano possedere flussi di quantità di moto molto grandi; le analisi spettrali mostrarono che convezione e modi equatoriali sono strettamente accoppiati; le osservazioni satellitari dimostrarono l’estensione globale dell’interazione onda–flusso medio; le rianalisi moderne hanno infine consentito di quantificare il contributo relativo di una porzione molto più ampia dello spettro. Il quadro attuale considera quindi la QBO come il prodotto dell’azione integrata di onde planetarie, sinottiche, inerzio-gravità e di gravità mesoscalari, tutte sottoposte al filtraggio selettivo esercitato dal vento stratosferico.
Il significato più profondo di questa dinamica è che il comportamento quasi regolare della QBO nasce da una popolazione di perturbazioni assai eterogenea. Le singole onde hanno periodi di ore o giorni, sorgenti convettive variabili, scale che spaziano da dimensioni planetarie a poche centinaia di chilometri e direzioni di propagazione opposte. Eppure il loro trasferimento collettivo di quantità di moto, filtrato dalla circolazione esistente, produce regimi zonali estesi all’intero equatore e persistenti per molti mesi. La QBO costituisce dunque uno straordinario esempio di auto-organizzazione atmosferica: la convezione genera le onde, le onde attraversano la tropopausa e trasportano quantità di moto, il vento stratosferico ne seleziona la propagazione, la loro dissipazione modifica il vento e il nuovo vento ridefinisce continuamente quali componenti dello spettro potranno raggiungere i livelli successivi. Le moderne osservazioni e simulazioni hanno reso questo quadro molto più complesso rispetto alla teoria classica, ma ne hanno anche rafforzato il principio essenziale. Come evidenziato dalla recente sintesi di Anstey et al., comprendere quantitativamente l’intero spettro delle onde, e soprattutto il contributo delle piccole onde di gravità generate dalla convezione profonda, rimane uno degli obiettivi centrali della ricerca sulla QBO e uno dei requisiti fondamentali per migliorarne simulazione, previsione e rappresentazione nei modelli climatici.
Figura 8 – Propagazione delle onde inerzio-gravità nella bassa stratosfera tropicale durante una fase occidentale della QBO
La Figura 8 costituisce una delle evidenze osservative più significative della presenza e della propagazione delle onde inerzio-gravità nella bassa stratosfera tropicale e mostra, in maniera particolarmente efficace, come perturbazioni atmosferiche con periodi inferiori a pochi giorni possano attraversare la tropopausa e raggiungere i livelli nei quali interagiscono direttamente con la Quasi-Biennial Oscillation. I dati provengono dalla campagna radiosondistica condotta a Watukosek, nell’isola di Giava in Indonesia, tra il 27 febbraio e il 22 marzo 1990. Durante questa campagna vennero effettuati lanci di radiosonde con una frequenza di circa sei ore e con elevata risoluzione verticale, fornendo una delle prime descrizioni dettagliate della struttura tempo-quota delle onde di gravità nella regione equatoriale. Tsuda et al. identificarono nella bassa stratosfera onde con lunghezze d’onda verticali dell’ordine di alcuni chilometri e periodi prossimi a due-tre giorni, dimostrando che la componente ad alta frequenza dello spettro ondulatorio tropicale poteva raggiungere ampiezze dinamicamente rilevanti.
Il pannello superiore della figura rappresenta la componente meridionale del vento, mentre quello inferiore mostra le perturbazioni di temperatura. In entrambi i casi sono state isolate le oscillazioni con periodi inferiori a quattro giorni, eliminando quindi gran parte della variabilità più lenta e rendendo più evidente la struttura delle onde inerzio-gravità. La caratteristica più importante è rappresentata dalle fasce inclinate che attraversano la stratosfera inferiore, soprattutto al di sopra di circa 16 km. Queste strutture mostrano una chiara propagazione della fase verso il basso nel tempo. Nella dinamica delle onde di gravità atmosferiche, una propagazione discendente della fase verticale è generalmente compatibile con un trasporto dell’energia verso l’alto. Pertanto, ciò che apparentemente “scende” nel diagramma non è l’energia dell’onda né la massa d’aria, bensì la fase della perturbazione, mentre l’energia e la quantità di moto vengono trasportate dalla troposfera verso livelli stratosferici superiori.
Questa distinzione è fondamentale per interpretare correttamente la figura. Le onde interne di gravità sono perturbazioni che si propagano in un fluido stabilmente stratificato e nelle quali la forza di galleggiamento svolge il ruolo di meccanismo di richiamo. Nella troposfera superiore e nella stratosfera, la forte stabilità statica permette a queste onde di propagarsi per grandi distanze verticali. Fritts e Alexander hanno evidenziato come le onde di gravità costituiscano uno dei principali meccanismi attraverso i quali energia e quantità di moto vengono trasferite dalla bassa atmosfera verso la media atmosfera, modificando la circolazione media quando le onde vengono dissipate, saturano o rompono. La loro importanza cresce con la quota perché la diminuzione della densità atmosferica favorisce un aumento dell’ampiezza delle perturbazioni, fino a rendere possibile una significativa interazione con il flusso medio.
Nella Figura 8, la struttura verticale delle perturbazioni è particolarmente coerente nella bassa stratosfera. Tsuda et al. stimarono una lunghezza d’onda verticale di circa 3 km e un periodo vicino a due giorni, valori pienamente compatibili con onde inerzio-gravità tropicali di scala intermedia. Anche lavori successivi hanno ricordato che le osservazioni di Watukosek documentarono onde con lunghezze verticali di circa 2–3 km e periodi prossimi a due giorni. La presenza della stessa organizzazione sia nella componente meridionale del vento sia nella temperatura costituisce un ulteriore elemento a favore dell’interpretazione ondulatoria, poiché nelle onde di gravità le perturbazioni dinamiche e termiche non sono indipendenti, ma sono legate da precise relazioni di fase e di polarizzazione.
Le ampiezze osservate sono tutt’altro che trascurabili. Nel periodo analizzato le perturbazioni del vento orizzontale raggiungevano valori dell’ordine di alcuni metri al secondo, mentre le anomalie termiche potevano avvicinarsi a un paio di kelvin. Questo risultato fu importante perché mostrò che le onde a periodo breve non rappresentavano semplicemente rumore sovrapposto ai grandi modi equatoriali, ma potevano possedere ampiezze confrontabili con quelle delle onde Kelvin e Rossby-gravità in determinati intervalli di quota e frequenza. La revisione di Baldwin et al. sottolinea proprio che le ampiezze spettrali delle onde con periodi inferiori a due-tre giorni possono essere grandi quanto quelle dei modi equatoriali di periodo più lungo, rendendo necessario includerle nel bilancio dinamico della QBO.
La campagna di Watukosek fu particolarmente importante anche per la fase della QBO in cui venne effettuata. Nel febbraio-marzo 1990 la stratosfera equatoriale era caratterizzata da una fase di shear occidentale. L’analisi odografica condotta da Tsuda et al. indicò che una parte rilevante dell’attività ondulatoria osservata si propagava verso est e verso l’alto nella bassa stratosfera. Questo comportamento è coerente con il filtraggio esercitato dal vento medio della QBO. Lo shear modifica infatti la velocità intrinseca delle onde rispetto al flusso di fondo e, di conseguenza, la loro lunghezza d’onda verticale, la loro ampiezza e la quota alla quale esse vengono assorbite. Le onde che si propagano in una direzione favorevole rispetto allo shear possono diventare particolarmente evidenti nelle osservazioni, mentre quelle di segno opposto possono essere state filtrate più in basso o presentare strutture verticali molto meno facilmente rilevabili.
Questo punto è essenziale perché impedisce di interpretare la Figura 8 come prova dell’esistenza esclusiva di onde orientate verso est durante lo shear occidentale. Gli studi successivi di Sato e Dunkerton hanno dimostrato che onde con flussi di quantità di moto diretti verso est e verso ovest possono coesistere nella stessa regione e che la loro quasi compensazione può produrre un flusso netto molto più piccolo del trasporto totale. Analizzando osservazioni radiosondistiche di Singapore, Sato e Dunkerton svilupparono un metodo per separare indirettamente i contributi positivi e negativi e mostrarono che le onde con periodi di uno-tre giorni potevano trasportare quantità di moto considerevoli anche quando il flusso netto appariva modesto. Questo risultato rafforza enormemente il significato della Figura 8: le onde più visibili nelle perturbazioni del vento e della temperatura non rappresentano necessariamente l’intero spettro dinamicamente attivo.
La ragione di questa selezione osservativa è legata alla velocità intrinseca e alla lunghezza d’onda verticale. Quando una determinata onda possiede una velocità di fase prossima a quella del vento di fondo, la sua velocità intrinseca diminuisce e anche la lunghezza d’onda verticale tende a ridursi. L’onda può allora produrre perturbazioni di vento e temperatura relativamente grandi e diventare molto evidente nelle radiosonde. Al contrario, un’onda che si propaga nella direzione opposta può possedere una velocità intrinseca maggiore, una lunghezza d’onda verticale più lunga e ampiezze locali più piccole, risultando molto meno appariscente pur trasportando un flusso significativo di quantità di moto. Fritts e Alexander descrivono precisamente questo comportamento nella teoria delle onde di gravità, evidenziando come la struttura verticale dipenda fortemente dal vento di fondo e come l’avvicinamento a condizioni critiche riduca la scala verticale e favorisca l’interazione con il flusso medio.
Il filtraggio dinamico esercitato dalla QBO costituisce quindi il collegamento fondamentale tra la Figura 8 e il meccanismo generale dell’oscillazione. Le onde vengono generate prevalentemente nella troposfera, ma non tutte riescono a raggiungere la stessa quota. Il profilo del vento zonale seleziona continuamente quali componenti dello spettro possono propagarsi verso l’alto e quali vengono dissipate o assorbite. Quando un’onda perde quantità di moto, essa accelera il flusso medio nella propria direzione di propagazione. Il vento così modificato cambia nuovamente le condizioni di propagazione delle onde successive. Si realizza quindi la stessa retroazione onda–flusso medio illustrata nello schema di Plumb: il vento controlla le onde e le onde, attraverso la deposizione di quantità di moto, controllano il vento.
La Figura 8 offre anche una dimostrazione indiretta del ruolo della convezione tropicale come sorgente di onde di gravità. Watukosek si trova nella regione del Maritime Continent, uno dei principali centri mondiali di convezione profonda. I sistemi convettivi producono intensi e rapidi movimenti verticali e anomalie di riscaldamento latente che disturbano la stratificazione atmosferica e generano un ampio spettro di onde. Alcune hanno scale molto piccole e vengono dissipate quasi immediatamente, mentre altre riescono a propagarsi attraverso la tropopausa e nella stratosfera. Studi successivi hanno continuato a indicare proprio la convezione cumulonembiforme come una sorgente importante delle onde osservate sopra l’Indonesia, richiamando esplicitamente il lavoro di Tsuda et al.
Il passaggio dalla troposfera alla stratosfera è chiaramente percepibile nella figura. Nella troposfera le perturbazioni appaiono più caotiche e meno organizzate verticalmente, perché il campo osservato contiene simultaneamente convezione, circolazioni di mesoscala, onde, sistemi precipitanti e variabilità sinottica. Sopra la tropopausa, invece, la stratificazione stabile agisce come un ambiente più favorevole alla propagazione ondulatoria e il filtraggio dinamico seleziona una parte dello spettro. Le fasce inclinate diventano quindi molto più riconoscibili nella bassa stratosfera. Questo passaggio dalla complessità convettiva sottostante a strutture più regolari in quota costituisce uno degli aspetti visivamente più istruttivi della Figura 8.
La diminuzione della densità atmosferica con l’altezza contribuisce inoltre all’aumento dell’ampiezza delle onde. Se un’onda trasporta verso l’alto un flusso di energia o di quantità di moto senza dissiparlo rapidamente, la sua ampiezza tende a crescere man mano che la densità diminuisce. Questo comportamento permette a perturbazioni relativamente modeste nella troposfera di diventare dinamicamente rilevanti nella stratosfera. Tale crescita non prosegue però indefinitamente. Quando l’ampiezza diventa sufficientemente grande, possono verificarsi saturazione, instabilità convettiva o dinamica, rottura dell’onda e turbolenza. È proprio attraverso questi processi che l’onda trasferisce infine la quantità di moto alla circolazione media, esercitando il forcing necessario alla QBO. La revisione di Fritts e Alexander ha mostrato quanto saturazione, instabilità e wave breaking siano centrali nel determinare l’evoluzione verticale dello spettro delle onde di gravità e il loro impatto sulla circolazione della media atmosfera.
L’importanza delle onde osservate a Watukosek diventa ancora più evidente confrontandole con le onde Kelvin di periodo maggiore. Le grandi onde Kelvin sono facilmente identificabili perché producono segnali coerenti su vaste regioni e possiedono periodi dell’ordine di diversi giorni o settimane. Le onde inerzio-gravità di periodo uno-tre giorni sono invece più difficili da campionare, ma possono avere flussi di quantità di moto altrettanto importanti. Maruyama e successivamente Sato e Dunkerton mostrarono che il trasporto associato alle onde di periodo breve poteva essere comparabile o superiore a quello delle onde Kelvin di lungo periodo. Uno studio modellistico successivo, richiamando le osservazioni di Tsuda, evidenziò che i flussi associati alle onde con periodo uno-tre giorni possono essere molto maggiori di quelli delle onde più lente e potrebbero quindi rappresentare una componente essenziale del forcing QBO.
Questo risultato modificò profondamente l’interpretazione del bilancio della QBO. I primi modelli teorici avevano attribuito un ruolo privilegiato alle grandi onde Kelvin e Rossby-gravità, ma divenne progressivamente chiaro che esse non erano in grado, da sole, di fornire la quantità di moto necessaria a sostenere l’oscillazione osservata, soprattutto quando si teneva conto della risalita media della Brewer–Dobson Circulation. Le onde inerzio-gravità e le onde di gravità a scala ancora più piccola divennero quindi componenti indispensabili del quadro dinamico. La Figura 8 appartiene proprio a quella fase della ricerca in cui le osservazioni cominciarono a fornire prove concrete dell’importanza delle scale intermedie.
La qualità del campionamento è fondamentale per questo tipo di diagnosi. Nel caso di Watukosek, i lanci ogni sei ore permettevano di campionare adeguatamente oscillazioni con periodi dell’ordine di due giorni, mentre la risoluzione verticale di circa 150 m consentiva di ricostruire strutture con lunghezza d’onda verticale di alcuni chilometri. Una rete operativa con lanci soltanto due volte al giorno avrebbe offerto una descrizione molto meno precisa e avrebbe aumentato il rischio di aliasing temporale. Questo problema è particolarmente grave per le onde con periodi prossimi o inferiori a un giorno, che possono essere ricostruite erroneamente come oscillazioni più lente o sfuggire completamente all’analisi.
La Figura 8 mette quindi in evidenza anche uno dei limiti storici delle osservazioni della QBO. Le grandi onde planetarie erano relativamente semplici da identificare perché le loro scale erano compatibili con le reti meteorologiche convenzionali. Gran parte delle onde di gravità responsabili del momentum flux era invece troppo rapida, troppo localizzata o caratterizzata da scale verticali troppo piccole per essere adeguatamente campionata. Di conseguenza, la quantità di moto trasportata dalle piccole scale fu per molti anni verosimilmente sottostimata.
L’evoluzione delle osservazioni satellitari e delle rianalisi ad alta risoluzione ha successivamente confermato l’importanza di questo spettro. Le moderne analisi mostrano che onde di gravità con scale inferiori a quelle delle classiche onde equatoriali contribuiscono significativamente sia alle accelerazioni verso est sia a quelle verso ovest della QBO. La maggiore risoluzione dei sistemi più recenti permette di rappresentare esplicitamente una parte crescente di queste perturbazioni, pur lasciando ancora una componente sostanziale al di sotto della scala risolta. Questo rende la Figura 8 particolarmente interessante anche in prospettiva moderna: ciò che negli anni Novanta veniva identificato attraverso campagne intensive locali è oggi riconosciuto come una componente strutturale e globale del bilancio di quantità di moto della stratosfera equatoriale.
Un ulteriore elemento da considerare è che la propagazione verso l’alto delle onde non garantisce automaticamente che esse contribuiscano alla QBO. Per esercitare un’accelerazione significativa, devono perdere il proprio flusso di quantità di moto all’interno della regione occupata dall’oscillazione. Un’onda troppo fortemente smorzata vicino alla tropopausa non raggiunge le quote appropriate; un’onda con velocità verticale molto elevata e velocità di fase molto lontana dall’intervallo dei venti QBO può invece attraversare quasi trasparentemente la regione e dissiparsi più in alto. Le onde più efficaci sono pertanto quelle la cui velocità di fase, struttura verticale e tasso di dissipazione consentono una deposizione della quantità di moto proprio nella stratosfera tropicale interessata dalla QBO.
La struttura osservata a Watukosek rientra perfettamente in questa categoria. Periodi dell’ordine di due giorni, scale verticali di pochi chilometri e propagazione attraverso una zona di shear rendono queste perturbazioni particolarmente sensibili al vento della QBO. Esse possono quindi essere filtrate e assorbite selettivamente alle quote dove il loro contributo dinamico diventa più efficace. La loro presenza rappresenta dunque non soltanto una testimonianza della propagazione di onde dalla troposfera, ma una possibile osservazione diretta di una parte del “carburante” dinamico dell’oscillazione.
La Figura 8 aiuta inoltre a chiarire il significato della propagazione della fase osservata nei diagrammi tempo-quota. Le bande inclinate non devono essere confuse con la propagazione verso il basso delle fasce della stessa QBO. Si tratta di due fenomeni dinamicamente distinti. Nel caso delle onde inerzio-gravità, la fase verticale si muove rapidamente verso il basso in pochi giorni mentre l’energia si propaga verso l’alto. Nel caso della QBO, invece, le zone di shear del vento zonale medio migrano lentamente verso quote inferiori nell’arco di molti mesi come conseguenza della deposizione selettiva della quantità di moto. Le onde della Figura 8 possono contribuire proprio a produrre questa seconda e molto più lenta propagazione, ma non devono essere confuse con essa.
Questa differenza di scale temporali rappresenta forse uno degli aspetti più affascinanti dell’intero fenomeno. Onde con periodi di circa due giorni trasferiscono progressivamente quantità di moto a un flusso medio che evolve su una scala di oltre due anni. La QBO è quindi l’esempio paradigmatico di come processi rapidi e di piccola scala possano, attraverso la loro azione cumulativa, produrre una struttura atmosferica lenta, coerente e quasi planetaria. L’energia e la quantità di moto delle singole onde vengono continuamente integrate dal sistema fino a costruire regimi di vento che circondano l’intero globo equatoriale.
Nel complesso, la Figura 8 rappresenta dunque molto più di una semplice documentazione di onde inerzio-gravità sopra l’Indonesia. Essa collega fisicamente tre livelli della dinamica tropicale: la convezione troposferica che genera le perturbazioni, la propagazione verticale attraverso la tropopausa e la bassa stratosfera, e l’interazione con il vento della QBO che ne seleziona la propagazione e può trasformarne il flusso di quantità di moto in accelerazione del flusso medio. L’elevata risoluzione delle osservazioni di Watukosek permise di rendere visibile una parte dello spettro ondulatorio che i sistemi osservativi convenzionali tendevano a sottocampionare, contribuendo in modo decisivo alla comprensione della necessità di includere le onde a frequenza intermedia nel bilancio della QBO.
Il messaggio scientifico centrale della figura è quindi che la dinamica della QBO non può essere ricondotta esclusivamente alle grandi onde equatoriali di lungo periodo. Le onde inerzio-gravità con periodi dell’ordine di uno-tre giorni possiedono ampiezze, strutture verticali e flussi di quantità di moto sufficienti per svolgere un ruolo sostanziale nell’accelerazione della stratosfera equatoriale. La loro direzione apparente di propagazione, la lunghezza d’onda verticale e l’ampiezza osservata dipendono fortemente dalla fase e dallo shear della QBO, dimostrando una reciproca interazione tra onde e vento medio. Gli studi successivi di Sato e Dunkerton, le revisioni di Fritts e Alexander e le analisi moderne delle rianalisi hanno rafforzato questa interpretazione, confermando che una parte decisiva del forcing della QBO risiede proprio nelle scale intermedie e piccole dello spettro ondulatorio.
In questa prospettiva, la Figura 8 può essere considerata una delle rappresentazioni osservative più chiare del collegamento fra meteorologia tropicale e dinamica stratosferica. Le perturbazioni convettive generate nella bassa atmosfera non rimangono confinate alla troposfera, ma possono propagarsi per decine di chilometri verso l’alto; la diminuzione della densità ne amplifica progressivamente gli effetti; lo shear della QBO ne seleziona la struttura; la loro dissipazione trasferisce quantità di moto al vento zonale. La Quasi-Biennial Oscillation emerge quindi come il risultato macroscopico di una moltitudine di onde che, pur avendo periodi di poche ore o pochi giorni, cooperano attraverso il trasferimento continuo di quantità di moto alla costruzione di una delle oscillazioni più persistenti e regolari dell’atmosfera terrestre.
Plate 4 – Modulazione della variabilità ondulatoria da parte della QBO nella bassa stratosfera equatoriale
Il Plate 4 rappresenta una delle dimostrazioni osservative più significative del legame fra lo spettro delle onde atmosferiche tropicali e l’evoluzione della Quasi-Biennial Oscillation. La figura, derivata dall’analisi di Sato et al. (1994) delle osservazioni radiosondistiche di Singapore, mostra come l’energia delle perturbazioni di temperatura e vento zonale e, soprattutto, le loro relazioni di fase cambino sistematicamente nel corso della QBO nello strato compreso approssimativamente fra 20 e 25 km. Si tratta quindi di una rappresentazione che va ben oltre la semplice identificazione delle onde Kelvin o delle onde inerzio-gravità: attraverso quattro differenti grandezze spettrali, il Plate 4 permette di osservare come la circolazione stratosferica di fondo selezioni, modifichi e organizzi le diverse componenti ondulatorie. La scoperta fondamentale di Sato, Hasegawa e Hirota fu che le perturbazioni con periodi inferiori a tre giorni possiedono una quantità significativa di energia nella stratosfera equatoriale e che molte delle loro proprietà variano sistematicamente con la fase della QBO, indicando un accoppiamento dinamico molto più stretto di quanto suggerisse una descrizione basata esclusivamente sulle grandi onde equatoriali di lungo periodo.
L’asse orizzontale dei quattro pannelli copre approssimativamente il periodo 1983–1992, mentre quello verticale indica il periodo delle perturbazioni, da circa un giorno nella parte superiore a circa venti giorni nella parte inferiore. Ciò permette di distinguere contemporaneamente le onde più rapide, appartenenti prevalentemente allo spettro inerzio-gravità, dalle perturbazioni di periodo più lungo riconducibili soprattutto alle onde Kelvin e ad altri grandi modi equatoriali. La linea nera spessa sovrapposta ai campi spettrali rappresenta una serie temporale di riferimento della QBO e consente di confrontare direttamente le variazioni dello spettro con l’alternanza dei regimi di vento stratosferico. I dati sono mediati verticalmente nello strato 20–25 km e sono stati filtrati temporalmente per rendere più evidente la modulazione quasi biennale. Il risultato è una sorta di radiografia spettrale della bassa stratosfera equatoriale nella quale ogni periodo ondulatorio può essere seguito attraverso più cicli completi della QBO.
Il pannello superiore, relativo alla potenza delle fluttuazioni di temperatura, mostra subito due caratteristiche distinte. Una parte consistente della variabilità è concentrata nei periodi inferiori a circa tre giorni e persiste durante buona parte dell’intervallo osservato, mentre massimi molto più localizzati compaiono intorno a periodi dell’ordine di una decina di giorni. Questi ultimi sono particolarmente evidenti in corrispondenza di specifiche configurazioni della QBO, per esempio intorno al 1984, 1987, 1989–1990 e 1992. La periodicità e la relazione con il vento medio permettono di identificarli principalmente con l’attività delle onde Kelvin. Le onde Kelvin, propagandosi verso est, producono perturbazioni coerenti di vento zonale e temperatura e risultano particolarmente amplificate nelle regioni di shear favorevoli alla loro propagazione. La loro comparsa episodica nel campo di potenza non implica quindi che la sorgente troposferica si attivi soltanto durante quelle fasi, ma riflette in larga misura il filtraggio operato dalla QBO sulla propagazione verticale delle onde.
Lo stesso comportamento appare nel pannello dedicato alla potenza delle fluttuazioni del vento zonale. Anche qui i massimi intorno a circa 7–15 giorni si ripetono in corrispondenza di specifiche fasi del ciclo quasi biennale, ma è molto evidente anche l’energia presente fra uno e tre giorni. Proprio questa componente ad alta frequenza costituì uno dei risultati più importanti dello studio di Sato et al. Le perturbazioni rapide non risultavano affatto trascurabili rispetto alle onde Kelvin e Rossby-gravità più lente; al contrario, in determinati intervalli temporali la loro potenza era comparabile a quella delle grandi onde equatoriali. Le analisi di Singapore mostrarono inoltre che le variazioni di temperatura e vento zonale attribuibili alle onde di breve periodo tendevano a intensificarsi in particolari fasi dello shear QBO, confermando che anche la parte ad alta frequenza dello spettro veniva selezionata dal vento stratosferico.
Questa osservazione contribuì a modificare profondamente l’interpretazione del forcing della QBO. Le prime teorie avevano attribuito un ruolo centrale alle grandi onde Kelvin e Rossby-gravità perché erano quelle più facilmente riconoscibili nelle osservazioni disponibili. Con il miglioramento delle misure divenne tuttavia evidente che la quantità di moto necessaria per mantenere l’oscillazione era maggiore di quella fornita dalle sole onde planetarie osservate. Il problema diventava ancora più evidente considerando la risalita tropicale della Brewer–Dobson Circulation, che tende a contrastare la propagazione discendente dei regimi della QBO. Baldwin et al. (2001) sintetizzarono questo sviluppo sottolineando che la QBO deve essere alimentata da un ampio spettro comprendente onde Kelvin, onde miste Rossby-gravità, onde inerzio-gravità e onde di gravità a scale ancora più piccole.
I primi due pannelli del Plate 4 mostrano quindi quanta energia sia presente alle diverse periodicità, ma la vera ricchezza fisica della figura emerge soprattutto nei pannelli inferiori. Il pannello dedicato al cospectrum fra temperatura e vento zonale rappresenta la componente delle due perturbazioni che varia in fase o in opposizione di fase. I colori rossi indicano valori positivi e quelli blu valori negativi. La caratteristica più sorprendente è la presenza di vaste bande temporali alternate di segno opposto che seguono il ciclo della QBO quasi lungo l’intero intervallo di periodi rappresentato. Non si tratta quindi di una proprietà limitata alle onde Kelvin intorno ai dieci giorni: anche le perturbazioni più rapide mostrano un chiaro cambiamento della relazione fra temperatura e vento in funzione dello shear del flusso medio.
Sato et al. trovarono infatti che il segno del cospectrum tendeva a essere positivo nelle fasi di shear occidentale e negativo in quelle di shear orientale. Questa proprietà non era prevista dalla teoria classica delle onde equatoriali sviluppata per un vento di fondo uniforme, nella quale la covarianza fra temperatura e vento zonale sarebbe risultata molto più debole. L’osservazione indicava quindi che lo shear verticale della QBO stava modificando direttamente la struttura interna delle onde. Dunkerton mostrò successivamente che, in presenza di un vento di fondo con shear verticale, la relazione fra temperatura e vento può essere sistematicamente alterata e che il suo segno dipende proprio dalla struttura dello shear. Il Plate 4 fornisce così una prova osservativa molto forte del fatto che le proprietà delle onde non possono essere considerate indipendenti dalla circolazione media attraverso la quale esse si propagano.
La conseguenza concettuale è importante. In una descrizione semplificata si potrebbe immaginare una popolazione di onde troposferiche che raggiunge la stratosfera con proprietà predeterminate e deposita quantità di moto nella QBO. Le osservazioni mostrano invece un sistema interattivo: mentre le onde modificano il vento medio attraverso la convergenza del flusso di quantità di moto, il vento medio cambia le loro frequenze intrinseche, lunghezze d’onda verticali, ampiezze e relazioni di fase. L’onda che raggiunge i 20–25 km non è quindi semplicemente la stessa perturbazione prodotta nella troposfera; è una perturbazione che è stata continuamente trasformata dal profilo del vento incontrato durante la propagazione. Fritts e Alexander hanno successivamente mostrato come questo tipo di evoluzione spettrale, controllata da vento, stabilità, dissipazione e instabilità, costituisca una proprietà generale delle onde di gravità nella media atmosfera.
Il quarto pannello, dedicato allo spettro in quadratura fra temperatura e vento zonale, aggiunge un’informazione ancora più direttamente collegata al trasporto verticale della quantità di moto. I grandi nuclei blu che compaiono intorno ai periodi caratteristici delle onde Kelvin durante alcune fasi della QBO sono particolarmente significativi. Maruyama aveva mostrato che la componente in quadratura fra vento zonale e temperatura può essere utilizzata, sotto determinate ipotesi, per ricavare informazioni sul flusso verticale della quantità di moto. Nel caso delle onde Kelvin, i grandi valori negativi intorno a una decina di giorni durante le fasi di shear appropriate corrispondono a un trasporto di quantità di moto verso est coerente con la loro direzione di propagazione.
L’accordo fra i quattro pannelli è particolarmente evidente durante gli episodi di forte attività Kelvin. Intorno al 1984, per esempio, temperatura e vento zonale mostrano un forte massimo di potenza alle periodicità vicine a dieci giorni, mentre i due spettri incrociati evidenziano una specifica relazione di fase. Configurazioni simili ricompaiono nel 1987, attorno al 1989–1990 e nel 1992. Questa ripetizione approssimativamente quasi biennale dimostra che l’energia delle onde Kelvin non è semplicemente distribuita casualmente nel tempo, ma presenta una forte sincronizzazione con la QBO.
Tuttavia, proprio il confronto fra cospectrum e quadrature spectrum mostra che le onde inerzio-gravità di periodo uno-tre giorni si comportano in maniera più complessa. Nel cospectrum la loro sincronizzazione con lo shear della QBO è molto evidente, mentre nel pannello in quadratura non compare una struttura netta e ordinata analoga a quella delle onde Kelvin. Inizialmente questa differenza avrebbe potuto essere interpretata come indicazione di un contributo relativamente debole delle onde inerzio-gravità al trasporto di quantità di moto. Gli studi successivi mostrarono invece che era vero quasi il contrario.
La spiegazione risiede nella possibilità delle onde inerzio-gravità di propagarsi sia verso est sia verso ovest. Le onde Kelvin hanno una direzione zonale preferenziale, mentre nello spettro inerzio-gravità possono coesistere perturbazioni che trasportano quantità di moto di segno opposto. La somma netta dei due contributi può quindi essere molto piccola anche quando ciascuna componente è individualmente grande. Il quadrature spectrum, sensibile al flusso netto, può così mostrare valori relativamente modesti, mentre il cospectrum conserva l’informazione sull’attività complessiva e sul modo in cui lo shear modifica le onde.
Sato e Dunkerton (1997) sfruttarono proprio questa differenza per sviluppare un metodo indiretto di stima del momentum flux. Essi mostrarono che il cospectrum poteva essere utilizzato per ottenere una misura collegata alla somma delle intensità dei flussi opposti, mentre la stima diretta basata sulla quadratura forniva il loro residuo netto. Nel caso delle onde Kelvin, le due tecniche risultavano sostanzialmente coerenti. Per le onde con periodi compresi fra uno e tre giorni, invece, la stima indiretta risultava enormemente superiore al flusso netto. Questo indicava che nella stratosfera equatoriale potevano essere presenti simultaneamente grandi flussi verso est e verso ovest che quasi si annullavano nella media.
Il risultato è fondamentale per l’interpretazione del Plate 4. Un flusso netto piccolo non implica necessariamente onde deboli. Può invece nascondere una grande attività bidirezionale. Nel caso delle onde inerzio-gravità, ciò significa che lo spettro disponibile per il forcing della QBO può essere molto più ricco di quanto suggerisca un’analisi limitata al momentum flux medio. Quando cambia lo shear del vento, il filtraggio selettivo può sopprimere più efficacemente una delle due popolazioni, rompendo la compensazione e permettendo alla componente opposta di depositare una quantità di moto significativa nel flusso medio.
Questa dinamica costituisce precisamente l’equivalente osservativo del meccanismo idealizzato illustrato nella Figura 7 di Plumb. Nel modello concettuale vengono considerate due onde opposte che attraversano un profilo di vento variabile con la quota; nella stratosfera reale non esistono soltanto due componenti, ma uno spettro quasi continuo di velocità di fase, frequenze e lunghezze d’onda. Il principio rimane tuttavia identico: il vento medio agisce come un filtro selettivo. Alcune onde vengono assorbite più in basso, altre riescono a penetrare più in alto; alcune depositano quantità di moto verso est e altre verso ovest. La deposizione modifica lo shear, e il nuovo shear ridefinisce quali componenti dello spettro saranno favorite nella fase successiva. Il Plate 4 rende visibile questa retroazione attraverso la sincronizzazione fra struttura spettrale e ciclo della QBO.
Gli studi moderni basati sulla rianalisi ERA5 hanno fornito una conferma molto più dettagliata di questo quadro. Pahlavan et al. (2021) hanno mostrato che le onde risolte dalla rianalisi contribuiscono sia alle accelerazioni verso est sia a quelle verso ovest nella stratosfera equatoriale, principalmente attraverso il flusso verticale di quantità di moto. Le accelerazioni verso est sono associate soprattutto alle onde Kelvin e alle onde di gravità di piccola scala, mentre quelle verso ovest sono dominate dalle onde di gravità di piccola scala, con contributi minori delle onde inerzio-gravità e delle onde miste Rossby-gravità. Il risultato moderno conferma quindi l’interpretazione fondamentale suggerita dal Plate 4: il bilancio della QBO è intrinsecamente multiscala e non può essere ricostruito osservando soltanto le grandi onde equatoriali.
ERA5 permette inoltre di quantificare meglio quanto sia importante la parte dello spettro che i primi sistemi osservativi riuscivano a campionare soltanto parzialmente. Pahlavan e collaboratori hanno stimato che circa metà del forcing necessario alla discesa sia dei regimi occidentali sia di quelli orientali sia fornita da onde esplicitamente risolte, mentre una parte sostanziale continua a dipendere da scale più piccole e da processi parametrizzati. Durante la discesa dello shear occidentale acquistano grande importanza le onde planetarie e le onde di gravità di piccola scala; durante la discesa dello shear orientale, le piccole onde di gravità contribuiscono in misura ancora maggiore.
Il Plate 4 assume quindi un valore quasi profetico rispetto a questi risultati successivi. Già nei dati radiosondistici degli anni Ottanta e dei primi anni Novanta appariva evidente che l’energia delle perturbazioni ad alta frequenza era considerevole e che le loro proprietà cambiavano sistematicamente con la QBO. Ciò che mancava era soprattutto una copertura spaziale sufficiente per trasformare le misure locali in una stima globale del forcing. Singapore costituisce una delle migliori località disponibili per osservare la QBO, ma rimane pur sempre un singolo punto della fascia tropicale. Onde generate sopra il Maritime Continent, il Pacifico, l’Oceano Indiano, l’Africa o il Sud America possono possedere proprietà e flussi molto differenti.
Questa limitazione è particolarmente importante per le onde inerzio-gravità e le onde di gravità mesoscalari, la cui distribuzione può essere estremamente intermittente. Una singola campagna radiosondistica può osservare un episodio di grande attività, ma la sua rappresentatività su scala planetaria non è immediatamente determinabile. Al contrario, le onde Kelvin di grande scala sono molto più coerenti lungo la longitudine e possono essere identificate con maggiore sicurezza anche attraverso reti relativamente sparse. Per questo motivo la letteratura storica tendeva inevitabilmente a conoscere meglio le onde planetarie rispetto alle scale intermedie e piccole.
Il problema del campionamento temporale aggiunge un’ulteriore difficoltà. Le normali radiosonde operative venivano generalmente lanciate una o due volte al giorno. Le perturbazioni con periodi inferiori a un giorno potevano quindi essere completamente sottocampionate e comparire artificialmente come oscillazioni di periodo maggiore attraverso il fenomeno dell’aliasing. Sato e Dunkerton sottolinearono che, se una parte dell’energia osservata nella banda uno-tre giorni derivasse in realtà da onde ancora più rapide, il momentum flux effettivo potrebbe essere maggiore delle stime ottenute.
La difficoltà osservativa è ulteriormente accentuata dal fatto che l’ampiezza di una perturbazione non è un indicatore univoco del suo trasporto di quantità di moto. Un’onda con grande segnale termico può essere molto evidente ma non necessariamente dominare il forcing, mentre una perturbazione meno visibile può trasportare un flusso considerevole. Questo aspetto spiega perché gli spettri di potenza nei pannelli superiori non possano essere interpretati da soli come misura dell’importanza dinamica delle diverse bande di frequenza. È precisamente il confronto con cospectra, quadrature spectra e relazioni di fase a consentire una valutazione più profonda.
La revisione di Fritts e Alexander (2003) ha mostrato che questo problema appartiene a un quadro più generale della dinamica delle onde di gravità. Durante la propagazione verso la media atmosfera, lo spettro viene continuamente trasformato dal vento di fondo, dalla stabilità, dalla diminuzione della densità, dalla saturazione, dalle instabilità e dal wave breaking. Le onde che raggiungono la stratosfera superiore non costituiscono quindi una copia fedele dello spettro generato in troposfera. Sono il risultato di un lungo processo di selezione e trasformazione che dipende dallo stato della circolazione atmosferica.
Il Plate 4 documenta uno dei casi più chiari di questa selezione. Le ampie oscillazioni positive e negative del cospectrum seguono la QBO perché lo shear modifica sistematicamente la struttura ondulatoria. Durante uno shear di un determinato segno, alcune onde assumono frequenze intrinseche più basse, lunghezze d’onda verticali più corte e ampiezze maggiori; durante lo shear opposto, sono favorite altre componenti. Lo spettro osservato diventa così una funzione dello stato del vento medio.
Questo legame spiega anche perché l’attività delle onde Kelvin sia particolarmente ben sincronizzata con certe fasi della QBO. Le onde che si propagano verso est interagiscono in modo selettivo con le zone di shear occidentale e possono amplificarsi prima di essere assorbite. Il risultato è la comparsa dei grandi massimi di potenza attorno a una decina di giorni. Le onde inerzio-gravità, invece, possiedono entrambe le direzioni di propagazione e generano quindi una risposta spettrale più complessa, ma comunque chiaramente modulata dalla QBO.
Un’altra conseguenza importante riguarda il rapporto tra forcing e prevedibilità. Poiché lo stato del vento medio seleziona le onde che riusciranno a raggiungere quote maggiori, conoscere la fase e la struttura verticale della QBO fornisce informazioni sulle caratteristiche probabili dello spettro ondulatorio futuro. Ma, allo stesso tempo, la variabilità delle sorgenti troposferiche delle onde introduce un elemento di imprevedibilità: convezione, sistemi mesoscalari e circolazione tropicale possono modificare nel tempo la quantità di moto disponibile. L’evoluzione della QBO emerge quindi dall’interazione fra una componente relativamente lenta e prevedibile, rappresentata dal flusso medio, e una componente ondulatoria più rapida e variabile.
La ricerca moderna mostra inoltre che la QBO non è completamente isolata dalle onde extratropicali. Pahlavan et al. hanno evidenziato come onde di Rossby provenienti dalle medie latitudini possano propagarsi verso l’alto e verso l’equatore, contribuendo a una parte dell’accelerazione verso ovest e probabilmente ad alcune irregolarità del ciclo. Questo aspetto non è direttamente visibile nel Plate 4, ma amplia l’interpretazione della sincronizzazione osservata: il forcing misurato a Singapore rappresenta il risultato finale di onde con origini e scale diverse, filtrate dall’intera struttura della circolazione tropicale.
Nel complesso, il Plate 4 costituisce quindi una delle prove osservative più efficaci dell’interazione onda–flusso medio nella QBO. I pannelli di potenza mostrano che sia le grandi onde Kelvin sia le perturbazioni inerzio-gravità di breve periodo possiedono un’attività considerevole nella bassa stratosfera; il cospectrum dimostra che la relazione fra temperatura e vento cambia sistematicamente con lo shear QBO; il quadrature spectrum evidenzia il trasporto di quantità di moto particolarmente chiaro delle onde Kelvin e, al tempo stesso, suggerisce la maggiore complessità delle onde inerzio-gravità bidirezionali. Gli studi successivi di Sato e Dunkerton hanno mostrato che la differenza fra flusso totale e flusso netto può essere enorme, implicando una forte compensazione fra onde che trasportano quantità di moto in direzioni opposte.
Il significato scientifico più profondo della figura risiede quindi nella dimostrazione che la QBO e lo spettro ondulatorio costituiscono un unico sistema interattivo. La linea nera non rappresenta semplicemente lo sfondo sul quale avviene l’attività delle onde: è in parte il prodotto cumulativo del loro forcing. Allo stesso tempo, i campi colorati non rappresentano onde indipendenti dalla QBO, perché le loro ampiezze, strutture e relazioni di fase vengono continuamente modificate dallo shear della circolazione. L’oscillazione nasce proprio da questa reciprocità. Le onde trasferiscono quantità di moto al flusso zonale; il flusso modificato filtra le onde successive; la selezione cambia la direzione e la quota del forcing; e la nuova deposizione di quantità di moto costruisce la fase successiva dell’oscillazione.
In questa prospettiva, il Plate 4 rappresenta il ponte osservativo fra la teoria idealizzata di Plumb e la moderna descrizione multiscala della QBO. Il modello teorico mostra come due onde opposte possano generare un’oscillazione auto-organizzata; le osservazioni di Singapore dimostrano che nella stratosfera reale opera contemporaneamente un’intera popolazione di onde, dalle Kelvin di lungo periodo alle inerzio-gravità di uno-tre giorni; le rianalisi moderne confermano infine che onde ancora più piccole forniscono una frazione essenziale del forcing. La semplicità concettuale dell’interazione onde–flusso medio rimane dunque valida, ma il Plate 4 rivela quanto complesso sia lo spettro reale attraverso cui tale principio viene realizzato nell’atmosfera terrestre.
Figura 9 – Flussi di quantità di moto delle onde a breve periodo e compensazione tra componenti orientali e occidentali nella QBO
La Figura 9 rappresenta un passaggio particolarmente importante nella comprensione quantitativa del ruolo delle onde inerzio-gravità nella dinamica della Quasi-Biennial Oscillation, perché dimostra che il contributo di queste perturbazioni non può essere valutato correttamente osservando soltanto il flusso netto di quantità di moto. La figura, derivata dall’analisi di Sato e Dunkerton (1997), confronta infatti due modalità differenti di stima del trasporto verticale della quantità di moto associato alle oscillazioni con periodi compresi fra uno e tre giorni nella stratosfera equatoriale. Il risultato centrale è apparentemente paradossale: l’intensità complessiva dei flussi ondulatori diretti verso est e verso ovest è molto elevata, mentre la loro risultante netta è piccola e in alcuni casi prossima allo zero. Questa forte compensazione rivela l’esistenza di un vasto serbatoio di quantità di moto bidirezionale che il vento della QBO può filtrare selettivamente, rendendo le onde di breve periodo potenzialmente molto più importanti per il mantenimento dell’oscillazione di quanto suggerirebbero le sole stime del flusso netto. Lo studio originale di Sato e Dunkerton nacque proprio dall’esigenza di interpretare la sincronizzazione fra cospettri di temperatura e vento zonale osservata a Singapore e la struttura della QBO, sviluppando un metodo indiretto per ricostruire una parte del momentum flux che le tecniche convenzionali tendevano a nascondere.
La struttura della figura permette di separare chiaramente due differenti condizioni dinamiche. Il pannello superiore riguarda le fasi nelle quali il vento zonale presenta uno shear verticale occidentale, mentre quello inferiore mostra le condizioni di shear orientale. In entrambi i casi l’intervallo verticale analizzato si estende approssimativamente fra 20 e 30 km, comprendendo gran parte della regione nella quale i regimi della QBO discendono attraverso la stratosfera equatoriale. I pannelli di sinistra mostrano le stime indirette dell’attività complessiva, nelle quali i contributi positivi e negativi vengono considerati nella loro intensità indipendentemente dal segno; quelli di destra rappresentano invece il flusso netto, nel quale i trasporti orientati in direzioni opposte si compensano. È proprio il contrasto impressionante fra queste due colonne a costituire il messaggio scientifico fondamentale della figura.
Durante la fase di shear occidentale, le stime indirette suggeriscono un trasporto complessivo della quantità di moto molto intenso, con valori generalmente compresi fra circa 20 e 60 millesimi di metro quadrato al secondo quadrato. Il profilo varia con la quota, mostrando che l’attività ondulatoria non è uniforme lungo la verticale e che lo spettro viene continuamente trasformato mentre attraversa la stratosfera. La stima diretta del momentum flux netto, invece, rimane dell’ordine di pochi millesimi e si mantiene molto vicina allo zero per gran parte dello strato. Se ci si limitasse al pannello di destra, si potrebbe quindi concludere erroneamente che le onde con periodo di uno-tre giorni trasportino pochissima quantità di moto. Il pannello di sinistra mostra invece che questa apparente debolezza è essenzialmente il risultato della quasi cancellazione fra due componenti molto più grandi e di segno contrario.
Una situazione analoga si osserva durante lo shear orientale. In questo caso la stima indiretta risulta generalmente un po’ più debole, dell’ordine di circa 10–30 millesimi di metro quadrato al secondo quadrato, ma rimane comunque molto superiore al valore del flusso netto, che oscilla intorno allo zero. Anche durante questa fase sono quindi presenti onde che trasportano quantità di moto sia verso est sia verso ovest. Le differenze fra le due fasi della QBO non devono essere interpretate come la completa presenza di una popolazione ondulatoria e l’assenza dell’altra, bensì come variazioni nel modo in cui il vento medio filtra, modifica e rende osservabili le diverse componenti di uno spettro intrinsecamente bidirezionale.
Questo risultato è estremamente importante perché chiarisce una difficoltà che aveva accompagnato per decenni lo studio del bilancio della QBO. Le grandi onde Kelvin, facilmente identificabili nelle osservazioni grazie alla loro ampia scala spaziale e ai periodi relativamente lunghi, trasportano prevalentemente quantità di moto in una direzione. Il loro momentum flux netto rappresenta quindi abbastanza bene l’intensità del loro contributo dinamico. Le onde inerzio-gravità sono profondamente diverse: possono propagarsi sia verso est sia verso ovest e, di conseguenza, la somma algebrica dei loro flussi può essere molto piccola anche quando entrambi i contributi sono grandi. La Figura 9 dimostra quindi che la grandezza dinamicamente disponibile per essere selezionata dalla QBO può essere di un ordine di grandezza superiore al semplice residuo netto misurato.
Si tratta di una distinzione concettualmente essenziale fra “attività ondulatoria totale” e “forcing netto istantaneo”. Se due popolazioni di onde trasportano quantità di moto quasi uguale in direzioni opposte, il flusso risultante può essere prossimo allo zero. Tuttavia, ciò non significa che tali onde siano irrilevanti. Se una modifica del vento stratosferico assorbe selettivamente una delle due popolazioni a un livello inferiore, soltanto l’altra continuerà a propagarsi verso l’alto. La compensazione verrà allora interrotta e il flusso residuo potrà diventare abbastanza grande da accelerare significativamente la circolazione zonale. La QBO dispone quindi di un meccanismo capace di convertire uno spettro bidirezionale quasi equilibrato in un forcing fortemente asimmetrico.
Questo comportamento costituisce precisamente una generalizzazione realistica del meccanismo idealizzato di Plumb. Nel modello più semplice vengono considerate due onde con velocità di fase opposte e flussi inizialmente comparabili. Una piccola perturbazione del vento medio altera la propagazione delle due componenti, favorendo l’assorbimento di una e permettendo all’altra di raggiungere quote differenti. Il forcing diviene così asimmetrico e l’anomalia del vento viene amplificata. La Figura 9 suggerisce che la stratosfera reale possa disporre effettivamente di un ampio spettro contenente grandi quantità di moto in entrambe le direzioni, fornendo quindi il materiale dinamico necessario affinché il meccanismo di filtraggio operi su molte velocità di fase contemporaneamente. La revisione di Baldwin et al. sottolinea proprio che la QBO è un oscillatore del flusso medio generato da onde aventi periodi molto più brevi e non direttamente collegati al periodo di circa 28 mesi dell’oscillazione risultante.
Il concetto di filtraggio selettivo è fondamentale per interpretare la differenza fra le due fasi rappresentate nella figura. Quando il vento varia con la quota, la velocità con cui un’onda si propaga rispetto al flusso circostante cambia. Alcune componenti possono quindi avvicinarsi a condizioni favorevoli all’assorbimento, alla saturazione o alla rottura, mentre altre attraversano la stessa regione con minore attenuazione. La popolazione ondulatoria osservata a una determinata quota è perciò già il risultato di una selezione esercitata dal vento sottostante. Il profilo della QBO funziona come un filtro spettrale che cambia nel tempo e lungo la verticale.
La stessa logica permette di comprendere perché campagne radiosondistiche come quelle descritte nella precedente Figura 8 osservassero prevalentemente onde dirette verso est durante una fase di shear occidentale e perturbazioni opposte durante lo shear orientale. Questo non dimostra necessariamente che lo spettro incidente contenga soltanto onde che si propagano nella direzione osservata. Le componenti che possiedono piccole velocità intrinseche possono sviluppare lunghezze d’onda verticali più corte e perturbazioni di vento e temperatura più ampie, risultando particolarmente evidenti nei profili radiosondistici. Le onde che trasportano momentum nel segno opposto possono invece possedere lunghezze verticali maggiori e ampiezze locali inferiori, oppure essere già state filtrate ai livelli sottostanti. La Figura 9 mostra quindi quanto possa essere pericoloso identificare la componente dinamicamente dominante semplicemente con quella visivamente più evidente nei campi di vento o temperatura.
La differenza fra stima diretta e indiretta è proprio ciò che permise a Sato e Dunkerton di quantificare questa componente nascosta. Il metodo indiretto utilizza le relazioni fra temperatura, vento zonale e struttura dello shear per ottenere informazioni sulla somma dei contributi orientati nelle due direzioni, mentre quello diretto restituisce principalmente la risultante algebrica. Nel caso delle onde Kelvin, che presentano una propagazione zonale fortemente preferenziale verso est, le due tecniche producevano valori sostanzialmente compatibili. Nel caso della banda uno-tre giorni, invece, la differenza diventava enorme, indicando che l’ipotesi di una forte compensazione fra onde dirette verso est e verso ovest era necessaria per conciliare le osservazioni.
La Figura 9 deve tuttavia essere interpretata tenendo conto delle incertezze metodologiche. Gli autori sottolinearono che l’ampiezza delle stime indirette dipende dalla struttura ondulatoria assunta. Trattare le perturbazioni come onde inerzio-gravità piane produce valori differenti rispetto all’ipotesi di modi equatorialmente intrappolati. Nel secondo caso, le stime possono diminuire significativamente. Allo stesso tempo, il campionamento radiosondistico standard può non risolvere correttamente onde con periodi inferiori a un giorno, producendo aliasing e facendo apparire parte della loro energia a frequenze più basse. Se una componente significativa delle perturbazioni osservate nella banda uno-tre giorni derivasse in realtà da onde più rapide, il momentum flux reale potrebbe risultare persino maggiore di quanto mostrato.
Queste incertezze modificano l’esatto valore quantitativo, ma non eliminano la conclusione fondamentale: il trasporto totale associato alle onde a frequenza intermedia è sostanziale. È proprio questo risultato che contribuì a risolvere uno dei problemi centrali della teoria della QBO degli anni Novanta. Dunkerton (1997) aveva infatti dimostrato che le sole onde Kelvin e Rossby-gravità di grande scala non fornivano sufficiente quantità di moto per produrre un’oscillazione realistica quando nel modello veniva inclusa la risalita tropicale della Brewer–Dobson Circulation. Era necessario un flusso totale da due a quattro volte maggiore di quello attribuibile alle grandi onde di lungo periodo osservate, e il contributo combinato delle onde inerzio-gravità e delle onde di gravità a scala minore offriva una soluzione fisicamente plausibile a questo deficit.
Il ruolo della Brewer–Dobson Circulation è essenziale per comprendere perché sia necessaria una quantità così grande di forcing ondulatorio. Nella stratosfera tropicale l’aria presenta mediamente una lenta risalita. Le fasce di shear della QBO, invece, mostrano una propagazione apparente verso il basso. La deposizione di quantità di moto deve quindi non soltanto costruire i regimi orientali e occidentali, ma anche opporsi all’effetto dell’advezione ascendente. Quanto maggiore è l’upwelling tropicale, tanto maggiore deve essere l’accelerazione ondulatoria necessaria per mantenere la velocità di discesa osservata. Questo spiega perché le stime originarie basate soltanto sulle grandi onde equatoriali si siano rivelate insufficienti.
La Figura 9 permette inoltre di comprendere la differenza fra trasporto e accelerazione. Un grande momentum flux verticale non produce necessariamente una grande accelerazione locale se rimane quasi costante con la quota. Per trasferire quantità di moto al vento medio è necessario che il flusso ondulatorio diminuisca verticalmente, per esempio perché le onde vengono dissipate o assorbite. È quindi la variazione verticale del momentum flux, più che la sua semplice ampiezza, a determinare direttamente il forcing della circolazione. La variazione dei profili con l’altezza osservata nei pannelli di sinistra suggerisce proprio che lo spettro venga progressivamente modificato attraversando la regione della QBO.
Questo concetto ha ricevuto un forte sostegno dalle moderne rianalisi. L’analisi di ERA5 effettuata da Pahlavan et al. ha mostrato che le accelerazioni zonali associate alle onde risolte sono concentrate nelle zone di shear della QBO e derivano principalmente dalla divergenza verticale del flusso di quantità di moto. La maggiore risoluzione di ERA5 permette inoltre di rappresentare un intervallo di scale molto più ampio rispetto alle vecchie rianalisi. Le accelerazioni verso est risultano prodotte principalmente dalle onde Kelvin e dalle onde di gravità a piccola scala, mentre le accelerazioni verso ovest sono dominate dalle piccole onde di gravità, con contributi aggiuntivi delle onde inerzio-gravità e miste Rossby-gravità.
Questi risultati moderni rafforzano il significato storico della Figura 9. Le osservazioni di Singapore avevano suggerito, con tecniche indirette e un campionamento locale, che una grande quantità di momentum flux fosse nascosta nelle scale più rapide dello spettro. ERA5 e le simulazioni ad alta risoluzione mostrano oggi direttamente che una parte fondamentale del forcing della QBO proviene proprio dalle onde a scala inferiore rispetto alle grandi perturbazioni planetarie. La figura di Sato e Dunkerton può quindi essere vista come una delle prime indicazioni quantitative del ruolo cruciale di una componente che i sistemi osservativi dell’epoca potevano soltanto ricostruire indirettamente.
La ricerca più recente mostra inoltre che il filtraggio previsto dalla teoria non è soltanto un concetto ideale. Analisi di ERA5 dedicate alle onde di gravità nelle fasi opposte della QBO evidenziano una forte dissipazione selettiva delle componenti che si propagano in direzione coerente con la struttura del vento incontrata, imprimendo allo spettro delle onde la stessa struttura verticale del flusso zonale. In altre parole, ciò che la Figura 9 suggerisce attraverso la cancellazione fra momentum flux positivi e negativi viene oggi osservato come una trasformazione sistematica dello spettro ondulatorio durante la propagazione attraverso le differenti fasi della QBO.
Questo filtraggio risolve anche un apparente paradosso. Se nella troposfera venissero generate continuamente quantità comparabili di onde dirette verso est e verso ovest, ci si potrebbe chiedere come possano formarsi forti regimi unidirezionali nella stratosfera. La risposta è che il forcing locale non dipende soltanto dallo spettro generato alla sorgente, ma dal suo progressivo filtraggio. Un regime zonale assorbe selettivamente determinate velocità di fase, lasciando passare quelle opposte; queste ultime raggiungono quote maggiori e costruiscono le condizioni necessarie alla successiva inversione. In questo modo una sorgente relativamente bilanciata può alimentare un’oscillazione fortemente alternante.
Il meccanismo possiede quindi una notevole capacità di auto-organizzazione. Il vento esistente determina quali onde vengono assorbite; l’assorbimento cambia il vento; il nuovo vento modifica il filtro; la modifica del filtro altera il segno e la quota della futura deposizione di quantità di moto. Il flusso netto quasi nullo osservato in alcune regioni non deve quindi essere interpretato come assenza di dinamica, ma come una configurazione nella quale due grandi contributi opposti sono temporaneamente bilanciati. Una piccola modifica del vento può rompere l’equilibrio e produrre una risposta molto più grande del residuo iniziale.
La Figura 9 aiuta inoltre a comprendere perché le fasi orientale e occidentale della QBO non siano perfettamente simmetriche. Le stime indirette risultano generalmente maggiori durante lo shear occidentale rispetto a quello orientale, suggerendo differenze nella disponibilità, nella propagazione o nella capacità di osservare le diverse popolazioni ondulatorie. Nella stratosfera reale lo spettro delle sorgenti non è perfettamente simmetrico rispetto alla direzione di propagazione; onde Kelvin, onde miste Rossby-gravità, inerzio-gravità e gravità convettive possiedono caratteristiche differenti e vengono prodotte con distribuzioni diverse di velocità di fase. Inoltre, la struttura dello shear occidentale e quella dello shear orientale non sono immagini speculari l’una dell’altra. Il bilancio complessivo della QBO contiene quindi inevitabilmente asimmetrie.
Le moderne diagnosi del budget di quantità di moto confermano tale complessità. Pahlavan et al. hanno trovato che circa metà del forcing necessario alla discesa sia dei regimi occidentali sia di quelli orientali viene fornito dalle onde esplicitamente risolte in ERA5, ma le classi di onde responsabili differiscono fra le due fasi. Le onde planetarie hanno un ruolo particolarmente importante nella discesa dello shear occidentale, mentre le onde di gravità a piccola scala assumono un peso molto maggiore nello shear orientale. Questo significa che l’idea di due singole popolazioni opposte deve essere considerata un’idealizzazione: nella realtà il sistema integra un ampio spettro le cui componenti relative cambiano con la quota e con la fase dell’oscillazione.
Il contributo delle onde extratropicali aggiunge un ulteriore livello di complessità. Le analisi ERA5 mostrano che onde di Rossby provenienti dalle medie latitudini possono propagarsi verso l’alto e verso l’equatore e impartire un’accelerazione verso ovest alla circolazione tropicale. Pur non essendo la principale sorgente del forcing climatologico della QBO nella sua regione centrale, esse possono contribuire ad alcune irregolarità del ciclo. Questo risultato ricorda che il semplice quadro bidirezionale ricavato dalle osservazioni di Singapore rappresenta una componente dominante ma non esclusiva del bilancio della stratosfera equatoriale.
Dal punto di vista osservativo, la Figura 9 conserva inoltre un valore metodologico notevole. Essa dimostra che per comprendere il forcing atmosferico non basta misurare una media. Una grande quantità di informazione può scomparire attraverso la cancellazione statistica. È necessario analizzare separatamente i contributi positivi e negativi, le relazioni di fase tra le variabili e le differenti bande di frequenza. Questa lezione è oggi centrale nello studio delle onde di gravità, dove distribuzioni estremamente intermittenti e flussi opposti possono produrre medie apparentemente modeste nonostante una forte attività locale.
La stessa distinzione è importante anche nella modellistica climatica. Un modello potrebbe riprodurre correttamente il momentum flux netto ma farlo attraverso due componenti opposte entrambe troppo deboli, ottenendo casualmente la stessa risultante osservata. In tal caso il forcing potrebbe apparire corretto nel valore medio ma reagire in maniera errata a un cambiamento dello shear, perché il “serbatoio” di momentum disponibile per il filtraggio sarebbe sottostimato. La capacità di rappresentare correttamente lo spettro bidirezionale è quindi fondamentale quanto la riproduzione della risultante media.
È proprio per questo motivo che la risoluzione numerica assume tanta importanza nei modelli della QBO. Molte delle onde a periodo breve possiedono scale orizzontali e verticali troppo piccole per essere rappresentate esplicitamente nei tradizionali modelli climatici globali. Esse devono essere parametrizzate, specificando uno spettro di velocità di fase e una quantità di moto introdotta dal basso. Se lo spettro parametrizzato contiene una distribuzione errata fra componenti orientali e occidentali, oppure se la dissipazione avviene alle quote sbagliate, l’intero ciclo QBO può risultare deformato. La Figura 9 mostra quindi indirettamente perché una parametrizzazione basata soltanto su un valore medio del momentum flux sarebbe fisicamente insufficiente.
Il confronto con il Plate 4 rende ancora più chiara la sequenza logica. Il Plate 4 aveva mostrato che le perturbazioni di uno-tre giorni possiedono una notevole energia e che la relazione fra temperatura e vento cambia con lo shear QBO. La Figura 9 traduce quella relazione in termini di trasporto della quantità di moto e dimostra che dietro un piccolo flusso netto si nasconde un’attività ondulatoria totale molto più grande. La prima figura mostra la sincronizzazione dello spettro con la QBO; la seconda rivela la sua rilevanza dinamica.
Il risultato aiuta inoltre a interpretare le osservazioni della precedente Figura 8. Le onde inerzio-gravità osservate sopra Watukosek durante uno shear occidentale apparivano prevalentemente dirette verso est. La Figura 9 dimostra che ciò non implica che tutto il momentum flux sia orientato in quella direzione. Lo shear rende più facilmente osservabili determinate componenti perché ne riduce la velocità intrinseca e ne modifica la lunghezza d’onda verticale; altre componenti possono rimanere meno visibili pur trasportando quantità di moto significativa. Le diverse figure descrivono quindi prospettive complementari dello stesso processo: osservazione diretta delle onde, struttura spettrale e ricostruzione del loro trasporto dinamico.
Nel quadro più generale proposto da Dunkerton, la presenza di questo ampio spettro di onde risolve almeno parzialmente la discrepanza fra il forcing richiesto teoricamente e quello attribuibile alle sole onde Kelvin e Rossby-gravità osservate. Per mantenere una QBO realistica in presenza dell’upwelling tropicale è necessario un contributo combinato di grandi onde equatoriali, onde inerzio-gravità intermedie e onde di gravità mesoscalari. La Figura 9 mostra che la banda uno-tre giorni può effettivamente contenere una quantità di moto abbastanza grande da costituire una parte importante di questo contributo mancante.
La moderna visione della QBO mantiene integralmente questo principio, pur disponendo oggi di una descrizione molto più dettagliata dello spettro. Le onde Kelvin sono fondamentali per parte delle accelerazioni verso est; le onde di gravità a piccola scala possono contribuire intensamente a entrambi i segni del forcing e dominare una porzione importante dell’accelerazione verso ovest; le onde inerzio-gravità e miste Rossby-gravità forniscono contributi aggiuntivi; perfino onde extratropicali possono intervenire in particolari condizioni. Il vento medio filtra continuamente questa molteplicità di componenti e trasforma un forcing troposferico complesso in una struttura zonale relativamente regolare.
In definitiva, la Figura 9 dimostra che il momentum flux delle onde tropicali non può essere interpretato soltanto attraverso la sua risultante netta. Durante entrambe le fasi di shear della QBO esistono grandi trasporti di quantità di moto di segno opposto che si compensano quasi completamente. La differenza residua osservata nei pannelli di destra rappresenta soltanto una piccola frazione dell’attività disponibile mostrata nei pannelli di sinistra. Questa distinzione cambia radicalmente la valutazione del ruolo delle onde inerzio-gravità: da perturbazioni apparentemente secondarie diventano una componente potenzialmente essenziale del motore della QBO.
Il significato scientifico più profondo della figura risiede proprio nella dimostrazione che la QBO non ha necessariamente bisogno di una sorgente troposferica che alterni periodicamente il segno della quantità di moto. La troposfera può fornire contemporaneamente uno spettro ricco di onde dirette verso est e verso ovest. È la stratosfera, attraverso il proprio profilo di vento e la sua evoluzione, a selezionare di volta in volta quale parte di questo spettro venga assorbita e quale continui a propagarsi. Le onde accelerano il vento, il vento filtra le onde e il filtro così modificato determina l’accelerazione futura. La forte cancellazione documentata da Sato e Dunkerton costituisce quindi non un problema per la teoria della QBO, ma uno dei suoi elementi più eleganti: dietro una piccola risultante può nascondersi un enorme sistema bidirezionale di trasporto della quantità di moto, pronto a essere selezionato dalla circolazione e trasformato nell’alternanza lenta e regolare dei venti della stratosfera equatoriale.
3.2.3. Onde di gravità
Le onde di gravità atmosferiche costituiscono una componente fondamentale della dinamica della stratosfera tropicale e rappresentano uno dei principali meccanismi attraverso i quali perturbazioni generate nella troposfera possono trasferire energia e quantità di moto verso quote molto superiori. Nel contesto dell’Oscillazione Quasi-Biennale, il loro interesse deriva soprattutto dalla capacità di propagarsi verticalmente attraverso l’atmosfera equatoriale e di depositare quantità di moto quando incontrano condizioni favorevoli alla dissipazione, alla saturazione o all’assorbimento. La QBO stessa può essere interpretata come uno degli esempi più evidenti di interazione tra onde e circolazione media: regimi alternati di venti occidentali e orientali discendono lentamente attraverso la stratosfera equatoriale perché differenti componenti dello spettro ondulatorio trasferiscono quantità di moto al flusso zonale medio. La grande revisione di Baldwin et al. [2001] ha consolidato questa interpretazione, mostrando come lo studio della QBO sia inseparabile da quello delle onde atmosferiche che ne determinano il forzante dinamico e che, contemporaneamente, vengono filtrate e modificate dalla stessa struttura dei venti della QBO.
Tra le sorgenti tropicali di onde di gravità, la convezione profonda riveste una posizione di particolare importanza. I sistemi convettivi tropicali sono caratterizzati da intensi moti verticali, rapide variazioni della distribuzione del riscaldamento latente e forti perturbazioni della stabilità atmosferica. Questi processi generano un ampio spettro di onde, comprendente sia perturbazioni relativamente lente e di grande scala sia onde di gravità ad alta frequenza e con lunghezze d’onda orizzontali relativamente brevi. Le simulazioni numeriche di Fovell et al. [1992], Alexander et al. [1995] e Alexander and Holton [1997] mostrarono già negli anni Novanta che al di sopra dei sistemi convettivi profondi possono svilupparsi pacchetti di onde molto energetici, capaci di attraversare la tropopausa e raggiungere la stratosfera. Questa caratteristica è particolarmente rilevante ai tropici, dove l’elevata quota della tropopausa e la presenza persistente di convezione profonda creano un collegamento dinamico diretto tra la troposfera superiore e la stratosfera inferiore.
Le onde di gravità ad alta frequenza generate dalla convezione possiedono caratteristiche che ne favoriscono la propagazione verticale. La loro energia può essere diretta prevalentemente verso l’alto e, in condizioni favorevoli, raggiungere rapidamente la stratosfera prima che cambiamenti sostanziali della circolazione troposferica ne alterino la propagazione. Questo significa che l’attività ondulatoria osservata immediatamente sopra un sistema convettivo può conservare una relazione relativamente stretta con la sorgente sottostante. Tale collegamento distingue in parte queste onde da altre perturbazioni che possono propagarsi per grandi distanze orizzontali prima di raggiungere la stratosfera. Le simulazioni convettive hanno inoltre dimostrato che la risposta atmosferica non consiste in una singola onda, ma in uno spettro molto ampio di frequenze, lunghezze d’onda e velocità di fase. È proprio questa diversità spettrale a rendere le onde convettive particolarmente efficaci nell’interazione con la QBO, poiché diverse componenti dello spettro possono essere selettivamente assorbite a differenti quote e durante differenti fasi dell’oscillazione.
Il parametro dinamico decisivo è il trasporto verticale di quantità di moto. Un’onda di gravità che si propaga verso l’alto trasporta infatti quantità di moto orizzontale attraverso la colonna atmosferica. Finché l’onda rimane quasi conservativa, questo trasporto può continuare per diversi chilometri senza produrre un’accelerazione significativa del flusso medio. Quando tuttavia l’onda raggiunge una regione nella quale la sua ampiezza cresce fino alla saturazione, incontra un livello critico oppure diviene instabile e dissipa, parte della quantità di moto trasportata viene trasferita alla circolazione atmosferica circostante. In questo modo perturbazioni aventi scale spaziali molto inferiori a quelle della QBO possono contribuire all’evoluzione di una struttura zonale estesa praticamente all’intera fascia equatoriale. Alexander et al. [2010] hanno sottolineato come questo processo rappresenti uno dei principali meccanismi mediante i quali le onde di gravità influenzano la circolazione della stratosfera e della mesosfera, e come la corretta rappresentazione del loro flusso di quantità di moto sia indispensabile nei modelli climatici e nelle simulazioni della circolazione atmosferica.
Le prime osservazioni dirette fornirono indicazioni sorprendenti sull’intensità che questi flussi possono raggiungere localmente. Röttger [1980], Larsen et al. [1982], Sato [1992, 1993] e Sato et al. [1995] identificarono onde di gravità di grande ampiezza nella stratosfera al di sopra di sistemi convettivi profondi. Sato [1993], in particolare, riuscì a stimare valori del flusso verticale di quantità di moto dell’ordine di 0,03 Pa, equivalenti a circa 0,3 metri quadrati al secondo quadrato nelle unità cinematiche comunemente impiegate. Tali valori risultavano circa un ordine di grandezza superiori al flusso medio zonale e temporale che Dunkerton [1997] aveva stimato sufficiente perché le onde di gravità tropicali potessero contribuire in modo sostanziale al mantenimento della QBO. Questo confronto mette in evidenza una proprietà importante delle onde convettive: la loro attività è fortemente intermittente. Eventi individuali possono generare flussi enormemente superiori alla media climatologica necessaria per modificare la circolazione, ma sono confinati nello spazio e nel tempo. Di conseguenza, non è sufficiente conoscere l’intensità di un singolo episodio; è necessario determinare quanto frequentemente tali episodi si verifichino, quanto siano estesi e quale sia la loro distribuzione geografica e stagionale.
Le campagne aeronautiche condotte con l’ER-2 della NASA fornirono un contributo fondamentale a questa problematica. L’aereo poteva raggiungere quote prossime ai 20 km, consentendo misure dirette nella regione della tropopausa tropicale e nella bassa stratosfera. Pfister et al. [1986, 1993a, 1993b] identificarono perturbazioni di temperatura e vento attribuibili a onde di gravità con lunghezze d’onda orizzontali inferiori a circa 150 km, associate a intensa convezione cumuliforme sopra Panama e l’Australia settentrionale. Queste osservazioni dimostrarono che le strutture convettive possono produrre onde su scale troppo piccole per essere rappresentate esplicitamente dai modelli globali tradizionali, ma comunque sufficientemente energetiche da avere conseguenze dinamiche importanti nella stratosfera.
Pfister e collaboratori proposero il concetto di “topografia convettiva”, secondo il quale un sistema convettivo profondo può agire, dal punto di vista della corrente atmosferica circostante, in maniera analoga a un ostacolo tridimensionale. Le torri convettive e le forti correnti ascendenti deformano infatti il flusso atmosferico e possono generare perturbazioni ondulatorie che si propagano verso l’alto. Questa interpretazione non esclude altri meccanismi di generazione. Le onde possono essere prodotte anche dalla distribuzione temporale e spaziale del riscaldamento latente, dalla rapida evoluzione delle celle convettive, dalle oscillazioni delle correnti ascendenti e discendenti e dalla risposta dinamica dell’ambiente circostante. L’atmosfera sopra un sistema convettivo reale contiene quindi uno spettro di onde derivante dalla combinazione di molteplici processi, rendendo difficile attribuire tutto il flusso di quantità di moto a un singolo meccanismo.
Le stime originarie ottenute utilizzando il meccanismo della topografia convettiva suggerivano un contributo relativamente modesto al bilancio complessivo della QBO, dell’ordine di una piccola frazione rispetto al forzante attribuito alle onde di scala planetaria. Dunkerton [1997] osservò tuttavia che tali valori potevano rappresentare una sottostima, poiché non venivano necessariamente inclusi tutti i processi responsabili della generazione di onde ad alta frequenza. La questione divenne quindi non tanto se la convezione generasse onde di gravità, fenomeno ormai supportato sia dalle osservazioni sia dalle simulazioni, quanto piuttosto quale fosse l’importanza integrata di queste onde nel bilancio della quantità di moto dell’intera stratosfera tropicale.
Un passo importante venne compiuto da Alexander and Pfister [1995], che utilizzarono simultaneamente misure del vento verticale e orizzontale acquisite dall’ER-2 sopra una regione di intensa convezione a nord dell’Australia. Il vantaggio di questa metodologia consisteva nella possibilità di ricavare più direttamente il trasporto di quantità di moto associato alle perturbazioni ondulatorie. Lungo le porzioni della traiettoria di volo sovrastanti le nubi più profonde vennero rilevati flussi prossimi a 0,1 Pa, valori estremamente elevati rispetto alle medie climatologiche richieste per influenzare la QBO. Alexander et al. [2000] ampliarono successivamente l’analisi mostrando una relazione tra temperatura della sommità delle nubi e intensità del flusso di quantità di moto: in generale, le nubi più fredde e più elevate, interpretabili come espressione di convezione più profonda, tendevano a essere associate a una maggiore attività ondulatoria.
Questi risultati rappresentano un collegamento fisico importante tra meteorologia troposferica e dinamica stratosferica. La convezione non deve essere considerata soltanto come un processo responsabile delle precipitazioni e del trasporto verticale di calore e umidità nella troposfera, ma anche come una sorgente di perturbazioni capaci di comunicare con la stratosfera. Una frazione dell’energia liberata dai sistemi convettivi viene trasformata in moto ondulatorio e può propagarsi al di sopra della tropopausa. Quando le onde dissipano nella stratosfera, esse modificano il vento zonale medio, contribuendo a creare accelerazioni orientali oppure occidentali a seconda del segno della quantità di moto trasportata.
Questa selezione del segno del flusso costituisce uno dei punti centrali nella dinamica della QBO. Le onde generate in troposfera possono propagarsi sia verso est sia verso ovest rispetto al flusso medio. La struttura verticale dei venti tropicali agisce però come un filtro selettivo. Determinate componenti vengono assorbite o dissipano a quote inferiori, mentre altre riescono a penetrare più in alto. Poiché i venti della QBO cambiano con la quota e con il tempo, anche lo spettro delle onde che raggiunge ciascun livello della stratosfera cambia continuamente. Si instaura quindi una retroazione: le onde modificano il vento medio attraverso il deposito di quantità di moto e il vento medio, a sua volta, determina quali onde possano attraversare una determinata regione. Questo meccanismo di interazione onda-flusso medio costituisce l’elemento fisico essenziale che consente la propagazione discendente dei regimi di vento della QBO.
Gli studi basati su modelli ad alta risoluzione hanno successivamente rafforzato questa interpretazione. Kawatani et al. [2010] utilizzarono un modello atmosferico globale con una risoluzione sufficientemente elevata da rappresentare esplicitamente una parte considerevole dello spettro delle onde di gravità senza ricorrere a una parametrizzazione convenzionale del gravity-wave drag. Il modello fu in grado di simulare una QBO con struttura e ampiezza relativamente realistiche nella bassa stratosfera, pur presentando alcune differenze rispetto all’oscillazione osservata. L’analisi mostrò che sia le onde equatoriali organizzate sia le onde inerziali-gravità di scala più piccola contribuiscono al bilancio dinamico della QBO. Nelle regioni di shear orientato verso est, le onde equatoriali, comprese le onde di Kelvin, potevano spiegare una parte importante del forzante, mentre le componenti di scala minore fornivano il contributo rimanente e assumevano un ruolo particolarmente significativo in altre fasi dell’oscillazione.
I risultati dei modelli ad alta risoluzione hanno contribuito a superare la visione più antica secondo cui la QBO sarebbe stata controllata principalmente da poche famiglie di onde equatoriali di grande scala. Oggi l’oscillazione viene interpretata come il risultato dell’azione combinata di un ampio spettro ondulatorio comprendente onde di Kelvin, onde di Rossby-gravità, onde inerziali-gravità e onde di gravità caratterizzate da scale orizzontali relativamente piccole. Alexander et al. [2010] hanno evidenziato come le simulazioni globali ad altissima risoluzione suggeriscano che le onde appartenenti alla parte dello spettro tipicamente classificata come gravity waves possano fornire una frazione molto consistente del forzante ondulatorio richiesto per mantenere la QBO.
La variabilità geografica delle sorgenti è altrettanto importante. La convezione tropicale non è distribuita uniformemente lungo l’Equatore, ma è concentrata soprattutto nelle regioni caratterizzate da elevate temperature superficiali oceaniche e intensa convergenza, come il Maritime Continent, l’Oceano Pacifico occidentale, l’Oceano Indiano e le principali regioni monsoniche. Di conseguenza, anche la generazione delle onde di gravità è fortemente eterogenea longitudinalmente. La successiva propagazione verso la stratosfera dipende inoltre dai venti della troposfera superiore e della bassa stratosfera. Kawatani e collaboratori hanno mostrato che la circolazione di Walker e la distribuzione longitudinale dei venti tropicali possono filtrare selettivamente le onde prima ancora che esse penetrino pienamente nella stratosfera. L’intensità del forzante finale associato alle onde di gravità dipende pertanto dalla combinazione tra sorgente convettiva, direzione di propagazione, velocità di fase e struttura tridimensionale del vento atmosferico.
Le osservazioni radiosondistiche forniscono ulteriori indicazioni sull’importanza della modulazione stagionale. Allen and Vincent [1995], analizzando dati prossimi a 12°S, identificarono un ciclo annuale dell’attività delle onde di gravità coerente con una sorgente convettiva particolarmente attiva durante il monsone australe. Le successive analisi di Vincent and Alexander [2000], basate su sei anni di osservazioni presso Cocos Island, confermarono una relazione analoga, ma mostrarono contemporaneamente che il segnale stagionale risultava modulato dallo stato della QBO. I massimi del flusso di quantità di moto coincidevano con fasi caratterizzate da forti venti orientali, mentre la propagazione delle onde presentava una marcata anisotropia. Ciò costituisce una dimostrazione osservativa dell’impossibilità di separare rigidamente sorgente e propagazione: una maggiore attività ondulatoria osservata in stratosfera può derivare da un aumento della generazione troposferica, ma anche da condizioni del vento più favorevoli alla trasmissione di determinate componenti dello spettro.
Il concetto di filtraggio critico è quindi essenziale per interpretare le climatologie osservate. Un aumento del flusso di onde a una determinata quota non implica necessariamente che la sorgente sottostante sia diventata più intensa. Potrebbe invece significare che la struttura dei venti consente a una maggiore frazione di quello spettro di raggiungere la quota osservata. Allo stesso modo, una diminuzione del flusso non richiede necessariamente una riduzione dell’attività convettiva. Le onde possono essere state assorbite a livelli inferiori e aver già trasferito la loro quantità di moto alla circolazione. È proprio questo trasferimento che contribuisce alla dinamica della QBO e che rende il problema osservativo particolarmente complesso.
Un altro sviluppo fondamentale è stato l’impiego delle osservazioni satellitari. Gli strumenti satellitari hanno consentito di ampliare enormemente la copertura geografica rispetto alle radiosonde, agli aeromobili e alle campagne sperimentali locali. Tuttavia, nessuno strumento è in grado di osservare l’intero spettro delle onde di gravità. Ogni tecnica possiede infatti una propria funzione di osservazione che favorisce determinate lunghezze d’onda verticali e orizzontali e determinate geometrie di propagazione. Alexander et al. [2010] sottolinearono che questa limitazione deve essere considerata quando si confrontano climatologie satellitari, osservazioni in situ e simulazioni numeriche. Ciò significa che le stime del flusso di quantità di moto derivate da differenti piattaforme non rappresentano necessariamente esattamente la stessa parte dello spettro atmosferico.
Geller et al. [2013] realizzarono uno dei primi confronti sistematici tra i flussi di quantità di moto delle onde di gravità ricavati dalle osservazioni e quelli prodotti dai modelli climatici. Le osservazioni comprendevano misure satellitari della temperatura, palloni stratosferici a lunga durata e radiosonde ad alta risoluzione verticale, mentre i modelli comprendevano sia sistemi ad alta risoluzione capaci di risolvere esplicitamente una parte dello spettro ondulatorio sia modelli climatici che rappresentavano gli effetti delle onde mediante parametrizzazioni. I risultati mostrarono una concordanza incoraggiante per diversi aspetti della distribuzione geografica dei flussi, ma evidenziarono anche discrepanze legate sia alle limitazioni strumentali sia alla specificazione delle sorgenti nei modelli. Questo tipo di confronto ha assunto un’importanza crescente perché permette di vincolare maggiormente le parametrizzazioni e ridurre la dipendenza da parametri scelti prevalentemente attraverso procedure di tuning.
Un’ulteriore conferma del coinvolgimento diretto delle onde di gravità nella QBO è arrivata dalle analisi satellitari di Ern et al. [2014]. Utilizzando osservazioni della temperatura ottenute dagli strumenti HIRDLS e SABER, gli autori ricavarono informazioni sui flussi di quantità di moto e sulla loro variazione in relazione alle differenti fasi dell’oscillazione. I risultati indicarono che soprattutto le onde caratterizzate da velocità di fase intrinseca relativamente contenuta e da lunghezze d’onda verticali inferiori a circa 10 km interagiscono in maniera efficace con i venti della QBO. L’accelerazione associata alla convergenza del flusso ondulatorio mostrava inoltre variazioni temporali e ordini di grandezza compatibili con una parte sostanziale del forzante mancante nei bilanci della quantità di moto derivati dalle rianalisi. Questo studio fornì quindi una delle evidenze osservative più convincenti del ruolo diretto delle onde di gravità di piccola scala nella dinamica della QBO.
La rilevanza delle onde convettive non deve però essere interpretata come alternativa a quella delle onde planetarie ed equatoriali di scala maggiore. La QBO emerge piuttosto dall’azione integrata dell’intero spettro atmosferico. Le onde di Kelvin sono particolarmente efficaci nel trasportare quantità di moto verso est, mentre le onde di Rossby-gravità e diverse categorie di onde inerziali-gravità possono contribuire al forzante orientato verso ovest. Le onde di gravità generate dalla convezione ampliano enormemente questo spettro, consentendo il trasferimento di quantità di moto attraverso velocità di fase e frequenze non completamente rappresentate dalle sole onde equatoriali di grande scala. Questa complementarità spiega perché modelli che omettono o rappresentano in modo troppo semplice le onde di gravità possano mostrare difficoltà nella simulazione dell’ampiezza, del periodo o della propagazione verticale della QBO.
Il problema assume particolare importanza nei modelli climatici globali. La maggior parte delle onde convettive possiede infatti scale spaziali inferiori alla risoluzione esplicita dei modelli convenzionali. I loro effetti devono quindi essere rappresentati mediante parametrizzazioni che descrivono statisticamente la generazione, la propagazione, il filtraggio e la dissipazione delle onde. Alexander et al. [2010] e Geller et al. [2013] hanno mostrato come la distribuzione prescritta delle sorgenti, delle velocità di fase e dei flussi di quantità di moto possa esercitare un’influenza sostanziale sulla circolazione simulata. Una parametrizzazione troppo uniforme geograficamente, per esempio, può non riprodurre correttamente il forte legame tra convezione tropicale e generazione delle onde; analogamente, uno spettro delle velocità di fase non realistico può modificare il livello al quale le onde vengono assorbite e quindi alterare la struttura verticale della QBO.
L’evoluzione verso modelli con risoluzioni sempre più elevate ha consentito di rappresentare esplicitamente una parte crescente di questo spettro. Ciò non elimina completamente il problema della parametrizzazione, poiché anche i modelli molto sofisticati continuano a non risolvere le onde più piccole, ma permette di studiare con maggiore realismo la relazione tra sistemi convettivi, propagazione tridimensionale delle onde e deposito di quantità di moto. Le simulazioni ad alta risoluzione hanno evidenziato strutture spaziali fortemente intermittenti, con intense concentrazioni del flusso associate a specifiche regioni convettive. Questa visione è molto più complessa rispetto all’ipotesi di una sorgente di onde uniformemente distribuita lungo l’Equatore e suggerisce che la QBO sia mantenuta da una moltitudine di eventi locali il cui effetto cumulativo produce una risposta media quasi zonalmente simmetrica.
Le osservazioni e le simulazioni convergono quindi verso una concezione della stratosfera tropicale come sistema nel quale convezione, onde e vento medio sono strettamente accoppiati. La convezione profonda genera uno spettro di onde; la circolazione troposferica filtra una parte di questo spettro; le componenti sopravvissute attraversano la tropopausa; i venti della QBO operano un ulteriore filtraggio selettivo; le onde crescono di ampiezza man mano che la densità atmosferica diminuisce; infine dissipano o vengono assorbite, trasferendo quantità di moto al flusso zonale medio. Quest’ultimo viene quindi accelerato, modificando a sua volta le condizioni di propagazione delle onde che seguiranno. È questa catena di interazioni a trasformare fenomeni convettivi di durata relativamente breve, spesso dell’ordine di ore o giorni, in una componente del meccanismo responsabile di un’oscillazione stratosferica con periodicità media di circa 28 mesi.
La forte intermittente localizzazione delle sorgenti spiega anche perché sia così difficile determinare osservativamente il bilancio complessivo. Le misure realizzate durante un singolo episodio convettivo possono individuare flussi di quantità di moto enormi, come quelli osservati dall’ER-2, ma non indicano automaticamente quale sia la media tropicale. Al contrario, una media zonale o mensile può apparire relativamente modesta perché combina regioni con intensa attività e regioni quasi prive di onde. La quantità dinamicamente rilevante per la QBO deriva dall’integrazione nello spazio e nel tempo di questi eventi, corretta per il filtraggio prodotto dalla circolazione atmosferica. È pertanto possibile che episodi rari ma estremamente intensi forniscano una frazione significativa del trasporto totale di quantità di moto.
Questa considerazione permette di comprendere meglio perché le stime iniziali del contributo convettivo alla QBO fossero caratterizzate da ampie incertezze. Negli anni Novanta esistevano soltanto poche campagne capaci di misurare direttamente il vento verticale nella stratosfera tropicale, e la distribuzione globale delle sorgenti convettive era nota soprattutto attraverso osservazioni indirette. L’introduzione delle osservazioni satellitari ad alta risoluzione, dei palloni stratosferici a lunga durata, delle rianalisi moderne e dei modelli globali ad alta risoluzione ha progressivamente migliorato il quadro, ma non ha eliminato tutte le incertezze. Come evidenziato da Alexander et al. [2010], diversi sistemi osservativi campionano porzioni differenti dello spettro e possono quindi sottostimare sistematicamente le componenti con lunghezze d’onda non compatibili con la loro geometria di misura.
Nel complesso, la letteratura sviluppatasi dalle prime osservazioni di Röttger, Sato, Pfister, Alexander e Vincent fino agli studi satellitari e modellistici più recenti ha profondamente rafforzato l’ipotesi che le onde di gravità ad alta frequenza rappresentino una componente essenziale del bilancio dinamico della stratosfera tropicale. Non costituiscono semplicemente un rumore di piccola scala sovrapposto alla circolazione generale, ma uno dei meccanismi attraverso cui l’atmosfera trasferisce quantità di moto tra regioni e quote differenti. La loro origine convettiva crea un collegamento particolarmente significativo tra il ciclo idrologico tropicale, la dinamica della troposfera e la circolazione stratosferica.
Nel caso specifico della QBO, il punto fondamentale è che l’oscillazione non può essere spiegata adeguatamente considerando un’unica famiglia di onde. Il suo mantenimento richiede un ampio spettro di perturbazioni con differenti velocità di fase, direzioni di propagazione e scale spaziali. Le onde di gravità convettive forniscono una parte cruciale di questo spettro e possono trasportare quantità di moto sufficiente a modificare significativamente i venti stratosferici. Il loro contributo effettivo varia però nel tempo e nello spazio, perché dipende dalla localizzazione della convezione, dalla profondità delle nubi, dalle caratteristiche dello spettro generato, dalla struttura dei venti nella troposfera superiore e dalla fase della QBO stessa.
Si configura quindi un sistema dinamico fortemente interattivo nel quale la QBO non è soltanto il risultato del forzante ondulatorio, ma partecipa attivamente alla regolazione di quel forzante attraverso il filtraggio selettivo delle onde. Le osservazioni di Cocos Island, le campagne ER-2, gli studi radiosondistici, le simulazioni convettive, i modelli globali ad alta risoluzione e le moderne analisi satellitari convergono nel sostenere questa interpretazione. La convezione profonda tropicale costituisce una sorgente intermittente ma potenzialmente molto intensa di onde di gravità; una frazione di queste onde penetra nella stratosfera, trasporta quantità di moto e interagisce con la struttura dei venti della QBO; l’assorbimento e la dissipazione delle onde contribuiscono infine alle accelerazioni che permettono ai regimi orientali e occidentali dell’oscillazione di svilupparsi e propagarsi verso il basso. In questa prospettiva, le onde di gravità rappresentano uno degli elementi indispensabili per comprendere non soltanto il mantenimento della QBO, ma più in generale il modo in cui processi atmosferici di piccola scala riescono a controllare componenti della circolazione globale su scale temporali e spaziali enormemente superiori a quelle delle perturbazioni che le hanno generate.
Figura 10 – Distribuzione geografica del flusso verticale di Eliassen–Palm delle onde equatoriali e relazione con la convezione tropicale
La Figura 10 di Bergman e Salby [1994] costituisce una rappresentazione particolarmente significativa del legame tra la distribuzione geografica della convezione tropicale e la generazione di onde atmosferiche capaci di trasportare energia e quantità di moto verticalmente dalla troposfera verso la stratosfera. Gli autori ricostruirono il campo convettivo globale utilizzando immagini ad alta risoluzione provenienti da sei satelliti e ne ricavarono una stima della componente verticale del flusso di Eliassen–Palm associato alle onde equatoriali, separando il contributo ondulatorio in tre differenti intervalli di frequenza. La figura consente pertanto di esaminare non soltanto dove si concentra maggiormente l’attività ondulatoria tropicale, ma anche come la relazione tra onde e convezione cambi al variare della loro scala temporale. Questo aspetto è di grande importanza per lo studio dell’Oscillazione Quasi-Biennale, poiché la QBO rappresenta uno degli esempi più evidenti di circolazione atmosferica prodotta dall’interazione tra onde che si propagano verticalmente e il flusso zonale medio della stratosfera equatoriale. Come sottolineato dalla successiva sintesi di Baldwin et al. [2001], la QBO non può essere compresa indipendentemente dallo spettro delle onde che trasportano quantità di moto verso l’alto e che vengono, a loro volta, filtrate dalla struttura verticale dei venti equatoriali.
La grandezza riportata nella Figura 10 è il valore assoluto della componente verticale del flusso di Eliassen–Palm, integrato nelle differenti bande di frequenza. Il flusso di Eliassen–Palm rappresenta, nel formalismo della dinamica atmosferica, un importante indicatore del trasporto associato alle perturbazioni ondulatorie e della loro capacità di interagire con la circolazione media. Nel caso della figura, l’utilizzo del valore assoluto è particolarmente importante dal punto di vista interpretativo, perché consente di mettere in evidenza l’intensità dell’attività ondulatoria indipendentemente dal segno del trasporto. Di conseguenza, le aree maggiormente ombreggiate non devono essere interpretate direttamente come regioni caratterizzate da un’accelerazione verso est o verso ovest del vento zonale. Esse indicano piuttosto le regioni nelle quali il trasporto verticale associato alle onde è maggiore. Le unità sono inoltre arbitrarie e gli intervalli delle isolinee sono lineari: l’interesse scientifico principale risiede dunque nella distribuzione relativa dell’attività e nelle differenze tra le tre bande di frequenza, più che nel valore assoluto del flusso.
Il pannello superiore considera le onde con frequenze inferiori a 0,2 cicli al giorno, corrispondenti a periodi superiori a circa cinque giorni. La distribuzione appare relativamente ampia e poco concentrata, con una vasta regione di attività che interessa buona parte dell’Oceano Indiano tropicale, il Maritime Continent e il Pacifico occidentale e centrale. Rispetto agli altri due pannelli, tuttavia, i massimi locali sono relativamente modesti e la struttura possiede un carattere maggiormente zonale. Questa configurazione suggerisce che le perturbazioni più lente non siano legate in maniera strettamente locale alla posizione delle singole celle convettive, ma riflettano maggiormente l’organizzazione della convezione tropicale su scale spaziali molto estese. Le onde equatoriali caratterizzate da periodi di diversi giorni possono infatti possedere lunghezze d’onda orizzontali molto grandi e propagarsi significativamente rispetto alla regione nella quale sono state inizialmente eccitate. Il segnale atmosferico osservato a una determinata longitudine non deve quindi necessariamente coincidere con la localizzazione precisa della sorgente convettiva.
Questa proprietà è coerente con la natura dello spettro delle onde tropicali. La convezione profonda non genera un’unica categoria di perturbazioni, ma uno spettro continuo che comprende oscillazioni organizzate su scala planetaria, onde equatorialmente intrappolate e onde di gravità di scala progressivamente minore. Le componenti a bassa frequenza possono rispondere alla distribuzione su larga scala del riscaldamento latente e all’organizzazione della convezione lungo interi bacini oceanici. Ciò contribuisce a spiegare perché nel pannello relativo ai periodi superiori a cinque giorni non emergano soltanto nuclei isolati sopra i principali centri temporaleschi, ma una struttura più estesa che occupa una parte considerevole della fascia tropicale Indo-Pacifica. La relazione tra convezione e risposta ondulatoria rimane dunque presente, ma è mediata dalla propagazione orizzontale delle onde e dalla struttura dinamica della circolazione equatoriale.
Il pannello centrale, relativo a frequenze comprese tra 0,2 e 0,5 cicli al giorno e quindi a periodi compresi approssimativamente tra due e cinque giorni, mostra una distribuzione più frammentata. L’attività rimane prevalentemente concentrata nel settore Indo-Pacifico, ma iniziano a distinguersi più chiaramente massimi localizzati nell’area del Sud-est asiatico, nel Maritime Continent e nel Pacifico occidentale e centrale. Questa maggiore localizzazione geografica rappresenta una transizione significativa tra le perturbazioni lente del pannello superiore e le onde ad alta frequenza del pannello inferiore. Al diminuire del periodo, il legame tra la posizione dei massimi ondulatori e quella delle sorgenti convettive diventa progressivamente più evidente.
La banda temporale compresa tra due e cinque giorni include perturbazioni dinamicamente importanti per la stratosfera tropicale. Le onde appartenenti a questa fascia temporale possono propagarsi verticalmente e trasportare una quantità significativa di pseudomomento, ma conservano ancora una componente di propagazione orizzontale abbastanza importante da consentire loro di allontanarsi dalle regioni convettive originarie. Di conseguenza, la distribuzione geografica risulta intermedia tra quella relativamente uniforme delle onde lente e quella fortemente localizzata delle onde ad alta frequenza. È proprio questa progressiva trasformazione della struttura spaziale attraverso i tre pannelli a costituire uno degli aspetti più istruttivi della figura.
Il pannello inferiore, relativo alle frequenze superiori a 0,5 cicli al giorno e quindi alle perturbazioni con periodi inferiori a circa due giorni, presenta infatti una configurazione radicalmente diversa. Il trasporto verticale diventa molto più organizzato in nuclei geograficamente concentrati, con valori elevati soprattutto sul settore Indo-Pacifico tropicale. Una vasta area di forte attività si estende dall’Oceano Indiano orientale attraverso l’Indonesia e il Maritime Continent fino al Pacifico occidentale, con massimi particolarmente pronunciati tra circa 80°E e 150°E. Un secondo importante nucleo compare sull’America meridionale tropicale, in corrispondenza della regione amazzonica. La corrispondenza con le principali regioni di convezione profonda del pianeta è evidente e costituisce il risultato fisico più importante della Figura 10.
Il Maritime Continent rappresenta infatti una delle regioni più attive dell’intero sistema convettivo globale. L’elevata temperatura delle acque circostanti, l’enorme disponibilità di vapore acqueo, la complessa distribuzione di isole e mari e il forte ciclo diurno della convezione favoriscono la formazione frequente di sistemi temporaleschi molto profondi. Le correnti ascendenti associate a tali sistemi possono raggiungere la tropopausa tropicale e, nei casi più intensi, produrre overshooting convective tops che penetrano localmente nella bassa stratosfera. Questi processi generano perturbazioni dinamiche estremamente efficienti nell’eccitare onde di gravità, sia attraverso la variabilità temporale del riscaldamento latente sia attraverso l’interazione meccanica tra le correnti convettive e il flusso ambientale.
La regione amazzonica rappresenta un secondo esempio particolarmente significativo. Qui la presenza di un marcato massimo nelle onde con periodi inferiori a due giorni indica che la generazione delle onde di gravità non è limitata alle regioni oceaniche tropicali. La convezione continentale, spesso caratterizzata da correnti ascendenti molto intense, forti gradienti termodinamici e un pronunciato ciclo diurno, può produrre a sua volta un importante flusso ondulatorio diretto verso l’alto. La Figura 10 dimostra quindi che le sorgenti stratosferiche di onde convettive comprendono sia i grandi centri convettivi oceanici sia quelli continentali.
Questa interpretazione è coerente con gli studi osservativi e modellistici sviluppati negli stessi anni e successivamente. Alexander e Pfister [1995], per esempio, utilizzando osservazioni aeronautiche sopra sistemi convettivi tropicali, trovarono valori molto elevati del flusso verticale di quantità di moto nella bassa stratosfera. Alexander e Holton [1997] mostrarono inoltre attraverso simulazioni numeriche che la convezione tropicale può generare uno spettro di onde di gravità capace di esercitare un forcing significativo sui venti stratosferici. Questi lavori sono stati successivamente integrati nella visione complessiva della QBO discussa da Baldwin et al. [2001], nella quale il contributo delle onde convettive di piccola e media scala viene considerato complementare a quello delle onde equatoriali di scala maggiore.
La Figura 10 anticipa quindi uno dei concetti divenuti centrali negli studi successivi sulle onde di gravità: la distribuzione delle sorgenti non è affatto uniforme lungo l’Equatore. Le onde di gravità sono fenomeni fortemente intermittenti e regionalmente concentrati. Alexander et al. [2010] hanno sottolineato come le osservazioni moderne, comprese quelle satellitari, mostrino grandi variazioni geografiche nei flussi di quantità di moto e come i valori locali possano superare di oltre un ordine di grandezza le medie ottenute su vaste aree o su lunghi intervalli temporali. La stessa revisione evidenzia che le regioni tropicali interessate da intensa convezione costituiscono centri privilegiati di flusso ondulatorio e che una corretta rappresentazione di queste sorgenti è essenziale nei modelli della circolazione stratosferica.
Il netto aumento della localizzazione spaziale passando dalle basse alle alte frequenze può essere compreso considerando le proprietà della propagazione delle onde di gravità. Le onde ad alta frequenza tendono ad avere una velocità di gruppo con una componente verticale relativamente pronunciata. L’energia può pertanto essere trasferita rapidamente verso l’alto senza che il pacchetto ondulatorio percorra necessariamente enormi distanze in direzione orizzontale. Il segnale osservato nella stratosfera inferiore conserva così una maggiore vicinanza geografica con la sorgente troposferica. Questo comportamento contrasta con quello delle onde più lente e di scala maggiore, la cui energia può propagarsi orizzontalmente per distanze considerevoli prima che il loro effetto venga osservato a una determinata quota.
La forte concentrazione del pannello c non deve comunque essere interpretata come una semplice fotografia della distribuzione delle sorgenti. La distribuzione finale delle onde dipende anche dalla propagazione attraverso l’atmosfera sovrastante. Tra la sorgente convettiva e la stratosfera si trovano infatti strati caratterizzati da venti zonali e meridionali variabili, che possono filtrare determinate componenti dello spettro ondulatorio. Un’onda avente una determinata velocità di fase può propagarsi liberamente attraverso alcune configurazioni del vento, mentre può essere assorbita o dissipata in altre. Ne consegue che la distribuzione geografica visibile nella Figura 10 rappresenta il risultato combinato della generazione convettiva e della selezione dinamica operata dal flusso atmosferico.
Questo filtraggio acquista un’importanza ancora maggiore una volta raggiunta la stratosfera, dove la struttura verticale dei venti della QBO seleziona continuamente le onde capaci di proseguire verso quote maggiori. L’interazione onda-flusso medio costituisce infatti il meccanismo fondamentale attraverso cui la QBO si mantiene. Le perturbazioni che trasportano quantità di moto verso est e verso ovest non penetrano indifferentemente attraverso i differenti regimi di vento: la loro propagazione è condizionata dalla velocità intrinseca rispetto al flusso ambientale. Quando determinate onde incontrano condizioni favorevoli alla saturazione, alla dissipazione o all’assorbimento, trasferiscono quantità di moto al vento zonale medio e producono un’accelerazione della circolazione. Baldwin et al. [2001] descrivono la QBO proprio come un sistema nel quale la circolazione media è forzata da onde aventi periodi enormemente inferiori al periodo di circa 28 mesi dell’oscillazione risultante.
Da questo punto di vista, la Figura 10 permette di comprendere perché sia necessario considerare un ampio spettro di frequenze e non soltanto le classiche onde equatoriali di grande scala. Le prime interpretazioni teoriche della QBO avevano enfatizzato soprattutto le onde di Kelvin per il forcing occidentale e le onde di Rossby-gravità per quello orientale. Studi successivi hanno mostrato che questa rappresentazione, pur corretta nei suoi fondamenti, non è sufficiente per chiudere completamente il bilancio della quantità di moto. Una parte sostanziale del forcing deriva da onde di gravità caratterizzate da scale temporali e spaziali inferiori rispetto alle onde equatoriali tradizionalmente considerate.
Le simulazioni atmosferiche globali ad alta risoluzione hanno fornito un importante sostegno a questa interpretazione. Come discusso da Alexander et al. [2010], modelli capaci di risolvere esplicitamente una parte più ampia dello spettro delle onde di gravità riescono a produrre distribuzioni realistiche dei flussi di quantità di moto e indicano che la porzione dello spettro classificabile come gravity waves può fornire una frazione molto elevata del forcing necessario alla QBO. Questo risultato rafforza il significato dinamico del pannello c della Figura 10: le onde ad alta frequenza associate alle regioni di convezione profonda non rappresentano semplicemente fluttuazioni locali, ma possono partecipare al bilancio globale della quantità di moto nella stratosfera tropicale.
Le osservazioni satellitari più moderne hanno ulteriormente confermato tale quadro. Ern et al. [2014], utilizzando misure di temperatura degli strumenti HIRDLS e SABER, hanno ricavato stime dei flussi di quantità di moto delle onde di gravità e analizzato la loro interazione con la QBO. I risultati hanno mostrato che una parte significativa del forcing è associata a onde con velocità di fase intrinseca relativamente bassa e lunghezze d’onda verticali inferiori a circa 10 km. Le variazioni temporali della resistenza esercitata dalle onde mostravano inoltre una relazione consistente con le accelerazioni richieste dal bilancio dinamico della QBO. Ciò rappresenta una conferma osservativa, ottenuta con strumenti molto diversi rispetto a quelli disponibili all’epoca di Bergman e Salby, del ruolo fondamentale dello spettro di piccola scala nella stratosfera tropicale.
La Figura 10 assume un significato ancora maggiore se interpretata alla luce della natura intermittente delle onde convettive. Un singolo sistema temporalesco può produrre un flusso verticale molto elevato per alcune ore, mentre vaste regioni tropicali possono presentare simultaneamente una debole attività ondulatoria. Una media zonale tende pertanto a smussare enormemente queste differenze. Alexander et al. [2010] hanno evidenziato che l’intermittenza costituisce una delle principali difficoltà nell’osservazione e nella parametrizzazione delle onde di gravità: il valore locale del flusso può essere molto maggiore rispetto alla media spazio-temporale, con importanti implicazioni per il luogo e l’altitudine in cui avviene il deposito della quantità di moto.
Questo problema emerge anche confrontando osservazioni e modelli climatici. Geller et al. [2013] hanno realizzato un confronto sistematico tra flussi di quantità di moto ricavati da osservazioni satellitari, palloni stratosferici e radiosonde e quelli simulati da diversi modelli globali. Pur riscontrando una discreta corrispondenza in molte caratteristiche geografiche, gli autori hanno mostrato che alcune differenze dipendono proprio dal modo in cui i modelli rappresentano le sorgenti delle onde di gravità non orografiche. I modelli nei quali la sorgente è eccessivamente idealizzata possono riprodurre male la concentrazione delle onde nelle regioni convettive, mentre le simulazioni ad alta risoluzione tendono a generare spontaneamente strutture più coerenti con le osservazioni.
Questa conclusione è direttamente pertinente alla Figura 10. La forte asimmetria longitudinale del pannello inferiore indica che una parametrizzazione che imponesse la stessa sorgente di onde di gravità a tutte le longitudini equatoriali sarebbe fisicamente poco realistica. La quantità di moto immessa nello spettro ondulatorio dipende dalla presenza, dall’intensità e dalla profondità della convezione. Poiché quest’ultima varia enormemente tra Oceano Indiano, Maritime Continent, Pacifico, Atlantico e continenti tropicali, anche il forcing ondulatorio deve presentare una marcata variabilità longitudinale.
La relazione tra convezione e onde introduce inoltre una possibile dipendenza della QBO dalla variabilità climatica tropicale. Gli spostamenti geografici della convezione associati a ENSO, per esempio, modificano non soltanto il campo delle precipitazioni e la circolazione di Walker, ma anche la localizzazione e potenzialmente l’intensità delle sorgenti di onde di gravità. Geller [2016] ha discusso esplicitamente il collegamento tra QBO, onde di gravità forzate dalla convezione tropicale ed ENSO, sottolineando che il periodo della QBO è particolarmente sensibile all’intensità del flusso verticale di quantità di moto delle onde che la forzano, mentre altre caratteristiche dell’oscillazione dipendono dallo spettro delle loro velocità di fase. Ciò implica che una modifica sistematica della distribuzione o dell’intensità della convezione può, almeno in linea teorica, influenzare il forcing ondulatorio disponibile alla QBO.
Non significa, tuttavia, che dalla Figura 10 si possa dedurre direttamente quale fase della QBO verrà favorita da una determinata regione convettiva. Proprio perché viene mostrato il valore assoluto del flusso di Eliassen–Palm, il segno del trasporto non è rappresentato. Due regioni con identica intensità possono quindi contribuire attraverso onde aventi differenti direzioni di propagazione e differenti velocità di fase. Per stabilire se una determinata popolazione di onde produrrà un’accelerazione orientale o occidentale occorrerebbe conoscere lo spettro completo della quantità di moto e il modo in cui esso viene filtrato dai venti sovrastanti. Questo è un punto metodologico importante, perché evita di interpretare le zone più scure della figura come un forcing unidirezionale della QBO.
Allo stesso modo, non tutte le onde generate dalla convezione riusciranno necessariamente a raggiungere la stratosfera media. Molte possono dissipare nella troposfera superiore o nella regione della tropopausa; altre possono incontrare livelli critici nella bassa stratosfera; altre ancora possono continuare la loro propagazione fino alla stratosfera superiore e alla mesosfera. Il flusso osservato a una determinata altezza costituisce quindi il residuo di uno spettro che ha subito una continua selezione durante la propagazione. La dinamica delle onde di gravità deve essere considerata come un processo tridimensionale che combina generazione, rifrazione, filtraggio, saturazione, dissipazione e interazione con il vento medio.
Anche le tecniche osservative moderne presentano limitazioni analoghe. Alexander et al. [2010] e Geller et al. [2013] hanno evidenziato che ogni strumento osserva soltanto una porzione dello spettro reale delle onde di gravità. I satelliti sono particolarmente efficienti nel rilevare determinate lunghezze d’onda verticali e orizzontali, mentre radiosonde, radar e palloni hanno sensibilità differenti. Ciò significa che non esiste una singola climatologia osservativa capace di rappresentare senza distorsioni l’intero spettro. Proprio per questa ragione il risultato di Bergman e Salby rimane concettualmente importante: pur derivando da una metodologia indiretta basata sulla distribuzione della convezione, mostrava già con grande chiarezza la necessità di considerare la variabilità spaziale e spettrale delle sorgenti.
Nel quadro più generale della circolazione atmosferica, la Figura 10 illustra dunque una fondamentale cascata di interazioni tra fenomeni caratterizzati da scale molto differenti. Un temporale tropicale o un sistema convettivo organizzato può evolvere nell’arco di poche ore, ma durante questo periodo genera onde capaci di propagarsi per molti chilometri in verticale. Queste onde trasportano quantità di moto in una stratosfera la cui circolazione varia su scale di mesi e anni. La dissipazione cumulativa di innumerevoli eventi convettivi contribuisce infine a costruire e modificare una struttura di vento zonale estesa praticamente all’intera fascia equatoriale. La QBO rappresenta pertanto un esempio particolarmente efficace di come processi meteorologici locali e di breve durata possano partecipare alla generazione di una modalità di variabilità atmosferica globale e plurimensile.
La principale evidenza offerta dalla Figura 10 può quindi essere riassunta nella progressiva localizzazione del flusso ondulatorio al crescere della frequenza. Le onde con periodo superiore a cinque giorni presentano una struttura spaziale relativamente ampia e uniforme; quelle comprese tra due e cinque giorni mostrano una maggiore frammentazione e un legame crescente con i centri convettivi; le onde con periodo inferiore a due giorni risultano invece fortemente concentrate sopra le principali regioni di convezione profonda, in particolare il Maritime Continent, il settore indo-pacifico e l’America meridionale tropicale. Tale comportamento rappresenta una forte indicazione della natura convettiva di una parte importante dello spettro delle onde ad alta frequenza.
Considerata nel contesto della letteratura successiva, la Figura 10 di Bergman e Salby [1994] acquista quindi un valore che va oltre la semplice descrizione geografica delle onde equatoriali. Essa anticipa una delle idee centrali della moderna dinamica della media atmosfera: il forcing ondulatorio della stratosfera tropicale è il prodotto di sorgenti fortemente eterogenee e intermittenti, la cui distribuzione dipende dalla meteorologia troposferica. Le onde generate dalla convezione vengono successivamente modificate dalla circolazione attraverso cui si propagano e, una volta dissipate, restituiscono alla circolazione stessa la quantità di moto che hanno trasportato. Questa reciproca dipendenza tra convezione, propagazione ondulatoria e vento medio rappresenta uno degli elementi fondamentali della dinamica della QBO.
In questa prospettiva, il risultato di Bergman e Salby si inserisce perfettamente nell’evoluzione delle conoscenze sviluppate negli ultimi decenni. Dalle prime analisi dei sistemi convettivi alle osservazioni aeronautiche, dalle radiosonde ai satelliti e infine ai modelli globali ad alta risoluzione, emerge un quadro sempre più coerente nel quale le onde di gravità ad alta frequenza svolgono un ruolo sostanziale nel trasferimento verticale di quantità di moto. La loro importanza non risiede soltanto nell’intensità dei singoli eventi, ma nel contributo cumulativo di una moltitudine di sorgenti distribuite irregolarmente lungo i tropici. La Figura 10 mostra proprio l’impronta geografica di questo processo e permette di comprendere perché la rappresentazione realistica della convezione tropicale e delle onde da essa generate sia una condizione indispensabile per simulare correttamente la QBO e, più in generale, la circolazione della stratosfera tropicale.
Figura 11 – Convezione tropicale, generazione di onde di gravità e trasferimento di quantità di moto verso la stratosfera
La Figura 11, tratta dallo studio di Alexander e Holton [1997], offre una rappresentazione particolarmente efficace del processo attraverso il quale la convezione tropicale profonda può generare onde di gravità capaci di propagarsi dalla troposfera fino alla stratosfera. La sezione verticale riprodotta nella figura copre una distanza orizzontale di circa 900 km e si estende dalla superficie fino a 30 km di quota, consentendo di osservare simultaneamente la struttura del sistema convettivo, la risposta termodinamica dell’atmosfera e il campo di velocità verticale prodotto tanto dalle intense correnti convettive quanto dalle perturbazioni ondulatorie che si sviluppano al di sopra della nube. La linea spessa delimita il sistema nuvoloso, le linee sottili rappresentano superfici di temperatura potenziale distanziate di 10 K, mentre l’ombreggiatura descrive la velocità verticale. La scala cromatica è volutamente limitata a circa ±1,2 m s⁻¹ affinché le perturbazioni relativamente deboli presenti nella stratosfera possano risultare visibili; all’interno della troposfera, infatti, le velocità verticali massime associate alle correnti convettive superano 5 m s⁻¹. Questa scelta grafica permette di mettere in evidenza un aspetto dinamicamente fondamentale: il sistema convettivo produce moti estremamente intensi ma localizzati, mentre sopra di esso viene generato un campo ondulatorio molto più debole in termini di velocità verticale istantanea, ma capace di propagarsi per grandi distanze e di trasferire energia e quantità di moto verso livelli atmosferici molto superiori.
La nube simulata raggiunge approssimativamente 15–16 km di quota, quindi la regione prossima alla tropopausa tropicale. La sua estensione verticale è importante perché la convezione profonda ai tropici costituisce uno dei pochi processi meteorologici capaci di collegare direttamente la bassa troposfera con l’alta troposfera e la regione della tropopausa. Le correnti ascendenti trasportano rapidamente calore, vapore acqueo e quantità di moto verso l’alto e determinano contemporaneamente intense variazioni spaziali e temporali del riscaldamento latente. Il sistema atmosferico circostante risponde a questo forcing producendo perturbazioni che possono assumere la forma di onde di gravità. Già le simulazioni pionieristiche di Fovell, Durran e Holton [1992] avevano mostrato che sistemi convettivi organizzati, come le linee di groppo, possono eccitare onde stratosferiche attraverso l’oscillazione delle correnti ascendenti e che, in determinate configurazioni del vento, il forcing meccanico associato alla convezione può costituire un meccanismo particolarmente efficace di generazione.
La Figura 11 rende visivamente evidente questa transizione tra moto convettivo e moto ondulatorio. Al di sotto della tropopausa il campo verticale è irregolare, fortemente concentrato e legato alla struttura interna della tempesta; sopra la sommità nuvolosa, invece, le perturbazioni assumono un carattere molto più ordinato. Le superfici di temperatura potenziale, quasi orizzontali nella stratosfera indisturbata, vengono deformate in una successione di ondulazioni che si estendono per centinaia di chilometri. Si tratta della firma delle onde di gravità che si propagano attraverso un ambiente stabilmente stratificato. Il fatto che queste deformazioni persistano fino quasi alla sommità del dominio, intorno a 30 km, mostra che l’energia originata da un sistema convettivo relativamente localizzato può essere trasferita ben all’interno della stratosfera.
Questo comportamento era già stato analizzato in dettaglio da Alexander, Holton e Durran [1995], che studiarono la risposta ondulatoria sopra convezione profonda simulata in una linea temporalesca. Quel lavoro mostrò che la convezione organizzata può generare uno spettro ampio di onde di gravità caratterizzate da differenti frequenze, lunghezze d’onda e velocità di fase, piuttosto che una singola perturbazione monocromatica. Tale risultato è importante per interpretare la Figura 11: le ondulazioni visibili sopra la nube non rappresentano necessariamente una singola onda regolare, ma la sovrapposizione di numerose componenti dello spettro generate dalle diverse scale temporali e spaziali della convezione.
La capacità della convezione di generare uno spettro così ampio dipende dalla sua natura fortemente variabile. All’interno di un sistema temporalesco le correnti ascendenti si intensificano, decadono, si spostano e si rigenerano; il riscaldamento latente varia nello spazio e nel tempo; le correnti discendenti modificano continuamente la struttura termodinamica dell’ambiente; la sommità della nube può oscillare verticalmente e i nuclei convettivi possono propagarsi rispetto al flusso atmosferico circostante. Ciascuno di questi processi introduce differenti scale temporali nel forcing. Alexander e Holton [2004], analizzando la risposta atmosferica a una sorgente termica transiente, mostrarono che le caratteristiche spettrali delle onde verticalmente propaganti dipendono strettamente dalla struttura temporale e spaziale della sorgente. La convezione non deve quindi essere immaginata come una semplice sorgente puntiforme, ma come un sistema complesso capace di trasferire energia a un ampio spettro di perturbazioni.
Un elemento particolarmente evidente nella Figura 11 è la diversa struttura verticale delle superfici di temperatura potenziale tra troposfera e stratosfera. Nella troposfera le superfici risultano relativamente distanziate e fortemente deformate dalla convezione, mentre sopra la tropopausa diventano più fitte, indicando il passaggio a una regione con maggiore stabilità statica. Questa stratificazione stabile costituisce il mezzo nel quale le onde di gravità possono propagarsi. Quando una porzione d’aria viene spostata verticalmente dalla sua posizione di equilibrio in un ambiente stabilmente stratificato, la forza di galleggiamento tende a riportarla verso il livello originario; l’inerzia la porta però oltre tale posizione, generando un’oscillazione. Quando queste oscillazioni si propagano attraverso l’atmosfera, assumono la forma di onde capaci di trasferire energia e quantità di moto lontano dalla sorgente.
Nella Figura 11 la propagazione non avviene esclusivamente in verticale. La struttura delle perturbazioni mostra che le onde si estendono anche lateralmente rispetto alla nube, occupando progressivamente una regione molto più ampia del sistema convettivo che le ha generate. Questo aspetto è fondamentale perché dimostra come un processo meteorologico locale possa influenzare la circolazione su scale spaziali significativamente maggiori. Una singola regione convettiva può avere una larghezza di alcune decine o centinaia di chilometri, mentre il campo di onde prodotto può diffondersi su distanze molto superiori e interagire con la circolazione atmosferica a diverse longitudini e quote.
Le simulazioni successive hanno confermato che la convezione tropicale costituisce una sorgente particolarmente efficace di onde di gravità. Lane, Reeder e Clark [2001], mediante simulazioni numeriche della convezione tropicale profonda, mostrarono come la struttura dell’attività convettiva determini in modo sostanziale lo spettro delle onde prodotte, sottolineando il ruolo dell’organizzazione delle correnti ascendenti, della distribuzione del riscaldamento e del flusso ambientale. La generazione non dipende quindi soltanto dall’intensità della precipitazione o dalla quantità complessiva di calore latente rilasciato, ma anche dalla geometria e dall’evoluzione temporale del sistema convettivo.
Questa conclusione fu sviluppata ulteriormente da Beres, Alexander e Holton [2004], che proposero un metodo per determinare lo spettro delle onde di gravità al di sopra della convezione a partire dalle proprietà del riscaldamento latente e dal vento troposferico. Il loro lavoro mostrò che informazioni relativamente semplici sulla regione convettiva, come le scale orizzontali e verticali del riscaldamento, la sua intensità e la struttura del vento ambientale, possono fornire indicazioni importanti sullo spettro di quantità di moto che viene irradiato verso l’alto. In questo senso, la Figura 11 non deve essere interpretata soltanto come una rappresentazione di onde generate dalla nube, ma come il risultato dell’interazione fra la sorgente convettiva e l’ambiente dinamico all’interno del quale essa è immersa.
Il vento ambientale svolge infatti un duplice ruolo. Da una parte può modificare direttamente la generazione delle onde, poiché determina il moto relativo della convezione e l’advezione delle strutture di riscaldamento; dall’altra agisce come filtro durante la propagazione. Due onde prodotte simultaneamente dallo stesso sistema convettivo ma dotate di differenti velocità di fase possono avere evoluzioni completamente diverse mentre attraversano la troposfera superiore e la stratosfera. Una può propagarsi liberamente verso l’alto, mentre un’altra può essere assorbita a quote inferiori perché la sua velocità di fase si avvicina a quella del vento ambientale. Pertanto, il campo visibile nella stratosfera è il risultato di una selezione dinamica progressiva dello spettro originariamente prodotto dalla convezione.
Questo filtraggio assume una rilevanza particolare nel contesto dell’Oscillazione Quasi-Biennale. La QBO è caratterizzata dall’alternanza di regimi di vento occidentale e orientale nella stratosfera equatoriale, che si sviluppano alle quote superiori e discendono lentamente nel corso del tempo. Affinché tali regimi possano essere mantenuti, è necessario un trasferimento continuo di quantità di moto da parte delle onde. Le onde di gravità generate dalla convezione rappresentano una delle componenti fondamentali di questo bilancio perché possono trasportare sia quantità di moto diretta verso est sia quantità di moto diretta verso ovest. Alexander e Holton [1997], lo studio dal quale è tratta la Figura 11, furono tra i lavori decisivi nel mostrare che le onde convettive possono contribuire in maniera sostanziale al forcing zonale della stratosfera equatoriale.
Il processo può essere compreso osservando la sequenza fisica rappresentata dalla figura. La convezione genera lo spettro ondulatorio; le onde si propagano dalla tropopausa verso la stratosfera; la diminuzione della densità atmosferica favorisce progressivamente un aumento della loro ampiezza; il vento di fondo seleziona le componenti che possono continuare a propagarsi; infine, quando alcune onde raggiungono condizioni favorevoli alla saturazione, all’instabilità o alla dissipazione, il loro flusso di quantità di moto non viene più conservato e viene trasferito alla circolazione media. È questo deposito di quantità di moto che produce un’accelerazione del vento zonale. Nel tempo, l’azione cumulativa di un enorme numero di onde contribuisce all’evoluzione dei regimi di vento della QBO.
La Figura 11 consente inoltre di comprendere perché le onde di gravità ad alta frequenza siano particolarmente interessanti nella stratosfera tropicale. Come mostrato anche dalla Figura 10 precedentemente discussa, le onde con periodi inferiori a pochi giorni presentano spesso un legame geografico più stretto con le principali regioni di convezione profonda rispetto alle perturbazioni a periodo maggiore. La ragione fondamentale risiede nella loro capacità di trasferire energia verso l’alto in maniera relativamente efficiente. Le onde ad alta frequenza possono possedere una componente verticale della velocità di gruppo significativa e trasferire rapidamente energia dalla regione sorgente verso la stratosfera prima che la propagazione orizzontale le separi eccessivamente dal sistema convettivo originario.
La diminuzione della densità atmosferica con l’altezza rappresenta un ulteriore elemento essenziale. Un’onda che trasporta un determinato flusso attraverso strati progressivamente meno densi tende ad aumentare la propria ampiezza perturbativa. Per questo motivo onde relativamente modeste nella bassa stratosfera possono diventare dinamicamente molto più importanti salendo di quota. Tale crescita non può tuttavia proseguire indefinitamente: quando le perturbazioni diventano sufficientemente intense, possono instaurarsi instabilità, rottura dell’onda e mescolamento. Il risultato finale è la deposizione della quantità di moto precedentemente trasportata. Questo meccanismo consente a una perturbazione originata da un temporale della durata di poche ore di modificare un flusso stratosferico esteso su scale spaziali e temporali enormemente maggiori.
La relazione fra convezione e quantità di moto non è tuttavia semplice. Due sistemi convettivi caratterizzati dalla stessa precipitazione complessiva possono generare onde molto differenti qualora presentino una diversa organizzazione interna. Studi recenti hanno mostrato che la capacità di produrre flussi verticali di energia e quantità di moto dipende sensibilmente dall’organizzazione della convezione. Dai e Nolan [2025], confrontando sistemi convettivi idealizzati bidimensionali e tridimensionali, hanno trovato che la convezione maggiormente organizzata può risultare più efficiente nella generazione di onde stratosferiche per unità di riscaldamento latente. Lo studio mette inoltre in evidenza un limite metodologico importante per l’interpretazione della Figura 11: una simulazione bidimensionale tende a produrre sistemi più coerenti e può generare flussi ondulatori più efficienti rispetto a un sistema tridimensionale reale, nel quale parte dell’energia può disperdersi anche nella terza dimensione.
Questo non riduce il valore fisico della Figura 11, ma ne precisa il significato. L’esperimento di Alexander e Holton deve essere interpretato soprattutto come una rappresentazione idealizzata dei meccanismi fondamentali di generazione e propagazione, non come una riproduzione quantitativa universale di ogni sistema convettivo tropicale. Le simulazioni tridimensionali moderne mostrano una distribuzione molto più complessa delle onde, con propagazione azimutale, interferenze tra pacchetti ondulatori e una dipendenza marcata dalla struttura tridimensionale delle celle. Tuttavia, il principio messo in evidenza nella figura rimane pienamente valido: la convezione profonda può trasformare una parte dell’energia liberata nella troposfera in un flusso ondulatorio che penetra nella stratosfera.
Questa trasformazione è particolarmente importante nei tropici perché gran parte delle onde di gravità non orografiche presenti nella stratosfera viene associata proprio all’attività convettiva. Alexander et al. [2010], nella loro ampia revisione sugli effetti delle onde di gravità nei modelli climatici e sulla distribuzione globale del loro flusso di quantità di moto, evidenziarono come le sorgenti convettive tropicali costituiscano una componente fondamentale del sistema di onde che controlla parte della circolazione della media atmosfera. Gli autori mostrarono inoltre che la distribuzione delle onde è fortemente eterogenea nello spazio e risente tanto della variabilità delle sorgenti quanto del filtraggio esercitato dai venti troposferici e stratosferici.
Proprio quest’ultimo aspetto consente di collegare la Figura 11 a un quadro atmosferico più ampio. Le onde generate sopra una regione convettiva non raggiungono tutte la medesima quota e non producono tutte lo stesso effetto. La circolazione di Walker, i venti della troposfera superiore e la fase della QBO contribuiscono a stabilire quali componenti dello spettro possano penetrare nella stratosfera. Kawatani e collaboratori hanno mostrato, attraverso modelli globali ad alta risoluzione, che la distribuzione longitudinale del forcing delle onde equatoriali deriva dall’interazione fra variazioni delle sorgenti, struttura longitudinale dei venti e fase della QBO. Ne deriva che il semplice fatto che una regione convettiva produca un grande flusso ondulatorio non implica che l’intero spettro raggiunga la stratosfera media.
Le implicazioni per la modellistica climatica sono considerevoli. La maggior parte dei modelli globali tradizionali non possiede una risoluzione spaziale sufficiente per rappresentare esplicitamente tutte le onde visibili idealmente in una simulazione come quella della Figura 11. Molte di queste perturbazioni hanno infatti lunghezze d’onda inferiori alla dimensione delle celle di griglia e devono essere parametrizzate. Per lungo tempo le parametrizzazioni delle onde di gravità hanno utilizzato sorgenti molto semplificate, talvolta uniformi nello spazio e nel tempo. Richter, Sassi e Garcia [2010] mostrarono invece i vantaggi di collegare direttamente le sorgenti delle onde a processi troposferici simulati, compresa la convezione, ottenendo una rappresentazione più fisicamente coerente della circolazione della media atmosfera.
La Figura 11 permette di comprendere intuitivamente perché questa scelta sia necessaria. Se l’intensità, la profondità e l’organizzazione della convezione cambiano nel tempo e nello spazio, anche lo spettro delle onde immesse nell’atmosfera superiore deve cambiare. Una sorgente climatologica uniforme non può riprodurre pienamente le differenze tra un sistema convettivo profondo del Maritime Continent, una regione di convezione oceanica diffusa, una linea temporalesca continentale o un ciclone tropicale. La rappresentazione realistica delle onde di gravità richiede pertanto che i modelli colleghino quanto più possibile il flusso ondulatorio alle caratteristiche fisiche della convezione che lo produce.
La difficoltà nel verificare queste parametrizzazioni dipende anche dalle osservazioni. Le onde di gravità comprendono un enorme intervallo di scale temporali e spaziali e nessun singolo sistema osservativo è in grado di rilevarle tutte. Geller et al. [2013], confrontando osservazioni satellitari, radiosonde, palloni stratosferici e modelli, mostrarono che la distribuzione geografica dei flussi di quantità di moto presenta una corrispondenza complessivamente incoraggiante tra osservazioni e simulazioni, ma anche differenze significative legate sia ai limiti degli strumenti sia al modo in cui i modelli specificano le sorgenti delle onde non orografiche. Lo studio evidenziò soprattutto quanto sia importante confrontare differenti piattaforme osservative prima di trarre conclusioni sull’intensità assoluta dei flussi.
Questa problematica è direttamente collegata alla Figura 11. Le perturbazioni visibili nella simulazione possiedono frequenze e lunghezze d’onda diverse; un satellite potrebbe rilevarne soltanto una parte, una radiosonda un’altra e un aeromobile una porzione ancora differente. L’immagine numerica ha quindi il vantaggio di mostrare contemporaneamente l’intero campo simulato, permettendo di individuare il collegamento fisico tra sorgente e risposta atmosferica. Nella realtà, tale collegamento deve spesso essere ricostruito combinando osservazioni diverse e tenendo conto del fatto che ciascun sistema di misura possiede una propria sensibilità spettrale.
La Figura 11 possiede inoltre un importante significato concettuale perché dimostra come l’accoppiamento troposfera-stratosfera non debba essere interpretato esclusivamente attraverso fenomeni di grande scala. Le teleconnessioni planetarie, le onde di Rossby e la circolazione di Brewer–Dobson costituiscono certamente elementi fondamentali dell’accoppiamento verticale dell’atmosfera, ma le onde di gravità prodotte da sistemi convettivi di dimensioni molto più piccole possono esercitare un’influenza cumulativa altrettanto essenziale sulla circolazione media. Un temporale che dura alcune ore può generare onde capaci di raggiungere la stratosfera; migliaia di sistemi convettivi distribuiti lungo la fascia tropicale possono così produrre, attraverso la somma statistica dei loro contributi, una componente importante del forcing della circolazione stratosferica.
La relazione con la QBO rappresenta probabilmente l’esempio più evidente di questa interazione tra scale. Le strutture di vento della QBO hanno dimensioni planetarie e una periodicità media dell’ordine di alcune decine di mesi, mentre una parte delle onde che le alimentano possiede periodi di ore o giorni e scale orizzontali di poche centinaia di chilometri. Non esiste quindi contraddizione tra la piccola scala della sorgente e la grande scala della risposta: la circolazione media integra nel tempo e nello spazio il contributo di un enorme numero di eventi ondulatori. I modelli globali ad alta risoluzione analizzati nella letteratura recente mostrano infatti che le onde interne di gravità possono contribuire in misura sostanziale al forcing richiesto per mantenere una QBO realistica.
Anche il confronto tra la Figura 10 e la Figura 11 è particolarmente istruttivo. La Figura 10 mostrava la distribuzione geografica del flusso verticale associato a differenti bande di frequenza e metteva in evidenza la forte concentrazione delle onde ad alta frequenza nelle principali regioni convettive tropicali. La Figura 11 fornisce invece una rappresentazione quasi “microscopica” del meccanismo responsabile di quella distribuzione climatologica: una nube convettiva profonda genera un pacchetto di onde che attraversa la tropopausa e si propaga verso l’alto. Considerate insieme, le due figure collegano quindi la scala del singolo evento convettivo alla distribuzione planetaria delle sorgenti ondulatorie tropicali.
Il significato scientifico della Figura 11 può essere infine ricondotto a un principio generale della dinamica atmosferica: la circolazione della media atmosfera è fortemente influenzata da processi che avvengono a scale molto inferiori a quelle della circolazione stessa. La convezione profonda altera il campo termodinamico e dinamico della troposfera, eccita onde di gravità, queste onde propagano energia e quantità di moto verso l’alto, vengono selettivamente filtrate dalla struttura dei venti e infine dissipano trasferendo il loro momento al flusso medio. Il vento modificato dal deposito di quantità di moto cambia a sua volta le condizioni di propagazione delle onde successive, dando origine a una complessa retroazione tra sorgente, onde e circolazione.
In questo senso, la Figura 11 di Alexander e Holton [1997] rappresenta molto più di una semplice simulazione di un temporale tropicale. Essa visualizza uno dei meccanismi fondamentali attraverso i quali la troposfera comunica con la stratosfera. La nube profonda costituisce la sorgente, le ondulazioni della temperatura potenziale mostrano la risposta della stratificazione atmosferica, il campo di velocità verticale evidenzia la propagazione delle perturbazioni e l’estensione delle onde fino a circa 30 km testimonia la possibilità di trasferire energia lontano dalla regione convettiva. Gli studi successivi di Lane et al. [2001], Beres et al. [2004], Alexander et al. [2010], Richter et al. [2010], Geller et al. [2013] e le simulazioni tridimensionali più recenti hanno progressivamente raffinato questa interpretazione, dimostrando che intensità del riscaldamento latente, organizzazione della convezione, vento ambientale e geometria tridimensionale controllano insieme lo spettro realmente immesso nella stratosfera.
La conclusione fondamentale che emerge dalla Figura 11 è dunque che la convezione tropicale profonda costituisce una sorgente dinamicamente efficiente di onde di gravità stratosferiche. Queste onde non devono essere considerate semplici oscillazioni secondarie prodotte dai temporali, ma vettori essenziali del trasferimento verticale di energia e quantità di moto. La loro generazione avviene su scale meteorologiche brevi, la loro propagazione collega la troposfera alla stratosfera e la loro dissipazione contribuisce a regolare componenti della circolazione atmosferica che evolvono su scale temporali di mesi o anni. Per questo motivo, la struttura mostrata da Alexander e Holton rappresenta uno dei passaggi concettuali fondamentali per comprendere come la convezione, le onde di gravità e la QBO facciano parte di un unico sistema dinamico accoppiato.
Figura 12 – Convezione tropicale profonda, flusso di quantità di moto delle onde di gravità e implicazioni per il forcing della QBO
La Figura 12, basata sulle osservazioni analizzate da Alexander et al. [2000] durante la campagna tropicale STEP del gennaio-febbraio 1987, rappresenta una delle evidenze osservative più significative del collegamento tra convezione tropicale profonda e trasporto verticale di quantità di moto da parte delle onde di gravità nella bassa stratosfera. La sua importanza risiede nel fatto che non si limita a mostrare la presenza di perturbazioni ondulatorie sopra sistemi convettivi, ma stabilisce una relazione quantitativa tra una proprietà direttamente riconducibile alla profondità della convezione, la temperatura della sommità nuvolosa, e l’intensità del flusso di quantità di moto misurato nell’atmosfera sovrastante. Allo stesso tempo, il secondo pannello dimostra che tale flusso non è distribuito isotropicamente tra tutte le direzioni di propagazione, ma presenta una pronunciata anisotropia. I due risultati, considerati insieme, mostrano che la convezione tropicale costituisce una sorgente dinamicamente strutturata di onde di gravità e che il suo contributo alla stratosfera dipende sia dall’intensità e dalla profondità dei sistemi convettivi sia dallo spettro direzionale delle onde che riescono a raggiungere i livelli osservati.
Le osservazioni provengono dalla STEP Tropical Campaign condotta nell’area di Darwin e dei mari situati a nord dell’Australia durante la stagione monsonica australe. L’aereo ad alta quota ER-2 sorvolò numerosi sistemi convettivi profondi raggiungendo la regione dell’alta troposfera e della bassa stratosfera. Alexander et al. [2000] utilizzarono misure in situ dei venti per ricavare il flusso di quantità di moto associato a onde di gravità con lunghezze d’onda orizzontali comprese approssimativamente tra 5 e 150 km. Parallelamente, un radiometro infrarosso rivolto verso il basso misurava la temperatura di brillanza delle sommità nuvolose lungo la traiettoria dell’aereo. Questa particolare configurazione osservativa costituiva un grande vantaggio metodologico, perché permetteva di confrontare quasi simultaneamente le caratteristiche delle nubi sottostanti e quelle delle perturbazioni ondulatorie rilevate nella stratosfera sovrastante. Gli autori trovarono una relazione molto marcata: i flussi maggiori, superiori a circa 0,11 Pa, erano associati alle sommità nuvolose più fredde, con temperature inferiori a circa 240 K.
Il pannello (a) sintetizza precisamente questa relazione. Procedendo dalle temperature più basse verso quelle più elevate si osserva una netta diminuzione del flusso di quantità di moto. Per sommità nuvolose comprese approssimativamente tra 210 e 240 K, indicative di convezione estremamente profonda, il flusso raggiunge valori dell’ordine di 0,1 Pa e supera localmente 0,12 Pa. Intorno a 250 K scende verso valori prossimi a 0,09 Pa; per temperature nell’intervallo di circa 270 K il valore è ulteriormente ridotto; oltre 290 K il flusso diventa progressivamente piccolo, fino ad avvicinarsi a poche centesime di pascal alle temperature più elevate. Non è necessario attribuire un particolare significato fisico alle piccole oscillazioni tra punti adiacenti: la caratteristica robusta è il forte gradiente complessivo che separa le nubi fredde e profonde dalle condizioni caratterizzate da sommità più calde e basse.
La temperatura della sommità nuvolosa deve essere interpretata in questo contesto come un indicatore della profondità convettiva, e non come una variabile che controlla direttamente la generazione delle onde. Nella troposfera tropicale la temperatura generalmente diminuisce con l’altezza fino alla regione della tropopausa; di conseguenza, una sommità estremamente fredda segnala tipicamente una nube che si è sviluppata fino all’alta troposfera. Nel caso dei sistemi più vigorosi, gli updraft convettivi possono raggiungere la tropopausa tropicale e talvolta produrre overshooting tops che penetrano temporaneamente al di sopra del livello di equilibrio. Questi sistemi sono accompagnati da intense accelerazioni verticali, rapide variazioni del riscaldamento latente, forti gradienti di pressione e notevoli deformazioni del flusso ambientale. L’insieme di tali processi fornisce molteplici meccanismi attraverso i quali uno spettro di onde di gravità può essere eccitato.
Il risultato osservativo della Figura 12 completa in modo particolarmente efficace quello mostrato dalla precedente Figura 11 di Alexander e Holton [1997]. In quella simulazione numerica era possibile osservare direttamente le onde che si sviluppavano sopra un sistema convettivo tropicale e penetravano fino alla stratosfera. La Figura 12 mostra che nell’atmosfera reale le regioni sovrastanti le nubi più alte presentano effettivamente flussi di quantità di moto molto superiori a quelli osservati sopra nubi più basse. Non si tratta quindi soltanto di una proprietà di simulazioni idealizzate: l’associazione tra convezione profonda e intensa attività ondulatoria emerge direttamente dalle misure effettuate a bordo dell’ER-2.
Dal punto di vista fisico, la relazione può essere interpretata considerando che la convezione profonda è una sorgente estremamente variabile nel tempo. Una corrente ascendente non produce un forcing costante: evolve, accelera, si indebolisce, si inclina, interagisce con celle vicine e modifica continuamente la distribuzione del riscaldamento latente. Questa variabilità consente alla convezione di eccitare onde su un ampio intervallo di frequenze. Alexander e Holton [2004] hanno mostrato teoricamente che una sorgente termica transiente simile a quella associata a un cumulonembo può generare uno spettro molto più ampio di onde verticalmente propaganti rispetto a quanto suggerirebbe una descrizione stazionaria del riscaldamento convettivo. Poiché i singoli cumulonembi possono comportarsi come sorgenti termiche di breve durata, lo spettro prodotto comprende differenti frequenze e scale verticali, aumentando la probabilità che almeno una parte delle perturbazioni trovi condizioni favorevoli alla propagazione verso la stratosfera.
Il flusso di quantità di moto è la grandezza dinamicamente cruciale perché determina la capacità delle onde di modificare successivamente la circolazione media. Durante la propagazione verticale un’onda di gravità trasporta quantità di moto orizzontale attraverso l’atmosfera. Finché la propagazione rimane approssimativamente conservativa, tale quantità di moto viene trasportata verso l’alto senza necessariamente produrre una forte accelerazione locale del vento medio. Quando però l’onda raggiunge condizioni favorevoli alla saturazione, all’instabilità, alla rottura o all’assorbimento in prossimità di un livello critico, il flusso verticale diminuisce e la quantità di moto viene trasferita alla corrente atmosferica circostante. In questo modo una perturbazione avente una lunghezza d’onda di poche decine o centinaia di chilometri può produrre una modifica sistematica di una circolazione molto più estesa.
L’entità dei flussi osservati durante STEP è particolarmente significativa. Alexander et al. [2000] sottolinearono che i valori superiori a 0,11 Pa rilevati sopra le nubi più fredde erano molto grandi rispetto alle medie tropicali richieste per influenzare la circolazione stratosferica. Gli autori considerarono anche il fatto che le nubi tropicali estremamente fredde occupano soltanto una frazione relativamente piccola dell’area complessiva. Utilizzando una stima di copertura di circa il 2% per nubi con temperature inferiori a 215 K tra 20°N e 20°S, ricavarono che un flusso locale dell’ordine di quello misurato durante STEP, opportunamente mediato sulla fascia tropicale, avrebbe potuto fornire un contributo dell’ordine di 2 millipascal, vicino alla grandezza del flusso totale di onde di gravità stimato da Dunkerton [1997] come necessario per contribuire significativamente al forcing della QBO. Questa valutazione non dimostra che tutta la QBO sia alimentata dalla convezione profonda, ma mostra che i flussi locali osservati sono abbastanza grandi da rendere fisicamente plausibile un contributo importante delle onde convettive al bilancio complessivo.
Questo punto permette di comprendere una proprietà fondamentale delle onde di gravità atmosferiche: la loro estrema intermittenza. Un valore di 0,1 Pa osservato sopra un temporale non deve essere confrontato direttamente con una media climatologica tropicale senza considerare la diversa scala spaziale e temporale. Gli eventi più intensi occupano aree relativamente piccole e durano poche ore, ma possono produrre flussi enormemente superiori alla media. Alexander et al. [2010], sintetizzando osservazioni da satellite, radiosonda, pallone e simulazioni, hanno sottolineato che i valori locali del flusso di quantità di moto possono superare di oltre un ordine di grandezza quelli ottenuti dopo una media su vaste regioni o lunghi intervalli temporali. L’intermittenza deve quindi essere considerata una proprietà fondamentale del problema, non un semplice rumore statistico.
Per la QBO ciò significa che il forcing medio non deriva necessariamente da un campo ondulatorio relativamente uniforme e persistente. Può essere costruito attraverso la somma di una moltitudine di episodi relativamente brevi, localizzati sopra regioni convettive particolarmente attive. Quando tali eventi vengono integrati lungo tutta la fascia tropicale e su periodi di settimane o mesi, il risultato può diventare un forcing significativo del vento zonale medio. Questa interpretazione modifica profondamente l’immagine tradizionale della dinamica stratosferica: una modalità di variabilità planetaria con periodo medio di circa 28 mesi può essere parzialmente alimentata dall’effetto cumulativo di perturbazioni aventi periodi di poche ore o giorni.
Il pannello (b) introduce una seconda informazione altrettanto importante, perché mostra la distribuzione del flusso di quantità di moto in funzione della direzione di propagazione. Se le onde prodotte dalla convezione fossero distribuite uniformemente in tutte le direzioni e se l’atmosfera sovrastante non introducesse alcun filtraggio, i valori dovrebbero risultare grossomodo simili attorno all’intero cerchio direzionale. Le osservazioni mostrano invece una marcata anisotropia. Nel caso dei voli oceanici STEP, gran parte del flusso era associata a onde che si propagavano verso sud-est, con un massimo che raggiunge valori prossimi a 0,12–0,13 Pa. Alexander et al. [2000] rilevarono inoltre che la distribuzione era differente sopra la terraferma, dove il massimo tendeva verso nord-est, evidenziando quanto la direzione di propagazione possa dipendere sia dalla struttura della sorgente sia dal contesto dinamico nel quale le onde vengono generate e filtrate.
Questa anisotropia è cruciale per la dinamica atmosferica. Il flusso di quantità di moto delle onde di gravità è una grandezza vettoriale, e conoscere soltanto il suo modulo non è sufficiente per determinare quale effetto una popolazione di onde avrà sul vento zonale o meridionale. Ai fini della QBO assume particolare importanza la componente zonale: onde che trasportano quantità di moto verso est e onde che ne trasportano verso ovest producono effetti opposti quando dissipano. Lo spettro direzionale mostrato nel pannello (b) segnala quindi che il forcing proveniente dalla convezione non può essere realisticamente descritto come una sorgente simmetrica e indipendente dalla direzione.
L’origine dell’anisotropia può essere ricondotta almeno a due categorie di processi. La prima riguarda la sorgente stessa. I sistemi convettivi reali raramente possiedono una geometria perfettamente simmetrica. Possono organizzarsi in linee di groppo, sistemi convettivi a mesoscala, cluster multicellulari o strutture associate al monsone; inoltre si muovono rispetto al flusso ambientale e presentano distribuzioni asimmetriche delle correnti ascendenti e del riscaldamento. Tutto ciò può produrre uno spettro delle onde preferenzialmente orientato in determinate direzioni. La seconda categoria riguarda il filtraggio atmosferico. Anche qualora la sorgente emettesse inizialmente uno spettro più simmetrico, i venti presenti tra il livello di generazione e quello dell’aereo potrebbero rimuovere selettivamente alcune componenti.
Questo concetto di filtraggio è essenziale per interpretare correttamente la Figura 12. Le onde osservate dall’ER-2 non rappresentano necessariamente l’intero spettro emesso dalla convezione sottostante. Sono invece la frazione dello spettro che è riuscita ad attraversare l’alta troposfera, la tropopausa e la bassa stratosfera senza essere precedentemente assorbita o dissipata. Durante la campagna STEP, Alexander et al. [2000] indicarono che ai tipici livelli di volo dell’ER-2 il vento di fondo era occidentale rispetto alla propagazione? Più precisamente, il lavoro descrive venti di fondo diretti verso ovest con shear orientato verso est al di sopra, nel contesto della fase occidentale della QBO; questa configurazione poteva contribuire a selezionare determinate componenti dello spettro osservato.
La QBO rappresenta un caso particolarmente efficace di questo filtraggio selettivo. La sua struttura consiste in regimi alternati di venti orientali e occidentali separati da forti zone di shear verticale. Un’onda la cui velocità di fase si avvicina al vento medio può incontrare un livello critico e venire assorbita, mentre un’altra componente dello spettro può attraversare quella stessa regione e proseguire verso quote superiori. Il risultato è una selezione continua delle onde in funzione della loro direzione e velocità di fase. Quando le componenti selezionate dissipano, trasferiscono la quantità di moto alla corrente media e contribuiscono all’accelerazione che mantiene e fa discendere i regimi della QBO.
Si crea così una retroazione dinamica particolarmente elegante. La convezione determina lo spettro iniziale delle onde; il vento troposferico e stratosferico filtra lo spettro; le onde sopravvissute modificano il vento depositando quantità di moto; il vento modificato altera a sua volta il filtro che agirà sulle onde generate successivamente. La QBO deve quindi essere concepita non semplicemente come una risposta passiva a un forcing ondulatorio preesistente, ma come una circolazione che modifica continuamente lo spettro delle onde responsabile della sua stessa evoluzione.
Le osservazioni della Figura 12 acquistano ulteriore significato quando vengono confrontate con campagne ER-2 condotte in altre regioni tropicali. Alexander et al. [2000] analizzarono anche voli effettuati durante STRAT, POLARIS e ASHOE/MAESA nel Pacifico tropicale. Anche in quei casi appariva una relazione tra nubi profonde e maggiore attività ondulatoria, ma i flussi associati alla convezione risultavano approssimativamente sette volte più piccoli rispetto a quelli osservati durante STEP. Gli autori discussero possibili contributi dovuti alle differenze nei sistemi convettivi, nelle tecniche di osservazione delle nubi e nelle condizioni del vento ambientale.
Questo risultato costituisce una cautela fondamentale nell’interpretazione del pannello (a). La relazione osservata durante STEP non può essere trasformata automaticamente in una legge universale secondo cui una determinata temperatura della sommità nuvolosa produce sempre lo stesso flusso. La temperatura è un efficace indicatore della profondità della convezione, ma non descrive completamente la struttura della sorgente. Due sistemi con sommità ugualmente fredde possono differire notevolmente per intensità delle correnti ascendenti, estensione orizzontale, distribuzione verticale del riscaldamento latente, durata, velocità di propagazione e organizzazione mesoscalare. Tutte queste proprietà possono modificare lo spettro delle onde generate.
Il confronto tra STEP e le campagne successive mostra pertanto che la relazione con la temperatura della sommità deve essere interpretata in termini statistici e regionali. La convezione profonda aumenta chiaramente la probabilità di produrre grandi flussi di quantità di moto, ma l’efficienza con cui l’energia convettiva viene trasformata in energia ondulatoria può variare significativamente. Questa complessità è uno dei motivi per cui la parametrizzazione delle onde di gravità convettive nei modelli climatici continua a rappresentare un problema difficile.
Alexander et al. [2010] hanno sottolineato che la convezione, insieme all’orografia e allo squilibrio dei jet e dei fronti, costituisce una delle principali sorgenti troposferiche di onde di gravità. Poiché molte onde hanno scale inferiori alla risoluzione dei modelli globali, il loro effetto deve ancora essere rappresentato mediante parametrizzazioni. Gli autori evidenziano però che le parametrizzazioni dovrebbero essere vincolate quanto più possibile da osservazioni della distribuzione geografica, delle lunghezze d’onda, delle frequenze e dei flussi di quantità di moto. In particolare, le sorgenti associate alla convezione dovrebbero reagire alla meteorologia reale del modello, anziché essere specificate come un forcing immutabile.
La Figura 12 offre una giustificazione osservativa molto forte a questo approccio. Se il flusso può differire di quasi un ordine di grandezza tra nubi profonde e condizioni caratterizzate da sommità calde, utilizzare una sorgente costante significherebbe ignorare una parte essenziale della fisica. Analogamente, il pannello (b) mostra che una parametrizzazione isotropa può perdere informazioni importanti sulla direzione della quantità di moto trasportata. I modelli più sofisticati cercano pertanto di collegare lo spettro delle onde a proprietà della convezione come la profondità del riscaldamento, la sua intensità, la velocità di movimento delle celle e la struttura del vento troposferico.
Anche la successiva evoluzione delle osservazioni globali ha confermato l’importanza di queste considerazioni. Geller et al. [2013] confrontarono per la prima volta in maniera sistematica i flussi di quantità di moto ottenuti da diversi sistemi osservativi con quelli prodotti da modelli climatici e modelli globali ad alta risoluzione. Il confronto comprendeva dati satellitari, palloni stratosferici a lunga durata e radiosonde ad alta risoluzione verticale. Gli autori mostrarono che, nonostante importanti differenze tra le tecniche, emergono strutture coerenti nella distribuzione globale dei flussi e che le regioni tropicali interessate da forte convezione rappresentano sorgenti chiaramente riconoscibili. Allo stesso tempo, lo studio evidenziò che ciascuna tecnica osservativa campiona soltanto una parte dello spettro complessivo delle onde, rendendo necessaria una grande cautela nel confronto quantitativo tra dataset differenti.
La questione del campionamento è direttamente pertinente alle misure STEP. L’ER-2 era particolarmente sensibile a onde caratterizzate da specifici intervalli di lunghezza d’onda e frequenza. Il flusso mostrato nella Figura 12 non rappresenta quindi l’intero spettro delle onde generate dai sistemi convettivi. Onde con scale troppo piccole o troppo grandi rispetto alla strategia di campionamento potevano non essere adeguatamente rilevate. Di conseguenza, i valori osservati devono essere considerati una stima di una porzione dello spettro reale. Paradossalmente, ciò rende ancora più significativo il fatto che vengano osservati flussi così elevati: se soltanto una parte dello spettro accessibile allo strumento contiene valori dell’ordine di 0,1 Pa, l’intero sistema convettivo può rappresentare una sorgente dinamicamente molto potente.
Le osservazioni satellitari sviluppate negli anni successivi hanno inoltre rafforzato il collegamento tra onde di gravità e QBO. Ern et al. [2014], utilizzando misure di temperatura degli strumenti HIRDLS e SABER, ricavarono spettri del flusso di quantità di moto e mostrarono che le onde con velocità di fase intrinseca relativamente piccola, inferiori a circa 30 m s⁻¹, e lunghezze d’onda verticali inferiori a circa 10 km interagiscono particolarmente efficacemente con la struttura dei venti della QBO. Gli autori stimarono inoltre il drag prodotto dalla variazione verticale del flusso e trovarono una corrispondenza ragionevole sia nella variabilità temporale sia nell’ordine di grandezza con il forcing mancante nel bilancio di quantità di moto derivato da ERA-Interim.
Questi risultati più recenti consentono di inserire la Figura 12 in un quadro dinamico molto più completo. Le osservazioni dell’ER-2 dimostrano che la convezione profonda può produrre localmente flussi molto elevati; le osservazioni satellitari mostrano successivamente che determinate porzioni dello spettro delle onde interagiscono con i venti della QBO e depositano quantità di moto alle quote appropriate. Il collegamento tra troposfera convettiva e oscillazione stratosferica non è quindi una semplice ipotesi qualitativa, ma è sostenuto da differenti linee di evidenza ottenute attraverso strumenti, periodi e metodologie indipendenti.
La Figura 12 assume inoltre un significato particolare se considerata insieme alle Figure 10 e 11. La Figura 10 mostrava che le onde a elevata frequenza tendono a concentrarsi geograficamente nelle principali regioni convettive tropicali, soprattutto nel Maritime Continent e nel settore indo-pacifico. La Figura 11 illustrava attraverso una simulazione il processo fisico mediante il quale una nube convettiva profonda può generare onde che attraversano la tropopausa e si propagano fino alla stratosfera. La Figura 12 completa questa sequenza mostrando direttamente che, nell’atmosfera osservata, le nubi più profonde sono associate ai maggiori flussi stratosferici e che tali flussi possiedono una struttura direzionale non casuale. Le tre figure descrivono quindi, a scale differenti, lo stesso sistema fisico: localizzazione climatologica delle sorgenti, meccanismo di generazione e verifica osservativa del trasporto di quantità di moto.
Questa concatenazione è particolarmente importante perché permette di comprendere come processi meteorologici estremamente locali possano contribuire a una circolazione quasi globale. Una singola cella convettiva vive soltanto alcune ore e occupa una regione di dimensioni limitate, ma può generare un ampio spettro di onde. I pacchetti ondulatori si propagano lontano dalla sorgente, attraversano regioni atmosferiche progressivamente meno dense e possono raggiungere ampiezze tali da dissipare nella stratosfera. Migliaia di eventi simili, distribuiti lungo la fascia tropicale, producono un forcing cumulativo che entra nel bilancio del vento zonale medio. È attraverso questo processo di integrazione spazio-temporale che la variabilità convettiva di poche ore può partecipare alla costruzione di un’oscillazione con una scala temporale di oltre due anni.
Il ruolo della diminuzione della densità con la quota è particolarmente importante. Durante la propagazione verticale, le perturbazioni associate alle onde possono aumentare di ampiezza per mantenere il trasporto energetico e di quantità di moto in un ambiente progressivamente meno denso. Questo aumento favorisce la saturazione e la rottura alle quote superiori. Tuttavia, il luogo preciso nel quale l’onda deposita la propria quantità di moto dipende dalla sua frequenza, dalla velocità di fase e dal profilo del vento circostante. Di conseguenza, due onde generate dallo stesso temporale possono influenzare quote completamente diverse della stratosfera.
La distribuzione direzionale mostrata nel pannello (b) diventa quindi particolarmente significativa. Un massimo del flusso verso sud-est non rappresenta soltanto una curiosità geometrica, ma informa sullo spettro vettoriale che entra nella stratosfera. Le successive variazioni della circolazione possono convertire questa struttura iniziale in un forcing selettivo dei venti zonali o meridionali. Per comprendere completamente l’impatto delle onde sulla QBO non basta quindi quantificare il flusso totale; occorre determinare la sua decomposizione per direzione, velocità di fase, frequenza e lunghezza d’onda.
È proprio questa necessità che distingue la moderna concezione del forcing della QBO dalle prime interpretazioni basate prevalentemente su poche famiglie di onde equatoriali di grande scala. Le onde di Kelvin e di Rossby-gravità rimangono componenti essenziali, ma le simulazioni ad alta risoluzione e le osservazioni hanno mostrato che una grande parte del forcing può essere associata a onde di gravità di scala minore. La revisione di Alexander et al. [2010] rileva che alcuni modelli globali ad altissima risoluzione suggeriscono che la parte dello spettro classificabile come gravity waves possa fornire più della metà del forcing ondulatorio necessario alla QBO.
Questo risultato rende particolarmente significativo il collegamento tra intensità della convezione e flusso osservato nella Figura 12. Se una componente sostanziale del forcing della QBO deriva dalle onde di gravità di piccola scala e se queste onde vengono generate preferenzialmente dai sistemi convettivi più profondi, allora la rappresentazione della convezione tropicale diventa indirettamente fondamentale anche per la simulazione della circolazione stratosferica. Errori nel numero, nella profondità o nell’organizzazione dei sistemi convettivi possono propagarsi attraverso la catena dinamica e produrre errori nell’ampiezza, nel periodo o nella velocità di discesa della QBO.
Da questo punto di vista la Figura 12 rappresenta un passaggio concettuale fondamentale: mostra che la troposfera e la stratosfera non sono sistemi dinamicamente separati. La meteorologia della convezione tropicale influenza lo spettro ondulatorio immesso nella stratosfera, mentre la struttura dei venti stratosferici controlla quali componenti di quello spettro riescono a propagarsi e dove depositano la quantità di moto. Ne deriva un accoppiamento bidirezionale nel quale la variabilità troposferica condiziona la circolazione superiore e la circolazione superiore seleziona la risposta alle sorgenti troposferiche.
La conclusione più importante della Figura 12 è pertanto duplice. Da un lato, essa mostra che la profondità della convezione costituisce un potente indicatore dell’intensità del flusso stratosferico di quantità di moto delle onde di gravità, con valori molto elevati sopra le sommità nuvolose più fredde. Dall’altro, dimostra che questo flusso possiede una marcata struttura direzionale, evidenziando come la generazione e la successiva propagazione siano fortemente anisotrope. Questi due risultati rendono insufficiente qualsiasi rappresentazione delle onde convettive basata su una sorgente uniforme, costante e isotropa.
Considerata alla luce della letteratura sviluppatasi successivamente, la Figura 12 può essere vista come una delle prove osservative fondamentali del ruolo della convezione profonda nel sistema dinamico della QBO. Alexander et al. [2000] mostrarono che valori locali superiori a 0,11 Pa possono essere associati alle nubi più fredde e che, anche tenendo conto della limitata copertura geografica di questi sistemi, il contributo medio risultante può raggiungere ordini di grandezza compatibili con quelli richiesti per influenzare significativamente l’oscillazione. Le successive sintesi di Alexander et al. [2010], il confronto osservazioni-modelli di Geller et al. [2013] e le analisi satellitari di Ern et al. [2014] hanno progressivamente rafforzato questa interpretazione, mostrando che le onde di gravità rappresentano un elemento essenziale del bilancio di quantità di moto della media atmosfera e che la loro corretta rappresentazione rimane indispensabile per simulare realisticamente la QBO.
In definitiva, la Figura 12 documenta uno dei passaggi attraverso cui l’energia prodotta dalla convezione tropicale viene trasformata in un forcing della circolazione stratosferica. Le nubi più profonde generano condizioni favorevoli alla produzione di intense onde di gravità; tali onde trasportano quantità di moto verso l’alto; il vento ambientale ne seleziona direzione e velocità di fase; la progressiva dissipazione trasferisce infine la quantità di moto alla corrente media. L’effetto cumulativo di questa sequenza contribuisce alla formazione e alla discesa dei regimi di vento della QBO. Una struttura convettiva della durata di poche ore può quindi entrare, attraverso il linguaggio dinamico delle onde di gravità, nel bilancio di una delle più importanti oscillazioni della stratosfera tropicale su scala interannuale.
3.3.1. Modelli unidimensionali
I modelli unidimensionali hanno avuto un ruolo fondamentale nello sviluppo della teoria dell’Oscillazione Quasi-Biennale, poiché hanno permesso di isolare in una forma matematicamente e fisicamente controllabile il meccanismo essenziale attraverso cui onde atmosferiche che si propagano verticalmente trasferiscono quantità di moto alla circolazione zonale della stratosfera equatoriale. In questi modelli il vento medio e le proprietà delle onde vengono considerate principalmente come funzioni della quota e del tempo, trascurando esplicitamente gran parte della struttura tridimensionale dell’atmosfera. Si tratta evidentemente di una drastica idealizzazione, poiché la vera QBO presenta variazioni latitudinali, longitudinali e stagionali e interagisce con un vasto spettro di perturbazioni atmosferiche. Proprio questa semplificazione, tuttavia, ha consentito di individuare con chiarezza alcuni dei processi dinamici fondamentali che sarebbero risultati molto più difficili da separare all’interno di modelli bidimensionali o tridimensionali. Il valore dei modelli unidimensionali risiede pertanto non tanto nella capacità di riprodurre integralmente l’atmosfera reale, quanto nella possibilità di trasformare la QBO in un laboratorio concettuale nel quale analizzare separatamente propagazione delle onde, dissipazione, filtraggio selettivo, trasporto verticale di quantità di moto, diffusione del vento medio e risalita tropicale.
Lo sviluppo storico di questo approccio è strettamente legato alla teoria di Holton e Lindzen [1972], che rappresentò una tappa decisiva nella comprensione della QBO. Gli autori considerarono il vento zonale tropicale integrato latitudinalmente e studiarono il modo in cui onde equatoriali generate nella troposfera superiore potessero propagarsi verso l’alto e interagire con il flusso medio. Il punto centrale della loro teoria era che un’oscillazione avente una scala temporale di diversi anni poteva essere prodotta dall’azione di onde caratterizzate da periodi enormemente più brevi. In particolare, Holton e Lindzen attribuirono un ruolo centrale alle onde di Kelvin che propagano quantità di moto verso est e alle onde miste Rossby-gravità che contribuiscono al forcing di segno opposto. Nella formulazione aggiornata del 1972, l’attenuazione radiativa delle onde e il conseguente deposito del loro flusso di quantità di moto costituivano elementi fondamentali per generare l’alternanza dei regimi di vento. Il risultato era concettualmente straordinario: un forcing ondulatorio relativamente semplice poteva produrre spontaneamente un’oscillazione del flusso medio caratterizzata dalla progressiva discesa delle zone di shear attraverso la stratosfera.
L’approssimazione unidimensionale risulta particolarmente efficace per descrivere le onde di Kelvin, perché queste perturbazioni sono fortemente intrappolate attorno all’Equatore e la loro propagazione verticale dipende in misura considerevole dalla struttura del vento zonale equatoriale. In questo caso l’integrazione latitudinale elimina parte della complessità meridionale senza distruggere completamente il meccanismo essenziale dell’interazione onda-flusso medio. La situazione diventa invece molto più problematica per altre categorie di onde. Le onde di Rossby-gravità, le onde di Rossby tropicali e diverse componenti inerziali-gravità possono essere fortemente sensibili allo shear meridionale, alla struttura latitudinale del vento e alla distribuzione geografica delle sorgenti. Di conseguenza, un modello nel quale tutte le variabili dipendono soltanto dalla quota non può riprodurre completamente la propagazione laterale, la rifrazione meridionale o l’assorbimento differenziato che si verificano nell’atmosfera reale.
Il lavoro di Plumb [1977] mostrò tuttavia che anche un sistema estremamente semplificato può riprodurre alcuni degli aspetti più profondi della dinamica della QBO. Plumb considerò l’interazione tra due onde interne e un flusso medio in un fluido dissipativo, dimostrando che il sistema può sviluppare spontaneamente un’oscillazione a lungo periodo. In presenza di una sola onda il flusso medio tendeva verso uno stato sostanzialmente stazionario; introducendo onde che trasportavano quantità di moto di segno opposto, la soluzione stazionaria poteva invece diventare instabile e trasformarsi in un’oscillazione. Uno dei risultati più importanti riguardava la discesa delle zone di shear: il modello mostrava che tale discesa non deve essere interpretata come una semplice propagazione verticale verso il basso di anomalie del vento, ma come il risultato della progressiva modifica del livello al quale le onde depositano la loro quantità di moto.
Questo concetto rimane uno degli aspetti più eleganti della teoria della QBO. Si può immaginare una popolazione di onde che entra nella stratosfera inferiore trasportando quantità di moto in direzioni opposte. La struttura del vento medio modifica progressivamente la capacità delle diverse componenti dello spettro di propagarsi verso l’alto. Alcune vengono attenuate o assorbite prima di altre e trasferiscono quindi il loro momento a quote differenti. L’accelerazione risultante modifica ulteriormente il vento, spostando la regione nella quale le onde successive vengono dissipate. Si crea così una retroazione non lineare nella quale le onde modificano il vento e il vento, a sua volta, modifica la propagazione delle onde. La struttura apparentemente semplice dei modelli unidimensionali permette di osservare questa retroazione con una chiarezza difficilmente ottenibile in un modello tridimensionale, dove il segnale può essere mascherato da numerosi altri processi.
I modelli unidimensionali hanno inoltre consentito di chiarire il ruolo della dissipazione. Nella teoria originaria della QBO era stata attribuita grande importanza all’assorbimento delle onde presso i livelli critici, cioè alle quote nelle quali la velocità di fase delle perturbazioni si avvicina al vento medio. Holton e Lindzen mostrarono successivamente che anche lo smorzamento radiativo può determinare il progressivo deposito della quantità di moto. Ciò significa che le onde non devono necessariamente raggiungere una condizione ideale di livello critico per esercitare un forcing sulla circolazione. La perdita graduale di energia ondulatoria durante la propagazione modifica infatti il flusso verticale di quantità di moto e produce una forza sul vento zonale medio. L’importanza relativa dei diversi meccanismi dipende dalla frequenza, dalla scala verticale e dalle caratteristiche della singola popolazione ondulatoria.
Hamilton [1981] utilizzò proprio il quadro di Holton-Lindzen per analizzare più approfonditamente la struttura verticale della QBO e il ruolo delle proprietà dissipative delle onde. Il confronto con osservazioni radiosondistiche e rocketsonde mostrava che l’ampiezza della QBO varia sensibilmente con la quota, raggiungendo valori importanti nella stratosfera prima di ridursi alle quote superiori. Le simulazioni unidimensionali consentivano di verificare in quale misura tale struttura potesse essere ricondotta alla dipendenza verticale della dissipazione e dello spettro delle onde. Questo tipo di analisi dimostrò che un modello ridotto può essere utilizzato non soltanto per spiegare l’esistenza dell’oscillazione, ma anche per investigarne ampiezza, fase e struttura verticale.
Un limite immediatamente evidente emerge tuttavia quando si considerano le onde di Rossby provenienti da latitudini esterne alla stretta fascia equatoriale. La propagazione di queste perturbazioni è intrinsecamente bidimensionale o tridimensionale e dipende dalla struttura meridionale del vento. Dunkerton [1983] mostrò che onde di Rossby capaci di propagarsi lateralmente verso la regione equatoriale possono contribuire alla fase di accelerazione orientale della QBO. Nel contesto di un modello unidimensionale, questo processo deve necessariamente essere rappresentato mediante un forcing semplificato che sostituisce una propagazione meridionale realmente presente nell’atmosfera. Il risultato è istruttivo proprio perché mette in luce il confine concettuale dell’approccio 1-D: esso può rappresentare gli effetti di un processo tridimensionale, ma non necessariamente il percorso dinamico attraverso cui quel processo si realizza.
Questa distinzione è importante anche per le onde di gravità ad alta frequenza discusse nelle sezioni precedenti. Poiché tali perturbazioni possono possedere una propagazione energetica prevalentemente verticale, la loro interazione con il vento medio è più facilmente descrivibile mediante una colonna atmosferica. Un modello unidimensionale può quindi rappresentare abbastanza efficacemente il principio secondo cui un ampio spettro di velocità di fase viene progressivamente filtrato dai venti stratosferici, con conseguente deposito selettivo di quantità di moto. Rimane però esclusa la forte variabilità geografica delle sorgenti. La convezione tropicale profonda non è distribuita uniformemente lungo l’Equatore, ma si concentra nel Maritime Continent, nel Pacifico occidentale, nell’Oceano Indiano, nell’America tropicale e nelle fasce monsoniche, modificandosi inoltre con il ciclo stagionale e con fenomeni interannuali come ENSO. Per questo motivo la semplicità verticale che rende i modelli 1-D particolarmente efficaci nello studio della propagazione può diventare una limitazione quando si vuole rappresentare realisticamente la generazione delle onde.
Un ulteriore sviluppo importante venne introdotto da Saravanan [1990], che sostituì l’idealizzazione di poche onde discrete con un insieme molto più ampio di perturbazioni verticalmente propaganti. Il suo modello rappresentava quindi una generalizzazione del quadro di Holton e Lindzen e comprendeva contemporaneamente smorzamento delle onde, assorbimento ai livelli critici e un ampio spettro di velocità di fase. Il risultato fondamentale fu che anche uno spettro quasi continuo può produrre oscillazioni del vento medio simili alla QBO generata da un numero limitato di onde. Tuttavia, quando si introduce uno spettro più realistico, cambiano i parametri che controllano periodo e ampiezza dell’oscillazione. Ciò dimostrò che la capacità di generare una QBO non dipende dalla presenza di due particolari onde privilegiate, ma è una proprietà più generale dell’interazione tra uno spettro di perturbazioni verticalmente propaganti e un flusso medio selettivamente filtrante.
Lo studio di Saravanan ebbe inoltre il merito di incorporare l’effetto della risalita tropicale associata alla circolazione meridionale residua. Questo processo riveste un’importanza fondamentale nella bassa stratosfera perché agisce in senso opposto alla discesa apparente delle strutture della QBO. Il forcing ondulatorio tende infatti a produrre la progressiva discesa dei regimi di vento, mentre la risalita media tropicale trasporta verso l’alto quantità di moto e strutture atmosferiche. La velocità osservata con cui i regimi della QBO scendono nella stratosfera è pertanto il risultato di un equilibrio tra forcing ondulatorio e avvezione verticale. Saravanan mostrò che la risalita può avere un ruolo particolarmente importante vicino alla base della QBO e nel determinare la regione di transizione tra la tropopausa e la parte della stratosfera in cui l’oscillazione acquista pienamente la propria struttura.
Questo risultato venne successivamente rafforzato da studi più complessi. Dunkerton [1997], utilizzando un modello bidimensionale, mostrò che per ottenere una QBO con struttura verticale e periodo realistici è necessario un trasporto di quantità di moto aggiuntivo rispetto a quello fornito esclusivamente dalle onde di Kelvin e Rossby-gravità di grande scala. Lo studio evidenziò inoltre che la quantità totale di flusso ondulatorio richiesta dipende dalla velocità della risalita tropicale associata alla circolazione di Brewer-Dobson. In altri termini, maggiore è il trasporto medio verso l’alto, maggiore deve essere il forcing ondulatorio necessario per produrre una determinata velocità di discesa della QBO. Questo collegamento confermò quanto gli esperimenti unidimensionali avessero già suggerito: la struttura osservata dell’oscillazione non può essere interpretata considerando soltanto il drag delle onde, ma deve essere compresa come risultato della competizione tra forcing ondulatorio, diffusione e circolazione residua.
I modelli unidimensionali hanno anche permesso di studiare l’effetto della variabilità temporale delle sorgenti. Geller et al. [1997] considerarono una QBO forzata da onde di Kelvin e onde miste Rossby-gravità il cui flusso di quantità di moto variava nel tempo. Questo esperimento affrontava una questione fisicamente molto rilevante: nell’atmosfera reale le sorgenti troposferiche non sono costanti, poiché la convezione e la circolazione tropicale subiscono variazioni stagionali e interannuali. Le simulazioni mostrarono che una modulazione periodica del forcing può, in determinate condizioni, produrre una sorta di sincronizzazione tra la variabilità della sorgente e il periodo della QBO, ma la risposta è fortemente non lineare. Quando il forcing viene variato in maniera irregolare, l’andamento temporale del vento stratosferico non deve necessariamente assomigliare alla variazione imposta alla sorgente. Questo risultato è metodologicamente importante perché dimostra che una scarsa correlazione lineare tra due serie temporali non esclude necessariamente un legame fisico tra la variabilità troposferica e la QBO.
Geller e collaboratori esplorarono anche la possibilità che variazioni delle temperature superficiali oceaniche potessero modulare i flussi ondulatori che entrano nella stratosfera. Le simulazioni dimostrarono che una modulazione apparentemente semplice alla base della colonna può produrre una risposta molto complessa nella periodicità della QBO. Ciò deriva dalla natura intrinsecamente non lineare dell’interazione onda-flusso medio: una piccola variazione del forcing può modificare il vento, che altera il filtraggio delle onde successive, amplificando o attenuando l’effetto iniziale. Questo costituisce uno dei motivi per cui i modelli unidimensionali rimangono estremamente utili anche quando si dispone di modelli tridimensionali molto più sofisticati. Essi permettono infatti di effettuare esperimenti controllati nei quali un singolo parametro può essere modificato mentre tutti gli altri rimangono invariati.
Nel corso degli anni è diventato però evidente che la QBO atmosferica reale è forzata da uno spettro molto più ampio di onde rispetto a quello utilizzato nei primi modelli. Giorgetta et al. [2002], attraverso un modello di circolazione generale capace di simulare una QBO realistica, mostrarono che un ampio spettro di onde atmosferiche è necessario per generare correttamente l’oscillazione. La capacità di simulazione dipendeva non soltanto dalla parametrizzazione delle onde di gravità, ma anche dalla risoluzione spaziale e dalla rappresentazione realistica della convezione tropicale. Questo risultato non diminuisce l’importanza dei modelli unidimensionali; al contrario, permette di comprendere quale sia esattamente la loro funzione. Essi identificano i principi elementari dell’interazione onda-flusso medio, mentre i modelli tridimensionali stabiliscono come tali principi emergano dall’azione simultanea di un vasto spettro di onde in un’atmosfera geograficamente e dinamicamente complessa.
Questa prospettiva è stata ulteriormente confermata dai moderni esperimenti della QBO Modelling Intercomparison, o QBOi. Holt et al. [2022] hanno confrontato la rappresentazione delle onde tropicali e del forcing della QBO in numerosi modelli contemporanei, trovando un’ampia dispersione nella quantità di forcing fornita dalle onde risolte. Le differenze dipendono dalla risoluzione verticale e orizzontale, dai bias del vento zonale e dalla qualità con cui i modelli riproducono le onde convettivamente accoppiate nella troposfera. I modelli che generano onde tropicali più realistiche tendono a produrre anche un forcing stratosferico risolto più consistente. Questi risultati mostrano quanto le ipotesi dei modelli unidimensionali debbano essere considerate con cautela quando vengono trasferite alla realtà atmosferica, perché il flusso ondulatorio che entra nella stratosfera è esso stesso il prodotto di una complessa dinamica troposferica.
Al tempo stesso, però, il principio fondamentale isolato dai primi modelli 1-D rimane pienamente valido. La QBO è un’oscillazione del flusso medio prodotta principalmente da onde che trasportano quantità di moto verticalmente, vengono selettivamente filtrate dalla circolazione e depositano il proprio momento a quote differenti. La moderna letteratura continua a descrivere l’oscillazione in questi termini generali, pur riconoscendo che lo spettro delle onde è molto più ampio e variabile di quanto ipotizzato nei primi lavori. Una revisione recente dedicata agli impatti, ai processi e alle proiezioni della QBO sottolinea che l’incertezza relativa ai flussi di quantità di moto delle onde di piccola scala, soprattutto di quelle generate dalla convezione profonda, rimane uno dei principali ostacoli alla simulazione accurata dell’oscillazione. Molti modelli climatici sono oggi in grado di produrre una QBO, ma persistono errori sistematici, per esempio nell’ampiezza della variabilità nella stratosfera inferiore.
La semplicità dei modelli unidimensionali consente inoltre di comprendere perché il periodo della QBO non sia una proprietà imposta direttamente dall’esterno. Nei modelli di Plumb e Holton-Lindzen, un forcing ondulatorio sostanzialmente costante può generare un’oscillazione autonoma. Il periodo emerge dall’interazione fra intensità del flusso di quantità di moto, velocità di dissipazione delle onde, diffusione del vento medio, struttura verticale dell’atmosfera e velocità della risalita. Aumentando il forcing ondulatorio, le zone di shear possono generalmente evolvere e discendere più rapidamente; aumentando l’upwelling, la loro discesa può invece risultare rallentata. Questo carattere emergente spiega perché la QBO possa modificare la propria periodicità pur mantenendo una notevole regolarità statistica.
La stessa semplicità rende possibile studiare in dettaglio fenomeni che nei modelli complessi risultano difficili da diagnosticare. La cosiddetta “buffer zone” alla base della QBO ne costituisce un esempio. Studi idealizzati più recenti hanno ripreso modelli unidimensionali per comprendere quali processi impediscano all’oscillazione di propagarsi indefinitamente verso il basso fino alla sorgente delle onde. Questi lavori mostrano come l’upwelling, il damping del flusso medio e la distribuzione verticale della dissipazione possano determinare una regione di transizione nella stratosfera tropicale inferiore. Il fatto che, diversi decenni dopo Holton, Lindzen, Plumb e Saravanan, la ricerca utilizzi ancora modelli 1-D per chiarire la dinamica della base della QBO dimostra il valore duraturo di questo approccio ridotto.
Persino alcuni sviluppi metodologici molto recenti conservano una chiara parentela con la filosofia dei modelli unidimensionali. Espinosa et al. [2022], per esempio, hanno utilizzato parametrizzazioni “single-column” basate su reti neurali per emulare il drag delle onde di gravità non orografiche in un modello idealizzato. Quando accoppiate dinamicamente al modello, parametrizzazioni opportunamente costruite erano capaci di produrre cicli completi della QBO e di generalizzare anche a condizioni climatiche differenti da quelle utilizzate nell’addestramento. Lo scopo di tali esperimenti è assai diverso da quello dei modelli degli anni Settanta, ma la logica concettuale rimane sorprendentemente simile: comprendere come il profilo verticale del vento risponda al forcing ondulatorio lungo una colonna atmosferica e utilizzare questa conoscenza per migliorare la rappresentazione dei processi sub-grid nei modelli climatici globali.
I modelli unidimensionali presentano naturalmente limiti sostanziali. Non possono rappresentare esplicitamente la struttura meridionale della QBO, il restringimento e l’allargamento dei regimi di vento con l’altezza, la propagazione laterale delle onde, le asimmetrie longitudinali delle sorgenti convettive, l’interazione con onde extratropicali o la complessa circolazione residua tridimensionale. Non possono inoltre descrivere realisticamente fenomeni eccezionali nei quali intrusioni di quantità di moto dalle regioni subtropicali modificano improvvisamente l’evoluzione dell’oscillazione. La moderna comprensione della QBO, soprattutto dopo le perturbazioni anomale osservate dal 2016, mostra chiaramente che la sua evoluzione non è sempre riconducibile a una colonna equatoriale dinamicamente isolata.
Queste limitazioni non devono tuttavia essere confuse con una mancanza di utilità. Un modello scientifico non deve necessariamente riprodurre ogni elemento della realtà per essere informativo. Nel caso della QBO, la forza dei modelli unidimensionali risiede proprio nella possibilità di eliminare gran parte della complessità e chiedere quali siano i requisiti minimi perché possa emergere un’oscillazione simile a quella osservata. Le risposte ottenute nel corso di mezzo secolo di studi sono state profonde: è necessario un trasporto verticale di quantità di moto; devono esistere componenti ondulatorie capaci di accelerare il vento in direzioni opposte; l’interazione fra onde e vento deve essere selettiva; la dissipazione deve modificare verticalmente il flusso ondulatorio; l’oscillazione può emergere spontaneamente anche da un forcing stazionario; la discesa delle zone di shear è il risultato della progressiva redistribuzione verticale del forcing; la risalita tropicale contrasta tale discesa; infine, variabilità temporale e spettro delle sorgenti possono modificare sensibilmente periodo e ampiezza dell’oscillazione.
La ricerca moderna ha quindi trasformato, ma non superato, la lezione dei modelli unidimensionali. I modelli tridimensionali mostrano che la QBO è alimentata da una vasta famiglia di onde, da quelle di Kelvin e miste Rossby-gravità alle onde inerziali-gravità e alle onde convettive di scala molto più piccola. Gli esperimenti QBOi evidenziano che la qualità della simulazione dipende dalla risoluzione, dalla convezione, dalle onde risolte e dalle parametrizzazioni del gravity-wave drag. Tuttavia, tutti questi processi finiscono per convergere sul medesimo principio fondamentale già chiarito nei modelli più semplici: il profilo del vento stratosferico evolve perché lo spettro ondulatorio trasferisce quantità di moto verticalmente e perché la capacità delle onde di raggiungere ciascun livello dipende dal vento già presente.
In questo senso, i modelli unidimensionali rappresentano uno degli esempi più riusciti di riduzione teorica nella dinamica atmosferica. Essi non descrivono la QBO in tutta la sua complessità geografica, ma ne espongono il meccanismo essenziale. Dai lavori di Holton e Lindzen [1972] e Plumb [1977], attraverso gli studi di Hamilton, Dunkerton, Saravanan e Geller, fino alle moderne parametrizzazioni delle onde di gravità, la colonna atmosferica idealizzata ha funzionato come un laboratorio nel quale analizzare la relazione tra propagazione ondulatoria e circolazione media. Il loro valore scientifico risiede proprio in questa capacità di distinguere ciò che è indispensabile da ciò che è secondario. La QBO reale richiede inevitabilmente modelli bidimensionali e tridimensionali per essere rappresentata quantitativamente; ma senza la comprensione costruita attraverso i modelli unidimensionali sarebbe molto più difficile interpretare perché quei modelli complessi producano, o talvolta non riescano a produrre, un’oscillazione stratosferica realistica. La semplicità del modello 1-D non rappresenta quindi soltanto una limitazione: costituisce uno strumento teorico attraverso cui diventa possibile riconoscere, all’interno della complessità dell’atmosfera tropicale, la firma fondamentale dell’interazione tra onde, quantità di moto e flusso medio che dà origine all’Oscillazione Quasi-Biennale.
3.3.2. Modelli bidimensionali
Il passaggio dai modelli unidimensionali ai modelli bidimensionali ha rappresentato una fase decisiva nell’evoluzione della teoria dell’Oscillazione Quasi-Biennale, perché ha consentito di superare l’immagine della QBO come semplice alternanza verticale dei venti equatoriali e di descriverla invece come una struttura dinamica dotata di una propria estensione meridionale, accompagnata da anomalie di temperatura, moti verticali e circolazioni secondarie capaci di estendere l’influenza dell’oscillazione ben oltre la stretta fascia equatoriale. Nei modelli bidimensionali le variabili atmosferiche dipendono dalla quota e dalla latitudine, mentre viene generalmente assunta una simmetria longitudinale. Tale semplificazione conserva quindi gran parte dei vantaggi interpretativi dei modelli idealizzati ma permette, contemporaneamente, di rappresentare processi impossibili da descrivere in una singola colonna atmosferica: il bilancio termico associato alle anomalie di vento, la circolazione meridionale secondaria, il trasporto dei traccianti, le differenze tra tropici e subtropici, l’interazione con il ciclo stagionale e una parte fondamentale dell’accoppiamento tra QBO e circolazione di Brewer–Dobson. Proprio questa capacità di collegare la dinamica equatoriale con la risposta atmosferica alle latitudini circostanti ha reso i modelli 2-D uno degli strumenti teorici più importanti nello sviluppo della moderna interpretazione della QBO.
Uno dei primi risultati fondamentali fu ottenuto da Plumb e Bell [1982], che svilupparono un modello su un piano beta equatoriale nel quale onde di Kelvin e onde miste Rossby-gravità venivano generate al limite inferiore e propagate attraverso la stratosfera, subendo dissipazione termica e meccanica. A differenza dei modelli puramente verticali, il sistema conteneva esplicitamente la struttura latitudinale delle onde e permetteva quindi di calcolare sia la risposta del vento zonale sia quella della temperatura e della circolazione meridionale. Una QBO si sviluppava spontaneamente con un periodo di circa 1000 giorni, dimostrando che l’interazione onda-flusso medio responsabile dell’oscillazione rimaneva efficace anche una volta introdotta una struttura meridionale più realistica. Lo studio fu particolarmente innovativo perché mostrò che la QBO non consiste semplicemente nella discesa alternata di venti occidentali e orientali: ogni zona di shear è accompagnata da una circolazione secondaria che modifica temperatura, moto verticale e trasporto meridionale.
La struttura di questa circolazione secondaria costituisce uno dei risultati più importanti dei modelli bidimensionali. Nelle regioni caratterizzate da shear occidentale, cioè dove il vento diventa progressivamente più occidentale aumentando con la quota, la struttura termica associata alla QBO presenta un’anomalia relativamente calda in prossimità dell’Equatore. Affinché tale anomalia possa essere mantenuta contro il rilassamento radiativo, deve svilupparsi una subsidenza equatoriale capace di produrre riscaldamento adiabatico. Nelle regioni di shear orientale avviene invece il processo opposto: l’anomalia termica è relativamente fredda e viene sostenuta da una risalita equatoriale che determina raffreddamento adiabatico. La QBO del vento genera pertanto una vera e propria oscillazione della circolazione meridionale residua, con moti verticali che cambiano segno insieme alla struttura dello shear.
Questo legame tra vento, temperatura e moto verticale ha un significato fisico profondo. Il forcing ondulatorio agisce inizialmente soprattutto sul vento zonale, ma l’atmosfera non può modificare arbitrariamente la distribuzione latitudinale del vento senza adattare contemporaneamente il proprio campo termico. L’equilibrio dinamico richiede quindi variazioni di temperatura che, a loro volta, necessitano di una risposta della circolazione meridionale affinché possano essere mantenute in presenza del raffreddamento radiativo. La QBO diventa così una modalità accoppiata di vento, temperatura e circolazione, piuttosto che una semplice oscillazione cinetica. Le analisi atmosferiche successive hanno confermato in larga misura questa struttura: Randel et al. [1999], utilizzando analisi stratosferiche del Met Office britannico, identificarono componenti coerenti della QBO nel vento, nella temperatura e nella circolazione meridionale residua, mostrando inoltre che le anomalie si estendono dai tropici verso le medie latitudini e presentano una forte sincronizzazione stagionale fuori dall’Equatore.
L’esistenza della circolazione secondaria associata alla QBO è stata successivamente identificata anche attraverso studi osservativi dedicati. Ribera et al. [2004], per esempio, ricostruirono la struttura meridionale e verticale della circolazione e trovarono celle quasi simmetriche nei due emisferi in determinate stagioni, con subsidenza equatoriale nelle zone di shear occidentale e risalita nelle zone di shear orientale, in accordo con il comportamento previsto dai primi modelli. Questa convergenza tra teoria, modellistica e osservazioni costituisce uno dei successi più importanti dell’approccio bidimensionale: una struttura dinamica originariamente dedotta da equilibri teorici relativamente semplici è stata successivamente riconosciuta nella circolazione atmosferica reale.
I primi esperimenti di Plumb e Bell non riuscivano tuttavia a riprodurre l’intera ampiezza della QBO osservata. Le oscillazioni simulate raggiungevano soltanto circa metà dell’intensità reale, indicando che il forcing fornito dalle sole onde di Kelvin e Rossby-gravità considerate nel modello non era sufficiente. Dunkerton [1985] e Takahashi [1987], modificando il modo in cui venivano rappresentati i flussi di quantità di moto ondulatori, riuscirono a ottenere oscillazioni più realistiche. Questo problema anticipava una delle questioni che sarebbe diventata centrale negli studi successivi: quali categorie di onde forniscono effettivamente la quantità di moto necessaria a mantenere la QBO?
La questione emerse con particolare chiarezza nel modello radiativo-dinamico di Gray e Pyle [1989]. A differenza delle precedenti configurazioni idealizzate, questo modello comprendeva un ciclo stagionale più realistico ed era accoppiato alla chimica dell’ozono. Gli autori riuscirono a simulare una QBO nel vento, nella temperatura e nell’ozono colonnare, ma per ottenere un’oscillazione dinamicamente realistica fu necessario imporre un forcing ondulatorio significativamente maggiore di quello attribuibile alle sole onde equatoriali classiche. Nel loro modello il vento equatoriale a circa 25 km oscillava approssimativamente tra +20 e −18 m s⁻¹, mentre un chiaro segnale della QBO dell’ozono si estendeva a tutte le latitudini, con anomalie particolarmente importanti anche alle alte latitudini. Lo studio mostrava inoltre come il ciclo stagionale potesse interferire con la periodicità dell’oscillazione, producendo occasionalmente cicli più lunghi.
Il fatto che fosse necessario aumentare considerevolmente il forcing rappresentò un indizio importante dell’esistenza di una componente ondulatoria mancante nei primi modelli. La successiva evoluzione delle osservazioni e della teoria ha attribuito una parte sostanziale di questo contributo alle onde di gravità e alle onde inerziali-gravità aventi scale e frequenze differenti rispetto alle classiche onde equatoriali di Kelvin e Rossby-gravità. Dunkerton [1997], attraverso un modello bidimensionale specificamente progettato per quantificare il bilancio di quantità di moto, dimostrò che una QBO con periodo e struttura verticale realistici richiede un trasporto verticale aggiuntivo rispetto a quello fornito dalle onde equatoriali di grande scala osservate. Considerando una risalita tropicale realistica associata alla circolazione di Brewer–Dobson, il flusso totale delle onde verticalmente propaganti necessario risultava circa due-quattro volte maggiore rispetto a quello delle sole onde di Kelvin e Rossby-gravità di lungo periodo osservate.
Questo risultato mette in luce un aspetto fondamentale dell’equilibrio dinamico della QBO: la discesa apparente dei regimi di vento non avviene nel vuoto, ma contro una circolazione climatologica tropicale mediamente ascendente. La circolazione di Brewer–Dobson trasporta infatti aria verso l’alto nella stratosfera tropicale, opponendosi alla propagazione discendente delle strutture della QBO. Per produrre la velocità di discesa osservata, il forcing ondulatorio deve essere sufficientemente intenso da prevalere su questa avvezione ascendente. Quanto maggiore è la risalita tropicale, tanto maggiore deve essere il flusso di quantità di moto delle onde. Il modello bidimensionale permette di rappresentare esplicitamente questa competizione, che un modello puramente verticale può includere soltanto in forma prescritta o semplificata.
L’importanza delle onde di gravità venne ulteriormente evidenziata da Mengel et al. [1995], che ottennero un’oscillazione simile alla QBO in un modello bidimensionale della media atmosfera nel quale il trasporto di quantità di moto delle perturbazioni era rappresentato essenzialmente attraverso una parametrizzazione delle onde di gravità. Sebbene l’oscillazione simulata fosse relativamente debole e sensibile alla diffusione verticale, il fatto che una parametrizzazione contenente un ampio spettro di velocità di fase fosse capace di produrre gran parte della struttura verticale osservata indicava chiaramente che le onde di piccola scala non potevano essere considerate un contributo trascurabile. Lavori successivi basati sulla parametrizzazione di Hines hanno mostrato che il deposito di quantità di moto da parte delle onde di gravità può generare oscillazioni equatoriali con periodi, ampiezze e velocità di discesa dello stesso ordine di quelli osservati, a condizione che lo spettro delle onde e il suo filtraggio siano rappresentati adeguatamente.
I risultati dei modelli bidimensionali acquisiscono ulteriore importanza quando si considera la distribuzione latitudinale della circolazione secondaria. La massa che scende all’Equatore durante una determinata fase della QBO deve essere compensata da moti verticali di segno opposto alle latitudini subtropicali. Ne deriva una struttura di anomalie termiche in cui il segnale subtropicale tende ad assumere segno opposto rispetto a quello equatoriale. In una regione equatoriale relativamente calda associata alla subsidenza, per esempio, può svilupparsi una corrispondente anomalia più fredda nei subtropici, dove il ramo compensativo della circolazione è ascendente. Questa struttura costituisce uno dei meccanismi attraverso i quali una perturbazione dinamica originata principalmente vicino all’Equatore produce segnali osservabili a latitudini molto superiori.
La simmetria tra i due emisferi, tuttavia, è soltanto approssimativa e dipende fortemente dalla stagione. I modelli bidimensionali furono tra i primi strumenti capaci di dimostrare che l’interazione tra la QBO e il ciclo annuale può produrre una pronunciata asimmetria interemisferica anche se l’oscillazione equatoriale del vento è quasi simmetrica. Kinnersley [1999] mostrò che all’equinozio la circolazione secondaria assume una struttura relativamente simmetrica a due celle, mentre al solstizio la cella estiva può indebolirsi drasticamente e quella invernale rafforzarsi ed espandersi, arrivando nel modello a essere circa tre volte più intensa rispetto alla configurazione equinoziale. La risposta subtropicale della QBO deve quindi essere interpretata nel contesto dello stato stagionale della circolazione atmosferica e non come una semplice estensione meridionale di un segnale equatoriale fisso.
Questa asimmetria è stata successivamente confermata con dati più completi. Peña-Ortiz et al. [2008], analizzando ERA-40 e il modello MAECHAM5, ricostruirono la circolazione secondaria della QBO nella stratosfera e nella bassa mesosfera e mostrarono che durante primavera e autunno essa mantiene una struttura relativamente simmetrica, mentre nelle stagioni solstiziali diventa fortemente asimmetrica, risultando più intensa e maggiormente estesa nell’emisfero invernale e molto più debole in quello estivo. Tali risultati confermano che l’asimmetria descritta dai modelli bidimensionali non è un dettaglio numerico, ma una proprietà fisica della circolazione atmosferica.
Il motivo di questa preferenza per l’emisfero invernale è legato alla struttura stagionale dei venti, dei gradienti di momento angolare e dell’interazione con la circolazione extratropicale. Durante il solstizio i due emisferi presentano configurazioni dinamiche profondamente differenti: nell’emisfero invernale domina una circolazione stratosferica caratterizzata da forti venti occidentali e intensa attività ondulatoria, mentre quello estivo presenta condizioni molto diverse. La risposta meridionale necessaria a bilanciare il forcing equatoriale della QBO viene quindi modulata dalla circolazione stagionale preesistente. Questo costituisce uno dei primi esempi della più generale interazione tra QBO e ciclo annuale, oggi riconosciuta come una componente essenziale della variabilità stratosferica.
La capacità dei modelli bidimensionali di includere una circolazione meridionale rappresenta inoltre un enorme vantaggio per lo studio dei traccianti atmosferici. Ozono, vapore acqueo, metano e altri costituenti non sono influenzati soltanto dalla chimica locale, ma vengono continuamente redistribuiti dalla circolazione. Poiché la QBO modula risalita, subsidenza e trasporto meridionale, genera inevitabilmente oscillazioni quasi-biennali nelle concentrazioni dei traccianti. L’ozono costituisce il caso più studiato perché la sua distribuzione presenta forti gradienti verticali e latitudinali e perché, oltre a essere trasportato dalla circolazione, influenza direttamente il bilancio radiativo della stratosfera.
Gray e Pyle [1989] mostrarono che una QBO dinamica simulata in un modello bidimensionale chimico-radiativo genera un forte segnale nell’ozono non soltanto ai tropici, ma fino alle alte latitudini. Il segnale equatoriale e quello extratropicale possono inoltre presentarsi con segno opposto, coerentemente con la circolazione secondaria compensativa. Lo studio costituì quindi una delle prime dimostrazioni numeriche del fatto che la QBO dell’ozono non rappresenta semplicemente una risposta chimica locale alla variazione del vento, ma il risultato di una complessa combinazione di trasporto verticale, trasporto meridionale, ciclo stagionale e chimica fotonica.
L’accoppiamento diventa ancora più interessante perché l’ozono non è soltanto un tracciante passivo. Assorbendo radiazione ultravioletta solare, esso contribuisce direttamente al riscaldamento della stratosfera. Un’anomalia della concentrazione di ozono associata alla QBO modifica quindi il tasso di riscaldamento radiativo e può retroagire sulla temperatura e sulla circolazione responsabile del trasporto dell’ozono stesso. Hasebe [1994], analizzando osservazioni SAGE e utilizzando un modello meccanicistico, mostrò che nella bassa stratosfera tropicale la QBO dell’ozono è principalmente generata dall’avvezione verticale associata alla circolazione necessaria per mantenere le anomalie termiche contro il damping radiativo. Tuttavia, il feedback dell’ozono sul riscaldamento solare modifica la relazione di fase e tende a compensare una parte dello smorzamento radiativo della temperatura, riducendo così l’intensità della circolazione diabaticamente richiesta.
Questa retroazione dimostra che la QBO deve essere interpretata come un sistema radiativo-dinamico-chimico accoppiato. Il forcing iniziale viene fornito principalmente dalle onde, ma il vento risultante modifica la temperatura; la temperatura richiede una risposta della circolazione; la circolazione trasporta l’ozono; l’ozono modifica il riscaldamento radiativo; il nuovo riscaldamento altera infine la circolazione. Una catena di processi apparentemente secondari può quindi modificare l’ampiezza e la fase dell’oscillazione dinamica. È precisamente questo tipo di interazione che un modello bidimensionale può rappresentare molto meglio rispetto a una configurazione unidimensionale.
L’avvezione associata alla circolazione secondaria contribuisce anche a spiegare una delle caratteristiche osservate più interessanti della QBO: l’asimmetria tra la discesa dei regimi occidentali e quella dei regimi orientali. Plumb e Bell [1982] mostrarono che non è necessario ipotizzare fin dall’inizio una forte asimmetria tra il flusso ondulatorio che accelera verso est e quello che accelera verso ovest. La stessa circolazione indotta dalla QBO può produrre un comportamento differente delle due fasi. Nelle zone di shear occidentale la subsidenza equatoriale trasporta quantità di moto verso il basso e contribuisce alla discesa del regime occidentale. Nelle zone di shear orientale, invece, la risalita equatoriale agisce nella direzione opposta e tende a rallentare la discesa delle anomalie orientali. Questo effetto contribuisce a spiegare perché le due fasi non possiedano necessariamente la stessa velocità di propagazione verso il basso anche se il forcing ondulatorio alla base fosse idealizzato in maniera relativamente simmetrica.
La distribuzione latitudinale della velocità verticale introduce un’ulteriore asimmetria geometrica. Poiché l’intensità dei moti verticali è generalmente maggiore vicino all’Equatore, l’avvezione tende a restringere la regione nella quale l’accelerazione occidentale raggiunge i valori massimi e ad allargare quella associata all’accelerazione orientale. Ne consegue che la diversa larghezza latitudinale delle fasi della QBO non deriva necessariamente esclusivamente dalla differente struttura delle onde che le forzano: può essere prodotta, almeno in parte, dalla circolazione secondaria generata dalla QBO stessa. Questo risultato rappresenta un classico esempio di feedback interno nel quale la risposta del flusso medio modifica la geometria dell’oscillazione che l’ha generata.
Un altro merito dei modelli bidimensionali è stato quello di mostrare che la QBO non può essere considerata dinamicamente isolata dal ciclo stagionale. Osservativamente, determinate transizioni della QBO nella bassa stratosfera tendono a verificarsi preferenzialmente in specifici periodi dell’anno e la discesa degli shear orientali può rallentare significativamente in alcune stagioni. Dunkerton [1990] mostrò che nella stratosfera equatoriale inferiore esiste una modulazione annuale dell’accelerazione media e che le transizioni di fase intorno a 50 hPa tendono a concentrarsi maggiormente tra primavera ed estate boreale. Il ciclo annuale non è abbastanza forte da sincronizzare completamente la QBO, ma ne modula il ritmo e contribuisce alla variabilità da un ciclo all’altro.
L’interazione con il ciclo stagionale è ancora più evidente nell’ozono. Gray e Dunkerton [1990] mostrarono che nei subtropici la QBO dell’ozono è fortemente sincronizzata con la stagione, con anomalie che tendono a concentrarsi soprattutto durante inverno e primavera indipendentemente dalla semplice fase del vento equatoriale. Ciò significa che la distribuzione dell’ozono alle latitudini subtropicali non può essere ricavata unicamente conoscendo la fase istantanea della QBO: occorre considerare anche il momento dell’anno in cui quella fase si verifica.
La combinazione di QBO e ciclo stagionale introduce quindi una forma di non linearità climatica particolarmente importante. La stessa configurazione del vento equatoriale può avere conseguenze differenti a seconda che si presenti nell’inverno o nell’estate di un dato emisfero. Questa proprietà costituisce anche uno dei presupposti dinamici delle teleconnessioni della QBO verso le medie e alte latitudini. I modelli bidimensionali non possono rappresentare esplicitamente tutte queste teleconnessioni, perché molte coinvolgono onde planetarie tridimensionali e strutture longitudinali, ma hanno contribuito a chiarire il substrato della circolazione meridionale sul quale tali interazioni si sviluppano.
Gli studi moderni hanno sostanzialmente confermato l’importanza di questa prospettiva, pur mostrando contemporaneamente i limiti dei modelli bidimensionali. La revisione di Anstey et al. [2022] sottolinea che oggi numerosi modelli climatici tridimensionali riescono a simulare oscillazioni simili alla QBO, ma permangono errori sistematici, tra cui un’ampiezza spesso troppo debole nella parte più bassa della stratosfera tropicale. Una delle principali fonti di incertezza rimane il flusso di quantità di moto fornito dalle onde di gravità di piccola scala generate dalla convezione profonda. In altre parole, nonostante l’enorme aumento della complessità numerica, il problema fondamentale individuato dai modelli 2-D di Gray e Pyle e da Dunkerton rimane tuttora centrale: per ottenere una QBO realistica occorre rappresentare correttamente l’intero spettro del forcing ondulatorio e la sua competizione con la risalita tropicale.
I modelli bidimensionali non possono tuttavia descrivere completamente la QBO reale. Assumendo simmetria longitudinale, eliminano necessariamente la distribuzione geografica delle sorgenti convettive, la propagazione tridimensionale delle onde di Rossby, la variabilità del Maritime Continent, le differenze longitudinali della circolazione di Walker e le intrusioni extratropicali di quantità di moto. Questi processi sono particolarmente importanti per comprendere eventi anomali e perturbazioni improvvise della normale evoluzione della QBO. La scoperta delle interruzioni osservate a partire dal 2016 ha reso ancora più evidente che il sistema equatoriale può essere significativamente perturbato da processi tridimensionali che non possono essere descritti da un modello latitudine-quota. La moderna revisione di Anstey et al. evidenzia infatti come la comprensione delle anomalie della QBO e delle sue future modificazioni richieda modelli capaci di rappresentare in maniera sempre più realistica la propagazione delle onde e l’accoppiamento tra tropici ed extratropici.
Tale limite, tuttavia, non diminuisce il valore scientifico dei modelli bidimensionali. Al contrario, ne definisce con precisione il ruolo. Essi rappresentano il livello minimo di complessità necessario per comprendere come il forcing ondulatorio equatoriale produca una risposta atmosferica che si estende in latitudine e coinvolge simultaneamente vento, temperatura, circolazione e traccianti. Il modello unidimensionale dimostra che l’interazione onda-flusso medio può generare un’oscillazione discendente; il modello bidimensionale mostra come quella stessa oscillazione debba necessariamente essere accompagnata da una circolazione secondaria e da anomalie termiche e chimiche che si estendono fuori dall’Equatore.
Il contributo storico di questi modelli è pertanto considerevole. Plumb e Bell [1982] dimostrarono che una QBO dotata di struttura latitudinale e circolazione meridionale poteva emergere dall’interazione tra onde equatoriali e flusso medio. Gray e Pyle [1989] inserirono il fenomeno in un sistema radiativo-dinamico-chimico con ciclo stagionale e mostrarono la propagazione della firma della QBO nell’ozono fino alle alte latitudini. Mengel e collaboratori evidenziarono il potenziale delle onde di gravità caratterizzate da un ampio spettro di velocità di fase. Dunkerton [1997] quantificò il forcing ondulatorio aggiuntivo necessario affinché la QBO potesse discendere contro la risalita della Brewer–Dobson. Hasebe [1994] mostrò che persino l’ozono, apparentemente un tracciante della circolazione, può retroagire sulla dinamica attraverso il proprio effetto radiativo. Le analisi atmosferiche di Randel et al. [1999] e gli studi successivi sulla circolazione secondaria hanno infine fornito un importante sostegno osservativo alla struttura dinamica prevista da questi modelli.
Nel quadro contemporaneo, la lezione dei modelli bidimensionali rimane quindi essenziale: la QBO non è soltanto un’alternanza verticale di venti equatoriali, ma un sistema di circolazione accoppiato. Il deposito di quantità di moto da parte delle onde genera shear zonale; lo shear richiede anomalie di temperatura; il mantenimento di tali anomalie contro il damping radiativo produce moti ascendenti e discendenti; questi moti determinano una circolazione meridionale compensativa; la circolazione redistribuisce ozono e altri traccianti; le variazioni radiative associate ai traccianti possono a loro volta modificare il bilancio termico e la circolazione. Il ciclo stagionale rompe inoltre la simmetria tra i due emisferi, rafforzando la risposta nel settore invernale e modificando intensità, estensione e tempistica delle anomalie.
La vera importanza dei modelli 2-D risiede quindi nel fatto che essi hanno trasformato la comprensione della QBO da un problema essenzialmente verticale a un problema di circolazione atmosferica. La discesa dei venti rimane la manifestazione osservativa più evidente dell’oscillazione, ma essa rappresenta soltanto una parte di un sistema più vasto che comprende temperatura, trasporto meridionale, moto verticale, ozono, ciclo stagionale e interazione con la circolazione globale. Le moderne simulazioni tridimensionali possono oggi rappresentare una parte molto maggiore di questa complessità, ma i principi fisici che permettono di interpretarne i risultati furono in larga misura chiariti proprio dai modelli bidimensionali. È per questo motivo che, nonostante la loro idealizzazione, essi rimangono uno strumento concettuale fondamentale per comprendere non soltanto come venga generata la QBO, ma soprattutto come un’oscillazione originata nella stratosfera equatoriale riesca a imprimere la propria firma dinamica, termica e chimica a una porzione molto più vasta dell’atmosfera terrestre.
Figura 13 – Circolazione meridionale secondaria della QBO, anomalie termiche equatoriali e propagazione verticale dei regimi di vento
La Figura 13, adattata da Plumb e Bell [1982], costituisce una delle rappresentazioni concettuali più importanti per comprendere la natura dinamica dell’Oscillazione Quasi-Biennale. Lo schema mostra infatti che la QBO non può essere descritta semplicemente come una successione di regimi di vento orientale e occidentale che discendono lentamente attraverso la stratosfera equatoriale. A queste oscillazioni del vento zonale è inevitabilmente associata una risposta termica e, attraverso il bilancio termodinamico, una circolazione meridionale secondaria caratterizzata da moti verticali equatoriali e da rami compensativi che si estendono verso i subtropici. La figura sintetizza dunque il collegamento tra shear verticale del vento, anomalie di temperatura, moto verticale, trasporto meridionale e accelerazioni del vento prodotte dalla stessa circolazione secondaria. Il lavoro di Plumb e Bell rappresentò un passaggio decisivo nello studio della QBO proprio perché fu uno dei primi a incorporare esplicitamente la struttura latitudinale, la temperatura e la circolazione meridionale in un modello dell’interazione onda-flusso medio. Nel loro modello su un piano beta equatoriale, onde di Kelvin e onde miste Rossby-gravità propagate dalla bassa stratosfera producevano una QBO con un periodo dell’ordine di 1000 giorni e con una struttura latitudine-quota capace di evidenziare questi importanti feedback dinamici.
Per interpretare correttamente la Figura 13 occorre innanzitutto osservare che l’asse verticale rappresenta la quota, mentre l’asse orizzontale indica la distanza meridionale dall’Equatore. Lo schema mostra soltanto un emisfero, ma nel caso ideale può essere pensato come parte di una struttura approssimativamente simmetrica rispetto all’Equatore. Le linee continue rappresentano le isoterme dell’anomalia di temperatura prodotta dalla QBO, mentre quelle tratteggiate rappresentano le isolinee del vento zonale. Le grandi frecce mostrano la circolazione secondaria: i moti verticali all’Equatore e alle latitudini esterne sono collegati da rami meridionali che completano la cella. I simboli positivo e negativo indicano invece il segno dell’accelerazione zonale prodotta dall’avvezione associata a questa circolazione. I due pannelli rappresentano due situazioni opposte e complementari: nel pannello (a) la regione equatoriale è collocata all’interno di una zona di shear occidentale ed è caratterizzata da un’anomalia calda e da subsidenza; nel pannello (b) compare una zona di shear orientale, associata a un’anomalia fredda e a moto ascendente.
Il pannello (a) mostra una situazione nella quale al di sopra della regione considerata prevale un regime relativamente più occidentale, mentre inferiormente si trova un regime relativamente più orientale. Tra le due regioni esiste quindi uno shear occidentale. La struttura verticale del vento non può essere separata dalla distribuzione della temperatura. Nella dinamica atmosferica, una variazione del vento zonale con la quota è collegata alla struttura del gradiente meridionale di temperatura. Nel caso schematico della QBO, una zona di shear occidentale centrata sull’Equatore è accompagnata da un’anomalia relativamente calda nella regione equatoriale. La zona indicata con “WARM” nella Figura 13 rappresenta precisamente questa risposta termica.
L’esistenza dell’anomalia calda richiede però una spiegazione dinamica ulteriore. Nella stratosfera le perturbazioni della temperatura tendono progressivamente a essere attenuate dagli scambi radiativi. Se non esistesse un meccanismo capace di mantenere la perturbazione, l’anomalia termica associata allo shear zonale verrebbe gradualmente cancellata. La circolazione meridionale secondaria fornisce tale meccanismo: nella zona di shear occidentale si sviluppa subsidenza equatoriale. L’aria che scende verso livelli di pressione maggiore subisce compressione e si riscalda adiabaticamente, compensando almeno in parte il raffreddamento radiativo e permettendo all’anomalia calda di persistere.
Plumb e Bell mostrarono quindi che la circolazione meridionale non rappresenta un fenomeno accessorio rispetto alla QBO, ma una parte necessaria della risposta dinamica e termodinamica al forcing ondulatorio. Le onde trasferiscono quantità di moto al vento zonale; il cambiamento del vento produce una struttura termica associata; il rilassamento radiativo di quella struttura richiede un moto verticale capace di mantenere l’anomalia di temperatura. L’atmosfera sviluppa così automaticamente una circolazione secondaria. Il carattere accoppiato di questi processi è uno dei risultati centrali della modellistica bidimensionale della QBO.
La subsidenza equatoriale del pannello (a) deve inoltre essere compensata per conservazione della massa. Di conseguenza, nella parte inferiore della cella l’aria si allontana dall’Equatore, mentre alle latitudini subtropicali si instaura un moto ascendente; nella parte superiore della cella il flusso ritorna verso l’Equatore. La QBO genera pertanto una vera cella di circolazione meridionale, con una struttura che ricorda in termini geometrici altre circolazioni atmosferiche secondarie, ma la cui origine è direttamente collegata al forcing ondulatorio equatoriale e alle anomalie del vento zonale.
Questa configurazione ha conseguenze importanti sul vento stesso. La circolazione meridionale e verticale trasporta quantità di moto attraverso regioni caratterizzate da differenti velocità zonali. Nel pannello (a), l’effetto combinato dell’avvezione verticale e meridionale produce accelerazioni di segno differente sopra e sotto il massimo dell’anomalia termica. I simboli positivo e negativo riportati nella figura indicano appunto questa redistribuzione della quantità di moto. La circolazione secondaria non si limita quindi a ristabilire l’equilibrio termico: modifica contemporaneamente l’evoluzione del vento che l’ha originata. Si crea un feedback attraverso il quale il forcing delle onde genera la QBO e la circolazione secondaria risultante contribuisce a determinarne struttura verticale, ampiezza e velocità di propagazione verso il basso.
Questo processo aiuta a comprendere una caratteristica fondamentale dell’oscillazione: la discesa dei regimi occidentali e orientali non avviene necessariamente alla stessa velocità. Nella zona di shear occidentale, la subsidenza equatoriale tende a trasportare verso il basso quantità di moto associata al regime occidentale sovrastante. Il moto verticale agisce pertanto nella stessa direzione della propagazione apparente verso il basso dello shear occidentale e ne facilita la discesa. Plumb e Bell sottolinearono che questa asimmetria può emergere dalla circolazione indotta dalla QBO anche senza postulare fin dall’inizio una differenza altrettanto marcata tra l’intensità delle onde che trasportano quantità di moto verso est e quelle che ne trasportano verso ovest. È un risultato importante perché mostra come alcune caratteristiche asimmetriche dell’oscillazione possano essere generate internamente dal sistema.
Nel pannello (b) la configurazione viene invertita. Qui la parte superiore è caratterizzata dal regime indicato come “Westward”, mentre inferiormente compare il regime “Eastward”, formando una zona di shear orientale. In corrispondenza dell’Equatore compare ora un’anomalia fredda, indicata con “COLD”. Per mantenere questa perturbazione contro il rilassamento radiativo è necessario un moto verticale opposto rispetto al pannello precedente: l’aria deve risalire. Durante l’ascesa l’espansione adiabatica produce raffreddamento, contribuendo così a sostenere l’anomalia fredda.
La circolazione meridionale cambia pertanto completamente segno. Nella regione equatoriale l’aria sale, nella parte superiore della cella si muove verso latitudini più elevate, scende nella regione subtropicale e ritorna verso l’Equatore ai livelli inferiori. Anche in questo caso la conservazione della massa collega direttamente il moto equatoriale alla risposta subtropicale. L’immagine evidenzia così un principio fondamentale: ogni cambiamento di fase della QBO del vento è accompagnato da un cambiamento di fase della temperatura e della circolazione secondaria.
Nel caso dello shear orientale, il moto ascendente esercita però un effetto differente sulla propagazione verticale dell’oscillazione. L’upwelling trasporta quantità di moto verso l’alto e tende quindi a opporsi alla discesa del regime orientale. La fase orientale può perciò risultare maggiormente contrastata dalla circolazione indotta rispetto a quella occidentale. Questo meccanismo contribuisce alla differenza osservata tra geometria e velocità di discesa delle due fasi e costituisce uno dei motivi per cui la struttura reale della QBO non è perfettamente sinusoidale o simmetrica.
Anche la larghezza latitudinale delle zone di accelerazione viene modificata. Poiché il moto verticale associato alla QBO raggiunge generalmente la massima intensità vicino all’Equatore e diminuisce verso le latitudini subtropicali, l’avvezione prodotta dalla circolazione può restringere la regione della più forte accelerazione occidentale e, al contrario, ampliare quella dell’accelerazione orientale. Gli studi di Hamilton, Dunkerton, Dunkerton e Delisi e Takahashi hanno evidenziato questo comportamento, mostrando che la geometria latitudinale osservata della QBO non deve essere attribuita soltanto alla distribuzione delle sorgenti ondulatorie: essa è anche il prodotto della circolazione secondaria indotta dall’oscillazione stessa.
Questa proprietà permette di comprendere perché il passaggio dai modelli unidimensionali a quelli bidimensionali abbia segnato un progresso tanto importante. In una singola colonna atmosferica è possibile descrivere molto efficacemente il filtraggio verticale delle onde e il deposito della quantità di moto, ma non si può rappresentare una cella meridionale. Introducendo la latitudine emerge invece una serie di processi completamente nuovi: la compensazione meridionale del moto verticale, l’estensione delle anomalie termiche verso i subtropici, il trasporto dei traccianti e la possibilità che il ciclo stagionale renda le due metà della circolazione fortemente asimmetriche.
La Figura 13 rappresenta una configurazione idealizzata e sostanzialmente simmetrica, ma l’atmosfera reale è molto più complessa. Kinnersley [1999], utilizzando un modello bidimensionale, dimostrò che la classica immagine di due celle simmetriche rispetto all’Equatore è una buona approssimazione soprattutto in prossimità degli equinozi. Durante i solstizi, invece, la cella dell’emisfero estivo può indebolirsi drasticamente, mentre quella dell’emisfero invernale può rafforzarsi fino a circa tre volte rispetto alla configurazione equinoziale ed estendersi più lontano verso le medie latitudini. Ciò significa che la semplice struttura illustrata da Plumb e Bell deve essere considerata il nucleo dinamico della circolazione, sul quale viene successivamente impressa una forte modulazione stagionale.
La ragione di questa asimmetria risiede nel fatto che i due emisferi non presentano la stessa struttura dinamica durante il solstizio. L’emisfero invernale è caratterizzato da forti venti occidentali stratosferici e da un’intensa propagazione di onde planetarie provenienti dalla troposfera, mentre nell’emisfero estivo le condizioni sono molto differenti. Il sistema equatoriale della QBO interagisce quindi con un ambiente che cambia profondamente durante l’anno. La circolazione secondaria che nasce intrinsecamente dalla QBO può così essere rafforzata, indebolita o deformata dalla circolazione stagionale e dal forcing delle onde extratropicali.
Le analisi di Peña-Ortiz et al. [2008], basate sia sulla rianalisi ERA-40 sia sul modello MAECHAM5, hanno fornito una conferma molto importante di questo comportamento. Gli autori trovarono una circolazione secondaria relativamente simmetrica durante primavera e autunno, mentre nei periodi solstiziali le anomalie risultavano fortemente indebolite nell’emisfero estivo e intensificate nell’emisfero invernale, fino a produrre una struttura assimilabile a una singola grande cella spostata verso l’emisfero invernale. Lo studio mostrò inoltre che l’estensione della risposta verso le medie latitudini non deriva esclusivamente dalla circolazione intrinseca della QBO: nell’emisfero invernale interviene anche la modulazione da parte della QBO della propagazione e dissipazione delle onde planetarie extratropicali.
Questa distinzione è particolarmente utile per interpretare la Figura 13 in un quadro moderno. È possibile parlare di una circolazione secondaria “intrinseca”, direttamente collegata alle anomalie equatoriali di vento e temperatura rappresentate nello schema, e di una circolazione più estesa che emerge dall’interazione tra la QBO e l’attività ondulatoria extratropicale. La prima tende a essere relativamente simmetrica attorno all’Equatore; la seconda è necessariamente stagionale, perché le onde planetarie penetrano efficacemente nella stratosfera soprattutto nell’emisfero invernale. Peña-Ortiz et al. hanno mostrato che questi due processi possono produrre anomalie meridionali dello stesso segno, costruendo una risposta continua dall’Equatore fino alle medie latitudini invernali.
L’esistenza della circolazione secondaria prevista dai modelli non è rimasta confinata alla teoria. Randel et al. [1999], utilizzando analisi assimilate del Met Office britannico, ricostruirono la struttura globale della QBO nel vento zonale, nella temperatura e nella circolazione meridionale residua. Le analisi mostrarono componenti coerenti tanto nelle regioni tropicali quanto alle medie latitudini e misero in evidenza anomalie di temperatura e velocità verticale associate all’oscillazione. Particolarmente importante fu la constatazione che il segnale extratropicale presenta una forte sincronizzazione stagionale, confermando che l’estensione della QBO lontano dall’Equatore non può essere interpretata indipendentemente dal ciclo annuale.
La relazione tra anomalie termiche e circolazione mostrata dalla Figura 13 ha implicazioni dirette anche per la distribuzione dell’ozono. Nella bassa stratosfera tropicale l’ozono presenta un forte gradiente verticale e viene quindi facilmente modulato dai moti verticali associati alla QBO. Quando la circolazione secondaria induce risalita equatoriale, l’aria proveniente da livelli inferiori viene trasportata verso l’alto, modificando la concentrazione locale del tracciante; durante la subsidenza avviene il processo opposto. Il risultato è una QBO dell’ozono che presenta una relazione sistematica con la fase dei venti e con la struttura della temperatura.
Ma l’ozono non è soltanto un tracciante passivamente trasportato. Poiché assorbe radiazione solare ultravioletta, una variazione della sua concentrazione modifica il riscaldamento radiativo della stratosfera. Ciò introduce un ulteriore feedback: la circolazione della QBO modifica l’ozono; l’ozono modifica il riscaldamento; il cambiamento del riscaldamento altera la temperatura e quindi la circolazione necessaria a mantenere l’anomalia termica. Questo accoppiamento radiativo-chimico è particolarmente importante nella bassa stratosfera ed è una delle ragioni per cui le simulazioni della QBO diventano progressivamente più realistiche quando la chimica dell’ozono viene accoppiata alla dinamica.
La risposta dell’ozono alle latitudini extratropicali mostra inoltre quanto la semplice cella schematica della Figura 13 possa avere conseguenze lontane dall’Equatore. Kinnersley e Tung [1999] mostrarono che una parte importante della QBO dell’ozono alle basse e medie latitudini può essere ricondotta proprio alla circolazione diretta associata alla QBO, fortemente modulata dalla stagione. Gli autori sottolinearono che la circolazione è molto debole nell’emisfero estivo e assai più intensa in quello invernale, una configurazione coerente con l’asimmetria osservata nei traccianti.
La Figura 13 permette anche di comprendere meglio il concetto di accoppiamento tra QBO e circolazione di Brewer–Dobson. Il moto medio nella stratosfera tropicale presenta una componente ascendente climatologica. La circolazione secondaria della QBO si sovrappone a questo moto di fondo: durante una fase di shear orientale, l’upwelling della QBO può rafforzare la risalita climatologica; durante una fase di shear occidentale, la subsidenza anomala può ridurla localmente o, a determinate quote, contrastarla. Ciò significa che la velocità verticale effettivamente sperimentata da un tracciante atmosferico o da una superficie di vento non è determinata dalla sola QBO, ma dalla somma della circolazione climatologica e dell’anomalia quasi-biennale.
Questo punto è particolarmente importante per comprendere la propagazione discendente dell’oscillazione. Dunkerton [1997] mostrò che, per riprodurre realisticamente la QBO, il forcing ondulatorio deve essere abbastanza intenso da permettere agli shear di discendere nonostante la risalita media tropicale. La Figura 13 aggiunge un ulteriore livello di complessità: la QBO genera essa stessa anomalie verticali che possono accelerare o rallentare la discesa a seconda della fase. Il moto verticale osservato nella stratosfera tropicale è dunque il risultato della competizione tra circolazione di Brewer–Dobson, circolazione secondaria della QBO e trasporto di quantità di moto da parte delle onde.
L’importanza della circolazione secondaria emerge anche confrontando la parte superiore e quella inferiore della stratosfera. Randel et al. [1999] trovarono che i massimi della temperatura e della velocità verticale associati alla QBO nella bassa e nell’alta stratosfera risultano sfasati, riflettendo la successione verticale dei differenti regimi di shear. Quando una regione di subsidenza e anomalia calda scende progressivamente, sopra di essa può trovarsi una regione associata alla fase opposta, con risalita e anomalia fredda. L’atmosfera tropicale presenta quindi una successione verticale di celle e anomalie termiche che accompagna i regimi di vento discendenti.
In questo senso, la Figura 13 deve essere immaginata non come una rappresentazione completa dell’intera QBO in un determinato istante, ma come lo schema locale di una singola zona di shear. Nella realtà possono essere presenti contemporaneamente più zone di shear poste a quote differenti, ciascuna accompagnata dal proprio segnale termico e dalla propria componente della circolazione secondaria. La successione verticale di tali strutture produce il complesso pattern osservato nei profili di vento, temperatura, moto verticale e ozono.
Un altro elemento significativo riguarda la scala latitudinale della QBO. Sebbene il forcing principale delle onde tropicali sia concentrato vicino all’Equatore, la risposta della circolazione non deve avere necessariamente la stessa larghezza della sorgente. La dinamica extratropicale introduce infatti il ruolo della rotazione terrestre e della forza di Coriolis, che cresce con la latitudine. Peña-Ortiz et al. [2008] sottolineano che la transizione dal regime dinamico tropicale a quello extratropicale può contribuire a determinare l’estensione meridionale della risposta, indipendentemente dalla sola larghezza geografica delle sorgenti ondulatorie.
Questa osservazione rende ancora più importante la distinzione tra forcing e risposta. Le onde possono depositare quantità di moto in una fascia equatoriale relativamente stretta, ma l’adattamento dinamico dell’atmosfera genera una circolazione meridionale che coinvolge una zona molto più estesa. È dunque possibile osservare una firma della QBO nei subtropici anche laddove il forcing diretto delle onde responsabili dell’oscillazione sia relativamente debole. A latitudini ancora maggiori intervengono poi altri meccanismi, in particolare la modulazione delle onde planetarie da parte del vento stratosferico tropicale e subtropicale.
È in questo contesto che la circolazione mostrata nella Figura 13 si collega, almeno indirettamente, alla più nota teleconnessione di Holton-Tan. Holton e Tan osservarono che la fase della QBO equatoriale è statisticamente associata a cambiamenti della forza del vortice polare invernale: durante determinate fasi il getto polare tende a essere più forte, durante altre più debole. Tale relazione non è spiegata dalla sola cella schematica di Plumb e Bell, perché coinvolge la propagazione tridimensionale delle onde planetarie, ma la struttura meridionale della QBO modifica il vento subtropicale attraverso il quale tali onde si propagano. La circolazione secondaria rappresenta quindi una parte dell’ambiente dinamico che collega la variabilità equatoriale all’atmosfera extratropicale.
Un altro risultato di notevole importanza riguarda la stagionalità del segnale. Se la struttura della Figura 13 fosse completamente indipendente dal ciclo annuale, ci si aspetterebbe una risposta quasi simmetrica nei due emisferi. Le osservazioni e i modelli mostrano invece che la circolazione QBO è particolarmente sensibile alla stagione. Kinnersley dimostrò che durante il solstizio la cella invernale può risultare fortemente rafforzata e quella estiva quasi scomparire, mentre Peña-Ortiz et al. collegarono tale comportamento anche alla modulazione stagionale della convergenza e divergenza del flusso di Eliassen–Palm associato alle onde planetarie. Ne consegue che la stessa fase equatoriale della QBO può produrre conseguenze diverse a seconda del momento dell’anno in cui si manifesta.
Questa interazione tra ciclo quasi-biennale e ciclo annuale aiuta anche a comprendere perché molte manifestazioni extratropicali della QBO siano stagionalmente sincronizzate. Randel et al. [1999] mostrarono chiaramente tale comportamento nelle anomalie di temperatura e circolazione alle medie latitudini. La QBO non è dunque un segnale di circa 28 mesi semplicemente sovrapposto a un’atmosfera stagionalmente invariabile: essa evolve all’interno di un sistema che cambia profondamente ogni anno, e l’interazione tra le due periodicità produce strutture più complesse.
Dal punto di vista concettuale, uno dei messaggi più profondi della Figura 13 riguarda la causalità dinamica. Sarebbe infatti riduttivo descrivere la sequenza come “vento che provoca temperatura, che provoca circolazione”. Tutti questi elementi fanno parte di un sistema accoppiato. Il forcing ondulatorio modifica inizialmente il bilancio della quantità di moto, ma il vento, la temperatura e la circolazione devono adattarsi simultaneamente per soddisfare i vincoli dinamici e termodinamici dell’atmosfera. Una volta instaurata, la circolazione modifica a sua volta il vento attraverso l’avvezione e cambia la distribuzione dei traccianti; questi ultimi, nel caso di specie radiativamente attive come l’ozono, possono retroagire nuovamente sul bilancio termico.
La Figura 13 può quindi essere considerata una rappresentazione del nucleo dinamico di una catena di feedback molto più estesa. Le onde equatoriali e di gravità depositano quantità di moto; il vento zonale sviluppa zone di shear; alle zone di shear corrispondono anomalie di temperatura; il rilassamento radiativo richiede una circolazione verticale compensativa; tale circolazione redistribuisce quantità di moto e traccianti; la redistribuzione dell’ozono modifica il riscaldamento radiativo; il ciclo stagionale modula infine forza e geometria della circolazione, soprattutto al di fuori della fascia strettamente equatoriale. È questa concatenazione a trasformare la QBO da semplice oscillazione del vento a fenomeno integrato della circolazione stratosferica.
I moderni dati di rianalisi e le osservazioni satellitari hanno consentito di verificare molte delle caratteristiche che nel 1982 erano prevalentemente risultati modellistici. Le strutture di temperatura associate agli shear della QBO, i moti verticali equatoriali, le anomalie compensative subtropicali e la forte stagionalità della risposta meridionale emergono chiaramente nelle analisi atmosferiche. L’accordo qualitativo tra questi risultati e il semplice schema di Plumb e Bell costituisce un esempio notevole di come un modello idealizzato possa identificare processi fisici destinati a rimanere validi anche quando la descrizione dell’atmosfera diventa molto più dettagliata.
Naturalmente lo schema possiede limiti importanti. Non rappresenta la struttura longitudinale della convezione, la propagazione tridimensionale delle onde di gravità e delle onde planetarie, le asimmetrie tra emisferi dovute alla topografia e alla distribuzione continente-oceano, né gli eventi anomali in cui intrusioni extratropicali di quantità di moto possono alterare profondamente l’evoluzione ordinaria della QBO. Nonostante ciò, il suo valore interpretativo rimane elevatissimo proprio perché isola il meccanismo fondamentale della circolazione secondaria senza confonderlo con processi aggiuntivi.
Nel pannello (a), dunque, una zona di shear occidentale è accompagnata da un’anomalia calda all’Equatore e da subsidenza; nella regione esterna all’Equatore compare il ramo ascendente compensativo. L’avvezione associata alla cella favorisce il trasporto verso il basso della struttura occidentale e contribuisce alla sua evoluzione. Nel pannello (b), una zona di shear orientale è accompagnata da un’anomalia fredda e da risalita equatoriale; il ramo compensativo presenta subsidenza alle latitudini superiori e l’avvezione tende a contrastare maggiormente la propagazione discendente della fase orientale. Questa opposizione tra i due casi costituisce una delle chiavi per comprendere le asimmetrie interne della QBO.
La Figura 13 mostra pertanto che il termine “Oscillazione Quasi-Biennale” descrive soltanto la manifestazione più evidente di un fenomeno molto più articolato. Dietro l’alternanza dei venti orientali e occidentali esiste una corrispondente oscillazione della temperatura, della velocità verticale e della circolazione meridionale. Queste componenti, a loro volta, modulano trasporto di ozono, vapore acqueo e altre specie stratosferiche, modificano localmente la circolazione di Brewer–Dobson e contribuiscono a creare il ponte dinamico attraverso cui il segnale tropicale può essere percepito anche alle latitudini extratropicali.
Il contributo di Plumb e Bell [1982] fu quindi fondamentale non soltanto perché consentì di simulare una QBO in un modello bidimensionale, ma perché mostrò quale struttura atmosferica deve accompagnare l’oscillazione del vento. Le successive analisi di Kinnersley, Randel e collaboratori e Peña-Ortiz et al. hanno dimostrato che questa circolazione secondaria esiste anche nell’atmosfera reale, pur venendo profondamente modificata dal ciclo stagionale e dall’interazione con le onde extratropicali.
Nel suo significato più generale, la Figura 13 rappresenta quindi un passaggio fondamentale dalla visione della QBO come problema di propagazione verticale delle onde a quella della QBO come componente integrata della circolazione stratosferica. Le onde forniscono il forcing primario, ma la risposta comprende simultaneamente vento zonale, temperatura, moto verticale e trasporto meridionale. La subsidenza nelle zone di shear occidentale e la risalita nelle zone di shear orientale costituiscono la manifestazione più immediata di questo accoppiamento; le anomalie termiche calde e fredde ne rappresentano il corrispondente segnale termodinamico; i rami subtropicali della circolazione dimostrano infine che un fenomeno originato nell’atmosfera equatoriale può estendere la propria influenza ben oltre la regione in cui il forcing ondulatorio è massimo. È proprio questa complessa ma ordinata interazione tra quantità di moto, temperatura e circolazione a rendere la QBO uno degli esempi più eleganti di accoppiamento onda-flusso medio dell’intera atmosfera terrestre.
3.3.3. Modelli tridimensionali
I modelli tridimensionali rappresentano un passaggio fondamentale nella storia della comprensione numerica dell’Oscillazione Quasi-Biennale, poiché consentono di affrontare direttamente uno dei principali limiti dei modelli unidimensionali e bidimensionali: la necessità di prescrivere o parametrizzare gran parte dello spettro delle onde responsabili del trasferimento di quantità di moto verso la stratosfera equatoriale. In un’atmosfera tridimensionale le perturbazioni possono infatti essere generate, propagarsi, rifrangersi e interagire con il flusso medio nelle tre dimensioni spaziali, permettendo una rappresentazione molto più vicina alla complessità reale dell’atmosfera tropicale. Questa maggiore libertà dinamica comporta tuttavia una difficoltà considerevole: per produrre una QBO realistica il modello deve rappresentare correttamente non soltanto la struttura media della stratosfera, ma anche la generazione di un ampio spettro di onde nella troposfera, la loro propagazione verticale attraverso la tropopausa, il filtraggio esercitato dai venti, la dissipazione nelle zone di shear e il bilancio con la risalita tropicale associata alla circolazione di Brewer–Dobson. La QBO è diventata così uno dei test più rigorosi della qualità dinamica dei modelli atmosferici globali, perché errori apparentemente modesti nella convezione, nella risoluzione verticale, nella diffusione numerica o nel gravity-wave drag possono tradursi in errori rilevanti nel periodo, nell’ampiezza o nella propagazione verticale dell’oscillazione. La successiva esperienza modellistica ha confermato che una rappresentazione realistica richiede proprio la combinazione di adeguata risoluzione spaziale, convezione tropicale credibile e un ampio spettro di onde risolte e parametrizzate.
I primi modelli tridimensionali utilizzati per studiare la QBO erano in larga misura modelli meccanicistici, nei quali le onde venivano forzate artificialmente attraverso perturbazioni imposte al limite inferiore o mediante distribuzioni prescritte di riscaldamento. Questi modelli erano molto utili perché permettevano di isolare famiglie specifiche di perturbazioni e di verificare se fossero sufficienti a produrre le accelerazioni osservate. Un problema centrale riguardava il ruolo delle onde di Kelvin nel forcing occidentale e delle onde miste Rossby-gravità nel forcing orientale. Takahashi e Boville [1992], imponendo entrambe le componenti alla base di un modello tridimensionale, ottennero una rappresentazione abbastanza convincente della QBO nella bassa stratosfera. Tuttavia, per raggiungere tale risultato era necessario utilizzare ampiezze delle onde superiori a quelle realmente osservate, soprattutto nel caso delle Rossby-gravità. Questa discrepanza fu un’indicazione decisiva del fatto che la QBO reale non poteva essere alimentata esclusivamente dalle poche onde equatoriali di grande scala considerate nei primi modelli teorici. Il forcing doveva necessariamente essere distribuito su un ventaglio molto più ampio di frequenze, lunghezze d’onda e velocità di fase.
Questa conclusione è oggi uno dei pilastri della teoria moderna della QBO. Giorgetta, Manzini e Roeckner [2002] mostrarono esplicitamente che una simulazione realistica richiede il contributo di un ampio spettro di onde atmosferiche, comprendente non soltanto onde di Kelvin e Rossby-gravità, ma anche onde inerziali-gravità e onde di gravità a scala minore. Nel loro modello MAECHAM5, una QBO realistica emergeva soltanto quando la risoluzione verticale, la convezione tropicale e gli effetti delle onde di gravità venivano rappresentati in modo sufficientemente accurato. Gli autori sottolinearono inoltre che le onde planetarie tradizionalmente considerate forniscono soltanto una frazione del forcing necessario e che il contributo delle componenti di scala più piccola è indispensabile per chiudere il bilancio di quantità di moto.
Il passaggio dai modelli meccanicistici ai veri modelli di circolazione generale modifica profondamente il problema. Nei GCM le onde non vengono necessariamente prescritte una per una, ma possono essere prodotte spontaneamente dalla dinamica del modello, dal rilascio di calore latente associato alla convezione, dagli aggiustamenti del flusso, dalle instabilità e dall’interazione con la distribuzione tridimensionale dei venti. Ciò non significa automaticamente che il loro spettro sia realistico. Un modello può riprodurre correttamente la precipitazione media tropicale e tuttavia generare onde del tutto sbagliate, perché l’eccitazione ondulatoria dipende non soltanto dalla quantità totale di precipitazione ma anche dalla sua variabilità temporale, dall’intermittenza della convezione, dalla profondità delle celle, dalla durata degli impulsi di riscaldamento e dalla loro organizzazione spaziale.
Questo aspetto divenne evidente già nei primi tentativi di simulare la QBO con GCM. Modelli come CCM2 e SKYHI riuscivano a rappresentare onde di Kelvin e Rossby-gravità con ampiezze relativamente realistiche, ma non generavano una QBO convincente. Il problema non era quindi semplicemente l’assenza delle onde equatoriali note, bensì il fatto che il modello non producesse il corretto spettro complessivo di flussi di quantità di moto e non rappresentasse adeguatamente la loro interazione con la circolazione. La capacità di simulare una QBO realistica divenne così un test integrato dell’intero sistema atmosferico modellato, dalla convezione troposferica alla dinamica della stratosfera.
Una svolta importante venne ottenuta da Takahashi [1996], generalmente considerato il primo esempio di simulazione realistica della QBO all’interno di un GCM. Il modello CCSR/NIES utilizzava una risoluzione orizzontale relativamente modesta, T21, ma adottava una risoluzione verticale molto fine nella stratosfera, con una spaziatura dell’ordine di 500 metri. Questo dettaglio era cruciale. Molte onde tropicali che trasportano quantità di moto verso l’alto hanno lunghezze d’onda verticali di pochi chilometri; se la griglia verticale è troppo grossolana, la loro propagazione, la loro velocità di fase intrinseca e il punto nel quale dissipano vengono rappresentati in maniera errata o non vengono rappresentati affatto. I modelli precedenti, con spaziature verticali di circa 2 km o superiori, tendevano quindi a perdere una parte sostanziale dello spettro dinamicamente attivo. La successiva ricerca ha confermato che la risoluzione verticale nella stratosfera inferiore rimane uno dei parametri più importanti per ottenere una QBO realistica. Studi moderni con il modello GISS, per esempio, hanno mostrato che una stratificazione verticale dell’ordine di 500 m nella regione UTLS può essere necessaria per rappresentare correttamente periodo, ampiezza e penetrazione verso il basso dell’oscillazione.
La ragione fisica è relativamente intuitiva. Un’onda che attraversa la stratosfera non viene semplicemente trasportata passivamente verso l’alto: la sua struttura verticale deve essere risolta in modo sufficiente perché il modello possa rappresentare il flusso di quantità di moto, la rifrazione e l’avvicinamento ai livelli critici. Se un’onda caratterizzata da una lunghezza verticale di pochi chilometri viene descritta attraverso un numero troppo piccolo di livelli numerici, la fase e l’ampiezza risultano distorte. Di conseguenza, anche il livello al quale la quantità di moto viene depositata può essere errato. Poiché la discesa della QBO deriva proprio dallo spostamento progressivo verso il basso delle regioni in cui il forcing ondulatorio converge, un errore verticale relativamente piccolo può tradursi in una struttura dell’oscillazione completamente diversa.
La risoluzione verticale non è però l’unico elemento. Takahashi [1996] dovette anche ridurre fortemente la diffusione orizzontale normalmente utilizzata nel modello. La diffusione numerica è necessaria per controllare l’accumulo di energia alle scale più piccole e mantenere stabile l’integrazione, ma se è eccessivamente intensa può sopprimere precisamente quelle strutture che dovrebbero generare e alimentare la QBO. Essa agisce in due modi: smussa la struttura latitudinale del vento zonale e attenua le perturbazioni che si propagano verso la stratosfera. Nel modello di Takahashi una diminuzione del coefficiente diffusivo aumentava significativamente l’energia ondulatoria nella stratosfera pur avendo effetti relativamente modesti sulla troposfera. Ciò mostrava che un GCM può possedere una troposfera apparentemente plausibile e contemporaneamente una stratosfera dinamicamente troppo dissipativa per sostenere la QBO.
La relazione tra diffusione, risoluzione e QBO è stata studiata con grande dettaglio anche in tempi più recenti. Gli esperimenti idealizzati sintetizzati nel cosiddetto “QBO Cookbook” hanno mostrato che modificare la risoluzione orizzontale, quella verticale o la selettività della diffusione può alterare sensibilmente periodo e ampiezza dell’oscillazione. Una risoluzione verticale più fine tende, in determinate configurazioni, a favorire un’ampiezza maggiore nella stratosfera inferiore e a modificare il periodo, mentre una diffusione più selettiva può rendere la QBO più intensa e più rapida. Questi risultati confermano che non esiste un semplice parametro unico da regolare: il comportamento emerge dall’interazione tra lo spettro delle onde, la loro propagazione e il modo in cui il modello dissipa l’energia alle diverse scale.
Anche la risoluzione orizzontale svolge un ruolo importante, pur essendo meno facilmente riassumibile in una regola universale. Takahashi riuscì a produrre una QBO già con T21, dimostrando che un’elevatissima risoluzione orizzontale non è una condizione strettamente necessaria. Altri studi mostrarono però che aumentando la risoluzione si possono ridurre derive sistematiche del vento e migliorare la rappresentazione delle onde risolte. Untch [1998], per esempio, trovò che una simulazione T63 sviluppava inizialmente una QBO ma successivamente la perdeva a causa di una deriva occidentale nella stratosfera superiore; la deriva risultava eliminata utilizzando T159. Hamilton et al. [1999] ottennero risultati migliori con risoluzioni orizzontali dell’ordine di pochi gradi. Nel quadro moderno è chiaro che la risoluzione orizzontale influenza sia la generazione delle onde nella troposfera sia la loro propagazione tridimensionale, ma il suo effetto dipende fortemente dalla risoluzione verticale e dalla parametrizzazione delle scale non risolte.
Questo chiarisce perché non sia possibile formulare una semplice ricetta del tipo “aumentare la risoluzione equivale a ottenere una QBO migliore”. Una griglia più fine modifica l’intero spettro dinamico del modello. Aumentando la risoluzione orizzontale possono comparire nuove onde convettive e inerziali-gravità; aumentando quella verticale cambia il modo in cui tali onde raggiungono la stratosfera e dissipano; modificando la diffusione cambiano le scale che sopravvivono; cambiando la parametrizzazione convettiva cambia lo spettro originariamente prodotto. Il sistema è quindi fortemente interdipendente.
Un elemento centrale emerso dai modelli tridimensionali riguarda proprio l’origine troposferica delle onde. La convezione profonda tropicale rappresenta una sorgente particolarmente efficace perché il rilascio di calore latente varia rapidamente nello spazio e nel tempo e può eccitare un ampio spettro di perturbazioni. Gli studi di Giorgetta et al. [2002] sottolinearono che non è sufficiente riprodurre correttamente la precipitazione stagionale media. Due schemi convettivi possono produrre precipitazioni climatologiche quasi identiche e contemporaneamente generare spettri ondulatori completamente differenti. Uno schema che distribuisce la precipitazione in modo quasi continuo e poco intermittente tende a produrre una minore quantità di energia alle alte frequenze; uno schema che genera impulsi convettivi più concentrati produce invece perturbazioni più intense e può eccitare un maggiore flusso di onde verso la stratosfera.
Questo punto spiega alcuni dei risultati apparentemente contraddittori dei primi GCM. Molte simulazioni che riuscivano a produrre una QBO utilizzavano schemi convettivi di aggiustamento umido noti per generare precipitazioni molto intermittenti alla scala della griglia. Tale comportamento favoriva la produzione di onde ad alta frequenza e poteva fornire un forcing sufficiente alla stratosfera. Il successo, tuttavia, poteva essere ottenuto per il motivo sbagliato: una convezione troppo intermittente poteva generare onde di gravità con ampiezza eccessiva, compensando artificialmente la mancanza di una parametrizzazione più realistica delle onde sub-grid.
Questa osservazione è particolarmente importante perché mostra la differenza tra una simulazione che “produce una QBO” e una simulazione che produce la QBO attraverso i corretti meccanismi fisici. Due modelli possono generare venti equatoriali apparentemente simili ma utilizzare bilanci di quantità di moto molto differenti. In uno il forcing può essere dominato da onde risolte generate da una convezione eccessivamente impulsiva; in un altro può dipendere soprattutto dal gravity-wave drag parametrizzato; in un terzo può derivare da una combinazione più equilibrata di onde di Kelvin, inerziali-gravità, Rossby-gravità e onde convettive.
L’analisi di Horinouchi e Yoden [1998] fu particolarmente importante perché mostrò che in una simulazione tridimensionale di tipo aquaplanet lo spettro del flusso di quantità di moto poteva essere compatibile, almeno qualitativamente, con le osservazioni disponibili a Singapore. In quel modello le classiche onde di Kelvin e Rossby-gravità fornivano soltanto una frazione relativamente piccola del forcing totale. Ciò rafforzò ulteriormente l’idea che la QBO sia il prodotto della convergenza di un ampio spettro di perturbazioni anziché il risultato dell’azione di poche modalità discrete.
Studi successivi hanno consolidato questa visione. Kawatani e collaboratori hanno utilizzato versioni ad alta risoluzione del modello MIROC capaci di simulare una QBO relativamente realistica affidandosi in larga misura alle onde non stazionarie esplicitamente risolte. Questi esperimenti hanno dimostrato che, se risoluzione e dinamica sono sufficientemente accurate, una quota molto grande del forcing può emergere spontaneamente dal modello. Tuttavia, hanno anche mostrato quanto la QBO sia sensibile alla circolazione media: in condizioni climatiche più calde, un aumento dell’upwelling tropicale può rallentare la propagazione verso il basso e ridurre l’ampiezza dell’oscillazione anche se i flussi ondulatori verso la stratosfera aumentano.
Il ruolo della circolazione di Brewer–Dobson è infatti uno degli aspetti essenziali che i modelli tridimensionali possono affrontare più realisticamente. La QBO discende attraverso una regione nella quale l’aria tropicale presenta una risalita climatologica media. Il forcing delle onde tende a spostare verso il basso le zone di shear, mentre l’upwelling trasporta verso l’alto quantità di moto e strutture atmosferiche. Il periodo osservato dell’oscillazione emerge dall’equilibrio fra questi due effetti. Se il modello produce un upwelling troppo debole, i regimi possono discendere troppo rapidamente e il periodo della QBO diventa eccessivamente corto; se la risalita è troppo intensa, la discesa può essere rallentata o addirittura impedita.
Le prime simulazioni riflettevano già questa sensibilità. Il modello di Takahashi [1999], con un periodo vicino a 2,3 anni, presentava una risalita tropicale leggermente più debole delle stime osservative, mentre modelli con periodi dell’ordine di uno o un anno e mezzo tendevano ad avere upwelling ancora più deboli. Questo risultato anticipava un tema oggi particolarmente importante per le proiezioni climatiche: una futura accelerazione della Brewer–Dobson potrebbe modificare sia il periodo sia l’ampiezza della QBO. Le simulazioni ad alta risoluzione di Kawatani e collaboratori hanno infatti mostrato che un aumento del 30–40% dell’upwelling nella stratosfera equatoriale può indebolire la QBO e limitarne la penetrazione verso la stratosfera inferiore, nonostante un contemporaneo aumento dei flussi ondulatori.
Questo punto è stato ulteriormente rafforzato dalla moderna letteratura di sintesi. Anstey et al. [2022] hanno evidenziato come molti modelli climatici contemporanei siano ormai capaci di simulare oscillazioni QBO-like, ma continuino a mostrare errori sistematici, soprattutto una variabilità troppo debole nella stratosfera tropicale inferiore. Le incertezze principali rimangono legate precisamente ai flussi di quantità di moto delle onde di piccola scala, alla convezione profonda e alla rappresentazione della circolazione media.
Il progetto SPARC QBOi ha consentito di quantificare in modo sistematico tali differenze tra modelli. La fase iniziale del QBO Modelling Intercomparison ha riunito numerosi modelli atmosferici con differenti risoluzioni, parametrizzazioni delle onde di gravità, schemi convettivi e configurazioni della stratosfera, con l’obiettivo di comprendere quali aspetti controllassero maggiormente la simulazione dell’oscillazione. Questo confronto ha mostrato che non esiste ancora una combinazione unica di scelte numeriche capace di garantire automaticamente una QBO realistica, ma ha confermato il ruolo cruciale della risoluzione verticale, del gravity-wave drag e delle onde tropicali risolte.
L’analisi di tredici modelli QBOi ha mostrato che, nella maggior parte dei casi, il periodo simulato era relativamente vicino ma generalmente più breve dei circa 28 mesi osservati. L’ampiezza nella stratosfera superiore risultava spesso ragionevole, mentre a 50 e 70 hPa tendeva a essere soltanto circa metà di quella osservata. Questa debolezza nella parte inferiore della stratosfera rappresenta uno dei bias più persistenti della modellistica moderna della QBO. Essa è particolarmente importante perché la regione inferiore è quella che collega più direttamente la QBO alla tropopausa tropicale, al vapore acqueo, all’ozono e a numerose teleconnessioni troposferiche.
La persistenza di questo problema nonostante decenni di aumento della potenza computazionale dimostra che la QBO non è una semplice questione di “risolvere più scale”. Anche modelli con risoluzione orizzontale molto elevata possono non rappresentare correttamente la dissipazione delle onde se la griglia verticale rimane troppo grossolana. Esperimenti con modelli capaci di risolvere onde di gravità su scale di pochi chilometri hanno mostrato che può essere ancora necessario un gravity-wave drag parametrizzato quando la dissipazione nelle zone di shear non viene catturata correttamente.
Questo conduce a un principio importante della moderna modellistica della QBO: la distinzione tra onde “risolte” e “parametrizzate” non coincide semplicemente con una distinzione tra onde “reali” e onde “artificiali”. Una parametrizzazione può rappresentare fisicamente una porzione dello spettro che esiste nell’atmosfera ma che la griglia non è in grado di descrivere; allo stesso tempo, una perturbazione esplicitamente risolta dal modello può essere numericamente distorta e avere caratteristiche non realistiche. L’obiettivo non deve quindi essere eliminare necessariamente ogni parametrizzazione, ma ottenere un bilancio complessivo di quantità di moto il più possibile coerente con l’atmosfera reale.
Giorgetta et al. [2002] fornirono una delle dimostrazioni più convincenti di questo concetto, mostrando che una QBO realistica può derivare dalla combinazione tra onde esplicitamente simulate e gravity-wave drag parametrizzato. Il risultato fondamentale non era la predominanza assoluta di una singola famiglia di onde, ma il fatto che l’intero spettro dovesse fornire accelerazioni di segno e intensità corretti alle quote appropriate.
La modellistica tridimensionale ha inoltre modificato la nostra comprensione della distribuzione geografica delle sorgenti. La convezione tropicale è fortemente concentrata nel Maritime Continent, nel Pacifico occidentale, nell’Oceano Indiano e nelle regioni continentali tropicali. Le onde generate in queste aree si propagano in un campo di vento che varia con longitudine, latitudine, stagione e fase della QBO. Di conseguenza, lo spettro che raggiunge la stratosfera non è necessariamente uguale in tutte le regioni. Questa struttura tridimensionale era assente per definizione nei modelli unidimensionali e fortemente semplificata in quelli bidimensionali.
La propagazione meridionale delle onde introduce inoltre un collegamento diretto con le regioni extratropicali. La QBO non viene forzata esclusivamente da perturbazioni nate nelle immediate vicinanze dell’Equatore. Onde di Rossby provenienti dalle medie latitudini possono propagarsi verso la fascia tropicale e depositare quantità di moto, soprattutto quando la struttura del vento crea guide d’onda favorevoli. Questa possibilità è diventata particolarmente evidente dopo la sorprendente interruzione della QBO osservata nel 2015–2016.
Fino a quel momento l’oscillazione era stata considerata uno dei fenomeni atmosferici più regolari e prevedibili. Nel 2016, tuttavia, la normale discesa del regime occidentale nella bassa stratosfera venne improvvisamente interrotta dalla comparsa di venti orientali a circa 40 hPa. Gli studi successivi mostrarono che una parte fondamentale dell’anomalo forcing proveniva da onde di Rossby propagate verso l’Equatore dalle regioni extratropicali, accompagnate da contributi di onde equatoriali e onde di gravità convettive. Un episodio analogo si verificò nel 2019–2020.
Questi eventi costituiscono una dimostrazione particolarmente chiara del valore dei modelli tridimensionali. Un modello unidimensionale può rappresentare molto bene il filtraggio verticale di un dato spettro di onde, ma non può descrivere un improvviso ingresso orizzontale di quantità di moto proveniente dalle medie latitudini. Un modello bidimensionale latitudine-quota può coglierne alcuni aspetti, ma non può rappresentare l’intera struttura longitudinale e la propagazione tridimensionale delle onde di Rossby. Le interruzioni della QBO hanno quindi mostrato concretamente che, per comprendere non soltanto il ciclo medio ma anche gli eventi eccezionali, è indispensabile una descrizione tridimensionale dell’atmosfera.
Esse hanno inoltre evidenziato il legame tra simulazione della QBO e prevedibilità stagionale. La regolarità dell’oscillazione fornisce normalmente un’importante fonte di informazione per le previsioni, poiché la sua fase può influenzare il vortice polare, la MJO, le precipitazioni tropicali e diversi aspetti della circolazione extratropicale. Quando l’oscillazione viene interrotta, la normale progressione della fase viene persa e la prevedibilità diminuisce. Anstey et al. [2021] hanno inoltre suggerito, sulla base delle proiezioni climatiche, che il trasporto orizzontale di quantità di moto verso l’Equatore potrebbe aumentare in futuro, rendendo le interruzioni più frequenti.
Ciò rende ancora più evidente perché una corretta rappresentazione tridimensionale della QBO non sia un semplice esercizio di modellistica stratosferica. La QBO è collegata a un vasto sistema di teleconnessioni e contribuisce alla prevedibilità climatica globale. Una simulazione che riproduca correttamente periodo e ampiezza ma sbagli le onde responsabili del forcing può non rappresentare correttamente tali teleconnessioni, soprattutto quando l’atmosfera entra in configurazioni eccezionali.
I modelli tridimensionali hanno anche aperto la strada allo studio della QBO in un clima che cambia. Le proiezioni non forniscono una risposta completamente uniforme, ma numerosi modelli indicano un indebolimento dell’ampiezza dell’oscillazione nella stratosfera inferiore, in gran parte associato all’aumento della risalita tropicale. La moderna revisione di Anstey et al. evidenzia proprio questo comportamento come una delle risposte più robuste emerse dai modelli contemporanei, pur sottolineando che rimangono importanti incertezze legate alle onde di gravità.
Questa incertezza non è sorprendente. Il cambiamento climatico modifica contemporaneamente le temperature troposferiche, la stabilità, la convezione, la tropopausa, la circolazione di Brewer–Dobson e lo spettro delle onde. Un aumento del riscaldamento convettivo potrebbe rafforzare alcune componenti del flusso ondulatorio, mentre una maggiore risalita tropicale potrebbe rendere più difficile la propagazione discendente degli shear. Il risultato finale dipende quindi dalla competizione tra processi che possono agire in direzioni opposte. I modelli tridimensionali costituiscono l’unico strumento numerico capace di rappresentare simultaneamente tutti questi feedback, ma proprio per questo la loro risposta dipende fortemente dalla qualità con cui vengono simulati i processi sub-grid.
L’evoluzione storica della simulazione della QBO permette dunque di comprendere un principio molto generale della modellistica atmosferica: una maggiore complessità geometrica non elimina la necessità di una corretta rappresentazione fisica delle piccole scale. I primi GCM fallivano perché la griglia verticale era troppo grossolana, la diffusione troppo intensa o la convezione troppo poco intermittente. I modelli moderni hanno risoluzioni enormemente superiori, ma continuano a dipendere da parametrizzazioni delle onde di gravità e dalla qualità degli schemi convettivi. Anche modelli capaci di simulare esplicitamente un ampio spettro di onde possono produrre errori se la loro dissipazione avviene alla quota sbagliata.
La QBO rappresenta quindi un test estremamente raffinato dell’accoppiamento tra scale. Le sorgenti troposferiche possono avere dimensioni di pochi chilometri e durare poche ore; le onde generate trasportano quantità di moto per decine di chilometri in verticale; la convergenza cumulativa di questo flusso modifica venti estesi su migliaia di chilometri; la struttura risultante persiste per mesi e produce un’oscillazione con un periodo medio di circa 28 mesi. Pochi fenomeni atmosferici mostrano con altrettanta chiarezza come processi locali di piccola scala possano organizzare la circolazione su scale planetarie.
Da questo punto di vista, le conclusioni formulate nei primi lavori di Takahashi rimangono sorprendentemente moderne. Una QBO simulata realisticamente richiede che le onde possano raggiungere la stratosfera senza essere distrutte artificialmente dalla griglia o dalla diffusione; necessita di una sorgente troposferica sufficientemente variabile; richiede una corretta distribuzione delle velocità di fase; deve essere compatibile con una circolazione di Brewer–Dobson realistica; infine, deve rappresentare il deposito di quantità di moto nelle zone di shear con sufficiente accuratezza.
La ricerca successiva ha però aggiunto un’importante precisazione: non è sufficiente ottenere una QBO “visivamente” corretta. Occorre verificare quali onde la forzano, quale frazione del drag deriva dalle componenti risolte e quale da quelle parametrizzate, se la distribuzione delle velocità di fase è realistica, se l’ampiezza nella bassa stratosfera è corretta e se il modello risponde in modo realistico a perturbazioni provenienti dalle regioni extratropicali. Il progetto QBOi nasce precisamente da questa esigenza di passare dal semplice confronto dei venti a una diagnosi più profonda dei processi.
In definitiva, i modelli tridimensionali hanno trasformato la QBO da problema teorico dell’interazione tra poche onde e un flusso medio a problema integrato dell’intero sistema atmosfera. Hanno mostrato che la convezione tropicale, la propagazione delle onde equatoriali, le onde di gravità di piccola scala, la diffusione numerica, la risoluzione verticale, la circolazione di Brewer–Dobson e perfino le intrusioni di onde extratropicali possono partecipare congiuntamente alla generazione e alla variabilità dell’oscillazione. La prima generazione di GCM riusciva a produrre una QBO soltanto attraverso configurazioni numeriche particolari; i modelli successivi hanno progressivamente migliorato la rappresentazione dei processi, fino a rendere la QBO una caratteristica relativamente comune nei modelli climatici moderni. Persistono tuttavia bias significativi, soprattutto nella stratosfera inferiore e nella rappresentazione del forcing delle onde di gravità.
Il principale insegnamento della modellistica tridimensionale è quindi che la QBO non può essere attribuita a una singola onda, a una singola parametrizzazione o a un unico parametro numerico. Essa emerge dall’interazione coordinata di un ampio spettro di onde con il flusso medio, all’interno di un’atmosfera tridimensionale nella quale le sorgenti sono intermittenti, la propagazione è selettiva e la circolazione di fondo varia nello spazio e nel tempo. La capacità di un modello di riprodurre questa complessa catena di processi rappresenta uno dei test più severi della sua qualità dinamica. Per questo motivo la QBO continua ancora oggi a essere utilizzata non soltanto come fenomeno da simulare, ma come vero banco di prova della capacità dei modelli climatici di collegare convezione tropicale, onde atmosferiche, stratosfera ed extratropici in un sistema fisicamente coerente.
Plate 5 – Simulazione tridimensionale della QBO, propagazione discendente dei regimi di vento e ruolo dello spettro ondulatorio
Il Plate 5, tratto dalla simulazione di Takahashi [1999], rappresenta uno degli esempi storicamente più importanti della capacità di un modello di circolazione generale tridimensionale di riprodurre una QBO con caratteristiche molto vicine a quelle osservate nell’atmosfera tropicale. La figura mostra l’evoluzione nel tempo del vento zonale medio all’Equatore su un’ampia porzione della colonna atmosferica, dalla troposfera fino alla stratosfera superiore. Le tonalità rosse identificano i venti occidentali, mentre quelle blu rappresentano i venti orientali; la successione temporale delle bande colorate evidenzia l’alternanza dei due regimi e, soprattutto, la loro progressiva propagazione verso livelli di pressione maggiore, cioè verso quote inferiori. Questo comportamento costituisce la firma più caratteristica dell’Oscillazione Quasi-Biennale e rende il Plate 5 particolarmente significativo, perché dimostra che l’interazione tra onde e flusso medio può emergere spontaneamente anche all’interno di un modello tridimensionale complesso, senza dover imporre direttamente una QBO al sistema.
La simulazione di Takahashi [1999] si colloca in una fase cruciale della modellistica stratosferica. Per molti anni i modelli atmosferici globali erano riusciti a produrre onde di Kelvin, onde di Rossby-gravità e altri modi equatoriali, ma non un’oscillazione quasi-biennale realistica. Questo insuccesso aveva evidenziato che la semplice presenza delle grandi onde equatoriali note dalle osservazioni non era sufficiente a riprodurre il comportamento della stratosfera tropicale. Takahashi mostrò invece che, migliorando significativamente la risoluzione verticale, riducendo la diffusione numerica e permettendo al modello di sviluppare uno spettro più ampio di perturbazioni verticalmente propaganti, era possibile ottenere un’oscillazione con un periodo dell’ordine di 2,3 anni, molto vicino al valore medio osservato della QBO reale.
La struttura più evidente del Plate 5 è rappresentata dalle bande inclinate che attraversano la stratosfera tra circa 10 e 70 hPa. Esse non devono essere interpretate come masse d’aria che scendono fisicamente dall’alto verso il basso, ma come regioni nelle quali il vento zonale cambia progressivamente fase a causa del deposito selettivo della quantità di moto da parte delle onde. Il meccanismo fondamentale consiste infatti nel filtraggio operato dal vento medio. Le onde che si propagano dalla troposfera verso la stratosfera possiedono differenti velocità di fase e differenti direzioni di propagazione. Quando incontrano un flusso zonale favorevole alla loro dissipazione o al loro assorbimento, depositano quantità di moto e modificano localmente il vento. Questa modifica altera a sua volta la capacità delle onde successive di attraversare la stessa regione, spostando progressivamente verso il basso il livello nel quale avviene il forcing principale.
La QBO rappresenta quindi un classico esempio di interazione non lineare tra onde e flusso medio. Le onde producono l’oscillazione, ma l’oscillazione modifica continuamente lo spettro delle onde che può propagarsi. Questa retroazione era già stata identificata dai modelli teorici di Holton e Lindzen [1972] e di Plumb [1977], ma il Plate 5 mostra che lo stesso principio può emergere in un modello tridimensionale nel quale le onde vengono in larga parte generate internamente dal sistema. Il significato scientifico della simulazione è quindi notevole: essa costituisce un ponte tra la teoria idealizzata della QBO e la complessità della circolazione atmosferica globale.
Un elemento particolarmente importante è la periodicità. Nel grafico sono visibili diversi cicli completi durante il periodo simulato e la distanza temporale tra fasi equivalenti è approssimativamente coerente con un periodo di poco superiore ai due anni. Il valore ottenuto da Takahashi [1999] era di circa 2,3 anni, mentre la QBO atmosferica reale presenta in media un periodo vicino a 28 mesi, pur con una significativa variabilità da un ciclo all’altro. Il fatto che il modello riesca a riprodurre una periodicità così vicina alle osservazioni suggerisce che il bilancio tra forcing ondulatorio, diffusione e circolazione media fosse, almeno globalmente, abbastanza realistico.
La periodicità della QBO non è imposta direttamente al modello. Essa emerge dall’interazione tra intensità del flusso di quantità di moto delle onde, velocità di dissipazione, struttura del vento medio e risalita tropicale. Questo è un punto fondamentale. Una QBO realistica non si ottiene specificando semplicemente un ciclo di 28 mesi, ma deve risultare spontaneamente dalla dinamica. Se il forcing ondulatorio è troppo intenso, le zone di shear possono propagarsi verso il basso troppo rapidamente, producendo un periodo troppo breve. Se il forcing è insufficiente, l’oscillazione può risultare debole o non svilupparsi affatto. Analogamente, una risalita tropicale troppo intensa può opporsi alla propagazione discendente e rallentare o impedire la QBO.
La circolazione di Brewer–Dobson entra quindi direttamente nell’interpretazione del Plate 5. Nella stratosfera tropicale l’aria presenta una risalita climatologica media. Questa componente verticale tende a trasportare verso l’alto le strutture del vento e agisce quindi in direzione opposta alla propagazione discendente della QBO. Perché le bande visibili nel Plate 5 possano scendere fino a circa 50–70 hPa, il forcing esercitato dalle onde deve essere sufficientemente intenso da prevalere su tale upwelling. Dunkerton [1997] aveva già mostrato attraverso modelli bidimensionali che la quantità totale di flusso ondulatorio richiesta per mantenere la QBO dipende in modo sostanziale dall’intensità della risalita tropicale.
Il modello di Takahashi [1999] presentava un upwelling leggermente più debole rispetto ad alcune stime osservative, ma comunque abbastanza realistico da consentire un periodo prossimo a quello atmosferico. Questo elemento distingueva la simulazione da precedenti esperimenti nei quali la QBO-like oscillation aveva periodi molto più brevi, talvolta dell’ordine di un anno. In quei casi una risalita troppo debole poteva consentire agli shear di propagarsi verso il basso eccessivamente rapidamente. La simulazione mostrata nel Plate 5 rappresentò quindi un miglioramento non soltanto nella periodicità, ma anche nell’equilibrio tra forcing delle onde e circolazione residua.
La risoluzione verticale fu probabilmente uno dei fattori decisivi. Il modello utilizzato da Takahashi possedeva una griglia stratosferica molto più fine rispetto a quella dei GCM precedenti. Questa maggiore risoluzione consentiva di rappresentare onde con lunghezze d’onda verticali relativamente corte, incluse molte componenti inerziali-gravità e onde di gravità convettive che sarebbero state fortemente attenuate o completamente perdute in una griglia più grossolana. Nei primi GCM stratosferici una spaziatura verticale di circa 2 km o più era comune; Takahashi mostrò invece che una risoluzione dell’ordine di alcune centinaia di metri poteva modificare radicalmente la capacità del modello di produrre una QBO.
Questo risultato è stato successivamente confermato da numerosi studi. Giorgetta et al. [2002] dimostrarono che la rappresentazione realistica della QBO in un GCM dipende in modo critico dalla possibilità di risolvere un ampio spettro di onde tropicali e dalla presenza di una parametrizzazione appropriata delle onde di gravità non risolte. Kawatani et al. [2010] e studi successivi condotti con modelli globali ad alta risoluzione hanno ulteriormente evidenziato che una parte significativa del forcing della QBO può provenire da onde di scala relativamente piccola che richiedono un’elevata risoluzione verticale e orizzontale per essere rappresentate esplicitamente.
Il Plate 5 mostra inoltre che la QBO simulata non è confinata a una singola quota. Le bande occidentali e orientali occupano ampie porzioni della stratosfera e presentano massimi di intensità generalmente tra circa 10 e 50 hPa. Questa struttura è qualitativamente simile a quella osservata, nella quale le fasi della QBO si sviluppano nella stratosfera superiore e media e successivamente discendono verso la bassa stratosfera. La penetrazione fino a circa 70–100 hPa è particolarmente importante perché la parte inferiore della QBO influenza direttamente la tropopausa tropicale, il trasporto del vapore acqueo, l’ozono, la convezione e una parte delle teleconnessioni con la troposfera.
La simulazione evidenzia anche che le fasi occidentali e orientali non sono perfettamente simmetriche. Le bande rosse e blu hanno differenti ampiezze, durate e velocità di propagazione. Questo comportamento è fisicamente plausibile perché il forcing delle due fasi non deriva necessariamente dallo stesso insieme di onde. Le accelerazioni occidentali sono generalmente associate a onde che trasportano quantità di moto verso est, comprese onde di Kelvin e numerose componenti delle onde di gravità; le accelerazioni orientali possono invece ricevere contributi da onde di Rossby-gravità, onde di Rossby provenienti dalle regioni subtropicali e onde di gravità caratterizzate da velocità di fase opposta.
Un risultato particolarmente rilevante degli studi di Takahashi e collaboratori fu proprio la constatazione che le onde di gravità svolgevano un ruolo molto più importante di quanto ipotizzato dalle prime teorie della QBO. Takahashi et al. [1997] suggerirono che l’accelerazione orientale nel modello potesse derivare da una combinazione di onde di gravità, onde di Rossby-gravità e onde di Rossby provenienti dall’emisfero invernale, mentre il forcing occidentale comprendeva contributi sia dalle onde di Kelvin sia dalle onde di gravità. Nel modello di Takahashi [1999], invece, il contributo delle onde di gravità appariva ancora più dominante.
Questa conclusione è coerente con quanto emerso dalle osservazioni discusse nelle figure precedenti. Le campagne ER-2 analizzate da Alexander et al. [2000] avevano mostrato che la convezione profonda tropicale può essere associata a flussi di quantità di moto localmente molto elevati, mentre le simulazioni di Alexander e Holton [1997] avevano dimostrato che sistemi convettivi profondi possono generare onde di gravità capaci di raggiungere la stratosfera. Il Plate 5 rappresenta, in un certo senso, il passo successivo: mostra come il contributo cumulativo di un ampio spettro di onde possa organizzare il vento stratosferico in un’oscillazione quasi-biennale realistica.
La convezione tropicale assume quindi un ruolo centrale nella simulazione. Le onde di gravità vengono generate in larga misura dal rilascio intermittente di calore latente e dalle intense correnti verticali associate ai sistemi convettivi. Tuttavia, la qualità di questo forcing dipende fortemente dallo schema convettivo del modello. Due GCM possono produrre precipitazioni medie molto simili ma generare spettri ondulatori completamente differenti se uno rappresenta la convezione come un processo relativamente continuo e l’altro come una successione di impulsi intensi e intermittenti.
Questo aspetto costituiva uno dei principali problemi delle prime simulazioni riuscite. Gli schemi convettivi utilizzati nei modelli capaci di produrre una QBO tendevano spesso a generare convezione molto intermittente alla scala della griglia, producendo onde di gravità risolte particolarmente intense. Il modello poteva quindi ottenere una QBO realistica attraverso un forcing ondulatorio eccessivo o distribuito in maniera non completamente realistica. In altri termini, il successo nella riproduzione del vento non garantiva automaticamente che il meccanismo fisico fosse corretto.
Questa distinzione rimane centrale anche nella modellistica contemporanea. Un GCM può simulare un periodo di 28 mesi e bande discendenti apparentemente perfette, ma avere un bilancio di quantità di moto errato. Per valutare realmente la qualità della simulazione è necessario analizzare quali onde producono il forcing, a quali frequenze, con quali velocità di fase e con quale distribuzione verticale. La ricerca moderna cerca quindi di andare oltre il semplice confronto visivo dei venti e di diagnosticare separatamente il contributo delle onde risolte e di quelle parametrizzate.
Gli esperimenti del QBO Modelling Intercomparison Project hanno mostrato quanto questo problema sia ancora attuale. Anche molti modelli moderni riescono a produrre oscillazioni QBO-like, ma possono differire enormemente nel contributo del forcing ondulatorio risolto, nell’intensità del gravity-wave drag parametrizzato e nella distribuzione verticale delle accelerazioni. Alcuni modelli riproducono bene l’ampiezza della QBO nella stratosfera media ma presentano una variabilità troppo debole vicino a 70 hPa; altri simulano correttamente il periodo medio ma producono velocità di discesa o ampiezze differenti da quelle osservate. Il Plate 5 rappresenta quindi un risultato pionieristico, ma anche l’inizio di una problematica modellistica ancora aperta.
Un altro elemento interessante della figura è rappresentato dalla variabilità osservata alle quote superiori, intorno a 1–3 hPa. Qui le alternanze di colore diventano più rapide e la periodicità non segue esattamente quella delle bande discendenti nella stratosfera inferiore. In questa regione la QBO interagisce con altre oscillazioni atmosferiche, in particolare con la Semiannual Oscillation, e con uno spettro di onde diverso rispetto a quello dominante alle quote inferiori. La media atmosfera tropicale non è quindi regolata da una singola oscillazione, ma da un insieme di fenomeni che possono sovrapporsi e interagire.
Nella parte troposferica, al contrario, il segnale quasi-biennale del vento zonale è molto meno evidente. Al di sotto di circa 100 hPa prevalgono strutture di variabilità più irregolari e stagionali. Questo comportamento riflette il fatto che il meccanismo classico della QBO è principalmente stratosferico, anche se la sua influenza può propagarsi verso il basso attraverso la modulazione della tropopausa, della convezione e della circolazione tropicale. La debolezza del segnale diretto nella troposfera non implica quindi l’assenza di effetti troposferici, ma indica che il vento zonale medio in questa regione è controllato da una gamma molto più ampia di processi.
La struttura delle bande discendenti mostra anche il ruolo dei livelli critici e della saturazione delle onde. Una popolazione di onde che propaga verso l’alto può attraversare soltanto regioni nelle quali la sua velocità di fase rimane sufficientemente diversa dal vento medio. Quando questa differenza si riduce, l’onda può venire assorbita o dissipata. Il deposito di quantità di moto associato modifica il vento e crea nuove condizioni di filtraggio. Questo meccanismo selettivo produce la netta separazione tra fasi orientali e occidentali visibile nel Plate 5.
Un punto particolarmente interessante è che la discesa non procede con velocità costante. Alcune zone di shear sembrano accelerare verso il basso, altre rallentano temporaneamente. Questo comportamento dipende dall’intensità variabile del forcing ondulatorio, dalla struttura della circolazione residua e dall’interazione con il ciclo stagionale. Anche nell’atmosfera reale la velocità di discesa della QBO varia considerevolmente durante il ciclo e contribuisce alla variabilità della durata complessiva dell’oscillazione.
Il Plate 5 permette inoltre di collegare i risultati dei modelli tridimensionali alle conclusioni dei modelli bidimensionali discusse in precedenza. Le bande inclinate rappresentano la struttura del vento, ma a ciascuna zona di shear è associata una circolazione meridionale secondaria. Durante lo shear occidentale si sviluppano tipicamente un’anomalia calda e subsidenza equatoriale; durante lo shear orientale compaiono un’anomalia fredda e risalita. Questi moti verticali modificano a loro volta la velocità di discesa delle fasi, contribuendo all’asimmetria visibile nel grafico.
La simulazione tridimensionale incorpora inoltre fenomeni assenti nei modelli bidimensionali. Le sorgenti delle onde possono variare con la longitudine, la convezione può essere concentrata nelle regioni tropicali più attive, le onde possono propagarsi lateralmente e perturbazioni provenienti dalle medie latitudini possono raggiungere l’Equatore. Questa maggiore libertà dinamica è fondamentale per rappresentare episodi anomali della QBO come le interruzioni osservate nel 2016 e nel 2020, nelle quali un intenso trasporto di quantità di moto proveniente da onde di Rossby extratropicali modificò profondamente la normale sequenza dei regimi discendenti.
Questi eventi, osservati molti anni dopo la simulazione di Takahashi, hanno dimostrato quanto sia importante considerare la QBO come un fenomeno tridimensionale. Il Plate 5 mostra una sequenza relativamente regolare, ma l’atmosfera reale può occasionalmente deviare da questo comportamento quando onde provenienti da regioni esterne alla fascia equatoriale producono accelerazioni sufficientemente intense. I moderni modelli devono quindi essere in grado non soltanto di riprodurre una QBO media simile a quella del Plate 5, ma anche di simulare le condizioni in cui la sua regolarità può essere temporaneamente interrotta.
Il valore storico della simulazione di Takahashi [1999] risiede proprio nel fatto che dimostrò che una QBO vicina a quella osservata poteva emergere in un GCM senza imporre artificialmente la successione dei venti. La sua realizzazione richiese una combinazione precisa di elevata risoluzione verticale, diffusione orizzontale relativamente debole e intensa attività ondulatoria prodotta dal modello. Questi elementi anticiparono molti dei principi che sarebbero successivamente diventati centrali nella progettazione dei modelli “high-top” e dei Earth System Models capaci di rappresentare la stratosfera.
Gli studi di Giorgetta et al. [2002], Kawatani et al. [2010] e le successive intercomparazioni QBOi hanno confermato che nessun singolo parametro garantisce il successo. È la combinazione di spettro ondulatorio, risoluzione verticale, risoluzione orizzontale, diffusione, convezione e circolazione residua a determinare se una QBO emergerà e quali caratteristiche presenterà. In questo senso, il Plate 5 non è semplicemente la dimostrazione del successo di un particolare modello, ma una rappresentazione visiva di un delicato equilibrio multiscala.
Tale equilibrio possiede anche importanti implicazioni climatiche. La QBO costituisce una delle principali sorgenti di prevedibilità della stratosfera tropicale ed esercita influenze sulla circolazione extratropicale, sul vortice polare, sull’ozono, sul vapore acqueo e sulla convezione tropicale. Un modello che non riesce a riprodurre correttamente la QBO può quindi presentare errori anche nella variabilità stagionale e interannuale al di fuori dei tropici. Questo è uno dei motivi per cui la presenza di una QBO realistica è oggi considerata un importante indicatore della qualità di un modello della media atmosfera.
Le implicazioni diventano ancora più rilevanti nel contesto del cambiamento climatico. Studi successivi hanno mostrato che l’intensificazione della circolazione di Brewer–Dobson potrebbe modificare la propagazione discendente della QBO e ridurne l’ampiezza nella stratosfera inferiore. Se l’upwelling aumenta, il forcing ondulatorio deve diventare più intenso per mantenere la stessa velocità di discesa. La risposta futura dipenderà quindi da come cambieranno contemporaneamente la convezione, lo spettro delle onde e la circolazione media.
In questa prospettiva, le bande del Plate 5 possono essere interpretate come il risultato macroscopico di un’enorme quantità di processi microscopici e mesoscalari. Un temporale tropicale dura poche ore; genera onde con periodi di minuti o giorni; tali onde possono propagarsi per decine di chilometri verso l’alto; il loro flusso di quantità di moto viene infine integrato su vaste regioni e lunghi intervalli temporali fino a modificare una circolazione che evolve su scale di anni. La QBO costituisce quindi uno degli esempi più chiari del modo in cui l’atmosfera collega fenomeni di scala estremamente diversa.
Il Plate 5 mostra visivamente il risultato finale di questo processo: un’alternanza organizzata di venti occidentali e orientali che nasce nella stratosfera superiore e media, discende progressivamente, interagisce con la circolazione tropicale e si rinnova ciclicamente. Il fatto che un modello tridimensionale sia riuscito a produrre tale struttura con un periodo vicino a quello osservato rappresentò una conferma fondamentale della teoria dell’interazione onda-flusso medio sviluppata nei decenni precedenti.
Considerato alla luce degli studi successivi, il risultato di Takahashi [1999] assume quindi un significato ancora maggiore. Esso anticipò la moderna visione secondo cui la QBO deve essere forzata da un ampio spettro di onde, comprese numerose componenti di gravità generate dalla convezione; mostrò l’importanza critica della risoluzione verticale; evidenziò il pericolo di una diffusione numerica eccessiva; mise in luce il ruolo della convezione tropicale come sorgente di onde e dimostrò che il periodo finale dell’oscillazione dipende dalla competizione tra forcing ondulatorio e upwelling della Brewer–Dobson.
Il Plate 5 può quindi essere considerato una delle immagini più rappresentative della transizione dalla teoria idealizzata della QBO alla sua simulazione globale. Le bande rosse e blu non rappresentano semplicemente venti alternati, ma il risultato collettivo di convezione, generazione delle onde, propagazione verticale, filtraggio selettivo, dissipazione, circolazione meridionale e trasporto residuo. La loro regolare discesa dimostra come un sistema atmosferico estremamente complesso possa organizzarsi in una modalità quasi periodica attraverso l’interazione continua tra onde e flusso medio. Proprio per questo la QBO continua ancora oggi a costituire uno dei test più severi e scientificamente informativi per i modelli globali della circolazione atmosferica.
4. Effetti dinamici nella stratosfera extratropicale
La connessione tra l’Oscillazione Quasi-Biennale equatoriale, o QBO, e la stratosfera extratropicale rappresenta uno degli esempi più significativi di interazione dinamica a lunga distanza all’interno del sistema atmosferico. Sebbene la QBO sia generata principalmente nella stratosfera tropicale attraverso l’interazione tra il flusso zonale medio e un ampio spettro di onde atmosferiche che trasportano quantità di moto, i suoi effetti non rimangono confinati alle basse latitudini. Le anomalie alternate dei venti orientali e occidentali che discendono lentamente attraverso la stratosfera equatoriale modificano infatti la struttura tridimensionale della circolazione, influenzando la propagazione delle onde planetarie, la circolazione meridionale residua e, indirettamente, la stabilità del vortice polare. Questa influenza tropicale sulle alte latitudini è particolarmente evidente durante l’inverno boreale ed è comunemente indicata come effetto o relazione di Holton–Tan, dal nome degli studi pionieristici che ne dimostrarono l’esistenza alla fine degli anni Settanta e all’inizio degli anni Ottanta. Le successive analisi osservative, le rianalisi atmosferiche e gli esperimenti numerici hanno confermato l’esistenza di tale teleconnessione, pur mostrando che i processi fisici responsabili sono più articolati rispetto alla spiegazione originariamente proposta.
Per comprendere questo collegamento è necessario considerare innanzitutto l’intenso ciclo stagionale della stratosfera extratropicale. Durante l’inverno polare l’assenza o la forte riduzione dell’irraggiamento solare determina un intenso raffreddamento radiativo delle alte latitudini. Il conseguente aumento del gradiente meridionale di temperatura, attraverso il bilancio del vento termico, sostiene forti venti occidentali nella stratosfera, formando il vortice polare invernale. Nel corso della primavera, con il ritorno della radiazione solare alle alte latitudini e la progressiva diminuzione del contrasto termico tra polo e basse latitudini, il vortice perde gradualmente intensità fino alla transizione stagionale verso la circolazione estiva caratterizzata prevalentemente da venti orientali. Questa evoluzione, tuttavia, non è semplicemente radiativa: la stratosfera invernale è costantemente perturbata dalle onde di Rossby planetarie generate principalmente nella troposfera e capaci, quando le condizioni del vento medio lo consentono, di propagarsi verticalmente verso la stratosfera.
Il principio fondamentale che governa questa propagazione era già stato chiarito da Charney e Drazin nel 1961. Le onde planetarie quasi stazionarie possono propagarsi verso l’alto soltanto all’interno di particolari configurazioni del vento zonale medio, mentre tendono a essere bloccate o a diventare evanescenti in presenza dei forti venti orientali caratteristici della stratosfera estiva. La conseguenza è una pronunciata asimmetria stagionale: l’attività ondulatoria proveniente dalla troposfera penetra soprattutto nella stratosfera dell’emisfero invernale. Quando queste onde raggiungono quote stratosferiche, possono rifrangersi meridionalmente, dissiparsi o rompersi, trasferendo quantità di moto al flusso zonale medio. La convergenza del flusso di Eliassen–Palm associata alla dissipazione delle onde esercita una forza frenante sui venti occidentali del vortice polare, favorendo una circolazione residua caratterizzata da moto ascendente alle basse latitudini e discendente alle alte latitudini. La subsidenza sull’Artico determina riscaldamento adiabatico e può quindi produrre un considerevole aumento della temperatura della stratosfera polare.
Questa interazione onda–flusso medio è particolarmente intensa nell’Emisfero Nord. La distribuzione fortemente asimmetrica dei continenti e degli oceani, insieme alla presenza delle grandi catene montuose dell’Eurasia e del Nord America, genera onde planetarie troposferiche climatologicamente molto più intense rispetto all’Emisfero Sud. Di conseguenza, il vortice artico è mediamente più variabile, deformabile e suscettibile a perturbazioni rispetto al vortice antartico. In determinate circostanze il flusso di attività ondulatoria verso la stratosfera diventa talmente intenso da provocare un rapido indebolimento del vortice e, nei casi più estremi, l’inversione dei venti zonali occidentali alle alte latitudini: sono i riscaldamenti stratosferici improvvisi maggiori, o major Sudden Stratospheric Warmings. La moderna letteratura conferma che la probabilità di questi eventi è modulata statisticamente dalla fase della QBO: una vasta revisione di Baldwin et al. mostra che, nelle rianalisi NCEP–NCAR, gli SSW risultano nettamente più frequenti durante condizioni di QBO orientale rispetto alla fase occidentale.
La relazione di Holton–Tan nasce precisamente da questa sensibilità del vortice alla propagazione delle onde planetarie. Holton e Tan, utilizzando sedici inverni compresi tra il 1962 e il 1977, mostrarono che la circolazione della stratosfera extratropicale settentrionale presentava differenze sistematiche a seconda della direzione dei venti equatoriali intorno a 50 hPa. Durante la fase orientale della QBO, il vortice polare tendeva a essere più debole e caldo, mentre durante la fase occidentale risultava mediamente più intenso, freddo e stabile. La QBO poteva quindi influenzare una regione atmosferica distante migliaia di chilometri dal suo nucleo equatoriale senza che fosse necessario ipotizzare un trasporto diretto dell’anomalia di vento fino al polo. Il collegamento era invece dinamico: la QBO modificava l’ambiente attraverso il quale propagavano le onde di Rossby.
Nell’interpretazione classica, il meccanismo dipende principalmente dalla posizione della linea critica subtropicale, cioè della regione nella quale il vento zonale medio diviene molto debole o cambia segno. Durante una QBO orientale nella bassa stratosfera tropicale, la regione dei venti orientali tende a estendersi maggiormente verso il subtropico dell’emisfero invernale. La linea di vento nullo viene quindi spostata verso latitudini più settentrionali e il canale disponibile per la propagazione delle onde planetarie quasi stazionarie diventa più stretto. Ciò favorisce una rifrazione dell’attività ondulatoria lontano dalla regione subtropicale e relativamente più verso le alte latitudini, aumentando l’interazione delle onde con il vortice polare. La maggiore convergenza del flusso di Eliassen–Palm esercita una decelerazione sui venti occidentali, rendendo il vortice più debole e favorendo il riscaldamento della stratosfera artica. Durante la QBO occidentale avviene generalmente l’opposto: il waveguide extratropicale presenta una configurazione più favorevole a una propagazione meno concentrata verso il polo e il vortice tende pertanto a rimanere più forte.
La ricerca successiva ha però mostrato che questo modello, pur essendo concettualmente fondamentale, non descrive interamente la complessità del fenomeno. Esperimenti numerici condotti da Garfinkel e collaboratori con il Whole Atmosphere Community Climate Model hanno indicato, per esempio, che gli effetti della circolazione meridionale indotta dalla QBO possono essere almeno altrettanto importanti, e in determinate configurazioni persino più importanti, rispetto al semplice spostamento della linea critica subtropicale. Durante la fase orientale nella bassa stratosfera, la circolazione secondaria associata alla QBO modifica il vento zonale anche alle latitudini subtropicali e medie, alterando l’indice di rifrazione delle onde planetarie. Può così formarsi una sorta di barriera dinamica alla propagazione equatorward delle onde nella media e alta stratosfera, favorendo una maggiore convergenza dell’attività ondulatoria nella regione del vortice. In questa interpretazione, il legame tropicale-polare emerge dall’azione combinata delle anomalie di vento della QBO, della circolazione meridionale residua e della risposta delle onde planetarie.
Anche le analisi basate sulla vorticità potenziale e sui flussi ondulatori hanno fornito importanti precisazioni. White e collaboratori, utilizzando ERA-Interim, hanno mostrato che durante la QBO orientale è presente un vortice polare mediamente più caldo e debole e che la risposta extratropicale comprende un aumento del flusso ascendente di attività ondulatoria alle medie latitudini della bassa stratosfera. Parte di questa attività si propaga verso il polo e converge all’interno del vortice, aumentando la decelerazione del flusso zonale. Questi risultati forniscono un sostegno sostanziale alla visione di Holton e Tan, ma allo stesso tempo indicano che la risposta non consiste semplicemente in una deviazione passiva delle onde verso il polo: essa comporta una complessa riorganizzazione dell’intero sistema onda–flusso medio.
Un ulteriore elemento è stato introdotto dagli studi sulla rottura delle onde di Rossby. Lu et al. hanno mostrato che durante la QBO orientale la forzante ondulatoria extratropicale può intensificarsi già all’inizio dell’inverno e che, nelle rianalisi considerate per il periodo 1979–2017, il flusso ascendente delle onde planetarie di numero d’onda zonale 1 presenta un aumento dell’ordine del 25% in alcune fasi della stagione. Contemporaneamente aumenta la rottura delle onde nella bassa stratosfera e viene modificata la struttura del waveguide alle medie latitudini. Il risultato finale è una maggiore predisposizione del vortice a essere disturbato, sebbene la risposta possa cambiare considerevolmente nel corso della stagione. Ciò aiuta a comprendere perché la relazione di Holton–Tan non debba essere interpretata come una legge deterministica secondo cui ogni inverno con QBO orientale deve necessariamente presentare un vortice debole. Si tratta piuttosto di una modulazione probabilistica dello stato dinamico della stratosfera.
Questa distinzione è particolarmente importante perché il vortice polare è soggetto contemporaneamente a numerose altre forzanti. L’intensità delle onde planetarie provenienti dalla troposfera può variare considerevolmente da un inverno all’altro in funzione della circolazione troposferica, della copertura nevosa, della distribuzione delle temperature superficiali oceaniche e di grandi modalità climatiche come ENSO. El Niño, per esempio, tende mediamente a favorire una maggiore propagazione ondulatoria verso la stratosfera boreale e un vortice più debole, mentre La Niña mostra spesso una risposta di segno opposto, anche se la relazione è soggetta a marcate non linearità. Di conseguenza, QBO ed ENSO possono rafforzarsi o contrastarsi reciprocamente e la risposta osservata del vortice dipende dalla sovrapposizione di differenti forzanti dinamiche.
Anche il ciclo solare undecennale è stato a lungo considerato un possibile modulatore della relazione QBO–vortice. Le analisi storiche di Labitzke e van Loon mostrarono che la separazione degli inverni secondo la fase della QBO rendeva più evidente una relazione tra attività solare e stato della stratosfera polare, soprattutto nella parte avanzata dell’inverno. Studi successivi hanno cercato di separare statisticamente l’influenza del ciclo solare da quella della QBO, mostrando che le due sorgenti di variabilità possono interagire e rendere la risposta stratosferica fortemente dipendente dal periodo stagionale e dal campione temporale esaminato. Camp e Tung, analizzando oltre mezzo secolo di rianalisi NCEP–NCAR, hanno riesaminato esplicitamente l’influenza distinta del ciclo solare e della QBO sul vortice polare tardo-invernale. La letteratura contemporanea tende comunque a trattare tali interazioni con cautela, poiché il numero relativamente limitato di cicli solari disponibili nell’era osservativa e la forte variabilità interna della stratosfera complicano notevolmente l’attribuzione causale.
Questa complessità spiega inoltre perché l’intensità dell’effetto Holton–Tan non sia rimasta costante nel tempo. Lu et al. hanno evidenziato importanti variazioni decadali della relazione, mostrando un suo indebolimento durante parte del periodo 1978–1997. Lo stato climatologico del vortice e la struttura della circolazione extratropicale possono infatti modificare la capacità della QBO di influenzare la propagazione delle onde. In alcuni decenni la configurazione del waveguide rende particolarmente efficace la teleconnessione tropicale-polare, mentre in altri la variabilità interna delle medie e alte latitudini può mascherarla. Questo risultato è fondamentale dal punto di vista climatologico: l’effetto della QBO non dovrebbe essere considerato stazionario, ma come una teleconnessione la cui ampiezza dipende dallo stato di fondo dell’atmosfera.
Il ruolo dell’alta stratosfera tropicale aggiunge un ulteriore livello di complessità. Diversi studi hanno mostrato che non soltanto i venti della QBO intorno a 50 hPa, tradizionalmente utilizzati per classificare la sua fase, ma anche le anomalie di vento e shear nella media e alta stratosfera possono influenzare il vortice polare. Le onde planetarie presentano infatti strutture verticali molto profonde e la loro propagazione può essere sensibile alla distribuzione dei venti su gran parte della colonna stratosferica. Questo ha portato alla concezione moderna secondo cui la QBO non dovrebbe essere rappresentata unicamente da un indice a un singolo livello, ma come una struttura verticale tridimensionale. Le fasi della QBO osservate a 10, 20, 30 o 50 hPa possono trovarsi in condizioni differenti durante la discesa delle bande di vento, modificando il tipo e l’intensità della teleconnessione extratropicale. Studi recenti sottolineano infatti che il controllo sul vortice non è necessariamente confinato a un unico livello della stratosfera tropicale.
Un aspetto particolarmente interessante riguarda la stagionalità. L’effetto Holton–Tan tende generalmente a emergere con maggiore chiarezza nella prima e nella parte centrale dell’inverno boreale, mentre durante il tardo inverno il segnale può essere più variabile. Ciò dipende dalla continua evoluzione della climatologia stratosferica, dalla progressione verticale della QBO e dalla crescente probabilità di grandi episodi di attività ondulatoria e riscaldamenti stratosferici. Una volta che il vortice è stato fortemente perturbato, la memoria delle condizioni iniziali legate alla QBO può essere parzialmente cancellata dalla dinamica non lineare dell’evento stesso. Naito e Hirota avevano già mostrato l’esistenza di un robusto segnale della QBO durante novembre e dicembre, mentre successive analisi hanno confermato che la risposta cambia significativamente nel corso dell’inverno.
L’Emisfero Sud presenta una situazione diversa. La maggiore simmetria zonale della superficie terrestre, la minore estensione delle grandi catene montuose alle medie latitudini e la conseguente debolezza relativa delle onde planetarie determinano un vortice antartico mediamente più intenso e stabile. Gli SSW maggiori sono pertanto molto più rari rispetto all’Artico. Ciò non significa tuttavia che la QBO non eserciti alcuna influenza. Segnali associati alla QBO sono stati individuati nella stratosfera e nella mesosfera antartica, soprattutto durante la primavera australe, e alcune analisi indicano che la fase della QBO può contribuire alla variabilità dell’intensità e della fase di decadimento del vortice. Ford, Hibbins e Jarvis hanno, ad esempio, identificato una relazione tra QBO e venti zonali alle alte latitudini antartiche, mentre Haigh e Roscoe hanno trovato un contributo combinato della variabilità solare e della QBO alla variabilità del Southern Annular Mode e alla fase finale della disgregazione stagionale del vortice. Tuttavia, nell’Emisfero Sud entrano in gioco anche fattori specifici, in particolare la variabilità dell’ozono stratosferico, che ha esercitato un ruolo dominante nell’evoluzione del vortice antartico durante gli ultimi decenni del XX secolo.
La connessione tra QBO e stratosfera extratropicale possiede infine notevoli implicazioni per la prevedibilità atmosferica. La QBO presenta infatti una persistenza e una prevedibilità molto superiori a quelle della maggior parte delle strutture dinamiche troposferiche. Se la sua fase modifica statisticamente la probabilità di avere un vortice polare forte o debole, essa fornisce informazioni utili per la previsione stagionale e subseasonal-to-seasonal. Garfinkel e collaboratori hanno mostrato che diversi sistemi previsionali con una rappresentazione sufficientemente dettagliata della stratosfera riproducono un indebolimento del vortice durante la QBO orientale, suggerendo che la conoscenza dello stato della QBO possa contribuire alla previsione probabilistica della circolazione extratropicale invernale. Il valore di questa informazione diventa ancora più importante perché le anomalie del vortice polare possono successivamente propagarsi verso il basso e influenzare la troposfera per settimane, modulando le configurazioni di pressione al livello del mare, il North Atlantic Oscillation e la posizione del jet atlantico.
Le più recenti campagne di modellizzazione confermano nel complesso la robustezza della relazione ma sottolineano anche la natura multicanale della teleconnessione. Gli esperimenti QBOi pubblicati nel 2025 continuano a mostrare che una QBO occidentale nella bassa stratosfera tende a essere associata a un vortice polare più forte e freddo, mentre una QBO orientale favorisce un vortice più debole, caldo e disturbato. Tuttavia, tali studi distinguono almeno due famiglie di meccanismi: una collegata alla modifica diretta del waveguide stratosferico e della posizione delle linee critiche, e un’altra associata alla circolazione meridionale indotta dalla QBO e alla conseguente alterazione della propagazione delle onde. È stata inoltre proposta una via troposferica, nella quale la QBO modifica indirettamente la circolazione e la convezione tropicale o subtropicale, influenzando le onde di Rossby che successivamente raggiungono le alte latitudini e penetrano nella stratosfera. La moderna interpretazione dell’effetto Holton–Tan è quindi assai più ricca rispetto al semplice paradigma della linea di vento nullo formulato negli anni Ottanta.
Anche osservazioni molto recenti continuano a evidenziare l’importanza climatologica di questo accoppiamento. Uno studio pubblicato nel 2026 sull’occorrenza delle nubi stratosferiche polari artiche utilizza ancora la relazione di Holton–Tan come uno dei principali quadri dinamici attraverso cui interpretare l’influenza della QBO sul vortice artico: durante la fase orientale il vortice tende a essere più debole, mentre durante quella occidentale risulta mediamente più forte. Questo dimostra quanto il meccanismo scoperto oltre quarant’anni fa continui a costituire un elemento centrale della ricerca sulla dinamica stratosferica, pur essendo stato progressivamente ampliato e reinterpretato attraverso osservazioni satellitari, rianalisi e modelli climatici sempre più sofisticati.
Nel complesso, quindi, gli effetti dinamici della QBO sulla stratosfera extratropicale non devono essere concepiti come una semplice propagazione verso il polo delle anomalie equatoriali di vento, ma come il risultato di una complessa riorganizzazione della propagazione e dissipazione delle onde atmosferiche. La QBO modifica il vento zonale e la circolazione meridionale nei tropici e nei subtropici; tali cambiamenti alterano l’indice di rifrazione atmosferico, la posizione dei waveguide e delle linee critiche e quindi il percorso seguito dalle onde di Rossby provenienti dalla troposfera. Le onde, a loro volta, trasferiscono quantità di moto alla circolazione media, possono rallentare il vortice polare e indurre una circolazione residua con subsidenza e riscaldamento alle alte latitudini. Durante una QBO orientale queste condizioni tendono statisticamente a rendere il vortice boreale più vulnerabile alle perturbazioni e agli SSW; durante una QBO occidentale prevale invece una maggiore probabilità di un vortice forte e freddo. Si tratta tuttavia di una relazione probabilistica e non deterministica, continuamente modulata dalla variabilità troposferica, da ENSO, dal ciclo solare, dallo stato stagionale del vortice e dalla struttura verticale stessa della QBO. È precisamente questa interazione tra prevedibilità tropicale e caos extratropicale a rendere la QBO uno degli elementi più affascinanti della dinamica atmosferica: un’oscillazione originata sopra l’equatore può modificare, attraverso la mediazione delle onde planetarie, la probabilità che il vortice polare artico rimanga compatto oppure venga profondamente perturbato e, mediante l’accoppiamento stratosfera–troposfera, contribuire infine alla variabilità meteorologica delle medie latitudini.
4.1. Meccanismo dell’influenza extratropicale
Il meccanismo attraverso il quale l’Oscillazione Quasi-Biennale equatoriale, o QBO, riesce a influenzare la circolazione della stratosfera extratropicale costituisce uno dei problemi più affascinanti della dinamica atmosferica. A prima vista, infatti, potrebbe sembrare sorprendente che un’oscillazione dei venti zonali confinata principalmente alla stratosfera tropicale possa esercitare un’influenza statisticamente riconoscibile sull’intensità e sulla temperatura del vortice polare invernale dell’Emisfero Nord, situato a migliaia di chilometri di distanza. Il problema non può essere spiegato semplicemente attraverso una propagazione diretta delle anomalie di vento dall’equatore verso il polo. La risposta extratropicale nasce invece dall’interazione tra la QBO e la propagazione delle onde atmosferiche, in particolare delle onde planetarie di Rossby provenienti dalla troposfera, che costituiscono uno dei principali meccanismi attraverso i quali quantità di moto ed energia vengono trasferite alla stratosfera delle medie e alte latitudini. È proprio questa capacità della QBO di modificare l’ambiente dinamico nel quale si propagano le onde planetarie a rappresentare il nucleo del cosiddetto effetto Holton–Tan, cioè la tendenza del vortice polare boreale a essere mediamente più debole e caldo durante la fase orientale della QBO e più intenso e freddo durante quella occidentale. La relazione è stata confermata da numerosi studi osservativi e modellistici, sebbene la comprensione del meccanismo fisico sia diventata progressivamente più articolata rispetto all’interpretazione originaria proposta da Holton e Tan.
Una prima possibilità potrebbe essere quella di invocare la risposta non locale della circolazione media a una forzante di quantità di moto localizzata nelle regioni equatoriali. Nei sistemi atmosferici zonalmente simmetrici, infatti, una forzante applicata in una determinata regione può generare una circolazione secondaria che si estende lontano dall’area direttamente perturbata. Tuttavia, come già evidenziato dai primi studi teorici, nel caso di una forzante prossima all’equatore questa risposta rimane fortemente concentrata entro le regioni tropicali e subtropicali e risulta pertanto insufficiente a spiegare direttamente le importanti differenze osservate nella circolazione polare. Per raggiungere dinamicamente le alte latitudini è necessario considerare la componente zonalmente asimmetrica della circolazione atmosferica, cioè precisamente le onde di Rossby planetarie.
Le onde planetarie che raggiungono la stratosfera vengono generate prevalentemente nella troposfera da forzanti quali la topografia, i forti contrasti termici tra continenti e oceani e la distribuzione spaziale dei sistemi meteorologici. Poiché tali sorgenti sono quasi stazionarie rispetto alla superficie terrestre, le onde associate possiedono generalmente velocità di fase relativamente piccole. Secondo la teoria classica di Charney e Drazin, soltanto le perturbazioni planetarie di grande scala, in particolare quelle caratterizzate dai numeri d’onda zonali 1 e 2, possono propagarsi efficacemente dalla troposfera nella stratosfera invernale. La capacità di tali onde di raggiungere quote elevate dipende in maniera critica dalla struttura del vento zonale medio. La stratosfera non costituisce quindi semplicemente uno spazio attraverso il quale le onde si muovono passivamente: il vento medio agisce come un vero e proprio mezzo rifrangente, determinando quali regioni risultino accessibili alla propagazione ondulatoria e quali, al contrario, siano dinamicamente proibite.
Questo concetto è fondamentale perché la QBO modifica proprio la distribuzione latitudinale e verticale del vento zonale nei tropici e nei subtropici. Nel corso della sua evoluzione, bande alternate di venti orientali e occidentali discendono lentamente attraverso la stratosfera equatoriale. Sebbene il massimo dell’oscillazione rimanga vicino all’equatore, le anomalie associate si estendono verso le regioni subtropicali, modificando la configurazione del flusso medio. Ne consegue un cambiamento delle condizioni di propagazione delle onde planetarie provenienti dalle medie latitudini dell’emisfero invernale. È quindi la modifica della “geometria dinamica” della stratosfera, più che il trasferimento diretto di quantità di moto dall’equatore al polo, a permettere alla QBO di esercitare la propria influenza extratropicale.
L’interpretazione classica proposta da Holton e Tan attribuisce un ruolo centrale alla cosiddetta linea critica subtropicale. Per un’onda planetaria quasi stazionaria, cioè caratterizzata da una velocità di fase prossima allo zero rispetto alla superficie terrestre, la linea critica corrisponde approssimativamente alla regione nella quale il vento zonale medio diventa nullo. Quando il vento stratosferico tropicale è occidentale, le onde planetarie provenienti dall’Emisfero Nord possono propagarsi maggiormente verso le basse latitudini e, in determinate condizioni, raggiungere o perfino oltrepassare la regione equatoriale senza incontrare immediatamente una superficie critica. Quando invece la QBO presenta venti orientali nella bassa stratosfera tropicale, la linea di vento nullo si sposta verso le latitudini subtropicali dell’emisfero invernale. Il dominio dinamicamente accessibile alle onde provenienti dalle medie latitudini diventa pertanto più ristretto.
Nella formulazione originaria del meccanismo di Holton–Tan, questo restringimento del waveguide stratosferico durante la QBO orientale tende a impedire alle onde planetarie di propagarsi eccessivamente verso l’equatore. Una quota maggiore dell’attività ondulatoria viene quindi confinata nell’emisfero invernale e rifratta verso latitudini più elevate. La conseguenza è un aumento dell’interazione tra le onde e il vortice polare. Durante la QBO occidentale, al contrario, la linea critica si trova più lontano nell’emisfero estivo e le onde possono propagarsi maggiormente verso le basse latitudini, lasciando il vortice polare relativamente meno perturbato. Questo schema fornisce una spiegazione intuitiva del fatto che gli inverni caratterizzati da QBO orientale presentino mediamente un vortice più debole e caldo. Tuttavia, studi successivi hanno mostrato che il semplice spostamento della linea critica non rappresenta necessariamente l’intero meccanismo.
Quando le onde planetarie raggiungono la media e alta stratosfera, possono deformare profondamente il vortice polare. L’onda di numero d’onda zonale 1 tende soprattutto a produrre uno spostamento del vortice rispetto al polo geografico, mentre una forte componente di numero d’onda 2 può favorire una deformazione a due lobi e, nelle condizioni più estreme, una vera e propria divisione del vortice. Non esiste tuttavia una corrispondenza perfetta tra numero d’onda e tipo di evento, poiché l’evoluzione dipende dall’interazione non lineare tra la perturbazione e il flusso medio. Ciò che accomuna queste situazioni è il trasferimento di quantità di moto associato all’attività ondulatoria e alla sua dissipazione.
Quando le onde di Rossby raggiungono ampiezze sufficientemente elevate possono inoltre andare incontro a rottura, un processo analogo, dal punto di vista dinamico, alla rottura di un’onda sulla superficie oceanica, sebbene avvenga nello spazio della vorticità potenziale. Gli studi classici di McIntyre e Palmer mostrarono che la rottura delle onde planetarie può produrre un forte rimescolamento della vorticità potenziale sui margini del vortice, erodendone progressivamente la struttura. Il vortice polare presenta normalmente forti gradienti orizzontali di vorticità potenziale che ne definiscono il bordo e agiscono come una barriera dinamica al trasporto meridionale. Un’intensa attività ondulatoria può deformare questo bordo, filamentarlo e favorire il distacco di masse d’aria, indebolendo il vortice e riducendo la velocità dei venti occidentali del getto notturno polare.
L’azione dinamica delle onde sul flusso medio può essere descritta attraverso il flusso di Eliassen–Palm, uno strumento fondamentale per diagnosticare l’interazione onda–circolazione media. Senza entrare nel formalismo matematico, la direzione del flusso di Eliassen–Palm fornisce informazioni sulla propagazione dell’attività ondulatoria, mentre la sua convergenza indica regioni nelle quali le onde trasferiscono quantità di moto al flusso medio. Quando una forte convergenza dell’attività ondulatoria si verifica nella stratosfera polare, i venti occidentali vengono decelerati. A questa decelerazione è associata una modifica della circolazione meridionale residua, con un incremento della discesa dell’aria alle alte latitudini. La subsidenza determina compressione e riscaldamento adiabatico, producendo quindi temperature polari più elevate. In questo modo la sequenza dinamica QBO–onde planetarie–vortice conduce naturalmente alla relazione osservata tra fase della QBO, forza del getto polare e temperatura della stratosfera artica.
Gli esperimenti modellistici condotti da Garfinkel e collaboratori hanno tuttavia introdotto un’importante revisione del paradigma classico. Utilizzando il Whole Atmosphere Community Climate Model, gli autori hanno mostrato che il semplice spostamento della linea critica subtropicale potrebbe avere un’importanza minore rispetto agli effetti prodotti dalla circolazione meridionale secondaria associata alla QBO. In particolare, l’introduzione di venti orientali equatoriali intorno a 50 hPa modifica la convergenza del flusso di Eliassen–Palm nella regione subtropicale della bassa stratosfera ma, nello stesso tempo, genera anche una struttura di vento anomalo nella media e alta stratosfera capace di ostacolare la propagazione equatorward delle onde planetarie provenienti dalle regioni subpolari. Il risultato è una maggiore convergenza dell’attività ondulatoria all’interno della regione del vortice, che viene così maggiormente decelerato. In questa visione, quindi, la QBO orientale non indebolisce il vortice semplicemente spostando una linea critica: modifica l’intero campo dinamico entro cui le onde vengono rifratte.
Questo passaggio è particolarmente importante perché trasforma il concetto di waveguide da una semplice regione delimitata dalla linea di vento nullo in una struttura tridimensionale dipendente dal vento, dalla stratificazione e dal gradiente meridionale di vorticità potenziale. Le onde tendono a propagarsi nelle regioni nelle quali l’ambiente dinamico permette la propagazione e vengono rifratte o escluse dalle regioni nelle quali tali condizioni non sono soddisfatte. Di conseguenza, anche anomalie relativamente modeste del vento zonale associate alla QBO possono alterare significativamente il percorso seguito dalle onde su distanze molto grandi.
Lu e collaboratori hanno fornito un contributo particolarmente importante a questa interpretazione, utilizzando le rianalisi ERA-40 ed ERA-Interim. I loro risultati mostrano che la QBO orientale nella bassa stratosfera favorisce la formazione di un waveguide alle medie latitudini capace di intensificare sia la propagazione verticale delle onde dalla troposfera verso la bassa stratosfera, approssimativamente nella fascia 35–50°N, sia la successiva propagazione meridionale verso il polo nella media e alta stratosfera. Questo aumento della rifrazione poleward concentra una quantità maggiore di attività ondulatoria nella regione del vortice polare e contribuisce alla sua perturbazione. Il meccanismo appare quindi come un processo distribuito sull’intera colonna stratosferica, piuttosto che come una semplice interazione localizzata in prossimità di una singola linea critica.
La risposta può inoltre essere amplificata attraverso meccanismi di feedback. Una prima perturbazione ondulatoria decelera leggermente il flusso zonale; questo cambiamento del vento modifica a sua volta le condizioni di propagazione delle onde successive, che possono quindi essere ulteriormente indirizzate verso il vortice. La maggiore convergenza ondulatoria produce un’ulteriore decelerazione del getto, modificando nuovamente il waveguide. Si instaura così una retroazione positiva onda–flusso medio. Gli esperimenti di Garfinkel et al. mostrano infatti che, sebbene numerose caratteristiche iniziali della risposta possano essere comprese mediante una teoria quasi lineare, l’evoluzione complessiva diventa inevitabilmente non lineare perché le onde modificano il vento medio e il vento medio modificato controlla successivamente le onde.
Le analisi di White e collaboratori basate su ERA-Interim hanno fornito ulteriore evidenza osservativa di questa catena di processi. Durante la fase orientale della QBO, il vortice polare risulta mediamente più debole e caldo e il campo dei flussi ondulatori mostra anomalie coerenti con una diversa propagazione e dissipazione delle onde. L’analisi in coordinate isentropiche evidenzia che la relazione Holton–Tan comprende sia cambiamenti nella forzante ondulatoria sia modifiche dei flussi di vorticità potenziale, sottolineando come la risposta extratropicale non possa essere ricondotta a un singolo punto della circolazione. L’intero sistema formato dalle onde planetarie, dal bordo del vortice e dalla circolazione media viene riorganizzato dalla fase della QBO.
Un altro elemento che complica il quadro è rappresentato dalla struttura verticale della QBO. Storicamente, l’effetto Holton–Tan è stato frequentemente classificato utilizzando il vento equatoriale intorno a 50 hPa, poiché la relazione con il vortice polare risulta particolarmente evidente quando la QBO viene definita nella bassa stratosfera. Tuttavia, la QBO possiede una struttura verticale profonda e le fasi del vento a 10, 20, 30 e 50 hPa non coincidono necessariamente. Alcuni studi hanno indicato che anche le anomalie della QBO nell’alta stratosfera possono influenzare la propagazione delle onde planetarie e la successiva evoluzione del vortice, soprattutto nella parte avanzata dell’inverno. Anstey e Shepherd hanno sottolineato come l’identificazione del livello della QBO più importante per il vortice resti una questione complessa, perché le anomalie a diversi livelli sono dinamicamente correlate e interagiscono con l’evoluzione stagionale del flusso extratropicale.
La dipendenza stagionale rappresenta infatti un aspetto essenziale dell’influenza extratropicale. Il vortice polare non possiede la stessa struttura in ottobre, dicembre e febbraio: la sua intensità climatologica, la posizione del getto, l’attività delle onde provenienti dalla troposfera e le proprietà rifrangenti della stratosfera cambiano continuamente durante l’inverno. Di conseguenza, una stessa anomalia della QBO può produrre effetti differenti a seconda del momento della stagione. L’effetto Holton–Tan tende a emergere con particolare chiarezza durante la prima e la parte centrale dell’inverno boreale, mentre durante la fase avanzata della stagione l’elevata variabilità del vortice e l’aumento della frequenza di grandi perturbazioni possono mascherare o modificare il segnale diretto della QBO. Lu et al. sottolineano proprio che il segnale non è stazionario né da un mese all’altro né da un decennio all’altro.
Questa non stazionarietà è uno dei risultati più importanti della letteratura moderna. La relazione tra QBO e vortice risultò, per esempio, sensibilmente più debole durante parte del periodo 1978–1997. Lu e collaboratori hanno collegato questa anomalia a un vortice mediamente più ampio e intenso tra novembre e gennaio, la cui struttura dinamica favoriva una propagazione dell’attività ondulatoria capace di interferire con la modulazione normalmente prodotta dalla QBO. Ciò dimostra che la QBO non determina unilateralmente lo stato del vortice: essa modifica le probabilità di determinate configurazioni, ma l’esito finale dipende dalla condizione di fondo della stratosfera e dalla quantità e struttura delle onde in ingresso dalla troposfera.
Questo punto è essenziale anche per l’interpretazione meteorologica del fenomeno. Dire che la QBO orientale favorisce un vortice più debole non significa che ogni inverno caratterizzato da QBO orientale debba necessariamente produrre un vortice disturbato o un riscaldamento stratosferico improvviso. Allo stesso modo, la QBO occidentale non impedisce il verificarsi di un SSW. Le statistiche climatologiche mostrano piuttosto una modifica della probabilità. Una revisione approfondita di Baldwin e collaboratori sulle dinamiche dei Sudden Stratospheric Warmings evidenzia, ad esempio, che negli archivi di rianalisi gli SSW sono mediamente più frequenti durante gli inverni con QBO orientale rispetto a quelli con QBO occidentale. Anche i modelli climatici riproducono generalmente un vortice più debole e una maggiore frequenza di SSW durante la QBO orientale, benché l’ampiezza simulata dell’effetto possa risultare inferiore rispetto a quella osservata.
Le ragioni della natura probabilistica del rapporto sono facilmente comprensibili considerando quante altre sorgenti di variabilità agiscono contemporaneamente sul vortice. La propagazione delle onde planetarie dalla troposfera dipende dalle condizioni meteorologiche delle medie latitudini, dalla posizione dei jet, dalle anomalie di pressione troposferica, dall’innevamento continentale, dalle temperature superficiali oceaniche e da modalità climatiche di grande scala quali ENSO. La QBO agisce quindi su onde la cui intensità iniziale è già fortemente variabile. Se la troposfera produce una debole attività ondulatoria, persino una configurazione stratosferica particolarmente favorevole alla propagazione poleward potrebbe non generare una grande perturbazione del vortice. Al contrario, una forte pulsazione ondulatoria troposferica può destabilizzare il vortice anche in presenza di una fase della QBO statisticamente meno favorevole.
Proprio per questo motivo la moderna comprensione dell’effetto Holton–Tan non identifica più un singolo meccanismo esclusivo. La revisione di Anstey e Shepherd e quella successiva sui riscaldamenti stratosferici sottolineano l’esistenza di diversi meccanismi potenzialmente complementari: lo spostamento della linea critica subtropicale, le modifiche della circolazione meridionale secondaria associate alla QBO, le variazioni del waveguide nella media e alta stratosfera, gli effetti della QBO superiore e possibili modifiche della propagazione ondulatoria che coinvolgono anche la troposfera. L’importanza relativa di ciascun processo varia probabilmente con la stagione e con lo stato della circolazione atmosferica.
Un’ulteriore complicazione riguarda il ruolo della chimica e della radiazione stratosferica. Le anomalie della QBO modificano non soltanto i venti ma anche la circolazione meridionale e quindi il trasporto di ozono. Poiché l’ozono assorbe radiazione ultravioletta e contribuisce direttamente al bilancio termico della stratosfera, anomalie della sua distribuzione possono retroagire sulla temperatura e sul vento attraverso il bilancio termico. Esperimenti modellistici hanno mostrato che l’inclusione della struttura tridimensionale dell’ozono può modificare la tempistica con cui il segnale della QBO emerge alle medie e alte latitudini. In alcune simulazioni il segnale Holton–Tan compare già in autunno quando gli effetti radiativi tridimensionali dell’ozono sono rappresentati, mentre risulta ritardato quando l’ozono è trattato in forma zonalmente simmetrica. Ciò suggerisce che la teleconnessione QBO–vortice non sia esclusivamente dinamica in senso stretto, ma possa essere modulata da feedback dinamico-radiativi.
La ricerca più recente continua sostanzialmente a confermare questo quadro multiprocessuale. Gli esperimenti QBOi dedicati alle teleconnessioni della QBO mostrano ancora con chiarezza che una QBO occidentale nella bassa stratosfera è associata, in media, a un vortice polare settentrionale più forte e freddo, mentre una QBO orientale è associata a un vortice più debole, caldo e disturbato. Tuttavia, gli stessi studi distinguono esplicitamente il meccanismo classico legato allo spostamento della linea di vento nullo da quello nel quale le onde planetarie interagiscono con le anomalie del vento prodotte dalla circolazione secondaria della QBO, senza che sia necessario invocare direttamente una rottura delle onde alla linea critica. Ciò dimostra quanto la visione contemporanea si sia evoluta rispetto alla formulazione originaria, senza però invalidarne il principio fondamentale: la QBO modifica la struttura dei venti tropicali e subtropicali e, attraverso questa modifica, altera il percorso delle onde planetarie verso il vortice.
Il quadro dinamico complessivo può quindi essere interpretato come una lunga catena causale. La QBO genera anomalie alternate dei venti zonali nella stratosfera equatoriale; queste anomalie modificano la circolazione meridionale secondaria, il campo di vento subtropicale e la struttura del waveguide; il nuovo ambiente rifrangente modifica il percorso verticale e meridionale delle onde planetarie di Rossby provenienti dalla troposfera; durante la fase orientale, in particolare, una maggiore frazione dell’attività ondulatoria tende a essere indirizzata o trattenuta verso le medie e alte latitudini dell’emisfero invernale; l’aumento della convergenza del flusso ondulatorio esercita una maggiore decelerazione sul vortice polare; il rallentamento del flusso occidentale rafforza la circolazione residua con moto discendente alle alte latitudini; la subsidenza produce riscaldamento adiabatico; il vortice diviene quindi mediamente più caldo, debole e dinamicamente vulnerabile. Se l’attività ondulatoria raggiunge intensità particolarmente elevate, questo stato può favorire grandi perturbazioni e aumentare la probabilità di un Sudden Stratospheric Warming.
Durante la QBO occidentale, il quadro medio tende a essere opposto. La struttura dei venti tropicali consente una maggiore propagazione dell’attività ondulatoria verso le basse latitudini, la convergenza delle onde nella regione polare risulta mediamente minore, l’azione frenante sul getto stratosferico è ridotta e il vortice tende pertanto a mantenere venti occidentali più intensi e temperature più basse. Anche in questo caso, tuttavia, si tratta di una predisposizione statistica e non di un comportamento obbligato. La variabilità atmosferica interna può facilmente produrre singoli inverni che non rispettano la relazione climatologica.
La grande rilevanza scientifica del meccanismo dell’influenza extratropicale della QBO risiede proprio nel fatto che esso mostra quanto profondamente interconnessa sia la circolazione atmosferica globale. Un’oscillazione generata dall’interazione tra onde e flusso medio sopra l’equatore riesce a modificare il comportamento della stratosfera artica non attraverso un semplice trasporto diretto, ma modificando le condizioni attraverso le quali un’altra famiglia di onde, originata prevalentemente nelle medie latitudini troposferiche, può propagarsi. La QBO agisce quindi come una sorta di regolatore del sistema di propagazione ondulatoria della stratosfera. Questa interpretazione rappresenta oggi l’evoluzione più completa dell’idea originaria di Holton e Tan: la linea critica subtropicale resta un elemento importante, ma deve essere inserita in un sistema più ampio che comprende la circolazione meridionale indotta dalla QBO, la rifrazione tridimensionale delle onde planetarie, la convergenza del flusso di Eliassen–Palm, la rottura delle onde, la risposta della vorticità potenziale e i feedback tra onde e vento medio. È dall’interazione di tutti questi processi che emerge la modulazione della forza e della temperatura del vortice polare, trasformando la QBO da semplice oscillazione tropicale dei venti in uno dei principali elementi di collegamento dinamico tra tropici ed extratropici della stratosfera terrestre.
4.2. Osservazioni dell’influenza extratropicale
L’evidenza osservativa dell’influenza extratropicale della Quasi-Biennial Oscillation costituisce uno dei risultati più importanti emersi dallo studio della dinamica stratosferica nella seconda metà del XX secolo. Sebbene la QBO rappresenti innanzitutto una grande oscillazione dei venti zonali della stratosfera equatoriale, caratterizzata dall’alternanza e dalla progressiva discesa di regimi orientali e occidentali, le osservazioni hanno dimostrato che la sua impronta può essere riconosciuta molto al di fuori della fascia tropicale. Il segnale più evidente compare nella stratosfera invernale dell’Emisfero Nord, dove la fase della QBO è statisticamente associata a variazioni sistematiche dell’intensità, della temperatura e della struttura del vortice polare. Questa relazione, nota come effetto Holton–Tan, costituisce oggi uno degli esempi classici di teleconnessione stratosferica: durante una QBO orientale nella bassa stratosfera equatoriale, il vortice artico tende mediamente a essere più debole, caldo e disturbato, mentre durante una QBO occidentale tende a risultare più intenso, freddo e relativamente stabile. La vasta revisione sulla QBO di Baldwin et al. sottolineava già come un fenomeno essenzialmente tropicale potesse influenzare la circolazione stratosferica da un polo all’altro attraverso la modulazione delle onde extratropicali.
Una delle difficoltà fondamentali nell’identificazione osservativa di tale relazione riguarda tuttavia la definizione stessa della fase della QBO. Utilizzare semplicemente il segno del vento equatoriale a un determinato livello di pressione è apparentemente semplice, ma non è dinamicamente neutro. Holton e Tan utilizzarono inizialmente il vento equatoriale a 50 hPa, mentre successivamente sono stati impiegati livelli quali 45, 40, 30 o 25 hPa. Poiché la QBO possiede una struttura verticale complessa, con bande di vento orientale e occidentale che discendono nel tempo, la fase individuata a un livello può differire da quella osservata alcune decine di hPa più in alto o più in basso. Ne deriva che la scelta del livello utilizzato come indice può modificare sensibilmente l’intensità del segnale extratropicale ottenuto dai compositi. Proprio per superare parte di questa limitazione, Baldwin, Dunkerton e altri autori utilizzarono le prime funzioni ortogonali empiriche della struttura verticale del vento equatoriale, ottenendo una descrizione più completa dello stato della QBO rispetto a un semplice indice monolivello. Il problema non è soltanto metodologico: uno studio del 2025 basato sulla rianalisi JRA-55 e su esperimenti idealizzati con CESM2 ha mostrato che l’effetto Holton–Tan è particolarmente evidente quando la fase della QBO è coerente verticalmente tra 70 e 30 hPa, mentre può perdere significatività statistica quando la QBO presenta una struttura più superficiale, con segni opposti tra differenti livelli. Ciò rafforza l’idea che la configurazione verticale della QBO sia fisicamente importante e che la definizione dell’indice possa influenzare in maniera sostanziale il segnale osservato alle alte latitudini.
Gli esperimenti compositi rappresentano uno degli strumenti più efficaci per isolare questo debole segnale dalla grande variabilità interna della stratosfera invernale. Il principio è relativamente semplice: gli inverni vengono separati in funzione della fase orientale o occidentale della QBO e successivamente vengono calcolate le medie dei campi atmosferici per ciascun gruppo. Sottraendo i due compositi emerge la componente della circolazione statisticamente associata alla QBO. Gli studi originali di Holton e Tan, basati sul periodo 1962–1977, evidenziarono un caratteristico “seesaw” meridionale dell’altezza geopotenziale e della temperatura: durante la fase occidentale della QBO le anomalie tendevano a essere negative alle alte latitudini e positive alle medie latitudini, accompagnate da un getto polare notturno più intenso; durante la fase orientale il segno delle anomalie risultava opposto e il vortice era mediamente più debole. Questa struttura fornì una delle prime evidenze convincenti che le variazioni della QBO equatoriale fossero associate a cambiamenti coerenti nella stratosfera extratropicale boreale.
Un aspetto particolarmente significativo delle osservazioni riportate nella sezione originale è che il massimo della risposta extratropicale non coincide necessariamente con il livello al quale viene definita la fase della QBO. Nei compositi NCEP relativi alla fine del XX secolo, le anomalie più evidenti del vento zonale boreale si sviluppavano infatti nella media e alta stratosfera, spesso al di sopra di 10 hPa, nonostante l’indice equatoriale fosse definito nella bassa o media stratosfera. Questo risultato è dinamicamente importante perché dimostra che la teleconnessione non rappresenta una semplice estensione meridionale dell’anomalia equatoriale. Si tratta invece di una risposta della circolazione extratropicale, mediata soprattutto dall’interazione tra onde planetarie e flusso medio. Anche studi più recenti basati su ERA-Interim mostrano un vortice significativamente più debole e caldo durante la QBO orientale e indicano che le modificazioni della propagazione ondulatoria, dei flussi di vorticità potenziale e del bilancio della quantità di moto costituiscono componenti fondamentali dell’effetto Holton–Tan.
Il caratteristico dipolo latitudinale osservato nei compositi della QBO deve inoltre essere interpretato nel contesto della variabilità naturale della stratosfera boreale. Tale struttura non appartiene esclusivamente alla QBO, ma assomiglia fortemente al principale modo anulare di variabilità dell’Emisfero Nord, il Northern Annular Mode, o NAM. Nella sua fase stratosferica positiva il NAM è associato a un vortice polare forte, freddo e relativamente compatto, mentre nella fase negativa corrisponde a un vortice più debole, temperature polari più elevate e una circolazione più disturbata. La QBO non crea quindi un tipo completamente nuovo di configurazione dinamica: tende piuttosto a spostare la probabilità del sistema verso una delle configurazioni preferenziali che la stratosfera invernale è già naturalmente predisposta ad assumere. Questa interpretazione rappresenta un passaggio concettuale fondamentale, perché mostra che il segnale QBO extratropicale deve essere visto come una modulazione statistica di un modo interno di variabilità e non come una risposta rigidamente deterministica.
La relazione tra QBO e NAM possiede inoltre una dimensione verticale. Le anomalie del NAM possono essere estremamente intense nella stratosfera e, in particolari circostanze, propagarsi successivamente verso il basso, raggiungendo la troposfera e modificando le configurazioni della circolazione atmosferica superficiale. Lavori successivi hanno identificato un segnale associato alla QBO anche nelle variabili extratropicali al suolo, utilizzando proprio i modi anulari come filtro dinamico per seguire la coerenza del segnale dalla stratosfera fino alla troposfera. Tuttavia, l’impronta troposferica è molto meno robusta e di minore ampiezza rispetto a quella stratosferica, perché nella troposfera la variabilità interna e le forzanti meteorologiche competono molto più efficacemente con il segnale proveniente dall’alto. Le simulazioni CMIP5 e CMIP6 confermano inoltre che la via stratosferica QBO–vortice–NAM rappresenta soltanto una delle possibili vie attraverso cui la QBO può influenzare la troposfera, insieme a meccanismi subtropicali e tropicali.
La stagionalità costituisce un’altra caratteristica cruciale dell’evidenza osservativa. Il segnale extratropicale non mantiene la stessa intensità per tutto l’inverno. Le analisi storiche mostravano una risposta relativamente forte nei mesi di dicembre e gennaio e una riduzione durante febbraio, mentre le anomalie nell’alta stratosfera tendevano a comparire già in autunno alle medie latitudini e a spostarsi progressivamente verso latitudini più elevate con l’avanzare della stagione. Questa evoluzione è coerente con il fatto che il vortice polare e il waveguide stratosferico cambiano continuamente durante l’inverno. Non esiste quindi una risposta QBO indipendente dal ciclo annuale: la teleconnessione emerge dall’interazione tra QBO, ciclo stagionale del vortice e attività delle onde planetarie. Analisi molto più recenti basate su ERA5 continuano a mostrare una forte stagionalità, ma evidenziano come la precisa collocazione del massimo dipenda dal periodo, dal criterio utilizzato per definire la QBO e dalle altre forzanti presenti. In uno studio del 2025, per esempio, il massimo composito osservato del segnale Holton–Tan a 10 hPa e 55–65°N raggiunge circa 13 m s⁻¹ nel mese di gennaio considerando l’intero periodo ERA5 1959–2022.
L’esistenza di questa forte stagionalità aiuta anche a comprendere perché i primi studi potessero giungere a conclusioni apparentemente differenti circa la significatività della relazione. La stratosfera invernale è caratterizzata da una variabilità interna eccezionalmente elevata e il record osservativo contiene un numero relativamente modesto di cicli completi della QBO. Cambiare il mese analizzato, il livello di pressione, il periodo della serie oppure il criterio di classificazione della QBO può quindi produrre risultati statisticamente differenti. Baldwin e O’Sullivan avevano già sottolineato quanto la significatività dipendesse da tali scelte. Studi successivi hanno ulteriormente mostrato che lo stesso effetto Holton–Tan presenta marcate variazioni decadali. Lu et al., analizzando ERA-40 e altri dati ECMWF dal 1958 al 2006, trovarono una relazione particolarmente chiara durante alcune epoche e più debole in altre; per novembre-gennaio, il composito QBO orientale meno QBO occidentale mostrava anomalie del vento zonale centrate approssimativamente tra 55 e 65°N e intorno a 5 hPa, con un’ampiezza dell’ordine di 10 m s⁻¹.
Questa variabilità decadale non rappresenta una smentita dell’effetto Holton–Tan, ma piuttosto una conseguenza naturale della sua natura probabilistica. La QBO spiega soltanto una porzione della varianza del vortice polare. Il restante comportamento dipende da numerosi altri fattori, compresa la variabilità dell’attività ondulatoria proveniente dalla troposfera, ENSO, il ciclo solare, le eruzioni vulcaniche e le fluttuazioni interne della circolazione extratropicale. Lu et al. mostrarono inoltre che il periodo di indebolimento dell’effetto Holton–Tan tra la fine degli anni Settanta e gli anni Novanta era associato a modificazioni della struttura climatologica del vortice e del waveguide stratosferico, capaci di alterare la rifrazione delle onde planetarie. Pertanto, non esiste un rapporto uno-a-uno tra fase della QBO e intensità del vortice: la QBO modifica la probabilità che il vortice assuma un determinato stato, mentre le condizioni extratropicali stabiliscono quanto efficacemente tale predisposizione possa manifestarsi.
Le rianalisi più moderne hanno confermato che questa teleconnessione continua a essere riconoscibile nonostante tali complicazioni. Un’analisi basata su ERA5, utilizzata nel 2023 per valutare il comportamento dell’effetto Holton–Tan, evidenzia chiaramente una stratosfera polare più calda e venti zonali più deboli durante la QBO orientale, rispetto alla QBO occidentale. Lo stesso studio sottolinea però che l’intensità del rapporto varia durante l’inverno e che il segnale può apparire diverso tra novembre-dicembre e gennaio-febbraio. Questo risultato è particolarmente importante perché dimostra che l’effetto identificato utilizzando le serie relativamente brevi disponibili all’epoca dei lavori originali non è semplicemente un artefatto delle vecchie analisi NCEP: esso rimane osservabile anche con una rianalisi globale moderna, caratterizzata da una rappresentazione molto più completa della stratosfera.
La relazione tra QBO e Sudden Stratospheric Warmings costituisce un caso particolarmente interessante. Se durante la QBO orientale il vortice tende a essere mediamente più debole e maggiormente perturbato dalle onde planetarie, ci si aspetterebbe intuitivamente una maggiore frequenza di SSW. Tuttavia, come già riconosciuto dagli autori della sezione originale, una semplice classificazione binaria degli inverni in “con SSW” e “senza SSW” è statisticamente fragile quando il campione osservativo è ridotto. Piccole modifiche alla definizione dell’evento oppure al livello impiegato per determinare la fase QBO possono cambiare il conteggio finale. La questione è stata chiarita meglio con l’estensione delle rianalisi: la revisione di Baldwin et al. del 2021 riporta, sulla base della NCEP–NCAR, una frequenza media di major SSW pari a circa 0,9 eventi per inverno durante la QBO orientale contro circa 0,5 durante quella occidentale. I modelli tendono anch’essi a produrre un vortice più debole e un maggior numero di SSW durante QBO orientale, anche se generalmente sottostimano l’ampiezza osservata della relazione.
Questi valori devono comunque essere interpretati con cautela. Gli SSW sono fenomeni rari, e il numero di eventi disponibili dall’inizio dell’era delle rianalisi moderne resta relativamente piccolo. Inoltre, la probabilità di un SSW dipende da molte forzanti che possono cooperare oppure opporsi alla QBO. ENSO rappresenta un esempio particolarmente significativo. Gli esperimenti QBOi pubblicati nel 2025 mostrano che l’ampiezza del rapporto QBO–vortice osservato può cambiare a seconda dello stato di ENSO. In ERA5, la differenza tra QBO occidentale e orientale nel vortice rimane evidente nelle diverse fasi ENSO, ma il segnale risulta particolarmente intenso in alcune configurazioni, tra cui gli inverni La Niña analizzati nello studio. Gli stessi esperimenti evidenziano però quanto sia difficile per i modelli riprodurre l’ampiezza osservata del rapporto: soltanto una parte dei modelli rappresenta correttamente l’effetto Holton–Tan e, quando lo riproduce, la risposta simulata è spesso notevolmente più debole.
Questo problema modellistico rende ancora più preziose le osservazioni. Il fatto che molti modelli producano una QBO inferiore troppo debole o una risposta del vortice sottostimata suggerisce che la teleconnessione richieda una rappresentazione accurata non soltanto della fase della QBO, ma della sua ampiezza, della sua estensione verticale e meridionale e dell’interazione con la circolazione subtropicale. Le osservazioni indicano dunque che non è sufficiente simulare genericamente un’alternanza dei venti equatoriali: occorre rappresentare realisticamente l’intera struttura tridimensionale dell’oscillazione. Il recente risultato secondo cui gli eventi di QBO “profonda”, con fase coerente tra 70 e 30 hPa, producono un effetto Holton–Tan più robusto rispetto alle configurazioni “superficiali” fornisce un possibile collegamento tra alcune discrepanze modellistiche e la struttura verticale dell’oscillazione.
Un ulteriore aspetto delle osservazioni riguarda il ramo trans-equatoriale della circolazione meridionale stratosferica. Le anomalie associate alla QBO non sono limitate al lato invernale dell’equatore. La variazione della forzante ondulatoria e della circolazione residua può produrre anomalie remote anche nell’emisfero opposto. Questo aiuta a spiegare alcune strutture osservate intorno a 30°S durante l’inverno boreale: esse non devono necessariamente essere interpretate come semplice estensione diretta della QBO equatoriale, ma possono essere considerate una risposta indiretta alla modificazione del vortice e della circolazione meridionale globale. La QBO induce infatti una circolazione secondaria che modifica temperatura e vento in fasce latitudinali molto più estese rispetto al suo nucleo equatoriale. Anche lavori successivi sottolineano che questa circolazione meridionale costituisce un elemento fondamentale del collegamento tra QBO e stratosfera extratropicale e può essere più importante, in alcuni contesti, del semplice spostamento della linea critica subtropicale.
La situazione nell’Emisfero Sud è profondamente diversa. Il vortice antartico è climatologicamente più intenso, più longevo e molto più simmetrico rispetto al vortice artico. La ragione principale risiede nella minore attività delle onde planetarie provenienti dalla troposfera australe, dovuta alla più uniforme distribuzione longitudinale delle terre emerse e degli oceani e alla minore forzante orografica rispetto all’Emisfero Nord. Durante gran parte dell’inverno, il vortice antartico rimane quindi troppo forte perché una modulazione relativamente debole della propagazione ondulatoria associata alla QBO possa produrre un segnale polare paragonabile a quello boreale. Questa asimmetria emisferica costituisce, paradossalmente, un’ulteriore evidenza indiretta a favore del ruolo centrale delle onde planetarie nel meccanismo Holton–Tan: proprio nell’emisfero in cui le onde sono più deboli, anche l’effetto polare della QBO durante l’inverno è molto meno evidente.
Ciò non significa che la QBO sia irrilevante per la stratosfera australe. Le osservazioni mostrano una modulazione dei venti alle medie latitudini già durante il tardo autunno, ma per gran parte dell’inverno e dell’inizio della primavera il segnale rimane confinato principalmente alla periferia del vortice. Solo quando il vortice antartico comincia fisiologicamente a indebolirsi nella tarda primavera la modulazione associata alla QBO riesce a penetrare più efficacemente verso le alte latitudini. Questo spiega perché, nelle analisi originali, la massima risposta australe emergesse in novembre, in prossimità del final warming, anziché nel pieno dell’inverno. Studi successivi sui venti della mesosfera antartica hanno confermato che la risposta australe è particolarmente sensibile alla fase della QBO intorno a 25 hPa e hanno rilevato un segnale significativo durante la primavera, collegandolo ancora una volta alla modulazione dell’attività delle onde planetarie.
La differenza tra Artico e Antartide fornisce quindi una sorta di esperimento naturale. Nell’Emisfero Nord, dove il vortice viene continuamente sollecitato da onde planetarie di grande ampiezza, relativamente piccole modificazioni del waveguide prodotte dalla QBO possono cambiare sensibilmente il modo in cui le onde interagiscono con il vortice. Nell’Emisfero Sud, invece, la minore attività ondulatoria rende il vortice invernale molto meno sensibile alla stessa perturbazione tropicale. Solo con l’indebolimento stagionale del vortice aumenta l’efficacia della modulazione QBO. Anche la climatologia degli SSW riflette questa asimmetria: i major warmings sono una caratteristica ricorrente dell’inverno boreale, mentre nell’Emisfero Sud restano eccezionali, con il grande evento antartico del 2002 come caso più famoso.
L’interpretazione moderna delle osservazioni ha inoltre ridimensionato l’idea secondo cui un singolo livello, come 40 o 50 hPa, possa rappresentare pienamente lo stato dinamico della QBO. La scelta di tali livelli rimane utile per costruire indici semplici e riproducibili, ma la teleconnessione dipende dalla configurazione verticale dell’intera oscillazione. La fase a 50 hPa può, per esempio, indicare venti orientali mentre a 20 o 30 hPa prevalgono ancora condizioni occidentali. In queste situazioni, le anomalie associate alla circolazione residua, alla rifrazione delle onde e alla struttura dei venti subtropicali possono essere molto diverse rispetto a quelle di una QBO orientale profonda. Il lavoro di Zhang et al. del 2025 rappresenta in questo senso uno sviluppo particolarmente significativo, perché mostra osservativamente che la coerenza verticale della QBO può determinare se l’effetto Holton–Tan raggiunga o meno la significatività statistica.
Anche la dipendenza longitudinale, spesso nascosta dalle medie zonali, è diventata oggetto di crescente attenzione. L’effetto Holton–Tan viene tradizionalmente rappresentato attraverso il vento zonale medio perché il vortice polare e la QBO sono fenomeni naturalmente adatti a una descrizione zonalmente mediata. Tuttavia, le onde planetarie sono per definizione strutture tridimensionali e zonalmente asimmetriche. Il loro percorso, la loro ampiezza e il luogo in cui depositano quantità di moto dipendono dalla longitudine, dalla topografia e dalla configurazione dei grandi sistemi troposferici. Esperimenti con WACCM hanno mostrato che la risposta alla QBO possiede una significativa struttura longitudinale e che la separazione tra effetti diretti e risposta indiretta del vortice può aiutare a comprendere perché alcune regioni extratropicali manifestino segnali più forti di altre. Le brevi serie osservative rendono però difficile isolare statisticamente queste componenti tridimensionali, ed è proprio in questo ambito che lunghi esperimenti modellistici costituiscono un complemento indispensabile alle rianalisi.
Le osservazioni disponibili nel XXI secolo permettono inoltre di interpretare con maggiore cautela il concetto stesso di “significatività” del segnale. Un rapporto può essere fisicamente reale pur non risultando significativo in ogni sottoperiodo di venti o trent’anni, specialmente quando la variabilità interna è elevata e la dimensione del campione è ridotta. La QBO ha un periodo medio di circa 28 mesi, il che significa che anche settant’anni di osservazioni forniscono soltanto alcune decine di cicli quasi indipendenti. Se questi vengono ulteriormente suddivisi per stagione, fase ENSO, attività solare o struttura verticale della QBO, il numero di casi diventa rapidamente molto piccolo. Questo limite statistico spiega perché l’analisi tramite compositi continui del vento, della temperatura, dell’altezza geopotenziale e del flusso di Eliassen–Palm sia generalmente più informativa del semplice conteggio degli SSW. La revisione moderna degli SSW sottolinea infatti che, nonostante l’associazione tra QBO e probabilità di warming sia evidente in media, il numero limitato di eventi impone prudenza nell’attribuzione di singoli episodi.
Nel complesso, più di quarant’anni di osservazioni successive agli studi di Holton e Tan hanno rafforzato, piuttosto che indebolito, l’idea fondamentale che la QBO equatoriale eserciti una reale influenza sulla stratosfera extratropicale. Ciò che è cambiato è soprattutto la nostra concezione della sua natura. Non si tratta di un semplice collegamento lineare nel quale una fase orientale produce invariabilmente un vortice debole e una fase occidentale un vortice forte. La QBO modifica invece lo spazio delle probabilità della circolazione stratosferica: influenza la propagazione e la rifrazione delle onde planetarie, la circolazione meridionale residua e la struttura del waveguide, predisponendo il vortice a essere più o meno sensibile alle perturbazioni provenienti dalla troposfera. La risposta risultante tende ad assumere la struttura del Northern Annular Mode e raggiunge il massimo nella media e alta stratosfera durante l’inverno boreale, con una marcata evoluzione stagionale e una significativa variabilità interdecadale. Le moderne rianalisi ERA5 confermano ancora chiaramente il caratteristico indebolimento e riscaldamento del vortice durante QBO orientale, mentre gli esperimenti QBOi mostrano quanto sia difficile per i modelli riprodurre pienamente l’ampiezza osservata della teleconnessione.
Le osservazioni dell’Emisfero Sud completano questo quadro fornendo una dimostrazione indiretta dell’importanza delle onde planetarie: laddove il vortice è più forte e l’attività ondulatoria è minore, l’influenza invernale della QBO sul polo è debole e il segnale diventa evidente soprattutto con il decadimento primaverile del vortice. Nell’Emisfero Nord, al contrario, la grande attività delle onde rende il sistema molto più sensibile alla configurazione subtropicale imposta dalla QBO. È quindi dalla combinazione tra una forzante tropicale relativamente regolare e una stratosfera extratropicale fortemente variabile che emerge il segnale osservato. Il valore scientifico dell’effetto Holton–Tan consiste proprio in questa interazione: esso dimostra che la QBO non deve essere considerata soltanto un’oscillazione equatoriale, ma un elemento capace di alterare la dinamica dell’intero emisfero invernale, modificando la probabilità di vortici forti o deboli, la frequenza dei grandi disturbi stratosferici e, attraverso il successivo accoppiamento con il NAM, potenzialmente anche parte della variabilità meteorologica troposferica. Le ricerche più recenti stanno inoltre mostrando che per comprendere appieno tale teleconnessione è necessario abbandonare una descrizione puramente binaria della QBO e considerare la sua struttura verticale, la stagione, lo stato di ENSO e la configurazione del vortice come parti di un unico sistema dinamico interconnesso.
4.2. Osservazioni dell’influenza extratropicale: interpretazione della Figura 14
La Figura 14 costituisce una delle rappresentazioni più efficaci dell’influenza esercitata dalla Quasi-Biennial Oscillation equatoriale sulla circolazione della stratosfera extratropicale dell’Emisfero Nord. Il diagramma mostra, per il mese di gennaio, la differenza del vento zonale medio tra gli anni caratterizzati dalla fase occidentale della QBO e quelli caratterizzati dalla fase orientale. La fase dell’oscillazione è determinata attraverso le prime componenti della struttura verticale dei venti equatoriali secondo la tecnica delle funzioni ortogonali empiriche utilizzata da Baldwin e Dunkerton, producendo una classificazione molto simile a quella che si otterrebbe impiegando direttamente il vento equatoriale a circa 40 hPa. Le isolinee sono separate da intervalli di 2 m s⁻¹, mentre le regioni ombreggiate corrispondono a differenze negative. La costruzione stessa della figura è fondamentale per interpretarla correttamente: essendo rappresentata la differenza “QBO occidentale meno QBO orientale”, un’anomalia positiva indica che, in quella regione atmosferica, il vento zonale risulta più occidentale durante la fase occidentale della QBO rispetto a quella orientale; una differenza negativa indica invece la situazione opposta. Baldwin et al. sottolineano inoltre che la risposta boreale associata alla Figura 14 interessa un’estensione verticale eccezionalmente profonda, mentre le strutture più prominenti compaiono proprio nella stratosfera superiore, al di sopra di 10 hPa.
Il primo elemento da osservare è naturalmente la regione tropicale. Intorno all’equatore compaiono anomalie del vento con segno differente a seconda della quota, riconducibili alla struttura verticale della QBO e all’alternanza tra regimi orientali e occidentali che caratterizza l’oscillazione equatoriale. Non bisogna tuttavia interpretare la Figura 14 come una semplice rappresentazione della QBO tropicale. Al contrario, il suo valore scientifico risiede soprattutto nel fatto che le anomalie più imponenti compaiono a migliaia di chilometri dall’equatore, nelle medie e alte latitudini boreali. Gli stessi autori avvertivano inoltre che la ricostruzione dei venti nelle immediate vicinanze dell’equatore era meno accurata, poiché i venti tropicali erano stati interpolati fra 10°N e 10°S, con la conseguenza di rappresentare la QBO con un’ampiezza inferiore a quella reale. La debolezza grafica del segnale equatoriale non deve pertanto essere confrontata direttamente con l’ampiezza delle anomalie extratropicali senza considerare questa limitazione metodologica.
La caratteristica dominante della Figura 14 è la vasta anomalia positiva situata nella stratosfera dell’Emisfero Nord, approssimativamente tra le medie e le alte latitudini e particolarmente intensa intorno a 60°N nella media e alta stratosfera. Le isolinee raggiungono localmente valori prossimi a 8–10 m s⁻¹, mostrando che durante gli inverni con QBO occidentale il getto stratosferico polare è mediamente sensibilmente più intenso rispetto agli inverni con QBO orientale. In termini fisici, la figura fornisce quindi una manifestazione diretta dell’effetto Holton–Tan: la fase occidentale della QBO è statisticamente associata a un vortice polare boreale più forte e freddo, mentre la fase orientale è associata a un vortice più debole, caldo e maggiormente perturbato. La letteratura successiva ha confermato ripetutamente questa relazione, tanto che Anstey e Shepherd la considerano una delle manifestazioni fondamentali del collegamento dinamico tra stratosfera tropicale e alte latitudini, pur sottolineando che l’intensità del rapporto dipende dalla stagione, dal livello verticale utilizzato per definire la QBO e dall’interazione con altre sorgenti di variabilità climatica.
Un aspetto particolarmente significativo è che il massimo della risposta boreale non coincide con il livello di circa 40 hPa utilizzato per caratterizzare la fase della QBO. La Figura 14 mostra invece che il segnale extratropicale cresce fortemente con la quota e diventa particolarmente evidente al di sopra di 10 hPa. Già le analisi discusse da Baldwin et al. indicavano che la significatività statistica del segnale QBO nel vento zonale medio aumentava salendo nella stratosfera, risultando molto più elevata a 10 hPa che a 30 hPa. Ciò dimostra che la risposta delle alte latitudini non è semplicemente l’estensione meridionale di un’anomalia tropicale. Se così fosse, ci si attenderebbe una progressiva attenuazione del segnale allontanandosi dall’equatore. Accade invece il contrario: l’anomalia extratropicale viene dinamicamente amplificata nella regione in cui l’interazione tra onde planetarie e vortice polare è più efficace.
Il significato fisico della Figura 14 diventa ancora più chiaro considerando il ruolo delle onde planetarie di Rossby. La QBO modifica il campo dei venti tropicali e subtropicali e quindi le proprietà di rifrazione della stratosfera. Durante una QBO orientale nella bassa stratosfera, l’ambiente dinamico tende a favorire una maggiore propagazione dell’attività ondulatoria dalle medie latitudini verso la stratosfera e, successivamente, verso il polo. Lu et al. hanno mostrato utilizzando ERA-40 ed ERA-Interim che la QBO orientale può contribuire alla formazione di un waveguide alle medie latitudini che intensifica sia la propagazione verticale delle onde planetarie dalla troposfera verso la bassa stratosfera, approssimativamente tra 35 e 50°N e fra 200 e 30 hPa, sia la loro propagazione verso nord nella media e alta stratosfera, approssimativamente tra 35 e 60°N e fra 20 e 5 hPa. La maggiore convergenza dell’attività ondulatoria all’interno del vortice determina una più intensa decelerazione del vento medio occidentale. È proprio questa differenza dinamica che la Figura 14 registra statisticamente: sottraendo gli inverni QBO orientali da quelli QBO occidentali rimane un grande massimo positivo dei venti alle alte latitudini boreali.
La stessa interpretazione è stata ulteriormente raffinata dalle analisi di White et al. basate su ERA-Interim. Gli autori hanno evidenziato che durante la QBO orientale il vortice polare è più debole e caldo e che la circolazione secondaria indotta dalla QBO favorisce uno spostamento verso il polo del getto subtropicale, permettendo a una maggiore quantità di attività ondulatoria di propagarsi nella stratosfera alle medie latitudini. Attraverso l’analisi dei flussi di vorticità potenziale e del bilancio della quantità di moto, lo studio dimostra che l’effetto Holton–Tan coinvolge una riorganizzazione complessiva dell’interazione onda–flusso medio. La Figura 14 può quindi essere considerata la manifestazione climatologica integrata di numerosi processi dinamici: modifica del waveguide, rifrazione delle onde, convergenza del flusso ondulatorio, deposizione di quantità di moto, variazione della circolazione residua e risposta finale del vortice.
La struttura latitudinale del segnale è altrettanto istruttiva. A sud del massimo positivo artico compare una regione di segno opposto, che contribuisce a formare un pronunciato dipolo meridionale con una zona di transizione prossima a 40–45°N. Baldwin et al. sottolineano che questa struttura non è esclusiva della QBO: essa assomiglia al principale modo naturale di variabilità del vento zonale della stratosfera invernale settentrionale. Analisi precedenti di Nigam e di Dunkerton e Baldwin avevano infatti individuato un profondo dipolo nord-sud nel vento zonale, con un nodo vicino a 40–45°N, nel quale il ramo polare rappresenta essenzialmente le variazioni di intensità del vortice. In termini moderni, questa configurazione è strettamente collegata al Northern Annular Mode, o NAM.
Questo punto modifica profondamente il modo in cui deve essere interpretato il rapporto QBO–vortice polare. La QBO non genera una configurazione extratropicale completamente estranea alla variabilità naturale dell’atmosfera, ma tende piuttosto a modulare la probabilità con cui il sistema occupa una delle sue configurazioni dinamiche preferenziali. Nella fase del NAM associata a un vortice forte, la stratosfera polare è fredda e i venti occidentali sono intensi; nella fase opposta il vortice è debole, le temperature polari sono più alte e la circolazione è maggiormente disturbata dalle onde. La Figura 14 suggerisce quindi che la QBO occidentale sposti statisticamente la circolazione verso il primo stato, mentre la QBO orientale favorisca il secondo. Il fatto che il dipolo QBO assomigli al principale modo interno di variabilità stratosferica spiega anche perché una forzante tropicale relativamente modesta possa essere associata a una risposta apparentemente così grande alle alte latitudini: la QBO non deve costruire da zero la risposta, ma può influenzare un modo dinamico che il sistema stratosferico possiede già naturalmente.
La profondità verticale della struttura boreale visibile nella Figura 14 merita a sua volta attenzione. Le anomalie associate al ramo polare possono essere seguite dall’alta stratosfera verso la bassa stratosfera e, con ampiezza progressivamente inferiore, verso la troposfera. Ciò non significa che la QBO eserciti direttamente sui venti superficiali un’influenza paragonabile a quella osservata a 5 o 10 hPa. Baldwin et al. sottolineano infatti che il dipolo è molto più evidente nella stratosfera e più debole nella troposfera. Tuttavia, questa continuità verticale è importante perché il NAM stratosferico può, in determinate circostanze, influenzare progressivamente i livelli inferiori. In presenza di un vortice persistentemente forte o debole, le anomalie della circolazione possono propagarsi verso il basso e modificare la probabilità di determinate configurazioni troposferiche, compresa la NAO. La Figura 14 fornisce quindi anche un primo collegamento concettuale fra QBO, stato del vortice polare e possibile accoppiamento stratosfera–troposfera.
La regione dell’Emisfero Sud intorno a circa 30°S, particolarmente visibile nell’alta stratosfera, aggiunge un ulteriore elemento alla lettura della figura. Baldwin et al. proposero che le anomalie presenti in questa zona fossero almeno in parte associate alla modulazione, da parte della QBO e della risposta Holton–Tan, del ramo trans-equatoriale della circolazione meridionale media. Nel mese di gennaio l’Emisfero Nord è quello invernale e l’Emisfero Sud quello estivo; la circolazione stratosferica residua presenta quindi una componente che collega dinamicamente i due emisferi. La QBO può modificare la forzante ondulatoria nell’emisfero invernale e, attraverso il principio del controllo dall’alto e la risposta della circolazione residua, generare anomalie che diventano visibili anche nell’emisfero opposto. Gli autori suggerivano infatti che la struttura prossima a 30°S potesse essere interpretata non solo come un effetto diretto della QBO, ma anche come un effetto remoto della forzante ondulatoria Holton–Tan comunicato attraverso la circolazione meridionale.
Questa caratteristica è importante perché mostra come la Figura 14 non rappresenti una semplice teleconnessione “equatore–Polo Nord”, bensì una riorganizzazione più ampia della circolazione stratosferica globale. Baldwin et al. descrissero la QBO come un fenomeno tropicale capace di influenzare il flusso stratosferico da un polo all’altro proprio attraverso la modulazione delle onde extratropicali. L’alternanza dei venti equatoriali modifica infatti non soltanto il flusso zonale tropicale ma anche la circolazione secondaria associata, la distribuzione della temperatura, il gradiente meridionale del vento e le condizioni attraverso cui le onde di Rossby possono propagarsi. In questo senso, le anomalie della Figura 14 sono il risultato finale di una concatenazione di processi che coinvolge simultaneamente tropici, subtropici, medie latitudini e regione polare.
Il confronto fra QBO occidentale e orientale visualizzato dalla figura possiede anche una relazione naturale con la probabilità dei riscaldamenti stratosferici improvvisi. Un vortice più debole e più intensamente forzato dalle onde durante la QBO orientale è, in media, più vulnerabile a grandi perturbazioni dinamiche. La moderna revisione di Baldwin et al. sui Sudden Stratospheric Warmings conferma che la probabilità di SSW è maggiore durante gli inverni con QBO orientale rispetto a quelli con QBO occidentale; nelle rianalisi NCEP–NCAR considerate nella revisione, la frequenza è dell’ordine di 0,9 eventi per inverno nella fase orientale contro circa 0,5 nella fase occidentale. Anche i modelli tendono a simulare un vortice più debole e un maggior numero di SSW in condizioni QBO orientali, benché l’ampiezza del rapporto risulti spesso inferiore a quella osservata.
È però essenziale evitare un’interpretazione deterministica della Figura 14. Essa rappresenta una differenza composita ottenuta mediando numerosi anni e non implica che ogni gennaio con QBO occidentale presenti necessariamente un vortice forte o che ogni gennaio con QBO orientale sia caratterizzato da un vortice debole. Il vortice polare è sottoposto a una forte variabilità interna e risente contemporaneamente di numerose altre forzanti, tra cui lo stato di ENSO, la configurazione troposferica delle onde planetarie, l’attività solare e le condizioni pregresse della stratosfera. Anstey e Shepherd sottolineano proprio che l’effetto QBO alle alte latitudini interagisce con altre sorgenti di variabilità interannuale e che rimangono questioni aperte circa l’importanza relativa dei diversi livelli verticali della QBO.
La non stazionarietà del rapporto è stata dimostrata in maniera particolarmente chiara da Lu et al. Analizzando diversi decenni di rianalisi, gli autori hanno mostrato che la relazione Holton–Tan si indebolì sensibilmente durante il periodo 1978–1997, soprattutto nella parte centrale e finale dell’inverno. Il cambiamento fu associato a un vortice più largo e intenso e a modificazioni della propagazione delle onde capaci di interferire con la modulazione QBO. Questo risultato è cruciale per interpretare correttamente la Figura 14: la struttura composita molto chiara non deve essere considerata una relazione immutabile nel tempo, ma una tendenza climatologica la cui ampiezza dipende dallo stato dinamico di fondo dell’atmosfera.
Allo stesso tempo, la coerenza della struttura rappresentata nella Figura 14 con i risultati ottenuti da modelli numerici indipendenti rafforza notevolmente l’interpretazione causale. Nella stessa revisione di Baldwin et al., le simulazioni di Hamilton con un modello di circolazione generale dotato di una QBO tropicale realistica producevano in gennaio una differenza composita occidentale meno orientale molto simile a quella osservata: fuori dai tropici emergeva infatti la stessa tendenza verso un vortice polare più debole nella fase orientale. Le simulazioni mostravano inoltre differenze di temperatura polare in pieno inverno dell’ordine di alcuni gradi, coerenti con il riscaldamento dinamico associato all’indebolimento del vortice. Il fatto che una struttura simile compaia sia nelle osservazioni sia in modelli in cui la QBO viene rappresentata esplicitamente costituisce un argomento importante a favore del ruolo dinamico della QBO nella modulazione della stratosfera boreale.
La Figura 14 permette quindi di riassumere in un’unica sezione latitudine–quota l’intero concetto dell’influenza extratropicale della QBO. Nel nucleo tropicale è presente la sorgente dell’anomalia dinamica; nei subtropici la QBO modifica il waveguide e la circolazione secondaria; alle medie latitudini cambia la propagazione verticale e meridionale delle onde planetarie; nella stratosfera polare varia la convergenza dell’attività ondulatoria e quindi il trasferimento di quantità di moto al flusso medio; il vortice risponde con una variazione della propria intensità e temperatura; la circolazione meridionale residua trasmette parte della risposta anche verso altre latitudini e l’anomalia può infine estendersi verso livelli atmosferici inferiori. È proprio questa successione dinamica a spiegare perché una oscillazione centrata sull’equatore possa lasciare nella Figura 14 la propria firma più spettacolare non nei tropici, ma nella stratosfera artica.
In termini climatologici, il grande lobo positivo centrato sulle alte latitudini boreali rappresenta quindi il messaggio centrale della figura: in gennaio, mediamente, il vortice polare stratosferico è più intenso durante la QBO occidentale e più debole durante la QBO orientale. Il dipolo con segno opposto alle latitudini inferiori mostra che questa risposta assume la struttura di uno dei principali modi naturali di variabilità della stratosfera, mentre la concentrazione del massimo al di sopra di 10 hPa dimostra che la risposta viene amplificata attraverso le interazioni tra onde e flusso medio. Le anomalie intorno a 30°S suggeriscono inoltre che l’influenza si inserisca nella circolazione meridionale globale, rendendo la QBO un elemento capace di connettere dinamicamente regioni molto lontane dell’atmosfera. Gli studi successivi di Anstey e Shepherd, Lu et al., White et al. e la moderna letteratura sugli SSW hanno sostanzialmente confermato il quadro fisico illustrato dalla Figura 14, pur mostrando che l’effetto Holton–Tan è il risultato di più meccanismi complementari e che la sua intensità varia con il tempo e con lo stato del sistema atmosferico.
In questa prospettiva, la Figura 14 conserva ancora oggi un notevole valore didattico e scientifico: mostra che la QBO non deve essere interpretata soltanto come l’alternanza quasi biennale dei venti sopra l’equatore, ma come una componente della variabilità atmosferica globale capace di modificare il modo in cui la stratosfera invernale risponde alle onde provenienti dalla troposfera. La sua influenza non consiste nell’imporre direttamente lo stato del vortice, bensì nel modificare le condizioni dinamiche che rendono più probabile un vortice forte oppure debole. Proprio questa distinzione tra forzante deterministica e modulazione probabilistica rende la Figura 14 fondamentale per comprendere il significato moderno dell’effetto Holton–Tan e, più in generale, l’importanza della QBO come ponte dinamico tra tropici, stratosfera polare e variabilità atmosferica delle medie latitudini.
4.2. Osservazioni dell’influenza extratropicale: evoluzione stagionale del segnale QBO nella Figura 15
La Figura 15 rappresenta uno dei passaggi più significativi per comprendere la natura stagionale dell’influenza esercitata dalla Quasi-Biennial Oscillation sulla stratosfera extratropicale dell’Emisfero Nord. Se la Figura 14 permetteva di osservare la struttura latitudine–quota della risposta atmosferica durante il mese di gennaio, la Figura 15 introduce la dimensione temporale e mostra come la stessa risposta si sviluppi, raggiunga la massima intensità e successivamente decada durante il ciclo stagionale. Il campo rappresentato è la differenza del vento zonale medio a 5 hPa tra gli anni caratterizzati da QBO occidentale e quelli caratterizzati da QBO orientale nel periodo 1964–1996, utilizzando la stessa definizione della fase della QBO adottata nella Figura 14. Il livello di 5 hPa corrisponde approssimativamente alla stratosfera superiore, intorno ai 35–37 km di quota, cioè a una regione nella quale il vortice polare invernale è molto sviluppato e le interazioni tra onde planetarie e flusso zonale medio assumono particolare importanza. L’asse orizzontale segue l’evoluzione da luglio a luglio dell’anno successivo, mentre quello verticale si estende dall’equatore fino alle alte latitudini artiche. L’intervallo delle isolinee è pari a 2 m s⁻¹ e le regioni ombreggiate rappresentano differenze negative. Essendo il campo definito come QBO occidentale meno QBO orientale, le anomalie positive indicano venti più occidentali durante la fase occidentale della QBO, mentre quelle negative indicano venti relativamente più orientali, oppure occidentali meno intensi, durante la stessa fase.
La caratteristica più immediatamente evidente è che la risposta della stratosfera extratropicale non rimane costante durante l’anno. Alle basse latitudini è possibile riconoscere il segnale direttamente associato alla struttura della QBO, che persiste attraverso gran parte del ciclo annuale, mentre alle medie e alte latitudini emerge una risposta fortemente legata alla stagione. Questo contrasto è fondamentale. Il segnale tropicale della QBO esiste indipendentemente dalla presenza del vortice polare boreale, mentre la risposta alle alte latitudini compare principalmente quando si instaurano le condizioni dinamiche proprie della stratosfera invernale. La Figura 15 costituisce quindi una forte evidenza del fatto che l’effetto extratropicale della QBO non possa essere considerato una semplice estensione meridionale delle anomalie equatoriali: esso richiede l’interazione con la circolazione stagionale delle medie e alte latitudini e, soprattutto, con le onde planetarie di Rossby.
Durante l’estate boreale, fra luglio e agosto, il segnale alle alte latitudini appare relativamente debole e poco organizzato. Questo comportamento è coerente con la climatologia stratosferica dell’Emisfero Nord. Nella stagione estiva, la stratosfera extratropicale boreale è dominata da venti orientali e manca il profondo vortice polare occidentale che caratterizza l’inverno. Le onde planetarie quasi stazionarie provenienti dalla troposfera non possono propagarsi verticalmente in modo efficiente attraverso un flusso medio orientale, secondo il quadro teorico sviluppato da Charney e Drazin. Ne consegue che viene meno proprio il principale meccanismo attraverso cui la QBO può modulare la circolazione polare: la modifica della propagazione e della dissipazione delle onde di Rossby. La debole risposta estiva della Figura 15 rappresenta quindi una conferma indiretta ma molto importante della natura ondulatoria del meccanismo Holton–Tan.
Con l’avanzare verso settembre e ottobre, la situazione cambia progressivamente. Alle medie latitudini comincia a comparire un’anomalia positiva del vento zonale, dapprima relativamente debole ma sempre più organizzata. Questo periodo coincide con la ricostituzione stagionale del vortice polare. Il raffreddamento radiativo delle alte latitudini aumenta il gradiente meridionale di temperatura e, attraverso il bilancio del vento termico, favorisce lo sviluppo dei venti occidentali stratosferici. Parallelamente, le condizioni diventano nuovamente favorevoli alla propagazione verticale delle onde planetarie dalla troposfera. È proprio durante questa fase di formazione del vortice che le differenze indotte dalla QBO nel waveguide subtropicale possono iniziare ad avere conseguenze sulle medie latitudini.
La Figura 15 mostra molto chiaramente che il segnale non nasce immediatamente sopra il Polo Nord, ma emerge dapprima alle latitudini intermedie. Questa caratteristica è coerente con l’interpretazione dinamica moderna dell’effetto Holton–Tan. La QBO modifica innanzitutto il vento zonale e la circolazione secondaria nella stratosfera tropicale e subtropicale; tali anomalie cambiano successivamente l’ambiente rifrangente nel quale si propagano le onde planetarie provenienti dalla troposfera. Lu et al. hanno mostrato, utilizzando le rianalisi ERA-40 ed ERA-Interim, che una QBO orientale nella bassa stratosfera può favorire la formazione di un waveguide alle medie latitudini capace di intensificare sia la propagazione verticale delle onde dalla troposfera verso la stratosfera inferiore, approssimativamente fra 35 e 50°N, sia la successiva propagazione verso il polo nella media e alta stratosfera. Il segnale che nella Figura 15 comincia a organizzarsi alle medie latitudini durante l’autunno appare quindi pienamente coerente con questa interpretazione.
Fra ottobre e novembre l’anomalia positiva si intensifica e comincia contemporaneamente a espandersi verso latitudini più elevate. Ciò suggerisce che, mentre il vortice polare si rafforza stagionalmente, la differenza tra la risposta atmosferica alla QBO occidentale e quella alla QBO orientale diventa progressivamente più grande. La QBO occidentale è associata, in media, a condizioni che permettono al vortice di mantenere venti occidentali più intensi; la QBO orientale, al contrario, tende a favorire una maggiore influenza delle onde planetarie sulla circolazione polare, producendo una più forte decelerazione dei venti occidentali. Non bisogna tuttavia immaginare un trasferimento diretto dell’anomalia equatoriale fino al polo. La QBO agisce soprattutto modificando le condizioni entro cui un altro sistema dinamico, costituito dalle onde di Rossby extratropicali, può trasferire quantità di moto verso la stratosfera.
Tra novembre e dicembre il segnale acquisisce una struttura molto più chiaramente extratropicale. La regione positiva si estende ampiamente verso nord e il nucleo dell’anomalia migra progressivamente verso la zona del vortice polare. In questa fase il vortice è ormai ben sviluppato e l’attività ondulatoria proveniente dalla troposfera boreale può interagire efficacemente con il flusso stratosferico. Anstey e Shepherd, riesaminando estensivamente la letteratura sull’influenza della QBO alle alte latitudini, sottolineano proprio che il rapporto fra QBO e vortice polare presenta una marcata dipendenza stagionale e che rimangono importanti differenze a seconda del livello verticale della QBO considerato e delle altre sorgenti di variabilità atmosferica presenti nello stesso inverno. La Figura 15 rappresenta una dimostrazione visiva particolarmente chiara di questa dipendenza dal ciclo stagionale.
Il culmine della risposta compare in gennaio. Intorno a 50–70°N è presente un intenso massimo positivo, con differenze del vento dell’ordine di diversi metri al secondo e isolinee che raggiungono approssimativamente 8–10 m s⁻¹ nel nucleo più intenso. Poiché viene sottratto il composito della QBO orientale da quello della QBO occidentale, questo massimo significa che in gennaio il vortice stratosferico boreale a 5 hPa possiede, mediamente, venti occidentali sensibilmente più forti durante la fase occidentale della QBO. La stessa informazione può essere formulata dal punto di vista opposto: durante una QBO orientale il vortice polare tende a risultare più debole. Questa è la firma temporale dell’effetto Holton–Tan osservato nella Figura 14 in sezione latitudine–quota. Le due figure descrivono dunque lo stesso fenomeno da prospettive complementari: la Figura 14 mostra dove, verticalmente e latitudinalmente, è massima la risposta nel mese di gennaio; la Figura 15 mostra come tale risposta si sviluppi nel tempo fino a raggiungere proprio in gennaio la sua massima espressione.
Il massimo invernale non deve essere interpretato soltanto come un’anomalia del vento. Dietro la differenza osservata si trova una catena di processi dinamici che coinvolge la propagazione delle onde, il trasferimento di quantità di moto e la circolazione meridionale residua. Durante la QBO orientale una maggiore attività ondulatoria tende, in media, a raggiungere la regione del vortice e a convergere nella stratosfera delle alte latitudini. La dissipazione e la rottura delle onde esercitano una forza frenante sul flusso occidentale. La decelerazione del vortice è accompagnata da una risposta della circolazione residua, con maggiore discesa dell’aria polare e conseguente riscaldamento adiabatico. Si sviluppa quindi l’associazione caratteristica fra vortice debole e polo caldo durante QBO orientale. Durante QBO occidentale la situazione media è opposta: minore azione frenante ondulatoria sul vortice, venti occidentali relativamente più forti e stratosfera polare più fredda.
Gli studi di White et al. basati su ERA-Interim hanno fornito un’importante conferma di questo quadro, mostrando una significativa risposta dell’interazione onda–flusso medio alla fase della QBO e un vortice polare più debole e caldo durante la QBO orientale nella bassa stratosfera. La loro analisi dei flussi di vorticità potenziale e della forzante ondulatoria suggerisce che il meccanismo non possa essere ridotto a un semplice spostamento della linea critica subtropicale. La risposta coinvolge piuttosto una riorganizzazione più ampia della propagazione delle onde e della circolazione stratosferica. La migrazione temporale del segnale visibile nella Figura 15, dalle medie latitudini autunnali verso le alte latitudini nel cuore dell’inverno, è perfettamente compatibile con una risposta dinamica di questo tipo.
La particolare intensificazione osservata tra dicembre e gennaio può inoltre essere interpretata nel contesto del Northern Annular Mode. Il vortice polare non varia casualmente in ogni punto dello spazio, ma presenta modi preferenziali di variabilità. Il NAM stratosferico descrive proprio una parte dominante di queste oscillazioni: nella sua fase positiva il vortice è forte, freddo e caratterizzato da intensi venti occidentali; nella fase negativa è invece più debole, caldo e disturbato. Il segnale della QBO rappresentato nella Figura 15 può essere interpretato come una modulazione della probabilità con cui la stratosfera assume questi stati. Durante una QBO occidentale aumenta statisticamente la probabilità di un vortice simile alla fase positiva del NAM; durante una QBO orientale aumenta la probabilità di una configurazione più vicina alla fase negativa.
Questo concetto è essenziale perché evita una lettura deterministica della figura. La QBO non “decide” direttamente se il vortice sarà forte oppure debole in un determinato gennaio. Essa modifica piuttosto il contesto dinamico entro il quale il vortice risponde alle perturbazioni ondulatorie provenienti dalla troposfera. Singoli inverni possono quindi comportarsi in maniera opposta rispetto alla relazione climatologica. Una QBO occidentale non impedisce un forte disturbo del vortice o un Sudden Stratospheric Warming, così come una QBO orientale non garantisce necessariamente un vortice debole. È la media di molti casi a produrre la struttura così evidente della Figura 15.
La relazione con i Sudden Stratospheric Warmings è tuttavia molto interessante. Se la QBO orientale è mediamente associata a un vortice più debole e maggiormente perturbato dalle onde, dovrebbe aumentare la probabilità che una perturbazione raggiunga intensità sufficiente a produrre un SSW maggiore. Le statistiche moderne confermano questa aspettativa. La vasta revisione di Baldwin et al. sui riscaldamenti stratosferici improvvisi riporta, nelle rianalisi NCEP–NCAR, una frequenza media di SSW di circa 0,9 eventi per inverno durante la QBO orientale rispetto a circa 0,5 durante la QBO occidentale. Gli stessi autori sottolineano tuttavia che esistono almeno quattro meccanismi probabilmente complementari proposti per spiegare il collegamento QBO–vortice e che l’importanza relativa di ciascuno non è ancora completamente stabilita.
Dopo il massimo di gennaio, la Figura 15 mostra un cambiamento sorprendentemente rapido. Durante febbraio il grande lobo positivo alle alte latitudini diminuisce drasticamente e, procedendo verso marzo, in alcune regioni a nord di circa 40°N compare perfino una debole differenza di segno opposto. L’ampiezza di questo segnale tardoinvernale rimane tuttavia molto inferiore rispetto al massimo osservato in gennaio. Tale evoluzione è importante perché indica che il rapporto fra QBO e vortice non cresce indefinitamente con l’avanzare dell’inverno. Al contrario, raggiunge un massimo nella parte centrale della stagione e successivamente perde rapidamente coerenza.
L’attenuazione tardoinvernale può avere diverse spiegazioni complementari. Innanzitutto, con il progredire della stagione aumenta la quantità di perturbazioni ondulatorie già subite dal vortice e cresce quindi la memoria delle condizioni dinamiche specifiche di ciascun inverno. Eventi intensi avvenuti in dicembre o gennaio possono alterare profondamente lo stato successivo della stratosfera, riducendo la capacità della semplice fase della QBO di spiegare la varianza osservata. In secondo luogo, avvicinandosi alla primavera comincia a diventare sempre più importante il ciclo radiativo stagionale. Il ritorno dell’irraggiamento solare alle alte latitudini modifica il gradiente meridionale di temperatura e prepara il decadimento stagionale del vortice. La circolazione entra quindi in una fase in cui processi differenti da quelli che dominavano in autunno e in pieno inverno acquistano maggiore importanza.
Proprio per questo Baldwin e Dunkerton interpretarono la brusca diminuzione del segnale in febbraio e marzo come indicazione del fatto che la QBO modula principalmente l’intensità del vortice fino alla metà dell’inverno, ma esercita un’influenza molto minore sulla tempistica del final warming. Questa distinzione è concettualmente importante. La QBO può rendere un vortice mediamente più forte o più debole durante il periodo in cui esso è climatologicamente maturo, ma non necessariamente controlla il momento in cui la circolazione stratosferica effettua la transizione definitiva dai venti occidentali invernali ai venti orientali estivi.
La struttura della Figura 15 mostra inoltre una pronunciata asimmetria stagionale. Il segnale cresce gradualmente durante l’autunno ma decade più rapidamente dopo gennaio. L’evoluzione non è quindi un semplice ciclo sinusoidale. Questa asimmetria riflette la natura non lineare del sistema onda–flusso medio. Durante l’autunno il vortice deve prima formarsi e diventare sufficientemente intenso da permettere alle differenze nella propagazione delle onde associate alla QBO di produrre una risposta evidente. Una volta raggiunto l’inverno maturo, invece, grandi episodi di attività ondulatoria possono modificare rapidamente il vortice, cancellando in parte la memoria delle condizioni che avevano favorito la sua evoluzione iniziale.
Anche la variabilità decadale dell’effetto Holton–Tan aiuta a comprendere perché il segnale tardoinvernale sia meno robusto. Lu et al. mostrarono che la relazione fra QBO e vortice subì un notevole indebolimento durante il periodo 1978–1997, particolarmente nella parte centrale e finale dell’inverno. Questo indebolimento era associato a un vortice climatologicamente più ampio e intenso fra novembre e gennaio e a una differente distribuzione della propagazione dell’attività ondulatoria. La variazione dello stato medio della stratosfera poteva quindi interferire con la capacità della QBO di modulare le onde planetarie. L’effetto Holton–Tan deve pertanto essere interpretato non soltanto come stagionale, ma anche come non perfettamente stazionario su scale decadali.
Questa osservazione assume particolare rilievo considerando che la Figura 15 utilizza il periodo 1964–1996. Il composito rappresenta la media di decenni caratterizzati da differenti stati della circolazione stratosferica e troposferica. Il fatto che, malgrado tale variabilità, emerga un massimo così netto in gennaio alle alte latitudini costituisce un’indicazione della robustezza climatologica della relazione; tuttavia, non significa che la sua ampiezza sia stata identica in ogni sottoperiodo. Le ricerche successive hanno quindi trasformato la nostra interpretazione della Figura 15: ciò che negli anni Novanta poteva apparire come una semplice risposta media della stratosfera alla QBO viene oggi considerato un segnale la cui intensità è modulata dalla stagione, dallo stato di fondo del vortice, dalla struttura verticale della QBO, da ENSO, dalla variabilità solare e dalle caratteristiche dell’attività ondulatoria proveniente dalla troposfera. Anstey e Shepherd sottolineano proprio come rimanga complesso stabilire quale livello verticale della QBO eserciti l’influenza maggiore sul vortice e come il segnale interagisca con altre sorgenti di variabilità interannuale.
La fascia tropicale della Figura 15 fornisce, contemporaneamente, un interessante contrasto con questa risposta extratropicale. Vicino all’equatore le anomalie associate alla QBO sono presenti attraverso buona parte dell’anno e presentano una struttura relativamente continua. Alle alte latitudini, invece, la risposta appare, cresce e scompare in funzione della stagione. Questa differenza rappresenta probabilmente uno degli argomenti più semplici e convincenti contro l’idea che il segnale polare sia soltanto la prosecuzione geografica dell’oscillazione tropicale. La QBO esiste tutto l’anno; il suo effetto sul vortice polare boreale no. Per produrre la teleconnessione sono necessari il vortice invernale e un ambiente favorevole alla propagazione delle onde planetarie.
La scelta del livello di 5 hPa rende questo comportamento particolarmente evidente. Nella stratosfera superiore, la risposta dell’interazione onda–flusso medio può essere molto intensa e la differenza fra vortice forte e debole appare chiaramente nel vento zonale. Questo spiega anche perché gli studi originali trovarono una significatività statistica crescente con la quota, almeno fino alla regione della media e alta stratosfera. Il massimo della risposta non deve essere interpretato nel senso che la QBO agisca inizialmente a 5 hPa; piuttosto, è il risultato dell’amplificazione dinamica che avviene mentre le onde interagiscono con il vortice.
Dal punto di vista energetico e dinamico, durante la QBO orientale il maggiore disturbo del vortice può essere considerato il risultato di un trasferimento più efficace della quantità di moto dalle onde al flusso medio. La convergenza dell’attività ondulatoria rallenta il getto polare, mentre la risposta della circolazione residua favorisce la subsidenza polare e il riscaldamento adiabatico. Il vortice diventa così più caldo e debole, e il cambiamento del vento modifica a sua volta le condizioni di propagazione delle onde successive. Si instaurano quindi feedback tra onde e circolazione media che possono amplificare una differenza inizialmente prodotta dalla QBO. Il grande massimo di gennaio nella Figura 15 rappresenta il risultato composito finale di queste interazioni accumulate nel corso dell’autunno e dell’inizio dell’inverno.
La figura fornisce inoltre un’importante prospettiva sulla prevedibilità stagionale. La QBO possiede una prevedibilità molto maggiore rispetto alla variabilità quotidiana della troposfera perché le sue bande di vento evolvono lentamente e la loro discesa può essere seguita per molti mesi. Sapere che una determinata fase della QBO modifica statisticamente lo stato del vortice soprattutto fra novembre e gennaio offre quindi una fonte potenziale di prevedibilità per l’inverno boreale. Tuttavia, la Figura 15 mostra contemporaneamente il limite di questa informazione: dopo gennaio il segnale diminuisce fortemente e la variabilità interna acquista un peso maggiore. La QBO deve dunque essere utilizzata come predittore probabilistico, non come indicatore deterministico della successiva evoluzione del vortice.
Questo punto diventa particolarmente importante quando si tenta di collegare QBO, vortice polare e meteorologia europea. Un vortice stratosferico debole può aumentare la probabilità di configurazioni troposferiche associate a una fase negativa del NAM o della NAO, soprattutto quando le anomalie stratosferiche riescono a propagarsi verso il basso, ma nessuna relazione permette di stabilire automaticamente il tempo meteorologico di una determinata regione sulla base della sola fase della QBO. La catena QBO–onde planetarie–vortice–NAM–troposfera comprende diversi passaggi, e ognuno di essi introduce variabilità e possibilità di perdita del segnale. La Figura 15 descrive soprattutto il primo grande passaggio extratropicale di questa catena: la modulazione stagionale del vortice stratosferico.
La moderna letteratura sugli SSW rafforza ulteriormente questa interpretazione probabilistica. Baldwin et al. osservano che, pur essendo il vortice mediamente più debole e gli SSW più frequenti durante la QBO orientale, i modelli tendono spesso a simulare un effetto meno intenso rispetto alle osservazioni. Ciò suggerisce che riprodurre correttamente l’influenza della QBO richieda non solo una QBO tropicale realistica, ma anche una rappresentazione accurata delle onde planetarie, della circolazione subtropicale, della struttura del vortice e dei processi di accoppiamento verticale.
Nel suo complesso, quindi, la Figura 15 mostra che l’effetto Holton–Tan deve essere considerato un fenomeno dinamico profondamente stagionale. La risposta extratropicale comincia a emergere alle medie latitudini durante l’autunno, quando il vortice polare e il waveguide stratosferico iniziano a formarsi; cresce e si sposta progressivamente verso nord tra ottobre e dicembre; raggiunge il massimo in gennaio, quando la differenza fra QBO occidentale e orientale produce un segnale di diversi metri al secondo nel cuore della stratosfera polare; successivamente si indebolisce bruscamente durante febbraio e marzo, suggerendo che la capacità della QBO di modulare il vortice diminuisca nella parte finale dell’inverno. La contemporanea persistenza del segnale tropicale e la forte stagionalità di quello polare dimostrano che la teleconnessione non consiste in una semplice estensione delle anomalie equatoriali, ma dipende dall’esistenza della circolazione invernale e dalla propagazione delle onde planetarie.
La Figura 15 può pertanto essere considerata una rappresentazione temporale dell’intero meccanismo di influenza extratropicale della QBO. Dalla comparsa autunnale del segnale alle medie latitudini, attraverso la sua intensificazione e migrazione verso il polo, fino al massimo di gennaio e al rapido decadimento tardoinvernale, emerge una sequenza coerente con la modulazione del waveguide, della propagazione delle onde di Rossby e dell’interazione onda–flusso medio. Gli studi successivi di Anstey e Shepherd, Lu et al., White et al. e Baldwin et al. hanno sostanzialmente confermato questo quadro, ma hanno anche mostrato che la relazione dipende dalla struttura verticale della QBO, dallo stato climatologico del vortice e dalla presenza di altre sorgenti di variabilità.
Il messaggio scientifico centrale della Figura 15 può quindi essere espresso con particolare chiarezza: la QBO occidentale è associata a un vortice stratosferico boreale mediamente più forte soprattutto nella prima metà dell’inverno, mentre la QBO orientale favorisce un vortice più debole e più suscettibile all’azione delle onde planetarie; questa differenza raggiunge il massimo in gennaio e diminuisce rapidamente successivamente. Non è soltanto l’ampiezza del segnale a essere importante, ma soprattutto la sua progressione stagionale. È proprio questa progressione, dalle medie latitudini autunnali al massimo polare di gennaio, a fornire una delle evidenze osservative più convincenti del fatto che la QBO influenza le alte latitudini attraverso la dinamica delle onde e la risposta del vortice polare, trasformando un’oscillazione originata nella stratosfera tropicale in un elemento capace di modulare l’intera circolazione invernale dell’Emisfero Nord.
4.3. Simulazioni modellistiche dell’influenza extratropicale
La simulazione numerica dell’influenza della Quasi-Biennial Oscillation sulla stratosfera extratropicale rappresenta uno dei passaggi fondamentali attraverso cui è stato possibile trasformare la relazione statistica individuata da Holton e Tan in un problema dinamico sottoponibile a verifica sperimentale. Le osservazioni mostrano infatti che la fase della QBO nella bassa stratosfera tropicale è associata allo stato del vortice polare boreale, con un vortice mediamente più debole e caldo durante la fase orientale e più intenso e freddo durante quella occidentale, ma la sola correlazione osservativa non consente di stabilire con certezza attraverso quali processi fisici venga trasmessa l’influenza dalle basse alle alte latitudini. I modelli numerici svolgono quindi una funzione particolarmente importante: permettono di modificare selettivamente la struttura dei venti tropicali, l’ampiezza delle onde planetarie, il ciclo stagionale o la configurazione del vortice e di verificare come il sistema atmosferico risponda a queste perturbazioni. Il problema è però considerevolmente più complesso rispetto alla simulazione della QBO equatoriale stessa. Nel meccanismo classico di Holton e Lindzen, le onde che interagiscono con il flusso equatoriale possono essere studiate principalmente considerando la propagazione verticale e il deposito di quantità di moto. Nella teleconnessione QBO–vortice, invece, le onde planetarie si propagano contemporaneamente nella direzione verticale e meridionale, vengono rifratte dal vento medio, possono interagire con linee critiche, dissiparsi o rompersi e, attraverso queste interazioni, modificare a loro volta il campo di vento che ne controlla la successiva propagazione. Si tratta quindi di un problema intrinsecamente tridimensionale e non lineare, nel quale onde e circolazione media evolvono reciprocamente.
Gli esperimenti pionieristici di Dameris ed Ebel [1990] e soprattutto di Holton e Austin [1991] furono estremamente importanti perché mostrarono che la QBO non esercita necessariamente la stessa influenza sul vortice in tutte le condizioni. Holton e Austin utilizzarono un modello globale alle equazioni primitive della stratosfera e mesosfera, imponendo alla base del dominio un’onda planetaria di numero d’onda zonale 1 con differenti ampiezze e confrontando condizioni iniziali rappresentative della QBO orientale e occidentale. Il risultato concettualmente più importante fu che la sensibilità del vortice alla QBO dipendeva fortemente dall’intensità della forzante ondulatoria extratropicale. Quando l’onda imposta era molto debole, non si verificavano grandi riscaldamenti stratosferici e la differenza fra le due fasi della QBO rimaneva modesta. Quando invece la forzante era estremamente intensa, essa riusciva a perturbare profondamente il vortice indipendentemente dalla fase della QBO. La massima sensibilità alla QBO compariva quindi per valori intermedi della forzante: in questa fascia dinamica la configurazione tropicale poteva anticipare o facilitare la destabilizzazione del vortice. Holton e Austin trovarono in particolare che le simulazioni con QBO orientale tendevano a sviluppare una maggiore variabilità ondulatoria e riscaldamenti più precoci rispetto alle corrispondenti simulazioni occidentali.
Questo risultato contiene un principio che rimane centrale anche nell’interpretazione moderna dell’effetto Holton–Tan: la QBO agisce soprattutto come un modulatore della risposta della stratosfera alla forzante ondulatoria, non come una sorgente autonoma capace di determinare inevitabilmente lo stato del vortice polare. Se le onde provenienti dalla troposfera sono troppo deboli, la predisposizione dinamica associata alla QBO orientale può non essere sufficiente a produrre un grande disturbo. Se, al contrario, il flusso ondulatorio è eccezionalmente intenso, esso può perturbare il vortice anche in presenza di una QBO occidentale. È nel regime intermedio, nel quale il vortice si trova vicino alla soglia fra stabilità e forte perturbazione, che una modifica relativamente modesta del waveguide prodotta dalla QBO può cambiare sensibilmente l’evoluzione del sistema. Questo spiega perché la relazione osservata fra QBO e Sudden Stratospheric Warmings sia probabilistica e non deterministica.
Gli esperimenti successivi con modelli idealizzati sfruttarono proprio la possibilità di controllare indipendentemente l’intensità delle onde per comprendere meglio questa sensibilità. O’Sullivan e Salby [1990] e Chen [1996] utilizzarono configurazioni semplificate dotate di un’elevata risoluzione orizzontale ma di una struttura verticale ridotta, imponendo una perturbazione di numero d’onda 1 alle extratropiche invernali. Nonostante l’idealizzazione, questi esperimenti produssero una risposta alle alte latitudini dello stesso segno di quella osservata: il vortice risultava relativamente più forte in presenza di condizioni tropicali occidentali e più debole quando i venti tropicali erano orientali. Il valore di tali modelli non consisteva nella capacità di riprodurre tutti i dettagli dell’atmosfera reale, ma nella possibilità di dimostrare che una modifica confinata inizialmente alla struttura dei venti tropicali poteva alterare sistematicamente la risposta del vortice alle onde planetarie.
Un ulteriore avanzamento fu ottenuto con i modelli tridimensionali di O’Sullivan e Young [1992] e O’Sullivan e Dunkerton [1994], nei quali erano rappresentati il ciclo stagionale, una struttura verticale più realistica della stratosfera e una forzante ondulatoria di numero d’onda 1 applicata intorno ai 10 km. Questi esperimenti mostrarono una stagionalità notevolmente simile a quella osservata. Durante novembre il vortice polare dell’Emisfero Nord risultava ancora poco sensibile alla fase della QBO; da dicembre a febbraio emergeva invece una chiara separazione, con un vortice mediamente più intenso nelle simulazioni caratterizzate da venti tropicali occidentali. L’ampiezza della differenza dipendeva però ancora una volta dalla forza della perturbazione ondulatoria prescritta. Questo comportamento era qualitativamente coerente con quello successivamente illustrato osservativamente nelle Figure 14 e 15: il segnale extratropicale si sviluppava con l’avanzare della stagione fredda, raggiungeva il massimo nella parte centrale dell’inverno e diventava molto più debole quando il vortice usciva dal periodo di massima sensibilità. O’Sullivan e Dunkerton dimostrarono così che la stagionalità dell’effetto Holton–Tan poteva emergere spontaneamente dall’interazione tra ciclo stagionale, QBO e propagazione delle onde planetarie.
Questi primi esperimenti misero però anche in evidenza uno dei principali limiti dei modelli meccanicistici: la forzante ondulatoria proveniente dalla troposfera doveva essere prescritta artificialmente. Nell’atmosfera reale, invece, le onde planetarie che raggiungono la stratosfera dipendono dall’evoluzione della circolazione troposferica, dalla topografia, dai contrasti termici terra-oceano, dai jet e da numerosi processi interni. Era quindi necessario verificare se l’effetto Holton–Tan potesse emergere anche in un modello di circolazione generale nel quale la troposfera producesse autonomamente le proprie onde e la propria variabilità interannuale.
Lo studio di Hamilton [1998] rappresentò un passo decisivo in questa direzione. Hamilton utilizzò il GCM SKYHI del Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, comprendente troposfera, stratosfera e mesosfera, eseguendo un’integrazione continua di 48 anni. La QBO era prodotta attraverso una forzante zonale della quantità di moto prescritta nei tropici, ma la sua evoluzione presentava caratteristiche realistiche: un periodo di circa 27 mesi, zone di shear di ampiezza plausibile e una velocità di discesa paragonabile a quella osservata. La scelta di una simulazione così lunga era essenziale, perché il segnale extratropicale della QBO è piccolo rispetto alla variabilità interna del vortice e richiede molti inverni affinché possa emergere statisticamente. Nel composito di gennaio il modello mostrava un vortice polare sistematicamente più debole durante la QBO orientale e più intenso durante quella occidentale, con una struttura latitudine–quota sorprendentemente simile a quella osservata. Hamilton riscontrò inoltre differenze sistematiche della temperatura polare, soprattutto tra dicembre e marzo, con contrasti in pieno inverno dell’ordine di 4–5 °C, comparabili alle stime osservative disponibili all’epoca.
L’importanza dello studio di Hamilton va oltre la semplice riproduzione dell’effetto Holton–Tan. Esso dimostrò che non è indispensabile simulare spontaneamente l’intero meccanismo della QBO per ottenere una risposta extratropicale realistica, purché il modello rappresenti correttamente la struttura dei venti tropicali e l’interazione fra onde planetarie e circolazione stratosferica. Questo risultato aprì la strada a numerosi esperimenti successivi nei quali la QBO veniva prescritta, rilassata verso profili osservati oppure generata attraverso una forzante artificiale della quantità di moto. L’obiettivo principale diventava infatti non tanto ricostruire l’origine della QBO quanto valutare la risposta del resto dell’atmosfera a una QBO realisticamente rappresentata.
Niwano e Takahashi [1998] fornirono un complemento particolarmente interessante perché utilizzarono una versione del modello del Center for Climate System Research capace di generare autonomamente un’oscillazione tropicale simile alla QBO. Il periodo simulato, circa 1,4 anni, era sensibilmente più corto dei circa 28 mesi osservati, ma il modello permetteva di studiare l’accoppiamento tropicale-extratropicale senza imporre direttamente la fase della QBO. Nei compositi gennaio–marzo, il vortice boreale risultava più debole durante la fase orientale, con differenze che raggiungevano circa 15 m s⁻¹ vicino a 70°N e 1 hPa. Pur con le limitazioni legate alla breve integrazione di 14 anni e alla QBO troppo rapida, il risultato rafforzava l’idea che l’effetto Holton–Tan potesse emergere come proprietà interna di un modello atmosferico nel quale onde tropicali, QBO ed extratropici interagivano dinamicamente.
Con l’aumento della complessità dei GCM e dei chemistry-climate models, divenne possibile analizzare il problema con simulazioni molto più lunghe e con una rappresentazione più realistica della stratosfera. Anstey, Shepherd e Scinocca [2010] utilizzarono un modello di circolazione generale nel quale la QBO veniva generata spontaneamente dall’interazione tra onde risolte e parametrizzate. Il modello riproduceva un accoppiamento QBO–vortice comparabile a quello presente nella rianalisi ERA-40, purché la fase della QBO fosse definita con attenzione. Questo aspetto si rivelò particolarmente importante: la relazione con il vortice dipende infatti non soltanto dal segno del vento a un singolo livello, ma dalla struttura verticale dell’oscillazione. Un modello può simulare una QBO apparentemente realistica nell’alta stratosfera ma presentare ampiezze insufficienti vicino a 50 hPa, proprio dove le osservazioni indicano una forte relazione con il vortice polare.
Gli esperimenti modellistici moderni hanno inoltre modificato significativamente la nostra comprensione del meccanismo fisico. Naoe e Shibata [2010], confrontando ERA-40, ERA-Interim e 125 anni complessivi di simulazioni con il modello chimico-climatico MRI-CCM, trovarono un vortice più debole e maggiormente disturbato durante la QBO orientale, ma i diagnostici del flusso di Eliassen–Palm non sostenevano pienamente la semplice interpretazione originaria secondo cui la QBO orientale rifrangerebbe necessariamente le onde planetarie più intensamente verso il polo. Nelle loro simulazioni, le onde mostravano infatti una propagazione sia più verticale sia più equatorward durante la fase orientale. Ciò dimostrava che il quadro fisico doveva essere più complesso rispetto al solo spostamento della linea critica subtropicale.
Una delle revisioni modellistiche più importanti del paradigma classico venne proposta da Garfinkel, Shaw, Hartmann e Waugh [2012] mediante esperimenti idealizzati con il Whole Atmosphere Community Climate Model. Essi mostrarono che l’effetto della linea critica subtropicale enfatizzato nell’interpretazione originaria di Holton e Tan era meno importante, nelle loro simulazioni, rispetto alla risposta della circolazione meridionale media indotta dalla QBO. Introducendo venti orientali equatoriali nella bassa stratosfera, il modello produceva sia una maggiore convergenza del flusso di Eliassen–Palm nella regione subtropicale inferiore sia modificazioni del vento nella media e alta stratosfera capaci di ostacolare la propagazione delle onde dal settore subpolare verso le medie latitudini. La conseguenza era una maggiore convergenza dell’attività ondulatoria nella regione del vortice e quindi una sua più efficace decelerazione. Il modello mostrava inoltre un feedback positivo: le onde modificavano il vento zonale, e il nuovo campo di vento modificava a sua volta il percorso delle onde successive. La teleconnessione QBO–vortice emergeva quindi come processo quasi lineare nelle sue fasi iniziali ma progressivamente non lineare nel corso dell’evoluzione.
Questi risultati sono importanti perché chiariscono che modelli differenti possono riprodurre correttamente il segno dell’effetto Holton–Tan pur attribuendolo a dettagli dinamici differenti. In alcuni esperimenti domina lo spostamento della linea di vento nullo; in altri la risposta della circolazione secondaria della QBO; in altri ancora assumono maggiore importanza il waveguide delle medie latitudini, la rottura delle onde o il feedback onda–flusso medio. La revisione di Anstey e Shepherd [2014] sottolinea proprio come, nonostante decenni di simulazioni e osservazioni, non esista un unico meccanismo universalmente sufficiente a spiegare l’intera teleconnessione. Rimangono questioni aperte riguardo ai livelli verticali della QBO maggiormente responsabili della risposta e alla sua interazione con ENSO, ciclo solare e variabilità interna del vortice.
Anche i processi radiativi possono modificare la risposta simulata. Esperimenti nei quali l’ozono viene rappresentato tridimensionalmente hanno mostrato che le anomalie di ozono associate alle onde e alla QBO possono alterare il bilancio radiativo della stratosfera e quindi la tempistica con cui emerge la risposta extratropicale. In uno studio con un modello interattivo, la rappresentazione tridimensionale dell’ozono anticipava l’insorgenza dell’effetto Holton–Tan rispetto a simulazioni nelle quali l’ozono era trattato in modo zonalmente simmetrico. In quest’ultimo caso il segnale robusto risultava ritardato di circa due mesi, mostrando che l’accoppiamento dinamico-radiativo può contribuire all’evoluzione stagionale della teleconnessione.
A partire dagli anni 2010, il problema si è inoltre spostato progressivamente dalla domanda “i modelli riescono a produrre l’effetto Holton–Tan?” alla domanda più impegnativa “i modelli riescono a riprodurne correttamente l’ampiezza, la stagionalità e la struttura verticale?”. La risposta è risultata molto più sfumata. Il progetto internazionale QBOi, dedicato specificamente alla valutazione della QBO nei modelli atmosferici, ha permesso per la prima volta di confrontare in modo sistematico numerosi modelli capaci di simulare esplicitamente l’oscillazione. Anstey et al. [2022] hanno mostrato che nella maggior parte dei modelli il vortice boreale si rafforza quando la QBO intorno a 50 hPa è occidentale e si indebolisce quando è orientale, quindi il segno fondamentale dell’effetto Holton–Tan viene generalmente riprodotto. Tuttavia, l’ampiezza della risposta è spesso inferiore a quella osservata.
Uno dei risultati più significativi di questa analisi multimodello riguarda proprio la QBO della bassa stratosfera. La forza della teleconnessione simulata con il vortice risulta correlata all’ampiezza della QBO vicino a 50 hPa. Molti modelli presentano in questa regione venti QBO troppo deboli rispetto alle rianalisi e, contemporaneamente, un effetto Holton–Tan troppo debole. Ciò suggerisce un collegamento fisico diretto: se le anomalie tropicali nel livello dinamicamente più rilevante sono sottostimate, anche la capacità della QBO di modificare la propagazione delle onde planetarie risulta ridotta. Inoltre, in diversi modelli la QBO è spostata verticalmente verso quote troppo elevate, cosicché il livello di massima correlazione con il vortice compare al di sopra dei circa 50 hPa osservati.
Questo aspetto dimostra quanto sia insufficiente valutare un modello semplicemente verificando se “possiede una QBO”. Per simulare correttamente le teleconnessioni occorre rappresentarne l’ampiezza, la profondità verticale, la velocità di discesa, la struttura dello shear e l’estensione latitudinale. Due modelli possono produrre oscillazioni con periodi simili ma risposte extratropicali molto differenti se uno di essi possiede anomalie troppo deboli nella bassa stratosfera. Analogamente, una climatologia irrealistica del vortice polare può modificare la sensibilità alle onde e quindi alterare la risposta alla stessa QBO. Il confronto tra diverse configurazioni del Canadian Middle Atmosphere Model ha mostrato, per esempio, che modificazioni della parametrizzazione del drag orografico delle onde di gravità, pur lasciando sostanzialmente invariata la QBO tropicale, possono migliorare lo stato climatologico del vortice e contemporaneamente rendere più realistico l’effetto Holton–Tan.
Un’altra lezione importante derivante dai grandi ensemble moderni riguarda la durata necessaria delle simulazioni. Il segnale della QBO è relativamente piccolo rispetto alla variabilità interna della stratosfera boreale, soprattutto considerando la presenza di SSW e altri eventi estremi. Lo studio QBOi di Anstey et al. conclude che integrazioni dell’ordine di circa cento anni sono generalmente appropriate per caratterizzare in modo robusto l’effetto Holton–Tan nei modelli; simulazioni molto più brevi possono confondere differenze casuali di campionamento con reali differenze fisiche tra modelli. Questo risultato permette di reinterpretare con maggiore cautela anche gli studi pionieristici degli anni Novanta, molti dei quali utilizzavano soltanto poche decine di inverni: il fatto che essi ottenessero generalmente il segno corretto della risposta era notevole, ma l’ampiezza quantitativa doveva inevitabilmente essere soggetta a una grande incertezza statistica.
La crescente sofisticazione dei modelli ha inoltre permesso di verificare l’utilità della QBO per la previsione atmosferica. Garfinkel et al. [2018] analizzarono cinque sistemi operativi di previsione subseasonal e trovarono che i tre modelli con migliore risoluzione della stratosfera simulavano un vortice più debole durante la QBO orientale, coerentemente con l’effetto Holton–Tan. Il modello con l’ensemble più ampio riproduceva anche un’ampiezza realistica della risposta per inizializzazioni effettuate fra la fine di ottobre e novembre. Questi risultati suggeriscono che la QBO, essendo molto più prevedibile della circolazione meteorologica extratropicale, possa contribuire alla prevedibilità probabilistica del vortice polare su scale mensili e stagionali, purché la stratosfera sia rappresentata con risoluzione e fisica adeguate.
La modellistica moderna ha anche aperto la possibilità che esista più di una via attraverso cui la QBO influenza il vortice. Naoe e collaboratori [2020] hanno proposto, oltre al tradizionale percorso stratosferico, una possibile via troposferica particolarmente rilevante all’inizio dell’inverno. In tale scenario, la QBO può modificare la circolazione subtropicale e tropicale, influenzando la struttura delle onde di Rossby nella troposfera; queste perturbazioni possono successivamente modificare il flusso di attività ondulatoria che penetra nella stratosfera e quindi alterare il vortice. Questo meccanismo non sostituisce necessariamente quello stratosferico, ma mostra come il collegamento QBO–polo possa essere costituito da più percorsi che operano simultaneamente e la cui importanza relativa può cambiare nel corso della stagione.
Gli esperimenti QBOi più recenti, pubblicati nel 2025 e dedicati esplicitamente all’interazione tra QBO ed ENSO, hanno ulteriormente complicato ma anche raffinato questo quadro. Nelle rianalisi ERA5 il classico effetto Holton–Tan rimane evidente nelle differenti fasi ENSO: il vortice è mediamente più forte durante QBO occidentale e più debole durante QBO orientale. Il massimo stagionale osservato della differenza del vento zonale a 10 hPa e 55–65°N raggiunge circa 13 m s⁻¹ in gennaio considerando l’intero periodo 1959–2022. Tuttavia, la risposta cambia a seconda dello stato di ENSO e molti modelli faticano ancora a riprodurne l’ampiezza. Nei nove modelli utilizzati negli esperimenti QBOiENSO, soltanto una parte riproduce correttamente la teleconnessione nelle diverse configurazioni di El Niño, La Niña e condizioni neutrali, e la risposta simulata è frequentemente inferiore alla metà di quella osservata.
Questo risultato moderno introduce una significativa correzione alla conclusione, comprensibilmente più ottimistica, della letteratura degli anni Novanta. I primi modelli idealizzati apparivano quasi unanimi nel riprodurre almeno qualitativamente un vortice più forte con QBO occidentale. I moderni GCM e Earth System Models, sottoposti però a un test molto più rigoroso, mostrano che riprodurre il segno medio della teleconnessione è relativamente più semplice che riprodurne correttamente intensità, stagionalità, dipendenza da ENSO e statistiche degli SSW. Gli esperimenti QBOi del 2025 mostrano, per esempio, che molti modelli non producono una chiara differenza della frequenza degli SSW tra QBO orientale e occidentale, nonostante tale differenza sia riconoscibile nelle osservazioni. Il problema sembra essere collegato almeno in parte alla sottostima dell’ampiezza della QBO nella bassa stratosfera, ma possono contribuire anche errori nella climatologia del vortice, nella parametrizzazione delle onde di gravità, nella propagazione delle onde planetarie e nell’accoppiamento stratosfera–troposfera.
Nel complesso, l’evoluzione delle simulazioni numeriche dall’inizio degli anni Novanta a oggi ha rafforzato in maniera sostanziale la realtà fisica dell’influenza extratropicale della QBO, ma ha contemporaneamente mostrato che il meccanismo è molto più complesso di quanto potesse apparire inizialmente. I modelli meccanicistici di Holton e Austin dimostrarono che la fase tropicale può cambiare l’esito di una perturbazione ondulatoria soltanto entro un certo intervallo di intensità della forzante; O’Sullivan e Dunkerton riprodussero la stagionalità dell’effetto; Hamilton mostrò che una lunga simulazione GCM con una QBO imposta ma realistica poteva generare una risposta extratropicale molto simile a quella osservata; Niwano e Takahashi e successivamente Anstey et al. dimostrarono che l’effetto può emergere anche con una QBO generata internamente; Naoe e Shibata e Garfinkel et al. mostrarono che la spiegazione classica basata esclusivamente sulla linea critica subtropicale è insufficiente; gli esperimenti QBOi hanno infine evidenziato che la corretta rappresentazione dell’ampiezza della QBO nella bassa stratosfera e dello stato climatologico del vortice è fondamentale per ottenere una teleconnessione quantitativamente realistica.
La conclusione dinamica più importante che emerge da questa lunga storia modellistica è quindi che la QBO non deve essere concepita come una forzante che determina direttamente l’intensità del vortice polare, ma come un elemento che modifica la sensibilità della stratosfera extratropicale all’attività ondulatoria. Durante la fase orientale della bassa stratosfera tropicale, la configurazione del vento zonale, la circolazione meridionale secondaria e la struttura del waveguide tendono a creare condizioni più favorevoli alla decelerazione del vortice da parte delle onde planetarie; durante la fase occidentale prevalgono statisticamente condizioni che consentono al vortice di rimanere più intenso. Tuttavia, la risposta effettiva dipende dall’ampiezza delle onde provenienti dalla troposfera, dal ciclo stagionale, dalla struttura verticale della QBO, dallo stato di ENSO e dalla climatologia stessa del vortice. È proprio questa dipendenza multivariata a spiegare perché la stessa fase della QBO possa essere associata a evoluzioni molto differenti da un inverno all’altro.
In questa prospettiva, le simulazioni numeriche forniscono forse la prova più convincente che l’effetto Holton–Tan possiede una base dinamica reale. Quando la fase tropicale viene modificata artificialmente mantenendo controllate le altre componenti del sistema, la risposta del vortice cambia; quando l’intensità della forzante ondulatoria viene variata, cambia anche la sensibilità alla QBO; quando l’ampiezza della QBO a 50 hPa è troppo debole, la teleconnessione simulata si indebolisce; quando la climatologia del vortice è distorta, anche il segnale extratropicale cambia. L’insieme di questi risultati costruisce una catena causale difficilmente spiegabile attraverso una semplice coincidenza statistica. La QBO equatoriale modifica effettivamente l’ambiente nel quale le onde planetarie propagano, e sono queste ultime a comunicare e amplificare l’influenza tropicale fino alle alte latitudini.
La sezione modellistica assume quindi un significato che va ben oltre la conferma di una correlazione osservata. Essa mostra come l’atmosfera tropicale ed extratropicale costituiscano un sistema dinamicamente integrato nel quale una oscillazione relativamente regolare dei venti equatoriali può alterare la probabilità di stati differenti del vortice polare, dei riscaldamenti stratosferici improvvisi e, potenzialmente, della successiva circolazione troposferica. Allo stesso tempo, il confronto fra le simulazioni pionieristiche e gli attuali ensemble QBOi dimostra quanto sia difficile riprodurre quantitativamente questa teleconnessione: simulare una QBO realistica non significa automaticamente simularne correttamente gli effetti remoti. La sfida contemporanea consiste quindi nel rappresentare simultaneamente l’intera profondità della QBO tropicale, la propagazione delle onde planetarie, il vortice polare, le onde di gravità, la chimica e la radiazione stratosferica e l’accoppiamento con la troposfera. Solo una corretta rappresentazione dell’intero sistema permette ai modelli di trasformare la grande prevedibilità intrinseca della QBO in una reale fonte di prevedibilità per la stratosfera e, attraverso di essa, per parte della circolazione invernale delle medie latitudini.
4.2. Osservazioni dell’influenza extratropicale: la risposta dell’Emisfero Sud nella Figura 16
La Figura 16 costituisce un elemento particolarmente importante per comprendere come l’influenza extratropicale della Quasi-Biennial Oscillation cambi profondamente da un emisfero all’altro. Il diagramma mostra, al livello di 5 hPa, la differenza del vento zonale medio nell’Emisfero Sud fra gli anni caratterizzati dalla fase occidentale della QBO e quelli caratterizzati dalla fase orientale. La costruzione è quindi analoga a quella della Figura 15 relativa all’Emisfero Nord, ma con una differenza metodologica significativa: per massimizzare il segnale australe la fase della QBO viene definita mediante una configurazione quasi equivalente al vento equatoriale a circa 25 hPa, anziché ai circa 40 hPa più adatti a descrivere la risposta boreale. Questo elemento non è marginale, perché dimostra già come il collegamento QBO–stratosfera extratropicale dipenda dalla struttura verticale dell’oscillazione tropicale e come il livello della QBO maggiormente associato alla risposta polare possa essere differente nei due emisferi. Baldwin e Dunkerton mostrarono infatti che, nell’Emisfero Sud, la modulazione del vortice veniva ottimizzata utilizzando la QBO intorno a 25 hPa e che la maggiore risposta polare compariva soprattutto nella primavera australe, quando il vortice antartico cominciava a indebolirsi.
L’asse orizzontale della figura descrive l’intero ciclo annuale da gennaio a gennaio dell’anno successivo, mentre quello verticale si estende dall’equatore fino alle alte latitudini antartiche. Le isolinee sono distanziate di 2 m s⁻¹ e le aree ombreggiate rappresentano valori negativi. Poiché il campo è costruito come QBO occidentale meno QBO orientale, le anomalie positive indicano regioni nelle quali i venti risultano più occidentali durante la fase occidentale della QBO, mentre quelle negative indicano una relativa prevalenza di venti più orientali, oppure occidentali meno intensi, durante la stessa fase. Come nella Figura 15, dunque, la lettura del segno è essenziale: una grande anomalia positiva alle alte latitudini significa che il vortice è più forte durante QBO occidentale e più debole durante QBO orientale.
Nella fascia equatoriale e subtropicale australe il segnale della QBO rimane riconoscibile per buona parte dell’anno, con ampie anomalie negative entro circa 20°S. Questa persistenza tropicale riflette la natura intrinseca della QBO, che non dipende direttamente dal ciclo stagionale extratropicale. La risposta alle medie e alte latitudini è invece nettamente stagionale. È proprio questo contrasto a fornire una delle indicazioni più convincenti del fatto che il collegamento fra QBO e vortice antartico non sia dovuto a una semplice estensione geografica delle anomalie equatoriali, ma richieda l’interazione con la circolazione invernale e con le onde planetarie.
Durante l’estate australe, fra dicembre e febbraio, il vortice polare stratosferico non presenta ancora la struttura intensa e profonda tipica dell’inverno. Le anomalie associate alla QBO alle alte latitudini sono quindi relativamente deboli e poco organizzate. Con l’avanzare verso marzo, aprile e maggio, quando il raffreddamento radiativo delle regioni polari favorisce progressivamente la formazione del vortice antartico, iniziano a comparire anomalie più coerenti alle medie latitudini, ma il nucleo del vortice rimane ancora relativamente poco sensibile alla fase della QBO.
Questa caratteristica diventa particolarmente evidente durante l’inverno australe vero e proprio, indicativamente da giugno ad agosto. In questo periodo la Figura 16 mostra una risposta della QBO soprattutto fra circa 30 e 60°S, mentre alle latitudini superiori il segnale non assume ancora la struttura intensa osservata nel novembre successivo. Baldwin e Dunkerton sottolinearono proprio che, fra maggio e ottobre, la modulazione del vento da parte della QBO rimane essenzialmente confinata alle medie latitudini e al bordo del vortice polare, mentre il nucleo del vortice antartico conserva una notevole robustezza dinamica.
Questa differenza rispetto all’Emisfero Nord è una diretta conseguenza della diversa climatologia delle onde planetarie. Il vortice antartico è mediamente più intenso, più longevo e più simmetrico rispetto a quello artico, principalmente perché la troposfera dell’Emisfero Sud produce onde planetarie stazionarie di ampiezza minore. La maggiore simmetria zonale della distribuzione oceano-continente e una forzante orografica più debole riducono infatti la capacità delle onde di Rossby di perturbare profondamente il vortice durante il cuore dell’inverno. Nell’Emisfero Nord, al contrario, le grandi catene montuose, i contrasti termici continentali e la forte asimmetria longitudinale della superficie generano onde planetarie molto più intense, rendendo il vortice artico più vulnerabile e variabile.
Questo significa che, durante l’inverno australe, la QBO può modificare il waveguide e la propagazione delle onde senza necessariamente produrre una risposta immediata nel cuore del vortice. Il sistema antartico è, per così dire, più lontano dalla soglia dinamica oltre la quale una variazione relativamente modesta della propagazione ondulatoria può determinare un grande cambiamento del vento zonale. In termini moderni, la QBO non impone direttamente una variazione del vortice, ma modifica la sua sensibilità alla forzante ondulatoria. Se le onde disponibili sono deboli, come spesso accade nell’inverno australe, anche una configurazione QBO favorevole alla loro propagazione produce soltanto una risposta limitata.
La Figura 16 assume pertanto un valore concettuale notevole perché mostra che l’influenza polare della QBO cresce quando la forza del vortice diminuisce. Avvicinandosi a settembre e ottobre, la stratosfera antartica comincia infatti ad attraversare la fase di transizione verso la primavera. L’aumento dell’irraggiamento solare riduce progressivamente il raffreddamento radiativo polare, il gradiente meridionale di temperatura si indebolisce e il vortice perde gradualmente intensità. In queste condizioni le onde planetarie, pur rimanendo mediamente meno intense rispetto all’Emisfero Nord, diventano relativamente più efficaci nel modificare il flusso zonale.
È proprio in questa fase che il segnale QBO inizia a penetrare maggiormente verso le alte latitudini. La regione positiva visibile durante agosto e settembre alle medie latitudini si amplia e tende a coinvolgere progressivamente il bordo del vortice. Questo comportamento suggerisce una transizione dinamica: il sistema passa da una condizione in cui la QBO modifica principalmente il waveguide periferico a una condizione in cui la variazione della propagazione ondulatoria può influenzare direttamente l’intensità del vortice.
Il massimo della risposta compare in novembre. La Figura 16 mostra una grande anomalia positiva centrata indicativamente fra 60 e 75°S, con valori che raggiungono diversi metri al secondo e isolinee dell’ordine di 8–10 m s⁻¹ nel nucleo del segnale. Nello studio originale di Baldwin e Dunkerton, la differenza fra i compositi QBO occidentale e orientale durante novembre superava localmente 14 m s⁻¹, un’ampiezza confrontabile con quella osservata in gennaio nell’Emisfero Nord. Questo risultato costituisce una delle caratteristiche più importanti dell’intera figura: la risposta polare australe può diventare tanto intensa quanto quella boreale, ma raggiunge il suo massimo molto più tardi nella stagione, quando il vortice antartico entra nella fase finale del proprio ciclo annuale.
Essendo la differenza definita come QBO occidentale meno QBO orientale, il grande massimo positivo di novembre indica che il vortice polare australe tende a essere nettamente più forte durante la QBO occidentale. Durante la QBO orientale, invece, i venti occidentali sono mediamente più deboli e il decadimento stagionale del vortice può essere favorito. Questa struttura rappresenta quindi un analogo australe dell’effetto Holton–Tan, ma con una stagionalità profondamente diversa rispetto al caso boreale.
La posizione temporale del massimo è strettamente legata al final warming dell’Emisfero Sud. Il final warming rappresenta la transizione stagionale definitiva dalla circolazione stratosferica invernale dominata dai venti occidentali alla circolazione estiva caratterizzata dai venti orientali. Nell’Antartide questo evento avviene generalmente fra novembre e dicembre ed è molto meno variabile da un anno all’altro rispetto al corrispondente final warming artico. Baldwin e Dunkerton trovarono che la stratosfera polare australe rimaneva leggermente più fredda durante l’inverno e che il final warming tendeva a verificarsi più tardi durante la QBO occidentale. Ciò è coerente con la grande anomalia positiva della Figura 16: un vortice più forte durante la QBO occidentale tende a persistere più a lungo prima della transizione definitiva verso la circolazione estiva.
Questa relazione mostra anche perché il confronto diretto fra lo stesso mese nei due emisferi può essere fuorviante. Gennaio nell’Emisfero Nord e gennaio nell’Emisfero Sud corrispondono a fasi completamente differenti del ciclo stagionale. Dal punto di vista dinamico, è più utile confrontare il gennaio boreale con ottobre-novembre australe, quando l’intensità del vortice raggiunge valori relativamente comparabili e l’interazione con le onde planetarie assume un peso simile. Gli autori originali sottolineavano infatti che il vortice antartico in ottobre possiede un’intensità paragonabile a quella del vortice artico in gennaio. La differenza principale non risiede quindi nel fatto che la QBO sia intrinsecamente incapace di influenzare il Polo Sud, ma nel momento dell’anno in cui il vortice diventa sufficientemente vulnerabile affinché tale influenza emerga.
Questo aspetto rappresenta una forte evidenza a favore del ruolo delle onde planetarie nell’effetto Holton–Tan. Se la QBO agisse sul vortice attraverso un collegamento diretto indipendente dalle onde, sarebbe difficile spiegare perché la risposta australe sia confinata alle medie latitudini nel cuore dell’inverno e raggiunga il polo soltanto in primavera. Il comportamento osservato è invece esattamente quello atteso da un meccanismo in cui la QBO altera la propagazione delle onde e la risposta finale dipende dalla disponibilità e dall’ampiezza della forzante ondulatoria.
Le osservazioni successive alla pubblicazione della Figura 16 hanno rafforzato questa interpretazione. Hibbins, Jarvis e Ford, utilizzando dodici anni di osservazioni radar SuperDARN a Halley, in Antartide, individuarono una modulazione quasi biennale delle onde planetarie a lungo periodo nell’alta mesosfera australe. Essi mostrarono una maggiore attività ondulatoria durante determinate fasi della QBO e una concomitante riduzione dei venti orientali dell’alta mesosfera fino a circa il 30% durante il tardo inverno. Gli autori interpretarono questi risultati come evidenza del fatto che la QBO può modificare la propagazione delle onde planetarie fino a quote molto superiori alla stratosfera e può persino influenzare la propagazione interemisferica delle onde.
Particolarmente interessante è il risultato di Ford, Hibbins e Jarvis del 2009. Utilizzando osservazioni di vento mesosferico ad Halley, gli autori trovarono che durante la primavera australe il vento zonale era maggiormente correlato proprio con la QBO equatoriale a circa 25 hPa, cioè con lo stesso livello che Baldwin e Dunkerton avevano individuato come ottimale per descrivere la risposta della stratosfera australe. Nel mese di novembre, i venti alle alte latitudini risultavano significativamente più occidentali durante la fase occidentale della QBO, in continuità verticale con la risposta stratosferica mostrata nella Figura 16. Questo risultato estende quindi il segnale QBO dalla stratosfera superiore fino alla mesosfera polare e conferma che il massimo primaverile australe non rappresenta un artefatto del particolare dataset originario.
Lo stesso studio di Ford et al. mostrò però anche un comportamento più complesso durante l’inverno mesosferico: al di sopra di circa 80 km, i venti orientati verso est risultavano rafforzati in condizioni di QBO orientale a 50 hPa, cioè con un segno apparentemente opposto rispetto al classico effetto Holton–Tan della stratosfera. Questo risultato mette in evidenza un punto fondamentale: la risposta della QBO dipende fortemente dalla quota, dalla stagione e dal tipo di onde coinvolte. Non esiste quindi un’unica teleconnessione QBO–polo valida nello stesso modo per tutta l’atmosfera. La Figura 16 rappresenta la risposta della stratosfera superiore a 5 hPa, ma al di sopra di essa entrano in gioco ulteriori processi, compresi il filtraggio delle onde, la QBO mesosferica e la propagazione interemisferica delle perturbazioni.
La propagazione interemisferica è un ulteriore elemento che rende particolarmente interessante il caso dell’Emisfero Sud. Hibbins et al. proposero che la QBO possa agire come una sorta di filtro dinamico capace di facilitare o bloccare la propagazione di onde planetarie a lungo periodo attraverso la regione equatoriale superiore. Quando il vento equatoriale assume una configurazione favorevole, le onde generate nell’emisfero invernale possono attraversare più efficacemente l’equatore e raggiungere l’emisfero estivo; in altre fasi della QBO può invece formarsi un livello critico che ne limita la propagazione. Le osservazioni simultanee di variazioni opposte dell’attività ondulatoria nei due emisferi sono compatibili con questa interpretazione.
La Figura 16 deve quindi essere inserita in un quadro più generale nel quale la QBO modifica non soltanto il vortice antartico, ma anche l’intero sistema di propagazione delle onde tra tropici, medie latitudini, regioni polari e perfino i due emisferi. Questo amplia considerevolmente il significato della teleconnessione. La QBO non rappresenta semplicemente un indice tropicale correlato statisticamente con il vento polare, ma una componente della struttura globale del waveguide atmosferico.
La diversa sensibilità dell’Emisfero Sud è inoltre strettamente collegata alla rarità dei Sudden Stratospheric Warmings antartici. Nell’Emisfero Nord, la presenza di onde planetarie di grande ampiezza mantiene il vortice relativamente vicino a una soglia dinamica oltre la quale una forte perturbazione può provocare un riscaldamento improvviso e perfino l’inversione del vento zonale. La QBO può quindi modificare sensibilmente la probabilità che tale soglia venga raggiunta. Nel vortice antartico, invece, l’attività ondulatoria è normalmente insufficiente durante il cuore dell’inverno e il vortice rimane molto più distante da una condizione di forte instabilità. La QBO può modificarne l’intensità periferica ma difficilmente riesce, da sola, a produrre una completa disgregazione invernale.
L’eccezionale evento antartico del 2002 dimostrò comunque che il vortice dell’Emisfero Sud non è dinamicamente incapace di sviluppare un major SSW. Piuttosto, è necessario che si verifichi una combinazione estremamente insolita di forte attività ondulatoria e condizioni favorevoli della circolazione. Questo principio è pienamente coerente con la Figura 16: quando il vortice è molto forte, il segnale QBO resta periferico; quando il sistema si indebolisce e diventa dinamicamente più sensibile, la stessa modulazione tropicale può produrre una grande risposta polare.
Anstey e Shepherd, nella loro ampia revisione sull’influenza della QBO alle alte latitudini, sottolineano come questa dipendenza dall’intensità del vortice e dalla propagazione delle onde costituisca una delle caratteristiche centrali dell’effetto Holton–Tan. Gli autori evidenziano inoltre che rimangono questioni aperte riguardo a quale livello verticale della QBO sia più importante e a come il segnale interagisca con altre sorgenti di variabilità, tra cui ENSO e ciclo solare. La differenza fra i livelli ottimali di circa 40 hPa nell’Emisfero Nord e 25 hPa nell’Emisfero Sud, già evidente confrontando le Figure 15 e 16, è quindi parte di un problema dinamico più generale che la ricerca continua ancora oggi a investigare.
Anche il Southern Annular Mode deve essere considerato in questo contesto. Analogamente al NAM boreale, il SAM rappresenta il principale modo anulare di variabilità della circolazione extratropicale australe e coinvolge variazioni coerenti della pressione e dei venti zonali fra medie e alte latitudini. Le anomalie della forza e della persistenza del vortice antartico possono successivamente influenzare la troposfera e il SAM attraverso processi di accoppiamento verso il basso. È noto, in particolare, che variazioni della stratosfera antartica durante la primavera e il momento del final warming possono avere conseguenze sulla circolazione troposferica australe nelle settimane successive. La Figura 16 suggerisce quindi indirettamente un possibile percorso attraverso cui la QBO tropicale potrebbe contribuire a una parte della variabilità del sistema anulare australe, anche se tale influenza è molto meno semplice da isolare rispetto al segnale stratosferico diretto.
Questa possibilità deve comunque essere interpretata con prudenza, perché la stratosfera antartica è stata fortemente modificata anche dai cambiamenti dell’ozono. Il raffreddamento associato alla perdita di ozono stratosferico nella tarda primavera ha favorito un vortice più persistente e ha contribuito a modificare il SAM e la circolazione troposferica australe. In periodi più recenti, la progressiva evoluzione dell’ozono e dei gas serra aggiunge quindi ulteriori fattori di variabilità allo stato del vortice. Distinguere statisticamente il segnale della QBO da questi effetti richiede serie temporali molto lunghe e un’attenta separazione delle differenti forzanti.
Un altro aspetto che emerge dalla Figura 16 è la maggiore regolarità stagionale della risposta australe rispetto a quella boreale. Nell’Artico, grandi SSW possono verificarsi in dicembre, gennaio o febbraio e possono modificare completamente l’evoluzione successiva del vortice. In Antartide, invece, la relativa scarsità di eventi estremi e la maggiore stabilità della circolazione fanno sì che il vortice segua più regolarmente il proprio decadimento stagionale. Questo contribuisce a concentrare il massimo QBO intorno a novembre, quando la vulnerabilità dinamica del vortice cresce in modo relativamente prevedibile.
La struttura della Figura 16 può quindi essere interpretata come l’evoluzione stagionale di una soglia di sensibilità. Durante l’inverno la forzante ondulatoria disponibile è troppo debole rispetto alla forza del vortice perché la QBO possa influenzarne profondamente il nucleo; il segnale rimane quindi confinato soprattutto alla periferia. Con il progredire della primavera, il vortice perde intensità radiativamente e diventa sempre più suscettibile alla stessa modulazione ondulatoria. Quando questa soglia viene raggiunta fra ottobre e novembre, l’effetto della QBO si espande rapidamente alle alte latitudini e produce il grande massimo positivo visibile nella figura.
Il confronto con l’Emisfero Nord rende questo comportamento ancora più evidente. Nella Figura 15 il massimo boreale compare in gennaio, cioè nel pieno dell’inverno, perché il vortice artico è già sufficientemente perturbabile dalle onde planetarie. Nella Figura 16 il massimo australe compare invece soltanto vicino al final warming. La teleconnessione possiede dunque lo stesso segno fondamentale nei due emisferi, ma la sua stagionalità è controllata dallo stato dinamico del vortice e dall’ampiezza della forzante ondulatoria disponibile.
Dal punto di vista della dinamica stratosferica, questa asimmetria rappresenta uno degli argomenti più forti a favore di una interpretazione del meccanismo Holton–Tan centrata sulle onde. Se la QBO esercitasse semplicemente una risposta meridionale diretta e zonalmente simmetrica, non vi sarebbe una ragione evidente per produrre un massimo boreale nel cuore dell’inverno e uno australe soltanto alla fine della primavera. La dipendenza della risposta dalla fase stagionale del vortice dimostra invece che il segnale tropicale deve interagire con un mezzo la cui struttura varia profondamente nel corso dell’anno.
La Figura 16 possiede infine un importante significato per la prevedibilità atmosferica. La QBO è un fenomeno relativamente prevedibile per molti mesi, mentre la tempistica del decadimento del vortice antartico è climatologicamente più regolare rispetto all’Artico. La combinazione delle due informazioni potrebbe quindi offrire una fonte di prevedibilità per la primavera australe, soprattutto per quanto riguarda la persistenza del vortice e il momento del final warming. Tuttavia, anche in questo caso la relazione deve essere interpretata probabilisticamente. La QBO occidentale tende a favorire un vortice più forte e persistente, mentre quella orientale tende a favorire un indebolimento maggiore, ma l’esito di un singolo anno dipende dalla quantità di attività ondulatoria, dalla configurazione del vortice, dall’ozono stratosferico e da altre componenti della variabilità climatica.
Nel complesso, la Figura 16 fornisce quindi una rappresentazione particolarmente elegante della dipendenza stagionale dell’influenza extratropicale della QBO nell’Emisfero Sud. Durante il cuore dell’inverno il vortice antartico è troppo forte e poco perturbato perché la QBO possa produrre una grande risposta polare; la modulazione resta prevalentemente alle medie latitudini e sul bordo del vortice. Con l’avanzare della primavera e il progressivo indebolimento radiativo della circolazione occidentale, la sensibilità alle onde aumenta e il segnale si sposta verso il polo. Nel mese di novembre emerge infine un massimo molto intenso, indicativo di un vortice più forte durante QBO occidentale e più debole durante QBO orientale, in stretta relazione con il final warming. Gli studi successivi di Hibbins, Ford e collaboratori hanno esteso questa evidenza alla mesosfera antartica, mostrando che la QBO può modulare non soltanto il vortice stratosferico ma anche i venti e le onde planetarie a quote superiori, e che la fase intorno a 25 hPa rimane particolarmente importante per la risposta primaverile australe.
La Figura 16 dimostra quindi che l’effetto Holton–Tan non è una relazione rigida e universalmente identica fra tropici e poli, ma un’interazione emergente fra QBO, onde planetarie e stato stagionale del vortice. Nell’Emisfero Sud, dove le onde sono più deboli e il vortice molto più robusto, la teleconnessione rimane nascosta durante gran parte dell’inverno e diventa pienamente visibile soltanto quando il vortice si avvicina alla propria disgregazione stagionale. Proprio questa differenza rispetto alla Figura 15 rafforza in maniera sostanziale l’interpretazione dinamica dell’influenza della QBO: ciò che conta non è soltanto la fase dei venti tropicali, ma anche la capacità dell’atmosfera extratropicale di trasformare quella perturbazione in una modifica della propagazione ondulatoria. È dalla combinazione fra un segnale tropicale relativamente regolare e un vortice la cui vulnerabilità cambia continuamente con la stagione che nasce la risposta mostrata nella Figura 16, rendendola una delle evidenze più chiare del ruolo della QBO come elemento di collegamento tra la stratosfera equatoriale e quella polare dell’Emisfero Sud.
4.3. Simulazioni modellistiche dell’influenza extratropicale: interpretazione della Figura 17
La Figura 17 rappresenta uno dei risultati modellistici più significativi nello studio dell’influenza extratropicale della Quasi-Biennial Oscillation, poiché dimostra che un modello globale di circolazione atmosferica sufficientemente completo è capace di riprodurre una struttura della risposta stratosferica sorprendentemente simile a quella ricavata dalle osservazioni. Il diagramma è tratto dall’esperimento di Hamilton [1998] condotto con il modello SKYHI del Geophysical Fluid Dynamics Laboratory e mostra, per il mese di gennaio, la differenza composita del vento zonale medio fra gli anni caratterizzati dalle fasi più occidentali e quelli caratterizzati dalle fasi più orientali della QBO equatoriale. La simulazione si estendeva complessivamente per 48 anni e la QBO veniva generata attraverso una forzante zonalmente simmetrica della quantità di moto tropicale progettata in modo da produrre un’oscillazione di circa 27 mesi, con bande di shear discendenti e numerose caratteristiche qualitative della QBO osservata. Per costruire il composito rappresentato nella figura furono selezionati i venti equatoriali a 40 hPa: vennero mediati i 20 mesi di gennaio caratterizzati dalle condizioni più occidentali e sottratti i 20 mesi di gennaio caratterizzati dalle condizioni più orientali. Il diagramma mostra quindi il campo “QBO occidentale meno QBO orientale”, un dettaglio essenziale per comprenderne correttamente il significato. Hamilton mostrò che il vortice polare boreale della simulazione risultava generalmente più debole negli inverni caratterizzati da venti orientali nella stratosfera tropicale media, in accordo con il classico effetto Holton–Tan osservato nell’atmosfera reale.
La struttura verticale e latitudinale della Figura 17 deve essere letta tenendo presente che l’asse orizzontale attraversa l’intero globo dal Polo Sud al Polo Nord, passando per l’equatore, mentre l’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica da circa 1000 hPa fino a 1 hPa. Sebbene il dominio del modello SKYHI si estendesse realmente molto più in alto, fino a circa 0,01 hPa, la rappresentazione viene limitata a 1 hPa per consentire un confronto più diretto con le analisi osservative della stratosfera. Le aree ombreggiate corrispondono alle differenze negative, mentre le regioni non ombreggiate delimitate dalle isolinee positive identificano le zone nelle quali il vento zonale è maggiormente occidentale durante la fase QBO occidentale. In questo senso, la figura permette di seguire simultaneamente la struttura della QBO tropicale e la risposta remota della circolazione extratropicale, mettendo in evidenza che le due componenti non costituiscono semplicemente la prosecuzione geografica dello stesso segnale.
La prima caratteristica spettacolare appare intorno all’equatore, dove sono presenti due intense strutture sovrapposte verticalmente e di segno opposto. Nella bassa e media stratosfera, approssimativamente intorno a 20–50 hPa, emerge il nucleo direttamente collegato alla classificazione della fase della QBO, mentre nella regione sovrastante, approssimativamente fra 5 e 10 hPa, compare un’anomalia opposta. Questa alternanza verticale è una conseguenza fondamentale della struttura della QBO: la sua fase non può essere descritta come un’intera colonna atmosferica che assume simultaneamente venti occidentali o orientali. Al contrario, le bande dei due regimi sono impilate verticalmente e discendono lentamente nel tempo, cosicché una fase occidentale a 40 hPa può essere contemporaneamente associata a condizioni differenti, o addirittura opposte, nella stratosfera superiore. La Figura 17 mostra chiaramente questo comportamento e costituisce quindi anche un richiamo alla necessità di considerare la struttura verticale completa della QBO quando se ne studiano le teleconnessioni.
Uno dei meriti dell’esperimento di Hamilton fu proprio quello di produrre una QBO modellistica con caratteristiche molto più realistiche rispetto ai semplici profili tropicali statici utilizzati negli esperimenti precedenti. L’oscillazione simulata possedeva un periodo di circa 27 mesi e riproduceva alcune importanti asimmetrie fra le fasi orientale e occidentale e fra le rispettive zone di shear. Ciò era particolarmente importante perché l’obiettivo non consisteva soltanto nell’imporre due stati tropicali differenti, ma nel verificare come una circolazione atmosferica tridimensionale rispondesse a una QBO evolutiva relativamente realistica. Hamilton osservò inoltre che le onde verticalmente propaganti del modello venivano fortemente modificate dal ciclo QBO, dimostrando che la forzante imposta riusciva effettivamente a riorganizzare l’interazione onda–flusso medio nei tropici.
L’aspetto scientificamente più importante della Figura 17 compare tuttavia nell’Emisfero Nord. Nella stratosfera delle medie e alte latitudini boreali si sviluppa un enorme lobo positivo che si estende verticalmente dalla bassa stratosfera verso il limite superiore del diagramma e raggiunge le massime ampiezze intorno alla regione del vortice polare. Poiché si tratta del composito QBO occidentale meno QBO orientale, questa struttura significa che durante la fase occidentale della QBO il vortice polare stratosferico boreale possiede mediamente venti occidentali più intensi. Espressa in senso opposto, la stessa informazione indica che durante QBO orientale il vortice è mediamente più debole. È esattamente il segno della relazione osservata da Holton e Tan e successivamente documentata nelle rianalisi atmosferiche.
La somiglianza con la Figura 14 osservativa è particolarmente importante. In entrambi i casi il massimo extratropicale si sviluppa alle alte latitudini dell’Emisfero Nord e nella media-alta stratosfera, mentre alle latitudini inferiori compaiono anomalie di segno opposto. Hamilton stesso evidenziò che, al di fuori dei tropici, la struttura generale della differenza modellistica era in buon accordo con quella osservata. Questo confronto rappresentava uno dei test più severi del modello: non era sufficiente produrre un vortice mediamente diverso nelle due fasi, ma era necessario riprodurre una distribuzione latitudine–quota coerente con l’atmosfera reale. Il successo della simulazione forniva quindi un forte sostegno all’idea che la teleconnessione QBO–vortice potesse emergere dalla dinamica delle onde all’interno di un sistema atmosferico tridimensionale e non costituisse soltanto una correlazione fortuita presente nelle brevi serie osservative disponibili all’epoca.
La risposta modellistica non è confinata al livello di 40 hPa impiegato per classificare la QBO. Questo è uno degli aspetti più profondi della figura. Se il vortice rispondesse semplicemente a un’estensione meridionale delle anomalie equatoriali, ci si potrebbe attendere che il massimo extratropicale si trovi approssimativamente alla stessa quota del massimo tropicale. Invece, il segnale diviene particolarmente marcato nella media e alta stratosfera. Ciò indica che l’anomalia tropicale iniziale viene trasformata e amplificata attraverso l’interazione con le onde planetarie. La QBO modifica il campo del vento zonale, la circolazione meridionale secondaria e le proprietà rifrangenti della stratosfera; le onde di Rossby provenienti dalla troposfera seguono quindi traiettorie differenti nelle due fasi e depositano quantità di moto in regioni differenti. Il risultato finale è una risposta del vortice molto più grande di quanto suggerirebbe una semplice prosecuzione passiva dei venti tropicali.
Nel quadro tradizionale dell’effetto Holton–Tan, durante la QBO orientale nella bassa stratosfera la linea critica subtropicale per le onde planetarie quasi stazionarie viene spostata verso l’emisfero invernale, restringendo il waveguide e favorendo una maggiore concentrazione dell’attività ondulatoria alle medie e alte latitudini. L’aumento della convergenza del flusso di Eliassen–Palm rallenta i venti occidentali del vortice e induce una circolazione residua con maggiore subsidenza polare e conseguente riscaldamento adiabatico. La QBO occidentale tende invece a essere associata a un vortice relativamente più forte. Tuttavia, gli esperimenti modellistici sviluppati negli anni successivi hanno mostrato che la spiegazione non può essere ridotta al solo spostamento della linea critica.
In particolare, Garfinkel, Shaw, Hartmann e Waugh [2012], attraverso esperimenti idealizzati con WACCM, hanno mostrato che la risposta della circolazione meridionale associata alla QBO può risultare più importante della linea critica classica per spiegare l’effetto polare. Nei loro esperimenti, l’introduzione di venti orientali equatoriali intorno a 50 hPa aumentava la convergenza del flusso di Eliassen–Palm nei subtropici inferiori e contemporaneamente modificava il vento nella media e alta stratosfera, creando una configurazione capace di ridurre la propagazione equatorward dell’attività ondulatoria proveniente dalle latitudini subpolari. Ne derivava una maggiore convergenza delle onde all’interno del vortice e quindi una sua decelerazione. Gli autori mostrarono inoltre l’esistenza di una retroazione positiva: il wave driving modifica il vento zonale e il nuovo vento zonale modifica a sua volta il successivo wave driving. La struttura extratropicale visibile nella Figura 17 può quindi essere interpretata come il risultato integrato di un sistema di feedback onda–flusso medio ben più articolato della semplice rifrazione su una singola superficie critica.
Un altro elemento importante è rappresentato dalla struttura dipolare dell’Emisfero Nord. Il grande massimo positivo alle alte latitudini è accompagnato da una zona di segno opposto alle latitudini inferiori. Tale disposizione richiama il Northern Annular Mode stratosferico e mostra che la QBO tende a proiettarsi su un modo naturale di variabilità del vortice. La fase caratterizzata da un vortice forte e freddo è associata a venti occidentali intensi alle alte latitudini; la fase opposta presenta un vortice più debole, temperature polari superiori e una circolazione maggiormente disturbata. La QBO non genera dunque necessariamente una nuova configurazione della stratosfera, ma modifica la probabilità che il sistema si trovi in uno dei suoi stati dinamici preferenziali.
Questa interpretazione è coerente con i risultati quantitativi dell’esperimento di Hamilton. Considerando le medie invernali, il modello produceva temperature polari su un ampio strato stratosferico mediamente circa 3 °C più elevate durante la QBO orientale rispetto a quella occidentale, mentre i massimi venti zonali del vortice risultavano approssimativamente 10 m s⁻¹ più deboli nella fase orientale. Circa due terzi dei più intensi riscaldamenti polari di metà inverno della simulazione si verificavano inoltre quando i venti equatoriali intorno a 30 hPa erano orientali. Questi risultati erano qualitativamente e, in molti aspetti, quantitativamente compatibili con le osservazioni disponibili. Allo stesso tempo, Hamilton sottolineava espressamente che non esisteva alcuna relazione uno-a-uno fra fase della QBO e stato del vortice: la QBO spiegava soltanto una parte della grande variabilità extratropicale.
Questo punto è essenziale per comprendere correttamente la Figura 17. Il grande lobo positivo non significa che tutti i 20 gennaio appartenenti al composito occidentale presentassero vortici forti e tutti i 20 gennaio orientali vortici deboli. È il risultato di una differenza statistica delle medie. In singoli anni la variabilità dell’attività ondulatoria troposferica può dominare completamente il segnale della QBO. La topografia, la struttura dei jet, ENSO, la configurazione delle onde stazionarie e la variabilità interna possono produrre perturbazioni del vortice sufficientemente grandi da invertire temporaneamente il comportamento climatologico. Il valore della QBO risiede quindi nella modifica della distribuzione delle probabilità, non nella determinazione univoca dell’esito di ciascun inverno.
La stessa simulazione di Hamilton mostrava quanto importante fosse l’attività ondulatoria. Durante la QBO occidentale, le onde stazionarie dell’Emisfero Nord riuscivano a penetrare più facilmente verso l’equatore nella regione intorno e al di sopra di 10 hPa e, in alcuni casi, perfino nell’Emisfero Sud; durante la fase orientale risultavano invece maggiormente confinate a nord di circa 10°N. Questa differenza nella propagazione delle onde offre un collegamento diretto fra la struttura tropicale visibile al centro della Figura 17 e la risposta del vortice posta migliaia di chilometri più a nord. Non sono i venti tropicali a propagarsi materialmente fino al polo: è il percorso delle onde planetarie a essere modificato dai venti tropicali.
Anche l’asimmetria fra i due emisferi è significativa. Nel gennaio simulato la risposta extratropicale dominante compare chiaramente nell’Emisfero Nord, cioè nell’emisfero invernale. Nell’Emisfero Sud, che in gennaio si trova in estate, non esiste un vortice polare occidentale comparabile sul quale le onde quasi stazionarie possano agire nello stesso modo. Ancora una volta, questa asimmetria rappresenta un’indicazione del ruolo centrale delle onde planetarie. Se la risposta alla QBO fosse semplicemente una circolazione meridionale diretta e simmetrica, ci si aspetterebbe una struttura più simile nei due emisferi. Invece, la teleconnessione più intensa segue il ciclo stagionale della propagazione delle onde.
Il valore storico dell’esperimento di Hamilton emerge ancora più chiaramente confrontandolo con i modelli successivi capaci di generare autonomamente una QBO. Anstey, Shepherd e Scinocca [2010] analizzarono un GCM atmosferico nel quale la QBO era prodotta spontaneamente attraverso l’interazione fra onde risolte e parametrizzate, confrontandone la risposta extratropicale con le rianalisi. Il modello riproduceva un’influenza significativa della QBO sul vortice invernale boreale e mostrava nuovamente la grande importanza della definizione verticale della fase. Questo sviluppo confermava che il successo di Hamilton non dipendeva semplicemente dall’artificialità della forzante imposta: quando un modello riesce a produrre una QBO sufficientemente realistica, una risposta extratropicale dello stesso segno può emergere anche senza imporre direttamente l’oscillazione tropicale.
Gli studi multimodello della QBO Initiative, o QBOi, hanno successivamente permesso di sottoporre questa conclusione a una verifica molto più severa. Anstey et al. [2022] hanno confrontato numerosi modelli capaci di risolvere la QBO e mostrato che l’effetto Holton–Tan costituisce una teleconnessione generalmente presente, ma con intensità sensibilmente diversa da modello a modello. Nelle osservazioni, utilizzando la QBO della bassa stratosfera intorno a 50 hPa, il vortice boreale di novembre-gennaio tende a essere più forte durante QBO occidentale e più debole durante QBO orientale; la differenza raggiunge approssimativamente 10 m s⁻¹ intorno a 10 hPa in gennaio. Gli autori sottolineano però che sia la variabilità interna sia gli errori modellistici rendono difficile valutare la teleconnessione utilizzando integrazioni troppo brevi, raccomandando simulazioni dell’ordine di un secolo per ottenere una caratterizzazione statisticamente robusta dell’effetto Holton–Tan.
Questa conclusione moderna consente anche di leggere criticamente l’esperimento di Hamilton. I 48 anni della simulazione SKYHI rappresentavano una durata eccezionalmente lunga per gli standard degli anni Novanta e furono sufficienti a produrre un segnale molto convincente; tuttavia, oggi sappiamo che la grande variabilità interna del vortice può rendere differenti anche due sottoperiodi della stessa simulazione. Hamilton stesso osservò infatti che le caratteristiche dell’influenza extratropicale della QBO non erano identiche nella prima e nella seconda metà del record modellistico. Il problema del campionamento non invalida quindi la Figura 17, ma ne rafforza una lettura probabilistica: essa documenta un segnale dinamico medio che emerge da un sistema intrinsecamente molto variabile.
La Figura 17 è inoltre istruttiva dal punto di vista della progettazione dei modelli climatici. Essa mostra che non è indispensabile simulare perfettamente l’origine della QBO per riprodurne almeno una parte delle teleconnessioni, purché la struttura tropicale imposta sia sufficientemente realistica e il modello rappresenti correttamente le onde e il vortice. Tuttavia, gli studi QBOi hanno mostrato che la qualità quantitativa della risposta è sensibile all’ampiezza e alla struttura verticale della QBO. Diversi modelli producono una teleconnessione polare più debole rispetto a quella osservata, e parte di questo comportamento è stata collegata a una QBO troppo debole nella bassa stratosfera o a una climatologia non ottimale del vortice. La Figura 17 deve quindi essere considerata un successo fondamentale, ma non la dimostrazione che qualunque QBO prescritta sia sufficiente a riprodurre correttamente la teleconnessione.
Questa distinzione assume importanza anche per la prevedibilità stagionale. La QBO è un fenomeno relativamente lento e prevedibile, mentre il vortice polare possiede una forte componente caotica. Se però la fase QBO modifica mediamente la probabilità di un vortice forte o debole, essa può fornire informazione utile ai sistemi di previsione. Hamilton aveva già suggerito alla fine degli anni Novanta che la grande prevedibilità della QBO tropicale potesse contribuire alla previsione stagionale, osservando nel modello persino una debole estensione del segnale del vortice verso la media e alta troposfera boreale. Lo studio trovò una riduzione statisticamente significativa, dell’ordine di circa 1 m s⁻¹, del vortice alle alte latitudini della troposfera media e superiore durante la fase tropicale orientale, pur non rilevando un chiaro segnale QBO nelle precipitazioni.
La possibilità che un’anomalia tropicale possa influenzare la troposfera extratropicale attraverso il vortice rappresenta una delle ragioni per cui la Figura 17 continua a essere scientificamente rilevante. La catena dinamica può essere concettualmente descritta come QBO tropicale, modifica del waveguide stratosferico, variazione della propagazione delle onde planetarie, cambiamento del wave driving polare, modifica della forza del vortice e, in alcuni casi, successivo accoppiamento verso la troposfera. Ogni passaggio introduce però ulteriore variabilità. Di conseguenza, una simulazione capace di riprodurre il grande massimo stratosferico visibile nella Figura 17 non necessariamente riproduce con altrettanta precisione le teleconnessioni superficiali.
Nel suo significato più profondo, la Figura 17 mostra quindi che la stratosfera tropicale e quella polare non costituiscono due sistemi dinamicamente isolati. La QBO modifica il vento equatoriale; il nuovo campo di vento modifica la rifrazione delle onde; la risposta delle onde modifica la quantità di moto del vortice; il vortice modificato altera a sua volta il percorso delle onde successive. Il risultato è una teleconnessione emergente che può produrre una risposta molto più intensa alle alte latitudini rispetto all’anomalia iniziale che l’ha innescata. Gli esperimenti successivi di Garfinkel et al. hanno mostrato chiaramente questa natura di feedback, evidenziando come l’intera evoluzione diventi soltanto quasi lineare proprio perché il vento modificato dalle onde modifica successivamente il wave driving.
La Figura 17 rappresenta dunque molto più di una semplice validazione di un GCM. Essa costituisce un esperimento numerico sul funzionamento stesso della teleconnessione QBO–vortice. La presenza di una QBO tropicale realisticamente strutturata genera una risposta polare con lo stesso segno e una distribuzione spaziale comparabile a quella osservata; il vortice boreale risulta più debole durante la fase orientale, la stratosfera polare è mediamente più calda e i grandi riscaldamenti di metà inverno risultano relativamente più frequenti. Contemporaneamente, la risposta conserva una grande variabilità interannuale, dimostrando che la QBO non controlla il vortice ma ne modifica la sensibilità alle onde. Hamilton quantificò infatti una differenza media del vortice di circa 10 m s⁻¹ fra le due fasi nelle medie invernali, ma sottolineò esplicitamente che la QBO spiegava soltanto una porzione della varianza extratropicale.
Nel complesso, il grande lobo positivo alle alte latitudini boreali costituisce quindi il cuore interpretativo della Figura 17: nel modello SKYHI di Hamilton il vortice polare di gennaio è mediamente più intenso durante la QBO occidentale e più debole durante la QBO orientale, proprio come nelle osservazioni rappresentate dalla Figura 14. La sua estensione verticale fino all’alta stratosfera dimostra che non siamo di fronte a una semplice propagazione passiva dell’anomalia tropicale, ma a una risposta dinamicamente amplificata attraverso l’interazione fra onde planetarie e flusso medio. La contemporanea presenza della struttura verticale della QBO all’equatore, del dipolo extratropicale e della risposta polare consente di osservare, in una sola figura, i principali elementi della catena tropicale-extratropicale. I lavori successivi con modelli che generano spontaneamente la QBO, gli esperimenti WACCM e i grandi ensemble QBOi hanno raffinato notevolmente il meccanismo e mostrato i limiti quantitativi dei modelli, ma non hanno modificato il risultato fondamentale già chiaramente espresso dalla Figura 17: una rappresentazione realistica della QBO è capace di alterare sistematicamente la circolazione stratosferica invernale dell’Emisfero Nord attraverso la modulazione della propagazione e della dissipazione delle onde planetarie.
4.3. Simulazioni modellistiche dell’influenza extratropicale: risposta termica del vortice polare nella Figura 18
La Figura 18 costituisce un complemento essenziale alla Figura 17 perché mostra la componente termica della risposta del vortice polare boreale alla Quasi-Biennial Oscillation all’interno dell’esperimento numerico di Hamilton [1998]. Se la Figura 17 documentava come la fase della QBO fosse associata a una variazione sistematica dell’intensità dei venti zonali nella stratosfera dell’Emisfero Nord, la Figura 18 dimostra che questa risposta dinamica è accompagnata da un’altrettanto coerente modificazione della temperatura della stratosfera polare. Il diagramma mostra infatti la temperatura media al Polo Nord al livello di 28 hPa, corrispondente approssimativamente alla media stratosfera, per ciascun mese compreso tra ottobre e aprile. I risultati provengono dall’integrazione di 48 anni del modello globale SKYHI del Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, nella quale Hamilton impose una forzante tropicale della quantità di moto capace di generare una QBO con un periodo di circa 27 mesi e con diverse caratteristiche realistiche della struttura verticale osservata. La curva tratteggiata rappresenta il composito dei 20 anni caratterizzati dai venti equatoriali più orientali a 40 hPa, mentre la curva continua rappresenta i 20 anni con i venti equatoriali più occidentali. Il confronto diretto tra queste due popolazioni di inverni permette quindi di isolare statisticamente la componente della variabilità termica polare associata alla fase della QBO.
Prima ancora di considerare le differenze tra le due fasi, la figura mostra chiaramente il poderoso ciclo stagionale della temperatura della stratosfera artica. In ottobre le due curve si collocano intorno a 212 K. Con l’avanzare dell’autunno boreale la temperatura diminuisce rapidamente, passando a circa 203 K in novembre e raggiungendo il minimo stagionale nel mese di dicembre, quando i valori scendono all’incirca fra 192 e 195 K a seconda della fase della QBO. Questa diminuzione riflette essenzialmente il raffreddamento radiativo della regione polare durante la notte artica. In assenza dell’assorbimento della radiazione solare da parte dell’ozono, la stratosfera polare perde energia per emissione infrarossa, producendo temperature estremamente basse e rafforzando il gradiente termico meridionale fra polo e latitudini inferiori. Attraverso il bilancio del vento termico, tale gradiente sostiene lo sviluppo dei forti venti occidentali che costituiscono il vortice polare stratosferico. La successiva risalita della temperatura da gennaio ad aprile rappresenta invece l’effetto combinato della crescente attività dinamica delle onde, del progressivo indebolimento del vortice e, con l’avvicinarsi della primavera, del ritorno della radiazione solare alle alte latitudini.
L’aspetto scientificamente più importante della Figura 18 emerge tuttavia dalla separazione tra le due curve nel cuore dell’inverno. In ottobre esse risultano praticamente sovrapposte e anche in novembre la differenza è molto ridotta. Questo comportamento indica che durante la fase iniziale della formazione del vortice il segnale termico extratropicale della QBO è ancora relativamente debole. A dicembre, invece, compare una separazione evidente: il composito della QBO orientale presenta una temperatura di circa 195 K, mentre quello della QBO occidentale scende approssimativamente a 192–193 K. Il Polo Nord risulta quindi già più caldo di alcuni kelvin durante la fase orientale. In gennaio la differenza aumenta ulteriormente: la curva tratteggiata raggiunge circa 201–202 K, mentre quella continua rimane intorno a 196–197 K, determinando una separazione prossima a 4–5 K. Anche in febbraio il contrasto rimane molto pronunciato, con valori prossimi a 206 K durante QBO orientale contro circa 200–201 K durante QBO occidentale. La simulazione mostra pertanto una risposta termica dell’ordine di diversi kelvin, concentrata proprio nel periodo in cui il vortice polare è climatologicamente più sviluppato.
La differenza resta ancora riconoscibile in marzo, quando entrambe le temperature aumentano rapidamente, ma la curva corrispondente alla QBO orientale rimane alcuni kelvin più alta. In aprile le due curve convergono invece quasi completamente, raggiungendo valori intorno a 220–221 K. La struttura temporale è quindi inequivocabilmente stagionale: il segnale è quasi assente all’inizio dell’autunno, emerge durante dicembre, raggiunge la massima ampiezza nella parte centrale dell’inverno, rimane riconoscibile in marzo e scompare sostanzialmente quando il vortice entra nella fase finale del proprio decadimento stagionale. Hamilton rilevò che gli effetti sistematici della QBO sulla temperatura polare nel modello erano sostanzialmente confinati al periodo compreso fra dicembre e marzo e che le differenze in pieno inverno, dell’ordine di 4–5 °C in termini di differenza termica, erano comparabili con quelle ottenute dai compositi osservativi disponibili all’epoca.
Questa corrispondenza possiede un’importanza particolare. Non basta infatti che un modello mostri un vortice più debole durante una fase della QBO: per riprodurre realisticamente l’effetto Holton–Tan è necessario che vento e temperatura cambino in maniera dinamicamente coerente. La Figura 17 mostrava che nella simulazione il vortice boreale possiede venti occidentali più intensi durante QBO occidentale e più deboli durante QBO orientale. La Figura 18 mostra il complemento termico dello stesso fenomeno: il vortice più debole della fase orientale è associato a una stratosfera polare più calda, mentre quello più forte della fase occidentale è associato a temperature inferiori. Questo legame fra vento e temperatura non è accidentale, ma deriva dalla dinamica fondamentale della circolazione stratosferica.
Il meccanismo può essere compreso considerando l’interazione tra onde planetarie e circolazione media. Le onde di Rossby di grande scala che si propagano dalla troposfera nella stratosfera invernale trasportano quantità di moto e, quando vengono dissipate o vanno incontro a rottura, esercitano una forza sul vento zonale medio. Un aumento della convergenza dell’attività ondulatoria nella regione del vortice tende a decelerare i venti occidentali. Secondo il quadro della circolazione residua trasformata, questa decelerazione non rimane confinata al vento zonale: essa è accompagnata da una risposta della circolazione meridionale con moto poleward e discendente alle alte latitudini. L’aria che scende viene compressa adiabaticamente e si riscalda. Di conseguenza, maggiore wave driving significa generalmente vortice più debole e polo più caldo; minore wave driving favorisce invece venti occidentali più intensi e temperature polari inferiori. È precisamente questa relazione che appare nelle due figure di Hamilton.
La QBO entra in questa catena dinamica modificando il mezzo attraverso il quale propagano le onde planetarie. Nel quadro classico di Holton e Tan, la QBO orientale nella bassa stratosfera tropicale restringe il waveguide disponibile alle onde quasi stazionarie e favorisce una maggiore concentrazione della loro attività verso le alte latitudini dell’emisfero invernale. La maggiore interazione delle onde con il vortice produce più drag, rallenta i venti occidentali e aumenta la discesa dell’aria sul polo, determinandone il riscaldamento. Durante la QBO occidentale la propagazione meridionale delle onde verso le basse latitudini è mediamente più agevole e il vortice può rimanere più forte e freddo. La revisione di Baldwin et al. sulla QBO sottolinea proprio come l’oscillazione equatoriale, pur essendo essenzialmente tropicale, riesca a influenzare la circolazione stratosferica fino alle regioni polari attraverso la modulazione delle onde extratropicali.
Gli studi successivi hanno però dimostrato che il meccanismo fisico sottostante alla differenza termica della Figura 18 è più complesso della sola posizione della linea critica subtropicale. Garfinkel et al. [2012], utilizzando esperimenti idealizzati con il Whole Atmosphere Community Climate Model, trovarono che la risposta della circolazione meridionale media associata ai venti della QBO può essere più importante del meccanismo classico della linea critica per spiegare la risposta del vortice artico. L’introduzione di venti equatoriali orientali nella bassa stratosfera produce nel modello una maggiore convergenza del flusso di Eliassen–Palm nei subtropici e modifica contemporaneamente il vento nella media e alta stratosfera, riducendo la propagazione equatorward delle onde planetarie provenienti dalle latitudini subpolari. Una quantità maggiore di attività ondulatoria converge quindi nella regione del vortice, rafforzandone la decelerazione e, attraverso la risposta della circolazione residua, il riscaldamento polare. Inoltre, poiché la variazione del vento provocata dalle onde modifica a sua volta le condizioni di propagazione delle onde successive, possono svilupparsi feedback positivi tra wave driving e circolazione media.
La differenza di circa 4–5 K mostrata dalla Figura 18 può quindi essere interpretata come il risultato termico integrato di questa complessa catena onda–flusso medio. Non è la QBO equatoriale a riscaldare direttamente il Polo Nord. La QBO modifica piuttosto la struttura della circolazione tropicale e subtropicale; tale modifica cambia la propagazione delle onde di Rossby; le onde trasferiscono quantità di moto al vortice; la conseguente variazione del flusso zonale genera una diversa circolazione meridionale residua; infine la variazione della subsidenza polare produce il segnale termico. Fra la sorgente tropicale e la risposta artica esiste pertanto un’intera sequenza di interazioni dinamiche.
La Figura 18 aiuta inoltre a comprendere perché temperatura polare e intensità del vortice debbano essere analizzate congiuntamente. Una stratosfera artica eccezionalmente fredda durante l’inverno è generalmente associata a un vortice forte, profondo e relativamente poco disturbato. Una stratosfera più calda è invece frequentemente associata a una maggiore attività ondulatoria e a un vortice indebolito. Nei casi estremi questo processo conduce ai Sudden Stratospheric Warmings, durante i quali la rottura di intense onde planetarie provoca una rapida decelerazione del vortice, forte subsidenza alle alte latitudini e aumenti della temperatura molto superiori alle differenze climatologiche mostrate nella Figura 18. La moderna revisione di Baldwin et al. sugli SSW ribadisce che questi eventi derivano dalla propagazione e rottura di onde planetarie provenienti dalla troposfera e che il riscaldamento polare è strettamente connesso alla discesa dinamicamente indotta dell’aria.
La QBO non determina automaticamente il verificarsi di un SSW, ma modifica lo stato di fondo sul quale agiscono le onde. Le statistiche osservative mostrano infatti che la probabilità dei major SSW è mediamente maggiore durante gli inverni caratterizzati da QBO orientale rispetto a quelli con QBO occidentale, coerentemente con un vortice già predisposto a essere più debole. Baldwin et al. [2021] riportano, sulla base della rianalisi NCEP–NCAR, frequenze medie dell’ordine di 0,9 SSW per inverno nella fase orientale contro circa 0,5 nella fase occidentale, pur sottolineando che il numero limitato degli eventi e l’azione simultanea di altre forzanti impongono notevole cautela nell’interpretazione statistica.
La differenza termica della Figura 18 non deve quindi essere confusa con un composito di soli SSW. La curva relativa alla QBO orientale è più calda perché, mediando molti inverni, il vortice si trova più frequentemente in uno stato disturbato e caratterizzato da maggiore riscaldamento dinamico. Alcuni degli anni inclusi nel composito possono contenere SSW, altri no; analogamente, alcuni inverni con QBO occidentale possono essere fortemente perturbati. È la media statistica dei venti e delle temperature a cambiare. Questo concetto è fondamentale perché l’effetto Holton–Tan rappresenta una modulazione probabilistica dello stato del vortice, non una corrispondenza deterministica tra fase della QBO e singolo inverno.
L’ampiezza della separazione fra le curve in gennaio e febbraio mostra inoltre quanto una perturbazione inizialmente tropicale possa essere amplificata dinamicamente alle alte latitudini. Le anomalie termiche dirette associate alla QBO equatoriale non vengono semplicemente trasportate fino al polo. Il segnale polare viene prodotto localmente dalla diversa intensità della circolazione residua forzata dalle onde. Per questo la risposta può raggiungere diversi kelvin pur trovandosi a migliaia di chilometri dalla regione in cui la QBO presenta le sue massime anomalie di vento. L’effetto Holton–Tan è dunque un esempio paradigmatico di teleconnessione dinamica: il segnale non viaggia necessariamente sotto forma della stessa variabile, ma viene trasformato attraverso le interazioni interne dell’atmosfera.
La stagionalità mostrata dalla figura fornisce un’ulteriore prova di questa interpretazione. Se il riscaldamento polare fosse un effetto diretto della QBO, ci si potrebbe attendere una separazione relativamente persistente fra le curve durante tutta la stagione. Invece la differenza diventa consistente soltanto quando il vortice invernale e il sistema delle onde planetarie si sono pienamente sviluppati. In ottobre le curve coincidono quasi completamente; fra dicembre e marzo divergono; in aprile tornano a convergere. La risposta richiede quindi la presenza del particolare stato dinamico della stratosfera invernale.
Anstey e Shepherd [2014] hanno sottolineato proprio questa caratteristica nella loro ampia revisione dell’influenza della QBO alle alte latitudini. La correlazione fra fase della QBO e variabilità del vortice invernale è robusta, ma la sua ampiezza cambia significativamente con il mese, il livello verticale della QBO scelto come indice e lo stato delle altre sorgenti di variabilità atmosferica. Rimangono inoltre importanti questioni circa l’esatto contributo delle differenti porzioni verticali della QBO e le interazioni con ENSO e con il ciclo solare undecennale. La Figura 18 deve quindi essere letta come una rappresentazione particolarmente chiara del segnale medio, non come un comportamento invariabile del sistema atmosferico.
Il massimo contrasto fra dicembre e febbraio possiede anche una relazione significativa con l’evoluzione stagionale mostrata precedentemente nella Figura 15. Quest’ultima indicava che la differenza del vento zonale a 5 hPa fra QBO occidentale e orientale nasceva alle medie latitudini durante l’autunno, si estendeva progressivamente verso nord e raggiungeva un massimo alle alte latitudini in gennaio. La Figura 18 mostra la controparte termica di questa progressione. Man mano che l’influenza dinamica raggiunge il vortice, la curva relativa alla QBO orientale si separa da quella occidentale e la stratosfera polare diventa più calda. Vento e temperatura rappresentano quindi due manifestazioni dello stesso processo fisico.
Particolarmente istruttivo è il comportamento dopo febbraio. In marzo la temperatura aumenta rapidamente in entrambe le fasi, ma la QBO orientale mantiene ancora un vantaggio termico di alcuni kelvin. In aprile la separazione svanisce quasi completamente. Questa convergenza suggerisce che il ritorno del riscaldamento solare e l’avvicinarsi del final warming riducono progressivamente il ruolo relativo della QBO. Il vortice entra in una fase di decadimento stagionale obbligato dalla crescente insolazione e dalla trasformazione della struttura termica della stratosfera. La teleconnessione QBO–vortice, fortemente efficace nel cuore dell’inverno, perde quindi progressivamente capacità di distinguere lo stato termico polare.
Questo comportamento è coerente anche con la Figura 15, nella quale l’anomalia del vento alle alte latitudini diminuiva rapidamente dopo gennaio e diventava molto più debole in febbraio e marzo. La differenza termica può permanere per un certo periodo perché la temperatura e la circolazione possiedono una propria memoria dinamica e radiativa, ma alla fine anche questa viene cancellata dal passaggio stagionale verso la primavera. In questo senso, la Figura 18 aggiunge una dimensione importante alla comprensione dell’effetto Holton–Tan: non solo indica che il vortice è più debole durante QBO orientale, ma mostra quanto a lungo la conseguente anomalia termica possa persistere.
La relazione tra un vortice debole e una maggiore temperatura polare possiede inoltre implicazioni per l’accoppiamento stratosfera–troposfera. Quando le anomalie del vortice sono abbastanza intense e persistenti, esse possono propagarsi verso il basso e influenzare il Northern Annular Mode troposferico, modificando la probabilità di determinate configurazioni dei jet e delle storm tracks. La letteratura moderna sugli SSW mostra chiaramente che forti perturbazioni della stratosfera possono essere seguite da anomalie troposferiche persistenti, anche se non tutti gli eventi producono una risposta superficiale riconoscibile. La Figura 18 non dimostra direttamente questo collegamento, ma rappresenta il primo anello stratosferico della catena: QBO orientale, vortice mediamente più debole e caldo, maggiore probabilità di una configurazione stratosferica favorevole all’accoppiamento verso il basso.
Hamilton stesso trovò nella simulazione una modesta ma statisticamente significativa risposta del vortice anche nella media e alta troposfera, con un indebolimento dell’ordine di circa 1 m s⁻¹ durante la configurazione QBO favorevole a un vortice stratosferico debole. L’autore osservò quindi che, data l’elevata prevedibilità della QBO tropicale, tale teleconnessione poteva possedere un potenziale interesse per la previsione stagionale, pur non trovando nel modello un’influenza significativa della QBO sulle precipitazioni. Questo risultato rimane concettualmente molto attuale: la QBO può offrire informazione prevedibile sullo stato probabilistico della stratosfera, ma trasformare questa informazione in una previsione meteorologica regionale richiede diversi ulteriori passaggi dinamici.
Un altro elemento metodologico della Figura 18 merita attenzione. Hamilton non utilizzò indiscriminatamente tutti i 48 anni per ciascun composito, ma selezionò i 20 casi più orientali e i 20 più occidentali a 40 hPa, escludendo quindi gli anni più vicini a condizioni intermedie. Questa scelta aumenta la separazione dinamica fra le due popolazioni e rende più evidente la risposta della circolazione, ma significa anche che la figura rappresenta soprattutto il contrasto fra fasi QBO ben sviluppate. Non deve essere interpretata come l’esatta differenza che si otterrebbe confrontando qualsiasi mese classificabile semplicemente come orientale oppure occidentale.
È altrettanto importante ricordare che la QBO del modello di Hamilton era imposta attraverso una forzante della quantità di moto e non generata integralmente dalle onde tropicali risolte e parametrizzate come avviene nei moderni modelli stratosphere-resolving. Tuttavia, proprio questo carattere controllato dell’esperimento rende il risultato estremamente interessante dal punto di vista causale. L’introduzione di una QBO tropicale realisticamente strutturata produce autonomamente nel modello una differenza di diversi kelvin nella temperatura polare invernale, insieme alla variazione del vento mostrata nella Figura 17. Non è necessario prescrivere direttamente il riscaldamento polare: esso emerge dalla dinamica interna del GCM.
Gli sviluppi modellistici successivi hanno confermato il principio generale, pur evidenziando che la capacità dei modelli di riprodurre quantitativamente l’effetto Holton–Tan rimane variabile. La revisione di Anstey e Shepherd sottolinea come i modelli stratosferici moderni tendano generalmente a produrre un vortice più debole durante QBO orientale, ma l’ampiezza, la stagionalità e perfino il livello della QBO maggiormente correlato alla risposta possono differire. Questo rende la Figura 18 ancora più interessante dal punto di vista storico: già alla fine degli anni Novanta un GCM con una QBO imposta riusciva a ottenere una differenza termica polare dello stesso ordine di grandezza di quella osservata.
L’interpretazione contemporanea impone tuttavia di evitare una spiegazione troppo semplice. Il riscaldamento del composito orientale non dipende esclusivamente dallo spostamento della linea critica subtropicale. Come evidenziato da Garfinkel et al., la circolazione meridionale associata alla QBO e le anomalie del vento nella media e alta stratosfera possono alterare direttamente la propagazione meridionale delle onde, aumentando la loro convergenza nella regione polare. Il sistema presenta inoltre importanti retroazioni: un primo indebolimento del vortice modifica il proprio indice di rifrazione, influenzando le onde successive e potenzialmente amplificando la perturbazione. La differenza termica della Figura 18 può pertanto essere considerata il risultato finale di un processo dinamico integrato, non il prodotto di una singola causa.
È proprio questa natura integrata a spiegare perché la temperatura polare rappresenti un diagnostico tanto efficace dell’effetto Holton–Tan. Il vento zonale registra direttamente la risposta del vortice, mentre la temperatura integra gli effetti della circolazione meridionale e della subsidenza dinamica. Se entrambi i campi mostrano segnali coerenti, la teleconnessione acquista una maggiore solidità fisica. Nella simulazione di Hamilton ciò avviene chiaramente: il composito occidentale possiede il vortice più forte della Figura 17 e contemporaneamente le temperature più basse della Figura 18; il composito orientale presenta il vortice più debole e le temperature più elevate.
La Figura 18 rappresenta quindi una dimostrazione particolarmente efficace della differenza fra il semplice raffreddamento radiativo invernale e il controllo dinamico esercitato dalle onde. Tutti gli inverni artici tendono a raffreddarsi radiativamente durante l’autunno, come mostra la diminuzione comune alle due curve fra ottobre e dicembre. Da dicembre in avanti, però, la dinamica comincia a produrre una separazione significativa. Il vortice sottoposto a maggiore wave driving non riesce a raffreddarsi o a rimanere freddo quanto quello meno disturbato, perché la subsidenza dinamica riscalda il polo. La QBO agisce precisamente modulando questa componente dinamica sovrapposta al ciclo radiativo stagionale.
Nel complesso, dunque, il messaggio della Figura 18 è molto più profondo della semplice constatazione che una curva è più alta dell’altra. Essa mostra come una oscillazione dei venti originata nella stratosfera equatoriale possa trasformarsi, attraverso la propagazione delle onde planetarie e la circolazione residua, in una differenza termica di circa 4–5 K nella stratosfera artica durante il cuore dell’inverno. Dimostra inoltre che questa risposta è fortemente stagionale: quasi inesistente in ottobre, progressivamente crescente in dicembre, massima fra gennaio e febbraio e infine destinata a scomparire con l’avanzare della primavera. La perfetta coerenza con la risposta del vento della Figura 17 rende l’esperimento di Hamilton una delle prime dimostrazioni modellistiche particolarmente convincenti della consistenza dinamica dell’effetto Holton–Tan.
In questa prospettiva, la Figura 18 può essere considerata una sintesi termodinamica dell’intera sezione dedicata alle simulazioni dell’influenza extratropicale della QBO. La fase orientale della QBO modifica la struttura della stratosfera tropicale e subtropicale, altera il percorso delle onde planetarie, aumenta mediamente la loro influenza sul vortice boreale, decelera i venti occidentali e intensifica la subsidenza alle alte latitudini, producendo una stratosfera polare più calda. La QBO occidentale favorisce statisticamente lo stato opposto, con vortice più intenso e temperature inferiori. Gli sviluppi successivi della letteratura hanno reso più articolata la spiegazione fisica, introducendo il ruolo della circolazione meridionale della QBO, dei feedback onda–flusso medio, della struttura verticale dell’oscillazione e dell’interazione con altre sorgenti di variabilità; non hanno però modificato il risultato fondamentale mostrato dalla figura: durante il cuore dell’inverno boreale la fase della QBO altera sistematicamente lo stato termico del vortice polare, con una stratosfera artica mediamente più calda durante la QBO orientale e più fredda durante quella occidentale.
4.4 Interazione della QBO con Altri Segnali a Bassa Frequenza
La ricerca ha dimostrato che il segnale della Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) extratropicale può essere identificato all’interno di una vasta serie storica di dati meteorologici, ma costituisce solo una componente dell’ampia variabilità interannuale riscontrata nella stratosfera invernale dell’emisfero nord. Oltre alla QBO, esistono numerosi altri segnali che contribuiscono alla variabilità generale o che interagiscono con la QBO stessa, generando differenti frequenze di variabilità nei dati osservati.
Baldwin e Tung nel 1994 hanno evidenziato come la QBO influenzi il ciclo annuale extratropicale, alterando la firma della QBO stessa nel momento angolare. Di conseguenza, lo spettro della QBO non si manifesta con un unico picco di frequenza a circa 28 mesi, ma include ulteriori picchi a frequenze che corrispondono a intervalli annuali incrementati o diminuiti dalla frequenza della QBO. Tali risultati sostengono la teoria dello spettro QBO a “tre picchi”, proposta da Tung e Yang nel 1994, che prevede l’effetto modulatore dell’effetto Holton-Tan sul ciclo annuale.
Queste interazioni fra la QBO e il ciclo annuale risultano in una complessa modulazione delle varie metriche atmosferiche, tra cui l’ozono e il momento angolare, come evidenziato in studi successivi. Anche la vorticità potenziale isentropica risente di queste modulazioni, con periodicità che vanno dai 20 ai 30 mesi, evidenziando l’importanza della dinamica QBO nella struttura atmosferica globale.
Studi recenti hanno esplorato la variabilità a bassa frequenza delle temperature nella stratosfera media e superiore, identificando un modo biennale con un periodo di esattamente 24 mesi. Questo segnale biennale, inaspettatamente puro e non attribuibile a forzature quasi-biennali, ha sollevato interrogativi sulla sua origine e sulla sua persistenza nel tempo. Analisi speculative suggeriscono che tale modalità biennale potrebbe essere trasmessa alla stratosfera dall’alta troposfera, benché rimanga incerto il motivo per cui questo segnale, originario della troposfera, dovrebbe intensificarsi nella stratosfera polare. La ricerca non ha ancora fornito una spiegazione convincente per questa modalità, e la sua presenza nei record di dati è considerata potenzialmente un artefatto dovuto alla limitata estensione temporale dei dati disponibili.
Inoltre, è stato esaminato il possibile impatto di fenomeni globali come l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) sulla stratosfera extratropicale. L’interazione tra ENSO e la QBO presenta complessità tali che in alcuni casi è difficile distinguere gli effetti individuali di questi due fenomeni sui dati climatici. Studi precedenti non sono riusciti a separare completamente gli effetti di ENSO da quelli della QBO, ma analisi più mirate hanno permesso di isolare gli anni con anomalie ENSO deboli, rivelando pattern simili a quelli osservati negli studi di Holton e Tan. La ricerca ha concluso che l’ENSO modifica principalmente le ampiezze delle onde stazionarie su larga scala nella stratosfera inferiore, evidenziando la sua influenza predominante nella troposfera piuttosto che nelle altezze stratosferiche.
Questo complesso intreccio di segnali climatici evidenzia la necessità di ulteriori ricerche per comprendere meglio le dinamiche atmosferiche globali e il loro impatto sul clima terrestre. La comprensione di questi fenomeni è fondamentale per migliorare le previsioni meteorologiche a lungo termine e per sviluppare strategie più efficaci di risposta ai cambiamenti climatici.La variabilità decennale, che potrebbe essere correlata al ciclo solare di 11 anni, è evidente nei record di dati che risalgono agli anni ’50. Questa variabilità è stata oggetto di analisi dettagliate in diversi studi, tra cui quelli condotti da Labitzke [1987] e Labitzke e van Loon [1988], i quali hanno esaminato le dinamiche della circolazione atmosferica dell’emisfero nord durante il tardo inverno. Essi hanno classificato i dati basandosi sia sul livello di attività solare che sulla fase della Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), scoprendo una significativa correlazione con il ciclo solare durante questa stagione.
Un ulteriore approfondimento di questa correlazione è stato fornito da Naito e Hirota [1997], i quali hanno confermato la presenza di un legame tra l’attività solare e la circolazione atmosferica, osservando che il segnale dominante della QBO si manifesta prevalentemente all’inizio dell’inverno. In particolare, la Figura 19 illustra i risultati di questa correlazione attraverso grafici di dispersione che confrontano le altezze geopotenziali medie a 30-hPa sopra il Polo Nord durante i mesi di gennaio e febbraio con il flusso radio solare a 10,7 cm, utilizzato come indicatore dell’attività solare undecennale.
Questi dati sono stati suddivisi in quattro categorie, basate sulla fase della QBO e sul livello di attività solare. Si è osservato che nei periodi di bassa attività solare il vortice polare invernale tende a essere meno stabile e più debole quando la QBO è in fase est, mentre risulta più marcato e stabile quando la QBO è in fase ovest. Al contrario, durante periodi di intensa attività solare, le fasi ovest della QBO si associano a condizioni meteorologiche invernali più turbolente, mentre le fasi est sono correlate a vortici polari più definiti e tranquilli. Questo comportamento invertito della QBO durante anni di alta attività solare rispetto a quelli di bassa attività solare solleva questioni interessanti sulla dinamica atmosferica influenzata da fattori solari, contrariamente a quanto predetto da Holton e Tan [1980]. I dati relativi agli anni 1989 e 1997 non si conformano a questo schema, suggerendo la presenza di ulteriori variabili influenti o di anomalie nei dati.
La discussione sull’influenza del ciclo solare di 11 anni sulla variabilità decennale è ancora molto attiva nel campo scientifico, con studi di modellazione che forniscono crescenti evidenze di un impatto significativo del ciclo solare sui venti e sulle temperature nella parte superiore della stratosfera. Nonostante la cosiddetta “costante” solare, che rappresenta l’energia radiativa complessiva ricevuta dall’atmosfera terrestre, vari di meno dello 0,1% nel corso dell’undecennio [Willson et al., 1986], le fluttuazioni nel range dell’ultravioletto, responsabili del riscaldamento dell’ozono, sono meno dell’1% [Rottman, 1999]. Tuttavia, questa variabilità aumenta fino all’8% per lunghezze d’onda inferiori a 200 nm, le quali possono indirettamente influenzare la chimica dell’ozono, incrementando la produzione di ossigeno atipico e, di conseguenza, modificando i tassi di riscaldamento atmosferico e la dinamica dell’atmosfera media.
I progressi nella modellazione del ciclo solare, come dimostrato dagli studi di Haigh negli anni 1994, 1996 e 1999, e dall’integrazione dei modelli ciclo solare–QBO da parte di Rind e Balachandran nel 1995, hanno gettato le basi per indagini più dettagliate sul ruolo delle variazioni solari nel clima terrestre. Shindell et al., nel 1999, hanno sfruttato un modello GCM che copre la troposfera, la stratosfera e la mesosfera, arricchito da una componente di ozono interattiva e valori realistici di forzamento UV, per esaminare come le modifiche nella concentrazione di ozono possano amplificare gli effetti dei cambiamenti nell’irraggiamento solare sul clima. Il modello ha rivelato che le modifiche indotte nella circolazione stratosferica non solo persistono ma si estendono verso il basso, influenzando anche la troposfera. Durante i massimi solari, è stata osservata una intensificazione della circolazione di Hadley, suggerendo un impatto diretto della variabilità solare sulle variazioni osservate nelle altezze geopotenziali nell’emisfero nord.
Un aspetto rilevante di questo studio è stato il modo in cui la modulazione della QBO influisce sui venti zonali nella media stratosfera dell’emisfero nord, mostrato nella Figura 15. Questa modulazione si conclude sostanzialmente entro febbraio, e le osservazioni indicano una variabilità decennale che coincide con il ciclo solare nei mesi di gennaio e febbraio. Ciò suggerisce che mentre la QBO potrebbe predominare all’inizio dell’inverno, l’influenza solare o l’interazione tra la QBO e il ciclo solare diventa più evidente verso la fine dell’inverno. La forte assorbimento di UV da parte dell’ozono nella stratosfera superiore e nella mesosfera fornisce un meccanismo plausibile per l’influenza solare sulla struttura termica di queste regioni, che a sua volta potrebbe influenzare la forza del “pompa extratropicale” guidata dalle onde planetarie.
Ulteriori indagini di Salby e Callaghan nel 2000 hanno evidenziato come i venti occidentali e orientali della QBO sotto e sopra i 30 hPa, rispettivamente, mostrino variazioni legate al ciclo solare. Questi cambiamenti nella durata dei venti hanno portato a una deriva sistematica nella fase della QBO durante l’inverno boreale. Questa osservazione sottolinea l’interconnessione complessa tra la QBO, il ciclo solare e le dinamiche climatiche più ampie.
Nonostante queste evidenze, esistono diverse ipotesi che cercano di spiegare la variabilità decennale stratosferica osservata senza riferimento diretto al ciclo solare. Studi come quelli di Teitelbaum e Bauer nel 1990 e di Salby e Shea nel 1991 suggeriscono che la variabilità di 11 anni durante l’inverno potrebbe essere un sottoprodotto delle procedure di analisi che stratificano i dati annuali in base alla fase della QBO. Gray e Dunkerton nel 1990 hanno proposto che un ciclo di 11 anni potrebbe emergere dall’interazione tra la QBO e il ciclo annuale. Allo stesso modo, Salby et al. nel 1997 e Baldwin e Dunkerton nel 1998 hanno postulato che una modulazione della QBO tropicale da un segnale biennale extratropicale potrebbe risultare in un periodo di 11 anni, offrendo una spiegazione alternativa alla variabilità di 11 anni che prescinde dal ciclo solare, anche se la relazione osservata con il ciclo solare rimane inspiegata.
L’indagine sulla variabilità biennale e decennale e l’incertezza sulla sua origine non minimizzano l’influenza diretta della QBO sulla stratosfera extratropicale. Il dibattito scientifico continua a concentrarsi sui segnali solari e biennali e sulla possibilità che la variabilità decennale osservata possa manifestarsi indipendentemente dall’influenza solare. Queste discussioni sono centrali per comprendere più a fondo le dinamiche climatiche terrestri e per anticipare i cambiamenti futuri nel sistema climatico globale.
4.4. Interazione della QBO con altri segnali a bassa frequenza
La Quasi-Biennial Oscillation rappresenta uno dei modi più regolari e riconoscibili della variabilità della stratosfera tropicale, ma il suo impatto sulla circolazione extratropicale non può essere interpretato come una risposta isolata e rigidamente periodica. La stratosfera invernale, soprattutto nell’emisfero settentrionale, costituisce infatti un sistema dinamico caratterizzato da una forte variabilità interannuale, determinata dall’interazione fra circolazione media, onde planetarie, onde di gravità, variabilità tropicale e condizioni della troposfera sottostante. Il segnale extratropicale associato alla QBO si sovrappone pertanto ad altri modi di variabilità che operano su scale temporali annuali, biennali, interannuali e decadali. Proprio questa sovrapposizione rende particolarmente complessa l’identificazione statistica della risposta della stratosfera polare alla QBO e spiega perché l’effetto di una determinata fase della QBO possa apparire molto evidente in alcuni inverni e quasi assente in altri.
Uno degli aspetti fondamentali emersi negli studi classici è che la QBO non produce necessariamente una singola periodicità corrispondente alla propria durata media, ma può generare frequenze secondarie attraverso la modulazione di oscillazioni già presenti nel sistema atmosferico. Baldwin e Tung [1994], sulla base delle precedenti interpretazioni di Tung e Yang [1994a, 1994b], mostrarono come la QBO possa modulare il ciclo annuale della stratosfera extratropicale producendo quella che venne definita una struttura spettrale della “QBO a tre picchi”. In altre parole, oltre alla periodicità principale quasi biennale, possono comparire due frequenze laterali originate dall’interazione fra la frequenza della QBO e quella annuale. Utilizzando un periodo medio della QBO vicino ai 30 mesi, Tung e Yang mostrarono che questa interazione può generare segnali caratteristici approssimativamente intorno a 20 e 8–9 mesi, oltre alla periodicità primaria della QBO. Tali caratteristiche furono riconosciute nell’ozono stratosferico, nel momento angolare atmosferico, nei flussi di Eliassen-Palm e nella distribuzione della vorticità potenziale isentropica.
Questa caratteristica è molto importante dal punto di vista fisico, poiché dimostra che la QBO non dovrebbe essere considerata semplicemente come un’oscillazione tropicale che trasferisce passivamente una periodicità di circa 28 mesi verso le alte latitudini. Il suo effetto modifica piuttosto le condizioni attraverso cui le onde atmosferiche possono propagarsi, rifrangersi, dissiparsi e depositare momento nella stratosfera. L’oscillazione tropicale altera infatti la struttura latitudinale e verticale del vento zonale, modificando indirettamente le proprietà della guida d’onda attraverso la quale le onde planetarie generate prevalentemente nella troposfera extratropicale riescono a penetrare nella stratosfera. È proprio questa modulazione della propagazione ondulatoria a costituire una delle fondamenta dinamiche dell’effetto Holton–Tan.
Gli studi moderni hanno sostanzialmente confermato il carattere dinamico di questo collegamento tropicale-extratropicale, pur mostrando che il meccanismo è più complesso rispetto all’interpretazione originale basata esclusivamente sullo spostamento della superficie di vento zonale nullo. Anstey e Shepherd hanno sottolineato come l’influenza della QBO sul vortice polare dipenda dalla struttura verticale dell’oscillazione tropicale, dalla stagione e dallo stato della circolazione extratropicale, oltre che dall’interferenza con altre sorgenti di variabilità interannuale quali ENSO e ciclo solare. Successivi lavori hanno inoltre mostrato che, durante la QBO orientale, può svilupparsi una configurazione della guida d’onda alle medie latitudini favorevole a una maggiore propagazione verticale e poleward delle onde planetarie, con conseguente incremento del disturbo esercitato sul vortice polare. Lu et al. hanno associato tale configurazione a una maggiore propagazione ondulatoria fra circa 35° e 60°N e a un vortice stratosferico mediamente più disturbato.
La relazione presenta però una forte dipendenza stagionale. L’effetto Holton–Tan tende infatti a manifestarsi attraverso una sequenza di interazioni fra la QBO tropicale, le onde di Rossby e lo stato del vortice polare che cambia progressivamente durante l’inverno. Analisi più recenti della propagazione e del breaking delle onde di Rossby hanno mostrato, per esempio, che nella fase orientale della QBO il forcing ondulatorio extratropicale può risultare già aumentato durante l’inizio dell’inverno, favorendo una maggiore propagazione verso l’alto della componente planetaria di numero d’onda zonale 1 e un’intensificazione del wave breaking nella bassa stratosfera. Questa visione aiuta a spiegare perché la risposta del vortice non debba necessariamente essere contemporanea alla massima anomalia del vento equatoriale: la QBO modifica inizialmente l’ambiente di propagazione delle onde, mentre il vortice polare reagisce successivamente attraverso l’accumulo del forcing dinamico.
Una seconda questione riguarda la possibile esistenza di un segnale esattamente biennale, cioè caratterizzato da un periodo di 24 mesi. Le prime analisi delle temperature della media e alta stratosfera, come quelle di Salby et al. [1997], suggerirono la presenza di una componente di questo tipo, apparentemente distinta dalla periodicità irregolare della QBO tropicale. La distinzione è concettualmente importante: la QBO non è propriamente biennale, poiché il suo periodo varia considerevolmente attorno a un valore medio di circa 28 mesi. Un’oscillazione esattamente biennale richiederebbe quindi una diversa origine oppure un meccanismo di sincronizzazione con il ciclo stagionale.
Baldwin e Dunkerton [1998a] considerarono la possibilità che questo segnale provenisse dall’alta troposfera e si propagasse successivamente verso la stratosfera, ma sottolinearono contemporaneamente la limitata significatività statistica del massimo spettrale a 24 mesi. Una serie temporale di pochi decenni può infatti produrre apparentemente una periodicità biennale anche come conseguenza della combinazione fra variabilità casuale e alternanza delle condizioni del vortice. L’effetto Holton–Tan tende inoltre a favorire un’alternanza nella struttura delle anomalie polari fra anni caratterizzati da differenti fasi della QBO. Una sequenza fortuita di inverni con vortice alternativamente forte e debole può quindi generare uno spettro apparentemente biennale senza che esista necessariamente una modalità atmosferica autonoma caratterizzata da un periodo rigorosamente pari a due anni. L’interpretazione di questi massimi spettrali richiede pertanto grande prudenza, soprattutto quando le serie osservative sono relativamente brevi rispetto alle scale temporali analizzate.
Un’altra fondamentale sorgente di interferenza con il segnale della QBO è rappresentata dall’El Niño–Southern Oscillation. Nei primi studi osservativi il problema era particolarmente difficile da affrontare, poiché le serie temporali disponibili comprendevano relativamente pochi inverni e alcune fasi della QBO tendevano casualmente a coincidere con determinate fasi ENSO. Wallace e Chang [1982] non riuscirono, per esempio, a separare completamente i due contributi utilizzando poco più di vent’anni di osservazioni. Van Loon e Labitzke [1987] mostrarono che eliminando gli anni caratterizzati da forti eventi ENSO emergeva più chiaramente la relazione fra QBO e vortice polare associata all’effetto Holton–Tan.
La comprensione dell’influenza di ENSO sulla stratosfera è tuttavia profondamente evoluta rispetto agli studi disponibili all’epoca delle prime sintesi sulla QBO. Mentre alcune delle prime ricerche suggerivano che gli effetti di ENSO sulla struttura zonalmente media del vortice fossero prevalentemente confinati alla troposfera e alla modulazione delle onde stazionarie nella bassa stratosfera, la letteratura sviluppatasi negli ultimi due decenni ha fornito prove molto più convincenti dell’esistenza di una vera teleconnessione ENSO–stratosfera. La revisione di Domeisen, Garfinkel e Butler mostra come gli eventi di El Niño siano mediamente associati a un aumento della propagazione verticale delle onde planetarie extratropicali, a un rafforzamento della circolazione di Brewer–Dobson e a un indebolimento e riscaldamento del vortice polare stratosferico; durante La Niña si osservano frequentemente anomalie di segno opposto, anche se la relazione è meno lineare e dipende dalla tipologia dell’evento ENSO e dallo stato atmosferico di fondo.
La presenza contemporanea di QBO ed ENSO introduce quindi un problema fondamentale di sovrapposizione e interazione dei segnali. Un El Niño che favorisca una maggiore attività ondulatoria diretta verso la stratosfera può agire in una circolazione tropicale già modificata dalla QBO, amplificando oppure attenuando la risposta finale del vortice polare. In termini dinamici non è necessariamente corretto considerare gli effetti di QBO ed ENSO come due contributi semplicemente additivi. Entrambi modificano, direttamente o indirettamente, la propagazione delle onde planetarie e la circolazione meridionale residua; la risposta finale può pertanto dipendere fortemente dalla configurazione congiunta dei due fenomeni. Il fatto che ENSO e QBO influenzino anche la distribuzione dell’ozono e lo scambio stratosfera-troposfera nei pressi dei jet subtropicali evidenzia ulteriormente il carattere tridimensionale di questa interazione.
Questa prospettiva è particolarmente rilevante quando si cerca di interpretare la variabilità dei riscaldamenti stratosferici improvvisi. La fase orientale della QBO è statisticamente associata a condizioni più favorevoli a un vortice polare debole e dinamicamente disturbato, ma non determina automaticamente il verificarsi di uno SSW. Analogamente, la fase occidentale non impedisce la formazione di forti riscaldamenti stratosferici. L’evoluzione effettiva dipende dall’intensità e dalla geometria del forcing ondulatorio troposferico, dalla posizione dei principali centri d’azione atmosferici, dallo stato di ENSO, dalla copertura nevosa, dalla variabilità intrastagionale e dalle condizioni iniziali della stratosfera. La QBO deve quindi essere interpretata come un fattore che modifica la probabilità e l’ambiente dinamico del sistema, non come un predittore deterministico.
Un ulteriore elemento di complessità è rappresentato dalla variabilità decadale potenzialmente collegata al ciclo solare di circa 11 anni. I lavori classici di Labitzke [1987] e Labitzke e van Loon [1988] identificarono una relazione sorprendente fra altezza geopotenziale nella stratosfera polare, fase della QBO e attività solare. Durante condizioni di bassa attività solare, la QBO orientale tendeva a essere associata a un vortice polare più disturbato, mentre la QBO occidentale era maggiormente collegata a un vortice intenso e freddo, in accordo con l’effetto Holton–Tan. In condizioni di elevata attività solare, la relazione sembrava invece indebolirsi o addirittura assumere caratteristiche apparentemente opposte.
La successiva letteratura ha confermato che questo segnale è interessante, ma ne ha ridimensionato una semplice interpretazione causale. La grande revisione di Gray et al. dedicata all’influenza solare sul clima sottolinea che la relazione fra QBO, attività solare e vortice polare rimane statisticamente riconoscibile, ma che l’idea di una vera e propria “inversione” dell’effetto Holton–Tan durante il massimo solare è meno robusta rispetto all’affermazione più prudente secondo cui l’effetto Holton–Tan viene modificato o perturbato dall’attività solare. Anche la proposta secondo cui il ciclo solare possa modulare sistematicamente la durata delle fasi della QBO è rimasta controversa nella letteratura.
Dal punto di vista energetico, il problema dell’influenza solare è particolarmente interessante perché la variazione dell’irradianza solare totale nel corso del ciclo undecennale è estremamente piccola, dell’ordine di un decimo di punto percentuale. Le variazioni relative diventano però molto più grandi nella parte ultravioletta dello spettro. Poiché l’ozono stratosferico assorbe intensamente la radiazione UV, anche modificazioni relativamente modeste del forcing solare possono alterare direttamente la temperatura della stratosfera superiore e, indirettamente, la concentrazione di ozono. Ne deriva un possibile meccanismo cosiddetto “top-down”, attraverso il quale una perturbazione inizialmente concentrata nella stratosfera superiore modifica i gradienti termici meridionali, il vento zonale e successivamente le condizioni di propagazione delle onde planetarie.
Questo meccanismo rende plausibile un’interazione con la QBO. La QBO modifica infatti anch’essa il vento zonale e la propagazione ondulatoria; una perturbazione solare applicata a una stratosfera equatoriale caratterizzata da QBO orientale potrebbe quindi produrre una risposta differente rispetto alla stessa perturbazione applicata durante QBO occidentale. La conseguenza è che il segnale osservato nella stratosfera polare può dipendere dall’interazione fra forcing solare, QBO e attività delle onde planetarie, piuttosto che da una semplice risposta lineare all’irradianza solare. È proprio questa non linearità a rendere difficoltosa l’identificazione statistica di una firma solare nelle osservazioni, soprattutto considerando che la serie di misure stratosferiche affidabili comprende soltanto pochi cicli solari completi.
Le simulazioni numeriche hanno fornito un importante supporto all’idea che perturbazioni generate nella stratosfera superiore possano propagarsi dinamicamente verso quote inferiori. I lavori di Haigh e successivamente quelli di Shindell e collaboratori mostrarono come variazioni della radiazione ultravioletta, associate a cambiamenti fotochimici dell’ozono, possano modificare la circolazione stratosferica e successivamente influenzare la troposfera attraverso l’accoppiamento dinamico stratosfera–troposfera. Questa concezione è oggi parte di un quadro più generale nel quale anomalie del vortice polare possono propagarsi verso il basso nel corso di diverse settimane, influenzando la troposfera extratropicale e modificando la probabilità di determinate configurazioni della North Atlantic Oscillation e dell’Annular Mode.
La forte variabilità temporale dell’effetto Holton–Tan costituisce un’ulteriore prova del fatto che il collegamento fra QBO e vortice polare deve essere inserito nel contesto della circolazione atmosferica di fondo. Lu e collaboratori hanno mostrato che alcuni periodi caratterizzati da un effetto Holton–Tan relativamente debole possono essere spiegati attraverso cambiamenti nella struttura del vortice e nella guida d’onda extratropicale, senza richiedere necessariamente una modificazione intrinseca della QBO. Questo risultato è concettualmente molto importante: la QBO può mantenere caratteristiche relativamente simili nella stratosfera tropicale e tuttavia produrre effetti extratropicali differenti perché cambia l’ambiente attraverso il quale il suo segnale viene trasmesso.
La stessa osservazione assume grande importanza nell’interpretazione di eventuali cambiamenti futuri del clima. Esperimenti effettuati con modelli CMIP5 e CMIP6 suggeriscono che la teleconnessione extratropicale associata alla QBO potrebbe modificarsi anche qualora l’ampiezza della QBO tropicale diminuisse. Rao e collaboratori hanno mostrato che diversi modelli climatici proiettano un rafforzamento futuro della risposta superficiale simile alla NAO associata alla QBO, parallelamente a un rafforzamento dell’effetto Holton–Tan, nonostante una riduzione dell’ampiezza tropicale dell’oscillazione in alcuni scenari climatici. Ciò suggerisce ancora una volta che l’intensità della teleconnessione non dipende soltanto dall’ampiezza locale del vento equatoriale, ma anche dalla struttura del flusso medio extratropicale e dalla sensibilità delle onde planetarie alle anomalie indotte dalla QBO.
Nel complesso, la variabilità a bassa frequenza della stratosfera può quindi essere considerata come il risultato di una sovrapposizione di numerosi processi aventi scale temporali differenti. Il ciclo annuale determina la struttura fondamentale stagionale della circolazione; la QBO modifica periodicamente il vento zonale tropicale e la propagazione ondulatoria; ENSO altera la circolazione troposferica e il forcing delle onde planetarie; il ciclo solare può modificare la struttura termica e dinamica della stratosfera superiore; mentre la variabilità interna del vortice polare introduce una componente fortemente caotica e non prevedibile deterministicamente a grande distanza temporale. Questi processi interagiscono fra loro e possono produrre periodicità apparenti che non corrispondono necessariamente a oscillazioni atmosferiche indipendenti.
La presenza di picchi spettrali biennali o decadali deve pertanto essere interpretata con estrema cautela. Una frequenza osservata nello spettro atmosferico non costituisce automaticamente la dimostrazione dell’esistenza di una forzante autonoma con la stessa periodicità. La moltiplicazione, modulazione e interferenza fra oscillazioni differenti può generare frequenze combinate, mentre la limitata lunghezza delle serie temporali atmosferiche può accentuare casualmente determinate periodicità. Il caso dello spettro QBO a tre picchi costituisce un esempio particolarmente chiaro di come frequenze secondarie possano emergere dall’interazione fra la QBO e il ciclo stagionale, senza richiedere tre oscillazioni fisicamente indipendenti.
Questa considerazione è ancora più importante nel caso della periodicità undecennale. Una parte della variabilità stratosferica prossima alla scala del ciclo solare potrebbe essere effettivamente collegata alle variazioni dell’attività solare, ma una periodicità simile potrebbe teoricamente essere prodotta anche da interazioni interne fra QBO, ciclo annuale, modalità biennali e circolazione extratropicale. La coincidenza temporale con il ciclo solare rappresenta quindi un elemento suggestivo ma non sufficiente, da solo, a dimostrare un rapporto causale. Il problema richiede la combinazione di osservazioni molto lunghe, simulazioni numeriche controllate ed esperimenti modellistici nei quali le singole forzanti possano essere isolate.
Ciò che emerge con maggiore robustezza dalla letteratura è invece l’esistenza di un’influenza reale della QBO sulla stratosfera extratropicale. La fase della QBO modifica sistematicamente le condizioni di propagazione delle onde planetarie, la struttura della circolazione meridionale e la probabilità di determinati stati del vortice polare. L’effetto non è deterministico, non presenta sempre la stessa intensità e può essere profondamente modificato da ENSO, attività solare e variabilità interna atmosferica; tuttavia, la relazione fondamentale fra QBO tropicale e circolazione invernale delle alte latitudini rimane una delle teleconnessioni più importanti dell’intero sistema stratosferico.
La visione moderna porta quindi a superare l’idea della QBO come semplice oscillazione equatoriale caratterizzata da venti alternativamente orientali e occidentali. Essa deve essere considerata piuttosto come una componente dinamicamente attiva del sistema climatico, capace di modificare la trasmissione delle onde tra troposfera e stratosfera, di influenzare la circolazione di Brewer–Dobson e di alterare la probabilità di differenti configurazioni del vortice polare. Allo stesso tempo, il segnale QBO stesso viene inserito all’interno di un ambiente continuamente perturbato da altre modalità climatiche. La previsione della circolazione stratosferica invernale richiede pertanto non soltanto la conoscenza della fase della QBO, ma anche della sua struttura verticale, dello stato di ENSO, della configurazione del vortice, della propagazione delle onde planetarie e, potenzialmente, della fase del ciclo solare.
In questa prospettiva, l’interazione della QBO con altri segnali a bassa frequenza rappresenta molto più di una semplice complicazione statistica. Essa costituisce uno degli esempi più significativi del carattere accoppiato e non lineare dell’atmosfera terrestre. Segnali generati nei tropici possono modificare la stratosfera polare; perturbazioni originate nella troposfera possono propagarsi verso l’alto e interagire con la QBO; anomalie stratosferiche possono successivamente propagarsi nuovamente verso il basso, modificando la circolazione troposferica e contribuendo alla prevedibilità meteorologica su scale sub-stagionali e stagionali. È proprio questa rete di interazioni, più che l’azione isolata di una singola oscillazione, a determinare la straordinaria variabilità della stratosfera invernale e a spiegare perché inverni caratterizzati apparentemente dalla stessa fase della QBO possano evolvere in maniera profondamente diversa.
4.4. Interazione della QBO con altri segnali a bassa frequenza: il ruolo combinato della QBO e del ciclo solare nella variabilità del vortice polare – Figura 19
La Figura 19 costituisce uno degli esempi più noti della complessità che caratterizza l’interazione fra la Quasi-Biennial Oscillation, la variabilità solare e la circolazione della stratosfera polare dell’emisfero settentrionale. Il diagramma, derivato dall’analisi di van Loon e Labitzke e successivamente aggiornato utilizzando il periodo 1958–1998, mette in relazione l’altezza geopotenziale media di gennaio e febbraio alla superficie isobarica di 30 hPa sopra il Polo Nord con il flusso radio solare alla lunghezza d’onda di 10,7 cm, comunemente indicato come F10.7, separando gli inverni in funzione della fase orientale o occidentale della QBO tropicale. Questa separazione rappresenta l’elemento centrale dell’analisi: se tutti gli inverni fossero considerati contemporaneamente, una parte rilevante della struttura statistica potrebbe risultare nascosta dalla sovrapposizione di risposte atmosferiche di segno differente. La figura suggerisce invece che la relazione fra attività solare e stato della stratosfera polare dipenda fortemente dalla fase della QBO, illustrando in maniera particolarmente efficace il carattere non lineare e condizionale delle teleconnessioni stratosferiche.
L’asse orizzontale riporta il flusso radio solare a 10,7 cm, espresso nelle unità tradizionalmente utilizzate per questo indice. L’F10.7 rappresenta un proxy dell’attività solare: valori relativamente bassi sono generalmente associati alle fasi prossime al minimo del ciclo undecennale, mentre valori elevati corrispondono alle fasi di maggiore attività. L’asse verticale mostra invece l’altezza geopotenziale della superficie di 30 hPa sopra il Polo Nord. Quest’ultima costituisce un indicatore particolarmente utile dello stato termico e dinamico della stratosfera polare. In base alla relazione idrostatica, una colonna atmosferica più calda presenta uno spessore maggiore fra due superfici di pressione e, di conseguenza, una maggiore altezza geopotenziale della superficie superiore. Valori elevati dell’altezza geopotenziale a 30 hPa sono quindi generalmente associati a una stratosfera polare relativamente calda e frequentemente a un vortice polare indebolito o perturbato, mentre valori inferiori tendono a caratterizzare condizioni più fredde e un vortice stratosferico maggiormente intenso e compatto. La revisione di Gray et al. ha sottolineato esplicitamente questo legame, osservando che le variazioni dell’altezza geopotenziale polare a 30 hPa possono essere utilizzate come efficace indicatore della risposta termodinamica della stratosfera al ciclo solare e alla QBO.
Il pannello (a) comprende gli inverni caratterizzati dalla fase orientale della QBO tropicale. La caratteristica più evidente è la pendenza negativa della regressione lineare, evidenziata dalla linea tratteggiata, con una correlazione pari a circa −0,69 per il campione utilizzato nel calcolo statistico. In condizioni di attività solare debole, diversi anni QBO orientali sono caratterizzati da altezze geopotenziali molto elevate, frequentemente superiori a 2250–2300 gpm. Spostandosi progressivamente verso valori maggiori dell’F10.7, l’altezza geopotenziale tende invece mediamente a diminuire. Il significato dinamico è importante: nella parte sinistra del diagramma, corrispondente grossolanamente alle condizioni di minimo solare, la QBO orientale coincide frequentemente con una stratosfera polare relativamente calda e perturbata. Questa configurazione è coerente con il classico effetto Holton–Tan, secondo il quale la fase orientale della QBO tende statisticamente a favorire un vortice polare boreale meno intenso rispetto alla fase occidentale.
Il meccanismo di Holton–Tan fu originariamente interpretato in termini di modificazione della propagazione delle onde planetarie dalla troposfera verso la stratosfera. La QBO orientale altera la distribuzione latitudinale del vento zonale nella regione tropicale e subtropicale e modifica così la struttura della guida d’onda attraverso la quale le onde di Rossby riescono a propagarsi verso quote superiori e latitudini maggiori. Il risultato medio consiste in una maggiore interazione delle onde planetarie con la circolazione stratosferica extratropicale, accompagnata da una maggiore decelerazione dei venti occidentali del vortice e da un riscaldamento dinamico della regione polare. Studi successivi hanno mostrato che il meccanismo reale è più complesso della semplice interpretazione originaria basata sulla posizione della linea di vento zero: risultano importanti anche la struttura verticale della QBO, la modificazione del vento subtropicale, la rifrazione delle onde, il wave breaking e la risposta secondaria della circolazione meridionale. Anstey e Shepherd, nella loro ampia revisione dell’influenza della QBO alle alte latitudini, hanno sottolineato come il coupling QBO–vortice polare dipenda dal livello verticale considerato, dallo stato del flusso extratropicale e dall’interazione con ENSO e ciclo solare.
Il pannello (b) presenta invece gli anni caratterizzati da QBO occidentale e mostra una relazione quasi speculare. La regressione lineare possiede una pendenza positiva e la correlazione riportata è pari a circa +0,63. Alle basse intensità dell’attività solare, numerosi inverni QBO occidentali presentano altezze geopotenziali polari relativamente modeste, comprese frequentemente fra circa 2180 e 2230 gpm. Questa situazione descrive una stratosfera polare mediamente più fredda e un vortice più profondo e stabile, nuovamente coerente con l’effetto Holton–Tan. All’aumentare del flusso F10.7, tuttavia, le altezze geopotenziali tendono ad aumentare e compaiono diversi casi caratterizzati da forte perturbazione del vortice. È proprio il confronto fra i due pannelli a rendere la Figura 19 particolarmente significativa: al minimo solare emerge una configurazione classica nella quale la QBO orientale è associata a condizioni polari più calde e perturbate rispetto alla QBO occidentale, mentre alle elevate attività solari questa differenza tende progressivamente a diminuire e, nel campione rappresentato, sembra addirittura invertirsi.
I triangoli rappresentano gli anni durante i quali in gennaio o febbraio si verificarono importanti riscaldamenti stratosferici di metà inverno oppure final warming. La loro distribuzione fornisce una rappresentazione immediata del legame fra le anomalie geopotenziali e la dinamica del vortice. Nel pannello della QBO orientale numerosi triangoli si concentrano nella regione caratterizzata da bassa attività solare e altezze geopotenziali elevate. Nel pannello della QBO occidentale, invece, diversi episodi di forte riscaldamento compaiono soprattutto quando il flusso solare è elevato. La successiva revisione di Gray et al. ha evidenziato proprio questa caratteristica: gli SSW non sono affatto esclusivi della QBO orientale, ma quelli che si verificano durante la QBO occidentale risultano, nel record storico utilizzato in questi studi, fortemente concentrati negli anni di elevata attività solare. Ciò produce la nota preferenza statistica per le combinazioni minimo solare–QBO orientale e massimo solare–QBO occidentale.
Questo risultato portò Labitzke e van Loon a proporre che l’effetto Holton–Tan potesse essere modificato, o perfino apparentemente invertito, durante le fasi di elevata attività solare. Tale interpretazione divenne uno degli argomenti centrali nella ricerca sull’interazione fra ciclo solare e stratosfera. Il significato della Figura 19 non è però che il ciclo solare agisca semplicemente come un interruttore in grado di trasformare una QBO orientale da condizione favorevole a un vortice debole in condizione favorevole a un vortice forte. La letteratura successiva ha mostrato che una descrizione di questo tipo sarebbe eccessivamente deterministica. Gray et al. hanno osservato che i dati supportano con maggiore robustezza l’idea di una perturbazione o modulazione della relazione Holton–Tan durante il massimo solare piuttosto che una sua vera e propria inversione sistematica. La distinzione è importante perché il campione osservativo disponibile comprende soltanto pochi cicli solari completi e la stratosfera boreale presenta una fortissima variabilità interna.
Un contributo particolarmente importante alla reinterpretazione di questi risultati è stato fornito da Camp e Tung, che analizzarono oltre cinquant’anni di rianalisi separando statisticamente gli effetti della QBO e del ciclo solare sulla stratosfera polare. Il loro risultato suggerì che la combinazione QBO occidentale–minimo solare rappresenti uno stato particolarmente indisturbato e freddo del vortice stratosferico. Rispetto a questo stato di riferimento, sia il massimo solare sia la QBO orientale possono contribuire separatamente a perturbare e riscaldare la stratosfera polare. Questa interpretazione attenua quindi l’idea di un’interazione rigidamente antagonistica fra ciclo solare e QBO: anziché pensare che un segnale debba necessariamente invertire l’altro, è possibile considerare il vortice polare come il risultato della sovrapposizione non lineare di differenti sorgenti di forcing dinamico.
Dal punto di vista fisico, la possibilità che l’attività solare influenzi la stratosfera è legata soprattutto alla distribuzione spettrale delle variazioni dell’irradianza. La variazione dell’irradianza solare totale lungo il ciclo undecennale è piccola rispetto al valore medio, mentre le variazioni relative diventano molto più consistenti nell’ultravioletto. La radiazione UV viene fortemente assorbita dall’ozono nella stratosfera superiore, producendo variazioni del riscaldamento radiativo e della fotochimica dell’ozono. Queste modificazioni possono alterare i gradienti meridionali di temperatura e, attraverso il bilancio del vento termico, la struttura del vento zonale. Si crea così un possibile meccanismo “top-down” attraverso il quale una perturbazione radiativa inizialmente concentrata nella stratosfera superiore modifica l’ambiente attraverso cui propagano le onde planetarie. Le onde, a loro volta, possono amplificare e trasmettere la perturbazione verso la media e bassa stratosfera, fino a influenzare potenzialmente la troposfera. La grande revisione di Gray et al. ha indicato proprio questo accoppiamento fra risposta radiativa dell’ozono, dinamica stratosferica e onde planetarie come uno dei meccanismi fisicamente più plausibili attraverso cui il ciclo solare può lasciare una firma nella circolazione atmosferica.
La QBO può interagire con questo meccanismo perché modifica anch’essa l’ambiente di propagazione ondulatoria. La fase della QBO determina anomalie di vento zonale tropicale che si estendono, attraverso la circolazione secondaria e l’equilibrio dinamico, alle regioni subtropicali. Una perturbazione solare della stratosfera superiore non incontra quindi sempre lo stesso stato atmosferico di fondo: durante una fase QBO orientale la distribuzione del vento, della vorticità potenziale e dell’indice di rifrazione per le onde planetarie differisce da quella presente durante una fase occidentale. In questa prospettiva, la Figura 19 può essere interpretata come una manifestazione statistica di una proprietà fondamentale dell’atmosfera: la risposta a una determinata forzante dipende dallo stato nel quale il sistema si trova nel momento in cui quella forzante agisce.
Gli esperimenti numerici hanno fornito ulteriore sostegno all’importanza di questo tipo di interazione. Gray e collaboratori mostrarono, attraverso esperimenti idealizzati e confronti con le rianalisi ERA-40, che il momento di insorgenza dei riscaldamenti stratosferici improvvisi è sensibile alla presenza di anomalie orientali nella stratosfera tropicale e subtropicale. L’introduzione di venti orientali nella stratosfera superiore equatoriale o subtropicale tendeva ad anticipare l’insorgenza degli SSW nel modello, dimostrando come variazioni relativamente remote del vento zonale possano alterare significativamente la propagazione delle onde e la stabilità del vortice polare. Questo risultato fornisce un importante collegamento dinamico con la Figura 19: le differenze osservate fra le varie combinazioni di QBO e attività solare possono essere comprese non semplicemente come risposte termiche dirette, ma come conseguenza di modificazioni delle condizioni nelle quali le onde planetarie interagiscono con la circolazione media.
La linea verticale punteggiata presente nella figura, collocata approssimativamente intorno a un valore F10.7 di 150, deve essere interpretata principalmente come riferimento visivo per distinguere regimi di attività relativamente bassa ed elevata. Non rappresenta una soglia fisica universale oltre la quale la stratosfera modificherebbe improvvisamente il proprio comportamento. La risposta atmosferica al forcing solare è continua e fortemente modulata dalla dinamica interna. Analogamente, le rette tratteggiate costituiscono regressioni statistiche attraverso l’insieme dei dati, non traiettorie evolutive dell’atmosfera. Esse indicano come varia mediamente l’altezza geopotenziale all’aumentare dell’attività solare all’interno di ciascun gruppo QBO, ma non implicano che un singolo inverno debba necessariamente seguire quel comportamento.
Questo aspetto diventa particolarmente evidente osservando la dispersione dei singoli anni attorno alle rette di regressione. Anche all’interno della stessa fase della QBO e per valori relativamente simili del flusso solare, la stratosfera polare può mostrare stati molto differenti. Una parte di tale dispersione deriva dalla variabilità caotica dell’attività ondulatoria troposferica. La quantità di attività d’onda che raggiunge la stratosfera dipende infatti dalla configurazione delle onde planetarie, dalla posizione dei jet, dalle anomalie di temperatura superficiale del mare, dalla distribuzione della neve e del ghiaccio e dalla variabilità atmosferica intrastagionale. ENSO costituisce inoltre un importante fattore di modulazione perché può modificare il Pacifico settentrionale, l’Aleutian Low e la propagazione verticale delle onde planetarie verso la stratosfera. Di conseguenza, due inverni con la medesima fase della QBO e livelli comparabili di attività solare possono produrre evoluzioni del vortice polare profondamente differenti.
Particolare cautela è richiesta anche per i due anni 1989 e 1997, considerati outlier dagli autori e non utilizzati nei calcoli delle correlazioni. L’esclusione di singoli casi in campioni relativamente piccoli può modificare sensibilmente il coefficiente di correlazione. Proprio per questo motivo gli studi successivi hanno insistito sulla necessità di verificare la robustezza del segnale attraverso rianalisi più lunghe, simulazioni numeriche e test statistici dedicati. La ricerca di un segnale solare nella stratosfera presenta una difficoltà fondamentale: l’era osservativa affidabile comprende solo pochi cicli solari indipendenti, mentre il vortice polare presenta una variabilità interannuale molto grande. La coincidenza fra periodicità apparente e ciclo undecennale non è quindi sufficiente, da sola, a stabilire una causalità.
Esiste inoltre un ulteriore livello di complessità. Alcuni studi hanno suggerito che il ciclo solare possa modificare non soltanto direttamente la circolazione stratosferica, ma anche alcune caratteristiche temporali della QBO stessa. Salby e Callaghan proposero che la durata delle fasi occidentali ed orientali della QBO potesse variare sistematicamente con l’attività solare, introducendo una deriva della fase della QBO nel corso del ciclo undecennale. Questa interpretazione è stata tuttavia contestata da altri lavori, tra cui quelli discussi da Gray et al., che hanno sottolineato come la brevità delle serie osservazionali renda difficile distinguere una modulazione solare reale dalle fluttuazioni interne del periodo della QBO. La revisione di Gray et al. considera infatti la questione ancora controversa e richiama gli studi di Hamilton, Fischer e Tung che hanno messo in dubbio la robustezza di tale modulazione.
La Figura 19 assume quindi un valore scientifico che va oltre la specifica correlazione riportata. Essa mostra perché l’analisi della stratosfera richieda frequentemente una stratificazione condizionata dei dati. Un segnale apparentemente debole o assente nell’insieme completo delle osservazioni può emergere quando gli anni vengono separati in base a uno stato dinamico fondamentale come la fase della QBO. Tuttavia, questa stessa procedura introduce un rischio statistico: dividendo un campione già limitato in sottogruppi, il numero di casi diminuisce considerevolmente e aumenta la sensibilità ai singoli eventi anomali. Van Loon e Labitzke riconobbero esplicitamente questo problema negli studi successivi, sottolineando la difficoltà di valutare la significatività statistica in serie relativamente brevi e caratterizzate da autocorrelazione spaziale e temporale.
La visione moderna dell’effetto Holton–Tan riflette esattamente questa maggiore cautela. L’influenza della QBO sul vortice polare viene oggi considerata una relazione probabilistica robusta, ma non deterministica. La QBO orientale aumenta mediamente la probabilità di una stratosfera boreale più debole e disturbata, mentre la QBO occidentale tende a favorire un vortice più forte; tuttavia, questi segnali possono essere rafforzati, indeboliti o parzialmente mascherati dallo stato di ENSO, dalla configurazione delle onde planetarie, dalle anomalie troposferiche e, potenzialmente, dall’attività solare. Anstey e Shepherd hanno evidenziato che proprio l’interazione della QBO con altre sorgenti di variabilità interannuale costituisce uno dei principali problemi ancora aperti nella comprensione quantitativa della teleconnessione tropicale–polare.
Da questo punto di vista, il messaggio più importante della Figura 19 non è l’esistenza di una semplice opposizione tra “Sole debole” e “Sole forte”, ma la dimostrazione che la stratosfera risponde attraverso regimi dinamici condizionati. Durante il minimo solare, la differenza fra QBO-E e QBO-W appare molto vicina all’effetto Holton–Tan classico: la QBO orientale è associata a quote geopotenziali polari più elevate e a un maggiore numero di eventi di forte perturbazione, mentre la QBO occidentale è associata a quote inferiori e a un vortice più freddo e stabile. Durante il massimo solare, questa differenza si riduce e nel campione storico assume apparentemente segno opposto, con numerosi warming verificatisi negli anni QBO occidentali. La letteratura più recente suggerisce però di descrivere questo comportamento come una modulazione dell’effetto Holton–Tan, piuttosto che come una sua inversione universale.
In termini più generali, la Figura 19 anticipa una concezione della dinamica atmosferica che è oggi centrale nella scienza della prevedibilità stagionale: nessun singolo indice può essere interpretato isolatamente. La fase della QBO fornisce informazioni preziose sullo stato della stratosfera tropicale, il flusso F10.7 fornisce una misura dell’attività solare, ENSO descrive una componente fondamentale della variabilità tropicale oceanico-atmosferica, mentre l’attività delle onde planetarie rappresenta il collegamento dinamico attraverso il quale molte di queste anomalie possono raggiungere la stratosfera polare. Il vortice è quindi il risultato di una combinazione di forzanti, feedback e variabilità interna, e la stessa configurazione della QBO non conduce necessariamente alla stessa evoluzione in tutti gli inverni.
In definitiva, la Figura 19 rappresenta uno dei primi e più suggestivi tentativi di dimostrare osservativamente che QBO e ciclo solare possono interagire nella modulazione della stratosfera polare boreale. Il pannello relativo alla QBO orientale mostra una relazione negativa tra attività solare e altezza geopotenziale polare, mentre quello relativo alla QBO occidentale presenta una relazione positiva. Alle basse attività solari emerge chiaramente la configurazione prevista dall’effetto Holton–Tan; alle attività elevate tale relazione viene profondamente alterata. Gli anni caratterizzati da major warming o final warming rafforzano visivamente questa struttura, pur non trasformandola in una legge deterministica. Gli sviluppi scientifici successivi hanno confermato l’importanza dell’accoppiamento fra QBO, onde planetarie e vortice polare, ma hanno anche imposto maggiore prudenza nell’attribuire al ciclo solare una semplice capacità di “invertire” l’effetto Holton–Tan. La Figura 19 deve quindi essere considerata soprattutto come una rappresentazione dell’interazione non lineare fra differenti scale di variabilità atmosferica, un concetto fondamentale per comprendere la dinamica della stratosfera e, più in generale, il complesso accoppiamento fra tropici, alte latitudini e forzanti esterne nel sistema climatico terrestre.
5. Effetti della QBO sui costituenti chimici: contesto generale
La Quasi-Biennial Oscillation non rappresenta soltanto la principale modalità di variabilità dinamica della stratosfera tropicale, ma costituisce anche uno dei più importanti fattori naturali di modulazione della composizione chimica della stratosfera. L’alternanza quasi periodica di regimi di vento zonale orientale e occidentale, accompagnata dalla propagazione discendente delle corrispondenti zone di shear, determina infatti variazioni sistematiche della temperatura, della circolazione meridionale residua e del trasporto verticale e latitudinale dei costituenti atmosferici. Di conseguenza, specie chimiche caratterizzate da tempi di vita molto diversi, come ozono, metano, vapor d’acqua, composti dell’azoto e specie alogenate, possono manifestare un segnale quasi-biennale riconoscibile. Anche gli aerosol stratosferici possono essere redistribuiti dalla circolazione associata alla QBO. La moderna interpretazione del fenomeno considera pertanto la QBO come un sistema nel quale dinamica, trasporto, radiazione e fotochimica interagiscono continuamente, e non semplicemente come un’oscillazione dei venti equatoriali. La grande revisione di Baldwin et al. ha sottolineato proprio questo aspetto: gli effetti della QBO si estendono ben oltre il campo dinamico e interessano in maniera sostanziale ozono, vapor d’acqua, metano e numerosi costituenti chimici a vita più breve.
Le prime indicazioni dell’esistenza di una QBO chimica precedettero addirittura la disponibilità delle moderne osservazioni satellitari. Funk e Garnham [1962] identificarono variazioni quasi-biennali nell’ozono colonnare osservato da stazioni subtropicali, mentre Ramanathan [1963] riconobbe la connessione tra queste oscillazioni dell’ozono e la variabilità dei venti stratosferici. Angell e Korshover [1964], analizzando serie storiche molto precedenti all’era satellitare, individuarono inoltre un segnale quasi-biennale nei dati di ozono di Shanghai, a circa 31°N, già durante gli anni Trenta. Questi risultati furono particolarmente importanti perché dimostrarono che il fenomeno non poteva essere considerato una peculiarità di una breve epoca osservativa, ma costituiva una caratteristica persistente della variabilità stratosferica.
L’avvento delle osservazioni satellitari trasformò radicalmente lo studio della relazione tra QBO e composizione atmosferica. Le misure da satellite permisero infatti di superare due limiti fondamentali delle reti terrestri: la copertura spaziale incompleta e l’impossibilità di ricostruire adeguatamente la struttura verticale dei gas traccia. Grazie a strumenti successivi e spesso parzialmente sovrapposti nel tempo divenne possibile seguire contemporaneamente l’evoluzione latitudinale e verticale delle anomalie chimiche quasi-biennali. Il risultato fondamentale emerso da queste osservazioni fu che la QBO dell’ozono non consiste in una semplice variazione uniforme dell’abbondanza totale di O₃, ma presenta una struttura verticale complessa nella quale anomalie di segno differente possono coesistere a quote diverse. Questa proprietà costituisce uno degli indizi più importanti della presenza di meccanismi fisici distinti nella bassa, media e alta stratosfera.
Per comprendere l’origine di tale struttura occorre considerare la cosiddetta circolazione secondaria della QBO. Le anomalie di vento zonale associate all’oscillazione devono soddisfare l’equilibrio dinamico e termico della stratosfera. Alle variazioni dei venti sono quindi associate anomalie della circolazione meridionale e verticale: alcune regioni sperimentano una risalita anomala, altre una subsidenza anomala. Questi movimenti producono variazioni adiabatiche della temperatura e trasportano verticalmente specie chimiche caratterizzate da forti gradienti di concentrazione. Il risultato è che la QBO agisce contemporaneamente sulla temperatura e sulla distribuzione dei costituenti. La letteratura moderna continua a identificare nella circolazione secondaria uno dei meccanismi centrali attraverso cui la QBO modifica l’ozono e altri gas traccia.
Nella bassa stratosfera tropicale, il trasporto verticale rappresenta generalmente il meccanismo dominante per la QBO dell’ozono. In questa regione la durata di vita fotochimica dell’ozono è relativamente lunga rispetto alle scale temporali del trasporto, per cui la sua concentrazione è fortemente influenzata dagli spostamenti della massa d’aria. Una maggiore risalita tropicale tende a trasportare verso l’alto aria proveniente da livelli inferiori relativamente povera di ozono, producendo anomalie negative a una determinata quota; una subsidenza relativa può invece trasportare verso il basso aria più ricca di ozono e produrre anomalie positive. La propagazione verso il basso della QBO dinamica viene così accompagnata da una propagazione coerente delle anomalie dell’ozono.
Il recente lavoro di Zhang e collaboratori del 2025, basato su simulazioni con chimica interattiva e su osservazioni satellitari, ha fornito una distinzione particolarmente chiara tra i meccanismi operanti alle diverse quote. Lo studio mostra che nella stratosfera inferiore, indicativamente al di sotto di circa 20 hPa, la variabilità dell’ozono associata alla QBO è dominata soprattutto dalle modificazioni della circolazione e dell’avvezione verticale. Tra circa 6 e 20 hPa acquista invece grande importanza la modulazione delle specie dell’azoto reattivo, mentre al di sopra di circa 6 hPa la risposta dell’ozono diventa fortemente controllata dalle variazioni della temperatura e dalla fotochimica. Questa separazione verticale conferma in maniera quantitativa un principio già emerso nei lavori pionieristici: non esiste un unico “meccanismo della QBO dell’ozono”, ma diversi processi dominano in differenti regioni della stratosfera.
Nella stratosfera superiore la situazione cambia radicalmente perché il tempo di vita fotochimico dell’ozono diventa molto più breve. A queste quote la concentrazione dell’O₃ tende ad adattarsi rapidamente alle variazioni della temperatura e delle reazioni fotochimiche. Le perturbazioni termiche associate alla QBO possono quindi modificare direttamente le velocità delle reazioni responsabili della produzione e della distruzione dell’ozono. Questa risposta può essere di segno differente rispetto all’anomalia prodotta dal trasporto nella stratosfera inferiore, contribuendo alla caratteristica struttura verticale a più lobi della QBO dell’ozono osservata dai satelliti. Le moderne simulazioni confermano una struttura tropicale dell’ozono con massimi di variabilità distinti nella bassa e nella media-alta stratosfera, proprio perché il bilancio tra dinamica e chimica cambia con la quota.
La prima simulazione teorica della QBO dell’ozono risale al lavoro pionieristico di Reed [1964], realizzato utilizzando un modello linearizzato relativamente semplice. Quel lavoro aveva già intuito che le perturbazioni dinamiche associate alla QBO potevano generare variazioni sistematiche dell’ozono. Fu però necessario attendere Ling e London [1986] perché il problema venisse studiato mediante un modello radiativo-dinamico-fotochimico in grado di introdurre esplicitamente la variazione quasi-biennale del vento zonale. La successiva introduzione di modelli bidimensionali da parte di Gray e Pyle [1989] rappresentò un progresso fondamentale perché consentì di includere la dipendenza latitudinale del fenomeno e la sua interazione con il ciclo annuale. L’evoluzione verso modelli tridimensionali, come quello utilizzato da Hess e O’Sullivan [1995], permise infine una rappresentazione più realistica della propagazione ondulatoria e del trasporto atmosferico.
Gli studi modellistici successivi hanno confermato che rappresentare correttamente la QBO nei modelli chimico-climatici non è un dettaglio secondario. Poiché l’oscillazione modifica simultaneamente temperatura, circolazione e trasporto dei gas traccia, un modello incapace di simulare realisticamente la QBO può introdurre errori sistematici nella rappresentazione della variabilità chimica stratosferica. Morgenstern et al., nella valutazione dei modelli chimico-climatici di generazione moderna, hanno ricordato come la QBO produca segnali chimici e dinamici ben oltre la stratosfera equatoriale e come la sua simulazione richieda adeguata risoluzione verticale e una rappresentazione sufficientemente realistica delle onde atmosferiche responsabili dell’accelerazione del flusso medio.
Le simulazioni bidimensionali di Gray e Chipperfield [1990] mostrarono inoltre che la risposta quasi-biennale non è affatto esclusiva dell’ozono. Numerosi altri costituenti traccianti mostravano oscillazioni di notevole ampiezza. Questo risultato aveva una conseguenza concettuale importante: se specie con proprietà chimiche e tempi di vita differenti rispondono coerentemente alla QBO, allora l’oscillazione può essere utilizzata come una sorta di esperimento naturale attraverso il quale separare gli effetti della dinamica da quelli della chimica. Specie a vita relativamente lunga funzionano soprattutto come traccianti della circolazione, mentre specie chimicamente più reattive possono mettere in evidenza le modificazioni dei processi fotochimici indotte dalla QBO.
Le osservazioni successive fornirono una conferma notevole di queste previsioni. Le misure di NO₂ effettuate dallo Stratospheric Aerosol and Gas Experiment II mostrarono un chiaro segnale quasi-biennale [Zawodny e McCormick, 1991], mentre HALOE permise di individuare firme della QBO nel metano, nel vapor d’acqua, nell’acido fluoridrico, nell’acido cloridrico e nell’ossido nitrico. Questi costituenti non rispondono tutti attraverso lo stesso meccanismo, ma le loro anomalie rivelano il modo in cui la QBO modifica il trasporto verticale e meridionale dell’aria stratosferica.
Particolarmente significativo è il comportamento del metano, CH₄, che nella stratosfera può essere utilizzato come tracciante della circolazione perché diminuisce progressivamente con la quota in seguito alle reazioni di ossidazione. Le anomalie della circolazione verticale associate alla QBO possono quindi spostare le superfici di concentrazione del metano e produrre variazioni quasi-biennali osservabili. Lo stesso principio vale, con opportune differenze chimiche, per diversi gas sorgente e prodotti di degradazione. Proprio l’analisi combinata di specie diverse consente di ricostruire meglio la struttura tridimensionale della circolazione indotta dalla QBO.
Il vapor d’acqua stratosferico costituisce un caso particolarmente interessante perché la sua distribuzione dipende sia dal trasporto sia dalle condizioni termiche della tropopausa tropicale. La quantità di H₂O che entra nella stratosfera è fortemente controllata dal processo di “freeze-drying” dell’aria che attraversa la tropopausa tropicale: temperature più basse favoriscono una maggiore condensazione e rimozione del vapor d’acqua, mentre temperature più elevate consentono l’ingresso di aria relativamente più umida. Poiché la QBO modifica la temperatura della bassa stratosfera tropicale e della regione prossima alla tropopausa, essa può imprimere una propria periodicità anche al contenuto stratosferico di vapor d’acqua. Una volta entrate nella stratosfera, queste anomalie vengono trasportate dalla circolazione di Brewer–Dobson e possono persistere per periodi considerevoli.
Anche la famiglia dell’azoto reattivo riveste un ruolo fondamentale nella risposta chimica alla QBO. Le moderne osservazioni satellitari analizzate da Park et al. hanno mostrato relazioni coerenti tra ozono, NOy e N₂O. Le anomalie di NOy e N₂O presentano rapporti di fase sistematici e propagano verso il basso insieme alla QBO. Nella media stratosfera, sopra circa 28 km, l’ozono tende inoltre a risultare anticorrelato con l’azoto reattivo perché NOx partecipa ai cicli catalitici di distruzione dell’ozono. Ciò significa che la QBO può modificare l’O₃ non soltanto trasportandolo direttamente, ma anche redistribuendo specie che ne controllano chimicamente il tasso di distruzione.
Questo aspetto illustra efficacemente perché la distinzione tra effetti dinamici e chimici diventi progressivamente meno netta quando si considera la stratosfera nel suo complesso. La QBO modifica la circolazione; la circolazione ridistribuisce specie chimiche; le nuove concentrazioni modificano le velocità delle reazioni; queste ultime alterano l’ozono; e l’ozono stesso, essendo radiativamente attivo, modifica il riscaldamento stratosferico. Il sistema possiede quindi feedback che collegano chimica e dinamica. Un recente studio teorico di Hitchcock ha approfondito proprio quest’ultimo aspetto, mostrando che il riscaldamento radiativo associato alle variazioni dell’ozono può contribuire in misura significativa alla struttura della circolazione secondaria della QBO. Ciò suggerisce che, nei modelli più avanzati, l’ozono non debba essere considerato semplicemente una quantità passivamente perturbata dalla QBO, ma possa partecipare attivamente al bilancio radiativo-dinamico dell’oscillazione.
La capacità della QBO di modificare la composizione non resta confinata alla fascia equatoriale. La circolazione secondaria associata all’oscillazione comprende anomalie meridionali che si estendono verso i subtropici, mentre la modulazione delle onde planetarie può propagare l’influenza dinamica verso le medie e alte latitudini. Ne deriva una struttura spesso descritta come un’alternanza latitudinale delle anomalie dell’ozono: a un segnale tropicale può corrispondere un’anomalia di segno opposto nelle regioni subtropicali o extratropicali. Questa configurazione costituisce una manifestazione della necessità di conservare la massa all’interno della circolazione secondaria e della redistribuzione meridionale dei traccianti.
La conseguenza è che anche l’ozono totale colonnare alle medie latitudini può presentare una significativa componente QBO. Questo fatto è essenziale quando si analizzano tendenze pluridecennali dell’ozono. Una serie relativamente breve può contenere solo pochi cicli della QBO; se l’oscillazione non viene adeguatamente considerata, parte della variabilità naturale può essere erroneamente attribuita a tendenze di lungo periodo oppure può mascherare una tendenza effettiva. Per questa ragione la QBO viene frequentemente inclusa come termine esplicativo nelle regressioni utilizzate per separare le varie sorgenti di variabilità dell’ozono stratosferico, insieme al ciclo annuale, ENSO, attività solare, aerosol vulcanici e altri fattori.
Il lavoro di Punge e Giorgetta con un modello chimico-climatico ha mostrato ulteriormente che la QBO influenza non soltanto il trasporto e la temperatura tropicale, ma la distribuzione dei gas traccia su un’ampia fascia latitudinale. Un modello con una QBO dinamicamente coerente produce quindi una risposta chimica che deriva dall’interazione complessiva tra circolazione, trasporto e reazioni, anziché da una semplice perturbazione imposta localmente. Anche gli esperimenti bidimensionali di Fleming e collaboratori, confrontati con dati UARS, hanno contribuito a chiarire come le anomalie dinamiche della QBO si traducano in strutture coerenti dell’ozono e di altri traccianti nella stratosfera tropicale.
Un ulteriore aspetto riguarda lo scambio stratosfera–troposfera. La QBO può modificare la circolazione residua e le proprietà dinamiche nei pressi dei jet subtropicali, influenzando la quantità di ozono stratosferico che viene trasportata verso la troposfera. Olsen ha mostrato che sia ENSO sia QBO rappresentano importanti sorgenti naturali di variabilità dell’ozono nell’alta troposfera e nella bassa stratosfera, con una parte del segnale associata proprio alle modificazioni dello scambio stratosfera–troposfera nelle vicinanze dei jet subtropicali. Simulazioni chimico-climatiche pubblicate più recentemente indicano inoltre che la QBO orientale può essere associata, in media, a un maggiore trasporto di ozono stratosferico verso la troposfera alle medie e alte latitudini rispetto alla fase occidentale, attraverso le corrispondenti variazioni della circolazione residua.
Particolarmente interessante è anche la modulazione degli aerosol vulcanici nella bassa stratosfera. Dopo grandi eruzioni esplosive, il materiale solforato iniettato nella stratosfera può essere trasportato su scala globale e trasformarsi in una vasta nube di aerosol di acido solforico. Le osservazioni di Trepte e Hitchman [1992], Hitchman et al. [1994], Grant et al. [1996] e Choi et al. [1998] mostrarono che la distribuzione meridionale degli aerosol vulcanici può essere modulata dalla QBO. L’effetto nasce principalmente dalle variazioni della circolazione secondaria tropicale e subtropicale associate alle differenti fasi dell’oscillazione. In alcune configurazioni gli aerosol tendono a essere maggiormente confinati nella regione tropicale, mentre in altre il loro trasporto verso le latitudini subtropicali ed extratropicali può risultare più efficace.
Questo meccanismo ha implicazioni climatiche perché gli aerosol vulcanici stratosferici modificano il bilancio radiativo terrestre, raffreddando generalmente la superficie e riscaldando la stratosfera attraverso l’assorbimento della radiazione. Se la QBO modifica la distribuzione latitudinale e verticale degli aerosol, essa può quindi contribuire indirettamente a determinare la struttura spaziale della risposta atmosferica a una grande eruzione. La QBO non controlla naturalmente l’entità iniziale dell’iniezione vulcanica, ma può influenzare il modo in cui il materiale viene successivamente redistribuito.
L’insieme di queste osservazioni conduce a una considerazione fondamentale: la QBO agisce come un importante organizzatore della composizione stratosferica. Non si limita a generare oscillazioni di un singolo costituente, ma modifica simultaneamente una rete di specie chimiche interconnesse. L’ozono rappresenta il caso più evidente perché è contemporaneamente un tracciante, una specie fotochimicamente attiva e una componente radiativamente importante dell’atmosfera. Tuttavia, lo studio congiunto di CH₄, H₂O, NOy, N₂O, HCl, HF e altri gas permette di distinguere il ruolo del trasporto da quello della chimica e di valutare la capacità dei modelli di riprodurre la circolazione stratosferica.
La comprensione moderna ha quindi ampliato notevolmente il quadro delineato dagli studi pionieristici. Una recente sintesi sulla QBO sottolinea che l’oscillazione influenza numerosi fenomeni climatici e chimici, compreso il trasporto dell’ozono, e che la sua notevole prevedibilità potenziale può essere sfruttata soltanto se i modelli sono in grado di rappresentarne correttamente i processi di accoppiamento. La questione assume particolare rilevanza per le proiezioni future dell’ozono stratosferico. Il recupero dell’ozono conseguente alla diminuzione delle sostanze lesive dello strato di ozono avviene infatti in presenza di una grande variabilità dinamica naturale, della quale la QBO costituisce una componente dominante. Separare il segnale quasi-biennale dalle tendenze di lungo periodo è quindi indispensabile per valutare correttamente la velocità e la distribuzione geografica del recupero.
Gli sviluppi più recenti mostrano infine quanto il confine tradizionale fra “QBO dinamica” e “QBO chimica” sia in realtà artificiale. Nella stratosfera inferiore l’ozono può essere considerato principalmente un tracciante della circolazione; nella media stratosfera la redistribuzione dell’azoto reattivo diventa determinante per la sua chimica; nella stratosfera superiore acquistano maggiore importanza le variazioni termiche e fotochimiche; contemporaneamente, le anomalie dell’ozono modificano il riscaldamento radiativo e possono retroagire sulla circolazione. Il lavoro del 2025 che separa quantitativamente gli effetti di trasporto e chimica mostra con particolare chiarezza questa transizione verticale e conferma che la risposta dell’ozono alla QBO è il risultato di una combinazione di processi fisici differenti, la cui importanza relativa varia con la quota.
La QBO deve pertanto essere interpretata come un fenomeno di accoppiamento dinamico-chimico-radiativodell’intera stratosfera. Le anomalie del vento producono una circolazione secondaria; questa modifica temperatura e trasporto; il trasporto redistribuisce ozono e gas traccia; le nuove concentrazioni modificano le reazioni chimiche; l’ozono altera il riscaldamento radiativo; e tale riscaldamento può infine contribuire a modificare la stessa circolazione. È precisamente questa concatenazione di processi a spiegare perché il segnale quasi-biennale sia osservabile in costituenti dalle proprietà tanto differenti e perché lo studio della composizione chimica rappresenti uno degli strumenti più potenti per comprendere la dinamica della QBO.
In definitiva, le osservazioni iniziate con le misure terrestri dell’ozono, proseguite attraverso SAGE II, HALOE e le successive generazioni di strumenti satellitari, insieme allo sviluppo dei modelli radiativo-dinamico-fotochimici e dei moderni chemistry-climate models, hanno trasformato profondamente la nostra comprensione della QBO. Oggi sappiamo che l’oscillazione rappresenta una sorgente primaria di variabilità interannuale della composizione della stratosfera tropicale e che i suoi effetti possono propagarsi verso le regioni extratropicali e influenzare persino lo scambio di ozono tra stratosfera e troposfera. Il valore scientifico dello studio dei costituenti chimici associati alla QBO risiede quindi non soltanto nella descrizione delle variazioni dell’ozono, ma nella possibilità di utilizzare tali specie come veri e propri traccianti della circolazione atmosferica, capaci di rivelare il complesso intreccio fra trasporto, dinamica, fotochimica e radiazione che governa la variabilità della stratosfera terrestre.
5.2. Ozono: l’anomalia equatoriale
L’anomalia quasi-biennale dell’ozono equatoriale rappresenta una delle manifestazioni più chiare dell’accoppiamento fra dinamica e composizione chimica nella stratosfera tropicale. Sebbene la Quasi-Biennial Oscillation venga identificata principalmente attraverso l’alternanza dei regimi di vento zonale orientale e occidentale che discendono lentamente dalla media e alta stratosfera verso la tropopausa tropicale, l’oscillazione produce contemporaneamente variazioni sistematiche della temperatura, della circolazione meridionale residua e del trasporto verticale dei costituenti atmosferici. L’ozono costituisce un indicatore particolarmente efficace di questi processi perché la sua risposta alla QBO cambia profondamente con la quota: nella bassa stratosfera si comporta in larga misura come un tracciante trasportato dalla circolazione, mentre nella media e alta stratosfera il suo tempo di vita chimico diventa sufficientemente breve perché le variazioni fotochimiche assumano un ruolo dominante. È proprio questa transizione fra regime dinamico e regime fotochimico a produrre la complessa struttura verticale della QBO dell’ozono osservata dai satelliti e riprodotta dai modelli chimico-climatici. La revisione di Baldwin et al. ha identificato la variabilità dell’ozono come una delle espressioni chimiche fondamentali della QBO, sottolineando che le modificazioni della circolazione indotte dall’oscillazione influenzano numerosi costituenti atmosferici oltre al campo dei venti.
Le osservazioni di ozono colonnare equatoriale ottenute mediante gli strumenti SBUV e SBUV/2 mostrano una sorprendente corrispondenza temporale con la QBO del vento zonale. Le anomalie raggiungono approssimativamente ±10 unità Dobson, equivalenti a circa il 4% della quantità media di ozono colonnare tropicale, una frazione sufficientemente ampia da rendere la QBO una delle principali sorgenti di variabilità interannuale naturale dell’ozono tropicale. La caratteristica fondamentale è che le anomalie positive dell’ozono totale tendono a presentarsi quando nella bassa stratosfera prevalgono venti occidentali, mentre le anomalie negative sono associate prevalentemente ai regimi orientali. Tuttavia, questa relazione non può essere interpretata semplicemente confrontando l’ozono con il vento misurato a una singola quota. Il segnale dell’ozono integra infatti l’effetto della struttura verticale della QBO e risulta maggiormente correlato ai venti compresi approssimativamente fra 20 e 30 hPa, una regione collocata attorno a 24–27 km, piuttosto che ai livelli di 40–50 hPa frequentemente utilizzati per definire la fase della QBO nelle analisi delle teleconnessioni extratropicali.
Questo risultato possiede un profondo significato dinamico. La QBO non consiste in blocchi verticalmente uniformi di vento orientale e occidentale, ma in una successione di regimi separati da intense zone di shear verticale che discendono lentamente con il tempo. Sono proprio queste regioni di shear a essere associate alle anomalie termiche e alla circolazione secondaria necessarie per mantenere l’equilibrio dinamico della stratosfera. Nel quadro della QBO, un massimo dello shear occidentale è associato all’equatore a un’anomalia termica calda. Poiché il riscaldamento dinamico deve essere compensato dal raffreddamento radiativo, viene indotta una circolazione verticale anomala caratterizzata da una relativa subsidenza dell’aria attraverso le superfici isentropiche. Durante una configurazione opposta, associata allo shear orientale, la circolazione verticale cambia segno e prevale invece una relativa risalita.
Il meccanismo fondamentale che collega tale circolazione all’ozono era stato intuito già da Reed nel 1964 e rimane ancora oggi alla base dell’interpretazione della QBO dell’ozono nella bassa stratosfera. Il rapporto di mescolamento dell’ozono cresce rapidamente con l’altezza in questa regione. Se una massa d’aria viene spostata verso il basso, trasporta con sé aria relativamente ricca di ozono verso livelli dove, in condizioni normali, la concentrazione sarebbe inferiore. Viceversa, una risalita anomala porta verso l’alto aria proveniente dalla bassa stratosfera relativamente povera di ozono. Ne risultano rispettivamente anomalie positive e negative della concentrazione di O₃. Hasebe dimostrò attraverso l’analisi dei dati SAGE che la QBO dell’ozono nella stratosfera equatoriale è strettamente connessa proprio all’avvezione verticale necessaria per mantenere la struttura termica della QBO contro lo smorzamento radiativo. Il suo studio mostrò inoltre che la fase dell’ozono nella bassa stratosfera può precedere di alcuni mesi quella del vento zonale, indicando che il rapporto tra vento e composizione non è semplicemente istantaneo ma dipende dall’intera evoluzione della circolazione secondaria.
Un elemento cruciale è rappresentato dal cambiamento del tempo di vita chimico dell’ozono con la quota. Al di sotto di circa 28 km l’ozono possiede un tempo di vita sufficientemente lungo rispetto alle scale temporali della circolazione perché possa essere trattato, in prima approssimazione, come un tracciante quasi conservativo. In questa regione è quindi il trasporto a dominare la risposta alla QBO. Al di sopra di circa 28 km, invece, i tempi delle reazioni fotochimiche responsabili della produzione e distruzione dell’ozono si accorciano rapidamente. Quando una massa d’aria ricca di ozono viene spostata verso il basso, l’ozono perso dai livelli superiori può essere ricostituito relativamente rapidamente attraverso la produzione fotochimica. Di conseguenza, la discesa della colonna di aria ozonata non comporta semplicemente una redistribuzione verticale a somma costante, ma può determinare un aumento effettivo dell’ozono integrato sull’intera colonna.
È proprio questo meccanismo che permette di comprendere perché il massimo dell’ozono colonnare equatoriale tenda a verificarsi quando la struttura associata allo shear occidentale è discesa nella parte inferiore della stratosfera e i venti occidentali risultano particolarmente intensi attorno a 20–30 hPa. In tale fase, la distribuzione verticale dell’ozono è stata spostata verso il basso e la colonna contiene una quantità complessivamente maggiore di O₃. Durante la fase opposta, associata allo shear orientale e alla risalita anomala, il profilo viene spostato verso l’alto e l’ozono colonnare tende invece a diminuire.
La conservazione della massa richiede però che questa circolazione equatoriale sia compensata da movimenti di segno opposto alle latitudini subtropicali. Alla subsidenza equatoriale associata allo shear occidentale corrisponde pertanto una risalita relativa nei subtropici, mentre alla risalita equatoriale associata allo shear orientale corrisponde una subsidenza subtropicale. Questa struttura costituisce la cosiddetta circolazione secondaria della QBO ed è uno dei motivi per cui la firma chimica dell’oscillazione non rimane confinata all’equatore. L’ozono mostra infatti anomalie tropicali e subtropicali spesso di segno opposto, formando una struttura latitudinale coerente con il trasporto meridionale e verticale indotto dalla QBO. Studi moderni basati su osservazioni satellitari e modelli chimico-climatici confermano che la QBO domina una parte considerevole della variabilità interannuale tropicale non soltanto dell’ozono, ma anche della circolazione e di numerosi gas traccia.
Un’altra caratteristica fondamentale della QBO dell’ozono è l’assenza di sincronizzazione con il ciclo annuale. Le anomalie equatoriali cambiano segno e raggiungono i propri massimi in periodi differenti dell’anno da un ciclo QBO all’altro. Ciò riflette direttamente la natura quasi-biennale, e non strettamente biennale, dell’oscillazione. Il suo periodo medio è di circa 28 mesi, ma può variare sensibilmente da un ciclo all’altro; conseguentemente, la fase della QBO deriva progressivamente rispetto alle stagioni. Questo comportamento distingue nettamente il segnale equatoriale da diverse risposte extratropicali della QBO, dove l’intenso ciclo stagionale della circolazione stratosferica condiziona fortemente il momento dell’anno nel quale l’influenza dell’oscillazione può manifestarsi.
L’esame della struttura verticale dell’ozono mediante le osservazioni SAGE II ha mostrato però che il semplice modello di spostamento verticale del profilo non è sufficiente per spiegare tutta l’anomalia osservata. Le sezioni tempo-quota rivelano infatti anomalie positive e negative alternate che discendono nel tempo insieme alla QBO, ma evidenziano due regioni separate di massima ampiezza. La prima è localizzata nella bassa stratosfera, approssimativamente tra 20 e 27 km, mentre la seconda si trova nella media stratosfera, indicativamente tra 30 e 37 km. Le anomalie nelle due regioni non sono perfettamente in fase: presentano uno sfasamento dell’ordine di un quarto del ciclo QBO. Questa struttura a doppio massimo rappresenta una delle prove più chiare del fatto che processi differenti governano la risposta dell’ozono alle diverse quote.
Nella parte inferiore della stratosfera domina infatti il trasporto verticale, mentre nella media stratosfera diventano determinanti le variazioni della chimica dell’ozono indotte dal trasporto di altre specie. Le osservazioni moderne hanno confermato questa interpretazione con una precisione molto maggiore rispetto a quella disponibile all’epoca delle prime analisi SAGE. Park et al., utilizzando dati di Aura MLS e OSIRIS insieme a simulazioni WACCM4, hanno mostrato che le anomalie equatoriali dell’ozono comprese fra circa 15 e 70 hPa propagano coerentemente verso il basso insieme alle zone di shear della QBO. Sopra circa 15 hPa, tuttavia, la fase delle anomalie dell’O₃ rispetto ai venti si inverte, e questa inversione è collegata soprattutto al controllo fotochimico esercitato dall’azoto reattivo.
Il ruolo del NOy è particolarmente importante. Con questo termine si indica l’insieme delle principali specie di azoto reattivo presenti nella stratosfera, comprendenti forme quali NO, NO₂, HNO₃ e altri composti correlati. Nella media stratosfera, NO e NO₂ partecipano a cicli catalitici estremamente efficienti nella distruzione dell’ozono. La QBO, modificando il trasporto verticale di N₂O e delle specie azotate che da esso derivano, altera quindi indirettamente il tasso di distruzione dell’O₃. Park et al. hanno documentato una relazione coerente e quasi opposta fra NOy e N₂O lungo il ciclo QBO e hanno osservato che, sopra circa 28 km, l’ozono risulta anticorrelato con l’azoto reattivo proprio perché NOx controlla una parte rilevante della distruzione catalitica dell’O₃.
Questo comportamento permette di comprendere perché la regione al di sopra di 28 km fornisca un contributo, seppure inferiore rispetto alla bassa stratosfera, all’anomalia dell’ozono colonnare e possa modificarne anche la fase temporale. La quantità totale di ozono osservata sopra una colonna atmosferica non è quindi determinata esclusivamente dal massimo principale nella bassa stratosfera: rappresenta l’integrale di anomalie verticali che possono essere parzialmente sfasate e talvolta persino di segno opposto. La tempistica del massimo dell’ozono totale deriva pertanto dall’interferenza tra il segnale dinamico della bassa stratosfera e quello prevalentemente fotochimico della media stratosfera.
La ricerca più recente ha ulteriormente raffinato questa suddivisione verticale. Uno studio pubblicato nel 2025, basato su simulazioni climatiche con chimica interattiva e su un nuovo metodo diagnostico per separare gli effetti del trasporto da quelli fotochimici, ha individuato tre regimi abbastanza distinti. Al di sotto di circa 20 hPa la risposta dell’ozono è principalmente attribuibile alle modificazioni della circolazione e dell’avvezione verticale; tra circa 6 e 20 hPa diventano dominanti le modificazioni del NOy; sopra circa 6 hPa assumono maggiore importanza le variazioni della temperatura, che modificano direttamente le velocità delle reazioni fotochimiche dell’ozono. Questa separazione moderna conferma e rende quantitativa l’interpretazione originariamente sviluppata utilizzando SAGE II e i primi modelli bidimensionali.
La regione superiore possiede infatti un comportamento chimico molto differente. Le reazioni responsabili della produzione e della distruzione dell’ozono diventano rapide e la concentrazione locale può adeguarsi in tempi relativamente brevi alle modificazioni della temperatura e delle specie cataliticamente attive. Le anomalie termiche associate alla QBO diventano quindi importanti direttamente per la chimica. Una variazione della temperatura modifica le costanti cinetiche di numerose reazioni e pertanto altera l’equilibrio fotochimico dell’ozono. In questo regime, l’O₃ non può più essere trattato semplicemente come una sostanza trasportata dalla circolazione: esso viene continuamente prodotto e distrutto mentre la QBO modifica l’ambiente termodinamico e chimico nel quale avvengono le reazioni.
Questa complessità spiega anche perché i primi tentativi modellistici riuscissero a riprodurre soltanto parzialmente il segnale osservato. I modelli acquisirono capacità progressivamente maggiore quando vennero introdotte una struttura realistica dei venti QBO, una rappresentazione adeguata della circolazione meridionale e una chimica stratosferica sufficientemente completa. Gli studi di Ling e London, Gray e Pyle, Chipperfield e Gray, Tung e Yang, Hess e O’Sullivan e numerosi altri mostrarono progressivamente che l’oscillazione dell’ozono colonnare può essere riprodotta in maniera realistica, soprattutto quando il modello viene forzato con venti osservati e quindi possiede una QBO con fase e periodo comparabili a quelli realmente presenti nell’atmosfera.
L’inclusione dell’effetto radiativo dell’ozono rappresentò un ulteriore passo avanti. L’ozono non è infatti soltanto una specie chimica sottoposta alla dinamica atmosferica: assorbe intensamente radiazione ultravioletta e infrarossa e contribuisce in maniera sostanziale al bilancio radiativo della stratosfera. Una variazione della concentrazione di ozono modifica quindi il tasso di riscaldamento locale. A sua volta, la temperatura influenza la circolazione e la chimica. Si crea così un feedback nel quale la QBO dinamica modifica l’ozono, l’anomalia dell’ozono modifica il riscaldamento radiativo e il cambiamento radiativo può retroagire sulla struttura termica e sulla circolazione secondaria. Questa interdipendenza spiega perché i modelli che includono la risposta radiativa dell’O₃ riescano generalmente a rappresentare meglio la fase e l’ampiezza della QBO chimica.
Il contributo di Hasebe fu particolarmente importante proprio sotto questo profilo. L’analisi mostrò che l’ipotesi tradizionale di una relazione strettamente in fase fra ozono e vento nella bassa stratosfera non era sufficiente a spiegare tutte le osservazioni e che era necessario considerare più attentamente l’interazione tra dinamica, radiazione e chimica. Il modello sviluppato da Hasebe riuscì comunque a riprodurre l’evoluzione temporale osservata della QBO dell’ozono introducendo il profilo del vento zonale realmente osservato, confermando che l’avvezione verticale guidata dalla circolazione secondaria costituisce il processo fondamentale nella bassa stratosfera.
Le moderne osservazioni satellitari rafforzano ulteriormente questa visione. Nel periodo 2005–2014, comprendente oltre quattro cicli completi della QBO, Park et al. hanno riscontrato una propagazione discendente altamente coerente delle anomalie di O₃, NOy e N₂O. La QBO fornisce così una sorta di esperimento naturale attraverso il quale è possibile osservare come dinamica e chimica interagiscano nell’atmosfera reale. Le specie caratterizzate da tempi di vita relativamente lunghi rispondono prevalentemente alla circolazione, mentre quelle più reattive evidenziano il ruolo delle trasformazioni fotochimiche. Il buon accordo generale fra le osservazioni satellitari e WACCM4 dimostra inoltre che i moderni modelli chimico-climatici sono capaci di rappresentare molti degli aspetti fondamentali di questa interazione, pur mantenendo differenze nell’ampiezza delle anomalie attorno a 35 km.
L’importanza scientifica dell’anomalia equatoriale dell’ozono va quindi ben oltre la descrizione di una variazione periodica della colonna di O₃. Essa costituisce uno dei migliori strumenti diagnostici della circolazione secondaria associata alla QBO. Poiché la distribuzione verticale dell’ozono presenta forti gradienti e il suo tempo di vita varia rapidamente con la quota, anche piccoli spostamenti verticali della massa d’aria producono anomalie facilmente osservabili. L’ozono funziona quindi come una sorta di “marcatore” della respirazione verticale della stratosfera tropicale, rendendo visibile una circolazione che sarebbe molto più difficile ricostruire utilizzando esclusivamente misure dirette della velocità verticale, estremamente piccola in termini assoluti.
La relazione fra QBO e ozono ha inoltre importanti implicazioni per l’analisi delle tendenze climatiche e del recupero dello strato di ozono. Poiché la QBO produce variazioni interannuali di alcuni punti percentuali nella colonna tropicale, qualsiasi valutazione delle tendenze a lungo termine deve separare questa oscillazione naturale dai cambiamenti dovuti alle sostanze che distruggono l’ozono, all’aumento dei gas serra o alle variazioni della circolazione di Brewer–Dobson. Lo studio del 2025 sottolinea proprio come una corretta separazione fra effetti dinamici e chimici della QBO sia importante per comprendere le differenze fra i modelli e migliorare l’affidabilità delle proiezioni future dell’ozono stratosferico.
La presenza di una risposta dell’ozono alla QBO rappresenta inoltre un esempio particolarmente efficace del carattere accoppiato della stratosfera. Le onde atmosferiche generano l’accelerazione necessaria alla QBO dei venti; la QBO modifica temperatura e circolazione; la circolazione trasporta ozono, N₂O e composti azotati; tali variazioni modificano la chimica; la chimica altera l’ozono; e l’ozono, attraverso il proprio effetto radiativo, contribuisce nuovamente alla struttura termica della stratosfera. La separazione concettuale fra “dinamica” e “chimica” è quindi utile per identificare i meccanismi, ma nell’atmosfera reale i due sistemi sono intimamente collegati.
In questo senso, la QBO equatoriale dell’ozono rappresenta un caso paradigmatico. Nella bassa stratosfera il segnale è dominato soprattutto dall’avvezione verticale e segue la propagazione discendente delle zone di shear; nella media stratosfera il trasporto di NOy e la chimica catalitica diventano decisivi; nella stratosfera superiore la risposta fotochimica alla temperatura assume progressivamente maggiore importanza. La struttura osservata dell’ozono è quindi la sovrapposizione verticale di processi fisicamente differenti ma dinamicamente collegati dalla stessa oscillazione.
La principale conclusione che emerge dalla combinazione degli studi storici e moderni è pertanto che l’anomalia equatoriale dell’ozono non rappresenta una risposta passiva e uniforme alla QBO dei venti. Essa è il prodotto di un sistema tridimensionale e accoppiato nel quale trasporto, temperatura, chimica dell’azoto reattivo e feedback radiativi cambiano importanza con la quota. Le anomalie dell’ozono totale di circa ±10 DU costituiscono soltanto la manifestazione integrata di una struttura verticale molto più complessa, caratterizzata da due principali regioni di variabilità e da un progressivo passaggio dal controllo dinamico a quello fotochimico. Le osservazioni SAGE, SBUV, MLS e OSIRIS, insieme agli esperimenti modellistici sviluppati nell’arco di oltre mezzo secolo, hanno trasformato questa semplice correlazione tra vento e ozono in uno degli esempi più completi di interazione fra dinamica e composizione nella stratosfera terrestre.
5.2. Ozono: l’anomalia equatoriale e la relazione con la struttura verticale della QBO – Figura 20
La Figura 20 rappresenta una delle dimostrazioni osservazionali più efficaci del legame esistente fra la Quasi-Biennial Oscillation dei venti stratosferici equatoriali e la variabilità dell’ozono nella colonna atmosferica tropicale. Il suo interesse scientifico deriva soprattutto dal fatto che mette direttamente a confronto due quantità apparentemente molto diverse: da un lato la concentrazione integrata verticalmente dell’ozono, dall’altro la struttura verticale del vento zonale associata alla QBO. La notevole corrispondenza temporale fra i due segnali dimostra che l’oscillazione quasi-biennale non costituisce semplicemente un’alternanza dinamica di venti orientali e occidentali, ma modifica sistematicamente il trasporto, la temperatura e infine la composizione chimica della stratosfera tropicale. Le analisi successive hanno confermato che la QBO rappresenta una delle principali sorgenti di variabilità interannuale dell’ozono tropicale e che la risposta osservata deriva dall’interazione fra trasporto verticale e processi fotochimici la cui importanza relativa cambia fortemente con la quota.
Il pannello (a) presenta l’evoluzione temporale delle anomalie dell’ozono colonnare equatoriale nel periodo compreso approssimativamente tra il 1979 e il 1995. L’asse verticale è espresso in Dobson Units, mentre l’asse orizzontale rappresenta gli anni. La linea continua deriva dalle osservazioni SBUV e SBUV/2, mentre per una parte del periodo è mostrato anche il segnale ricavato da SAGE II; la curva tratteggiata più sottile rappresenta invece la serie temporale di riferimento della QBO, costruita utilizzando le osservazioni del vento equatoriale di Singapore ponderate verticalmente secondo il profilo riportato nel pannello (b). Le anomalie dell’ozono raggiungono tipicamente ampiezze dell’ordine di ±10 DU, equivalenti a circa il 4% dell’ozono totale colonnare equatoriale di fondo. Una variabilità di questa entità è considerevole e mostra immediatamente che la QBO deve essere tenuta in conto quando si analizzano tendenze o variazioni interannuali dell’ozono tropicale.
Ciò che colpisce maggiormente nel pannello superiore è la corrispondenza tra i massimi e i minimi dell’ozono e quelli della serie QBO costruita a partire dal vento. Le due oscillazioni seguono una successione quasi parallela di anomalie positive e negative, pur con alcune differenze nell’ampiezza e nella fase di singoli cicli. Questa caratteristica era uno degli elementi centrali dell’analisi di Randel e Wu [1996], i quali svilupparono tecniche statistiche per isolare il segnale quasi-biennale all’interno delle osservazioni SAGE II. Il loro lavoro mostrò che il segnale dell’ozono possiede una struttura verticale e latitudinale ben organizzata, intimamente collegata alla dinamica della QBO e non riconducibile semplicemente a rumore interannuale o a variazioni stagionali.
Il carattere realmente quasi-biennale del segnale è visibile anche dall’irregolarità della distanza temporale fra i diversi massimi. Non si osserva una ripetizione esatta ogni due anni: alcuni cicli sono più brevi, altri più lunghi. Questa proprietà riflette direttamente il comportamento della QBO dei venti, il cui periodo non è rigidamente fissato a 24 mesi, ma oscilla normalmente attorno a un valore medio vicino ai 28 mesi. Di conseguenza anche le anomalie dell’ozono “scivolano” progressivamente rispetto al calendario stagionale. Il massimo positivo non compare ogni volta nello stesso mese e lo stesso vale per il passaggio da anomalie positive a negative. Questo è un indizio molto importante per distinguere il segnale QBO dal ciclo annuale o semiannuale della composizione atmosferica.
La relazione fisica evidenziata dalla figura è particolarmente chiara: le anomalie positive dell’ozono colonnare tendono a essere associate alla fase occidentale della QBO nella parte inferiore e centrale della stratosfera equatoriale, mentre le anomalie negative accompagnano prevalentemente la fase orientale. Non è tuttavia il vento zonale in quanto tale a creare o distruggere direttamente l’ozono. La relazione nasce principalmente dalla circolazione secondaria indotta dalla QBO. Le anomalie del vento zonale sono accompagnate da anomalie di temperatura e da movimenti verticali necessari a mantenere l’equilibrio dinamico e radiativo della stratosfera. Una fase caratterizzata da shear occidentale può essere associata, all’equatore, a una relativa subsidenza dell’aria; una configurazione opposta può invece favorire una risalita anomala.
Il meccanismo era già stato proposto nei lavori pionieristici di Reed e venne successivamente raffinato da Hasebe. Nella bassa stratosfera tropicale il rapporto di mescolamento dell’ozono aumenta fortemente con l’altezza. Quando la circolazione secondaria provoca subsidenza, aria relativamente più ricca di ozono viene trasportata verso livelli inferiori, generando a una quota fissa un’anomalia positiva di O₃. Durante la risalita avviene il processo opposto: aria proveniente da quote inferiori, relativamente povera di ozono, viene sollevata e produce un’anomalia negativa. Hasebe mostrò tuttavia che la relazione di fase fra ozono, vento e circolazione è più complessa di una semplice risposta istantanea e osservò che nella bassa stratosfera la QBO dell’ozono può precedere di diversi mesi quella del vento zonale.
Il pannello (b) è quindi essenziale per comprendere perché una semplice classificazione della QBO basata sul vento a un unico livello non riesca a descrivere perfettamente l’ozono totale. Sull’asse verticale è rappresentata la pressione, da circa 70 hPa nella parte inferiore a 10 hPa nella parte superiore, mentre l’asse orizzontale mostra il coefficiente di ponderazione assegnato ai venti di ciascun livello. Il profilo è stato ottenuto empiricamente scegliendo la combinazione verticale dei venti capace di massimizzare l’accordo con le anomalie osservate dell’ozono colonnare, escludendo i periodi maggiormente perturbati dagli aerosol vulcanici.
Il peso aumenta fortemente passando dalla bassa stratosfera verso la regione intorno a 20–30 hPa. A circa 70 hPa il coefficiente è leggermente negativo, vicino a 50 hPa risulta prossimo allo zero, mentre aumenta rapidamente attorno a 40 e 30 hPa fino a raggiungere il proprio massimo vicino a 20 hPa, dove assume un valore prossimo a 0,6. Rimane ancora elevato a 15 hPa e diminuisce verso 10 hPa. Questo significa che il segnale dell’ozono colonnare è particolarmente sensibile allo stato della QBO nella regione compresa approssimativamente fra 15 e 30 hPa, con un contributo massimo nei pressi dei 20 hPa.
Questa caratteristica è significativa perché mostra che non esiste un singolo livello della QBO universalmente rappresentativo di tutte le sue teleconnessioni. Per studiare la relazione con il vortice polare e l’effetto Holton–Tan vengono frequentemente utilizzati i venti equatoriali intorno a 40–50 hPa. Nel caso dell’ozono colonnare equatoriale, invece, sono i venti a livelli più elevati, soprattutto intorno a 20–30 hPa, a risultare maggiormente correlati con le anomalie osservate. Il motivo risiede nella struttura verticale dell’ozono e nell’accoppiamento fra la propagazione discendente della QBO e il trasporto verticale: quando la struttura dello shear raggiunge questi livelli, la circolazione secondaria ha una particolare efficacia nel modificare la distribuzione verticale dell’O₃ e quindi la quantità integrata nella colonna.
Il valore leggermente negativo della ponderazione intorno a 70 hPa non deve invece essere interpretato come la prova di un processo fisico autonomo di segno opposto. Poiché il profilo è ottenuto attraverso un’ottimizzazione statistica, esso rappresenta la combinazione dei diversi livelli del vento che meglio riproduce il segnale dell’ozono. La QBO possiede una struttura verticale complessa nella quale regimi orientali e occidentali possono essere presenti simultaneamente a quote differenti; di conseguenza, anche coefficienti di segno opposto possono contribuire a ricostruire correttamente la fase complessiva dell’oscillazione.
Il meccanismo che produce l’anomalia dell’ozono totale dipende inoltre da una proprietà fondamentale della chimica stratosferica: il tempo di vita fotochimico dell’ozono diminuisce rapidamente con la quota. Nella bassa stratosfera, al di sotto approssimativamente di 25–30 km, i tempi fotochimici sono relativamente lunghi rispetto ai tempi della circolazione. L’ozono si comporta quindi in larga misura come un tracciante dinamico e la sua concentrazione è controllata soprattutto dall’avvezione verticale. Spostandosi verso la media e alta stratosfera, produzione e distruzione fotochimica diventano molto più rapide e l’ozono tende ad adattarsi più velocemente alle condizioni locali di temperatura e composizione chimica.
Questa distinzione è essenziale per spiegare perché uno spostamento verticale del profilo possa modificare anche l’ozono totale colonnare. Se l’ozono fosse un tracciante perfettamente conservativo a tutte le quote, una semplice discesa della sua distribuzione produrrebbe un aumento a livelli inferiori accompagnato da una diminuzione equivalente a livelli superiori, senza grandi variazioni della quantità integrata. Nella realtà, al di sopra della regione in cui il tempo di vita chimico diventa breve, l’ozono rimosso dinamicamente viene rapidamente rigenerato attraverso la fotochimica. In presenza di subsidenza, la colonna può quindi acquistare una quantità netta di ozono; durante la risalita si verifica il comportamento opposto. È questa combinazione fra trasporto e rapida rigenerazione fotochimica a spiegare una parte fondamentale dell’oscillazione di circa ±10 DU mostrata nel pannello superiore.
La ricerca successiva a Randel e Wu ha mostrato con grande chiarezza che la separazione fra controllo dinamico e controllo chimico cambia progressivamente con l’altitudine. Park et al. [2017], utilizzando osservazioni Aura MLS e OSIRIS insieme a simulazioni WACCM4, hanno riscontrato che fra circa 15 e 70 hPa le anomalie positive e negative di ozono discendono coerentemente insieme agli shear occidentali e orientali della QBO, un comportamento indicativo del predominio dell’avvezione verticale. Al di sopra di circa 15 hPa, invece, la relazione di fase fra ozono e vento tende a invertirsi e il controllo esercitato dalla chimica dell’azoto reattivo diventa sempre più importante.
Questa evidenza moderna aiuta a comprendere perché l’accordo quasi perfetto del pannello (a) nasconda in realtà una notevole complessità verticale. L’ozono totale riportato nella Figura 20 è infatti il risultato dell’integrazione sull’intera colonna di anomalie che possono avere origine fisica differente. Nella bassa stratosfera domina il trasporto diretto dell’ozono; più in alto diventano importanti le variazioni di NOy, cioè della famiglia dell’azoto reattivo, che include specie coinvolte nei cicli catalitici di distruzione dell’O₃. Park et al. hanno mostrato che, nella media stratosfera sopra circa 28 km, l’ozono è anticorrelato con l’azoto reattivo perché l’aumento di NOx accelera i cicli catalitici di perdita dell’ozono.
La Figura 20 rappresenta pertanto il risultato integrato di almeno due importanti regimi verticali. Questa interpretazione è pienamente coerente con le analisi SAGE II di Randel e Wu, che hanno identificato una struttura verticale organizzata della QBO dell’ozono, con contributi rilevanti provenienti sia dalla stratosfera inferiore sia da quella media. Gli autori mostrarono che le anomalie nella regione inferiore sono fortemente connesse al trasporto verticale medio, mentre quelle della media stratosfera riflettono in maniera importante gli effetti chimici legati alle specie azotate, a loro volta modificati dalla circolazione.
Le ricerche più recenti hanno permesso di quantificare questa separazione con ancora maggiore precisione. Uno studio del 2025 ha utilizzato simulazioni E3SMv2 con chimica interattiva e una nuova diagnostica capace di distinguere la risposta fotochimica dell’ozono da quella attribuibile direttamente alla circolazione. I risultati evidenziano tre regimi verticali: sotto circa 20 hPa domina il trasporto associato alla QBO; fra circa 6 e 20 hPa diventano predominanti le variazioni di NOy; sopra circa 6 hPa la risposta dell’ozono è controllata soprattutto dalle variazioni di temperatura e dalla conseguente modifica della fotochimica. Le osservazioni mostrano inoltre la tipica struttura verticale a doppio massimo dell’anomalia tropicale dell’ozono, confermando quanto le caratteristiche già suggerite dalle osservazioni storiche della Figura 20 siano rimaste robuste anche utilizzando dataset e modelli molto più moderni.
Questi risultati aggiornati permettono anche di interpretare correttamente il significato della correlazione mostrata nella Figura 20. La forte corrispondenza fra ozono colonnare e serie del vento non significa che le concentrazioni di O₃ siano una funzione semplice del vento zonale. Il vento costituisce piuttosto un indicatore dello stato dinamico complessivo della QBO. A ogni configurazione verticale del vento corrispondono determinate anomalie termiche, determinati movimenti meridionali e verticali e, di conseguenza, specifiche perturbazioni del trasporto dei gas traccia. Queste modificano a loro volta le concentrazioni delle specie chimicamente attive e quindi i tassi di produzione e perdita dell’ozono. Il legame osservato è dunque il risultato finale di una catena causale molto più complessa.
Un recente lavoro di Ming e collaboratori ha ulteriormente evidenziato che trasporto e chimica non devono essere considerati processi nettamente separati lungo tutta la profondità della QBO. L’ozono, la temperatura e la circolazione sono collegati da relazioni di fase e ampiezza che coinvolgono anche l’influenza degli strati atmosferici immediatamente superiori e inferiori. Lo studio conferma che sia il trasporto sia la chimica contribuiscono alla QBO dell’ozono e che la ricostruzione della circolazione verticale a partire dalle sole anomalie locali richiede di considerare il carattere accoppiato dell’intera colonna stratosferica.
Particolarmente importante è inoltre il fatto che l’ozono stesso non rappresenti esclusivamente un tracciante passivo. Essendo un forte assorbitore della radiazione ultravioletta, le sue variazioni modificano il riscaldamento radiativo della stratosfera. Un’anomalia dell’ozono prodotta inizialmente dalla circolazione della QBO può quindi modificare la temperatura locale; la temperatura influenza a sua volta sia la chimica sia il campo dei venti e la circolazione meridionale. Si crea così un feedback dinamico-radiativo-chimico attraverso il quale l’ozono può contribuire alla struttura della stessa risposta atmosferica che lo ha inizialmente perturbato. Questa è una delle ragioni per cui le simulazioni più realistiche della QBO dell’ozono richiedono una chimica interattiva e una rappresentazione coerente del riscaldamento radiativo.
La presenza simultanea dei dataset SBUV/SBUV2 e SAGE II nella figura possiede anche un importante significato metodologico. SBUV misura l’ozono sfruttando la radiazione ultravioletta solare retrodiffusa, mentre SAGE II utilizza una geometria di occultazione solare e fornisce informazioni verticalmente risolte. Il fatto che sistemi osservativi indipendenti evidenzino un comportamento coerente rafforza l’interpretazione geofisica del segnale. SAGE II fu inoltre essenziale per comprendere ciò che la sola colonna totale non poteva mostrare: l’esistenza di differenti massimi verticali dell’anomalia e il loro sfasamento relativo lungo il ciclo della QBO. L’analisi di Randel e Wu utilizzò proprio la ricchezza verticale di SAGE II per isolare la struttura tridimensionale dell’oscillazione dell’ozono.
Un altro elemento da considerare è l’esclusione dei periodi vulcanici nella determinazione del profilo di ponderazione del pannello (b). Grandi eruzioni possono introdurre quantità enormi di aerosol solfatici nella stratosfera, alterando sia il bilancio radiativo sia la chimica eterogenea dell’ozono e complicando l’interpretazione del rapporto QBO–O₃. La parte finale della serie temporale comprende, per esempio, gli anni successivi alla grande eruzione del Pinatubo del 1991. Durante tali periodi, attribuire ogni variazione dell’ozono esclusivamente alla QBO sarebbe scorretto. La procedura adottata dagli autori mirava quindi a ricavare una relazione tra vento e ozono quanto più possibile rappresentativa del funzionamento interno della QBO, evitando che forti perturbazioni vulcaniche distorcessero la determinazione empirica dei pesi verticali.
La Figura 20 assume anche notevole importanza per gli studi delle tendenze dell’ozono. Poiché l’oscillazione produce variazioni dell’ordine di diversi punti percentuali, una serie osservativa di durata limitata può iniziare durante una fase positiva della QBO e terminare durante una fase negativa, o viceversa, generando una tendenza apparente che non riflette necessariamente un cambiamento di lungo periodo. Nei moderni studi dell’ozono è quindi indispensabile separare statisticamente la componente QBO da quella associata alla progressiva diminuzione delle sostanze lesive dell’ozono, ai cambiamenti della circolazione di Brewer–Dobson, al ciclo solare, agli aerosol vulcanici e ad altre sorgenti di variabilità naturale e antropogenica.
La stessa dinamica ha implicazioni che si estendono oltre la sola stratosfera tropicale. La QBO modifica la circolazione residua anche al di fuori della fascia equatoriale e può quindi alterare la redistribuzione dell’ozono verso le regioni subtropicali ed extratropicali. Studi chimico-climatici recenti mostrano inoltre che le differenti fasi della QBO possono modificare persino la quantità di ozono stratosferico trasferita verso la troposfera attraverso variazioni della circolazione residua. Ciò conferma che la relazione osservata nella Figura 20 rappresenta la manifestazione tropicale di un sistema di trasporto molto più esteso, nel quale la QBO contribuisce a organizzare la distribuzione tridimensionale dell’ozono atmosferico.
Nel suo complesso, quindi, la Figura 20 non deve essere letta semplicemente come un confronto fra due curve che oscillano quasi nello stesso modo. Essa sintetizza un principio fondamentale della fisica della stratosfera: la QBO dei venti genera una QBO della circolazione, della temperatura e della chimica e, attraverso queste vie, una QBO dell’ozono. Il pannello (a) fornisce l’evidenza osservativa macroscopica di questo accoppiamento, mostrando che anomalie dell’ozono dell’ordine di ±10 DU seguono con notevole regolarità l’evoluzione della QBO; il pannello (b) rivela invece che la migliore descrizione del fenomeno richiede di considerare l’intera struttura verticale del vento, attribuendo il peso maggiore alla regione intorno a 20–30 hPa.
Alla luce della letteratura sviluppatasi dopo lo studio di Randel e Wu, il significato della figura può essere ulteriormente precisato. Nella bassa stratosfera, la corrispondenza mostrata nel pannello superiore riflette soprattutto l’avvezione verticale dell’ozono prodotta dalla circolazione secondaria della QBO; nella media stratosfera diventa progressivamente essenziale la redistribuzione dell’azoto reattivo e quindi la modulazione dei cicli catalitici di perdita dell’O₃; ancora più in alto, la risposta dell’ozono è sempre più legata alle perturbazioni termiche e alla fotochimica. Le moderne osservazioni satellitari e i modelli chimico-climatici hanno pertanto confermato il risultato qualitativo della Figura 20, ma hanno mostrato che dietro la sorprendente semplicità della correlazione tra vento e ozono si trova una complessa sovrapposizione verticale di processi dinamici, chimici e radiativi.
È proprio questa complessità a rendere la Figura 20 particolarmente importante nella storia degli studi sulla QBO. Essa mostra che una perturbazione generata dalla deposizione di momento delle onde nella stratosfera equatoriale può propagarsi attraverso una catena di processi fino a modificare una quantità chimica osservabile su scala globale. La QBO non è quindi soltanto una caratteristica della circolazione atmosferica, ma una modalità integrata del sistema stratosferico, nella quale venti, temperatura, moto verticale, trasporto dei traccianti, chimica dell’azoto e ozono evolvono in maniera strettamente accoppiata. La notevole concordanza delle curve della Figura 20 costituisce, in questo senso, una delle evidenze più immediate e didatticamente efficaci dell’unità profonda tra dinamica e chimica della stratosfera tropicale.
5.2. Ozono: l’anomalia equatoriale e la struttura latitudinale della QBO – Figura 21
La Figura 21 costituisce uno dei passaggi più importanti nell’interpretazione della relazione tra Quasi-Biennial Oscillation e ozono stratosferico, perché consente di osservare il segnale non più soltanto come variazione temporale locale all’equatore, ma come struttura organizzata nello spazio e nel tempo attraverso un’ampia fascia dell’atmosfera compresa tra circa 60°S e 60°N. Il confronto fra i due pannelli permette infatti di distinguere ciò che viene realmente osservato nella variabilità dell’ozono colonnare da quella porzione della variabilità che può essere attribuita statisticamente alla QBO. È proprio questa distinzione a rendere la figura particolarmente istruttiva: nel pannello superiore emerge la complessità dell’atmosfera reale, nella quale molteplici processi agiscono simultaneamente, mentre nel pannello inferiore appare una struttura molto più regolare, organizzata e coerente, che rivela la firma specifica dell’oscillazione quasi-biennale.
Il pannello (a) mostra le anomalie dell’ozono colonnare ottenute combinando le osservazioni satellitari SBUV e SBUV/2 per il periodo 1979–1994. Prima dell’analisi sono stati rimossi il ciclo stagionale medio e la tendenza di lungo periodo, così che la figura non rappresenta l’ozono assoluto, ma esclusivamente le deviazioni rispetto al comportamento climatologico e alla tendenza pluriennale. L’intervallo tra le isolinee è pari a 3 DU, i valori positivi sono ombreggiati e la linea corrispondente all’anomalia nulla è stata omessa per rendere più leggibile la struttura dei segnali. Le linee verticali indicano gennaio di ciascun anno, mentre le aree tratteggiate diagonalmente rappresentano regioni nelle quali i dati sono considerati poco affidabili. Inoltre, tutti i valori sono stati moltiplicati per il coseno della latitudine, così da tenere conto della diminuzione dell’area superficiale rappresentata dalle fasce latitudinali procedendo verso i poli.
Questa ponderazione geometrica è importante quando si confrontano anomalie presenti a latitudini differenti. Una fascia larga, per esempio, 10° centrata sull’equatore rappresenta una superficie terrestre maggiore rispetto a una fascia della stessa ampiezza situata a 60° di latitudine. Moltiplicare per il coseno della latitudine consente quindi di interpretare le anomalie in modo più coerente rispetto alla loro importanza areale. La procedura non cambia il segno delle anomalie e non crea artificialmente le strutture osservate, ma ridimensiona progressivamente i valori alle latitudini più elevate.
La prima caratteristica evidente del pannello (a) è la presenza, nella fascia equatoriale, di una successione regolare di anomalie positive e negative che si alternano su scale temporali prossime ai due anni. La periodicità, tuttavia, non è rigidamente biennale. I massimi e i minimi non ricorrono nello stesso mese ogni due anni, ma si spostano progressivamente rispetto al ciclo stagionale. Questo comportamento costituisce una delle firme più caratteristiche della QBO. Come sottolineato nella revisione di Baldwin et al., la QBO possiede infatti un periodo medio di circa 28 mesi, ma mostra una significativa variabilità da un ciclo all’altro; di conseguenza, i fenomeni chimici direttamente collegati ad essa non sono sincronizzati con il calendario annuale.
La Figura 21 conferma quindi in maniera spazialmente molto più completa ciò che la Figura 20 aveva già suggerito attraverso una semplice serie temporale equatoriale: l’ozono totale tropicale segue la QBO dei venti, ma lo fa con una periodicità variabile che deriva lentamente rispetto alle stagioni. Se il segnale fosse prodotto principalmente dal ciclo annuale, le transizioni fra anomalie positive e negative dovrebbero ripresentarsi sistematicamente in periodi simili dell’anno. Al contrario, nella figura le strutture equatoriali attraversano le linee verticali di gennaio in momenti diversi da un ciclo al successivo. È una prova molto forte dell’indipendenza fondamentale tra il ritmo della QBO tropicale e quello stagionale.
Procedendo dall’equatore verso i subtropici e le medie latitudini, il pannello (a) diventa però notevolmente più complesso. Compaiono anomalie di ozono di ampiezza considerevole, talvolta persistenti, talvolta molto irregolari, che non sembrano seguire direttamente l’oscillazione equatoriale. Questo comportamento non sorprende, perché al di fuori dei tropici l’ozono è influenzato da numerosi processi: variazioni della circolazione di Brewer–Dobson, propagazione e breaking delle onde planetarie, dinamica del vortice polare, variazioni dello scambio meridionale, attività vulcanica e variabilità interna della stratosfera. La Brewer–Dobson circulation, in particolare, trasporta aria dalla regione tropicale verso le medie e alte latitudini e costituisce uno dei meccanismi principali attraverso cui vengono redistribuiti ozono e altri traccianti stratosferici.
Il pannello (b) è quindi cruciale perché tenta di isolare proprio la componente della variabilità attribuibile alla QBO. Gli autori hanno utilizzato una regressione stagionalmente variabile, in modo che la relazione fra QBO e ozono non fosse costretta ad avere la stessa intensità in tutti i mesi dell’anno. Questa scelta metodologica è particolarmente appropriata perché il segnale tropicale della QBO è relativamente indipendente dalla stagione, mentre la risposta extratropicale è fortemente modulata dalla circolazione stagionale e dalla propagazione delle onde planetarie. Una regressione con coefficienti invarianti durante l’anno avrebbe quindi rischiato di attenuare o distorcere il vero segnale.
Una volta isolata la componente QBO, emerge una struttura sorprendentemente regolare. All’equatore compaiono lobi alternati di anomalia positiva e negativa che si succedono con periodicità quasi-biennale. Rispetto al pannello superiore, il segnale appare molto più pulito e coerente. Ciò dimostra che nella fascia tropicale una parte estremamente importante della variabilità interannuale dell’ozono totale è effettivamente controllata dalla QBO. Già Gray e Pyle, nei loro studi classici sul pattern globale della QBO nell’ozono totale, avevano mostrato che la variabilità interannuale dell’ozono tra circa 10°S e 10°N è dominata dall’oscillazione quasi-biennale e che le anomalie equatoriali sono fortemente correlate con il vento zonale equatoriale.
Il risultato assume ancora maggiore importanza osservando ciò che avviene ai lati dell’equatore. Quando compare un’anomalia positiva nella fascia equatoriale, alle latitudini subtropicali tendono frequentemente a svilupparsi anomalie di segno opposto. Quando il segnale equatoriale diventa negativo, anche quello subtropicale cambia segno. Questa configurazione forma una struttura latitudinale a lobi alternati che non può essere interpretata come una semplice propagazione orizzontale dell’anomalia di ozono dall’equatore verso le medie latitudini.
Già gli studi di fine anni Ottanta avevano mostrato che il segnale extratropicale della QBO nell’ozono non è compatibile con una semplice advezione delle anomalie tropicali mediante la circolazione climatologica, né con un semplice mescolamento quasi orizzontale da parte delle onde planetarie. Le anomalie extratropicali assumono piuttosto la forma di un’oscillazione quasi stazionaria modulata stagionalmente, probabilmente associata alle variazioni della circolazione meridionale indotte dalla QBO e alla conseguente avvezione verticale dell’ozono.
Questa interpretazione è coerente con il concetto di circolazione secondaria della QBO. Le anomalie di vento zonale equatoriale non possono esistere indipendentemente dalla struttura termica e dalla circolazione meridionale. Durante determinate fasi della QBO, nella regione equatoriale si sviluppa una relativa subsidenza, mentre nelle fasce subtropicali compare una risalita compensativa; durante la fase opposta, i segni della circolazione vengono invertiti. La continuità della massa impone infatti che una discesa anomala dell’aria in una regione sia compensata da una risalita in regioni adiacenti.
L’ozono permette di rendere visibile questa circolazione perché nella bassa stratosfera possiede un forte gradiente verticale. Una subsidenza equatoriale trasporta verso il basso aria proveniente da livelli superiori relativamente ricca di ozono, determinando un’anomalia positiva dell’O₃ a una determinata quota e contribuendo ad aumentare la colonna totale. Contemporaneamente, la risalita subtropicale porta verso l’alto aria proveniente da livelli inferiori relativamente povera di ozono, producendo una risposta di segno opposto. Quando la circolazione si inverte, anche le anomalie chimiche cambiano segno. La Figura 21 rende quindi osservabile la struttura meridionale della circolazione QBO proprio attraverso la distribuzione dell’ozono.
La situazione deve però essere distinta dalla più ampia circolazione di Brewer–Dobson. Quest’ultima descrive la circolazione media stratosferica caratterizzata da risalita tropicale, trasporto poleward e discesa alle medie e alte latitudini. La circolazione indotta dalla QBO si sovrappone a tale struttura, rafforzandola o indebolendola localmente a seconda della fase dell’oscillazione. Di conseguenza, la QBO può essere interpretata come una modulazione quasi-biennale della circolazione residua e quindi del trasporto degli stessi costituenti utilizzati per diagnosticare la Brewer–Dobson circulation. La moderna concezione della BDC sottolinea proprio come gas relativamente longevi e quasi conservativi possano essere utilizzati per ricostruire la circolazione di massa della stratosfera.
La struttura della Figura 21 evidenzia inoltre una differenza fondamentale tra tropici ed extratropici. Nella fascia equatoriale la QBO dell’ozono è presente durante tutto l’anno e non mostra una forte preferenza stagionale. Alle medie latitudini, invece, le anomalie attribuite alla QBO presentano una marcata stagionalità. Randel e Wu dimostrarono attraverso l’analisi SAGE II che la QBO dell’ozono alle medie latitudini possiede una struttura verticale a due celle e che la sua sincronizzazione stagionale è una prova della modulazione QBO della circolazione dell’emisfero invernale. Il massimo inferiore presenta un’estensione latitudinale molto ampia, all’incirca da 15° a 60°, ed è coerente con un’origine legata al trasporto verticale medio; il massimo della media stratosfera tende invece a essere più concentrato tra circa 10° e 40° e viene interpretato principalmente come conseguenza degli effetti chimici legati all’azoto reattivo, anch’essi indotti dal trasporto.
Quest’ultimo punto è particolarmente importante perché impedisce di interpretare tutta la Figura 21 come il risultato di una semplice ridistribuzione meccanica dell’ozono. La colonna totale integra infatti anomalie provenienti da quote differenti, dove i processi fisici dominanti non sono gli stessi. Nella bassa stratosfera l’ozono ha un tempo di vita relativamente lungo e può essere trattato approssimativamente come un tracciante della circolazione; più in alto, i tempi fotochimici diventano molto più brevi e le variazioni delle specie chimicamente attive assumono un ruolo fondamentale.
La famiglia dell’azoto reattivo, NOy, rappresenta un esempio particolarmente importante. L’N₂O proveniente dalla troposfera viene trasportato nella stratosfera e costituisce la principale sorgente del NOy stratosferico. I composti NO e NO₂ partecipano a cicli catalitici capaci di distruggere ozono. Se la QBO modifica il trasporto verticale di N₂O e NOy, modifica indirettamente anche i tassi fotochimici di perdita dell’O₃. Le osservazioni satellitari moderne analizzate da Park et al. hanno mostrato che O₃, NOy e N₂O presentano strutture quasi-biennali altamente coerenti e che NOy e N₂O risultano quasi in opposizione di fase nella stratosfera tropicale. Le simulazioni con WACCM4 riproducono in larga misura queste relazioni, confermando l’intimo collegamento fra circolazione QBO e chimica dell’azoto.
Ciò aiuta a comprendere un aspetto apparentemente paradossale della Figura 21: l’ozono colonnare presenta una struttura spaziale relativamente semplice, mentre la risposta verticale sottostante è molto più articolata. La quantità totale rappresentata nei due pannelli è infatti l’integrazione di anomalie che possono essere originate dal trasporto nella bassa stratosfera e dalla chimica nella media stratosfera. Due anomalie verticali possono anche risultare parzialmente sfasate, rafforzandosi o compensandosi a seconda della fase della QBO. La successiva Figura 22, mostrando direttamente la struttura tempo-quota dell’ozono, rende ancora più evidente questo comportamento.
L’analisi di Randel e Wu del 1996 fu particolarmente importante proprio perché dimostrò che il segnale globale dell’ozono QBO può essere isolato utilizzando metodi statistici sofisticati, tra cui decomposizione ai valori singolari e regressione. Essi descrissero queste procedure come una sorta di filtro digitale capace di estrarre la struttura QBO dalla complessa variabilità osservata. Nei loro risultati, il segnale alle medie latitudini non appariva semplicemente come una prosecuzione del nucleo tropicale: possedeva una struttura verticale e una sincronizzazione stagionale specifiche, indicando un vero accoppiamento fra QBO tropicale e circolazione extratropicale.
La differenza fra pannello (a) e pannello (b) consente quindi di comprendere anche il concetto di attribuzione statistica. Non tutto ciò che appare nell’anomalia osservata dell’ozono è attribuibile alla QBO. In particolare, alle medie e alte latitudini la variabilità totale è molto più grande rispetto alla componente isolata nel pannello inferiore. Ciò significa che altri fenomeni possono dominare localmente il segnale in determinati anni. La QBO costituisce una forzante importante, ma non è deterministica e non elimina la variabilità interna della stratosfera.
Questo punto è essenziale anche quando si studiano le tendenze dell’ozono. Se una serie osservativa relativamente breve contiene soltanto pochi cicli QBO, la fase iniziale e quella finale dell’oscillazione possono influenzare significativamente una tendenza lineare calcolata sul periodo. Per questo gli studi moderni sulla variabilità e sul recupero dell’ozono includono generalmente la QBO fra i principali predittori nelle regressioni multiple, insieme al ciclo solare, ENSO, aerosol vulcanici e altri fattori. La persistenza della QBO come una delle maggiori sorgenti di variabilità interannuale tropicale è ben documentata sia negli studi storici sia nelle analisi satellitari moderne.
Un altro elemento importante della figura è la crescente stagionalità del segnale allontanandosi dall’equatore. Questo comportamento può essere spiegato considerando che l’influenza della QBO sulle medie latitudini dipende fortemente dalla propagazione delle onde planetarie e dalla circolazione stratosferica di fondo. Le onde di Rossby sono molto più attive nell’emisfero invernale, quando i venti zonali occidentali permettono la loro propagazione verticale nella stratosfera. La QBO può modificare tale propagazione e quindi cambiare indirettamente la circolazione residua e il trasporto dell’ozono. Di conseguenza, mentre il segnale tropicale conserva la propria periodicità quasi-biennale indipendentemente dalla stagione, quello extratropicale viene “filtrato” dal ciclo annuale.
Questa proprietà collega la Figura 21 anche alle sezioni precedenti dedicate all’effetto Holton–Tan. Lo stesso sistema dinamico mediante il quale la QBO modifica la propagazione delle onde planetarie e il vortice polare può alterare anche il trasporto dei costituenti chimici. Da questo punto di vista, gli effetti dinamici e chimici della QBO non costituiscono due fenomeni separati: sono manifestazioni differenti della stessa riorganizzazione della circolazione stratosferica.
La simmetria approssimativa delle anomalie tropicali contrasta inoltre con la maggiore irregolarità delle regioni extratropicali dei due emisferi. Tale asimmetria riflette le profonde differenze nella dinamica stagionale dell’emisfero settentrionale e australe. La topografia e la distribuzione terra-oceano producono nell’emisfero boreale un forcing delle onde planetarie generalmente più intenso, mentre il vortice antartico tende a essere più forte e persistente. Di conseguenza, la capacità della QBO di modulare circolazione e ozono alle latitudini più elevate non è identica nei due emisferi e varia fortemente con la stagione.
È altrettanto importante non interpretare le regioni tratteggiate diagonalmente come anomalie fisiche particolari. Esse segnalano soltanto dati considerati inaffidabili dagli autori. La qualità delle prime osservazioni satellitari dell’ozono poteva deteriorarsi in determinate condizioni di illuminazione, geometria osservativa o presenza di contaminanti atmosferici, soprattutto alle latitudini elevate. Tali aree devono quindi essere escluse dall’interpretazione fisica della struttura.
Uno sviluppo interessante della ricerca successiva riguarda il possibile feedback dell’ozono sulla stessa circolazione QBO. Tradizionalmente l’ozono è stato trattato soprattutto come una sostanza modificata dalla dinamica. Tuttavia, essendo radiativamente attivo, un’anomalia di O₃ modifica il riscaldamento locale della stratosfera e può quindi influenzare la temperatura e la circolazione secondaria. Un lavoro teorico recente di Hitchcock ha mostrato che il feedback radiativo dell’ozono può contribuire in modo non trascurabile alla struttura della circolazione secondaria della QBO. Questo amplia l’interpretazione delle anomalie della Figura 21: l’ozono non è necessariamente soltanto un indicatore passivo della circolazione, ma può partecipare al sistema di feedback che collega chimica, radiazione e dinamica.
Alla luce di questi studi, la Figura 21 può essere interpretata come la manifestazione bidimensionale di un sistema tridimensionale molto più complesso. All’equatore, il segnale quasi-biennale dell’ozono è dominato dalla circolazione verticale e segue direttamente l’evoluzione della QBO. Nei subtropici compare una risposta compensativa di segno opposto, coerente con la circolazione meridionale secondaria. Procedendo verso le medie latitudini, il segnale viene progressivamente modulato dalla stagione, dalle onde planetarie e dalla Brewer–Dobson circulation. Verticalmente, infine, il contributo dinamico della bassa stratosfera si sovrappone agli effetti chimici della media stratosfera, in particolare a quelli associati al NOy.
La figura possiede quindi un valore concettuale molto maggiore di una semplice rappresentazione statistica. Essa dimostra che la QBO imprime una vera architettura spaziale alla variabilità dell’ozono, con regioni di segno alternato organizzate in funzione della latitudine e della stagione. L’oscillazione equatoriale viene così trasformata in una perturbazione chimico-dinamica che coinvolge gran parte della stratosfera, senza che sia necessario immaginare un trasferimento diretto dell’ozono tropicale verso le alte latitudini.
In definitiva, il confronto tra i due pannelli della Figura 21 mostra con particolare chiarezza come dietro la caotica variabilità dell’ozono osservato esista una componente coerente attribuibile alla QBO. Il pannello (a) rappresenta l’atmosfera reale, nella quale la QBO si sovrappone a numerosi altri processi; il pannello (b) rivela invece la struttura quasi-biennale nascosta all’interno di tale variabilità. All’equatore il segnale è forte, persistente e indipendente dalla stagione; nei subtropici tende a comparire con segno opposto, riflettendo la circolazione secondaria della QBO; alle medie latitudini diventa fortemente stagionale e si collega alla modulazione della circolazione invernale. I risultati di Randel e Wu, successivamente rafforzati dalle osservazioni satellitari di O₃, N₂O e NOy e dalle simulazioni chimico-climatiche, mostrano quindi che la QBO dell’ozono costituisce uno degli esempi più convincenti di come una perturbazione dinamica tropicale possa organizzare, attraverso trasporto e chimica, la composizione della stratosfera su scala quasi globale.
5.3. Ozono: regioni subtropicali e latitudini più elevate
L’influenza della Quasi-Biennial Oscillation sulla distribuzione dell’ozono non rimane confinata alla fascia equatoriale, ma si estende verso i subtropici, le medie latitudini e, con minore robustezza statistica, perfino alle regioni polari. Questa estensione rappresenta uno degli aspetti più interessanti della QBO, perché dimostra come un’oscillazione generata principalmente nella stratosfera tropicale possa modificare la composizione chimica su scala quasi globale attraverso una combinazione di circolazione meridionale, trasporto verticale, interazione con le onde planetarie e processi fotochimici. La moderna letteratura considera infatti la QBO non soltanto come un’oscillazione dei venti equatoriali, ma come una modalità globale di variabilità stratosferica capace di influenzare temperatura, circolazione residua e distribuzione dei gas traccia ben al di fuori dei tropici. La revisione di Anstey et al. sottolinea precisamente come il trasporto dell’ozono rappresenti una delle teleconnessioni più consolidate della QBO e come la sua influenza possa propagarsi dalle basse alle alte latitudini attraverso differenti meccanismi dinamici.
La struttura latitudinale mostrata nella Figura 21 costituisce una delle prime evidenze particolarmente chiare di tale comportamento. Intorno a circa 15° di latitudine in entrambi gli emisferi il segnale dell’ozono cambia approssimativamente fase di 180°. Di conseguenza, un’anomalia positiva presente nella regione equatoriale tende a essere accompagnata da un’anomalia negativa nei subtropici, e viceversa. Il segnale extratropicale può inoltre estendersi fino ad almeno 60° di latitudine, sebbene l’ampiezza maggiore dell’anomalia colonnare si concentri generalmente fra circa 30° e 40°. Questa opposizione di fase suggerisce immediatamente il coinvolgimento della circolazione meridionale secondaria associata alla QBO: alla subsidenza equatoriale deve corrispondere una risalita compensativa alle latitudini subtropicali, mentre alla risalita equatoriale deve accompagnarsi un moto discendente nei subtropici.
Nella stratosfera inferiore, dove il tempo di vita fotochimico dell’ozono è relativamente lungo e il gradiente verticale dell’O₃ è molto pronunciato, tale circolazione produce anomalie facilmente osservabili. Se nella regione equatoriale si verifica una subsidenza relativa, aria proveniente da quote superiori e più ricca di ozono viene trasportata verso il basso, determinando un’anomalia positiva. Contemporaneamente, la risalita subtropicale porta verso l’alto aria relativamente povera di O₃ e genera un’anomalia negativa. Con l’inversione della circolazione associata alla fase opposta della QBO, anche il segno delle anomalie viene invertito. Questa struttura spiega in maniera naturale una parte importante dell’opposizione fra tropici e subtropici.
La semplicità di tale interpretazione è però soltanto apparente. La circolazione secondaria ideale della QBO descritta nei primi modelli teorici è fortemente concentrata alle basse latitudini e non può spiegare direttamente perché il segnale dell’ozono continui fino a 50°–60°. Inoltre, se questa circolazione fosse rigorosamente simmetrica rispetto all’equatore, le anomalie nei due emisferi dovrebbero presentarsi contemporaneamente e con proprietà comparabili. Le osservazioni mostrano invece una marcata dipendenza stagionale: i massimi e i minimi subtropicali dei due emisferi sono separati di circa sei mesi e tendono a verificarsi nella tarda stagione invernale o all’inizio della primavera dell’emisfero interessato. La QBO tropicale non è sincronizzata con il ciclo annuale, ma la sua manifestazione extratropicale lo diventa progressivamente.
Questa proprietà rappresenta una delle chiavi fondamentali per comprendere l’ozono QBO alle medie latitudini. Randel e Wu, utilizzando le osservazioni SAGE II e combinando decomposizione ai valori singolari e regressione statistica, mostrarono che il segnale QBO dell’ozono alle medie latitudini possiede una struttura verticale a due celle. Il massimo nella bassa stratosfera presenta un’estensione latitudinale molto ampia, approssimativamente da 15° fino a 60°, ed è coerente con un controllo esercitato soprattutto dal trasporto verticale medio. Il segnale nella media stratosfera è invece maggiormente concentrato fra circa 10° e 40° e risulta legato in larga misura alla chimica dell’azoto reattivo, a sua volta modificata dal trasporto. Gli stessi autori interpretarono la sincronizzazione stagionale delle anomalie alle medie latitudini come un’evidenza della modulazione esercitata dalla QBO sulla circolazione dell’emisfero invernale.
I primi tentativi di spiegare questa stagionalità assumevano che la QBO producesse inizialmente una struttura relativamente simmetrica dell’ozono nelle basse latitudini e che fosse successivamente il ciclo annuale a modificarla. Holton propose, ad esempio, che la circolazione invernale diretta verso il polo potesse trasportare le anomalie tropicali verso latitudini più elevate. Gray e Dunkerton suggerirono invece che la subsidenza caratteristica dell’emisfero invernale potesse preservare o amplificare l’anomalia subtropicale, mentre la risalita estiva tendesse a distruggerla. Hamilton considerò anche la possibilità che la QBO modulasse direttamente il trasporto eddy dell’ozono, la cui intensità è fortemente stagionale.
L’evoluzione dei modelli dinamici e chimico-climatici ha però portato a una spiegazione più articolata. La QBO non genera necessariamente una circolazione secondaria simmetrica che viene poi modificata dal ciclo annuale; piuttosto, l’interazione con la circolazione meridionale climatologica può rendere asimmetrica fin dalla sua formazione la stessa circolazione indotta dalla QBO. Durante i solstizi, la circolazione meridionale media tropicale e subtropicale è fortemente asimmetrica fra emisfero invernale ed estivo. L’avvezione orizzontale non lineare del momento zonale da parte di questa circolazione modifica la risposta dinamica alla QBO, rafforzando considerevolmente il ramo dell’emisfero invernale e indebolendo quello dell’emisfero estivo.
La conseguenza è importante: la struttura classica e perfettamente simmetrica della circolazione QBO costituisce una buona approssimazione soltanto in particolari condizioni, soprattutto nelle regioni molto basse della stratosfera dove l’avvezione orizzontale è più debole, oppure in prossimità degli equinozi quando la circolazione meridionale climatologica è meno asimmetrica. Durante i solstizi, invece, l’accoppiamento con il ciclo stagionale genera una risposta fortemente diversa nei due emisferi. Le anomalie dell’ozono risultano pertanto grandi nell’emisfero invernale e molto più deboli in quello estivo.
Questo quadro modifica profondamente l’interpretazione della QBO dell’ozono subtropicale. Non è necessario immaginare una struttura inizialmente simmetrica che venga successivamente distrutta nell’emisfero estivo; l’asimmetria può nascere direttamente perché la circolazione QBO viene deformata dalla circolazione stagionale di fondo. Tale comportamento è stato riprodotto nei modelli bidimensionali di Jones et al. e negli studi di Kinnersley, contribuendo a spiegare perché le anomalie subtropicali dei due emisferi raggiungano il massimo a circa sei mesi di distanza.
Questa interazione fra QBO e ciclo annuale spiega anche un altro comportamento apparentemente irregolare osservato nella Figura 21: alcuni anni presentano una cosiddetta anomalia subtropicale mancata. Nell’emisfero settentrionale ciò si verifica, per esempio, nel 1981, 1986 e 1991, mentre nell’emisfero meridionale un esempio evidente compare nel 1993. Non si tratta necessariamente di un’interruzione della QBO tropicale, ma della conseguenza del rapporto temporale fra la fase della QBO e la stagione.
Per produrre una forte anomalia subtropicale invernale devono infatti verificarsi contemporaneamente almeno due condizioni. Deve essere presente uno shear verticale equatoriale sufficientemente intenso da generare una circolazione secondaria QBO vigorosa e deve contemporaneamente esistere una circolazione stagionale di fondo in grado di rafforzarne il ramo invernale. Inoltre, questa configurazione deve persistere abbastanza a lungo, indicativamente per uno o due mesi, affinché il trasporto abbia il tempo di modificare significativamente la distribuzione dell’ozono. Se la fase della QBO cambia troppo rapidamente o se il massimo dello shear cade in una stagione poco favorevole, la risposta chimica subtropicale può rimanere debole.
Questo comportamento dimostra quanto sia importante distinguere il periodo della QBO tropicale dal periodo apparente della QBO dell’ozono extratropicale. All’equatore il segnale segue piuttosto direttamente l’oscillazione dei venti. Salendo di latitudine, la risposta viene progressivamente filtrata dal ciclo annuale. Può quindi accadere che la medesima fase della QBO persista durante due inverni successivi dello stesso emisfero e produca due anomalie dell’ozono dello stesso segno in anni consecutivi. La sequenza osservata nell’emisfero meridionale nel 1983–1984 e nel 1988–1989 costituisce un esempio di questo comportamento.
L’interazione non lineare fra un’oscillazione con periodo medio di circa 28 mesi e il ciclo annuale può inoltre produrre variazioni apparenti su scale temporali molto più lunghe, dell’ordine di alcuni anni fino a circa un decennio. Le modulazioni dell’ampiezza dell’ozono subtropicale comprese fra circa 5 e 13 anni non richiedono quindi necessariamente l’esistenza di un’oscillazione chimica indipendente con quella periodicità. Possono emergere matematicamente e dinamicamente dall’interferenza fra la QBO e la stagionalità. Questo principio è analogo a quello discusso nelle sezioni precedenti per lo spettro “a tre picchi” della QBO: l’interazione fra frequenze atmosferiche differenti può generare periodicità secondarie senza richiedere nuovi forcing indipendenti.
Un ulteriore elemento viene fornito dalla struttura verticale dell’ozono. Le simulazioni di Jones et al. mostrano sia nei tropici sia nei subtropici due regioni principali di variabilità, una nella bassa stratosfera e una nella media stratosfera. Le anomalie tropicali e subtropicali sono approssimativamente opposte di fase, in accordo con la struttura meridionale della circolazione. Tuttavia, le cause fisiche dei due massimi verticali non sono identiche. Nella parte inferiore domina soprattutto l’avvezione diretta dell’ozono, mentre nella media stratosfera la QBO influenza indirettamente O₃ modificando il trasporto del NOy e quindi l’efficienza dei cicli catalitici dell’azoto.
Le moderne osservazioni satellitari hanno fornito una conferma particolarmente convincente di questo quadro. Park et al., utilizzando Aura MLS, OSIRIS e simulazioni WACCM4, hanno mostrato che la QBO produce segnali coerenti non soltanto nell’ozono, ma anche in N₂O, HNO₃ e NOx. Le variazioni di NOy e N₂O presentano una relazione quasi opposta di fase e propagano verso il basso insieme alla QBO. Sopra circa 28 km, l’ozono risulta anticorrelato con il NOy perché gli ossidi di azoto controllano una parte sostanziale della perdita catalitica di O₃. Lo studio mostra inoltre segnali QBO statisticamente significativi nei costituenti chimici anche nella stratosfera extratropicale, confermando che la circolazione secondaria associata all’oscillazione possiede una reale estensione globale.
Il lavoro di Punge e Giorgetta con un chemistry-climate model ha ulteriormente dimostrato che includere una QBO dinamicamente realistica modifica non soltanto il trasporto tropicale, ma anche la circolazione meridionale, la temperatura, la Brewer–Dobson circulation e numerosi gas traccia. Le loro simulazioni mostrano che la QBO modifica persino alcune caratteristiche dei vortici polari e rafforzano quindi il concetto secondo cui l’oscillazione deve essere rappresentata esplicitamente nei modelli chimico-climatici se si vuole riprodurre correttamente la distribuzione dell’ozono e delle specie correlate.
Il problema diventa ancora più complesso procedendo verso le medie latitudini. I modelli che considerano principalmente la circolazione meridionale indotta direttamente dalla QBO riescono generalmente a riprodurre bene la struttura tropicale e subtropicale, ma tendono a non estendere sufficientemente le anomalie verso il polo. Le osservazioni indicano invece che la componente della bassa stratosfera può raggiungere almeno 60° di latitudine. Ciò suggerisce la partecipazione di processi dinamici extratropicali aggiuntivi.
Uno dei meccanismi più plausibili coinvolge la modulazione delle onde planetarie da parte della QBO. Come mostrato nelle sezioni dedicate all’effetto Holton–Tan, la struttura dei venti tropicali e subtropicali associata alla QBO modifica le condizioni di propagazione delle onde di Rossby provenienti dalla troposfera. Queste onde, depositando momento nella stratosfera, regolano una parte essenziale della circolazione meridionale residua extratropicale. La fase della QBO può quindi modificare indirettamente la subsidenza alle medie latitudini e, attraverso di essa, il trasporto verticale dell’ozono.
Durante configurazioni favorevoli a una maggiore attività delle onde planetarie, la circolazione di Brewer–Dobson può essere intensificata e la subsidenza nell’emisfero invernale diventare più forte. Poiché l’aria che discende dalla media stratosfera possiede generalmente concentrazioni più elevate di ozono rispetto a quella della bassa stratosfera, una maggiore subsidenza produce un aumento dell’ozono colonnare alle medie latitudini. La QBO può quindi imprimere una firma chimica lontano dall’equatore senza trasportare direttamente l’anomalia tropicale fino alle alte latitudini: modifica invece il sistema dinamico che controlla localmente il trasporto verticale.
La moderna letteratura sulla QBO conferma che uno dei principali percorsi mediante i quali l’oscillazione influenza le alte latitudini passa proprio attraverso la modulazione della propagazione delle onde e della circolazione stratosferica extratropicale. Anstey et al. evidenziano come il segnale QBO si estenda al vortice polare e alla distribuzione globale dell’ozono attraverso vie che comprendono sia la circolazione meridionale secondaria sia le interazioni wave–mean flow.
A ciò si aggiunge il trasporto eddy stagionalmente variabile. Nei modelli di Gray e Pyle e di Kinnersley e Tung, le anomalie generate nei subtropici possono essere trasferite verso latitudini superiori attraverso i moti ondulatori e il mixing isentropico. In termini fisici, quindi, la QBO dell’ozono alle medie latitudini non possiede una causa unica. Una parte deriva dalla circolazione meridionale direttamente indotta dalla QBO, una parte dalla modulazione della Brewer–Dobson circulation, una parte dal trasporto eddy e una parte dalla chimica controllata da specie come NOy. L’anomalia finale osservata rappresenta la sovrapposizione di tutti questi processi.
Questo punto è particolarmente importante quando si utilizzano semplici correlazioni fra il vento equatoriale e l’ozono extratropicale. Una correlazione debole non significa necessariamente che l’effetto fisico della QBO sia piccolo. Se diversi percorsi dinamici introducono ritardi, dipendenze stagionali o risposte non lineari, una regressione lineare con il vento a un singolo livello può sottostimare la reale frazione di variabilità controllata dalla QBO. La struttura verticale della QBO, la stagione e lo stato delle onde planetarie rappresentano quindi informazioni essenziali.
Procedendo ancora più verso il polo emergono ulteriori evidenze di un’influenza della QBO sull’ozono invernale e primaverile, sebbene il segnale diventi statisticamente meno robusto rispetto ai tropici e alle medie latitudini. L’ozono polare presenta una variabilità interannuale molto elevata perché il vortice stratosferico è estremamente sensibile all’attività delle onde planetarie provenienti dalla troposfera. Una singola stagione caratterizzata da un vortice eccezionalmente debole, da un sudden stratospheric warming oppure da un vortice eccezionalmente freddo e persistente può produrre anomalie dell’ozono molto più grandi del tipico segnale QBO.
L’importanza della dinamica polare rimane evidente anche nelle osservazioni contemporanee. Lo Scientific Assessment of Ozone Depletion 2022 sottolinea come la grande variabilità dei recenti buchi dell’ozono antartico sia stata fortemente condizionata dallo stato dinamico del vortice: nel 2019 un importante riscaldamento stratosferico contribuì a terminare precocemente la perdita di ozono, mentre nel 2020 e 2021 la debole attività ondulatoria favorì vortici eccezionalmente persistenti e buchi dell’ozono di lunga durata. Analogamente, nell’Artico del 2020 un vortice molto freddo, stabile e duraturo rese possibile una perdita chimica straordinariamente intensa. Questo contesto aiuta a comprendere perché estrarre una firma QBO dalle osservazioni polari sia molto più difficile che farlo all’equatore.
Il possibile collegamento fra QBO e ozono polare passa però proprio attraverso questa sensibilità dinamico-chimica. Se la QBO modifica la temperatura del vortice e la propagazione delle onde planetarie, può alterare indirettamente la frequenza o la persistenza di condizioni sufficientemente fredde per la formazione delle Polar Stratospheric Clouds. Le PSC sono essenziali nella chimica della perdita di ozono polare perché sulle loro superfici avvengono reazioni eterogenee che convertono forme relativamente inattive di cloro in specie fotochimicamente attivabili. Quando ritorna la luce solare in primavera, queste specie partecipano ai cicli catalitici responsabili della rapida distruzione dell’O₃.
La QBO può quindi influenzare l’ozono polare attraverso una sequenza di processi: modifica la propagazione delle onde planetarie, questa influenza il vortice e la temperatura stratosferica, la temperatura condiziona la formazione delle PSC e le PSC determinano l’efficienza dell’attivazione del cloro. Il passaggio dalla QBO all’ozono polare non è pertanto diretto, ma mediato da una vera catena di interazioni dinamico-chimiche. Una revisione moderna della QBO riconosce espressamente che l’oscillazione può influenzare la rottura dei vortici polari e, di conseguenza, le condizioni favorevoli alla perdita di ozono alle alte latitudini.
Anche studi più recenti mostrano che la struttura verticale della QBO contiene informazione utile per interpretare la variabilità dell’ozono antartico. Un’analisi pubblicata nel 2026, basata sul periodo 1979–2024, ha riscontrato che includere il vento QBO a molteplici livelli verticali migliora la capacità di una regressione di descrivere la variabilità dell’ozono totale antartico e dell’area del buco dell’ozono, soprattutto nel periodo successivo al 2005. Questo risultato non implica che la QBO controlli direttamente l’ozono antartico, ma rafforza l’idea che la struttura verticale dell’oscillazione, e non semplicemente il segno del vento a un singolo livello, possa contenere informazioni dinamicamente rilevanti per il vortice polare.
In generale, quindi, l’ampiezza e la fase della QBO dell’ozono cambiano profondamente con la latitudine. All’equatore il segnale è relativamente diretto e poco vincolato alla stagione; nei subtropici emerge una risposta opposta di fase collegata alla circolazione secondaria; alle medie latitudini il ciclo annuale, la Brewer–Dobson circulation e le onde planetarie assumono un ruolo crescente; alle alte latitudini, infine, la firma QBO viene immersa nella forte variabilità del vortice polare e nei processi chimici associati alla perdita dell’ozono.
Questa progressione latitudinale rappresenta uno dei migliori esempi della natura gerarchica delle teleconnessioni della QBO. Non esiste una semplice anomalia tropicale che viene passivamente trasportata fino ai poli. Il segnale viene continuamente trasformato. Nei subtropici è generato attraverso una circolazione meridionale QBO fortemente modulata dal ciclo annuale; alle medie latitudini viene ulteriormente modificato dall’interazione con le onde planetarie e il trasporto eddy; alle alte latitudini influenza un sistema in cui dinamica del vortice, temperatura e chimica eterogenea sono strettamente accoppiate.
La capacità dei moderni chemistry-climate models di simulare questi meccanismi dipende quindi dalla corretta rappresentazione non soltanto della QBO tropicale, ma anche della sua circolazione secondaria, della propagazione delle onde, della Brewer–Dobson circulation e della chimica dei gas traccia. Punge e Giorgetta mostrarono che l’introduzione di una QBO realistica modifica molteplici aspetti della circolazione e della composizione atmosferica, sottolineando la necessità di rappresentarla correttamente nei modelli climatici dotati di chimica interattiva. Le osservazioni di Park et al. hanno successivamente mostrato che gli schemi globali di O₃, N₂O, HNO₃ e NOx associati alla QBO costituiscono un banco di prova particolarmente efficace per verificare la capacità dei modelli di riprodurre le interazioni fra chimica e trasporto.
La presenza di segnali QBO perfino nei costituenti troposferici a lunga vita mostra inoltre quanto l’influenza dell’oscillazione possa propagarsi oltre i limiti tradizionalmente attribuiti alla stratosfera. Ray et al. hanno mostrato che le variazioni QBO del trasporto stratosferico possono modulare il flusso di massa dalla stratosfera alla troposfera e lasciare una firma rilevabile perfino nelle concentrazioni superficiali di CFC-11, CFC-12 e N₂O. Questo risultato rafforza ulteriormente l’idea che la QBO debba essere interpretata come una componente del sistema di circolazione globale e non come un fenomeno confinato all’equatore.
Nel complesso, la sezione dedicata alle regioni subtropicali e alle latitudini più elevate mostra quindi come l’ozono costituisca uno straordinario tracciante della propagazione dell’influenza QBO attraverso la stratosfera. Intorno a 15° di latitudine avviene una sostanziale inversione di fase rispetto al nucleo equatoriale; fra 30° e 40° le anomalie raggiungono frequentemente ampiezze elevate; nella bassa stratosfera il segnale può arrivare almeno fino a 60°; e nelle regioni polari sopravvive una firma più debole, fortemente condizionata dalla variabilità del vortice. La semplice circolazione QBO simmetrica spiega soltanto la prima parte di questa struttura. Per comprenderne l’estensione e la stagionalità occorre includere l’interazione non lineare con il ciclo annuale, l’asimmetria della circolazione meridionale, la modulazione delle onde planetarie, il trasporto eddy e la risposta fotochimica dell’ozono e dell’azoto reattivo.
Ne emerge una concezione della QBO profondamente diversa da quella di una semplice alternanza di venti tropicali. La QBO organizza una rete di risposte dinamiche e chimiche che cambia natura procedendo dall’equatore verso il polo. Nella stratosfera tropicale domina il rapporto fra shear, moto verticale e ozono; nei subtropici assume importanza l’interazione fra circolazione QBO e ciclo stagionale; alle medie latitudini intervengono la Brewer–Dobson circulation e le onde planetarie; nelle regioni polari, infine, la risposta si intreccia con la stabilità del vortice, la temperatura, la formazione delle PSC e la chimica dell’ozono. È proprio questa progressiva trasformazione del segnale a rendere la QBO uno degli esempi più significativi di accoppiamento fra dinamica, trasporto e composizione chimica nell’atmosfera terrestre.
5.2. Ozono: la struttura verticale dell’anomalia equatoriale della QBO – Figura 22
La Figura 22 rappresenta uno dei risultati osservativi più importanti per comprendere la natura fisica della QBO dell’ozono, perché consente di passare dalla visione integrata dell’ozono colonnare, mostrata nelle Figure 20 e 21, alla sua struttura verticale nella stratosfera equatoriale. Le oscillazioni dell’ozono totale osservate dall’alto possono infatti apparire relativamente semplici, con anomalie positive e negative che seguono con notevole coerenza le diverse fasi della Quasi-Biennial Oscillation, ma questa semplicità nasconde una struttura verticale molto più articolata. La Figura 22 mostra precisamente che l’anomalia dell’ozono non costituisce un unico segnale che si sposta uniformemente verso il basso: esistono almeno due regioni principali di massima variabilità, localizzate rispettivamente nella bassa e nella media stratosfera, governate da meccanismi fisici e chimici differenti e caratterizzate da un significativo sfasamento temporale. Fu proprio l’analisi di Randel e Wu [1996], basata sulle osservazioni SAGE II, a fornire una delle prime descrizioni sistematiche di questa complessa architettura verticale della QBO dell’ozono.
La figura considera la regione tropicale compresa tra 10°S e 10°N e rappresenta, sull’asse orizzontale, l’evoluzione temporale approssimativamente tra il 1985 e il 1991, mentre sull’asse verticale viene riportata la quota, da circa 18 fino a 50 km. Sul lato destro è presente la corrispondente scala di pressione, che consente di collegare immediatamente l’altezza geometrica ai livelli isobarici comunemente utilizzati nello studio della stratosfera: circa 30 hPa intorno ai 23–24 km, 10 hPa poco sopra i 30 km, circa 3 hPa verso i 40 km e 1 hPa in prossimità dei 50 km. La variabile rappresentata è l’anomalia della densità dell’ozono espressa in Dobson Units per chilometro, DU km⁻¹, ricavata mediante un’analisi di regressione progettata per isolare la componente attribuibile alla QBO dalla restante variabilità interannuale. L’intervallo delle isolinee è pari a 0,3 DU km⁻¹; le anomalie positive sono ombreggiate, quelle negative sono identificate dalle linee tratteggiate, mentre le isolinee corrispondenti allo zero sono state omesse.
L’impiego della densità dell’ozono espressa in DU km⁻¹ è particolarmente efficace perché permette di comprendere direttamente quale porzione della colonna contribuisca alle anomalie dell’ozono totale. Integrando verticalmente una distribuzione espressa in DU km⁻¹ si ottiene infatti il contributo complessivo alla colonna espresso in DU. La Figura 22 consente pertanto di “scomporre” verticalmente le oscillazioni di circa ±10 DU osservate nella Figura 20 e di individuare quali livelli stratosferici siano maggiormente responsabili di quelle variazioni. In altri termini, se la Figura 20 mostrava il risultato finale dell’intero processo, la Figura 22 ne rivela la struttura interna.
La caratteristica più evidente è l’alternanza di anomalie positive e negative che mostrano una chiara tendenza alla propagazione verso quote inferiori. Questa inclinazione temporale delle strutture riflette direttamente una proprietà fondamentale della QBO dinamica: i regimi di vento orientale e occidentale e, soprattutto, le zone di forte shear che li separano discendono progressivamente attraverso la stratosfera equatoriale. L’ozono risponde a questa evoluzione perché le anomalie del vento sono associate a perturbazioni della temperatura e della circolazione verticale. La firma chimica della QBO finisce quindi per propagarsi verso il basso insieme alla struttura dinamica dell’oscillazione.
È importante, tuttavia, interpretare correttamente questa “discesa”. Le bande inclinate della Figura 22 non rappresentano semplicemente una massa d’aria ricca o povera di ozono che scende materialmente per decine di chilometri attraverso la stratosfera. È soprattutto la fase della perturbazione dinamico-chimica a propagarsi verso il basso. A ciascuna quota, la QBO modifica localmente temperatura, moto verticale e composizione chimica, e questi processi generano una nuova anomalia dell’ozono. Ciò è analogo alla propagazione discendente della QBO dei venti: non è necessario che una singola massa d’aria segua l’intera traiettoria dal livello superiore a quello inferiore affinché la fase dell’oscillazione appaia progressivamente a quote più basse.
La Figura 22 evidenzia con particolare chiarezza due regioni verticali distinte di massima perturbazione dell’ozono. La prima si trova approssimativamente fra 20 e 27 km, nella bassa stratosfera, mentre la seconda è situata più in alto, all’incirca fra 30 e 37 km. Questo risultato fu centrale nello studio di Randel e Wu, perché dimostrò che la QBO dell’ozono non può essere descritta come una semplice traslazione verticale uniforme del profilo di O₃. I due massimi derivano infatti da processi diversi e presentano una relazione di fase complessa. Le analisi SAGE II mostrarono più in generale una struttura verticale “a due celle” della QBO dell’ozono, caratteristica riscontrabile non soltanto nella fascia equatoriale ma anche, con proprietà differenti, alle medie latitudini.
Il massimo inferiore, collocato approssimativamente fra 20 e 27 km, possiede un’origine principalmente dinamica. A queste quote il tempo di vita chimico dell’ozono è sufficientemente lungo rispetto alle scale temporali caratteristiche della circolazione QBO da consentire all’O₃ di comportarsi, in prima approssimazione, come un tracciante atmosferico. Ciò significa che una parte consistente delle anomalie osservate può essere interpretata in termini di trasporto verticale. Nella bassa stratosfera tropicale, inoltre, il rapporto di mescolamento dell’ozono aumenta rapidamente con la quota. Di conseguenza, piccoli spostamenti verticali delle masse d’aria attraverso questo forte gradiente producono variazioni relativamente grandi della concentrazione osservata a un livello fisso.
Durante una fase della QBO associata a una relativa subsidenza equatoriale, aria proveniente da livelli superiori e caratterizzata da concentrazioni maggiori di ozono viene trasportata verso il basso. A una quota fissa compare pertanto un’anomalia positiva. Durante la fase opposta, quando la circolazione secondaria della QBO favorisce una maggiore risalita, aria relativamente povera di ozono proveniente dalla parte inferiore della stratosfera viene trasportata verso l’alto e produce un’anomalia negativa. L’alternanza di regioni ombreggiate e tratteggiate osservata intorno a 22–25 km rappresenta quindi, in larga misura, il tracciato chimico dei movimenti verticali associati alla QBO.
Questo meccanismo è strettamente connesso alle anomalie termiche dell’oscillazione. La QBO dei venti soddisfa un equilibrio dinamico nel quale lo shear verticale del vento zonale è associato a perturbazioni della temperatura. Queste anomalie termiche tenderebbero a essere eliminate dal raffreddamento o riscaldamento radiativo; per mantenerle è necessaria una circolazione secondaria caratterizzata da movimenti verticali e meridionali. L’ozono diventa quindi un eccellente tracciante di questa circolazione, perché la sua distribuzione verticale amplifica l’effetto anche di velocità verticali estremamente piccole. Questa interpretazione, originariamente sviluppata negli studi classici della QBO dell’ozono, è ancora pienamente sostenuta dai moderni modelli chimico-climatici.
Lo studio di Park et al. [2017], basato sulle osservazioni di Aura MLS e OSIRIS e sulle simulazioni WACCM4, ha fornito una conferma particolarmente importante. Fra circa 15 e 70 hPa, le anomalie positive e negative dell’ozono tropicale propagano verso il basso in maniera coerente rispettivamente con gli shear occidentali e orientali della QBO. Gli autori attribuiscono questa struttura principalmente all’azione del trasporto verticale associato alla circolazione QBO sui forti gradienti verticali dell’ozono. In altre parole, osservazioni molto più recenti e indipendenti da SAGE II hanno confermato il meccanismo fondamentale suggerito dalla regione inferiore della Figura 22.
La situazione cambia progressivamente nella seconda regione di massima anomalia, collocata fra circa 30 e 37 km. Qui il tempo di vita fotochimico dell’ozono diventa molto più breve e l’O₃ non può più essere considerato semplicemente come un tracciante passivo. Produzione e distruzione fotochimica sono sufficientemente rapide da modificare la concentrazione locale durante il ciclo della QBO. Di conseguenza, la risposta dell’ozono non dipende soltanto dal movimento verticale dell’aria, ma anche dal modo in cui la QBO modifica la temperatura e la distribuzione delle specie chimicamente attive.
Proprio questo cambiamento di regime spiega una delle proprietà più interessanti della Figura 22: le anomalie della regione 30–37 km non sono perfettamente sincronizzate con quelle presenti tra 20 e 27 km. Come sottolineato dagli autori, le due regioni risultano sfasate approssimativamente di un quarto di ciclo QBO. Considerando che il periodo tipico dell’oscillazione è dell’ordine di 28 mesi, un quarto di ciclo equivale grossolanamente a diversi mesi. Questa differenza di fase è abbastanza grande da modificare il momento nel quale l’ozono totale della colonna raggiunge il proprio massimo o minimo.
Il contributo della media stratosfera è quindi fondamentale anche per interpretare correttamente la Figura 20. L’ozono colonnare totale rappresenta la somma verticale delle anomalie mostrate nella Figura 22. Se il massimo inferiore e quello superiore fossero sempre perfettamente in fase, i rispettivi contributi si rafforzerebbero sistematicamente. Poiché invece sono sfasati, in alcuni momenti possono sommarsi, mentre in altri possono compensarsi parzialmente. La tempistica del massimo dell’ozono totale deriva pertanto dall’interazione fra almeno due componenti verticali distinte.
Nella media stratosfera assume particolare importanza il NOy, la famiglia dell’azoto reattivo che comprende, tra le principali specie, NO, NO₂, HNO₃, N₂O₅ e ClONO₂. Gli ossidi di azoto NO e NO₂ partecipano a efficienti cicli catalitici di distruzione dell’ozono. La QBO, modificando il trasporto verticale di N₂O e delle specie dell’azoto che da esso derivano, modifica indirettamente la velocità con cui l’O₃ viene distrutto. La QBO dell’ozono della media stratosfera non è quindi soltanto un segnale di trasporto dell’ozono stesso, ma anche il risultato del trasporto di specie che controllano la sua chimica.
Le moderne osservazioni hanno reso questo meccanismo particolarmente evidente. Park et al. hanno mostrato che NOy e N₂O presentano variazioni QBO coerenti ma sostanzialmente opposte di fase attraverso gran parte della stratosfera. L’N₂O, trasportato dalla troposfera e progressivamente distrutto salendo nella stratosfera, costituisce infatti la principale sorgente dell’azoto reattivo stratosferico. Le anomalie della circolazione QBO modificano la distribuzione di N₂O e quindi, con un opportuno ritardo e attraverso la chimica, quella del NOy. Sopra circa 15 hPa la relazione fra ozono e QBO cambia fase principalmente a causa del controllo chimico esercitato da NOx.
Questa interpretazione aggiorna e rafforza quella originariamente proposta nei lavori di Chipperfield e Gray e di Chipperfield et al., secondo cui l’anomalia dell’ozono sopra circa 28 km è fortemente controllata dalle variazioni delle sorgenti e dei sink fotochimici, in particolare attraverso il trasporto del NOy. La Figura 22 può dunque essere letta come una sorta di zona di transizione fra due regimi: nella parte inferiore prevale l’avvezione dell’ozono lungo il proprio gradiente verticale, mentre nella parte superiore il trasporto delle specie chimicamente attive e la fotochimica diventano progressivamente determinanti.
La ricerca più recente ha ulteriormente raffinato questa suddivisione. Xie et al. [2025], utilizzando simulazioni del modello E3SMv2 con chimica interattiva e una nuova diagnostica denominata steady-state ozone, hanno separato quantitativamente gli effetti del trasporto da quelli chimici associati alla QBO. I risultati mostrano confini verticali sorprendentemente chiari: al di sotto di circa 20 hPa le anomalie dell’ozono sono dominate prevalentemente dalle variazioni della circolazione e dell’avvezione verticale; fra circa 6 e 20 hPa acquistano particolare importanza le variazioni del NOy; sopra circa 6 hPa domina progressivamente la risposta fotochimica alle variazioni della temperatura.
Questa distinzione del 2025 rappresenta una conferma moderna del significato fisico della Figura 22. Il massimo inferiore appartiene essenzialmente al regime controllato dal trasporto, mentre il massimo situato più in alto occupa una zona nella quale trasporto e chimica interagiscono intensamente. Salendo ulteriormente, oltre la regione più evidente nella figura, la temperatura diventa progressivamente più importante. Questo accade perché molte reazioni responsabili della distruzione dell’ozono sono sensibili alla temperatura: una perturbazione termica della QBO modifica quindi direttamente il bilancio fotochimico dell’O₃.
La temperatura non rappresenta però una forzante indipendente dalla dinamica della QBO. Le anomalie termiche sono esse stesse prodotte dalla circolazione e dall’equilibrio termico associato all’oscillazione. Si crea quindi una catena estremamente interessante: la QBO dei venti modifica il moto verticale; il moto verticale modifica la temperatura e trasporta ozono, N₂O e NOy; temperatura e NOy cambiano le velocità delle reazioni fotochimiche; queste reazioni modificano infine la distribuzione dell’O₃. Il segnale mostrato nella Figura 22 costituisce il risultato osservabile di questa concatenazione di processi.
Un altro aspetto particolarmente importante è che l’ozono non rappresenta soltanto una specie chimica passivamente influenzata dalla QBO. L’O₃ assorbe una parte significativa della radiazione ultravioletta solare e contribuisce fortemente al bilancio radiativo della stratosfera. Pertanto, quando la QBO modifica la concentrazione dell’ozono, modifica anche il riscaldamento radiativo locale. Questo cambiamento può retroagire sulla temperatura e sulla circolazione. La distinzione fra causa dinamica ed effetto chimico non è quindi assoluta: dinamica, ozono e radiazione formano un sistema accoppiato.
È proprio per questo motivo che i modelli più realistici della QBO dell’ozono ottengono risultati migliori quando includono una chimica interattiva e permettono all’ozono di influenzare il riscaldamento radiativo. Il lavoro di Xie et al. sottolinea quanto sia importante separare correttamente questi contributi anche per comprendere le differenze tra i diversi chemistry-climate models e migliorare le proiezioni dell’ozono stratosferico. Le incertezze nella rappresentazione della QBO possono infatti tradursi in differenze significative nella variabilità simulata dell’O₃ e, di conseguenza, nella stima delle tendenze di lungo periodo e della velocità di recupero dello strato di ozono.
La Figura 22 possiede inoltre un grande valore dal punto di vista osservativo. SAGE II, utilizzando la tecnica dell’occultazione solare, era capace di ricostruire profili verticalmente risolti dell’ozono. Ciò rappresentava un enorme progresso rispetto alla semplice misura dell’ozono totale, perché permetteva di distinguere anomalie collocate a quote differenti che, se integrate verticalmente, potevano persino compensarsi. Randel e Wu utilizzarono inoltre una combinazione di decomposizione ai valori singolari e regressione per isolare il segnale globale della QBO nei dati SAGE II, una metodologia che agiva essenzialmente come un filtro statistico progettato per estrarre la struttura coerente dell’oscillazione dalla variabilità atmosferica complessiva.
Questo aspetto è fondamentale. I profili reali dell’ozono contengono infatti non soltanto la QBO, ma anche ciclo annuale, ciclo semiannuale, effetti vulcanici, ciclo solare, variabilità associata a ENSO, variazioni della circolazione di Brewer–Dobson e rumore osservativo. Senza un’adeguata separazione statistica, la struttura a due massimi potrebbe risultare meno evidente. La capacità di ricostruirla in modo coerente conferma che non si tratta di una peculiarità di pochi singoli episodi, ma di una caratteristica sistematica della risposta stratosferica alla QBO.
La scala DU km⁻¹ permette anche di intuire quantitativamente come anomalie apparentemente moderate possano contribuire in modo sostanziale alla colonna totale. Un’anomalia di alcune decine di centesimi di DU per chilometro, persistente su diversi chilometri di spessore, può produrre un contributo di alcuni DU. Quando una struttura di questo tipo coinvolge contemporaneamente più livelli, il risultato integrato può facilmente raggiungere le oscillazioni dell’ordine di 5–10 DU evidenziate nella Figura 20. Viceversa, quando anomalie di segno opposto occupano livelli differenti, l’integrazione verticale ne riduce parzialmente l’impatto sull’ozono totale.
Questa proprietà rende evidente perché analizzare soltanto l’ozono colonnare non sia sufficiente per comprendere la fisica della QBO chimica. Due periodi potrebbero presentare anomalie dell’ozono totale simili pur possedendo strutture verticali molto differenti. In un caso il contributo potrebbe provenire principalmente dalla bassa stratosfera; in un altro potrebbero contribuire contemporaneamente la bassa e la media stratosfera. La Figura 22 dimostra quindi l’importanza delle osservazioni profilometriche per distinguere i diversi meccanismi.
La struttura verticale della QBO dell’ozono offre inoltre un eccellente banco di prova per i modelli atmosferici. Riprodurre correttamente soltanto il segnale colonnare può essere relativamente facile anche quando i processi interni non sono completamente corretti, perché errori di segno opposto a quote diverse possono compensarsi. Riprodurre contemporaneamente la propagazione discendente, i due massimi verticali, lo sfasamento tra essi e la relazione con il vento QBO costituisce invece un test molto più stringente della capacità di un modello di rappresentare dinamica, trasporto e chimica.
Park et al. hanno proprio sfruttato questa proprietà confrontando osservazioni satellitari e WACCM4. Il modello riproduceva generalmente bene la fase delle anomalie di O₃, N₂O e NOy rispetto alla QBO e la loro propagazione verticale, sebbene emergessero differenze nell’ampiezza, soprattutto nella parte superiore della stratosfera. Queste discrepanze sono scientificamente preziose perché consentono di identificare dove un modello potrebbe avere problemi nella rappresentazione della chimica dell’azoto, della temperatura o del trasporto.
Anche lo studio di Xie et al. del 2025 nasce in parte da questa esigenza. Gli autori osservano che chimica e trasporto sono normalmente intrecciati nella QBO e che proprio questa sovrapposizione rende difficile comprendere perché modelli differenti producano risposte diverse dell’ozono. La nuova diagnostica sviluppata nello studio permette di attribuire in modo più esplicito le anomalie ai cambiamenti della temperatura, del NOy oppure della circolazione. I risultati confermano la natura stratificata verticalmente della risposta già intuita attraverso osservazioni come quelle della Figura 22.
La figura assume quindi anche un significato più generale nell’ambito dello studio della stratosfera. Essa mostra in maniera quasi didattica come la stessa oscillazione dinamica possa produrre risposte chimiche differenti a seconda dell’altezza. Nella parte inferiore dell’atmosfera stratosferica, la chimica è sufficientemente lenta perché il movimento dell’aria domini l’evoluzione dell’ozono. Salendo, le reazioni chimiche diventano sempre più rapide e il sistema passa gradualmente da un regime “transport-controlled” a un regime “chemistry-controlled”. La QBO attraversa entrambi questi ambienti e lascia quindi firme diverse pur appartenendo alla medesima oscillazione.
Proprio questa transizione spiega perché non sia corretto parlare di una singola “QBO dell’ozono” come se si trattasse di un’unica risposta fisica. Esiste piuttosto una famiglia verticalmente organizzata di risposte dell’ozono alla QBO. Nella bassa stratosfera prevale il movimento verticale dell’O₃; nella media stratosfera assume grande importanza il trasporto dei precursori dell’azoto reattivo; più in alto la temperatura e la fotochimica diretta dominano progressivamente. I diversi segnali si sovrappongono e, una volta integrati, producono la variazione osservabile della colonna totale.
La Figura 22 deve pertanto essere letta insieme alle Figure 20 e 21. La Figura 20 mostra che l’ozono totale equatoriale è strettamente collegato alla QBO dei venti, soprattutto alla struttura intorno a 20–30 hPa. La Figura 21 mostra che tale segnale possiede una struttura latitudinale e genera anomalie di segno opposto nei subtropici. La Figura 22 aggiunge la terza dimensione, quella verticale, e rivela che perfino il segnale equatoriale apparentemente semplice è in realtà composto da almeno due regioni dinamico-chimiche distinte.
In conclusione, la Figura 22 costituisce una vera e propria sezione anatomica della QBO dell’ozono tropicale. Tra circa 20 e 27 km emerge un massimo dominato prevalentemente dalla circolazione verticale indotta dalla QBO, mentre fra circa 30 e 37 km compare una seconda regione nella quale la fotochimica, soprattutto attraverso il trasporto e la trasformazione del NOy, assume un ruolo molto più importante. Le due componenti risultano sfasate di circa un quarto di ciclo e contribuiscono con pesi differenti all’anomalia dell’ozono totale. La propagazione discendente mostra inoltre che la chimica segue l’evoluzione verticale della QBO dinamica, ma non in maniera passiva: a ogni quota la risposta viene trasformata dalle proprietà locali della chimica e della radiazione.
Il valore scientifico della Figura 22 risiede proprio in questa capacità di mostrare, in un unico diagramma, la transizione da una stratosfera nella quale il trasporto controlla principalmente l’ozono a una regione nella quale chimica e temperatura diventano progressivamente dominanti. Le osservazioni moderne di MLS e OSIRIS, le simulazioni WACCM4 e i più recenti esperimenti E3SMv2 hanno sostanzialmente confermato questo quadro, raffinandone i confini verticali e i meccanismi molecolari. La Figura 22 rimane quindi uno degli esempi più chiari di come la QBO costituisca non semplicemente un’oscillazione dei venti, ma un fenomeno integrato nel quale dinamica, trasporto, temperatura, azoto reattivo, fotochimica e ozono evolvono come componenti strettamente interconnesse dello stesso sistema stratosferico.
5.3. Ozono: regioni subtropicali e latitudini più elevate – interpretazione della Figura 23
La Figura 23 costituisce uno dei risultati più significativi per comprendere come l’influenza della Quasi-Biennial Oscillation sulla distribuzione dell’ozono cambi radicalmente quando si passa dalla stratosfera equatoriale alle regioni subtropicali e alle medie latitudini. Se nelle Figure 20–22 il legame fra QBO e ozono appariva prevalentemente come una risposta direttamente connessa alla propagazione discendente dell’oscillazione tropicale, la Figura 23 introduce un elemento aggiuntivo fondamentale: la risposta dell’ozono extratropicale alla QBO è fortemente modulata dal ciclo stagionale. L’oscillazione tropicale mantiene infatti un comportamento quasi indipendente dal calendario annuale, mentre alle latitudini superiori la firma dell’ozono tende a concentrarsi durante la tarda stagione invernale e la primavera dell’emisfero considerato. Questa trasformazione del segnale costituisce una prova importante del fatto che l’ozono QBO extratropicale non rappresenti semplicemente una propagazione passiva dell’anomalia equatoriale, ma il risultato di una complessa interazione fra la QBO, la circolazione meridionale media, la Brewer–Dobson circulation e l’attività delle onde planetarie.
La figura è stata ottenuta attraverso una regressione dell’ozono colonnare medio zonale misurato dal Total Ozone Mapping Spectrometer, TOMS, rispetto ai venti equatoriali osservati a Singapore al livello di 30 hPa durante il periodo 1979–1994. Sull’asse verticale compare la latitudine, da circa 70°S a oltre 60°N, mentre sull’asse orizzontale è rappresentato il ciclo annuale da gennaio a dicembre, con un ulteriore gennaio riportato a destra per evidenziare la continuità della struttura stagionale. La quantità rappresentata è espressa in Dobson Units e descrive la componente dell’ozono totale statisticamente associata alla QBO. Non si tratta quindi della distribuzione climatologica dell’O₃, ma della risposta media dell’ozono alla variazione del vento equatoriale utilizzato come indice della fase quasi-biennale. Randel e Cobb mostrarono, analizzando TOMS insieme alle temperature della bassa stratosfera, che QBO, ciclo solare ed ENSO lasciano firme coerenti e statisticamente riconoscibili sia nel campo dell’ozono sia in quello termico, evidenziando la stretta connessione fra dinamica e composizione stratosferica.
Le aree ombreggiate della Figura 23 rivestono una particolare importanza metodologica, perché identificano le regioni nelle quali il coefficiente ottenuto dalla regressione non risulta significativamente differente da zero al livello statistico indicato dagli autori. In altre parole, nelle zone non significative il rapporto lineare fra QBO e ozono è troppo debole o troppo variabile per poter essere distinto con sufficiente affidabilità dalla variabilità atmosferica di fondo. Le zone tratteggiate diagonalmente alle latitudini polari corrispondono invece alla notte polare, durante la quale TOMS, essendo basato sulla radiazione solare retrodiffusa, non dispone di osservazioni utilizzabili. L’assenza di valori in queste regioni non indica quindi assenza di ozono o di un possibile segnale QBO, ma esclusivamente un limite osservativo.
Il primo elemento che emerge dal grafico è la notevole persistenza del segnale nella stretta fascia equatoriale. Tra circa 10°S e 10°N la relazione fra ozono e vento a 30 hPa mantiene sostanzialmente lo stesso segno durante quasi tutto l’anno e raggiunge ampiezze dell’ordine di alcuni DU. Tale comportamento è coerente con quanto osservato nelle figure precedenti: l’ozono equatoriale risponde soprattutto alla circolazione secondaria associata alla QBO e alla sua propagazione verticale, e non è fortemente sincronizzato con il ciclo annuale. Il periodo della QBO, mediamente vicino a 28 mesi ma variabile da un ciclo all’altro, provoca infatti una deriva progressiva della sua fase rispetto alle stagioni.
Questa continuità equatoriale contrasta nettamente con ciò che avviene spostandosi verso i subtropici. Intorno a circa 15° di latitudine in entrambi gli emisferi si verifica una sostanziale inversione della fase dell’anomalia dell’ozono. Un segnale che all’equatore possiede un determinato segno viene accompagnato, alle latitudini superiori, da una risposta di segno opposto. Tale comportamento era già evidente nella Figura 21 ed è coerente, almeno alle basse latitudini, con il ramo di ritorno della circolazione meridionale indotta dalla QBO. La subsidenza equatoriale che trasporta verso il basso aria relativamente ricca di ozono deve essere compensata da una risalita subtropicale, che porta verso l’alto aria relativamente più povera di O₃. Durante la fase opposta dell’oscillazione i moti verticali si invertono e, con essi, cambia anche il segno delle anomalie dell’ozono.
Il punto veramente rilevante della Figura 23, tuttavia, è che queste anomalie subtropicali non sono affatto simmetriche nel corso dell’anno. Nell’emisfero settentrionale il segnale raggiunge una notevole ampiezza soprattutto tra la fine dell’inverno e la primavera, con un massimo climatologico approssimativamente in marzo. Nell’emisfero meridionale compare un comportamento equivalente spostato di circa sei mesi, con un massimo medio intorno ad agosto. Questa separazione temporale dei due emisferi era uno dei risultati centrali discussi già nella letteratura classica: le anomalie subtropicali raggiungono infatti i massimi nella tarda stagione invernale o nella primavera locale, mentre risultano molto più deboli nell’emisfero estivo.
Una semplice circolazione QBO perfettamente simmetrica rispetto all’equatore non potrebbe produrre una struttura di questo tipo. Se la QBO tropicale generasse esclusivamente due celle meridionali speculari, l’anomalia subtropicale settentrionale e quella meridionale dovrebbero comparire più o meno contemporaneamente. La Figura 23 dimostra invece che il ciclo stagionale interviene in maniera decisiva. Il segnale quasi-biennale tropicale viene quindi “filtrato” dalla circolazione atmosferica di fondo: la stessa fase della QBO può produrre una forte risposta in un emisfero e una risposta debole nell’altro, semplicemente perché i due emisferi si trovano in stagioni opposte.
Gli studi modellistici di Jones, Schneider e McElroy hanno chiarito uno dei principali meccanismi responsabili di questa asimmetria. Il loro modello bidimensionale mostrò che la QBO induce una circolazione meridionale capace di modificare il trasporto dei traccianti fuori dai tropici e di produrre anomalie dell’ozono nei subtropici. Ma, soprattutto, la circolazione indotta non mantiene la stessa intensità nei due emisferi: risulta sistematicamente più forte nell’emisfero invernale, a causa dell’interazione non lineare fra la QBO e l’avvezione del momento zonale associata alla circolazione meridionale stagionale.
Questo risultato modifica significativamente l’interpretazione tradizionale. Non è necessariamente vero che la QBO generi prima un’anomalia dell’ozono simmetrica che viene successivamente conservata in inverno e distrutta in estate. È piuttosto la circolazione QBO stessa a essere fin dall’origine stagionalmente asimmetrica, perché viene deformata dalla circolazione climatologica presente durante il solstizio. Il ramo invernale viene rafforzato, quello estivo indebolito. Di conseguenza, l’anomalia dell’ozono nasce già molto più intensa nell’emisfero invernale.
La relazione fra QBO e ciclo annuale aiuta anche a spiegare perché alcuni cicli quasi-biennali non producano una forte anomalia subtropicale in un determinato inverno. Logan, analizzando successivamente dati di ozonosonde e satelliti, ribadì che una significativa risposta subtropicale richiede una particolare combinazione temporale: deve essere presente uno shear verticale QBO sufficientemente intenso nella bassa stratosfera equatoriale e, contemporaneamente, deve esistere una forte circolazione stagionale capace di amplificarne il ramo invernale. Queste condizioni devono inoltre persistere per un periodo dell’ordine di uno o due mesi affinché la distribuzione dell’ozono possa adattarsi dinamicamente.
Questo concetto permette di comprendere le cosiddette anomalie subtropicali “mancate” osservate in alcuni anni nelle serie temporali. Non è necessario ipotizzare che la QBO si sia interrotta; può semplicemente accadere che la fase di massimo shear sia transitata nella regione critica in una stagione poco favorevole oppure troppo rapidamente perché l’ozono abbia il tempo di sviluppare una risposta significativa. Alle medie latitudini, quindi, la QBO dell’ozono non possiede necessariamente lo stesso periodo apparente della QBO tropicale.
Ne deriva una conseguenza interessante: se la stessa fase della QBO persiste durante due inverni consecutivi dello stesso emisfero, possono apparire due anomalie dell’ozono dello stesso segno in due anni consecutivi. Al contrario, se una fase cruciale cade tra due stagioni favorevoli, un intero massimo extratropicale può essere apparentemente saltato. Questo fenomeno produce una modulazione a bassa frequenza della serie dell’ozono e può generare periodicità apparenti di diversi anni, pur derivando dall’interazione fra il ciclo annuale e un’oscillazione di circa 28 mesi. Non è quindi sempre necessario invocare un nuovo forcing climatico per spiegare massimi spettrali pluriennali nella variabilità dell’ozono.
Procedendo verso le medie latitudini, la semplice circolazione QBO tropicale diventa comunque insufficiente a spiegare l’estensione osservata del segnale. Randel e Wu mostrarono che il massimo inferiore della QBO dell’ozono possiede una struttura latitudinale molto ampia, approssimativamente fra 15° e 60°, mentre il massimo della media stratosfera tende a concentrarsi maggiormente fra circa 10° e 40°. La collocazione del segnale inferiore lungo forti gradienti verticali di ozono suggerisce che la sua origine sia principalmente il trasporto verticale medio; nella media stratosfera, invece, assumono maggiore importanza gli effetti chimici legati all’azoto reattivo. La sincronizzazione stagionale delle due componenti extratropicali rappresenta una prova dell’influenza esercitata dalla QBO sulla circolazione invernale dell’emisfero interessato.
È a queste latitudini che diventa particolarmente importante il collegamento con le onde planetarie. La QBO equatoriale modifica la struttura dei venti tropicali e subtropicali e, attraverso di essa, le condizioni di propagazione delle onde di Rossby provenienti dalla troposfera. Durante l’inverno, quando la stratosfera extratropicale è caratterizzata da venti occidentali favorevoli alla propagazione verticale delle onde planetarie, questo meccanismo può modificare il forcing ondulatorio, il breaking delle onde e la circolazione meridionale residua.
Kinnersley mostrò che la QBO extratropicale dell’ozono non deriva da un unico meccanismo. La circolazione direttamente associata alla QBO svolge un ruolo fondamentale, mentre il meccanismo di tipo Holton–Tan e la modulazione delle onde planetarie contribuiscono alla risposta alle latitudini più elevate. Il mixing dovuto alle onde può inoltre ridistribuire spazialmente le anomalie, modificandone l’ampiezza locale. Questo chiarisce perché la risposta osservata nella Figura 23 possa estendersi molto oltre i limiti geografici della circolazione tropicale diretta.
La Brewer–Dobson circulation fornisce il quadro dinamico più generale all’interno del quale avviene questa propagazione. Le onde planetarie che si dissipano nella stratosfera producono una circolazione residua caratterizzata mediamente da risalita nei tropici e subsidenza alle medie e alte latitudini. Se la QBO modifica il forcing ondulatorio, può modificare anche l’intensità locale della BDC. Una maggiore subsidenza invernale alle medie latitudini porta verso il basso aria proveniente da livelli superiori, generalmente più ricca di ozono, aumentando la quantità colonnare. Durante una configurazione opposta, una subsidenza più debole produce una risposta contraria.
In questa prospettiva, non è necessario che l’anomalia di ozono osservata a 40° o 50° di latitudine sia costituita fisicamente dall’aria che possedeva l’anomalia equatoriale. La QBO può generare una risposta dell’ozono in situ, modificando localmente la velocità verticale della circolazione residua. È una distinzione essenziale: il segnale chimico extratropicale rappresenta soprattutto una teleconnessione dinamica, non una semplice migrazione meridionale di una massa d’aria anomala.
La chimica introduce un ulteriore livello di complessità. Le osservazioni satellitari moderne di O₃, N₂O, HNO₃ e NOx hanno confermato che la QBO modifica coerentemente non soltanto l’ozono, ma anche la distribuzione delle specie dell’azoto reattivo. Park et al. hanno mostrato che N₂O e NOy presentano variazioni quasi-biennali fortemente organizzate e che la loro relazione cambia sistematicamente con la quota. Nella stratosfera superiore, NOx diventa una componente sempre più importante di NOy ed esercita un controllo rilevante sui cicli catalitici di distruzione dell’ozono. Le simulazioni WACCM4 riproducono in larga misura le fasi osservate di queste oscillazioni chimiche.
Ciò significa che l’anomalia colonnare della Figura 23 rappresenta la somma verticale di contributi differenti. Nella bassa stratosfera predomina l’effetto del trasporto verticale dell’ozono; nella media stratosfera la QBO modifica anche il trasporto di N₂O e NOy e quindi le velocità fotochimiche di distruzione dell’O₃. La risposta integrata della colonna può pertanto avere ampiezza e fase diverse rispetto a quelle che si ricaverebbero considerando un singolo livello.
La Figura 23 può inoltre essere interpretata alla luce della notevole coerenza osservata tra ozono e temperatura nella bassa stratosfera. Randel e Cobb mostrarono che numerose strutture spazio-temporali dell’ozono totale possiedono corrispondenti anomalie della temperatura stratosferica e che questa coerenza emerge anche per il segnale QBO. Ciò è perfettamente plausibile dal punto di vista dinamico: subsidenza e compressione adiabatica tendono contemporaneamente a riscaldare la colonna e a trasportare verso il basso aria ricca di ozono, mentre risalita ed espansione adiabatica producono raffreddamento e possono ridurre l’O₃ locale.
Il grafico mostra inoltre perché sia necessario usare cautela quando si parla genericamente di “fase orientale” o “fase occidentale” della QBO per prevedere l’ozono extratropicale. La relazione dipende dal livello verticale utilizzato per definire la QBO, dalla fase dello shear e dal momento dell’anno. Nella Figura 23 il riferimento è il vento di Singapore a 30 hPa, scelto perché fornisce una relazione statisticamente utile con il segnale dell’ozono. Ma una classificazione basata soltanto sul segno del vento a un singolo livello non descrive l’intera struttura verticale dell’oscillazione.
La notevole importanza della struttura verticale è diventata ancora più evidente negli studi moderni. Le osservazioni MLS e OSIRIS mostrano infatti che le anomalie dell’ozono seguono la propagazione degli shear QBO tra circa 15 e 70 hPa, mentre sopra questa regione la fase dell’O₃ rispetto al vento può invertirsi per effetto del controllo fotochimico esercitato da NOx. Pertanto, due inverni caratterizzati dallo stesso vento a 30 hPa potrebbero comunque avere una struttura QBO diversa ai livelli superiori e, di conseguenza, produrre teleconnessioni chimiche non perfettamente identiche.
La Figura 23 rappresenta infine un importante collegamento fra la variabilità dell’ozono subtropicale e quella polare. Procedendo verso le alte latitudini, la significatività statistica della regressione tende a diminuire perché la variabilità dinamica cresce enormemente. In particolare, nell’emisfero settentrionale l’intensità del vortice polare, i sudden stratospheric warmings e le variazioni del forcing ondulatorio possono produrre anomalie dell’ozono molto più grandi del segnale medio della QBO. Kinnersley osservò infatti che, pur spiegando una frazione sostanziale della variabilità globale dell’ozono, la QBO non domina la varianza interannuale nella regione polare boreale, dove l’attività delle onde planetarie provenienti dalla troposfera assume un ruolo preponderante.
È quindi particolarmente significativo che la firma della QBO rimanga comunque riconoscibile fino alle medie e, in alcune analisi, alte latitudini. Ciò mostra la capacità di un fenomeno originato nei tropici di modificare un sistema dinamico che si estende su scala emisferica. La teleconnessione non si propaga semplicemente come un’onda lineare o come un tracciante passivo, ma attraverso una sequenza di interazioni fra vento medio, circolazione meridionale, onde planetarie, temperatura e chimica.
Nel complesso, la Figura 23 può essere considerata come una rappresentazione climatologica della trasformazione progressiva del segnale QBO lungo la latitudine. All’equatore la risposta dell’ozono è persistente durante l’anno e segue principalmente la dinamica intrinseca della QBO; attorno ai 15° avviene un’inversione di fase; nei subtropici e alle medie latitudini il segnale si sincronizza con la tarda stagione invernale e la primavera locale; procedendo ancora verso il polo, l’elevata variabilità interna della stratosfera rende la firma QBO progressivamente più difficile da isolare.
La differenza di circa sei mesi fra il massimo boreale di marzo e quello australe di agosto costituisce quindi molto più di una semplice curiosità stagionale. È la firma osservativa dell’interazione fra due scale temporali fondamentali dell’atmosfera: il ciclo annuale e l’oscillazione quasi-biennale. È proprio attraverso tale interazione che un fenomeno tropicale, originariamente non sincronizzato con le stagioni, acquisisce una precisa preferenza temporale nelle regioni extratropicali.
La Figura 23 dimostra dunque che la QBO dell’ozono subtropicale non può essere compresa considerando separatamente dinamica tropicale e ciclo stagionale. La risposta osservata deriva dalla loro interazione non lineare, ulteriormente modificata dalla circolazione di Brewer–Dobson, dal forcing delle onde planetarie e dalla chimica stratosferica. Gli studi di Randel e Cobb, Randel e Wu, Jones et al., Kinnersley e le successive osservazioni satellitari moderne convergono quindi verso una concezione unitaria: la QBO non produce soltanto anomalie locali dell’ozono equatoriale, ma riorganizza stagionalmente il trasporto e la composizione della stratosfera su scala emisferica.
Da questo punto di vista, la Figura 23 rappresenta una delle prove più persuasive del carattere globale della QBO. Dietro le isolinee di pochi Dobson Units si trova infatti una complessa catena dinamica: l’oscillazione modifica il vento equatoriale, il vento modifica la circolazione meridionale e la propagazione delle onde, queste modificano la subsidenza e la risalita extratropicale, e il trasporto risultante riorganizza ozono e specie chimiche correlate. Il ciclo annuale stabilisce infine quando questa teleconnessione può esprimersi con maggiore efficacia. È proprio questa interdipendenza fra QBO, stagione, onde planetarie, Brewer–Dobson circulation e chimica dell’ozono a spiegare la struttura fortemente organizzata ma al tempo stesso non rigidamente periodica mostrata dalla Figura 23.
5.3. Ozono: regioni subtropicali e latitudini più elevate – struttura latitudine-quota della QBO e interpretazione della Figura 24
La Figura 24 costituisce uno dei passaggi più importanti per comprendere fisicamente come la Quasi-Biennial Oscillation riesca a produrre anomalie dell’ozono non soltanto nella stratosfera equatoriale, ma anche nelle regioni subtropicali e, indirettamente, alle latitudini ancora più elevate. A differenza delle Figure 21 e 23, che mostravano principalmente la distribuzione latitudinale e stagionale dell’ozono colonnare, la Figura 24 aggiunge la dimensione verticale e, soprattutto, sovrappone alle anomalie dell’ozono la funzione di corrente di massa associata alla circolazione meridionale indotta dalla QBO. In questo modo diventa possibile collegare direttamente la risposta chimica dell’atmosfera con la struttura dinamica responsabile del trasporto. La simulazione deriva dal modello bidimensionale di Jones et al. [1998] ed è riferita al mese di gennaio, quindi a una situazione di inverno boreale ed estate australe, con un massimo di vento QBO diretto verso est localizzato approssimativamente a 26 km nella fascia tropicale. Proprio questa scelta stagionale rende evidente il carattere fortemente asimmetrico della risposta nei due emisferi.
Sull’asse orizzontale è rappresentata la latitudine, approssimativamente da 60°S a 60°N, mentre sull’asse verticale compare l’altitudine, da circa 10 a 40 km. Le anomalie dell’ozono sono espresse in DU km⁻¹, cioè Dobson Units per chilometro, con intervallo delle isolinee pari a 0,2 DU km⁻¹. Secondo la convenzione utilizzata dagli autori, le anomalie positive dell’ozono sono rappresentate con un’ombreggiatura più chiara, mentre quelle negative sono caratterizzate da un’ombreggiatura più scura. Alla distribuzione dell’O₃ viene sovrapposta la funzione di corrente di massa: i contorni solidi rappresentano valori positivi della funzione di corrente e quelli di segno opposto individuano la cella complementare della circolazione. Non è tanto il valore assoluto della funzione di corrente a essere importante per l’interpretazione della figura, quanto la disposizione delle sue celle e la loro corrispondenza spaziale con le anomalie chimiche.
La prima proprietà fondamentale mostrata dalla Figura 24 è la persistenza della tipica struttura verticale a due livelli della QBO dell’ozono. Sia nella regione tropicale sia nei subtropici compaiono infatti due zone principali nelle quali le anomalie dell’O₃ raggiungono ampiezze elevate: una nella bassa stratosfera, grossomodo fra 18 e 27 km, e una seconda nella media stratosfera, approssimativamente fra 28 e 35 km. Questa struttura era già chiaramente identificabile nelle osservazioni SAGE II analizzate da Randel e Wu, i quali mostrarono che la QBO dell’ozono possiede due massimi verticali e che alle medie latitudini entrambe le componenti possono contribuire in maniera importante all’ozono colonnare. Il massimo inferiore presenta una struttura latitudinale molto ampia, indicativamente da circa 15° fino a 60°, ed è associato soprattutto al trasporto verticale medio; quello superiore tende invece a concentrarsi maggiormente fra circa 10° e 40° ed è collegato in larga misura agli effetti chimici dell’azoto reattivo, anch’essi indotti dalle variazioni del trasporto.
La Figura 24 mostra inoltre che le anomalie tropicali e subtropicali dell’ozono sono approssimativamente in opposizione di fase. Una perturbazione di un determinato segno nella fascia equatoriale tende cioè ad accompagnarsi a un’anomalia di segno opposto nelle regioni subtropicali. Questa caratteristica costituisce la manifestazione chimica più diretta della circolazione secondaria della QBO. Il vento zonale equatoriale non può oscillare senza produrre contemporaneamente anomalie termiche e una risposta della circolazione meridionale. Le regioni in cui si verifica una relativa subsidenza devono essere compensate da regioni adiacenti caratterizzate da risalita. Poiché nella bassa stratosfera il rapporto di mescolamento dell’ozono aumenta rapidamente con la quota, questi movimenti verticali producono anomalie di O₃ particolarmente evidenti.
Quando la circolazione induce una relativa subsidenza, aria proveniente da livelli superiori e mediamente più ricca di ozono viene trasportata verso il basso. A una quota fissa si produce quindi un aumento dell’O₃. Dove invece la circolazione determina una risalita, aria proveniente da livelli inferiori e relativamente povera di ozono viene trasportata verso l’alto, producendo un’anomalia negativa. La distribuzione delle anomalie inferiori nella Figura 24 segue quindi molto da vicino la struttura delle celle indicate dalla funzione di corrente. Questo rapporto fra trasporto e ozono è particolarmente efficace nella bassa stratosfera perché il tempo di vita chimico dell’O₃ è relativamente lungo rispetto alle scale temporali della circolazione; l’ozono può quindi essere trattato, in prima approssimazione, come un tracciante della dinamica.
La moderna letteratura conferma in maniera molto robusta questa interpretazione. Park et al. [2017], utilizzando le osservazioni satellitari Aura MLS e OSIRIS insieme alle simulazioni WACCM4, hanno mostrato che nella regione approssimativamente compresa fra 15 e 70 hPa le anomalie positive e negative dell’ozono si propagano verso il basso coerentemente con gli shear occidentali e orientali della QBO. In questa fascia verticale il meccanismo dominante è proprio l’azione della circolazione verticale sulle forti variazioni dell’O₃ con la quota. Più in alto, invece, la relazione di fase fra ozono e vento cambia perché il controllo fotochimico diventa progressivamente più importante.
La seconda caratteristica centrale della Figura 24 riguarda la forte asimmetria tra emisfero invernale ed emisfero estivo. Poiché la figura rappresenta gennaio, l’emisfero settentrionale si trova in inverno e quello meridionale in estate. Il segnale dell’ozono risulta molto più sviluppato nel ramo settentrionale della circolazione rispetto al ramo australe. Questo comportamento costituisce un’importante correzione rispetto ai primi modelli concettuali della QBO, nei quali la circolazione secondaria veniva spesso rappresentata come un sistema quasi simmetrico rispetto all’equatore.
Gli studi di Jones et al. e Kinnersley mostrarono invece che l’interazione fra la QBO e la circolazione meridionale climatologica produce una risposta fortemente dipendente dalla stagione. Kinnersley ha evidenziato come l’interazione della QBO equatoriale con la circolazione stagionale media possa generare anomalie della circolazione QBO fortemente stagionali, estese nei subtropici e potenzialmente verso le medie latitudini soprattutto nell’emisfero invernale. La non linearità dell’avvezione del momento zonale da parte della circolazione meridionale è quindi un elemento essenziale per comprendere l’asimmetria osservata.
Questo risultato implica che l’anomalia dell’ozono subtropicale non viene necessariamente generata in modo simmetrico nei due emisferi per essere successivamente modificata dal ciclo annuale. È la stessa circolazione indotta dalla QBO a essere già asimmetrica durante il solstizio. Il ramo dell’emisfero invernale viene rafforzato, mentre quello dell’emisfero estivo risulta indebolito. La distribuzione dell’ozono risponde direttamente a questa differenza dinamica, motivo per cui nella Figura 24 le anomalie boreali sono molto più pronunciate.
Questa interpretazione aiuta anche a comprendere la Figura 23, nella quale le anomalie subtropicali dell’ozono mostravano una chiara preferenza stagionale: massimo boreale intorno alla tarda stagione invernale e alla primavera e massimo australe circa sei mesi più tardi. La Figura 24 fornisce la spiegazione dinamica di quel comportamento. La risposta non è semplicemente sincronizzata con la stagione per motivi chimici; è la circolazione QBO stessa a essere modulata dal ciclo annuale.
La regione superiore dell’anomalia, tra circa 30 e 35 km, richiede però una spiegazione differente rispetto alla bassa stratosfera. Qui il tempo di vita chimico dell’ozono è molto più breve e l’O₃ non si comporta più prevalentemente come un tracciante passivo. Le reazioni di produzione e distruzione sono sufficientemente rapide da far sì che modificazioni della temperatura e delle concentrazioni delle specie cataliticamente attive cambino direttamente la quantità di ozono.
Particolarmente importante è il ruolo del NOy, cioè dell’insieme delle principali specie dell’azoto reattivo stratosferico. La QBO trasporta non soltanto O₃, ma anche N₂O e le specie azotate da esso derivate. Modificando la distribuzione del NOy, la circolazione altera indirettamente i cicli catalitici attraverso cui NO e NO₂ distruggono l’ozono. Per questo motivo l’anomalia superiore mostrata nella Figura 24 può essere interpretata come una risposta chimica prodotta indirettamente dalla dinamica: la QBO modifica il trasporto delle specie dell’azoto, il nuovo ambiente chimico modifica la perdita dell’ozono e l’O₃ sviluppa un’anomalia che non coincide necessariamente con quella determinata dal semplice trasporto verticale.
Le osservazioni moderne hanno confermato questo meccanismo in modo particolarmente convincente. Park et al. hanno riscontrato una relazione coerente fra O₃, NOy e N₂O lungo il ciclo QBO, con NOy e N₂O sostanzialmente in opposizione di fase attraverso gran parte della stratosfera. Salendo di quota, la quota relativa del NOx all’interno del NOy aumenta e il suo ruolo nel controllo dell’ozono diventa progressivamente più forte. Sopra circa 15 hPa, la fase delle anomalie dell’O₃ rispetto alla QBO del vento si inverte principalmente proprio per effetto del controllo chimico esercitato dal NOx.
Uno studio ancora più recente di Xie et al. [2025] ha permesso di separare quantitativamente i contributi del trasporto, della temperatura e della chimica dell’azoto. Utilizzando simulazioni E3SMv2 con chimica interattiva, gli autori hanno individuato tre regimi verticali piuttosto distinti: al di sotto di circa 20 hPa prevale il controllo della circolazione e dell’avvezione verticale; tra circa 6 e 20 hPa diventano determinanti le variazioni del NOy; al di sopra di circa 6 hPa domina maggiormente la risposta fotochimica alle variazioni della temperatura. Questa suddivisione moderna conferma sostanzialmente la lettura fisica suggerita già dalla Figura 24: il massimo inferiore appartiene al regime governato dal trasporto, mentre il massimo superiore appartiene a una fascia in cui dinamica e chimica sono intimamente intrecciate.
Il significato della funzione di corrente sovrapposta alle anomalie dell’O₃ diventa quindi particolarmente profondo. Essa mostra che lo stesso sistema di circolazione può produrre risposte differenti a seconda della quota. Nella parte inferiore, il legame fra moto verticale e ozono è relativamente diretto; più in alto, la circolazione agisce principalmente alterando la distribuzione dei precursori chimici e la temperatura, e l’ozono risponde attraverso la fotochimica. Dinamica e chimica non sono dunque processi indipendenti, ma due differenti manifestazioni dello stesso sistema accoppiato.
Un altro aspetto fondamentale della Figura 24 è che il modello di Jones et al. riproduce bene il comportamento tropicale e subtropicale, ma non riesce a estendere le anomalie verso il polo quanto suggerito dalle osservazioni. Questo limite è scientificamente molto istruttivo. Le osservazioni SAGE II indicano infatti che il massimo inferiore dell’ozono QBO può estendersi fino ad almeno circa 60° di latitudine, mentre il segnale superiore tende a concentrarsi maggiormente fra circa 10° e 40°. La sola circolazione meridionale direttamente associata alla QBO non sembra sufficiente a spiegare tutta questa estensione.
La ragione è che il modello bidimensionale di Jones et al. non rappresentava completamente alcune interazioni extratropicali, in particolare la modulazione del breaking delle onde planetarie da parte della QBO. Le onde di Rossby generate nella troposfera e propagatesi nella stratosfera rappresentano uno dei principali motori della circolazione meridionale residua. Se la QBO modifica le condizioni di propagazione e dissipazione di queste onde, può modificare anche la forza della circolazione di Brewer–Dobson e della subsidenza alle medie latitudini.
È qui che il collegamento con l’effetto Holton–Tan diventa particolarmente importante. La QBO non influenza solamente l’ozono attraverso la propria circolazione secondaria tropicale, ma può cambiare il modo in cui le onde planetarie interagiscono con il vortice e con la circolazione extratropicale. La conseguente variazione della subsidenza invernale può generare localmente anomalie dell’ozono alle medie latitudini. In questo caso non è necessario che l’anomalia tropicale venga fisicamente trasportata fino a 50° o 60°: la QBO modifica la dinamica extratropicale e la dinamica produce in situ una nuova risposta dell’O₃.
Kinnersley ha mostrato che diversi meccanismi concorrono alla QBO extratropicale dell’ozono: la circolazione stagionale indotta dalla QBO, la modulazione delle onde planetarie, il trasporto eddy e gli effetti fotochimici. Per questo motivo una semplice correlazione fra ozono extratropicale e vento equatoriale a un singolo livello può sottostimare la reale importanza fisica della QBO.
Questo quadro è stato ulteriormente sostenuto dai chemistry-climate models moderni. Punge e Giorgetta [2008] hanno mostrato che l’inclusione di una QBO realistica modifica non soltanto temperatura e circolazione tropicale, ma anche la Brewer–Dobson circulation, le concentrazioni di numerosi gas traccia e perfino alcune proprietà dei vortici polari. Nel loro modello, la QBO produce differenze nel trasporto e nella composizione su un’ampia fascia latitudinale, sottolineando quanto sia importante rappresentarla correttamente nei modelli chimico-climatici.
La Figura 24 può quindi essere interpretata come una sorta di esperimento dinamico-chimico controllato. Partendo da una determinata configurazione della QBO tropicale, il modello mostra come si sviluppa una circolazione secondaria asimmetrica e come questa circolazione genera una struttura dell’ozono anch’essa asimmetrica. Nella bassa stratosfera l’O₃ segue direttamente l’avvezione verticale; nella media stratosfera risponde indirettamente alla redistribuzione di NOy e alla fotochimica; la stagionalità modifica l’intensità dei due rami emisferici; le interazioni non rappresentate con le onde planetarie spiegano infine una parte della discrepanza con le osservazioni alle latitudini più elevate.
È inoltre molto importante osservare che l’inverno boreale non amplifica soltanto il segnale dinamico inferiore. Anche la componente superiore, controllata maggiormente dalla fotochimica, presenta una significativa asimmetria emisferica. Questo dimostra che l’influenza della circolazione si propaga indirettamente nella chimica: quando il trasporto di NOy cambia, anche la risposta fotochimica dell’ozono assume una struttura stagionalmente asimmetrica. La distinzione tradizionale fra una “regione dinamica” inferiore e una “regione chimica” superiore non deve quindi essere intesa come separazione assoluta. Anche la regione chimicamente controllata dipende dalla dinamica perché è proprio la circolazione a redistribuire i composti che governano la chimica.
La ricerca di Xie et al. del 2025 ha sottolineato precisamente questa interdipendenza. Le anomalie dell’ozono legate alla QBO risultano prodotte da una combinazione di cambiamenti nel trasporto dell’O₃, nel trasporto delle specie chimiche e nella temperatura. Il lavoro mostra inoltre che separare correttamente questi contributi è essenziale per comprendere perché diversi modelli possano simulare ampiezze differenti della QBO dell’ozono pur riproducendo una QBO dinamica apparentemente simile.
Da questo punto di vista, la Figura 24 conserva una notevole attualità scientifica. Sebbene il modello di Jones et al. sia molto più semplice dei moderni Earth System Models tridimensionali, esso riesce a isolare con grande chiarezza un meccanismo fondamentale: l’interazione fra QBO e ciclo annuale modifica direttamente la circolazione meridionale e produce una risposta dell’ozono fortemente asimmetrica fra emisfero invernale ed emisfero estivo. Le simulazioni più moderne hanno confermato questo principio e ne hanno ampliato la portata includendo interazioni tridimensionali, onde planetarie, chimica dettagliata e feedback radiativi.
L’ozono stesso, inoltre, non è semplicemente un tracciante passivo. Modificando l’assorbimento della radiazione ultravioletta, una variazione dell’O₃ altera il riscaldamento radiativo della stratosfera. La variazione termica può quindi influenzare la circolazione e, indirettamente, la stessa evoluzione della QBO. La Figura 24 rappresenta pertanto uno stadio intermedio di una catena di feedback: il vento modifica la circolazione, la circolazione modifica l’ozono, l’ozono modifica il bilancio radiativo e il bilancio radiativo può retroagire sulla dinamica. Nei moderni modelli con chimica interattiva questi feedback vengono rappresentati esplicitamente, rendendo ancora più evidente l’unità fra dinamica e composizione.
La figura permette anche di comprendere perché l’ozono costituisca uno strumento diagnostico così potente della circolazione stratosferica. Le velocità verticali della circolazione residua sono estremamente piccole e difficili da misurare direttamente, ma il forte gradiente verticale dei traccianti permette di dedurne gli effetti. Una lieve subsidenza mantenuta per settimane può lasciare un segnale molto evidente nella distribuzione dell’O₃. In questo senso, le anomalie della Figura 24 funzionano come una sorta di “tracciante visibile” delle celle meridionali della QBO.
La relazione tra Figura 24 e le figure precedenti diventa così particolarmente chiara. La Figura 21 aveva mostrato l’opposizione di fase fra equatore e subtropici e l’estensione del segnale verso latitudini maggiori. La Figura 23 aveva mostrato che la risposta subtropicale è massima nella tarda stagione invernale e in primavera di ciascun emisfero. La Figura 24 spiega perché: durante il solstizio la circolazione QBO viene fortemente amplificata nel ramo invernale e indebolita in quello estivo, producendo direttamente la stessa asimmetria nella distribuzione dell’ozono.
Nel complesso, il significato scientifico della Figura 24 può essere riassunto attraverso tre elementi strettamente collegati. Il primo è la presenza di una struttura verticale a due massimi, che separa una risposta prevalentemente dinamica nella bassa stratosfera da una risposta progressivamente più chimica nella media stratosfera. Il secondo è l’opposizione di fase fra tropici e subtropici, manifestazione diretta della circolazione meridionale indotta dalla QBO. Il terzo è la asimmetria emisferica stagionale, che dimostra come la QBO interagisca non linearmente con la circolazione annuale, rafforzando fortemente la risposta dell’emisfero invernale.
A questi tre elementi occorre aggiungere un quarto meccanismo per spiegare completamente le osservazioni: l’interazione con le onde planetarie e con la circolazione extratropicale. Il fatto che il modello di Jones et al. non riproduca completamente l’estensione poleward osservata costituisce, paradossalmente, uno dei risultati più istruttivi della figura, perché dimostra che la circolazione diretta della QBO è soltanto una parte del problema. La reale atmosfera tridimensionale aggiunge la modulazione delle onde di Rossby, del wave breaking, della Brewer–Dobson circulation e del mixing isentropico.
La Figura 24 deve quindi essere letta non come la rappresentazione completa di tutti i meccanismi attraverso cui la QBO influenza l’ozono globale, ma come una dimostrazione dinamica fondamentale del nucleo tropicale-subtropicale del processo. Mostra come una configurazione dei venti equatoriali possa produrre una circolazione meridionale asimmetrica, come questa circolazione possa generare anomalie dell’ozono di segno opposto tra tropici e subtropici e come la natura della risposta cambi con la quota, passando dal controllo diretto del trasporto a quello della chimica dell’azoto.
In definitiva, la Figura 24 trasforma un concetto astratto come la “circolazione secondaria della QBO” in una struttura fisicamente osservabile attraverso la distribuzione dell’ozono. L’aspetto forse più importante è che il diagramma mostra quanto sia improprio considerare la QBO come un fenomeno confinato ai soli venti equatoriali. Le anomalie dinamiche associate all’oscillazione modificano la circolazione meridionale, il trasporto dei traccianti, la chimica dell’azoto e la distribuzione dell’O₃, mentre il ciclo annuale decide in quale emisfero questa risposta possa essere maggiormente amplificata. Gli studi successivi, dalle analisi SAGE II di Randel e Wu alle osservazioni MLS e OSIRIS di Park et al., dai chemistry-climate models di Punge e Giorgetta fino alla separazione quantitativa di trasporto e chimica proposta da Xie et al. nel 2025, hanno sostanzialmente confermato e ampliato questa interpretazione.
La Figura 24 rappresenta quindi uno degli esempi più efficaci dell’intima interdipendenza tra QBO, ciclo stagionale, circolazione meridionale, trasporto verticale, NOy e ozono stratosferico. Nella bassa stratosfera l’ozono rivela direttamente il movimento dell’aria; nella media stratosfera registra gli effetti indiretti della redistribuzione chimica; fuori dai tropici la risposta viene amplificata o attenuata dalla stagione e, alle latitudini maggiori, ulteriormente modificata dalle onde planetarie. È precisamente questa successione di processi a trasformare una oscillazione equatoriale del vento in una modalità di variabilità chimico-dinamica capace di lasciare una firma su gran parte della stratosfera terrestre.
5.3. Ozono: regioni subtropicali e latitudini più elevate – validazione modellistica della QBO globale dell’ozono nella Figura 25
La Figura 25 rappresenta un passaggio particolarmente importante nello studio dell’influenza della Quasi-Biennial Oscillation sull’ozono stratosferico, perché non descrive semplicemente un’anomalia osservata o simulata, ma mette direttamente alla prova la capacità di un modello dinamico-chimico di riprodurre la variabilità dell’ozono realmente misurata dall’atmosfera terrestre. La figura mostra infatti la correlazione, in funzione della latitudine e del mese dell’anno, tra l’ozono colonnare mensile osservato mediante il Total Ozone Mapping Spectrometer, TOMS, dopo la rimozione della tendenza di lungo periodo, e l’ozono simulato dal modello di Kinnersley e Tung [1998], nel quale i venti equatoriali venivano vincolati verso quelli realmente osservati a Singapore. Il periodo analizzato si estende da novembre 1978 ad aprile 1993. Questo approccio è scientificamente molto potente perché permette di chiedersi non soltanto se esista una correlazione statistica fra il vento equatoriale e l’ozono, ma se un modello nel quale la QBO viene fatta agire attraverso la dinamica, il trasporto e la chimica riesca effettivamente a ricostruire l’evoluzione osservata dell’O₃ su gran parte del globo. Il lavoro originale di Kinnersley e Tung mostrò che un modello interattivo stratosferico, vincolato alla QBO osservata ma privo di molte altre sorgenti di variabilità interannuale, era sorprendentemente capace di riprodurre una parte importante delle anomalie globali dell’ozono; il successivo studio di Kinnersley e Tung [1999] chiarì in maggiore dettaglio i meccanismi dinamici responsabili di tale successo.
L’asse orizzontale della Figura 25 rappresenta il ciclo annuale, da gennaio a dicembre con gennaio ripetuto alla destra del diagramma, mentre l’asse verticale copre praticamente l’intero intervallo latitudinale, dal Polo Sud al Polo Nord. Le isolinee rappresentano coefficienti di correlazione, con intervallo pari a 0,1. Valori elevati indicano che il modello e le osservazioni presentano una struttura temporale molto simile: quando l’ozono aumenta nelle osservazioni, tende ad aumentare anche nella simulazione, e quando diminuisce, il modello tende a riprodurre quella diminuzione. È importante sottolineare che una correlazione elevata non implica necessariamente una perfetta corrispondenza delle ampiezze. Un modello può riprodurre molto bene la fase e la successione delle anomalie pur sottostimandone o sovrastimandone l’intensità. La figura deve quindi essere interpretata principalmente come una misura della capacità del modello di riprodurre l’organizzazione temporale e stagionale della variabilità dell’ozono.
La caratteristica più impressionante è l’elevatissima correlazione nella regione equatoriale. Intorno all’equatore le isolinee raggiungono frequentemente valori di circa 0,8–0,9, e localmente il segnale risulta ancora più forte. Ciò significa che il modello riproduce con grande fedeltà una componente dominante della variabilità interannuale dell’ozono tropicale. Questo risultato è coerente con l’intero quadro sviluppato nelle Figure 20–24. Nella stratosfera tropicale la QBO costituisce infatti la principale modalità di variabilità dinamica interannuale e controlla sistematicamente temperatura, circolazione verticale e distribuzione di numerosi gas traccia. Le osservazioni SAGE II analizzate da Randel e Wu [1996] avevano già mostrato che la QBO dell’ozono possiede una struttura verticale estremamente organizzata, con un massimo nella bassa stratosfera dominato soprattutto dal trasporto verticale e un secondo massimo nella media stratosfera influenzato in misura maggiore dalla chimica dell’azoto reattivo. La Figura 25 mostra che quando questi processi vengono rappresentati in un modello forzato con la reale evoluzione del vento equatoriale, la risposta dell’ozono simulata presenta una notevole somiglianza con quella osservata.
Questa elevata correlazione tropicale possiede anche un significato causale più forte rispetto a una semplice correlazione empirica fra vento e ozono. Nel modello, infatti, non si prescrive direttamente l’anomalia dell’ozono osservata. Viene imposta la struttura temporale del vento QBO e il sistema atmosferico simulato deve generare autonomamente la risposta attraverso le equazioni della dinamica, il trasporto dei traccianti e la chimica. Il fatto che l’O₃ risultante assomigli così fortemente all’O₃ osservato implica che i meccanismi fondamentali incorporati nel modello siano sostanzialmente corretti. Nel lavoro successivo di Kinnersley e Tung [1999], gli autori mostrarono che alle basse e medie latitudini la variabilità dell’ozono nella bassa stratosfera è prodotta principalmente dalla cosiddetta direct QBO circulation, cioè dalla circolazione meridionale direttamente associata all’oscillazione equatoriale, e che questa circolazione è fortemente stagionale e molto diversa dall’ideale cella simmetrica rispetto all’equatore dei primi modelli teorici.
Il comportamento tropicale rimane relativamente coerente durante gran parte dell’anno, e questo rappresenta ancora una volta una proprietà fondamentale della QBO. L’oscillazione equatoriale non è sincronizzata con le stagioni: i suoi regimi orientali e occidentali discendono indipendentemente dal calendario annuale, con un ciclo tipicamente vicino a due anni e mezzo. Una moderna revisione di Anstey et al. sottolinea infatti che la QBO rappresenta una delle modalità di variabilità atmosferica più prevedibili non direttamente legate al ciclo stagionale e che i suoi effetti si estendono al trasporto dell’ozono e a numerose teleconnessioni extratropicali. È quindi naturale che la correlazione modello-osservazioni resti elevata lungo gran parte del ciclo annuale nella fascia equatoriale.
Procedendo verso i subtropici, il pattern diventa però fortemente stagionale. Nell’emisfero settentrionale emerge una regione di buona correlazione approssimativamente fra 20° e 40°N durante la stagione fredda e la primavera, mentre nell’emisfero meridionale una struttura analoga compare durante l’inverno e la primavera australi. Questo comportamento conferma quanto già mostrato dalla Figura 23: l’influenza della QBO sull’ozono extratropicale non si manifesta uniformemente durante l’anno, ma viene amplificata nel semestre invernale-primaverile dell’emisfero interessato. Tale stagionalità deriva dall’interazione fra la QBO tropicale e la circolazione meridionale climatologica. La circolazione secondaria QBO, invece di essere perfettamente simmetrica, viene rafforzata nell’emisfero invernale e indebolita in quello estivo, producendo anomalie dell’ozono molto più intense nel ramo invernale. Il successivo lavoro di Kinnersley e Tung dimostrò che questa diretta circolazione QBO è una sorgente fondamentale delle anomalie dell’ozono alle basse e medie latitudini, mentre la semplice advezione climatologica e la diffusione meridionale delle anomalie tropicali risultano molto meno efficaci di quanto ipotizzato in alcune interpretazioni precedenti.
Questo punto modifica in maniera sostanziale una lettura troppo semplice della teleconnessione. Non bisogna immaginare che un’anomalia di ozono nata sopra l’equatore venga semplicemente trasportata orizzontalmente fino a 40° o 50° di latitudine. Il modello mostra invece che la QBO modifica direttamente la circolazione meridionale alle latitudini subtropicali e medie, generando localmente anomalie verticali del trasporto dell’O₃. Il mixing planetario può redistribuire ulteriormente tali anomalie, ma nel modello di Kinnersley e Tung la diffusione dovuta alle onde planetarie svolge un ruolo secondario e tende addirittura a ridurre leggermente l’ampiezza del segnale alle medie latitudini, diffondendolo verso latitudini inferiori e superiori. Questa conclusione è particolarmente importante perché sposta l’interpretazione dalla semplice “esportazione dell’anomalia tropicale” verso una risposta dinamica generata localmente dalla modificazione QBO della circolazione.
La buona correlazione che si estende alle medie latitudini suggerisce quindi che il modello rappresenti correttamente non soltanto la QBO equatoriale, ma anche una parte importante delle sue teleconnessioni dinamiche. Randel e Wu [1996] avevano mostrato osservativamente che il massimo inferiore della QBO dell’ozono possiede una vasta estensione latitudinale, approssimativamente fra 15° e 60°, mentre quello della media stratosfera è più concentrato fra circa 10° e 40°. La collocazione del segnale inferiore in corrispondenza dei forti gradienti verticali dell’ozono indica un’origine principalmente legata al trasporto verticale medio, mentre la componente superiore è connessa in maggiore misura a processi chimici dell’azoto reattivo. La Figura 25 mostra che una simulazione in cui questi meccanismi vengono integrati dinamicamente riesce a ricostruire con notevole coerenza l’evoluzione dell’ozono osservato.
Il ruolo dell’azoto reattivo è stato confermato molto più recentemente da Park et al. [2017], attraverso osservazioni Aura MLS e OSIRIS e simulazioni WACCM4. Gli autori mostrarono che O₃, N₂O e NOy presentano segnali QBO verticalmente e temporalmente coerenti e che NOy e N₂O risultano sostanzialmente in opposizione di fase nella stratosfera. Poiché NO e NO₂ partecipano ai cicli catalitici di distruzione dell’ozono, la redistribuzione del NOy da parte della circolazione QBO contribuisce direttamente a determinare le anomalie dell’O₃, soprattutto nella media stratosfera. Questo rafforza l’interpretazione della Figura 25: il successo del modello non deriva esclusivamente da una buona simulazione del trasporto dell’ozono stesso, ma dalla capacità di rappresentare un sistema accoppiato nel quale il trasporto delle specie chimiche modifica la fotochimica.
Un altro elemento fondamentale emerge alle latitudini più elevate. Oltre circa 50°–60°, la teleconnessione QBO non può più essere spiegata principalmente dalla circolazione diretta tropicale e subtropicale. Kinnersley e Tung [1999] identificarono qui un secondo meccanismo dominante: la modulazione, da parte della QBO equatoriale, dei flussi di vorticità potenziale associati alle onde planetarie, cioè un percorso dinamico strettamente collegato al meccanismo Holton–Tan. La QBO modifica le condizioni attraverso cui le onde planetarie si propagano nella stratosfera; ciò altera il forcing della circolazione media, la subsidenza extratropicale e, conseguentemente, la quantità di ozono trasportata verso il basso. Nel loro modello questo meccanismo produceva gran parte del segnale QBO dell’ozono oltre circa 60° di latitudine.
Il collegamento con l’effetto Holton–Tan è particolarmente interessante perché unisce le sezioni precedenti dedicate alla dinamica del vortice polare con quelle attuali sulla chimica dell’ozono. Lo stesso cambiamento della propagazione delle onde planetarie che può indebolire o rafforzare il vortice stratosferico modifica anche la circolazione meridionale residua e quindi il trasporto dell’O₃. Il segnale chimico diventa così una sorta di “impronta” delle teleconnessioni dinamiche della QBO. Non esiste dunque una netta separazione fra effetti dinamici ed effetti chimici: una stessa perturbazione della propagazione ondulatoria modifica simultaneamente vento, temperatura, circolazione e distribuzione dei costituenti.
La risposta alle alte latitudini mostra tuttavia differenze importanti fra i due emisferi. Nel modello di Kinnersley e Tung la variabilità dell’ozono polare dell’emisfero meridionale risultava relativamente ben controllata dalla QBO, mentre nella regione polare boreale, soprattutto in primavera, emergeva una componente molto più caotica. Gli autori attribuirono questa differenza principalmente alla grande variabilità interannuale delle onde planetarie nell’emisfero settentrionale. Anche quando la QBO fornisce una predisposizione dinamica, la reale evoluzione del vortice boreale dipende fortemente dall’ampiezza e dalla fase delle onde provenienti dalla troposfera, che possono variare notevolmente da un inverno all’altro. Questo spiega perché la correlazione modello-osservazioni perda parte della propria regolarità nella regione artica, mentre nell’emisfero australe può rimanere più coerente.
Questa asimmetria emisferica è coerente con la natura della circolazione stratosferica. Il vortice antartico tende climatologicamente a essere più forte e regolare, mentre quello artico è sottoposto a una maggiore attività delle onde planetarie generate dall’orografia e dalla distribuzione terra-oceano. Ciò rende l’ozono boreale delle alte latitudini particolarmente sensibile alla variabilità dinamica non direttamente legata alla QBO. In altre parole, la QBO può modulare le probabilità e la circolazione di fondo, ma non determina da sola l’evoluzione dell’ozono polare settentrionale.
Le regioni nere visibili vicino ai poli hanno una natura differente e non devono essere interpretate come aree di correlazione nulla o negativa. Esse riflettono soprattutto i periodi nei quali TOMS non dispone di osservazioni affidabili a causa della notte polare. Lo strumento utilizza infatti la radiazione solare ultravioletta retrodiffusa; in assenza di illuminazione solare non è possibile ricavare normalmente l’ozono colonnare. Il pattern alle alte latitudini deve quindi essere interpretato tenendo conto della copertura osservativa stagionalmente incompleta.
È inoltre importante precisare il significato quantitativo dei coefficienti rappresentati nella figura. Una correlazione pari, per esempio, a 0,8 indica una forte relazione lineare fra le variazioni simulate e osservate, ma non significa che “l’80% dell’ozono” sia spiegato dal modello. Se si volesse interpretare la quota di varianza condivisa in un semplice rapporto lineare, bisognerebbe considerare il quadrato del coefficiente, che nel caso di 0,8 è pari a circa 0,64. Anche questa interpretazione deve però essere utilizzata con cautela, perché la Figura 25 confronta campi atmosferici filtrati e temporalmente organizzati, non un esperimento statistico elementare con variabili indipendenti.
Il risultato realmente importante è la coerenza spazio-temporale. Il modello riproduce non solo il segnale tropicale, ma anche l’inversione di fase subtropicale, la sincronizzazione stagionale, l’estensione alle medie latitudini e una parte della risposta polare. Kinnersley e Tung sottolinearono che il loro modello riusciva a riprodurre bene il nodo vicino a circa 12°N e 12°S, dove l’anomalia cambia segno, e che le anomalie extratropicali risultavano approssimativamente in opposizione di fase rispetto a quelle equatoriali. Nel modello le anomalie poleward del nodo raggiungevano ampiezze confrontabili con quelle osservate da TOMS, mentre alle alte latitudini aumentavano ulteriormente per effetto della modulazione delle onde planetarie.
Questa caratteristica dimostra perché la QBO possa contribuire alla variabilità dell’ozono in misura maggiore di quanto farebbe pensare una semplice regressione dell’O₃ sul vento di Singapore a un singolo livello. Il modello conserva infatti la memoria della struttura verticale della QBO, delle sue modificazioni della circolazione, dei ritardi di trasporto e della dipendenza stagionale dei processi. Una semplice correlazione contemporanea potrebbe perdere gran parte di questa informazione. Il sistema modellistico permette invece alla perturbazione iniziale del vento equatoriale di attraversare fisicamente l’intera catena causale fino alla risposta finale dell’ozono.
La Figura 25 è quindi anche un esempio estremamente efficace del valore dei modelli process-based. Una correlazione osservativa ci dice che due quantità variano insieme; un modello dinamico-chimico consente di verificare se la relazione può emergere a partire dai processi fisici noti. Quando il modello, forzato soltanto attraverso la QBO osservata e con una variabilità planetaria troposferica molto più limitata rispetto all’atmosfera reale, riproduce una parte consistente del pattern globale dell’ozono, questo costituisce una forte indicazione che la QBO sia effettivamente una sorgente importante della variabilità osservata. Kinnersley e Tung notarono proprio quanto fosse sorprendente l’accordo con TOMS, considerando che molte altre sorgenti reali di variabilità interannuale non erano incluse nella simulazione.
La ricerca successiva ha rafforzato questa conclusione. Punge e Giorgetta [2008], utilizzando un chemistry-climate model con QBO, mostrarono che l’oscillazione modifica non soltanto temperatura e circolazione su un’ampia fascia latitudinale, ma anche la Brewer–Dobson circulation e numerosi gas traccia. Nei tropici, gran parte della risposta netta dell’ozono risultava collegata alle differenze nell’upwelling, mentre a quote maggiori diventavano rilevanti le modificazioni della temperatura e della chimica. Gli autori conclusero che una corretta rappresentazione della QBO è essenziale nei chemistry-climate models proprio perché i suoi effetti si propagano su dinamica e composizione ben oltre il nucleo equatoriale.
La Figura 25 anticipava quindi un principio che è oggi pienamente incorporato nella modellistica stratosferica moderna: una QBO realistica costituisce un requisito importante per simulare correttamente la variabilità naturale dell’ozono. Un modello che non possiede una QBO realistica può riprodurre una climatologia media apparentemente accettabile, ma perdere una parte sostanziale della variabilità interannuale del trasporto e della chimica. Questo problema può influenzare anche la stima delle tendenze di lungo periodo, perché la variabilità QBO può essere erroneamente interpretata come parte di una tendenza se il campione temporale è breve o se la fase dell’oscillazione non viene adeguatamente considerata.
La revisione moderna di Anstey et al. [2022] colloca questi risultati in un quadro ancora più ampio. La QBO influenza il trasporto dell’ozono, il vortice polare e numerose teleconnessioni troposferiche, mentre la sua elevata prevedibilità offre potenzialmente una fonte di prevedibilità stagionale. Tuttavia, la capacità di sfruttare tale informazione dipende fortemente dalla capacità dei modelli di riprodurre correttamente i processi di accoppiamento. La Figura 25 può quindi essere considerata uno dei primi esempi convincenti di come una QBO osservata, inserita realisticamente in un modello, permetta di recuperare una componente significativa della variabilità globale di un importante costituente atmosferico.
Il confronto con le Figure 22–24 rende questo risultato ancora più significativo. La Figura 22 mostrava la struttura verticale a due massimi dell’ozono equatoriale; la Figura 23 evidenziava la forte sincronizzazione stagionale delle anomalie subtropicali; la Figura 24 mostrava come una circolazione QBO stagionalmente asimmetrica potesse generare direttamente anomalie dell’O₃ molto più intense nell’emisfero invernale. La Figura 25 rappresenta la verifica finale di questa catena interpretativa: confrontando il modello con TOMS, mostra che questi meccanismi non producono soltanto un pattern teoricamente plausibile, ma uno schema che assomiglia realmente alla variabilità atmosferica osservata.
La correlazione elevata ai tropici dimostra soprattutto il controllo diretto esercitato dalla QBO su circolazione e composizione; la buona correlazione nelle regioni subtropicali e alle medie latitudini conferma il ruolo della circolazione diretta QBO e della sua modulazione stagionale; la risposta alle alte latitudini rivela invece il contributo della modulazione delle onde planetarie e del meccanismo Holton–Tan. La diminuzione della coerenza nella regione polare settentrionale ricorda infine che la QBO non è una forzante deterministica e che l’atmosfera reale contiene una vasta componente di variabilità indipendente, soprattutto attraverso il forcing ondulatorio troposferico.
In definitiva, la Figura 25 rappresenta molto più di una semplice mappa di correlazione modello-osservazioni. Essa costituisce una validazione integrata dell’intera teoria della QBO dell’ozono sviluppata nelle sezioni precedenti. Mostra che partendo dalla QBO equatoriale del vento è possibile ricostruire, attraverso processi dinamici e chimici, una parte notevole della variabilità dell’ozono dalla fascia tropicale fino alle medie e alte latitudini. Il segnale viene trasformato procedendo verso il polo: nei tropici prevalgono trasporto verticale e chimica locale; nei subtropici domina una circolazione QBO stagionalmente asimmetrica; alle medie latitudini intervengono la circolazione residua e i processi ondulatori; alle alte latitudini diventa decisiva la modulazione delle onde planetarie e cresce contemporaneamente il peso della variabilità interna. Gli studi osservativi di Randel e Wu, le analisi di Kinnersley e Tung, le simulazioni chimico-climatiche di Punge e Giorgetta e le successive osservazioni satellitari di O₃ e NOy convergono pertanto verso una stessa conclusione: la QBO costituisce una modalità globale di variabilità dinamico-chimica della stratosfera, capace di organizzare il trasporto e la distribuzione dell’ozono ben oltre la fascia equatoriale in cui l’oscillazione dei venti viene originariamente generata.
5.4. Anomalie del QBO in Altre Specie Traccianti
L’influenza della Quasi-Biennial Oscillation non si limita alla modulazione del vento zonale, della temperatura e dell’ozono nella stratosfera tropicale, ma si estende a una vasta gamma di costituenti atmosferici, trasformando la QBO in uno dei principali meccanismi di organizzazione della variabilità interannuale della composizione della media atmosfera. Metano, vapore acqueo, aerosol stratosferici, ossidi di azoto, acido cloridrico e numerose altre specie mostrano infatti segnali quasi-biennali la cui struttura verticale e latitudinale riflette l’interazione fra avvezione verticale, circolazione meridionale secondaria, mescolamento isentropico, reazioni fotochemicali e circolazione di Brewer-Dobson. La grande rassegna di Baldwin et al. [2001] ha sottolineato come gli effetti della QBO non possano essere interpretati esclusivamente in termini di oscillazione dei venti equatoriali: il cambiamento periodico del campo dinamico modifica direttamente il trasporto dei costituenti e, indirettamente, l’ambiente termico e chimico nel quale essi evolvono. Studi successivi basati su HALOE e Aura MLS hanno confermato segnali associati alla QBO in H₂O, HCl, O₃, N₂O, CO, HF e CH₄, mostrando come una parte importante della variabilità osservata dei traccianti tropicali sia sincronizzata con le variazioni della velocità verticale residua indotte dalla QBO e dalla circolazione di Brewer-Dobson.
La ragione dinamica fondamentale di questo comportamento risiede nella circolazione meridionale secondaria necessaria a mantenere approssimativamente l’equilibrio termico associato agli shear verticali della QBO. Le fasce alternate di vento orientale e occidentale che discendono attraverso la stratosfera tropicale sono accompagnate da anomalie di moto verticale e meridionale che modificano il trasporto delle masse d’aria. In termini generali, nella regione dello shear orientale viene favorito un aumento dell’upwelling equatoriale, accompagnato da divergenza verso le regioni subtropicali, mentre la configurazione associata alla fase occidentale tende a ridurre l’upwelling e a produrre una circolazione secondaria di segno opposto. Questa circolazione è sovrapposta al moto ascendente tropicale medio della Brewer-Dobson circulation e può quindi accelerare o rallentare temporaneamente il trasporto verticale dei traccianti. Schoeberl et al. [2008] hanno mostrato in modo particolarmente chiaro che tale componente secondaria è essenziale per interpretare la variabilità quasi-biennale dei gas traccia: alcuni costituenti reagiscono essenzialmente alla circolazione locale, mentre altri conservano la memoria delle condizioni incontrate alla tropopausa tropicale e trasportano tale segnale verso l’alto.
Gli aerosol stratosferici costituiscono uno degli esempi più spettacolari della capacità della QBO di rendere visibile una circolazione altrimenti difficile da osservare direttamente. Le grandi eruzioni vulcaniche tropicali immettono particelle e precursori solforati nella stratosfera e producono veri e propri traccianti della circolazione atmosferica. Trepte e Hitchman [1992], analizzando osservazioni satellitari della distribuzione degli aerosol successive a eruzioni tropicali, dimostrarono che il trasporto delle particelle dipende fortemente dalla quota: immediatamente sopra la tropopausa il trasporto verso le medie latitudini può essere relativamente efficiente, mentre nella regione approssimativamente compresa fra 21 e 28 km una parte considerevole dell’aerosol tende a rimanere confinata entro circa 20° dall’equatore. Soprattutto, gli autori mostrarono che la morfologia dello strato di aerosol in questa regione è fortemente controllata dalla fase della QBO.
È precisamente in questo contesto che assume significato la struttura mostrata nella Figura 26. Durante la fase di shear occidentale, la distribuzione dell’aerosol presenta due massimi subtropicali separati da un minimo equatoriale, mentre durante la fase di shear orientale emerge un massimo molto più concentrato in prossimità dell’equatore. Questo comportamento può essere interpretato come la risposta del tracciante alla circolazione secondaria della QBO: l’aerosol viene alternativamente redistribuito verticalmente e meridionalmente, generando strutture che non potrebbero essere spiegate dalla sola oscillazione del vento zonale. La quasi simmetria emisferica della configurazione osservata da Trepte e Hitchman è inoltre particolarmente interessante, perché le osservazioni furono effettuate in prossimità dell’equinozio, quando la componente trans-equatoriale della circolazione media è relativamente debole. Lo strato considerato si trovava inoltre nella bassa stratosfera tropicale, dove l’asimmetria stagionale della circolazione di fondo è meno pronunciata rispetto alla media e alta stratosfera. In questo senso gli aerosol vulcanici funzionano come una sorta di “colorante” naturale capace di rendere direttamente osservabile la struttura tridimensionale della circolazione associata alla QBO.
La validità di questa interpretazione non è limitata ai grandi episodi vulcanici. Analisi molto più recenti hanno mostrato che la QBO modula anche lo strato aerosolico stratosferico durante periodi relativamente privi di grandi perturbazioni vulcaniche. Brinkhoff et al. [2015], utilizzando osservazioni satellitari e un modello climatico accoppiato agli aerosol, hanno riscontrato variazioni della sua estensione verticale tropicale fino a circa 6 km, equivalenti a circa il 35% della sua estensione media fra 100 e 7 hPa. Le variazioni del numero di particelle possono risultare ancora più marcate in determinate regioni dell’alta stratosfera. Questi risultati dimostrano che il collegamento fra QBO e aerosol non rappresenta semplicemente una peculiarità delle eruzioni storiche studiate nei primi lavori, ma costituisce una caratteristica fondamentale della climatologia aerosolica della stratosfera tropicale.
Ancora più complessa è la relazione fra QBO, vapore acqueo e metano. Il vapore acqueo stratosferico costituisce un tracciante particolarmente prezioso perché la sua distribuzione riflette contemporaneamente la temperatura della tropopausa tropicale, il trasporto verticale e l’ossidazione del metano. Le osservazioni HALOE discusse da Randel et al. [1998] mostrarono che le anomalie interannuali dell’H₂O equatoriale si propagano lentamente verso l’alto con il tempo, seguendo approssimativamente il moto ascendente medio della circolazione tropicale. Questa caratteristica differisce profondamente dalla propagazione discendente delle anomalie del vento della QBO: il campo dinamico della QBO discende, mentre una parte della risposta dei traccianti viene trasportata verso l’alto dal flusso residuo medio. Ciò rappresenta uno degli aspetti concettualmente più importanti della dinamica dei costituenti: la direzione apparente di propagazione di un’anomalia chimica non deve necessariamente coincidere con quella della perturbazione dinamica che la genera.
Nella bassa stratosfera questo comportamento è strettamente legato al celebre fenomeno del “tape recorder” del vapore acqueo, identificato nelle osservazioni satellitari da Mote et al. [1996]. La quantità di H₂O che entra nella stratosfera è fortemente controllata dalla temperatura della tropopausa tropicale; le variazioni stagionali dell’umidità vengono successivamente trasportate verso l’alto dall’upwelling tropicale, producendo una successione verticale di anomalie umide e secche che conserva memoria delle condizioni incontrate al momento dell’ingresso nella stratosfera. Schoeberl et al. [2008] hanno confermato che la QBO si sovrappone a questo segnale e può modularlo quando le zone di shear attraversano verticalmente le anomalie di vapore acqueo. La risposta dell’H₂O è quindi il risultato dell’interazione fra il forcing termodinamico alla tropopausa, la risalita media della Brewer-Dobson circulation e la componente quasi-biennale della circolazione residua.
L’accoppiamento fra metano e vapore acqueo fornisce inoltre informazioni indipendenti sulla natura dinamica di queste anomalie. Il CH₄ che raggiunge la stratosfera viene progressivamente ossidato e la sua distruzione costituisce una delle principali sorgenti di vapore acqueo nella media e alta stratosfera. Per questo motivo, nelle regioni in cui il trasporto domina sulle variazioni della chimica locale, un’anomalia negativa di metano tende a essere associata a un’anomalia positiva di H₂O e viceversa. La quantità comunemente definita “potential water”, che combina il vapore acqueo con il contributo dell’idrogeno contenuto nel metano, tende così a essere molto più conservativa rispetto ai due costituenti considerati separatamente. Le osservazioni SCIAMACHY analizzate da Noël et al. [2018] hanno fornito una verifica moderna di questo principio, mostrando che tra circa 20 e 40–45 km le variazioni di H₂O e CH₄ risultano strettamente accoppiate e presentano un chiaro segnale della QBO. Lo stesso studio ha indicato che tale segnale può essere interpretato come conseguenza della modulazione quasi-biennale del trasporto verso quote maggiori e verso le latitudini extratropicali attraverso il ramo profondo della circolazione di Brewer-Dobson.
Questi risultati moderni confermano un aspetto già evidente nei dati HALOE: nella media e alta stratosfera il comportamento anticorrelato di CH₄ e H₂O costituisce una firma particolarmente efficace del trasporto. Nella regione tropicale compresa approssimativamente fra 25 e 35 km, tuttavia, la situazione diviene più complessa. Qui sono state osservate anomalie quasi-biennali significative nel vapore acqueo senza una corrispondente risposta altrettanto evidente nel metano. Una possibilità è che le anomalie termiche della QBO modifichino la temperatura della tropopausa tropicale e quindi il processo di “freeze-drying” attraverso il quale l’aria perde la maggior parte del proprio vapore acqueo prima di entrare nella stratosfera. Tuttavia, l’assenza di una semplice continuità verticale del segnale fra la tropopausa e la media stratosfera suggerisce che questo meccanismo, da solo, non sia sufficiente. Il problema mette in evidenza la difficoltà di separare quantitativamente il contributo delle variazioni alla sorgente dalla successiva modulazione del trasporto.
Il ruolo della QBO diviene ancora più evidente osservando le distribuzioni di metano alle latitudini subtropicali e medie. Le osservazioni HALOE del 1993 e del 1994 mostrate nella Figura 28 presentano differenze straordinarie nella geometria delle isolinee del CH₄. Nel gennaio 1994 compare una struttura “a gradini” tra la regione tropicale e le medie latitudini dell’emisfero settentrionale, mentre la configurazione del gennaio precedente risulta decisamente differente. Strutture analoghe furono identificate anche nelle osservazioni di MLS e CLAES. Esse devono essere interpretate nel contesto della cosiddetta “tropical pipe”, ossia della relativa separazione dinamica tra l’aria tropicale ascendente e la stratosfera extratropicale. Le osservazioni satellitari di N₂O e H₂O hanno infatti mostrato forti gradienti ai margini tropicali, sui quali si sovrappongono episodiche lingue di aria tropicale che penetrano verso le medie latitudini a causa dell’attività delle onde planetarie. Randel et al. [1993] fornirono una delle dimostrazioni osservative più chiare di questo trasporto irreversibile attraverso la barriera subtropicale.
La QBO può intervenire su questo sistema in due modi distinti ma strettamente connessi. Da un lato, la circolazione meridionale secondaria produce direttamente avvezione dei traccianti; dall’altro, modificando il vento zonale e la struttura del waveguide stratosferico, può alterare la propagazione, la rottura e il mescolamento delle onde di Rossby. Ne deriva una modulazione potenziale della posizione e della permeabilità della barriera subtropicale. È proprio questa combinazione di processi che rende difficile attribuire univocamente strutture come quella a gradini del CH₄ a un singolo meccanismo. Gli studi di Gray e Russell e le simulazioni di Jones et al. e Kinnersley hanno tuttavia mostrato che una parte importante della variazione della pendenza delle isolinee può essere riprodotta attraverso il trasporto avvettivo associato alla circolazione della QBO. Gray [2000], utilizzando un modello tridimensionale della stratosfera e osservazioni satellitari, ha ulteriormente evidenziato l’importanza della QBO nella determinazione delle distribuzioni dei traccianti nella media e alta stratosfera, confermando che la risposta osservata emerge dall’interazione fra circolazione tropicale, trasporto subtropicale e variabilità stagionale.
Un ulteriore livello di complessità deriva dall’interazione fra la QBO e l’oscillazione semiannuale, o SAO, dominante nelle vicinanze della stratopausa equatoriale. La struttura a doppio massimo del CH₄ osservata nell’aprile 1993 tra circa 0,3 e 5 hPa si colloca a quote molto superiori rispetto al doppio massimo degli aerosol della Figura 26 e possiede quindi una diversa origine dinamica. Essa è associata alla circolazione verticale generata dallo shear occidentale della SAO. Tuttavia, l’intensità di tale caratteristica varia a seconda della fase della QBO, mostrando come le due oscillazioni non possano essere considerate sistemi indipendenti. Dunkerton e Delisi [1997] hanno documentato infatti una forte interazione fra QBO e SAO, con la fase occidentale discendente della SAO influenzata dalla configurazione dei venti quasi-biennali sottostanti.
Il fatto apparentemente paradossale che il doppio massimo dei traccianti possa risultare più debole in condizioni nelle quali il forcing ondulatorio della SAO è più intenso dimostra inoltre che l’ampiezza della risposta di un costituente non dipende soltanto dall’intensità istantanea della circolazione. È determinante anche il tempo durante il quale quella circolazione rimane localizzata a una determinata quota. Se una fase della SAO discende rapidamente attraverso la stratosfera, il tracciante può non avere il tempo necessario per sviluppare una risposta sufficientemente marcata. In altre parole, la distribuzione dei gas traccia integra temporalmente la storia del trasporto e non costituisce una semplice fotografia istantanea del campo del vento. Questo principio è fondamentale nell’interpretazione di tutte le firme chimiche della QBO.
Un caso ancora diverso è rappresentato dagli ossidi di azoto. NO e NO₂ appartengono alla famiglia dell’azoto reattivo stratosferico, generalmente indicata come NOy, e presentano tempi di vita e cicli fotochemicali molto più brevi rispetto al metano. Le osservazioni HALOE riportate nella Figura 29 mostrano comunque anomalie quasi-biennali ben organizzate. L’origine principale del segnale risiede nell’avvezione verticale dei forti gradienti di NOy presenti nella stratosfera: quando la QBO induce anomalie della velocità verticale, masse d’aria con differenti concentrazioni di NOy vengono spostate verso quote superiori o inferiori, generando anomalie di concentrazione. La risposta di NO e NO₂, tuttavia, non è identica, perché la ripartizione fra queste due specie dipende dalla temperatura e dalla chimica dell’ozono. Di conseguenza, le anomalie termiche associate alla QBO possono modificare indirettamente il rapporto NO/NO₂ e amplificare il segnale di NO₂ in determinate regioni della stratosfera.
L’esistenza di una QBO nell’NO₂ non è limitata alle prime osservazioni HALOE. Zawodny e McCormick individuarono già nei dati SAGE II variazioni quasi-biennali della colonna tropicale di NO₂, e analisi successive dei dati GOME hanno mostrato una pronunciata variabilità con periodicità quasi-biennale. Le osservazioni SAGE II indicarono variazioni della colonna stratosferica tropicale dell’ordine del 10%, che potevano diventare ancora maggiori intorno ai 28 km, e furono interpretate principalmente in termini di modulazione del trasporto verticale di NOy da parte della QBO. Questa sensibilità degli ossidi di azoto è particolarmente importante perché NOx partecipa ai cicli catalitici di distruzione dell’ozono e costituisce quindi uno dei canali attraverso i quali una perturbazione dinamica può essere convertita in una risposta chimica.
Un comportamento concettualmente simile compare nelle specie del cloro inorganico. Le anomalie dell’HCl osservate da HALOE presentano una struttura paragonabile a quella di NO e NO₂ perché sia Cly sia NOy possiedono importanti gradienti verticali nella bassa e media stratosfera. La circolazione secondaria della QBO trasporta questi gradienti, trasformando anomalie di moto verticale in anomalie di concentrazione. Dove il gradiente verticale del cloro inorganico diventa piccolo, anche il segnale quasi-biennale dell’HCl tende a indebolirsi. Le analisi combinate HALOE–MLS di Schoeberl et al. [2008] hanno successivamente confermato l’esistenza di oscillazioni legate alla QBO in HCl, N₂O e altri costituenti, mettendo in evidenza una relazione stretta fra le variazioni dei gas traccia e quelle della velocità verticale residua zonalmente mediata.
Queste osservazioni hanno implicazioni che vanno ben oltre la semplice identificazione di una periodicità di circa due anni nei dati satellitari. La QBO rappresenta infatti un esperimento naturale attraverso il quale è possibile distinguere il contributo del trasporto da quello della chimica. Una specie a lunga vita, quale CH₄ o N₂O, risponde principalmente alle variazioni della circolazione e del mescolamento, mentre una specie più reattiva può rispondere simultaneamente alle perturbazioni dinamiche, alle anomalie termiche e alle variazioni di altre specie chimicamente collegate. Confrontando più traccianti caratterizzati da tempi di vita e gradienti verticali differenti è quindi possibile ricostruire alcune proprietà della circolazione residua che non sono facilmente ricavabili dalle sole misure del vento. Questo è anche il motivo per cui i traccianti costituiscono un test particolarmente severo per i modelli stratosferici. Hall et al. [1999] mostrarono che errori nella rappresentazione del trasporto possono produrre differenze considerevoli nelle simulazioni di N₂O, NOy e Cly, evidenziando la necessità di riprodurre correttamente non soltanto il vento zonale della QBO, ma anche la circolazione meridionale e verticale associata.
Le osservazioni moderne hanno ulteriormente rafforzato questa interpretazione. L’analisi congiunta di tredici anni di dati HALOE e delle successive osservazioni Aura MLS ha mostrato che i diversi traccianti tropicali possono essere raggruppati, in prima approssimazione, in specie la cui variabilità segue direttamente le oscillazioni locali della circolazione residua e specie che trasportano verticalmente un segnale originatosi alla tropopausa. L’ozono, l’N₂O e l’HCl appartengono prevalentemente al primo gruppo, mentre il vapore acqueo costituisce l’esempio classico del secondo. Il CO presenta invece caratteristiche intermedie. La distinzione è fondamentale perché mostra che la fase osservata dell’anomalia di un gas rispetto al vento QBO non può essere interpretata in modo puramente cinematico: essa dipende dal segno del gradiente verticale del costituente, dalla sua sorgente, dal suo tempo di vita chimico e dalla velocità con cui viene trasportato attraverso la stratosfera.
Anche gli episodi anomali della QBO hanno dimostrato quanto questi meccanismi possano incidere sul bilancio dei costituenti radiativamente attivi. Durante la perturbazione della QBO del 2015–2016, verificatasi contemporaneamente a un forte episodio di El Niño, le osservazioni satellitari mostrarono importanti cambiamenti del vapore acqueo e dell’ozono nella bassa stratosfera tropicale. L’ENSO tendeva inizialmente ad aumentare il vapore acqueo tropicale, mentre la successiva perturbazione della QBO produsse una risposta di segno opposto, riducendo significativamente l’H₂O della bassa stratosfera e modificando contemporaneamente l’ozono tropicale. Questo episodio costituisce un esempio particolarmente efficace del fatto che la composizione stratosferica nasce dalla sovrapposizione di diversi modi di variabilità e che la QBO può amplificare, attenuare o persino invertire la risposta determinata da altri fenomeni climatici.
Nel complesso, le anomalie della QBO nei gas traccia forniscono quindi una rappresentazione estremamente ricca della dinamica stratosferica. Gli aerosol mettono in evidenza la struttura meridionale della circolazione secondaria; il vapore acqueo registra sia le condizioni termiche della tropopausa sia il trasporto ascendente; il metano consente di distinguere il contributo dell’avvezione da quello dell’ossidazione chimica; NO, NO₂ e NOy mostrano come la dinamica interagisca con una chimica relativamente rapida; HCl e le altre specie del cloro inorganico testimoniano l’avvezione dei gradienti verticali; la morfologia delle isolinee alle latitudini subtropicali rivela infine l’interazione fra circolazione residua, barriera tropicale e mescolamento indotto dalle onde planetarie. Le Figure 26–29 devono pertanto essere considerate non come esempi separati, ma come differenti manifestazioni dello stesso sistema dinamico-chimico.
La prospettiva che emerge da più di tre decenni di osservazioni satellitari è che la QBO agisca come un vero regolatore del trasporto stratosferico. La sua firma compare contemporaneamente in specie con proprietà chimiche molto diverse proprio perché il denominatore comune è la circolazione atmosferica. Gli studi successivi alle prime osservazioni HALOE hanno sostanzialmente confermato questa interpretazione e l’hanno estesa a serie temporali più lunghe, a nuovi strumenti satellitari e a modelli climatici più completi. La QBO non rappresenta dunque soltanto un’oscillazione dinamica dei venti equatoriali, ma un meccanismo capace di riorganizzare periodicamente la distribuzione verticale e meridionale dei costituenti della stratosfera, influenzando il bilancio radiativo, la chimica dell’ozono e il collegamento fra regione tropicale ed extratropicale. È proprio l’insieme coerente delle anomalie osservate negli aerosol, nel metano, nel vapore acqueo, negli ossidi di azoto e nelle specie clorurate a fornire una delle dimostrazioni più convincenti del carattere profondamente tridimensionale della QBO e del suo ruolo centrale nel sistema della circolazione stratosferica.
Figura 26 – La modulazione della distribuzione degli aerosol stratosferici da parte della QBO
La Figura 26 costituisce una delle evidenze osservative più significative del ruolo esercitato dalla Quasi-Biennial Oscillation non soltanto sulla struttura dei venti zonali della stratosfera equatoriale, ma anche sulla circolazione meridionale e verticale che controlla il trasporto dei costituenti atmosferici. La figura, originariamente presentata da Trepte e Hitchman [1992], utilizza infatti la distribuzione osservata degli aerosol stratosferici come un vero e proprio tracciante della dinamica tropicale. L’idea fondamentale è che le particelle aerosoliche presenti nella stratosfera, soprattutto quando la loro concentrazione viene fortemente aumentata in seguito a eruzioni vulcaniche tropicali, possano rendere visibili i movimenti delle masse d’aria su scale temporali di settimane o mesi. A differenza dei campi di vento, che descrivono direttamente la componente dinamica dell’atmosfera, la distribuzione degli aerosol registra la storia integrata del trasporto, mostrando dove l’aria è stata sollevata, dove ha subito una discesa relativa e in quali regioni si è verificata una divergenza meridionale. Trepte e Hitchman dimostrarono che, mentre a pochi chilometri sopra la tropopausa il materiale vulcanico può essere trasportato abbastanza rapidamente verso le medie latitudini, approssimativamente tra 21 e 28 km una frazione considerevole dell’aerosol rimane confinata entro circa 20° dall’equatore e la sua distribuzione risulta fortemente dipendente dalla fase della QBO.
La figura è costituita da due sezioni latitudine-quota, entrambe estese approssimativamente da 80°S a 80°N e da circa 15 a 35 km di altezza. La scala di pressione riportata sulla destra permette di collocare il fenomeno nella media stratosfera: 10 hPa corrispondono grossomodo alla regione intorno ai 30 km, mentre 3–5 hPa si trovano a quote ancora superiori. Le isolinee rappresentano il rapporto di estinzione aerosolica, cioè una misura legata alla capacità delle particelle sospese di attenuare la radiazione attraverso diffusione e assorbimento. Valori maggiori indicano quindi una maggiore presenza o efficacia ottica dell’aerosol. È però essenziale osservare che gli intervalli delle isolinee non sono uguali nei due pannelli: essi valgono 2,5 nel pannello a e 0,5 nel pannello b. Di conseguenza, il significato principale della figura non risiede nel confronto diretto dell’intensità assoluta fra le due distribuzioni, bensì nella loro geometria, nella posizione dei massimi e nella relazione con la fase della QBO.
Il pannello a rappresenta un periodo di quaranta giorni centrato sull’11 novembre 1984, durante una fase di shear occidentale della QBO. La caratteristica più evidente è la comparsa, tra circa 20 e 25 km, di una distribuzione con due massimi relativamente simmetrici situati ai lati dell’equatore e separati da un minimo equatoriale. La forma della distribuzione ricorda quindi una struttura “a doppio picco”. Questo comportamento è particolarmente importante perché rivela che, durante la fase di shear occidentale, la regione equatoriale non si comporta semplicemente come il punto di massimo accumulo dell’aerosol. Al contrario, una parte del materiale viene redistribuita verso latitudini subtropicali, generando due lobi laterali. Le frecce nere sovrapposte alle isolinee rappresentano schematicamente la circolazione secondaria associata alla QBO e aiutano a comprendere perché la nube aerosolica assuma questa configurazione.
La QBO, infatti, non può essere descritta correttamente come una semplice successione verticale di venti orientali e occidentali. Le fasce di vento zonale che discendono lentamente attraverso la stratosfera tropicale sono accompagnate da anomalie di temperatura e da una circolazione meridionale secondaria necessaria a mantenere l’equilibrio dinamico e termodinamico. Nella regione dello shear occidentale è tipicamente associata un’anomalia di moto discendente sull’equatore rispetto alla risalita media della circolazione stratosferica, mentre più lontano dall’equatore compaiono movimenti compensativi. Durante lo shear orientale si verifica invece una situazione di segno opposto, con un rafforzamento della risalita equatoriale relativa. La revisione fondamentale di Baldwin et al. [2001] ha mostrato come questa circolazione secondaria rappresenti uno dei meccanismi essenziali attraverso i quali la QBO modifica ozono, vapore acqueo, metano e altre specie atmosferiche, dimostrando che le conseguenze della QBO si estendono ben oltre il semplice campo del vento.
La struttura osservata nel pannello a può quindi essere interpretata come la manifestazione aerosolica della discesa relativa dell’aria sull’equatore durante lo shear occidentale. L’espressione “discesa relativa” è particolarmente importante. Nella stratosfera tropicale esiste infatti una risalita media associata alla circolazione di Brewer-Dobson; parlare di discesa indotta dalla QBO non significa necessariamente che ogni particella d’aria abbia una velocità verticale netta diretta verso il basso rispetto alla superficie terrestre, ma che l’anomalia associata alla QBO si opponga all’upwelling climatologico, riducendolo o, localmente, potendo persino invertirlo. È proprio tale perturbazione della velocità verticale residua che modifica la geometria delle superfici di concentrazione dell’aerosol.
Trepte e Hitchman interpretarono la regione tropicale della media stratosfera come un possibile “serbatoio” temporaneo per i costituenti che entrano nella stratosfera attraverso la tropopausa tropicale. In questo quadro, la QBO regola periodicamente il modo in cui il materiale viene trattenuto nel serbatoio oppure trasferito verso latitudini maggiori. Durante lo shear occidentale, il moto relativo discendente sopra l’equatore favorisce la redistribuzione del materiale verso l’esterno della regione equatoriale e la comparsa della struttura a doppio massimo. Al contrario, durante lo shear orientale, l’aumento relativo dell’ascendenza equatoriale favorisce il sollevamento dell’aerosol e il mantenimento di una distribuzione maggiormente centrata sui tropici. Gli autori conclusero infatti che, nella fascia compresa approssimativamente fra 21 e 28 km, la fase della QBO rappresenta un fattore determinante per la struttura dell’aerosol.
La situazione opposta è osservabile nel pannello b, relativo a un periodo di quaranta giorni centrato sul 4 ottobre 1988 e rappresentativo di una fase di shear orientale. In questo caso scompare la struttura a doppio massimo che caratterizza il pannello superiore e compare invece un unico massimo molto pronunciato, centrato in prossimità dell’equatore e sviluppato verticalmente attraverso una parte considerevole della media stratosfera. Le isolinee assumono una geometria quasi colonnare, con valori elevati concentrati intorno all’equatore. La grande freccia verticale diretta verso l’alto sintetizza il processo dinamico fondamentale: durante lo shear orientale, la componente secondaria della circolazione della QBO produce un’anomalia di ascendenza equatoriale, che tende a sollevare il materiale aerosolico e a mantenerlo maggiormente concentrato nella regione tropicale.
Questa interpretazione è stata successivamente confermata e raffinata da studi indipendenti. Choi et al. [1998], analizzando la distribuzione degli aerosol prodotta dall’eruzione del Pinatubo mediante osservazioni HALOE tra il 1992 e il 1995, mostrarono che il trasporto dal serbatoio stratosferico tropicale verso le medie latitudini dipende fortemente dalla fase della QBO. Il loro studio concluse che lo shear occidentale è associato a moti discendenti sull’equatore e a un successivo trasporto verso i poli, mentre lo shear orientale è associato a moti ascendenti equatoriali e a una componente meridionale che tende maggiormente verso l’equatore. La velocità verticale si rivelò quindi essenziale non soltanto per modificare direttamente la quota degli aerosol, ma anche per determinare la successiva dispersione meridionale. Questo risultato fornisce una forte conferma fisica dell’interpretazione proposta originariamente da Trepte e Hitchman.
Uno degli aspetti più importanti della Figura 26 è proprio l’interdipendenza fra trasporto verticale e trasporto meridionale. Una perturbazione della velocità verticale non produce soltanto uno spostamento verso l’alto o verso il basso della nube aerosolica, perché la continuità della massa richiede moti compensativi in direzione meridionale. Se sull’equatore prevale una discesa relativa, l’aria deve divergere orizzontalmente a determinate quote, contribuendo alla dispersione verso le regioni subtropicali; se invece prevale la risalita, la struttura della convergenza e della divergenza meridionale viene modificata in senso opposto. Pertanto, il caratteristico doppio massimo del pannello a non deve essere interpretato come due sorgenti indipendenti di aerosol, ma come la risposta di una distribuzione inizialmente tropicale all’azione della circolazione secondaria della QBO.
La successiva climatologia di Hitchman, McKay e Trepte [1994], costruita combinando quasi un decennio di osservazioni SAGE I, SAGE II e SAM II, permise di generalizzare questo quadro. Gli autori identificarono un regime di trasporto superiore e uno inferiore. Nel regime superiore tropicale, al di sopra di circa 22 km, il sollevamento dell’aerosol e il suo confinamento risentono fortemente sia della stagione sia della QBO; nel regime inferiore, più vicino alla tropopausa, il trasporto verso i poli e verso il basso diviene più efficiente, soprattutto nell’emisfero invernale. Nella loro climatologia, l’ascendenza associata allo shear orientale della QBO favoriva il sollevamento nel regime superiore, mentre la discesa relativa e la dispersione meridionale associate allo shear occidentale favorivano il trasferimento verso il regime inferiore. Le differenze di estinzione aerosolica attribuibili alla stagione e alla fase della QBO risultavano tipicamente dell’ordine del 20–50%, indicando che il fenomeno non costituisce una sottile modulazione secondaria, ma una componente importante della variabilità dell’aerosol stratosferico.
La Figura 26 assume inoltre un significato particolare se interpretata nel quadro della cosiddetta “tropical stratospheric reservoir”. Le grandi eruzioni tropicali introducono anidride solforosa e aerosol nella regione tropicale, dove il materiale può essere temporaneamente confinato prima di essere disperso verso le medie e alte latitudini. Grant et al. [1996], studiando gli aerosol vulcanici del Pinatubo con osservazioni satellitari, lidar terrestri e misure aerotrasportate, confermarono l’esistenza di questo serbatoio e analizzarono la posizione e l’ampiezza dei suoi confini. La presenza di forti gradienti di aerosol ai margini tropicali permette di utilizzare il materiale vulcanico quasi come un esperimento di rilascio di un tracciante nell’atmosfera reale, consentendo di seguire l’evoluzione del trasporto stratosferico nel tempo.
La persistenza dell’aerosol entro circa 20° dall’equatore fra 21 e 28 km suggerisce inoltre la presenza di una relativa barriera al mescolamento meridionale nella media stratosfera tropicale. Tale confinamento è concettualmente collegato alla cosiddetta “tropical pipe”, nella quale le superfici di forte gradiente dei traccianti ai margini subtropicali separano l’aria tropicale ascendente da quella extratropicale più vecchia. La QBO può deformare e modulare questa struttura sia attraverso la circolazione residua diretta sia influenzando la propagazione e la rottura delle onde planetarie. Questo secondo aspetto è particolarmente importante, perché la QBO modifica il vento zonale e quindi le condizioni attraverso le quali le onde di Rossby extratropicali possono penetrare verso le basse latitudini. In questo modo, la QBO può influenzare non soltanto l’avvezione media dei traccianti, ma anche l’efficienza del mescolamento isentropico ai margini della regione tropicale. Baldwin et al. [2001] hanno evidenziato proprio questa capacità della QBO di modulare la propagazione delle onde e di estendere i propri effetti ben oltre la fascia equatoriale.
La quasi simmetria emisferica osservabile soprattutto nel pannello a merita un’attenzione particolare. Il doppio massimo aerosolico appare relativamente simmetrico rispetto all’equatore, nonostante la circolazione stratosferica climatologica presenti spesso una pronunciata asimmetria stagionale tra gli emisferi. Trepte e Hitchman sottolinearono che le osservazioni utilizzate nella Figura 26 furono effettuate in prossimità dell’equinozio, quando il flusso trans-equatoriale medio è relativamente debole. Inoltre, l’aerosol considerato si trova prevalentemente nella bassa e media stratosfera equatoriale, dove l’influenza della circolazione stagionale asimmetrica può risultare meno dominante rispetto a quote maggiori. In queste condizioni, la componente quasi-biennale della circolazione può emergere con particolare chiarezza, producendo una struttura quasi speculare nei due emisferi.
Non bisogna tuttavia interpretare la Figura 26 come se la QBO fosse l’unico processo responsabile della distribuzione degli aerosol. La concentrazione osservata dipende dall’origine vulcanica del materiale, dal tempo trascorso dall’eruzione, dalla sedimentazione gravitazionale delle particelle, dalla microfisica dell’aerosol solforico, dalla temperatura stratosferica, dalla circolazione di Brewer-Dobson, dal ciclo stagionale e dal mescolamento indotto dalle onde. Il grande valore scientifico della figura deriva precisamente dal fatto che, nonostante questa complessità, la firma della QBO emerge in maniera molto organizzata. Questo suggerisce che la circolazione quasi-biennale eserciti un controllo dinamico sufficientemente forte da lasciare una struttura riconoscibile anche in un sistema governato simultaneamente da numerosi processi.
Studi più recenti hanno dimostrato che tale influenza non è confinata ai periodi successivi alle grandi eruzioni vulcaniche. Brinkhoff et al. [2015], utilizzando un modello climatico accoppiato alla microfisica degli aerosol e confrontandolo con osservazioni satellitari, hanno mostrato che la QBO può modulare l’estensione verticale dello strato aerosolico tropicale fino a circa 6 km, equivalente a circa il 35% della sua estensione verticale media tra 100 e 7 hPa. Lo stesso studio ha trovato segnali della QBO nella superficie aerosolica dell’ordine del 30% e variazioni ancora maggiori nel numero di particelle in alcune regioni dell’alta stratosfera. Ciò dimostra che l’associazione tra QBO e aerosol identificata da Trepte e Hitchman non rappresenta semplicemente una peculiarità dei grandi episodi vulcanici, ma una proprietà più generale del sistema aerosolico stratosferico.
Questo risultato ha implicazioni anche climatiche e chimiche. Gli aerosol stratosferici influenzano il bilancio radiativo terrestre diffondendo parte della radiazione solare e assorbendo radiazione infrarossa, mentre la loro superficie fornisce un substrato sul quale possono avvenire importanti reazioni eterogenee. La modulazione quasi-biennale della loro distribuzione implica quindi che la QBO possa modificare periodicamente non soltanto il trasporto di un tracciante passivo, ma anche l’ambiente radiativo e chimico della stratosfera. Trepte e Hitchman ricordavano già come gli aerosol solforici vulcanici potessero influenzare sia il riscaldamento radiativo sia la chimica dell’ozono mediante processi che modificano le famiglie del cloro e dell’azoto reattivo.
Un ulteriore elemento di interesse risiede nel fatto che la risposta aerosolica integra il comportamento della circolazione su un intervallo temporale maggiore rispetto a una misura istantanea del vento. Le particelle non rispondono immediatamente a una variazione dinamica: vengono progressivamente sollevate, trasportate meridionalmente, sedimentate e mescolate. La forma delle isolinee nella Figura 26 costituisce quindi una sorta di memoria della circolazione sperimentata dall’aerosol durante le settimane precedenti. Questo aiuta a comprendere perché un tracciante possa fornire informazioni sulla circolazione residua che non risultano immediatamente evidenti da un semplice profilo di vento zonale. La QBO diviene in questo senso un laboratorio naturale nel quale la dinamica atmosferica può essere studiata osservando la risposta di sostanze che possiedono tempi di permanenza sufficientemente lunghi.
La distinzione fra le due fasi rappresentate nella Figura 26 è quindi concettualmente molto più profonda di una semplice differenza morfologica. Nel pannello a, lo shear occidentale è associato a una riduzione dell’upwelling equatoriale o a una discesa relativa, alla divergenza meridionale e a una maggiore tendenza alla dispersione dell’aerosol verso latitudini subtropicali, producendo il caratteristico doppio massimo. Nel pannello b, lo shear orientale favorisce invece una maggiore ascendenza relativa sopra l’equatore, mantenendo e sollevando il materiale nella regione tropicale e generando un unico massimo equatoriale. Le successive osservazioni HALOE del periodo post-Pinatubo hanno confermato questa relazione fondamentale, mostrando che lo shear occidentale favorisce il trasporto poleward, mentre quello orientale è associato a una circolazione maggiormente convergente verso l’equatore nella bassa stratosfera.
La Figura 26 permette dunque di comprendere con particolare efficacia perché la QBO debba essere considerata un fenomeno tridimensionale. La caratteristica propagazione verso il basso dei venti orientali e occidentali costituisce soltanto la manifestazione più evidente dell’oscillazione. Associati a questi venti esistono campi di temperatura, anomalie della velocità verticale, circolazioni meridionali, variazioni nella propagazione delle onde e modificazioni del trasporto di massa. Gli aerosol vulcanici rendono visibile questo sistema tridimensionale: la loro distribuzione viene continuamente deformata dalla circolazione e conserva una firma distinta delle diverse fasi dell’oscillazione.
Il significato generale della figura è quindi duplice. Da un lato, essa fornisce una prova osservativa diretta del fatto che la QBO produce una circolazione secondaria capace di modificare profondamente il trasporto verticale e meridionale nella stratosfera tropicale. Dall’altro, dimostra che la regione tropicale compresa approssimativamente fra 20 e 30 km può comportarsi come un serbatoio dinamico il cui grado di confinamento e la cui capacità di esportare materiale verso le medie latitudini variano periodicamente con la QBO. Le successive climatologie aerosoliche, le osservazioni del Pinatubo e gli studi modellistici hanno sostanzialmente rafforzato questo quadro originariamente proposto da Trepte e Hitchman.
In definitiva, la Figura 26 rappresenta uno degli esempi più chiari di come un costituente atmosferico possa essere utilizzato per diagnosticare una circolazione invisibile. Il passaggio da una configurazione a doppio massimo subtropicale durante lo shear occidentale a un massimo equatoriale durante lo shear orientale dimostra che la QBO riorganizza ciclicamente il trasporto nella stratosfera tropicale. L’aerosol non è quindi soltanto un prodotto delle eruzioni vulcaniche o una componente radiativamente attiva dell’atmosfera, ma anche un potente tracciante della dinamica. La sua distribuzione rivela l’alternanza tra sollevamento e discesa relativa sull’equatore, il collegamento fra moto verticale e divergenza meridionale, il confinamento temporaneo dei costituenti all’interno del serbatoio tropicale e la successiva esportazione verso le regioni extratropicali. Considerata insieme agli studi successivi di Hitchman et al. [1994], Grant et al. [1996], Choi et al. [1998], Baldwin et al. [2001] e Brinkhoff et al. [2015], questa figura contribuisce quindi a una visione moderna della QBO come elemento fondamentale della circolazione stratosferica globale, capace di organizzare non soltanto il campo dei venti, ma anche la distribuzione spaziale e temporale dei costituenti atmosferici e, attraverso di essi, una parte rilevante della variabilità chimica e radiativa della stratosfera.
Figura 27 – La variabilità quasi-biennale del vapore acqueo stratosferico e il trasporto verticale nella QBO
La Figura 27 offre una rappresentazione particolarmente significativa della risposta del vapore acqueo stratosferico alla Quasi-Biennial Oscillation, perché mostra come il segnale della QBO nei costituenti atmosferici possa assumere una struttura spazio-temporale molto diversa da quella osservata nel vento zonale. La figura presenta una sezione tempo-quota delle anomalie interannuali di H₂O sopra l’equatore ricavate dalle osservazioni dello strumento HALOE, Halogen Occultation Experiment, a bordo del satellite UARS, e costituisce un aggiornamento dell’analisi di Randel et al. [1998]. L’intervallo fra le isolinee è pari a 0,1 ppmv e la linea corrispondente all’anomalia nulla è stata omessa, una scelta grafica che permette di distinguere più chiaramente l’alternanza fra anomalie positive e negative. L’asse temporale copre approssimativamente il periodo 1992–1999, mentre l’asse verticale si estende dalla bassa stratosfera, intorno ai 15–20 km, fino a circa 50 km, comprendendo quindi gran parte della regione nella quale il vapore acqueo è influenzato contemporaneamente dal trasporto tropicale, dalla chimica del metano e dalle perturbazioni dinamiche associate alla QBO.
L’elemento più importante della figura è rappresentato dall’inclinazione verso l’alto delle strutture anomale. Le regioni caratterizzate da anomalie positive o negative di H₂O non rimangono infatti confinate alla quota alla quale compaiono inizialmente, ma mostrano una progressione temporale verso livelli sempre più elevati. Tale comportamento è di grande interesse dinamico perché differisce nettamente dalla propagazione discendente delle fasce di vento orientale e occidentale caratteristiche della QBO. I massimi e i minimi del vento zonale della QBO tendono infatti a spostarsi lentamente verso quote inferiori, mentre le anomalie del vapore acqueo mostrate nella Figura 27 tendono, almeno in una parte considerevole della stratosfera tropicale, a propagarsi verso l’alto. Non vi è alcuna contraddizione tra questi due comportamenti: essi rappresentano, al contrario, la sovrapposizione di due processi fisici distinti. La struttura dinamica della QBO discende attraverso la stratosfera per effetto dell’interazione tra onde atmosferiche e flusso medio, mentre le masse d’aria tropicali vengono mediamente trasportate verso l’alto dall’upwelling associato alla circolazione di Brewer-Dobson.
Questa distinzione è essenziale per interpretare correttamente le anomalie osservate da HALOE. La QBO modifica periodicamente la velocità verticale residua nella stratosfera tropicale, generando anomalie di ascendenza e di subsidenza relativa sovrapposte all’upwelling climatologico. Tuttavia, una volta impressa un’anomalia nella distribuzione di un tracciante, essa può essere successivamente trasportata verso l’alto dal moto medio della massa d’aria. La Figura 27 costituisce quindi un esempio particolarmente chiaro del fatto che la direzione di propagazione di un segnale chimico non deve necessariamente coincidere con quella della perturbazione dinamica responsabile della sua generazione. La QBO del vento può propagarsi verso il basso mentre il segnale di H₂O, trasportato dalla circolazione tropicale, si sposta verso quote superiori.
Questo comportamento richiama direttamente il concetto del cosiddetto “tropical tape recorder”, introdotto dagli studi di Mote et al. [1996]. Il vapore acqueo che entra nella stratosfera tropicale attraverso la tropopausa viene fortemente regolato dalle bassissime temperature incontrate nella Tropical Tropopause Layer. Durante il lento attraversamento della regione più fredda, gran parte del vapore acqueo condensa e viene rimossa attraverso processi di disidratazione, lasciando nella massa d’aria una quantità residua di H₂O che dipende sensibilmente dalla temperatura minima sperimentata. Poiché la temperatura della tropopausa tropicale presenta un marcato ciclo stagionale, anche il contenuto di vapore acqueo che entra nella stratosfera oscilla nel corso dell’anno. L’upwelling trasporta poi verticalmente queste alternanze di aria relativamente umida e relativamente secca, creando nel profilo verticale una successione di anomalie che conserva la memoria delle condizioni presenti alla tropopausa alcuni mesi o anni prima. Da questa proprietà deriva l’espressione “tape recorder”: la stratosfera tropicale registra lungo la verticale la storia temporale del vapore acqueo entrato attraverso la tropopausa.
La Figura 27 non rappresenta però semplicemente il ciclo stagionale del tape recorder. Qui vengono mostrate anomalie interannuali, e dunque variazioni che emergono su scale temporali più lunghe e che risultano strettamente collegate alla QBO. Randel et al. [1998] evidenziarono come il vapore acqueo tropicale presenti una componente quasi-biennale significativa, il cui comportamento verticale suggerisce l’interazione fra variazioni alla sorgente, modulazioni del trasporto e trasformazioni chimiche. Questo aspetto rende il segnale dell’H₂O molto più complesso rispetto a quello di un tracciante puramente passivo. Il vapore acqueo infatti non viene soltanto trasportato: può essere regolato alla tropopausa attraverso la disidratazione e può essere prodotto chimicamente nella stratosfera attraverso l’ossidazione del metano.
Il legame tra QBO e tropopausa tropicale rappresenta uno dei possibili meccanismi responsabili delle anomalie mostrate nella figura. Già gli studi di Reid e Gage negli anni Ottanta avevano evidenziato l’esistenza di una modulazione quasi-biennale della temperatura della tropopausa tropicale. La circolazione secondaria associata alla QBO produce anomalie termiche che possono estendersi verso la regione della tropopausa e modificare così la quantità di H₂O che entra nella stratosfera. Durante le fasi nelle quali l’ascendenza associata alla QBO raffredda maggiormente la regione tropicale, il processo di disidratazione può diventare più efficiente e ridurre il contenuto di vapore acqueo dell’aria che attraversa la tropopausa; durante condizioni relativamente più calde può verificarsi il comportamento opposto. Il risultato è la possibilità di imprimere un segnale della QBO direttamente alla sorgente del vapore acqueo stratosferico.
La sensibilità del vapore acqueo alla temperatura della tropopausa è particolarmente elevata perché la pressione di vapore saturo varia rapidamente alle temperature estremamente basse tipiche della Tropical Tropopause Layer. Anche variazioni termiche relativamente modeste possono quindi determinare differenze apprezzabili nel rapporto di mescolamento dell’H₂O. Studi successivi, tra cui quelli di Fueglistaler et al. sulla Tropical Tropopause Layer e sul controllo termodinamico dell’ingresso del vapore acqueo nella stratosfera, hanno confermato che la temperatura sperimentata dalle traiettorie delle masse d’aria nella regione tropicale rappresenta uno dei principali fattori che determinano il contenuto di H₂O stratosferico. La QBO può intervenire su tale meccanismo sia modificando direttamente la temperatura, sia alterando la velocità verticale e quindi il tempo trascorso dalle masse d’aria nelle regioni più fredde.
Tuttavia, la Figura 27 mostra anche perché una spiegazione basata esclusivamente sulla modulazione della tropopausa sia insufficiente. Se tutto il segnale quasi-biennale osservato fra circa 25 e 35 km fosse semplicemente il risultato di anomalie di H₂O immesse nella stratosfera inferiore e successivamente trasportate verso l’alto, ci si aspetterebbe una continuità molto evidente fra le anomalie osservate vicino a 100 hPa e quelle che compaiono successivamente nella media stratosfera. Gli autori sottolinearono invece che la coerenza verticale non appare sempre sufficientemente forte e che il comportamento ai livelli più bassi non presenta una firma della QBO altrettanto evidente. Questa discrepanza suggerisce che una parte delle anomalie della media stratosfera venga generata o modificata localmente attraverso variazioni del trasporto verticale associate direttamente alla circolazione secondaria della QBO.
L’influenza della velocità verticale residua è infatti fondamentale. Nella stratosfera tropicale il profilo medio del vapore acqueo possiede gradienti verticali che possono essere trasportati dalle anomalie di moto verticale. Quando la QBO rafforza localmente l’ascendenza, aria proveniente da quote inferiori viene trasferita verso livelli più elevati; quando l’ascendenza viene ridotta o compare una subsidenza relativa, il segnale assume il segno opposto. In questo modo le anomalie di H₂O possono essere generate anche senza una variazione iniziale particolarmente forte alla tropopausa. Schoeberl et al. [2008], confrontando lunghe serie di osservazioni HALOE e Aura MLS, mostrarono proprio come diversi costituenti tropicali rispondano alle oscillazioni della velocità verticale residua associate alla QBO. Il loro lavoro mise in evidenza che la variabilità di H₂O possiede una componente advettiva significativa e che la relazione fra QBO e traccianti deve essere interpretata all’interno della più ampia dinamica della circolazione di Brewer-Dobson.
La parte superiore della Figura 27, approssimativamente tra 35 e 45 km, introduce un altro processo fisico fondamentale: la trasformazione chimica del metano. Nella stratosfera il CH₄ viene progressivamente ossidato attraverso una complessa catena di reazioni che coinvolgono radicali OH, ossigeno eccitato e altre specie reattive. Uno dei prodotti finali di questa ossidazione è il vapore acqueo. Di conseguenza, nelle regioni nelle quali l’ossidazione del metano diventa importante, CH₄ e H₂O tendono a mostrare variazioni di segno opposto. Masse d’aria più “vecchie”, nelle quali una maggiore quantità di metano è stata ossidata, presentano generalmente concentrazioni inferiori di CH₄ e superiori di H₂O; masse d’aria più giovani mostrano invece il comportamento inverso.
Le osservazioni HALOE permisero di verificare questo rapporto confrontando simultaneamente metano e vapore acqueo. Randel et al. evidenziarono che nell’alta stratosfera le anomalie di CH₄ e H₂O tendono a compensarsi in larga misura quando vengono considerate in termini di idrogeno totale. Tale compensazione rappresenta una prova particolarmente robusta del fatto che una parte importante delle anomalie osservate non deriva da una variazione reale della quantità complessiva di idrogeno, ma dalla conversione chimica del metano in acqua e dal trasporto di masse d’aria caratterizzate da diverso grado di elaborazione chimica. In altri termini, la QBO modifica il trasporto di masse d’aria e, poiché queste masse d’aria possiedono differenti rapporti CH₄/H₂O, produce anomalie apparenti in entrambe le specie.
Il comportamento della regione compresa tra circa 25 e 35 km è invece più difficile da interpretare proprio perché le anomalie di H₂O non sono accompagnate da variazioni comparabili del metano. Questo indica che in tale fascia altimetrica l’ossidazione del CH₄ non può essere il meccanismo dominante. È probabile che il segnale derivi da una combinazione fra trasporto verticale, modulazione della temperatura tropicale e variazioni nell’ingresso di H₂O dalla tropopausa. Questa complessità era già riconosciuta dagli autori dello studio originale e rappresenta tuttora un punto importante nella comprensione della variabilità interannuale del vapore acqueo stratosferico.
Le osservazioni satellitari successive a HALOE hanno confermato l’esistenza di una forte modulazione quasi-biennale del vapore acqueo tropicale. I dati di Aura MLS, ACE-FTS e altri strumenti hanno permesso di estendere le serie temporali e di distinguere meglio il contributo della QBO da quello del ciclo stagionale, dell’ENSO e della variabilità della circolazione di Brewer-Dobson. Gli studi condotti su periodi più recenti hanno mostrato che le anomalie dinamiche della QBO possono influenzare l’H₂O sia direttamente, attraverso la variazione dell’upwelling, sia indirettamente, modificando la temperatura della tropopausa. Questa doppia via dinamica e termodinamica rende la relazione QBO–H₂O particolarmente sensibile alla struttura verticale dell’oscillazione.
Un esempio molto istruttivo è stato fornito dall’eccezionale perturbazione della QBO del 2015–2016. Durante quell’evento la consueta evoluzione discendente dei venti equatoriali venne profondamente alterata e contemporaneamente furono osservate anomalie significative del vapore acqueo nella bassa stratosfera tropicale. Diversi studi hanno mostrato che, in quel periodo, la risposta dell’H₂O risultò dalla sovrapposizione fra l’intenso episodio di El Niño del 2015–2016, che tendeva a modificare la temperatura della tropopausa e il contenuto di vapore acqueo, e la contemporanea anomalia dinamica della QBO. L’episodio dimostrò in maniera particolarmente evidente che il segnale dell’H₂O può essere utilizzato come indicatore della risposta della composizione stratosferica a cambiamenti relativamente rapidi della dinamica equatoriale.
L’importanza climatica di queste variazioni non deve essere sottovalutata. Il vapore acqueo è il principale gas serra naturale e, sebbene la stratosfera ne contenga quantità molto inferiori rispetto alla troposfera, variazioni relativamente piccole del suo contenuto possono influenzare il bilancio radiativo e la temperatura stratosferica. Cambiamenti dell’H₂O stratosferico possono inoltre modificare la chimica dell’ozono attraverso la produzione di radicali HOx. La modulazione quasi-biennale del vapore acqueo rappresenta quindi un possibile collegamento fra la dinamica della QBO, il bilancio radiativo della stratosfera e alcuni aspetti della chimica atmosferica.
Dal punto di vista diagnostico, la Figura 27 mostra anche il valore straordinario dei gas traccia nello studio della circolazione atmosferica. La velocità verticale nella stratosfera è estremamente piccola, dell’ordine di frazioni di millimetro al secondo, e non può essere misurata direttamente con la stessa facilità del vento orizzontale. La propagazione verticale delle anomalie di H₂O fornisce invece una misura indiretta dell’upwelling tropicale. Il tempo necessario affinché una determinata anomalia passi da una quota a quella superiore può essere utilizzato per stimare la velocità media di risalita delle masse d’aria, naturalmente tenendo conto del mescolamento e dei processi chimici. Proprio il tape recorder del vapore acqueo è stato ampiamente utilizzato per ottenere informazioni sul trasporto verticale tropicale e per valutare la capacità dei modelli climatici di rappresentare correttamente la circolazione di Brewer-Dobson.
La Figura 27 permette inoltre di comprendere come la QBO e la Brewer-Dobson circulation non siano fenomeni indipendenti. La circolazione media trasporta continuamente aria tropicale verso l’alto, mentre la QBO introduce variazioni periodiche della velocità verticale sovrapposte a questo trasporto. Nelle fasi associate a una maggiore ascendenza, il trasporto dei segnali dell’H₂O può essere accelerato; nelle fasi associate a una riduzione dell’ascendenza, può essere rallentato. Il risultato osservato è una sequenza di anomalie la cui pendenza e ampiezza riflettono l’interazione tra moto medio e perturbazione quasi-biennale.
Anche la periodicità visibile nel diagramma merita attenzione. Le anomalie positive e negative tendono a ripresentarsi su una scala temporale di poco superiore ai due anni, ma non con una regolarità perfetta. Questa caratteristica è coerente con la natura stessa della QBO, il cui periodo tipico è di circa 26–30 mesi e può variare sensibilmente in funzione della propagazione e della dissipazione delle onde equatoriali. La periodicità del vapore acqueo non deve quindi essere immaginata come un’oscillazione sinusoidale perfetta, ma come una risposta dinamica ad un sistema quasi-periodico la cui evoluzione verticale cambia da un ciclo all’altro.
La distribuzione delle anomalie suggerisce inoltre che il segnale della QBO possa cambiare fase con la quota. Una stessa fase del vento equatoriale non produce necessariamente la stessa anomalia di H₂O in tutta la colonna stratosferica, perché il segno della risposta dipende dal gradiente verticale del vapore acqueo, dalla quota della perturbazione dinamica, dall’età dell’aria e dall’importanza relativa della produzione chimica attraverso il CH₄. Questo spiega perché la struttura osservata sia composta da numerosi massimi e minimi sovrapposti e perché la relazione con il vento QBO diventi più complessa salendo verso la stratopausa.
In questo senso, la Figura 27 completa perfettamente la Figura 26 dedicata agli aerosol. Nella Figura 26 gli aerosol vulcanici rendevano visibile soprattutto la struttura latitudinale della circolazione secondaria della QBO, mostrando il passaggio da un massimo equatoriale a una configurazione a doppio massimo subtropicale. Nella Figura 27 il vapore acqueo permette invece di osservare soprattutto la dimensione temporale e verticale del trasporto. Le due figure descrivono quindi aspetti complementari dello stesso fenomeno: una mostra come la QBO redistribuisca i costituenti in latitudine, l’altra come le anomalie possano essere successivamente trasportate lungo la verticale dalla circolazione stratosferica.
Nel complesso, l’interpretazione che emerge dagli studi di Mote et al. [1996], Randel et al. [1998], Baldwin et al. [2001], Schoeberl et al. [2008] e dalle successive analisi satellitari è quella di un sistema profondamente accoppiato. La QBO modifica la temperatura tropicale, la velocità verticale residua e la circolazione meridionale; la tropopausa converte una parte di queste perturbazioni dinamiche in variazioni dell’ingresso di vapore acqueo; la circolazione di Brewer-Dobson trasporta poi tali anomalie verso quote superiori; infine, nella media e alta stratosfera, l’ossidazione del metano modifica ulteriormente la distribuzione dell’H₂O. La struttura osservata da HALOE è quindi il risultato integrato di dinamica, termodinamica, trasporto e chimica.
La Figura 27 rappresenta perciò molto più di una semplice serie temporale del vapore acqueo equatoriale. Essa mostra come una perturbazione dinamica quasi-biennale possa essere impressa nella composizione chimica della stratosfera e successivamente trasportata attraverso decine di chilometri di atmosfera. La propagazione ascendente delle anomalie di H₂O, contrapposta alla propagazione discendente dei venti della QBO, costituisce una dimostrazione particolarmente elegante della distinzione tra propagazione della struttura dinamica e trasporto della materia. Allo stesso tempo, la diversa risposta osservata nella bassa, media e alta stratosfera rivela che non esiste un unico meccanismo responsabile del segnale: nella regione della tropopausa domina il controllo termico sull’ingresso dell’acqua, nella media stratosfera diventano fondamentali le anomalie del trasporto verticale e nella parte superiore assume crescente importanza l’ossidazione del metano. La Figura 27 permette dunque di leggere la QBO non soltanto come un’oscillazione del vento, ma come un complesso meccanismo di riorganizzazione della circolazione e della composizione della stratosfera tropicale, capace di lasciare una firma riconoscibile nel vapore acqueo e di collegare la dinamica equatoriale alla circolazione globale, alla chimica atmosferica e al bilancio radiativo del sistema climatico.
Plate 6 – Accoppiamento tra QBO stratosferica e mesosfera attraverso il filtraggio delle onde di gravità
Il Plate 6 costituisce una delle rappresentazioni osservative più importanti dell’estensione verticale dell’influenza della Quasi-Biennial Oscillation e, soprattutto, del modo in cui la stratosfera equatoriale può comunicare dinamicamente con la mesosfera situata molte decine di chilometri più in alto. La figura deriva dalle osservazioni dell’High Resolution Doppler Imager, HRDI, installato sul satellite Upper Atmosphere Research Satellite, UARS, e mostra il vento zonale medio zonale nella regione equatoriale durante gran parte degli anni Novanta. Il suo valore scientifico risiede nel fatto che permette di osservare simultaneamente tre regimi dinamici differenti ma strettamente interconnessi: la QBO stratosferica tra circa 20 e 40 km, la Semiannual Oscillation, SAO, dominante nella stratosfera superiore e nella mesosfera inferiore, e una componente quasi-biennale mesosferica che emerge chiaramente una volta rimosse statisticamente le oscillazioni annuale e semiannuale. Questa struttura verticale rende evidente che la QBO non deve essere considerata soltanto come un’oscillazione locale dei venti della stratosfera tropicale, ma come parte di un più ampio sistema di accoppiamento ondulatorio dell’atmosfera media.
Nel pannello superiore, i colori rappresentano la velocità del vento zonale equatoriale. Le tonalità gialle, arancioni e rosse indicano generalmente venti occidentali, mentre quelle verdi, azzurre e blu corrispondono ai regimi orientali. Nella regione compresa approssimativamente fra 20 e 40 km si riconosce immediatamente la firma classica della QBO: fasce alternate di vento orientale e occidentale inclinate verso quote progressivamente inferiori con il trascorrere del tempo. Questa inclinazione rappresenta la famosa propagazione discendente delle fasi della QBO. Baldwin et al. [2001] hanno ricordato che l’oscillazione domina la variabilità della stratosfera equatoriale approssimativamente fra 16 e 50 km e presenta un periodo medio vicino a 28 mesi, pur con variazioni considerevoli da un ciclo all’altro. Dal punto di vista dinamico, l’aspetto fondamentale è che il periodo pluriennale dell’oscillazione non coincide con i periodi delle onde che la forzano: la QBO emerge infatti dall’interazione collettiva tra onde atmosferiche propaganti verticalmente e flusso zonale medio.
La propagazione discendente visibile nel Plate 6 è quindi il risultato della deposizione selettiva di quantità di moto da parte di onde equatoriali di diversa natura. Nella formulazione classica della teoria della QBO, onde di Kelvin che trasportano quantità di moto occidentale, onde di Rossby-gravità e diverse classi di onde inerziali e di gravità che trasportano quantità di moto orientale interagiscono con il vento medio. Quando tali onde vengono dissipate o raggiungono condizioni nelle quali non possono più propagarsi liberamente, trasferiscono la propria quantità di moto all’atmosfera circostante. L’accelerazione prodotta tende a concentrare gli shear verticali e a farli scendere nel tempo. Dunkerton [1997] mostrò mediante modellizzazione che, per ottenere una QBO dotata di periodo e struttura verticale realistici in presenza dell’upwelling della circolazione di Brewer-Dobson, il contributo delle sole onde equatoriali planetarie di lungo periodo non è generalmente sufficiente: è necessario un più ampio spettro di onde, comprendente onde inerziali-gravità e onde di gravità a scala più piccola.
Il riquadro ingrandito della regione 10–40 km permette di apprezzare meglio questa evoluzione. Le bande orientali e occidentali non soltanto si alternano, ma presentano velocità di discesa e strutture differenti. La QBO reale è infatti asimmetrica: le fasi orientali e occidentali possiedono differenti shear, accelerazioni e distribuzioni latitudinali. Ciò deriva sia dalle caratteristiche differenti degli spettri ondulatori che trasportano quantità di moto di segno opposto, sia dall’azione dell’upwelling tropicale, che tende a opporsi alla propagazione verso il basso delle strutture della QBO. Non si tratta pertanto di una semplice oscillazione armonica del vento: è un sistema non lineare nel quale il flusso medio modifica la propagazione delle onde e le onde, a loro volta, modificano il flusso medio.
Salendo verso circa 50–80 km il quadro cambia radicalmente. Nella mesosfera inferiore le variazioni del vento sono molto più rapide e il campo osservato è dominato dalla Semiannual Oscillation. La SAO presenta, come suggerisce il nome, due principali inversioni ogni anno ed è particolarmente forte nelle regioni equatoriali della stratosfera superiore e della mesosfera. Garcia et al. [1997], combinando osservazioni da razzi, radar MF, HRDI e altri strumenti satellitari, costruirono una climatologia della SAO tropicale mostrando sia la relazione fra le sue manifestazioni stratosferiche e mesosferiche sia la sua modulazione da parte della QBO stratosferica. Ciò significa che SAO e QBO non costituiscono oscillazioni completamente indipendenti: le condizioni del vento create dalla QBO possono alterare la propagazione delle onde responsabili del mantenimento della SAO e quindi modificarne intensità e fase.
Questa dominanza della SAO spiega perché, nel pannello superiore, una componente quasi-biennale nella mesosfera non sia immediatamente evidente. Il segnale semiannuale possiede infatti ampiezze sufficientemente grandi da mascherare variazioni più lente. Il pannello inferiore risolve proprio questo problema: dopo aver rimosso dal campo del vento l’oscillazione annuale e la SAO, emerge una componente interannuale coerente che raggiunge la regione mesosferica prossima agli 80 km. Questa scoperta fu uno dei risultati più interessanti delle osservazioni HRDI. Burrage et al. [1996], analizzando le misure di UARS e confrontandole anche con osservazioni radar effettuate a Christmas Island, identificarono nella mesosfera equatoriale una variazione con periodo vicino a due anni e ampiezza che poteva raggiungere circa 30 m s⁻¹. Tale oscillazione mostrava una struttura latitudinale e verticale simile a quella della SAO mesosferica e, soprattutto, una relazione di fase con la QBO stratosferica. Gli autori interpretarono quindi il fenomeno come una vera e propria componente mesosferica quasi-biennale.
È essenziale, tuttavia, non interpretare questa “QBO mesosferica” come la semplice prosecuzione geometrica verso l’alto delle bande discendenti osservate tra 20 e 40 km. Il Plate 6 suggerisce un meccanismo molto più interessante. I cambiamenti del vento mesosferico avvengono in relazione temporale con i cambiamenti della QBO intorno ai 30 km, mentre le frecce ondulate che collegano stratosfera e mesosfera rappresentano onde di gravità a piccola scala che si propagano verticalmente. In altre parole, la QBO modifica il mezzo attraverso il quale queste onde devono attraversare la stratosfera e, così facendo, regola quali componenti dello spettro ondulatorio riescano a raggiungere la mesosfera. La stratosfera QBO diventa quindi un vero e proprio filtro dinamico.
Il principio fisico di questo filtraggio può essere compreso considerando una popolazione di onde di gravità con differenti velocità di fase zonali. Un’onda che si propaga verso est o verso ovest sperimenta il vento medio atmosferico lungo il proprio percorso. Se il vento di fondo si avvicina alla velocità di fase dell’onda, la velocità di fase intrinseca dell’onda rispetto all’aria diminuisce e può essere raggiunto un cosiddetto livello critico. In prossimità di tale livello l’onda tende a essere assorbita, dissipata o a rompersi, trasferendo la propria quantità di moto al flusso medio. Di conseguenza, una configurazione di venti orientali e occidentali nella stratosfera non lascia passare indistintamente tutte le onde: alcune vengono eliminate a quote inferiori, mentre altre attraversano il filtro e raggiungono la mesosfera.
Quando la QBO cambia fase, cambia anche questa selezione. In una fase possono raggiungere la mesosfera soprattutto onde che trasportano quantità di moto orientale; nella fase opposta può essere favorito il trasporto di quantità di moto occidentale. Quando le onde sopravvissute al filtraggio raggiungono quote più elevate, la densità atmosferica molto minore porta a un aumento della loro ampiezza e rende più probabile la saturazione e il wave breaking. La successiva deposizione di quantità di moto accelera o decelera il vento mesosferico. È attraverso questa catena di processi che un cambiamento del vento a circa 20–30 km può produrre una risposta osservabile intorno a 70–80 km senza che la stessa massa d’aria, o la stessa fascia di vento, debba fisicamente propagarsi dalla stratosfera alla mesosfera.
Il lavoro di Hines [1997] sulla parametrizzazione “Doppler spread” delle onde di gravità fornì una cornice teorica importante per rappresentare quantitativamente questo processo nei modelli atmosferici. La parametrizzazione considera la propagazione di uno spettro di onde di gravità attraverso profili di temperatura e vento variabili e descrive il trasferimento di energia e quantità di moto quando le onde vengono filtrate e dissipate. Tale approccio contribuì a mostrare come onde con scale relativamente piccole potessero produrre effetti sistematici sulla circolazione media della mesosfera.
I risultati di Mayr et al. [1997] rafforzarono ulteriormente questa interpretazione. Utilizzando un modello spettrale della media atmosfera accoppiato alla parametrizzazione delle onde di gravità di Hines, gli autori ottennero sia una QBO stratosferica sia una componente quasi-biennale nell’alta mesosfera, in accordo qualitativo con le osservazioni UARS di Burrage et al. Il modello generava una propagazione discendente della QBO nella stratosfera con velocità comparabile a quella osservata e una seconda risposta quasi-biennale nella mesosfera superiore. La fase dell’oscillazione poteva inoltre invertirsi vicino ai 70 km, evidenziando ancora una volta che il segnale mesosferico non è semplicemente la prosecuzione verticale lineare della struttura sottostante.
Gli stessi studi numerici mostrarono un’importante interazione fra QBO e SAO. Mayr et al. [1999] trovarono che il filtraggio delle onde di gravità da parte della QBO alle quote inferiori può spiegare una parte considerevole della variabilità osservata della SAO. Il modello produceva una QBO con periodo prossimo a 30 mesi e ampiezza massima vicina a 20 m s⁻¹ intorno ai 30 km, oltre a una componente mesosferica significativa con inversione di fase attorno ai 70 km. La SAO, a sua volta, poteva interagire con la QBO, mostrando che l’accoppiamento è bidirezionalmente complesso: non si tratta semplicemente di una QBO stratosferica che “comanda” passivamente la mesosfera, ma di un sistema nel quale più oscillazioni e più popolazioni ondulatorie condividono lo stesso spettro di quantità di moto.
Il Plate 6 rende pertanto visibile un concetto centrale della dinamica della media atmosfera: onde di piccola scala possono creare collegamenti su distanze verticali enormi. Le onde di gravità sono generalmente generate nella troposfera da convezione, sistemi frontali, flussi sopra l’orografia, jet e altri fenomeni. Molte di esse possiedono lunghezze d’onda orizzontali e periodi molto inferiori rispetto alle dimensioni e ai tempi caratteristici della QBO. Ciononostante, attraverso il trasporto verticale di quantità di moto, esse possono influenzare venti medi estesi su migliaia di chilometri. La QBO costituisce quindi un esempio particolarmente elegante di “wave–mean flow interaction”: il vento modifica le onde e le onde modificano il vento.
Questa relazione permette anche di comprendere perché l’ampiezza delle onde di gravità e la loro parametrizzazione rappresentino uno dei problemi più delicati nei modelli climatici. Molte onde di gravità sono troppo piccole per essere risolte direttamente dalle griglie dei modelli globali e devono quindi essere parametrizzate. Se il flusso di quantità di moto ondulatorio è sottostimato, la QBO simulata può risultare troppo debole, troppo lenta o addirittura assente; se la distribuzione delle velocità di fase non è realistica, anche il filtraggio stratosferico e la risposta mesosferica possono risultare errati. Dunkerton [1997] evidenziò precisamente questa necessità di considerare un ampio spettro ondulatorio per ottenere una QBO realistica in presenza dell’upwelling tropicale.
Un ulteriore aspetto rilevante del Plate 6 riguarda il concetto di accoppiamento verticale dell’atmosfera. Per molto tempo troposfera, stratosfera e mesosfera sono state spesso considerate quasi come regioni dinamicamente separate. Le osservazioni satellitari e la modellistica della fine del XX secolo mostrarono invece che la circolazione della media atmosfera è fortemente integrata. Hamilton [1999], discutendo lo sviluppo storico delle conoscenze sul coupling atmosferico, sottolineò il ruolo sia delle onde di gravità sia delle onde planetarie nel collegare la circolazione troposferica con quella della stratosfera e della mesosfera. Il Plate 6 rappresenta un esempio concreto di questo principio: perturbazioni generate a quote molto inferiori possono attraversare la stratosfera, essere selettivamente filtrate dalla QBO e depositare quantità di moto nella mesosfera.
Le osservazioni HRDI furono decisive proprio perché permisero di studiare su scala quasi globale una regione nella quale le misure tradizionali erano estremamente scarse. Burrage et al. mostrarono che la SAO mesosferica raggiunge il massimo nei pressi dell’equatore intorno a 80–85 km e che, sovrapposta a questa oscillazione, è presente una variazione di circa due anni con ampiezza molto significativa. La conferma indipendente ottenuta dai radar di Christmas Island rese particolarmente robusta l’interpretazione del segnale come fenomeno atmosferico reale e non come artefatto del campionamento satellitare.
La rimozione della AO e della SAO nel pannello inferiore deve quindi essere interpretata come un’operazione diagnostica: eliminando le componenti periodiche dominanti si rende visibile il residuo quasi-biennale. Questo non significa che, nell’atmosfera reale, QBO, SAO e oscillazione annuale siano fisicamente separate. Al contrario, esse coesistono e interagiscono continuamente. La separazione è utile per identificare le differenti scale temporali, ma la dinamica reale deriva dalla loro sovrapposizione e dalla condivisione degli stessi meccanismi ondulatori. Le simulazioni di Mayr e collaboratori mostrano proprio che il filtraggio delle onde può collegare QBO e SAO, e che perfino modificazioni del ciclo stagionale possono influire sul comportamento delle oscillazioni equatoriali.
Anche il confronto con il lavoro di Hamilton [1998] è istruttivo. Utilizzando un modello generale di circolazione troposfera-stratosfera-mesosfera nel quale veniva imposta una QBO tropicale, Hamilton mostrò che la presenza della QBO produce effetti dinamici che si estendono ben oltre il nucleo equatoriale dell’oscillazione. Il risultato sottolinea che la QBO modifica le condizioni di propagazione delle onde e può quindi influenzare regioni atmosferiche lontane sia verticalmente sia latitudinalmente.
Il Plate 6 permette infine di comprendere un punto concettuale particolarmente importante: quando si afferma che “la QBO raggiunge la mesosfera”, non bisogna immaginare necessariamente un’unica oscillazione che si estenda verticalmente senza soluzione di continuità da 20 a 80 km. Nella stratosfera la QBO è caratterizzata soprattutto da regimi orientali e occidentali che propagano la loro fase verso il basso; nella mesosfera la variabilità quasi-biennale è in larga misura una risposta del flusso medio al modo in cui la QBO sottostante filtra lo spettro delle onde ascendenti. Si tratta quindi di un’estensione dell’influenza dinamica della QBO più che di una semplice continuazione geometrica delle sue bande di vento.
In questa prospettiva, il Plate 6 completa idealmente le figure dedicate alla risposta dei gas traccia e degli aerosol. Nelle Figure 26 e 27 la QBO mostrava la propria capacità di riorganizzare il trasporto di materia attraverso la circolazione meridionale e verticale; nel Plate 6 emerge invece il suo controllo sul trasporto verticale della quantità di moto ondulatoria. Questi due aspetti sono profondamente complementari. Da una parte la QBO modifica la distribuzione di aerosol, vapore acqueo, ozono e altri traccianti; dall’altra determina quali onde possano attraversare la stratosfera e dove possano depositare il proprio momento. La QBO appare quindi non come una semplice oscillazione del vento, ma come un regolatore dinamico dell’intera atmosfera media.
Il significato scientifico complessivo del Plate 6 può pertanto essere riassunto nella presenza di una vera catena di accoppiamento verticale. Le onde generate negli strati inferiori propagano energia e quantità di moto verso l’alto; la struttura dei venti della QBO nella stratosfera agisce come filtro selettivo; lo spettro di onde che sopravvive cambia con la fase quasi-biennale; le onde raggiungono la mesosfera, dove la diminuzione della densità favorisce la crescita dell’ampiezza e infine la dissipazione; la quantità di moto depositata modifica il vento mesosferico, producendo una variabilità che conserva la memoria della QBO sottostante. Le osservazioni HRDI di Burrage et al. [1996], la teoria e modellistica di Dunkerton [1997], Mayr et al. [1997, 1999], la climatologia di Garcia et al. [1997] e la sintesi di Baldwin et al. [2001] convergono così verso una stessa interpretazione: la QBO è uno dei più chiari esempi naturali di come l’interazione onde–flusso medio possa collegare regioni atmosferiche separate da decine di chilometri.
Il Plate 6 assume quindi un valore che va oltre la semplice descrizione della QBO. Esso mostra che la struttura atmosferica è verticalmente interconnessa e che fenomeni caratterizzati da scale spaziali molto differenti possono comunicare attraverso il trasporto ondulatorio. La propagazione discendente della QBO tra circa 20 e 40 km, il dominio della SAO nella mesosfera inferiore e la ricomparsa di un segnale quasi-biennale intorno agli 80 km sono manifestazioni diverse di uno stesso sistema dinamico. Il filtraggio selettivo delle onde di gravità rappresenta il meccanismo capace di collegarle: cambiando periodicamente il vento stratosferico, la QBO modifica la “trasparenza” della stratosfera alle differenti componenti dello spettro ondulatorio e trasmette così la propria firma fino alla mesosfera. In questa prospettiva, la figura costituisce una delle dimostrazioni più efficaci del carattere profondamente tridimensionale della QBO e del suo ruolo nell’accoppiamento tra stratosfera e mesosfera, confermando che comprendere pienamente l’oscillazione quasi-biennale significa necessariamente comprendere anche le onde atmosferiche che la generano, la attraversano e ne trasmettono l’influenza verso regioni molto lontane dal suo nucleo stratosferico.
Figura 28 – La firma della QBO nel metano stratosferico: circolazione meridionale, barriera subtropicale e interazione con la SAO
La Figura 28 rappresenta uno degli esempi più significativi di come un tracciante atmosferico a lunga vita possa essere utilizzato per rendere visibili i processi dinamici associati alla Quasi-Biennial Oscillation. Le quattro sezioni altezza–latitudine equivalente del metano stratosferico, ottenute mediante lo strumento HALOE a bordo di UARS, confrontano gennaio e aprile del 1993 con gli stessi mesi del 1994, due periodi caratterizzati da configurazioni differenti della QBO. L’importanza scientifica della figura deriva dal fatto che il CH₄, avendo una vita fotochimica relativamente lunga nella bassa e media stratosfera, si comporta prevalentemente come un tracciante della circolazione: le deformazioni delle sue isolinee riflettono quindi l’avvezione verticale e meridionale, il mescolamento isentropico, la presenza di barriere dinamiche subtropicali e, alle quote superiori, l’interazione fra QBO e oscillazione semiannuale. Le osservazioni HALOE hanno rappresentato un progresso fondamentale in questo settore, poiché hanno fornito profili verticali globali di CH₄, H₂O, O₃, HCl, HF, NO, NO₂ e aerosol su un intervallo latitudinale molto ampio, consentendo di ricostruire tridimensionalmente molti aspetti del trasporto stratosferico.
Un elemento preliminare essenziale per interpretare correttamente la figura è il significato della coordinata orizzontale. L’asse non mostra la semplice latitudine geografica, ma la latitudine equivalente, una coordinata dinamica costruita a partire dai contorni della vorticità potenziale. A ciascun contorno di vorticità potenziale viene attribuita la latitudine che racchiuderebbe la medesima area se il contorno fosse perfettamente zonale. Questo procedimento permette di “riordinare” strutture atmosferiche deformate dalle onde planetarie e di rappresentare in modo molto più efficace le relazioni tra traccianti e masse d’aria. Randel et al. [1998] utilizzarono proprio questa tecnica per analizzare i dati HALOE, mostrando che CH₄ e H₂O permettono di identificare con chiarezza gradienti subtropicali, barriere al mescolamento, discesa all’interno dei vortici polari e variabilità collegata alla QBO.
La struttura generale del metano è già di per sé una rappresentazione della circolazione stratosferica. Le concentrazioni maggiori sono presenti nella bassa stratosfera tropicale, dove entra aria relativamente giovane proveniente dalla troposfera, mentre i valori diminuiscono progressivamente con l’aumentare della quota. Il CH₄ viene infatti prodotto essenzialmente alla superficie terrestre e raggiunge la stratosfera principalmente attraverso la regione tropicale; successivamente viene trasportato verso l’alto e verso le latitudini extratropicali dalla circolazione di Brewer-Dobson e, salendo nella media e alta stratosfera, viene progressivamente ossidato. Al di sotto di circa 40 km la sua vita chimica è sufficientemente lunga perché la distribuzione osservata sia controllata in larga misura dal trasporto piuttosto che dalla chimica locale. È proprio questa proprietà che rende il metano particolarmente efficace nel rivelare le strutture della circolazione. Randel et al. [1998] sottolinearono infatti che la maggior parte della variabilità interannuale di CH₄ e H₂O osservata da HALOE risultava coerente con la QBO equatoriale.
Nel pannello (a), relativo al gennaio 1993, le isolinee mostrano una struttura relativamente regolare. I valori elevati di CH₄ formano una sorta di cupola tropicale che raggiunge quote maggiori in prossimità dell’equatore e si abbassa gradualmente procedendo verso le medie latitudini. Questa configurazione rappresenta la firma fondamentale della circolazione di Brewer-Dobson: aria relativamente giovane e ricca di metano risale nella stratosfera tropicale, mentre aria progressivamente più vecchia, nella quale una maggiore quantità di CH₄ è stata ossidata, occupa le regioni extratropicali. La pendenza delle isolinee costituisce quindi una sorta di indicatore dell’età dinamica delle masse d’aria. Dove le isolinee si sollevano, l’influenza dell’upwelling tropicale è maggiore; dove si abbassano, diventano progressivamente più importanti il trasporto meridionale e la subsidenza extratropicale.
Il contrasto con il pannello (c), gennaio 1994, è molto marcato. In particolare nell’emisfero settentrionale, tra i tropici e le medie latitudini, le isolinee assumono una configurazione fortemente deformata e quasi “a gradini”. Questa struttura, spesso indicata nella letteratura come staircase, non rappresenta una semplice variazione uniforme della concentrazione del metano: indica invece una radicale riorganizzazione della relazione fra aria tropicale ed extratropicale. La presenza di superfici relativamente piatte alternate a regioni caratterizzate da forti gradienti suggerisce che alcune masse d’aria siano state efficacemente omogeneizzate, mentre altre rimangano separate da barriere dinamiche relativamente robuste.
Questa caratteristica fu analizzata in dettaglio da Gray e Russell [1999], utilizzando proprio osservazioni HALOE di CH₄ e H₂O. Gli autori mostrarono che il trasporto subtropicale cambia natura con la quota. Nella bassa stratosfera, al di sotto di circa 450–500 K, il mescolamento isentropico associato alle perturbazioni provenienti dalla troposfera svolge un ruolo rilevante; nella regione intermedia, approssimativamente fra 500 e 750 K, diventa particolarmente importante l’avvezione prodotta dalla circolazione meridionale media; al di sopra di circa 750 K il mescolamento isentropico torna progressivamente importante e agisce insieme all’avvezione nel determinare la struttura dei traccianti subtropicali. Questa stratificazione dei meccanismi aiuta a comprendere perché la forma delle isolinee della Figura 28 cambi considerevolmente con la quota.
La QBO interviene su questo sistema attraverso almeno due meccanismi complementari. Il primo consiste nella circolazione meridionale secondaria direttamente associata alla QBO. Le fasce di vento orientale e occidentale che discendono attraverso la stratosfera tropicale sono accompagnate da anomalie della velocità verticale e meridionale necessarie a mantenere l’equilibrio termodinamico. Queste anomalie possono sollevare o abbassare superfici caratterizzate da concentrazioni differenti di metano e possono trasferire aria dall’equatore verso i subtropici oppure in direzione opposta. Poiché il CH₄ possiede un forte gradiente verticale, spostamenti verticali anche relativamente piccoli possono determinare variazioni sostanziali della concentrazione osservata a una determinata quota.
Il secondo meccanismo riguarda la capacità della QBO di modificare la propagazione delle onde di Rossby extratropicali. Il vento zonale tropicale controlla infatti quanto profondamente le onde planetarie possano penetrare verso le basse latitudini. O’Sullivan e Dunkerton [1997] mostrarono che, durante condizioni di QBO orientale nella bassa stratosfera, la propagazione delle onde di Rossby verso i tropici tende a essere maggiormente ostacolata, favorendo la formazione di forti gradienti di concentrazione nella regione subtropicale invernale. Durante condizioni occidentali, invece, una parte maggiore dell’attività ondulatoria può penetrare verso latitudini tropicali, favorendo il mescolamento isentropico subtropicale, talvolta la propagazione attraverso l’equatore e un maggiore scambio fra differenti serbatoi di aria stratosferica.
La struttura a gradini osservata nel gennaio 1994 deve quindi essere interpretata come il prodotto di una collaborazione fra avvezione e mescolamento, e non come l’effetto di un unico processo. Il mescolamento planetario tende a omogeneizzare il tracciante all’interno della cosiddetta surf zone extratropicale, mentre ai margini di tale regione possono svilupparsi gradienti molto forti. La circolazione secondaria della QBO può contemporaneamente spostare verticalmente e meridionalmente queste superfici di concentrazione. Ne risulta una geometria in cui regioni relativamente omogenee vengono separate da “scalini” caratterizzati da forti gradienti.
Gray [2000] affrontò direttamente questo problema mediante un modello tridimensionale stratosfera–mesosfera capace di rappresentare la QBO. Il modello riusciva a riprodurre la caratteristica struttura staircase osservata nei traccianti durante gli inverni associati alla fase orientale della QBO. Esperimenti nei quali le traiettorie venivano trasportate prima dalla circolazione tridimensionale completa e poi soltanto dalla circolazione residua mostrarono che l’avvezione prodotta dalla circolazione QBO è fondamentale alle latitudini equatoriali e subtropicali. Allo stesso tempo, la rottura delle onde planetarie contribuisce a rendere particolarmente netto il gradiente al margine subtropicale della surf zone, creando una sorta di “cliff” del tracciante tra circa 20° e 30°N nella media stratosfera.
Questo risultato è molto importante per interpretare correttamente la Figura 28. Le isolinee quasi verticali osservate nel 1994 non dimostrano semplicemente un rafforzamento del gradiente latitudinale del metano; la loro pendenza verticale indica che l’avvezione della circolazione QBO ha deformato in maniera importante la struttura tridimensionale del tracciante. Gray e Russell sottolinearono infatti che la firma più evidente della QBO è spesso osservabile proprio nella pendenza delle isolinee piuttosto che nel solo gradiente isentropico. Ciò fornisce un forte argomento a favore di un ruolo diretto della circolazione meridionale secondaria, senza tuttavia escludere la funzione del mescolamento prodotto dalle onde.
La grande asimmetria emisferica della struttura del gennaio 1994 è altrettanto significativa. Una rappresentazione idealizzata della QBO potrebbe suggerire una circolazione secondaria quasi simmetrica rispetto all’equatore, ma l’atmosfera reale non è mai dinamicamente simmetrica durante l’inverno. L’emisfero settentrionale, in gennaio, è sede di intensa attività delle onde planetarie generate dalla troposfera e di una circolazione di Brewer-Dobson molto più vigorosa rispetto all’emisfero estivo. L’interazione fra questa circolazione stagionale e la QBO può quindi amplificare enormemente il segnale in un emisfero rispetto all’altro. Il modello di Gray [2000] mostrò precisamente che, mentre la circolazione QBO della bassa stratosfera rimane relativamente simmetrica, nella media e alta stratosfera essa diventa fortemente asimmetrica e assume proprio la configurazione necessaria a produrre la struttura staircase osservata.
La Figura 28 fornisce quindi un esempio concreto di come la QBO possa influenzare la cosiddetta tropical pipe. Questo concetto descrive la relativa separazione dinamica fra l’aria tropicale ascendente e l’aria extratropicale, con forti gradienti di traccianti ai margini subtropicali. La barriera non è impermeabile: onde planetarie, filamenti di vorticità potenziale e processi di stiramento e piegamento delle masse d’aria possono trasferire materiale attraverso di essa. Tuttavia, la sua posizione e la sua efficacia cambiano nel tempo, e la QBO costituisce uno dei fattori capaci di modularle. Randel et al. [1998] mostrarono infatti che la QBO modifica anche la posizione latitudinale del “serbatoio” tropicale di CH₄ nella media stratosfera, confermando che l’oscillazione agisce sulla geometria stessa della regione tropicale relativamente isolata dal mescolamento extratropicale.
Il confronto tra i pannelli di aprile introduce però un secondo insieme di processi. Nel pannello (b), aprile 1993, la distribuzione del CH₄ nella stratosfera superiore presenta una caratteristica struttura a doppio massimo, talvolta descritta nella letteratura come “double peak” o “rabbit ears”. I due lobi sono localizzati ai lati dell’equatore nella regione della stratosfera superiore e della stratopausa. Questa struttura non possiede la stessa origine del doppio massimo aerosolico mostrato nella precedente Figura 26. Nel caso degli aerosol, la caratteristica si sviluppava nella bassa e media stratosfera ed era associata principalmente alla circolazione secondaria della QBO. Nel metano di aprile, invece, il doppio massimo è collegato soprattutto alla Semiannual Oscillation, la SAO, che domina la dinamica equatoriale vicino alla stratopausa.
Randel et al. [1998], analizzando il ciclo stagionale e la variabilità quasi-biennale dei dati HALOE dal 1991 al 1997, mostrarono che questa struttura a doppio massimo è particolarmente pronunciata durante anni caratterizzati da QBO occidentale. Lo stesso studio evidenziò una forte influenza della QBO nella stratosfera tropicale superiore e concluse che gran parte della variabilità interannuale dei traccianti osservati può essere collegata all’oscillazione equatoriale.
La SAO produce due cicli principali del vento zonale ogni anno nella regione equatoriale della stratosfera superiore e della mesosfera inferiore. Le fasi di shear sono associate a circolazioni verticali in grado di trasportare i forti gradienti del metano. Quando la configurazione della SAO favorisce la subsidenza sull’equatore e movimenti compensativi ai lati, le isolinee di CH₄ possono essere deformate fino a creare i due caratteristici massimi subtropicali. La Figura 28 mostra però qualcosa di ancora più interessante: l’intensità del doppio massimo cambia drasticamente fra aprile 1993 e aprile 1994. Nel 1993 la struttura è chiarissima; nel 1994 è molto più debole.
Questa differenza dimostra che la QBO è capace di modulare la SAO e la sua impronta sui traccianti. Kennaugh, Ruth e Gray [1997] affrontarono specificamente il problema mediante un modello bidimensionale isentropico, mostrando che la variabilità interannuale del doppio massimo del metano osservato da HALOE poteva essere riprodotta introducendo nel modello la QBO della bassa stratosfera. Gli autori identificarono più di un meccanismo attraverso il quale la QBO può modificare le concentrazioni dei traccianti in prossimità della stratopausa.
L’aspetto apparentemente paradossale è che una fase orientale della QBO può favorire una maggiore propagazione verticale di alcune onde che trasportano quantità di moto verso est e quindi rafforzare lo shear occidentale della SAO. Se ci si limitasse a considerare l’intensità del vento, ci si potrebbe attendere un doppio massimo ancora più pronunciato. Il modello di Kennaugh et al. mostrò invece che l’aumento del forcing può far discendere molto più rapidamente la fase occidentale della SAO. La circolazione capace di generare il doppio massimo attraversa quindi velocemente una determinata quota e il metano non dispone del tempo sufficiente per adattare completamente la propria distribuzione. Il tracciante integra infatti nel tempo l’azione della circolazione: non risponde soltanto alla sua intensità istantanea, ma anche alla durata durante la quale essa permane a una determinata altezza.
Questo principio è fondamentale e va ben oltre il caso specifico del metano. La distribuzione di un tracciante atmosferico rappresenta la storia integrata della circolazione sperimentata dalla massa d’aria. Una circolazione relativamente debole ma persistente può lasciare una firma più evidente di una perturbazione molto intensa ma transitoria. La differenza fra aprile 1993 e aprile 1994 costituisce quindi una dimostrazione osservativa del fatto che le concentrazioni dei traccianti non possono essere interpretate mediante il solo campo istantaneo del vento.
Studi successivi hanno raffinato ulteriormente l’interpretazione del doppio massimo. Tian et al. [2013], combinando osservazioni satellitari e un modello chimico-climatico, riesaminarono gli effetti congiunti di SAO e QBO sulle distribuzioni equatoriali di CH₄ e NO₂. Gli autori conclusero che il pronunciato doppio massimo del metano osservato da HALOE nell’aprile 1993 e 1995 era associato alla forte prima fase occidentale annuale della SAO, capace di produrre subsidenza locale nella stratosfera equatoriale superiore. Lo studio suggerì inoltre che le forti fasi occidentali della SAO in quegli anni fossero sostenute da una maggiore attività delle onde di gravità provenienti dalla bassa stratosfera. Questo risultato collega la struttura mostrata nella Figura 28 al più ampio problema dell’interazione fra onde di gravità, QBO e SAO.
La Figura 28 diventa così complementare al Plate 6 precedentemente discusso. Nel Plate 6 era evidente che la QBO stratosferica può modificare il filtraggio delle onde di gravità ascendenti e, attraverso di esse, influenzare la circolazione della mesosfera. Qui osserviamo una manifestazione chimico-dinamica dello stesso principio: il cambiamento dell’ambiente ondulatorio e della SAO modifica l’avvezione del CH₄ nella stratosfera superiore, generando o sopprimendo la struttura a doppio massimo. La distribuzione del metano costituisce quindi una registrazione indiretta dell’accoppiamento dinamico fra diverse fasce verticali dell’atmosfera.
Un ulteriore elemento che rende il CH₄ particolarmente utile è il suo collegamento con il vapore acqueo. Nella stratosfera superiore il metano viene progressivamente ossidato e parte dell’idrogeno in esso contenuto viene convertita in H₂O. Di conseguenza, le anomalie di CH₄ e H₂O tendono frequentemente a essere anticorrelate. La Figura 28 deve pertanto essere letta insieme alla precedente Figura 27: mentre quest’ultima mostrava anomalie di H₂O che possono essere trasportate verso l’alto dall’upwelling tropicale, la distribuzione del CH₄ permette di distinguere la componente associata alla trasformazione chimica e all’età della massa d’aria. L’utilizzo simultaneo dei due traccianti rappresentò uno dei principali punti di forza delle osservazioni HALOE. Randel et al. [1998] mostrarono che proprio il confronto CH₄–H₂O permette di ricostruire aspetti della circolazione stratosferica che sarebbero difficili da identificare utilizzando un singolo costituente.
Anche il concetto di “età dell’aria” è implicitamente presente nella figura. L’aria tropicale che entra nella stratosfera contiene relativamente molto metano; durante il successivo trasporto verso quote superiori e verso le regioni extratropicali, il CH₄ viene progressivamente ossidato. Una concentrazione relativamente alta può quindi indicare, in prima approssimazione, aria più giovane o una maggiore influenza dell’upwelling tropicale, mentre concentrazioni inferiori indicano generalmente aria più vecchia e maggiormente processata chimicamente. Le deformazioni delle isolinee rappresentano perciò deformazioni delle superfici che separano masse d’aria con storie differenti.
Questo carattere “lagrangiano” dei traccianti spiega perché la Figura 28 sia così preziosa. Una misura del vento descrive ciò che l’atmosfera sta facendo in un determinato momento; un gas a lunga vita descrive invece ciò che la massa d’aria ha sperimentato durante settimane o mesi precedenti. Le strutture del CH₄ integrano quindi la storia dell’upwelling tropicale, della circolazione meridionale, del mescolamento ondulatorio e della trasformazione chimica. È precisamente questa memoria dinamica a rendere visibili strutture come la staircase del gennaio 1994.
La relazione fra QBO e mescolamento subtropicale non è comunque semplice e non tutti gli studi hanno trovato la stessa sensibilità. Le analisi basate su contour advection e campi di vento osservati hanno talvolta mostrato una dipendenza meno netta del mescolamento dalla QBO. Questa apparente discrepanza ha portato a distinguere più attentamente fra due effetti: da un lato il cambiamento effettivo dell’intensità del mescolamento isentropico, dall’altro la deformazione delle isolinee prodotta dalla circolazione meridionale QBO. I risultati di Gray [2000] rappresentano una sintesi importante: l’avvezione QBO è necessaria per riprodurre buona parte della struttura osservata, mentre il mescolamento planetario contribuisce soprattutto a rendere molto netto il gradiente subtropicale.
Questa distinzione ha conseguenze più generali per la comprensione del trasporto stratosferico. La barriera subtropicale non deve essere immaginata come una parete fissa, ma come una struttura dinamica la cui posizione, intensità e permeabilità cambiano con la stagione, la QBO e l’attività delle onde. Randel et al. [1998] osservarono forti gradienti di CH₄ e H₂O sia ai margini subtropicali sia in corrispondenza dei vortici polari, dimostrando che i traccianti permettono di individuare direttamente le regioni nelle quali il mescolamento è ostacolato. La QBO modifica la posizione del serbatoio tropicale e quindi contribuisce a determinare quanto facilmente l’aria tropicale possa essere esportata verso le medie latitudini.
In questa prospettiva, il confronto fra gennaio 1993 e gennaio 1994 assume un significato ancora più ampio. Non stiamo semplicemente osservando due differenti mappe del metano, ma due diversi regimi di comunicazione dinamica fra tropici ed extratropici. Nel primo caso la transizione appare relativamente graduale; nel secondo emergono gradienti molto più marcati, fortemente asimmetrici e organizzati in una struttura staircase. Ciò dimostra che la fase della QBO può cambiare il modo in cui le masse d’aria vengono redistribuite su scala emisferica.
Analogamente, il confronto fra aprile 1993 e aprile 1994 mostra due diversi regimi di accoppiamento fra media e alta stratosfera. Il doppio massimo del 1993 indica una forte impronta della circolazione associata alla SAO sul metano, mentre la struttura più debole dell’anno successivo mostra che la diversa configurazione QBO modifica la velocità di discesa, la persistenza e probabilmente anche il forcing ondulatorio della SAO. Le osservazioni confermano quindi che QBO e SAO non costituiscono oscillazioni isolate, ma parti di uno stesso sistema di interazioni onde–flusso medio.
La Figura 28 consente infine di riunire molti degli elementi emersi nelle precedenti figure della sezione. La Figura 26 mostrava come gli aerosol vulcanici possano visualizzare direttamente la circolazione secondaria della QBO nella bassa e media stratosfera; la Figura 27 mostrava anomalie del vapore acqueo trasportate verso l’alto dall’upwelling tropicale; il Plate 6 mostrava come la QBO modifichi il filtraggio delle onde di gravità e possa trasmettere la propria influenza fino alla mesosfera. La Figura 28 aggiunge la prospettiva di un tracciante a lunga vita e dimostra che la stessa oscillazione può contemporaneamente controllare l’avvezione, la barriera subtropicale, il mescolamento planetario e l’interazione con la SAO.
Nel complesso, gli studi di Randel et al. [1998], O’Sullivan e Dunkerton [1997], Gray e Russell [1999], Gray [2000], Kennaugh et al. [1997] e le analisi più recenti di Tian et al. [2013] convergono verso una concezione della QBO come fenomeno tridimensionale capace di riorganizzare profondamente la distribuzione dei traccianti. Le osservazioni del metano mostrano che questa influenza non è confinata all’equatore e non termina nella regione dove le anomalie del vento QBO raggiungono la loro massima ampiezza. Essa si estende verso i subtropici attraverso la circolazione secondaria, verso le medie latitudini mediante la modulazione delle onde planetarie e verso la stratopausa attraverso l’interazione con la SAO.
La Figura 28 costituisce pertanto una dimostrazione particolarmente efficace del valore dei gas traccia nello studio della dinamica atmosferica. Le isolinee di CH₄ funzionano quasi come superfici materiali deformate dalla circolazione: la loro inclinazione registra l’upwelling e la subsidenza, i loro forti gradienti identificano le barriere al trasporto, la loro struttura a gradini rivela la combinazione di avvezione e mescolamento e il doppio massimo della stratosfera superiore testimonia l’interazione fra QBO e SAO. La grande differenza fra 1993 e 1994 dimostra soprattutto che la QBO non determina soltanto variazioni locali del vento zonale, ma cambia periodicamente l’intero quadro nel quale i costituenti vengono trasportati.
È proprio questa capacità di trasformare una perturbazione dinamica equatoriale in una riorganizzazione tridimensionale dei traccianti a rappresentare il messaggio scientifico fondamentale della Figura 28. Il metano osservato da HALOE rende visibile una rete di processi che comprende la risalita tropicale della Brewer-Dobson circulation, la circolazione secondaria della QBO, la barriera subtropicale, la rottura delle onde di Rossby, il mescolamento isentropico, la SAO e il trasporto ondulatorio nella stratosfera superiore. Considerate nel loro insieme, queste strutture mostrano che la QBO deve essere interpretata non come una semplice alternanza di venti orientali e occidentali, ma come un potente regolatore del trasporto stratosferico, capace di cambiare la geometria delle masse d’aria, la loro età, il loro grado di isolamento e la loro comunicazione con le regioni extratropicali. È in questo senso che la Figura 28 rappresenta una delle prove osservative più eloquenti della natura profondamente dinamica, tridimensionale e globale dell’oscillazione quasi-biennale.
Figura 29 – La firma della QBO nel biossido di azoto stratosferico: interazione tra trasporto, temperatura, chimica di NOy e ozono
La Figura 29 rappresenta una delle dimostrazioni più interessanti del fatto che la Quasi-Biennial Oscillation non costituisce semplicemente un’oscillazione dinamica del vento zonale equatoriale, ma è in grado di imprimere una marcata periodicità anche alla composizione chimica della stratosfera. La figura mostra infatti una sezione tempo–quota delle anomalie di biossido di azoto, NO₂, associate alla QBO nella fascia compresa tra 10°S e 10°N, ricavate dalle osservazioni al tramonto dello strumento HALOE, Halogen Occultation Experiment, durante gran parte degli anni Novanta. L’asse temporale si estende approssimativamente dal 1992 al 1999, mentre quello verticale copre la regione compresa fra circa 15 e 50 km; sulla destra viene riportata la corrispondente scala di pressione, da circa 100 hPa nella bassa stratosfera fino a circa 1 hPa nella stratosfera superiore. L’intervallo fra le isolinee è pari a 0,2 ppbv e il contorno corrispondente all’anomalia nulla è stato omesso, permettendo di osservare più chiaramente l’alternanza quasi regolare fra anomalie positive, rappresentate dalle linee continue, e anomalie negative, indicate dalle linee tratteggiate.
Una caratteristica metodologica fondamentale è che la figura non rappresenta semplicemente le concentrazioni osservate di NO₂, né una banale differenza rispetto alla climatologia. Le anomalie sono state isolate mediante un’analisi di regressione basata sull’approccio sviluppato da Randel e Wu [1996], concepito per separare la componente della variabilità atmosferica associata alla QBO da altri segnali stagionali e interannuali. Randel e Wu combinarono tecniche di decomposizione statistica e regressione per ottenere una sorta di filtro dinamico capace di identificare la struttura tridimensionale del segnale QBO nei dati satellitari di ozono e NO₂. Le loro analisi dei dati SAGE II mostrarono che il segnale quasi-biennale dell’ozono possiede una struttura verticale a più celle e che la componente della media stratosfera è strettamente collegata alle variazioni delle specie azotate reattive.
È proprio questa relazione fra dinamica e chimica dell’azoto a rendere la Figura 29 così importante. A prima vista emerge immediatamente una successione estremamente ordinata di nuclei positivi e negativi concentrati soprattutto tra circa 30 e 37 km, approssimativamente nella regione compresa fra 15 e 5 hPa. Anomalie positive ben definite compaiono attorno al 1992, nella seconda metà del 1994, intorno al 1996–1997 e nuovamente nel 1998–1999, mentre anomalie negative occupano gli intervalli temporali intermedi. La periodicità non è esattamente biennale, come ci si aspetterebbe da un’oscillazione perfettamente regolare, ma segue una scala temporale prossima ai 26–30 mesi, coerente con la natura stessa della QBO. Questa quasi-periodicità costituisce quindi una vera firma chimica dell’oscillazione equatoriale.
Il fatto che un composto relativamente reattivo come NO₂ presenti un segnale tanto organizzato è particolarmente significativo. Nel caso del metano o degli aerosol discussi nelle figure precedenti, è relativamente intuitivo pensare alla QBO come a un agente che sposta un tracciante attraverso la propria circolazione secondaria. Il biossido di azoto, invece, appartiene a un sistema chimico molto più complesso. Esso fa parte della famiglia dell’azoto reattivo, convenzionalmente indicata come NOy, che comprende NO, NO₂, HNO₃, N₂O₅, ClONO₂ e altre specie contenenti azoto chimicamente attivo. La concentrazione osservata di NO₂ dipende quindi sia dalla quantità complessiva di NOy presente nella massa d’aria sia dalla ripartizione chimica istantanea fra le differenti specie che compongono questa famiglia.
La QBO può modificare entrambi gli aspetti. Il primo meccanismo è essenzialmente dinamico e deriva dall’avvezione verticale prodotta dalla circolazione secondaria della QBO. La quantità totale di NOy possiede un forte gradiente verticale nella stratosfera. Quando le anomalie di velocità verticale associate alla QBO sollevano o abbassano le masse d’aria, spostano contemporaneamente questo gradiente, producendo anomalie di concentrazione a una determinata quota. Si tratta dello stesso principio generale attraverso il quale una circolazione atmosferica può produrre anomalie in qualunque tracciante caratterizzato da un gradiente verticale sufficientemente intenso: l’atmosfera non deve necessariamente produrre o distruggere localmente il composto; è sufficiente che trasporti aria proveniente da livelli dove la concentrazione è differente.
Già Gray e Chipperfield [1990], mediante un modello dinamico-radiativo-fotochimico bidimensionale, avevano mostrato che l’introduzione di una QBO realistica nei venti equatoriali produceva forti variazioni quasi-biennali in numerose specie chimiche della media atmosfera. In alcuni casi le variazioni simulate raggiungevano percentuali molto elevate, dimostrando che la variabilità interannuale dei gas traccia non poteva essere interpretata correttamente senza considerare la QBO. Questo studio rappresentò uno dei primi segnali chiari che l’oscillazione del vento avrebbe dovuto essere considerata anche come un fenomeno di variabilità chimica.
Successivi esperimenti modellistici di Chipperfield e collaboratori rafforzarono questa interpretazione. Un modello bidimensionale capace di riprodurre la QBO osservata riuscì a simulare sia la struttura verticale delle anomalie di NO₂ osservate da SAGE II sia quella dell’ozono. Il risultato forse più rilevante fu che la modulazione quasi-biennale dell’NO₂ risultava determinante per spiegare una parte considerevole della QBO dell’ozono al di sopra di circa 30 km. Ciò rappresenta un punto fondamentale: in questa regione l’ozono non risponde alla QBO soltanto perché viene trasportato verticalmente, ma anche perché la QBO modifica le specie azotate che partecipano alla sua distruzione catalitica.
La Figura 29 rende visibile proprio questa regione di transizione. I nuclei di maggiore ampiezza si concentrano prevalentemente intorno ai 32–35 km, dove la chimica dell’azoto diventa particolarmente importante per il bilancio dell’ozono. Il forte confinamento verticale del segnale non è casuale. L’effetto prodotto dalla circolazione QBO dipende contemporaneamente dall’ampiezza della velocità verticale anomala, dal gradiente verticale della specie trasportata e dalla sua chimica locale. Soltanto dove questi fattori si combinano favorevolmente si sviluppa un’anomalia di NO₂ particolarmente intensa.
La relazione può essere compresa considerando la circolazione secondaria associata alla QBO. Quando una fascia di shear orientale discende nella stratosfera tropicale, l’equilibrio termodinamico richiede tipicamente un’anomalia di ascendenza in una parte della regione equatoriale, accompagnata da raffreddamento adiabatico; nella configurazione opposta, associata allo shear occidentale, si sviluppa una tendenza alla subsidenza relativa e al riscaldamento. Questi movimenti verticali vengono sovrapposti all’upwelling medio della circolazione di Brewer-Dobson. Una “subsidenza QBO” non implica quindi necessariamente che l’aria debba muoversi materialmente verso il basso rispetto alla superficie terrestre: può anche rappresentare una semplice riduzione della risalita climatologica. Dal punto di vista del trasporto chimico, tuttavia, ciò che conta è l’anomalia rispetto alla circolazione media, perché è questa a spostare verticalmente le superfici di concentrazione.
Politowicz e Hitchman [1997], utilizzando un modello bidimensionale della media atmosfera dotato di dinamica, radiazione, fotochimica e aerosol interattivi, mostrarono che le anomalie di moto verticale della QBO possono variare da una quasi completa soppressione dell’upwelling equatoriale fino a valori circa doppi rispetto alla circolazione media. Lo studio evidenziò inoltre che le variazioni verticali della QBO modificano significativamente la distribuzione delle specie dell’azoto dispari sopra i 30 km e che questo effetto, combinato con la dipendenza dalla temperatura delle velocità di reazione, esercita un forte controllo sulle perturbazioni dell’ozono.
Questa osservazione introduce il secondo meccanismo essenziale per interpretare la Figura 29: la QBO influenza NO₂ non soltanto trasportando NOy, ma anche modificando la ripartizione chimica fra NO e NO₂. Le anomalie di temperatura associate all’oscillazione possono cambiare le velocità delle reazioni chimiche e quindi la percentuale di azoto reattivo presente sotto forma di una specifica specie. La reazione fra NO e ozono, attraverso la quale NO viene trasformato in NO₂, rappresenta uno dei passaggi fondamentali del ciclo fotochimico dell’azoto stratosferico. Variando temperatura e concentrazione di ozono, la QBO può quindi modificare il rapporto NO/NO₂ anche senza cambiare in egual misura la quantità totale di NOy.
È per questo motivo che, al di sotto di circa 5 hPa, il segnale quasi-biennale osservato nell’NO₂ può essere più intenso di quello presente nell’NO. La circolazione verticale genera una variazione di NOy, ma l’anomalia termica della QBO amplifica successivamente la risposta dell’NO₂ attraverso una redistribuzione chimica all’interno della famiglia dell’azoto. A quote maggiori la situazione cambia: NO diventa una frazione progressivamente più importante di NOy e la risposta quasi-biennale dell’NO può risultare comparabile o persino superiore. La diversa sensibilità verticale di NO e NO₂ costituisce quindi una sorta di esperimento naturale che permette di separare, almeno concettualmente, il contributo del trasporto da quello della fotochimica.
La geometria dei nuclei mostrati nella Figura 29 è coerente con questa interpretazione. Le anomalie sono relativamente compatte e centrate soprattutto nella media stratosfera, a differenza delle ampie strutture verticalmente propaganti osservate nel vapore acqueo della Figura 27. Questa differenza è fondamentale. H₂O possiede in larga misura una memoria del trasporto e può essere portato verso l’alto dalla circolazione media, producendo strutture inclinate nel diagramma tempo–quota. NO₂ risponde invece molto più rapidamente alla chimica locale e alle condizioni termodinamiche del livello nel quale si trova. La firma della QBO appare pertanto maggiormente “agganciata” alle regioni in cui la circolazione quasi-biennale agisce su gradienti di NOy e sulla partizione fotochimica.
La periodicità osservata non deve tuttavia essere considerata una semplice conseguenza passiva della QBO dei venti. La relazione di fase fra vento, temperatura, velocità verticale e composizione cambia con la quota. Gli shear verticali della QBO sono associati ad anomalie termiche attraverso l’equilibrio del vento termico; le anomalie termiche sono a loro volta mantenute contro il rilassamento radiativo da movimenti verticali; questi movimenti avvettano i gradienti dei traccianti e la temperatura modifica simultaneamente le loro reazioni chimiche. Esiste quindi una catena causale nella quale la QBO del vento produce una QBO della circolazione e della temperatura, e queste generano infine una QBO della composizione chimica.
La forma quasi alternata dei nuclei positivi e negativi fra il 1992 e il 1999 può essere letta proprio come la proiezione chimica di questa successione dinamica. Quando una determinata fase della QBO attraversa la regione intorno ai 30–35 km, il trasporto verticale tende a produrre un’anomalia di NOy di un certo segno; circa metà ciclo più tardi, quando la fase opposta raggiunge la stessa quota, la circolazione cambia segno e viene prodotta l’anomalia opposta. Poiché il periodo della QBO varia leggermente da un ciclo all’altro, anche la distanza temporale fra i nuclei non è perfettamente uniforme.
Un’ulteriore conferma dell’importanza della QBO nell’NO₂ viene dalle precedenti osservazioni SAGE II. Le analisi riassunte nei rapporti SPARC hanno mostrato che le misure satellitari di NO₂ presentano un marcato segnale quasi-biennale nella media stratosfera. Gli studi modellistici attribuirono questa oscillazione principalmente alla variazione del trasporto dell’azoto reattivo e dimostrarono che essa costituisce a sua volta uno dei principali meccanismi chimici responsabili della componente della QBO dell’ozono sopra circa 30 km.
La relazione fra NO₂ e ozono è particolarmente interessante perché consente di distinguere due regimi verticali della QBO dell’ozono. Nella bassa stratosfera tropicale, approssimativamente fra 20 e 27 km, l’ozono aumenta rapidamente con la quota e le anomalie della QBO derivano principalmente dall’avvezione verticale diretta di questo gradiente. Una maggiore ascendenza porta verso l’alto aria relativamente povera di ozono, producendo un’anomalia negativa; una subsidenza relativa produce il comportamento opposto. Nella media stratosfera, approssimativamente fra 30 e 38 km, la situazione cambia: qui la chimica dell’ozono diventa più rapida e la modulazione di NOx e NOy assume un ruolo molto maggiore. È proprio in questa seconda regione che si collocano i massimi delle anomalie di NO₂ della Figura 29.
Questo aiuta a comprendere la famosa struttura verticale a due celle della QBO dell’ozono identificata nei dati SAGE II. Randel e Wu [1996] mostrarono che nella stratosfera tropicale e subtropicale esistono due massimi principali del segnale dell’ozono, separati da un nodo approssimativamente intorno ai 28 km. La componente inferiore è prevalentemente dinamica, mentre quella superiore è fortemente influenzata dalla chimica dell’azoto, a sua volta modulata dal trasporto QBO. La Figura 29 rappresenta quindi quasi la controparte chimica della cella superiore della QBO dell’ozono.
Questa interpretazione fu ulteriormente rafforzata dagli studi di modelli chimico-climatici. Tian et al. [2006], analizzando la QBO e la distribuzione dei traccianti in un modello accoppiato chimica–clima, mostrarono che segnali quasi-biennali possono emergere tanto nelle specie a lunga vita quanto in quelle a vita più breve, incluse O₃, NO₂ e N₂O. Il lavoro confermò che la circolazione meridionale indotta dalla QBO può produrre anomalie di trasporto coerenti e che la risposta chimica dipende fortemente dal gradiente verticale e dalla vita chimica di ciascun costituente.
L’NO₂ costituisce in questo senso un tracciante particolarmente prezioso perché occupa una posizione intermedia tra dinamica e chimica. Non è abbastanza longevo da comportarsi come CH₄ o N₂O su tutte le scale considerate, ma non è neppure così rapidamente equilibrato da perdere completamente la memoria della circolazione che modifica NOy. La sua distribuzione contiene quindi informazioni sia sulla provenienza delle masse d’aria sia sulle condizioni fotochimiche locali.
È inoltre importante ricordare che le misure della Figura 29 provengono dalle occultazioni solari al tramonto di HALOE. Questo dettaglio metodologico è cruciale nel caso dell’NO₂. La concentrazione di biossido di azoto possiede infatti un pronunciato ciclo diurno perché la radiazione solare regola la fotolisi e la ripartizione fra le varie specie di NOy. Confrontare osservazioni effettuate sempre in condizioni geometriche e fotochemicali analoghe, come quelle al tramonto, limita fortemente il rischio di confondere un cambiamento della composizione con una semplice differenza nell’ora locale di osservazione. Per uno studio della variabilità interannuale e quasi-biennale questa coerenza è indispensabile.
La presenza delle anomalie più intense intorno ai 30–36 km riflette inoltre una sorta di “zona ottimale” per la risposta dell’NO₂. Al di sotto, la distribuzione dell’azoto reattivo e le trasformazioni fra le specie assumono caratteristiche differenti; al di sopra, NO diventa progressivamente una componente dominante di NOy e la firma dell’NO₂ si modifica. L’assenza di anomalie altrettanto organizzate per tutta la colonna non deve quindi essere interpretata come una mancanza di influenza della QBO, ma come il risultato della dipendenza verticale del sistema chimico.
Alcune deboli strutture osservate più in alto, intorno ai 40–45 km, ricordano infatti che l’azione della QBO sulla chimica non termina al livello dei massimi principali. Tuttavia, la combinazione fra minori concentrazioni di NO₂, maggiore predominanza di NO e differenti tempi chimici rende il segnale più difficile da osservare direttamente. Analogamente, nella bassa stratosfera la firma di NO₂ è meno evidente di quella che emerge in altri traccianti, perché la relazione fra sorgente, trasporto e chimica è differente.
Un aspetto concettuale particolarmente importante è che un’anomalia positiva di NO₂ non deve essere interpretata automaticamente come una produzione netta di nuovo azoto nella stratosfera. Nella maggior parte dei casi illustrati dalla figura, ciò che cambia è la distribuzione dell’azoto già presente. La circolazione QBO sposta NOy verticalmente, mentre la temperatura e l’ozono determinano quale frazione di quel serbatoio si trovi sotto forma di NO₂. Si tratta quindi soprattutto di una ridistribuzione dinamico-chimica, non di una sorgente o perdita netta comparabile al segnale osservato.
Questo principio rende la Figura 29 complementare alla Figura 28 del metano. Nel CH₄ la deformazione delle isolinee permetteva di visualizzare in modo quasi geometrico la circolazione secondaria e il mescolamento subtropicale. Nell’NO₂ la stessa dinamica lascia una firma molto più indiretta, perché viene filtrata attraverso la chimica. La sequenza delle figure della sezione mostra quindi una progressione molto efficace: gli aerosol rivelano il trasporto meridionale della QBO, l’H₂O mostra la relazione fra oscillazione e upwelling, il CH₄ registra l’interazione fra circolazione, barriera subtropicale e SAO, mentre NO₂ rivela come quella stessa dinamica possa essere convertita in una perturbazione fotochimica.
La Figura 29 consente inoltre di comprendere perché l’interpretazione della QBO dell’ozono richieda necessariamente modelli chimico-dinamici e non possa essere ridotta alla sola avvezione. Politowicz e Hitchman dimostrarono che sopra circa 30 km le perturbazioni dell’azoto reattivo, insieme alla sensibilità termica delle reazioni, diventano decisive per la risposta dell’ozono. Di conseguenza, due fasi della QBO che producono velocità verticali opposte generano non soltanto differenze nel trasporto dell’O₃, ma anche condizioni chimiche differenti per la sua distruzione.
Questo meccanismo offre un eccellente esempio di feedback dinamico-chimico. Una perturbazione del vento modifica la temperatura; la temperatura e la circolazione alterano l’NO₂; la variazione di NO₂ modifica la velocità dei cicli catalitici dell’ozono; il cambiamento dell’ozono può a sua volta alterare il riscaldamento radiativo della stratosfera. In modelli completamente interattivi, quindi, dinamica, chimica e radiazione non sono compartimenti separati, ma componenti reciprocamente connesse del sistema.
Gli studi di Gray e Chipperfield avevano anticipato proprio questo quadro mostrando che un modello dotato di QBO produce variazioni interannuali importanti in numerosi gas traccia, mentre le successive analisi SAGE II e HALOE permisero di verificarlo osservativamente. La Figura 29 rappresenta una delle dimostrazioni più pulite di questa convergenza fra teoria, modellistica e osservazione satellitare.
Da un punto di vista più generale, l’alternanza osservata dal 1992 al 1999 dimostra anche la straordinaria capacità della QBO di sincronizzare processi con tempi caratteristici profondamente differenti. Le onde atmosferiche che generano la QBO possono possedere periodi di giorni; la risposta del vento evolve su una scala di oltre due anni; la circolazione secondaria modifica il trasporto su scale di mesi; le reazioni fra NO e NO₂ possono invece adattarsi molto più rapidamente. Eppure, tutti questi processi finiscono per produrre un segnale chimico coerente con la periodicità della QBO. È questa integrazione fra scale temporali diverse a rendere l’oscillazione uno dei fenomeni più affascinanti della dinamica stratosferica.
La Figura 29 deve quindi essere letta come un ponte fra la fisica della QBO e la chimica dell’ozono. Il vento zonale non compare esplicitamente nel grafico, ma la sua firma è incorporata nella successione dei nuclei di NO₂. La circolazione secondaria non è rappresentata da frecce, ma può essere ricostruita dall’alternanza delle anomalie. Le variazioni di temperatura non sono mostrate direttamente, ma sono implicite nell’amplificazione o attenuazione della partizione NO/NO₂. L’ozono non compare nella figura, ma il cambiamento delle specie azotate costituisce uno dei principali meccanismi attraverso cui la sua concentrazione viene modulata sopra i 30 km.
Nel complesso, la Figura 29 dimostra quindi che la QBO organizza periodicamente l’intero ambiente chimico della stratosfera tropicale. Le anomalie di NO₂ concentrate soprattutto fra circa 30 e 37 km derivano principalmente dall’avvezione verticale di NOy prodotta dalla circolazione secondaria quasi-biennale e dalla contemporanea modulazione fotochimica della ripartizione fra NO e NO₂. Gli studi di Gray e Chipperfield [1990], Chipperfield e collaboratori, Randel e Wu [1996], Politowicz e Hitchman [1997] e i successivi esperimenti con modelli chimico-climatici convergono nel mostrare che questi processi sono essenziali anche per spiegare la componente superiore della QBO dell’ozono.
La lezione più profonda della figura è pertanto che la QBO non può essere considerata esclusivamente un fenomeno meteorologico espresso dai venti equatoriali. La sua circolazione ridistribuisce le famiglie chimiche, le sue anomalie termiche modificano le reazioni, e l’interazione tra questi processi produce variazioni quasi-biennali dell’ozono e degli altri costituenti. Il biossido di azoto osservato da HALOE rappresenta così una sorta di “marcatore chimico” della QBO: la regolare successione di anomalie positive e negative dimostra che un’oscillazione originata dall’interazione fra onde atmosferiche e flusso medio riesce a propagare la propria influenza fino alla chimica molecolare della stratosfera. Considerata insieme alle Figure 26–28, la Figura 29 completa quindi un quadro estremamente coerente nel quale aerosol, vapore acqueo, metano e specie azotate forniscono manifestazioni differenti dello stesso principio fondamentale: la QBO è un sistema dinamico, termodinamico e chimico integrato, capace di riorganizzare periodicamente non soltanto il movimento dell’atmosfera tropicale, ma anche la sua composizione e, attraverso essa, il delicato equilibrio dell’ozono stratosferico.
6.1. QBO mesosferica: estensione verticale dell’oscillazione quasi-biennale, interazione con la SAO e ruolo delle onde di gravità
L’identificazione di una componente quasi-biennale nella mesosfera rappresenta uno dei passaggi più importanti nello sviluppo della concezione moderna della QBO, perché ha mostrato che l’influenza dell’oscillazione equatoriale non è confinata alla regione stratosferica nella quale le sue caratteristiche fasce di vento orientale e occidentale risultano più evidenti. Le prime conoscenze della struttura verticale della QBO derivavano principalmente dalle serie di radiosondaggi equatoriali, disponibili dagli anni Cinquanta ma limitate approssimativamente ai primi 30 km dell’atmosfera, e successivamente dalle osservazioni rocketsonde condotte presso stazioni situate intorno a 8°N e 8°S, capaci di raggiungere circa 60 km. Questi dati avevano permesso di documentare con grande precisione la propagazione discendente della QBO nella stratosfera, ma lasciavano largamente inesplorata la mesosfera superiore. L’avvento dell’Upper Atmosphere Research Satellite, UARS, e in particolare dello strumento High Resolution Doppler Imager, HRDI, modificò profondamente questa situazione. A partire dal novembre 1991, HRDI fornì misure quasi globali del vento orizzontale nella stratosfera, nella mesosfera e nella bassa termosfera, permettendo per la prima volta di studiare in maniera sistematica la continuità dinamica tra la QBO stratosferica, l’oscillazione semiannuale mesosferica e la variabilità interannuale dell’alta mesosfera. La validazione delle misure HRDI attraverso radar MF, razzi e altre osservazioni indipendenti rappresentò un elemento essenziale per rendere affidabili le successive interpretazioni dinamiche.
Le osservazioni HRDI mostrarono immediatamente che il quadro dinamico dell’atmosfera equatoriale cambia profondamente con la quota. Tra circa 16 e 40 km domina la classica QBO stratosferica, caratterizzata da regimi alternati di vento orientale e occidentale che propagano lentamente la propria fase verso il basso. La sintesi di Baldwin et al. [2001] colloca il nucleo principale della QBO fra circa 16 e 50 km e indica un periodo medio prossimo a 28 mesi, pur sottolineando la considerevole variabilità della durata dei singoli cicli. La QBO costituisce quindi un esempio paradigmatico di flusso medio oscillante generato da onde i cui periodi sono molto più brevi rispetto al periodo dell’oscillazione risultante. Salendo oltre la stratopausa, tuttavia, il comportamento cambia: fra circa 55 e 85 km la variabilità equatoriale del vento è dominata dalla Semiannual Oscillation, SAO, che produce due principali cicli di inversione del vento ogni anno e raggiunge ampiezze molto superiori al debole ciclo annuale equatoriale.
Fu proprio la possibilità di separare statisticamente queste componenti a rivelare qualcosa di inatteso. Burrage et al. [1996], analizzando più di tre anni di misure HRDI, mostrarono che, una volta rimossi i contributi annuale e semiannuale, nella mesosfera equatoriale emergeva una variazione molto intensa con periodo vicino a due anni. Tale oscillazione raggiungeva ampiezze dell’ordine di 30 m s⁻¹, era centrata approssimativamente fra 80 e 85 km e possedeva una struttura latitudinale e verticale simile a quella della SAO mesosferica. Ancora più importante, essa presentava una relazione di fase con la QBO stratosferica. Osservazioni indipendenti ottenute dal radar MF di Christmas Island, presso 2°N, confermarono la presenza della stessa variabilità, rafforzando considerevolmente l’interpretazione del segnale come fenomeno atmosferico reale e non come artefatto del campionamento satellitare. Questa componente fu definita Mesospheric QBO, o MQBO.
Il significato della scoperta era profondo. Fino a quel momento la QBO era stata considerata principalmente una caratteristica della stratosfera tropicale, mentre le osservazioni HRDI suggerivano che la sua influenza potesse ricomparire nell’alta mesosfera dopo una regione intermedia nella quale la SAO e altri processi rendono più difficile seguire direttamente la fase quasi-biennale. Non si deve però immaginare la MQBO come una semplice prosecuzione verticale delle fasce stratosferiche di vento orientale e occidentale. I dati mostravano infatti una relazione di fase molto più complessa. Nel quadro descritto da Baldwin et al. [2001], la componente mesosferica intorno agli 85 km risultava approssimativamente in opposizione di fase rispetto alla QBO stratosferica a circa 40 hPa e si estendeva fino a circa 30° di latitudine. Questo comportamento suggeriva fin dall’inizio che il collegamento fra stratosfera e mesosfera dovesse avvenire attraverso un processo di mediazione ondulatoria, piuttosto che mediante la propagazione verticale diretta della stessa struttura del vento.
L’incertezza principale delle prime osservazioni riguardava la brevità della serie HRDI. Un record di pochi anni contiene soltanto un numero limitato di cicli QBO e non è sufficiente, da solo, per dimostrare in maniera statisticamente robusta una connessione causale fra la QBO stratosferica e quella mesosferica. Garcia et al. [1997], utilizzando osservazioni rocketsonde, radar MF, HRDI e dati del Solar Mesosphere Explorer, costruirono una climatologia dettagliata della SAO tropicale e trovarono evidenze di una modulazione della sua componente mesosferica da parte della QBO stratosferica. In particolare, la fase orientale della SAO mesosferica tendeva a risultare più intensa quando profondi venti occidentali erano presenti nella stratosfera sottostante. La relazione era evidente nei dati HRDI e radar fra il 1992 e il 1995, ma non risultava perfettamente valida in tutti gli anni disponibili, mostrando che l’accoppiamento QBO–SAO non è deterministico e può essere perturbato dalla variabilità delle sorgenti ondulatorie, dalla stagione e dallo stato della circolazione di fondo.
Questa apparente irregolarità è in realtà fisicamente plausibile. La mesosfera equatoriale è una regione estremamente dinamica nella quale coesistono SAO, maree atmosferiche, onde di gravità, onde planetarie e variabilità interannuale. La QBO stratosferica modifica le condizioni attraverso le quali queste perturbazioni devono propagarsi, ma la risposta finale dipende anche dallo spettro delle onde disponibili. Se, per esempio, l’attività convettiva tropicale modifica la quantità e la distribuzione delle onde di gravità generate nella troposfera, due cicli della QBO con venti stratosferici apparentemente simili possono produrre risposte mesosferiche differenti. La relazione fra QBO e MQBO deve quindi essere concepita come un problema di filtraggio selettivo dello spettro ondulatorio, non come una semplice correlazione fra due serie di venti.
L’interpretazione fisica più influente fu sviluppata attraverso gli esperimenti modellistici di Mayr et al. [1997]. Utilizzando un modello spettrale della media atmosfera e una parametrizzazione delle onde di gravità, gli autori mostrarono che uno spettro di onde propaganti verticalmente poteva generare simultaneamente oscillazioni quasi-biennali nella stratosfera e nell’alta mesosfera. Nel modello, la QBO stratosferica presentava propagazione di fase verso il basso e, pur risultando inizialmente più debole di quella osservata, acquisiva un periodo più realistico quando venivano modificate le proprietà della diffusività atmosferica. Soprattutto, il modello generava una seconda componente quasi-biennale nell’alta mesosfera, qualitativamente simile a quella identificata nelle osservazioni HRDI e radar.
La chiave del meccanismo è rappresentata dai livelli critici. Un’onda di gravità che si propaga verticalmente possiede una determinata velocità di fase orizzontale. Ciò che determina la sua propagazione non è però soltanto questa velocità assoluta, bensì la velocità dell’onda rispetto al vento di fondo. Quando il vento medio si avvicina alla velocità di fase dell’onda, la velocità di fase intrinseca diminuisce e l’onda può incontrare un livello critico. In prossimità di questo livello essa tende a essere assorbita, dissipata o a rompersi, trasferendo la propria quantità di moto al flusso medio. Una struttura di venti orientali e occidentali come quella della QBO agisce quindi come un filtro selettivo: onde con determinate velocità di fase vengono assorbite nella stratosfera, mentre altre riescono a oltrepassarla e continuano la propagazione verso la mesosfera.
Quando la QBO cambia fase, cambia anche la selezione. Durante un regime stratosferico occidentale possono essere filtrate preferenzialmente alcune componenti dello spettro e trasmesse altre; durante un regime orientale la selezione si inverte. La mesosfera riceve quindi un flusso di quantità di moto la cui composizione dipende dallo stato della QBO molte decine di chilometri più in basso. Poiché la densità atmosferica diminuisce rapidamente con l’altezza, l’ampiezza delle onde sopravvissute tende a crescere man mano che esse salgono. Nell’alta mesosfera possono infine raggiungere la saturazione, diventare instabili e rompersi, depositando la propria quantità di moto. È questa deposizione complementare a produrre accelerazioni del vento mesosferico di segno legato al filtraggio sottostante.
La stratosfera si comporta quindi come una sorta di selettore dinamico. Non è necessario che la fascia di vento QBO osservata a 25–30 km si propaghi direttamente fino a 85 km. È sufficiente che essa determini quali onde possano attraversarla. L’informazione sulla fase della QBO viene trasmessa verso l’alto dallo spettro ondulatorio stesso. Questa interpretazione spiega anche perché la MQBO possa risultare in opposizione di fase rispetto alla QBO stratosferica: il vento mesosferico non rappresenta la continuazione dello stesso regime stratosferico, bensì la risposta alla quantità di moto depositata dalle onde che la stratosfera ha lasciato passare.
Il modello di Mayr et al. produsse proprio questo tipo di comportamento. Oltre alla QBO stratosferica, compariva un massimo quasi-biennale nell’alta mesosfera e una complessa inversione della fase verticale. Lo stesso quadro modellistico mostrava anche che le onde di gravità potevano contribuire alla SAO mesosferica, stabilendo quindi un legame naturale fra QBO, MQBO e oscillazione semiannuale. Successivi esperimenti della stessa famiglia di modelli indicarono che la QBO può invertire fase vicino ai 70 km e mantenere un’ampiezza significativa nell’alta mesosfera, mentre il filtraggio operato dalla QBO alle quote inferiori è in grado di spiegare una parte importante della forte variabilità interannuale osservata nella SAO. La relazione è inoltre reciproca: anche la SAO può modificare le condizioni attraverso le quali si sviluppa la QBO, evidenziando che le due oscillazioni fanno parte dello stesso sistema di interazioni onda–flusso medio.
Il concetto di filtraggio ondulatorio è importante anche per comprendere perché l’ampiezza della QBO sia difficile da definire nella fascia compresa approssimativamente fra 40 e 70 km. Nella stratosfera inferiore e media, la QBO può essere riconosciuta facilmente grazie alla regolare propagazione discendente delle fasce di vento. Intorno alla stratopausa e nella mesosfera inferiore, invece, essa si sovrappone alla SAO, all’oscillazione annuale, alle maree e a una notevole attività ondulatoria. La variabilità osservata non può quindi essere attribuita univocamente alla QBO. È per questo motivo che la Figura 30 della rassegna originale non assegna un’ampiezza della QBO alla regione fra circa 40 e 70 km: il problema non è l’assenza di variabilità quasi-biennale, ma l’ambiguità nel separarla dinamicamente dalle altre oscillazioni dominanti.
La Figura 30 fornisce comunque una sintesi estremamente utile della distribuzione verticale delle principali oscillazioni equatoriali. Il ciclo annuale è relativamente debole nella stratosfera, con ampiezze dell’ordine di pochi metri al secondo. La QBO stratosferica emerge invece chiaramente fra circa 16 e 40 km e raggiunge un massimo prossimo a 20 m s⁻¹ attorno a 25 km. Al di sotto, nella troposfera, la sua ampiezza diretta nel vento zonale equatoriale diventa molto piccola; questo non significa che la QBO non possa influenzare la troposfera, ma che il segnale medio zonale del vento non conserva la stessa struttura forte e regolare della stratosfera. Nella regione mesosferica superiore ricompare invece una variabilità quasi-biennale di notevole ampiezza, ma prodotta attraverso il meccanismo indiretto di filtraggio ondulatorio descritto sopra.
Questa distinzione tra presenza diretta dell’oscillazione e influenza dell’oscillazione è essenziale. Nella stratosfera, la QBO costituisce il flusso oscillante stesso. Nella mesosfera, invece, parte della variabilità quasi-biennale può essere interpretata come risposta alla modulazione dello spettro ondulatorio da parte della QBO sottostante. La MQBO è quindi un esempio particolarmente elegante di accoppiamento verticale “non locale”: una regione atmosferica modifica il comportamento di un’altra senza che sia necessario un trasporto materiale diretto fra le due.
Gli sviluppi successivi alla rassegna di Baldwin et al. hanno rafforzato questo quadro. Garcia e Richter [2019], utilizzando il Whole Atmosphere Community Climate Model, hanno analizzato in dettaglio il bilancio della quantità di moto della QBO e confermato l’importanza congiunta delle onde equatoriali risolte e delle onde di gravità mesoscalari nel sostenere l’oscillazione. Il risultato è particolarmente rilevante per la MQBO, perché la corretta simulazione del filtraggio stratosferico richiede una rappresentazione realistica dell’intero spettro ondulatorio: se il modello sottostima le onde di gravità, può riprodurre in modo errato non soltanto la QBO stratosferica ma anche la quantità di moto che raggiunge la mesosfera.
Anche l’interazione fra QBO e SAO ha ricevuto nuove conferme. Garcia [2023] ha mostrato che ampiezza, stagionalità e struttura latitudinale della SAO nella stratosfera superiore e nella mesosfera inferiore cambiano sistematicamente con la fase della QBO. Questo risultato riprende e consolida su basi modellistiche e osservative più estese le indicazioni già emerse dalle serie HRDI e radar degli anni Novanta: la SAO non costituisce semplicemente una oscillazione stagionale indipendente, ma viene modulata dallo stato quasi-biennale della stratosfera sottostante.
Analisi ancora più recenti basate su rianalisi estese a tutta l’atmosfera hanno ulteriormente ampliato il concetto di accoppiamento verticale. Uno studio pubblicato nel 2025 utilizzando la rianalisi JAWARA per il periodo 2004–2023 ha evidenziato una risposta della mesosfera e della bassa termosfera alla QBO stratosferica coerente con un meccanismo in due stadi: dapprima la QBO modula direttamente il vento dell’alta mesosfera attraverso la trasmissione selettiva delle onde; successivamente, le modificazioni della circolazione mesosferica alterano anche la propagazione della marea diurna migrante, estendendo l’influenza fino alla bassa termosfera. Ciò suggerisce che il principio illustrato originariamente dal Plate 6 — il trasferimento verticale dell’informazione QBO mediante onde — possa continuare ben al di sopra degli 80–90 km.
Le osservazioni della mesosfera forniscono oggi evidenze indipendenti di questo collegamento. Un’analisi di 22 anni di misure TIMED/SABER pubblicata nel 2026 ha individuato risposte alla QBO sia nelle emissioni OH dell’alta mesosfera sia nell’energia potenziale delle onde di gravità. In particolare, l’indice QBO a 30 hPa produceva una risposta mesosferica più forte rispetto all’indice a 50 hPa, risultato interpretato come indicazione del ruolo dei venti della stratosfera superiore nel controllo del filtraggio ai livelli critici. Questo tipo di evidenza è particolarmente importante perché estende le conclusioni delle osservazioni HRDI originali su intervalli temporali molto più lunghi e attraverso variabili mesosferiche indipendenti dal solo vento zonale.
La MQBO costituisce quindi un esempio paradigmatico di come l’atmosfera debba essere considerata un sistema verticalmente integrato. Le onde di gravità possono essere generate nella troposfera da convezione profonda, sistemi frontali, instabilità dei jet, orografia e numerosi altri processi. Propagandosi verso l’alto trasportano energia e quantità di moto. La QBO stratosferica seleziona quali componenti dello spettro riescano a passare; la mesosfera riceve quindi un flusso ondulatorio già “codificato” dalla struttura dei venti sottostanti. Quando queste onde dissipano nell’alta mesosfera, il segnale della QBO viene convertito nuovamente in accelerazione del flusso medio. In tal modo, un fenomeno la cui manifestazione più evidente si trova a 20–30 km può influenzare venti situati a 80–90 km.
Questo meccanismo contribuisce anche a spiegare perché la MQBO non debba avere necessariamente la stessa ampiezza, la stessa fase o una perfetta regolarità da un ciclo all’altro. La risposta dipende dall’intensità e dallo spettro delle onde generate sotto la stratosfera, dall’evoluzione della SAO, dalle maree, dalla stagione e dalla struttura termica dell’atmosfera. La QBO fornisce il filtro, ma ciò che emerge al di sopra del filtro dipende anche dal segnale che lo attraversa. È quindi ragionevole aspettarsi una correlazione sostanziale ma non perfetta fra QBO stratosferica e MQBO, esattamente come suggerivano già le prime eccezioni osservate nei dati radar del 1990–1991.
L’importanza delle onde di gravità in questo problema possiede anche conseguenze cruciali per la modellistica climatica. Molte di queste onde hanno scale spaziali inferiori alla risoluzione dei modelli globali e devono quindi essere parametrizzate. Una parametrizzazione che rappresenti male la distribuzione delle velocità di fase, il flusso di quantità di moto o la dissipazione delle onde può alterare il periodo e l’ampiezza della QBO, modificare la SAO e produrre una risposta mesosferica irrealistica. La capacità di un modello “whole atmosphere” di riprodurre contemporaneamente QBO stratosferica, SAO e MQBO rappresenta quindi un test molto severo della sua fisica ondulatoria.
Da questo punto di vista, la MQBO è molto più di una curiosità mesosferica. Essa costituisce una verifica osservativa del principio fondamentale di wave–mean flow interaction che è alla base della stessa QBO. Nella stratosfera le onde depositano quantità di moto e generano l’oscillazione; contemporaneamente il vento generato filtra le onde successive; le onde che sopravvivono raggiungono la mesosfera e modificano il vento a quote superiori. Il sistema possiede quindi una naturale struttura a cascata verticale, nella quale il flusso medio e le onde si influenzano reciprocamente a ogni livello.
Il Plate 6 discusso nella sezione precedente offre una rappresentazione visiva particolarmente efficace di questa dinamica. Nel pannello superiore la QBO appare chiaramente fra 20 e 40 km, mentre la SAO domina da circa 55 a 85 km. Eliminando statisticamente l’oscillazione annuale e quella semiannuale, nel pannello inferiore emerge una componente quasi-biennale centrata vicino agli 80–85 km. Le frecce ondulate che collegano le due regioni rappresentano precisamente il meccanismo di trasmissione: non una propagazione diretta del vento, ma onde di gravità ascendenti il cui spettro è controllato dalla QBO stratosferica. Le osservazioni di Burrage et al. [1996], la climatologia di Garcia et al. [1997], gli esperimenti di Mayr et al. [1997] e le analisi successive convergono nel considerare questo filtraggio selettivo come la spiegazione più coerente della connessione mesosferica.
Il quadro scientifico che emerge è dunque profondamente diverso da una concezione della QBO come fenomeno confinato alla stratosfera equatoriale. Il suo nucleo dinamico rimane certamente nella stratosfera, dove l’alternanza dei venti e la propagazione discendente sono più intense e regolari, ma le conseguenze della QBO si estendono verticalmente molto oltre questa regione. Sopra la stratopausa, la QBO modifica la SAO e la trasmissione delle onde di gravità; nell’alta mesosfera genera una risposta quasi-biennale del vento; ancora più in alto può condizionare le maree e contribuire alla variabilità della bassa termosfera. La moderna visione della MQBO è quindi quella di un accoppiamento verticale mediato dalle onde, nel quale la stratosfera agisce come un filtro dinamico tra le sorgenti ondulatorie inferiori e la risposta mesosferica superiore.
In conclusione, la QBO mesosferica rappresenta una delle manifestazioni più eloquenti dell’interconnessione dell’atmosfera terrestre. Le prime osservazioni HRDI mostrarono una variabilità quasi-biennale di grande ampiezza intorno agli 80–85 km, confermata indipendentemente dai radar equatoriali; Garcia et al. dimostrarono la modulazione della SAO da parte della QBO; Mayr et al. fornirono una spiegazione dinamica basata sul filtraggio selettivo e sulla rottura complementare delle onde di gravità; gli studi successivi con modelli climatici dell’intera atmosfera, rianalisi e osservazioni satellitari a lungo termine hanno progressivamente rafforzato questo paradigma. La MQBO mostra quindi che il significato fisico della QBO non risiede soltanto nella successione dei venti orientali e occidentali della stratosfera, ma nella sua capacità di regolare l’intero flusso verticale di quantità di moto ondulatoria attraverso l’atmosfera tropicale. In questo senso la QBO è non soltanto una oscillazione stratosferica, ma uno dei principali organizzatori dell’accoppiamento verticale fra stratosfera, mesosfera e, almeno indirettamente, bassa termosfera.
6.2. Effetto della QBO sulla troposfera extratropicale: vortice polare, propagazione delle onde planetarie, NAM e accoppiamento stratosfera–superficie
L’influenza della Quasi-Biennial Oscillation sulla troposfera extratropicale costituisce uno degli aspetti più affascinanti della dinamica atmosferica, perché dimostra come un’oscillazione il cui nucleo principale si trova nella stratosfera tropicale possa contribuire a modificare la circolazione invernale delle medie e alte latitudini e, in determinate condizioni, lasciare una firma riconoscibile fino alla superficie terrestre. Il collegamento non avviene attraverso una semplice propagazione diretta del vento equatoriale verso il basso o verso i poli, ma attraverso una complessa catena di interazioni nella quale la QBO modifica la struttura del vento zonale stratosferico, altera le condizioni di propagazione delle onde planetarie generate nella troposfera, influenza l’intensità del vortice polare e modifica infine la probabilità di determinati regimi troposferici. La ricerca sviluppata successivamente ai lavori pionieristici di Holton e Tan ha mostrato che questo processo costituisce una delle principali vie attraverso le quali la stratosfera tropicale può comunicare con la troposfera extratropicale. La relazione statistica fra fase della QBO e intensità del vortice polare invernale viene oggi comunemente indicata come Holton–Tan effect e rimane uno degli esempi fondamentali di teleconnessione tropicale–polare nella media atmosfera. Una revisione dettagliata di Anstey e Shepherd [2014] ha confermato che l’influenza della QBO sulle alte latitudini è robustamente presente nelle osservazioni, sebbene la sua intensità e i meccanismi attraverso cui si realizza possano variare considerevolmente tra un inverno e l’altro.
Il punto di partenza fisico del collegamento è rappresentato dal ruolo del vento zonale stratosferico come guida d’ondaper le onde planetarie di Rossby che vengono generate prevalentemente nella troposfera extratropicale. Le grandi strutture orografiche, i contrasti terra–oceano e le perturbazioni della corrente a getto producono onde planetarie che possono propagarsi verticalmente verso la stratosfera quando il campo del vento medio soddisfa determinate condizioni dinamiche. La QBO, pur essendo centrata sulle basse latitudini, modifica il gradiente meridionale del vento e della vorticità potenziale e quindi altera il percorso attraverso il quale queste onde possono propagarsi verso le alte latitudini. In una configurazione QBO orientale nella bassa-media stratosfera tropicale, la struttura del waveguide tende in media a favorire una maggiore rifrazione dell’attività ondulatoria verso il vortice polare; ciò aumenta la deposizione di quantità di moto associata alle onde, decelera i venti occidentali polari e rende il vortice più debole e più perturbabile. Nella fase occidentale della QBO, al contrario, le condizioni tendono statisticamente a essere più favorevoli a un vortice polare intenso e relativamente stabile. Questa relazione, pur non essendo deterministica, rappresenta il nucleo del meccanismo Holton–Tan. Gli studi moderni sottolineano però che il dettaglio della propagazione delle onde, il livello verticale più importante della QBO e l’interazione con altre sorgenti di variabilità rimangono questioni dinamicamente complesse.
Il fatto che questa modulazione possa estendersi sotto la tropopausa era già stato suggerito dalle prime analisi osservative. Angell e Korshover [1975] avevano individuato una relazione tra il vento zonale equatoriale a 50 hPa e la posizione del vortice dell’emisfero settentrionale nei pressi dei 300 hPa, cioè in prossimità della tropopausa. Holton e Tan [1980] estesero il problema fino alla superficie mostrando che i compositi del geopotenziale a 1000 hPa differivano sistematicamente tra le due fasi della QBO. La Figura 31 della rassegna riprende proprio questo tipo di analisi per il periodo 1964–1996 e mostra una configurazione caratterizzata da anomalie opposte tra regioni polari e medie-basse latitudini. Il pattern è riconducibile a una variazione dell’intensità del vortice polare e, nella sua manifestazione superficiale, ricorda fortemente le principali modalità anulari della circolazione boreale. Il significato di questa somiglianza è profondo: suggerisce che la QBO non genera necessariamente una nuova configurazione dinamica troposferica, ma tende piuttosto a modulare la probabilità e l’ampiezza di un modo di variabilità che la troposfera-stratosfera possiede già naturalmente.
Questo principio permette di comprendere perché il segnale superficiale della QBO risulti generalmente più debole e meno regolare di quello stratosferico. La troposfera extratropicale è dominata da una forte variabilità interna, associata alle perturbazioni barocline, alla posizione dei jet, alle storm tracks e all’interazione oceano-atmosfera. Un forcing proveniente dalla stratosfera non determina quindi in maniera univoca il tempo meteorologico alla superficie; modifica piuttosto le probabilità relative dei differenti stati dinamici. La QBO può predisporre la stratosfera verso un vortice più forte o più debole, ma la realizzazione concreta di tale risposta dipende contemporaneamente dall’attività delle onde troposferiche, dall’ENSO, dalla variabilità del Pacifico e dell’Atlantico, dal ciclo solare, dalla presenza di aerosol vulcanici e dalla variabilità interna dell’atmosfera. Gray et al. [2018] hanno evidenziato proprio questo carattere condizionale: il classico rapporto Holton–Tan è evidente in alcuni periodi e molto più debole in altri, e la risposta dipende anche dall’interazione della QBO con ENSO e ciclo solare.
Il lavoro pionieristico di Boville [1984, 1986] fornì una delle prime dimostrazioni modellistiche del fatto che modificazioni apparentemente confinate alla stratosfera possono alterare il flusso troposferico fino alla superficie. Variando la struttura dei venti zonali alle alte latitudini in un modello di circolazione generale, Boville osservò cambiamenti non soltanto nella stratosfera ma anche nella troposfera, accompagnati da modificazioni della struttura delle onde planetarie. Il punto centrale era che la stratosfera costituisce parte del “contenitore dinamico” entro cui si propagano le onde troposferiche. Se la struttura del vento stratosferico cambia, cambia anche la possibilità per le onde di propagarsi verticalmente, essere riflesse, assorbite o confinate nella troposfera. Di conseguenza, il bilancio di quantità di moto delle onde cambia anche ai livelli inferiori.
Questo meccanismo anticipava una concezione oggi fondamentale: la stratosfera influenza la troposfera non necessariamente attraverso una forza esercitata direttamente verso il basso, ma modificando le condizioni al contorno dinamiche della propagazione ondulatoria. Le onde planetarie vengono generate principalmente nella troposfera, salgono nella stratosfera, interagiscono con il vortice e possono successivamente modificare la convergenza del flusso di Eliassen-Palm a quote inferiori. La circolazione troposferica risponde quindi a una riorganizzazione del proprio stesso campo ondulatorio. È un processo profondamente bidirezionale: la troposfera forza la stratosfera attraverso le onde, mentre lo stato della stratosfera retroagisce sulla propagazione di quelle stesse onde.
Kodera et al. [1990] mostrarono un’altra manifestazione di questa interazione osservando che anomalie del vento presenti nella stratosfera superiore delle medie latitudini all’inizio dell’inverno tendevano, nei mesi successivi, a spostarsi verso il polo e verso quote progressivamente inferiori. Tale comportamento non deve essere interpretato come una semplice “discesa” materiale del vento stratosferico. Si tratta piuttosto di una successione dinamica nella quale la perturbazione del flusso zonale modifica la propagazione delle onde ai livelli sottostanti; queste modificazioni cambiano a loro volta la convergenza della quantità di moto ondulatoria e generano una nuova perturbazione del vento più in basso. Ripetuto nel tempo, il processo produce l’apparenza di un segnale che si propaga verso il basso e verso il polo.
Questo tipo di propagazione discendente è diventato uno dei concetti centrali dello studio dell’accoppiamento stratosfera–troposfera. Baldwin e Dunkerton [2001] mostrarono successivamente, utilizzando osservazioni, che grandi anomalie della circolazione stratosferica possono comparire dapprima a quote molto elevate, propagarsi progressivamente verso la bassa stratosfera e essere seguite da regimi troposferici anomali persistenti. Nei circa sessanta giorni successivi agli eventi stratosferici più intensi, le anomalie della pressione superficiale assumono spesso una configurazione simile all’Arctic Oscillation e alla North Atlantic Oscillation; cambiano inoltre la posizione delle storm tracks e le probabilità relative di condizioni meteorologiche estreme alle medie latitudini. Questo risultato rappresentò una svolta perché dimostrò che la stratosfera poteva fornire informazioni predittive utili sulla probabilità dei regimi troposferici successivi.
Il collegamento con la QBO avviene perché la QBO costituisce uno dei fattori che precondizionano l’intensità del vortice polare. Durante gli inverni caratterizzati da QBO orientale nella bassa-media stratosfera, il vortice tende statisticamente a essere più debole e più disturbato, con maggiore probabilità di condizioni compatibili con valori negativi del Northern Annular Mode stratosferico. La QBO occidentale tende invece a essere associata a un vortice più intenso e a una configurazione più positiva del NAM. È importante sottolineare ancora una volta che si tratta di una modulazione probabilistica e non di una relazione deterministica: una QBO orientale non implica necessariamente un riscaldamento stratosferico improvviso, così come una QBO occidentale non garantisce un vortice forte per tutto l’inverno.
Per comprendere pienamente questo legame è necessario introdurre il concetto di Northern Annular Mode, NAM. Nigam [1990], studiando le EOF del vento zonale medio zonale, aveva individuato un modo dominante caratterizzato da un dipolo meridionale molto profondo, con un nodo vicino ai 40–45°N. Il ramo polare del dipolo rappresentava essenzialmente variazioni dell’intensità del vortice polare, mentre il ramo a latitudini inferiori descriveva cambiamenti di segno opposto nel getto zonale. Baldwin et al. [1994], applicando la singular value decomposition al geopotenziale troposferico e al vento zonale, mostrarono che questa struttura non era confinata alla stratosfera ma si estendeva dalla superficie fino ai livelli superiori a 10 hPa.
Thompson e Wallace [1998, 2000] inserirono questi risultati in un quadro ancora più generale, mostrando che il principale modo di variabilità dell’emisfero settentrionale extratropicale presenta una struttura profondamente anulare e verticalmente coerente. Alla superficie, il NAM assume una configurazione simile all’Arctic Oscillation, mentre nel settore atlantico la sua proiezione ricorda fortemente la NAO. Le fasi positive del NAM sono associate a pressione relativamente bassa nell’Artico e alta alle medie latitudini, a un vortice polare e a venti occidentali più forti e a una posizione mediamente più settentrionale del getto e delle storm tracks. Le fasi negative presentano il comportamento opposto.
L’importanza di questo concetto per la QBO risiede nel fatto che la risposta atmosferica non deve essere concepita come una sequenza di pattern indipendenti a ogni quota. La stessa modalità anulare può estendersi dalla stratosfera alla troposfera. Se la QBO modifica l’ampiezza del NAM nella stratosfera attraverso il vortice polare, essa può potenzialmente modificare anche la probabilità che il sistema troposferico evolva verso la stessa fase del modo anulare. Questo fornisce una spiegazione fisica molto più coerente della firma superficiale individuata già da Holton e Tan.
La relazione fra NAM e riscaldamenti stratosferici improvvisi rafforza ulteriormente il quadro. I major SSW corrispondono a perturbazioni estreme del vortice polare e producono tipicamente una forte fase negativa del NAM stratosferico. Baldwin e Dunkerton mostrarono che, quando tali anomalie sono ampie e persistenti, possono propagarsi verso il basso fino alla superficie in un intervallo medio dell’ordine di alcune settimane. Il loro celebre studio successivo del 2001 evidenziò che questi eventi stratosferici precedono variazioni statisticamente significative della NAO, dell’AO, delle storm tracks e della frequenza delle perturbazioni alle medie latitudini.
La comprensione moderna dell’accoppiamento stratosfera–troposfera ha ulteriormente precisato come il vortice polare possa influenzare il getto troposferico. Kidston et al. [2015] hanno sintetizzato numerosi studi osservativi e modellistici mostrando che un rafforzamento del vortice stratosferico tende ad accompagnarsi a uno spostamento verso il polo del jet troposferico e delle storm tracks, mentre un indebolimento del vortice tende a favorirne lo spostamento verso l’equatore. Il segnale può persistere per settimane, molto più a lungo della tipica durata delle singole perturbazioni sinottiche, perché la troposfera possiede feedback interni — in particolare quelli associati ai transient eddies — capaci di mantenere o amplificare la risposta iniziale.
La stratosfera non impone quindi semplicemente una perturbazione dall’alto: induce una piccola modifica del getto troposferico, alla quale le perturbazioni barocline rispondono redistribuendo quantità di moto. Questo feedback degli eddies può rendere la risposta troposferica molto più persistente della perturbazione iniziale. Da qui deriva uno degli aspetti più importanti per la previsione stagionale: anche una modulazione stratosferica relativamente modesta può produrre un cambiamento statisticamente significativo della probabilità di regimi meteorologici persistenti.
Le analisi più recenti della risposta superficiale della QBO hanno inoltre mostrato che non esiste un unico percorso attraverso il quale l’oscillazione tropicale raggiunge la superficie. Gray et al. [2018] hanno proposto di distinguere almeno tre vie: una via polare, una via subtropicale e una via tropicale. La via polare corrisponde al meccanismo classico Holton–Tan: la QBO modifica la propagazione delle onde planetarie, altera il vortice polare e il segnale discende successivamente verso la troposfera. La via subtropicale coinvolge invece la circolazione meridionale secondaria associata alla QBO e le anomalie di temperatura e shear nei pressi del jet subtropicale, che possono influenzare direttamente la crescita e il ciclo vitale delle onde sinottiche troposferiche. La via tropicale passa attraverso la modulazione della temperatura della tropopausa, della stabilità statica e della convezione tropicale, con possibili conseguenze sulle teleconnessioni extratropicali.
Questa distinzione è particolarmente utile perché consente di comprendere alcune differenze stagionali della risposta superficiale. Gray et al. [2018] hanno confermato che in gennaio le condizioni di QBO occidentale sono associate a un pattern della pressione al livello del mare simile alla fase positiva della NAO e che questa risposta di metà inverno è principalmente collegata alla modulazione del vortice stratosferico, cioè alla via polare. Il massimo segnale si verifica quando i venti occidentali della QBO occupano una fascia verticale relativamente profonda, approssimativamente fra 10 e 70 hPa. Gli stessi autori hanno tuttavia identificato risposte differenti in dicembre e nel tardo inverno, più sensibili rispettivamente alla struttura della QBO intorno a 20 hPa e nella bassa stratosfera prossima a 70 hPa. Ciò dimostra che il livello QBO più importante dipende dalla stagione e dal percorso dinamico considerato.
La risposta superficiale della QBO non può quindi essere rappresentata adeguatamente classificando gli inverni soltanto in base al vento equatoriale a un singolo livello, per esempio 50 hPa. La struttura verticale della QBO contiene informazioni dinamicamente importanti. Una fase occidentale confinata a una sottile fascia di quota può produrre effetti diversi rispetto a una fase occidentale profonda che attraversa gran parte della bassa e media stratosfera. Per questo motivo gli approcci moderni utilizzano frequentemente EOF del profilo verticale del vento equatoriale o indici multipli, anziché una semplice classificazione binaria QBO-E/QBO-W.
Anche la variabilità naturale rappresenta un limite importante alla robustezza statistica. Anstey e Shepherd [2014] hanno sottolineato che il meccanismo Holton–Tan interagisce con ENSO, ciclo solare e altre forme di variabilità interannuale e che non è ancora possibile descrivere l’accoppiamento QBO–vortice come una relazione universale di ampiezza costante. Gray et al. [2018] hanno inoltre mostrato che la forza della relazione osservata cambia in differenti sottoperiodi della serie storica. Questo significa che l’assenza di una risposta forte in un particolare inverno non contraddice l’esistenza del meccanismo fisico: riflette la sovrapposizione fra numerosi forcing e la natura caotica della circolazione troposferica.
Questa complessità è particolarmente evidente nel rapporto fra QBO e SSW. La QBO orientale tende mediamente a rendere il vortice più disturbato e può aumentare la probabilità di condizioni favorevoli a un major warming, ma la genesi di un SSW richiede comunque un’intensa propagazione di onde planetarie dalla troposfera. La QBO può predisporre il waveguide, ma non può creare da sola la perturbazione se la troposfera non fornisce sufficiente attività ondulatoria. Questa distinzione fra precondizionamento stratosferico e forcing troposferico effettivo rappresenta uno degli aspetti centrali della moderna teoria dell’accoppiamento stratosfera–troposfera.
Il ruolo della stratosfera nella previsione substagionale e stagionale deriva precisamente da questo carattere persistente. Mentre le condizioni meteorologiche troposferiche perdono rapidamente memoria delle condizioni iniziali, il vortice stratosferico e la QBO evolvono su scale temporali molto più lunghe. Una volta che il vortice subisce una perturbazione intensa, il segnale può persistere abbastanza a lungo da modificare le probabilità dei regimi troposferici nelle settimane successive. Baldwin e Dunkerton [2001] mostrarono che forti anomalie stratosferiche precedono variazioni della probabilità della NAO e dell’AO fino a circa due mesi dopo l’evento. È proprio questa memoria relativamente lunga a conferire alla stratosfera un potenziale valore predittivo.
La sintesi di Kidston et al. [2015] ha successivamente chiarito che la risposta riguarda non soltanto la pressione superficiale, ma anche la posizione delle correnti a getto, le storm tracks e quindi la distribuzione statistica delle precipitazioni e delle temperature alle medie latitudini. Nel settore Nord Atlantico–europeo, dove la variabilità della NAO domina gran parte del clima invernale, anche una modesta variazione della probabilità delle fasi positive o negative può avere conseguenze climatiche significative. Una configurazione assimilabile a NAM/NAO positiva tende generalmente a essere accompagnata da un getto atlantico più intenso e settentrionale, mentre una fase negativa tende a favorire uno spostamento verso sud e una maggiore possibilità di blocchi alle alte latitudini. La QBO può pertanto contribuire, indirettamente, alla probabilità di tali configurazioni attraverso il proprio effetto sul vortice stratosferico.
È tuttavia importante evitare di attribuire alla QBO un potere predittivo eccessivo. La QBO costituisce uno dei numerosi fattori che modulano la circolazione boreale. ENSO, MJO, copertura nevosa, ghiaccio marino, stato dell’oceano Atlantico e Pacifico, attività solare e variabilità interna interagiscono tutti con il sistema. Gray et al. [2018] sottolineano infatti che la comprensione meccanicistica della risposta superficiale rimane incompleta e che le tre vie — polare, subtropicale e tropicale — possono operare contemporaneamente, rendendo difficile separare nettamente il contributo di ciascuna.
Da una prospettiva dinamica più generale, il collegamento QBO–troposfera mostra che la distinzione tradizionale fra “stratosfera” e “tempo troposferico” è molto meno netta di quanto si pensasse. La stratosfera non è semplicemente uno strato superiore passivo: la sua struttura dei venti modifica il percorso delle onde, determina in parte quanto efficacemente esse possano depositare quantità di moto alle alte latitudini e condiziona così il comportamento del vortice. La troposfera, a sua volta, genera le onde che guidano gran parte della variabilità del vortice stesso. Ne risulta un sistema accoppiato nel quale causalità verso l’alto e verso il basso coesistono.
La QBO offre un esempio eccezionalmente utile di questo sistema perché possiede una relativa prevedibilità: le sue fasce di vento propagano lentamente verso il basso e la fase può essere prevista diversi mesi in anticipo. Se si conosce la fase e la struttura verticale della QBO, è quindi possibile stimare una delle condizioni di fondo che influenzeranno il vortice polare nel successivo inverno. La capacità di tradurre questa informazione in previsione superficiale dipende però dalla corretta rappresentazione delle onde planetarie e dell’accoppiamento stratosfera–troposfera nei modelli. Proprio per questo i moderni sistemi stagionali includono una stratosfera ben risolta e, sempre più spesso, una QBO simulata o inizializzata realisticamente.
Il quadro che emerge dalla ricerca successiva alla rassegna originale è dunque coerente con le intuizioni di Holton e Tan, ma molto più articolato. La QBO modifica il waveguide stratosferico; la distribuzione delle onde planetarie cambia; il vortice polare può essere rafforzato o indebolito; il segnale assume la struttura del NAM stratosferico; quando l’anomalia è sufficientemente intensa e persistente, il sistema troposferico tende a rispondere attraverso modifiche del getto e delle storm tracks; alla superficie compare infine un pattern vicino all’AO/NAO. Gli studi di Baldwin e Dunkerton [2001], Anstey e Shepherd [2014], Kidston et al. [2015] e Gray et al. [2018] hanno progressivamente consolidato questo schema, pur sottolineando la natura probabilistica e fortemente dipendente dallo stato atmosferico dell’intero processo.
La conclusione più importante è quindi che la QBO rappresenta uno dei meccanismi attraverso cui la stratosfera tropicale può contribuire alla variabilità meteorologica delle medie e alte latitudini. La sua influenza non avviene mediante un semplice trasferimento diretto di energia verso la superficie, ma attraverso la modulazione delle onde planetarie, del vortice polare e dei modi anulari della circolazione. Il NAM fornisce il linguaggio dinamico che collega questi livelli: nella stratosfera misura essenzialmente la forza del vortice, mentre nella troposfera e alla superficie descrive la posizione e l’intensità dei principali flussi occidentali extratropicali. Se la QBO modifica il NAM stratosferico, e se un’anomalia NAM sufficientemente persistente può propagarsi dinamicamente verso il basso, allora una firma superficiale della QBO diventa non soltanto plausibile ma fisicamente coerente. La QBO deve pertanto essere considerata non come un fenomeno confinato ai tropici, ma come uno degli elementi della rete di teleconnessioni che collegano tropici, stratosfera polare e troposfera extratropicale, contribuendo a modulare su scala stagionale la probabilità dei principali regimi atmosferici dell’inverno boreale.
Figura 30 – Distribuzione verticale delle principali oscillazioni equatoriali del vento: QBO stratosferica e mesosferica, SAO e accoppiamento dinamico della media atmosfera
La Figura 30 costituisce una sintesi particolarmente efficace della struttura verticale della variabilità del vento zonale equatoriale, perché permette di osservare come la relativa importanza delle differenti oscillazioni atmosferiche cambi profondamente passando dalla bassa stratosfera alla stratopausa e quindi alla mesosfera. Invece di rappresentare l’evoluzione temporale dei venti, come avveniva nel Plate 6, la figura mostra sull’asse verticale l’altitudine, dalla bassa atmosfera fino a circa 100 km, e sull’asse orizzontale l’ampiezza caratteristica delle principali componenti periodiche del vento zonale, espressa in metri al secondo. Sono distinti cinque contributi: la QBO stratosferica, indicata come SQBO; la Semiannual Oscillation stratosferica, SSAO; la Semiannual Oscillation mesosferica, MSAO; la QBO mesosferica, MQBO; e la componente annuale, rappresentata dalla curva tratteggiata. La figura, originariamente sintetizzata da Baldwin et al. [2001], combina inoltre sorgenti osservative differenti: la MQBO deriva dalle osservazioni UARS/HRDI di Burrage et al. [1996], la struttura della SAO deriva principalmente dalle osservazioni rocketsonde di Ascension Island analizzate da Hirota [1978], mentre il ciclo annuale è basato sulla COSPAR International Reference Atmosphere. Non si tratta pertanto di un unico profilo misurato simultaneamente da un singolo strumento, ma di una sintesi climatologica costruita per confrontare la scala verticale e l’ampiezza dei principali regimi oscillatori dell’atmosfera equatoriale.
Il primo aspetto che emerge con grande chiarezza è l’esistenza di una marcata stratificazione dinamica della media atmosfera tropicale. Non esiste infatti un’unica oscillazione dominante a tutte le quote. La QBO raggiunge il proprio massimo nella media stratosfera; la SAO diventa dominante in prossimità della stratopausa, diminuisce nella mesosfera intermedia e raggiunge un secondo massimo nell’alta mesosfera; infine, una nuova componente quasi-biennale appare vicino alla mesopausa. La Figura 30 mostra quindi che l’atmosfera equatoriale è organizzata verticalmente in differenti regimi di variabilità, ma tali regimi non sono indipendenti. Al contrario, sono collegati dal trasporto verticale di quantità di moto da parte delle onde e dalle interazioni tra onde e flusso medio che rappresentano uno dei principi fondamentali della dinamica della media atmosfera.
Nella parte inferiore della figura domina la SQBO, ossia la Quasi-Biennial Oscillation stratosferica. La sua ampiezza diventa apprezzabile al di sopra della tropopausa tropicale, intorno a 15–16 km, cresce rapidamente con la quota e raggiunge un massimo vicino ai 25 km, dove il profilo rappresentato nella figura si avvicina a circa 20 m s⁻¹. Successivamente l’ampiezza diminuisce procedendo verso la stratosfera superiore, fino alla regione intorno ai 35–40 km. Questo profilo è coerente con la descrizione classica della QBO riportata da Baldwin et al. [2001], secondo cui l’oscillazione domina la variabilità del vento zonale nella stratosfera equatoriale approssimativamente tra 16 e 50 km e presenta un periodo medio vicino a 28 mesi. Le bande alternate di vento orientale e occidentale non vengono prodotte da un’oscillazione libera del vento, ma dal trasferimento di quantità di moto da parte di onde atmosferiche propaganti verticalmente, le quali possiedono periodi molto più brevi rispetto alla QBO stessa.
Il massimo della SQBO attorno ai 20–30 km non è casuale. In questa regione convergono efficacemente i flussi verticali di quantità di moto associati alle onde equatoriali e alle onde di gravità, mentre la densità dell’atmosfera è sufficientemente bassa da consentire alle perturbazioni di raggiungere ampiezze rilevanti. La propagazione verticale delle onde avviene inoltre all’interno di un campo di vento che varia continuamente con la fase della stessa QBO. Le onde che si propagano verso est e verso ovest vengono quindi assorbite o dissipate selettivamente a differenti quote, e la quantità di moto depositata accelera alternativamente il flusso medio in senso occidentale o orientale. Questo meccanismo di feedback tra onde e vento medio produce la caratteristica propagazione discendente delle fasce QBO.
La ricerca più recente ha ulteriormente precisato che non esiste un’unica categoria di onde responsabile dell’intero forcing. Le simulazioni con il Whole Atmosphere Community Climate Model analizzate da Garcia e Richter [2019] mostrano che onde equatoriali esplicitamente risolte e onde di gravità mesoscalari parametrizzate forniscono contributi comparabili al bilancio di quantità di moto della QBO. Le onde di Kelvin possono fornire una parte molto importante dell’accelerazione occidentale, mentre il forcing della fase orientale deriva da una combinazione più complessa di onde propaganti verso ovest e onde di gravità. Questa visione moderna rafforza il messaggio implicito della Figura 30: l’ampiezza verticale della QBO è il risultato del bilancio tra numerose popolazioni ondulatorie, la loro dissipazione e l’upwelling tropicale della circolazione di Brewer-Dobson.
Al di sotto di circa 15 km, la curva della SQBO converge verso ampiezze molto piccole. Ciò non significa che la QBO sia incapace di esercitare qualsiasi influenza sulla troposfera, ma indica che la sua firma diretta nel vento zonale medio equatoriale diventa molto meno evidente rispetto alla stratosfera. Nella troposfera tropicale il flusso è dominato dalla convezione, dalla circolazione di Walker, dall’ENSO, dalla Madden–Julian Oscillation, dalle onde equatoriali e da numerosi altri processi. La QBO può modulare alcuni di questi fenomeni, ma non appare come una grande oscillazione zonale coerente di circa 20 m s⁻¹ analoga a quella della media stratosfera. La Figura 30 deve quindi essere interpretata come una rappresentazione dell’ampiezza diretta del vento zonale medio, non come una misura dell’insieme degli effetti climatici esercitati dalla QBO a ogni quota.
Salendo oltre circa 40 km si entra in un regime profondamente differente. La SSAO, ossia la componente stratosferica della Semiannual Oscillation, aumenta rapidamente di ampiezza e raggiunge il proprio massimo nei pressi della stratopausa, approssimativamente tra 45 e 50 km. La figura suggerisce valori dell’ordine di 30 m s⁻¹ o poco superiori, quindi nettamente maggiori dell’ampiezza tipica della QBO stratosferica. La SAO consiste in un’alternanza di venti orientali e occidentali con periodicità di circa sei mesi e rappresenta il principale modo di variabilità del vento zonale equatoriale nella stratosfera superiore.
Già le osservazioni rocketsonde di Ascension Island analizzate da Hirota [1978] avevano mostrato l’esistenza di una forte oscillazione semiannuale e l’importanza delle onde equatoriali nel suo mantenimento. Hirota identificò onde compatibili con onde di Kelvin caratterizzate da periodi intorno a dieci giorni e suggerì che il trasporto di quantità di moto occidentale associato a queste perturbazioni svolgesse un ruolo importante nella generazione delle inversioni semiannuali del vento. La SSAO non deve quindi essere concepita semplicemente come una conseguenza termica della variazione stagionale dell’insolazione, bensì come una circolazione il cui mantenimento dipende fortemente dal forcing dinamico delle onde.
Gli studi successivi hanno ampliato considerevolmente questa interpretazione. Sassi e Garcia [1997], utilizzando un modello equatoriale forzato dalla convezione tropicale, mostrarono che onde di Kelvin e onde inerziali-gravità di scala intermedia possono fornire fra circa un quarto e metà del forcing necessario alla fase occidentale della SAO vicino alla stratopausa, mentre una parte ulteriore è fornita dalle onde di Kelvin planetarie. Nella mesosfera l’importanza delle onde di scala intermedia diventa ancora maggiore. Osservazioni successive hanno quantificato anche il contributo delle onde di gravità alla SSAO, suggerendo valori dell’ordine del 30–50% dell’accelerazione osservata durante lo sviluppo di alcune fasi occidentali, con una marcata variabilità da un ciclo all’altro.
La presenza di questo massimo vicino alla stratopausa può essere compresa considerando che numerose onde equatoriali generate nella troposfera riescono a propagarsi attraverso la stratosfera e raggiungono questa regione, dove vengono progressivamente assorbite o dissipate. Il campo di vento della QBO sottostante ne modifica inoltre la propagazione. QBO e SAO non costituiscono quindi due oscillazioni completamente indipendenti: la QBO può filtrare le onde che contribuiscono alla SAO, mentre la struttura del vento della SAO può a sua volta modificare la propagazione delle onde verso le quote superiori. Questa interazione spiega anche perché, come abbiamo visto nella Figura 28 per il metano, la struttura e la velocità di discesa della SAO possano variare con la fase della QBO.
Procedendo oltre il massimo stratosferico della SAO, la Figura 30 mostra una diminuzione molto pronunciata dell’ampiezza verso circa 60–65 km. Questo minimo verticale è una caratteristica fondamentale della SAO tropicale. Le osservazioni storiche di Ascension Island avevano già suggerito che la Semiannual Oscillation possiede due distinti massimi verticali: uno in prossimità della stratopausa e uno nell’alta mesosfera, separati da un minimo intorno ai 60–65 km. Analisi successive hanno confermato questa struttura.
Il minimo non deve essere interpretato come una completa scomparsa della SAO. Piuttosto, esso evidenzia una transizione fra due regioni in cui differenti combinazioni di onde, dissipazione e circolazione media producono massimi separati dell’oscillazione. La fase stessa della SAO cambia con la quota: la componente mesosferica può risultare quasi opposta rispetto a quella della stratopausa. Ciò dimostra ancora una volta che non stiamo osservando una singola massa di aria che oscilla rigidamente dalla stratosfera alla mesosfera, ma una risposta locale del vento medio alla convergenza verticale dei flussi di quantità di moto ondulatoria.
Al di sopra del minimo compare infatti la MSAO, cioè la Semiannual Oscillation mesosferica. La sua ampiezza cresce rapidamente fra circa 70 e 80 km e raggiunge un massimo dell’ordine di 30 m s⁻¹ nell’alta mesosfera. Questo secondo massimo è comparabile in ampiezza a quello della SSAO, ma i meccanismi relativi di forcing differiscono in parte. Le onde di gravità assumono nella mesosfera un ruolo particolarmente importante perché la diminuzione esponenziale della densità atmosferica produce una crescita della loro ampiezza durante la propagazione verso l’alto. Le onde possono così raggiungere la saturazione, rompersi e trasferire quantità di moto al vento medio.
La climatologia della SAO costruita utilizzando rocketsonde, radar MF, HRDI e osservazioni satellitari ha confermato l’esistenza di una forte componente mesosferica e ha evidenziato il suo collegamento con quella stratosferica. La MSAO è quindi un eccellente esempio di come l’intera media atmosfera debba essere considerata un sistema accoppiato verticalmente. Le onde generate molto più in basso attraversano diversi regimi di vento, vengono filtrate selettivamente e infine depositano il proprio momento laddove diventano instabili. Il vento osservato a 80 km conserva così informazioni sulla struttura dinamica degli strati atmosferici attraversati dalle onde.
È proprio sopra questa regione che compare la componente forse più sorprendente della Figura 30: la MQBO, cioè la Quasi-Biennial Oscillation mesosferica. Il profilo mostra un massimo intorno agli 85–90 km con un’ampiezza che si avvicina a 30 m s⁻¹. Le osservazioni HRDI di Burrage et al. [1996] furono decisive per identificare questo fenomeno. Analizzando più di tre anni di dati del vento zonale nella mesosfera e nella bassa termosfera, gli autori individuarono una variazione con periodo vicino ai due anni e ampiezza prossima a 30 m s⁻¹, caratterizzata da una struttura verticale e latitudinale simile a quella della MSAO. La presenza della stessa oscillazione nelle osservazioni radar di Christmas Island fornì un’importante conferma indipendente.
Il valore vicino a 30 m s⁻¹ mostrato nella Figura 30 è notevole. Significa che la variabilità quasi-biennale dell’alta mesosfera può raggiungere un’ampiezza comparabile o addirittura superiore a quella della classica QBO stratosferica. Ma questo non implica che la QBO stratosferica aumenti semplicemente la propria ampiezza dopo essersi propagata verticalmente fino a 90 km. La SQBO e la MQBO sono separate nella figura proprio perché il loro collegamento è dinamicamente più complesso.
Tra circa 40 e 70 km, infatti, la Figura 30 non mostra una curva continua della QBO. Questa assenza è molto importante e non deve essere interpretata come prova che la variabilità quasi-biennale scompaia completamente. Baldwin et al. [2001] sottolineano esplicitamente che in questa fascia altimetrica non viene tracciata un’ampiezza della QBO perché è difficile determinare quale parte della variabilità osservata appartenga realmente alla QBO. La stratosfera superiore e la mesosfera inferiore sono dominate dalla SAO e da una forte attività ondulatoria; separare statisticamente una componente quasi-biennale da queste oscillazioni sovrapposte è quindi molto più incerto rispetto alla media stratosfera.
Questo “vuoto” rappresentato graficamente fra SQBO e MQBO è dunque concettualmente prezioso. La Figura 30 non sta proponendo una QBO continua che possieda semplicemente due massimi verticali. Sta distinguendo un’oscillazione stratosferica ben definita da una risposta quasi-biennale mesosferica che viene probabilmente generata attraverso la modulazione delle onde propaganti verticalmente. È precisamente il meccanismo illustrato nel Plate 6.
La spiegazione teorica più convincente della MQBO si basa sul filtraggio selettivo delle onde di gravità da parte dei venti della QBO stratosferica. Le onde che risalgono dalla troposfera possiedono differenti velocità di fase. Durante una determinata fase della QBO, alcune incontrano livelli critici nella stratosfera e vengono dissipate, mentre altre riescono ad attraversare la regione. Quando la fase del vento QBO si inverte, cambia anche lo spettro delle onde che può continuare verso l’alto. L’alta mesosfera riceve quindi alternativamente differenti flussi netti di quantità di moto, e la loro dissipazione genera una variazione del vento con periodicità quasi-biennale.
Gli esperimenti numerici di Mayr et al. [1997] fornirono un sostegno importante a questa interpretazione. Un modello della media atmosfera forzato da onde di gravità riuscì a produrre una QBO stratosferica e contemporaneamente una componente quasi-biennale nell’alta mesosfera. Il modello generava inoltre una SAO con due massimi verticali. Per la QBO, l’ampiezza simulata nella stratosfera risultava inferiore a quella osservata ma il modello produceva comunque una MQBO qualitativamente simile alle osservazioni UARS. Riducendo la diffusività, il periodo della QBO simulata aumentava fino a circa 30 mesi e l’ampiezza diventava più realistica.
Questi risultati dimostrano che QBO e SAO possono emergere da uno stesso quadro concettuale di interazione fra onde e flusso medio. Le differenze nella periodicità non richiedono necessariamente meccanismi fisici completamente indipendenti: derivano dalla diversa distribuzione verticale del forcing, dalla stagionalità dell’atmosfera e dal modo in cui le onde vengono filtrate e dissipate. La stratosfera e la mesosfera funzionano quindi come una successione di filtri e regioni di deposizione del momento ondulatorio.
Il confronto fra MQBO e MSAO nella Figura 30 è particolarmente istruttivo perché entrambe raggiungono ampiezze elevate in una fascia altimetrica relativamente simile, grosso modo 80–90 km. Questo significa che il vento della mesopausa non può essere interpretato considerando una sola oscillazione. Il campo reale nasce dalla sovrapposizione della forte oscillazione semiannuale e della modulazione interannuale quasi-biennale. Nel Plate 6, infatti, la MQBO diventava chiaramente visibile soltanto dopo aver rimosso statisticamente la componente annuale e la SAO.
Gli studi successivi hanno mostrato che la MQBO può essere interpretata anche come una modulazione quasi-biennale della MSAO, piuttosto che come un’oscillazione completamente indipendente. De Wit et al. [2013], analizzando una lunga serie di venti mesosferici sopra Ascension Island, confermarono la presenza di un segnale QBO alle quote della mesopausa ma osservarono che esso non è necessariamente uniforme durante tutto l’anno. Una parte importante della variabilità appare come modulazione quasi-biennale della fase orientale della MSAO, specialmente in prossimità dell’equinozio di marzo. Questo risultato aiuta a interpretare correttamente la sovrapposizione delle due curve nella Figura 30: la MQBO e la MSAO non devono essere pensate come fenomeni completamente separati, perché la prima può manifestarsi proprio modificando l’ampiezza e la struttura della seconda.
Anche la componente annuale, rappresentata dalla curva tratteggiata, è scientificamente importante. Nella stratosfera tropicale la sua ampiezza rimane relativamente modesta, dell’ordine di circa 5 m s⁻¹ secondo la sintesi di Baldwin et al. [2001]. Questo comportamento differisce nettamente dalle alte latitudini, dove il ciclo stagionale del vento zonale rappresenta la variabilità dominante. La debolezza relativa dell’oscillazione annuale all’equatore è legata alla simmetria stagionale della forzante solare e alla particolare dinamica tropicale, che favorisce invece componenti come la QBO e la SAO.
Con l’aumentare della quota, la componente annuale diventa comunque più evidente, pur rimanendo in genere inferiore alle grandi ampiezze della SAO e della MQBO nella regione della mesopausa. Il confronto visivo fra la curva tratteggiata e quelle delle altre oscillazioni permette quindi di comprendere quanto la dinamica equatoriale differisca da quella extratropicale: in un ampio intervallo della media atmosfera, la variabilità più forte non è associata al semplice ciclo delle stagioni, ma a oscillazioni generate e mantenute dall’interazione fra onde e vento medio.
La Figura 30 illustra inoltre molto bene il motivo per cui la dinamica della media atmosfera non può essere compresa considerando separatamente le diverse fasce altimetriche. Una perturbazione convettiva nella troposfera può generare onde di gravità o onde equatoriali; queste propagano quantità di moto verso l’alto; il vento della SQBO decide quali componenti possano attraversare la stratosfera; la SSAO modifica ulteriormente il filtro vicino alla stratopausa; le onde che sopravvivono raggiungono la mesosfera, dove contribuiscono alla MSAO e alla MQBO. È quindi possibile costruire una vera e propria catena verticale di causalità dinamica che collega sorgenti troposferiche e venti prossimi alla mesopausa.
Tale principio spiega anche perché la rappresentazione delle onde di gravità sia tanto importante nei modelli globali. Molte di queste onde possiedono scale orizzontali troppo piccole per essere risolte esplicitamente dai modelli climatici tradizionali e devono essere parametrizzate. Una descrizione errata del loro spettro di velocità di fase o del flusso di quantità di moto può produrre una QBO troppo debole, una SAO irrealistica e un accoppiamento stratosfera–mesosfera errato. Il lavoro di Garcia e Richter [2019] dimostra che, persino nei moderni modelli ad alta risoluzione verticale, il bilancio della QBO deriva da una combinazione delicata fra onde risolte e parametrizzate.
La Figura 30 deve quindi essere letta non soltanto come una classificazione delle oscillazioni, ma come una rappresentazione indiretta della distribuzione verticale del forcing ondulatorio. Il massimo della SQBO intorno ai 25 km indica una regione nella quale il forcing quasi-biennale è particolarmente efficace; il massimo della SSAO vicino alla stratopausa identifica una regione di forte deposizione semiannuale di quantità di moto; il minimo vicino ai 60–65 km segnala una transizione dinamica; i massimi della MSAO e della MQBO nell’alta mesosfera mostrano infine dove le onde sopravvissute alla propagazione attraverso gli strati inferiori possono produrre nuovamente grandi accelerazioni del vento medio.
È altrettanto importante ricordare che i valori rappresentati sono ampiezze caratteristiche climatologiche, non limiti rigidi che debbano essere raggiunti in ogni anno. L’intensità della QBO varia da ciclo a ciclo, così come quella della SAO. La convezione tropicale, la distribuzione delle sorgenti di onde, il ciclo stagionale e lo stato dei venti sottostanti possono modificare considerevolmente il forcing. La figura offre quindi una struttura media di riferimento, non una previsione dell’ampiezza in un particolare mese o anno.
La lunga prospettiva osservativa successiva alle prime misure HRDI ha comunque confermato l’esistenza di una connessione quasi-biennale nelle quote mesosferiche. Le osservazioni satellitari e radar riportate negli studi successivi hanno rilevato segnali QBO sia nei venti sia nelle temperature della mesosfera. Ciò rafforza la validità concettuale della parte superiore della Figura 30, pur mostrando che la reale MQBO possiede una maggiore complessità stagionale e interannuale rispetto alla semplice curva schematica.
Il confronto fra la Figura 30 e il Plate 6 risulta pertanto estremamente istruttivo. Il Plate 6 descriveva il sistema nel piano tempo–quota e permetteva di osservare la propagazione discendente della SQBO, l’alternanza rapida della SAO e la comparsa di un segnale mesosferico quasi-biennale. La Figura 30 elimina invece la dimensione temporale e risponde a una domanda diversa: a quale quota ciascuna oscillazione raggiunge la propria massima importanza dinamica?La risposta è nettamente stratificata. La QBO stratosferica domina soprattutto nella media stratosfera, la SAO stratosferica raggiunge il massimo alla stratopausa, la SAO mesosferica domina presso la mesopausa e la QBO mesosferica raggiunge anch’essa ampiezze molto elevate nell’alta mesosfera.
Proprio questa successione verticale costituisce il messaggio scientifico fondamentale della figura. L’atmosfera equatoriale non può essere suddivisa in strati indipendenti, ciascuno dotato della propria oscillazione. La SQBO modifica le onde che alimentano i livelli superiori; la SSAO e la MSAO dipendono dalla propagazione di onde attraverso i venti sottostanti; la MQBO emerge come risposta interannuale al filtraggio esercitato soprattutto dalla QBO stratosferica. Le differenti curve costituiscono quindi manifestazioni di un unico sistema dinamico interconnesso, governato dal trasporto verticale di quantità di moto.
In conclusione, la Figura 30 fornisce una sintesi quasi paradigmatica della dinamica della media atmosfera tropicale. La SQBO raggiunge il proprio massimo intorno ai 25 km con ampiezza prossima a 20 m s⁻¹; la SSAO cresce rapidamente verso la stratopausa e raggiunge valori dell’ordine di 30 m s⁻¹; la SAO diminuisce nella mesosfera intermedia e riemerge come MSAO con un secondo massimo prossimo agli 80 km; infine la MQBO osservata da UARS/HRDI raggiunge un massimo vicino agli 85–90 km con ampiezze che possono avvicinarsi a 30 m s⁻¹. Fra circa 40 e 70 km la componente QBO non è rappresentata perché la sovrapposizione con la forte SAO e con altre forme di variabilità rende incerta una separazione quantitativa affidabile, non perché l’influenza quasi-biennale sia necessariamente assente.
Considerata insieme agli studi di Hirota [1978], Burrage et al. [1996], Mayr et al. [1997], Baldwin et al. [2001] e alla successiva modellistica di Garcia e Richter [2019], la Figura 30 mostra dunque che la QBO e la SAO sono parti di un sistema verticale di oscillazioni mantenute e accoppiate dalle onde atmosferiche. Il suo significato più profondo non risiede soltanto nei singoli massimi di ampiezza, ma nel rivelare come la quantità di moto generata e trasportata dalle onde venga continuamente filtrata, redistribuita e depositata a quote differenti. La stratosfera equatoriale, la stratopausa e la mesosfera risultano così dinamicamente connesse: ciò che avviene nella QBO a 20–30 km contribuisce a determinare quali onde raggiungano 50, 80 o 90 km, mentre la dissipazione di quelle onde crea a sua volta nuove oscillazioni del vento. La Figura 30 rappresenta quindi una delle sintesi più efficaci del carattere profondamente verticale della circolazione atmosferica equatoriale e del ruolo centrale dell’interazione onde–flusso medio nel collegare QBO stratosferica, SAO e QBO mesosferica in un unico sistema dinamico.
Figura 31 – La firma superficiale della QBO: modulazione del vortice polare, Northern Annular Mode e accoppiamento stratosfera–troposfera
La Figura 31 rappresenta uno dei risultati più importanti nell’interpretazione della Quasi-Biennial Oscillation come fenomeno capace di estendere la propria influenza ben oltre la stratosfera tropicale. La mappa mostra infatti la differenza del geopotenziale a 1000 hPa tra gli inverni caratterizzati dalla fase occidentale e quelli caratterizzati dalla fase orientale della QBO, cioè un composito Westerly minus Easterly, W–E, costruito utilizzando i dati NCEP del periodo 1964–1996 e le medie mensili di dicembre, gennaio e febbraio. Il significato fisico del grafico è quindi molto preciso: ogni isolinea indica quanto, mediamente, il geopotenziale della troposfera prossima alla superficie differisca quando la stratosfera equatoriale si trova nella fase occidentale rispetto alla fase orientale della QBO. La presenza di una struttura spaziale organizzata, anziché di differenze casualmente distribuite, costituisce già di per sé un’importante indicazione dell’esistenza di un collegamento dinamico fra la QBO tropicale, la stratosfera polare e la circolazione extratropicale superficiale.
L’aspetto più evidente della figura è costituito dal vasto nucleo di anomalie negative che occupa una parte considerevole dell’Artico e delle alte latitudini dell’emisfero settentrionale. I valori raggiungono localmente circa −20 o −30 m, soprattutto nel settore artico-canadese e groenlandese, mentre alle medie latitudini compaiono anomalie prevalentemente positive, particolarmente evidenti sul settore europeo, nord-atlantico e in altre regioni dell’emisfero. Poiché il composito è definito come QBO occidentale meno QBO orientale, le anomalie negative polari indicano che, mediamente, durante la fase occidentale della QBO il geopotenziale a 1000 hPa sulle regioni artiche è inferiore rispetto alla fase orientale. Viceversa, le anomalie positive alle medie latitudini indicano geopotenziali relativamente maggiori durante la QBO occidentale. La struttura risultante è quindi sostanzialmente dipolare: basse anomalie alle alte latitudini e anomalie di segno opposto più a sud.
Questa configurazione ricorda fortemente la fase positiva del Northern Annular Mode, NAM, e della sua manifestazione superficiale comunemente denominata Arctic Oscillation, AO. Nella fase positiva del NAM la pressione e il geopotenziale risultano relativamente bassi sull’Artico e più elevati alle medie latitudini, mentre il gradiente meridionale di pressione aumenta e i venti occidentali che circondano la regione polare tendono a rafforzarsi. Il contrario avviene durante la fase negativa. La somiglianza fra il pattern della Figura 31 e il NAM è pertanto di notevole importanza concettuale: suggerisce che la QBO non generi necessariamente una nuova modalità di circolazione superficiale, ma possa modulare un modo naturale e intrinseco di variabilità già presente nel sistema atmosfera. È proprio questo concetto che divenne centrale nei lavori di Thompson e Wallace e, successivamente, negli studi sull’accoppiamento stratosfera–troposfera.
Il settore nord-atlantico della Figura 31 presenta inoltre una chiara somiglianza con la North Atlantic Oscillation, NAO. Nel composito W–E, la tendenza verso geopotenziali più bassi alle alte latitudini e più elevati a sud può essere interpretata come una maggiore probabilità di condizioni assimilabili a una fase positiva della NAO durante la QBO occidentale. Il punto è stato confermato da analisi molto più lunghe e metodologicamente sofisticate. Gray et al. [2018], utilizzando dati dal 1958 al 2016 e tecniche di regressione capaci di distinguere meglio l’influenza della QBO da altre sorgenti di variabilità, hanno mostrato che nel mese di gennaio la QBO occidentale nella media-bassa stratosfera è associata a una risposta della pressione al livello del mare simile alla NAO positiva, con pressione anormalmente bassa nella regione polare e rafforzamento dell’alta subtropicale atlantica. Gli autori hanno inoltre mostrato che tale risposta è strettamente associata alla modulazione dell’intensità del vortice polare stratosferico.
La Figura 31 deve quindi essere interpretata all’interno del classico effetto Holton–Tan, identificato originariamente da Holton e Tan [1980]. Questi autori mostrarono che la fase della QBO equatoriale è statisticamente associata a differenze sistematiche nella circolazione invernale delle alte latitudini. Durante la fase orientale della QBO, il vortice polare stratosferico boreale tende mediamente a essere più debole e più caldo, mentre durante la fase occidentale tende a essere più forte, più freddo e più zonalmente simmetrico. Questa relazione è stata analizzata e confermata in numerosi studi successivi ed è oggi considerata una delle principali teleconnessioni fra tropici e alte latitudini della stratosfera, pur rimanendo soggetta a una notevole variabilità interannuale. La revisione di Anstey e Shepherd [2014] sottolinea proprio che il collegamento QBO–vortice è robustamente osservato, ma che la sua intensità dipende dal livello verticale considerato, dallo stato della circolazione e dall’interazione con altri fattori, tra cui ENSO e ciclo solare.
Il meccanismo fisico fondamentale non consiste in un trasferimento diretto dei venti della QBO dall’equatore al polo. La QBO modifica piuttosto la struttura del waveguide stratosferico, cioè l’ambiente dinamico nel quale si propagano le grandi onde planetarie di Rossby generate nella troposfera extratropicale. Queste onde nascono principalmente dall’interazione del flusso occidentale con l’orografia, dai forti contrasti termici terra–oceano e dalla variabilità delle correnti a getto. Quando le condizioni del vento medio sono favorevoli, esse possono propagarsi verticalmente dalla troposfera alla stratosfera, trasportando energia e quantità di moto.
La fase della QBO altera i gradienti meridionali del vento zonale e della vorticità potenziale nella stratosfera subtropicale, modificando la rifrazione delle onde. Nella configurazione classica del meccanismo Holton–Tan, le condizioni QBO orientali tendono a favorire una maggiore propagazione o rifrazione delle onde planetarie verso le alte latitudini, dove la loro dissipazione deposita quantità di moto orientale e decelera il vortice polare. Le condizioni QBO occidentali tendono invece, in media, a ridurre tale disturbo del vortice e a favorire una circolazione polare più intensa. Gray et al. [2018] definiscono questo percorso la “polar route”, distinguendolo da ulteriori vie subtropicali e tropicali attraverso le quali la QBO può influenzare la troposfera.
La Figura 31 rappresenta quindi, in un certo senso, l’ultimo anello di una catena dinamica che comincia nella stratosfera tropicale. La sequenza concettuale può essere descritta senza immaginare una propagazione materiale della QBO verso la superficie: la fase della QBO modifica il waveguide; cambia la propagazione delle onde planetarie; cambia il forcing ondulatorio sul vortice polare; cambia l’intensità del vortice; l’anomalia del vortice modifica il NAM stratosferico; infine, se tale anomalia è sufficientemente ampia e persistente, la struttura anulare può estendersi verso quote inferiori e raggiungere la troposfera e la superficie. È quindi una propagazione dinamica dell’anomalia della circolazione, non la discesa fisica della stessa massa d’aria dalla stratosfera fino al suolo.
Il lavoro fondamentale di Baldwin e Dunkerton [2001] fornì una delle dimostrazioni osservative più chiare di questo processo. Gli autori mostrarono che grandi anomalie della circolazione stratosferica, inizialmente presenti a quote molto elevate, possono progressivamente comparire nella bassa stratosfera e successivamente essere seguite da regimi troposferici anomali. Nei circa sessanta giorni successivi agli eventi stratosferici più intensi, le anomalie medie della pressione superficiale mostrano una notevole somiglianza con il pattern dell’Arctic Oscillation; cambiano inoltre la probabilità di estremi dell’AO e della NAO, la posizione delle storm tracks e la probabilità di tempeste alle medie latitudini. Questo risultato ha contribuito in maniera decisiva a trasformare la stratosfera da semplice regione superiore dell’atmosfera a componente rilevante della prevedibilità meteorologica su scala substagionale.
Il NAM offre un linguaggio particolarmente utile per descrivere tale propagazione verso il basso perché possiede una struttura verticale profonda. Nella stratosfera, il NAM misura principalmente le variazioni dell’intensità del vortice polare: una fase positiva corrisponde generalmente a un vortice forte e venti occidentali intensi, mentre una fase negativa corrisponde a un vortice debole o fortemente disturbato. Scendendo nella troposfera, la stessa modalità si manifesta attraverso cambiamenti della posizione e dell’intensità del jet extratropicale, della pressione superficiale e delle storm tracks. La continuità verticale del NAM permette quindi a una perturbazione inizialmente stratosferica di proiettarsi su un modo troposferico che esiste già naturalmente.
In questo senso, il pattern della Figura 31 non dovrebbe essere interpretato come un’impronta superficiale rigida e invariabile della QBO, ma come uno spostamento statistico della distribuzione delle possibili fasi del NAM. Durante QBO occidentale aumenta mediamente la probabilità relativa di uno stato più positivo del NAM; durante QBO orientale aumenta quella di uno stato più negativo. Ciò spiega perché il segnale risulti evidente quando vengono mediati molti inverni ma possa essere completamente mascherato in un singolo anno. La troposfera possiede una variabilità caotica enorme e la QBO rappresenta soltanto uno dei numerosi fattori che ne modificano le probabilità.
Questo aspetto è essenziale per evitare interpretazioni deterministiche. Una fase orientale della QBO non garantisce un vortice debole né una NAO negativa, così come una fase occidentale non garantisce automaticamente un vortice forte o una NAO positiva. La QBO modifica l’ambiente dinamico di fondo, ma la quantità effettiva di onde planetarie che raggiunge la stratosfera dipende dall’attività troposferica, dalla configurazione dei jet, dall’ENSO, dalla Madden–Julian Oscillation e da molte altre componenti della variabilità climatica. Anstey e Shepherd [2014] sottolineano infatti che l’effetto Holton–Tan deve essere compreso come un accoppiamento condizionato dallo stato atmosferico, non come una relazione semplice uno-a-uno.
Anche la struttura verticale della QBO è importante. Le analisi moderne hanno mostrato che definire la QBO mediante il vento a un singolo livello, come 50 hPa, può perdere una parte rilevante dell’informazione. Gray et al. [2018] hanno trovato che il massimo della risposta del vortice polare e della firma NAO-like di gennaio compare quando i venti occidentali della QBO occupano una fascia relativamente profonda della stratosfera, grosso modo fra 10 e 70 hPa. Ciò suggerisce che non sia soltanto il segno del vento in un punto a essere importante, ma l’intera struttura verticale della QBO, compresa la posizione degli shear e la profondità del regime orientale o occidentale.
Questo risultato consente di reinterpretare la Figura 31 in maniera più moderna. Il composito W–E costruito nel periodo 1964–1996 classifica gli inverni in due grandi gruppi, ma la QBO reale può trovarsi in numerosi stati intermedi: una fase occidentale può essere confinata alla bassa stratosfera, trovarsi in discesa dalla media stratosfera oppure occupare una colonna verticale molto profonda. Questi stati possono avere effetti differenti sul vortice polare e sulla troposfera. L’approccio composito utilizzato nella figura è estremamente utile per identificare il segnale medio, ma le tecniche più recenti basate su regressione ed EOF del profilo verticale permettono di caratterizzare la teleconnessione con maggiore dettaglio.
Un ulteriore elemento importante riguarda la stagionalità. La Figura 31 utilizza la media dicembre–febbraio, ma studi successivi hanno mostrato che la risposta superficiale non è identica nei tre mesi. Gray et al. [2018] hanno confermato che il classico segnale NAO-like associato alla via polare raggiunge una particolare evidenza in gennaio ed è strettamente legato al vortice stratosferico. In dicembre e verso la fine dell’inverno compaiono invece risposte differenti, alcune delle quali sembrano dipendere maggiormente dalla QBO della stratosfera superiore o della bassa stratosfera e non vengono eliminate quando si rimuove statisticamente l’influenza del vortice polare. Questo indica che l’influenza della QBO sulla superficie non segue un unico percorso.
La stessa ricerca distingue infatti tre principali vie dinamiche. La già descritta via polare passa attraverso la modulazione del vortice. La via subtropicale deriva dalla circolazione meridionale secondaria della QBO, che modifica temperatura e shear verticale in prossimità del jet subtropicale; tali anomalie possono influenzare la crescita e il ciclo vitale delle perturbazioni sinottiche e quindi estendersi alla troposfera. La via tropicale passa invece attraverso la temperatura della tropopausa, la stabilità e la convezione tropicale, che possono modificare la generazione di onde di Rossby e le teleconnessioni verso le medie latitudini. Le tre vie possono funzionare simultaneamente e interagire tra loro, rendendo la risposta superficiale più complessa della semplice successione QBO–vortice–NAM.
La Figura 31 appare tuttavia particolarmente coerente con la via polare, perché la configurazione quasi anulare e il marcato contrasto Artico–medie latitudini ricordano direttamente una variazione del NAM. Questo è precisamente il tipo di risposta che ci si aspetta quando il vortice polare costituisce l’intermediario principale. Gray et al. hanno mostrato che, quando nella regressione viene inserito un indice del vortice stratosferico per rimuoverne statisticamente l’effetto, la risposta NAO-like di gennaio associata alla QBO si indebolisce fortemente e perde significatività. Ciò fornisce un’evidenza particolarmente convincente del ruolo del vortice come ponte fra QBO e superficie durante il cuore dell’inverno.
Il collegamento con i Sudden Stratospheric Warmings è altrettanto importante. La QBO orientale tende statisticamente a creare un ambiente più favorevole a un vortice debole e maggiormente disturbato dalle onde, mentre la QBO occidentale tende a favorire condizioni opposte. Tuttavia, un SSW richiede un forte forcing ondulatorio proveniente dalla troposfera e non può essere attribuito alla sola fase della QBO. La QBO deve quindi essere interpretata come un fattore di precondizionamento del vortice. Se la troposfera produce un’intensa attività di onde planetarie durante una configurazione stratosferica favorevole, il vortice può essere fortemente perturbato; se il forcing troposferico è debole, anche una QBO favorevole potrebbe non produrre un grande warming.
Una volta che il vortice viene fortemente indebolito, tuttavia, la possibilità di un’influenza verso il basso aumenta. Baldwin e Dunkerton mostrarono che anomalie stratosferiche intense e persistenti possono precedere per settimane configurazioni superficiali di tipo NAM negativo. Questo spiega perché la stratosfera abbia acquisito un ruolo importante nella previsione substagionale. La circolazione stratosferica evolve più lentamente della troposfera e può quindi conservare una memoria dinamica più lunga. Le moderne valutazioni dei sistemi di previsione S2S mostrano infatti che QBO, ENSO e precursori troposferici possono contribuire alla prevedibilità probabilistica dell’intensità del vortice polare e che, dopo eventi di vortice debole o forte, la prevedibilità superficiale può modificarsi in diverse regioni dell’emisfero settentrionale.
Questo non significa che la QBO consenta di prevedere direttamente il tempo europeo con mesi di anticipo. Il suo valore predittivo consiste piuttosto nel fornire informazione sullo stato probabilistico del sistema. Sapere che la QBO si trova in una configurazione che statisticamente favorisce un vortice più debole può aumentare o diminuire la probabilità di determinati regimi troposferici, ma rimane necessario considerare simultaneamente la variabilità delle onde, ENSO, MJO e lo stato iniziale della troposfera e della stratosfera.
La risposta della superficie è inoltre soggetta a feedback interni della troposfera. Quando un’anomalia stratosferica produce anche una piccola modifica del jet, le perturbazioni barocline possono reagire modificando il proprio trasporto di quantità di moto. Questo forcing degli eddies può rafforzare e mantenere la nuova posizione del jet, consentendo a una perturbazione inizialmente modesta proveniente dalla stratosfera di persistere per tempi più lunghi nella troposfera. È uno dei motivi per cui l’influenza stratosferica non deve essere concepita come una semplice pressione meccanica esercitata dall’alto: il segnale viene continuamente rielaborato e amplificato dalla dinamica interna troposferica.
È interessante osservare anche la struttura longitudinale della Figura 31. Sebbene il pattern possieda una forte componente anulare, non è perfettamente simmetrico attorno al polo. Si distinguono nuclei regionali più pronunciati sull’Atlantico, sull’Eurasia e sul Pacifico. Questa asimmetria riflette la distribuzione dei continenti e degli oceani, l’orografia e i principali centri d’azione climatologici, che rendono la circolazione reale molto diversa da un’atmosfera idealmente zonalmente simmetrica. Il NAM rappresenta una componente dominante della variabilità, ma la sua proiezione regionale interagisce con la NAO, l’Aleutian Low e altri pattern.
Questo aspetto aiuta anche a comprendere perché la NAO e il NAM siano correlati ma non identici. La NAO è dominata dal settore nord-atlantico, mentre il NAM descrive una configurazione emisferica più ampia. La Figura 31 contiene entrambe le caratteristiche: una struttura polare–medie latitudini di tipo anulare e una forte espressione regionale atlantico-europea. È quindi più corretto descriverla come una risposta NAM/AO-like con una marcata proiezione sulla NAO, piuttosto che identificarla semplicemente con una NAO positiva.
Dal punto di vista quantitativo, le differenze di geopotenziale mostrate nella figura sono relativamente modeste rispetto alle enormi fluttuazioni meteorologiche che possono verificarsi in un singolo inverno. Questo è perfettamente coerente con la natura probabilistica del segnale QBO. La troposfera può produrre anomalie molto maggiori indipendentemente dalla stratosfera; tuttavia, quando molti inverni vengono mediati, la componente casuale tende parzialmente a cancellarsi e rimane il debole ma organizzato spostamento medio associato alla fase della QBO. È proprio la coerenza spaziale del pattern, più che la sua grandezza assoluta, a essere scientificamente significativa.
Occorre inoltre ricordare che la Figura 31 utilizza un periodo relativamente breve, 1964–1996, e quindi comprende soltanto poco più di una dozzina di cicli completi della QBO. Gli studi più recenti, disponendo di serie più lunghe e rianalisi migliori, hanno potuto verificare quali elementi siano robusti. La risposta NAO-like di metà inverno sotto QBO occidentale è stata sostanzialmente confermata, ma è emersa una maggiore complessità stagionale e una sensibilità alla struttura verticale della QBO. La figura storica resta quindi scientificamente fondamentale, ma oggi viene interpretata come una prima rappresentazione di un sistema di teleconnessioni più articolato.
Una prospettiva moderna deve inoltre considerare che la stratosfera può influenzare non soltanto la media stagionale della pressione, ma anche la probabilità degli estremi. Domeisen e Butler [2020] hanno sottolineato che l’accoppiamento stratosfera–troposfera può contribuire a diversi tipi di eventi estremi alla superficie, compresi episodi di freddo, anomalie di vento e clustering delle tempeste, perché le anomalie della stratosfera possono modificare la persistenza e la posizione dei grandi regimi circolatori. La QBO agisce a monte di questo sistema, modulando uno dei principali elementi dello stato iniziale della stratosfera: la forza e la vulnerabilità del vortice polare.
La Figura 31 può dunque essere considerata una rappresentazione della catena di accoppiamento QBO–onde planetarie–vortice polare–NAM–superficie. La fase occidentale della QBO tende statisticamente ad associarsi a un vortice più forte; un vortice più forte corrisponde a una fase più positiva del NAM stratosferico; questa configurazione, quando si estende verso il basso, favorisce un pattern superficiale con geopotenziale relativamente basso sull’Artico e più elevato alle medie latitudini. La fase orientale modifica le probabilità nella direzione opposta. Tuttavia, ciascun passaggio della catena è probabilistico e può essere modificato da altre sorgenti di variabilità.
Proprio questo carattere probabilistico costituisce uno degli insegnamenti più importanti della figura. La QBO non “controlla” la troposfera extratropicale, ma ne modifica il paesaggio dinamico delle possibilità. Un’atmosfera con QBO occidentale e un’atmosfera con QBO orientale possiedono distribuzioni leggermente diverse delle probabilità dei regimi del vortice, del NAM e della NAO. Quando si osservano molti inverni insieme, questa differenza emerge sotto forma del pattern mostrato nella Figura 31.
Considerata nel contesto degli studi di Holton e Tan [1980], Baldwin e Dunkerton [2001], Anstey e Shepherd [2014] e Gray et al. [2018], la Figura 31 rappresenta quindi una tappa fondamentale nella comprensione del downward coupling atmosferico. Essa dimostra che una perturbazione originata nella stratosfera tropicale può modificare la propagazione delle onde nelle regioni extratropicali, influenzare il vortice polare e infine proiettarsi sui principali modi di variabilità della troposfera boreale. La presenza di anomalie negative sull’Artico e positive alle medie latitudini nel composito W–E non rappresenta quindi soltanto una curiosità statistica, ma la manifestazione superficiale di un sistema dinamico verticalmente accoppiato.
Il significato più profondo della Figura 31 risiede proprio in questa continuità dinamica. La QBO nasce dall’interazione onde–flusso medio nella stratosfera equatoriale, ma le sue conseguenze possono propagarsi lateralmente verso il vortice polare e successivamente verso il basso attraverso il NAM. La stratosfera diventa così un elemento attivo della variabilità meteorologica superficiale, mentre la troposfera, attraverso le proprie onde planetarie, rimane al tempo stesso la principale sorgente delle perturbazioni che agiscono sul vortice. QBO, onde, vortice e troposfera formano pertanto un sistema di feedback nel quale la causalità non è semplicemente dall’alto verso il basso o dal basso verso l’alto, ma continuamente bidirezionale. È questa visione dell’atmosfera come sistema verticalmente integrato che rende la Figura 31 particolarmente importante: una delle oscillazioni più regolari della stratosfera tropicale lascia una firma, debole ma riconoscibile, nel campo barico dell’intero emisfero settentrionale fino alla superficie.
6.3. Effetti della QBO sulla troposfera tropicale
L’eventuale influenza della Quasi-Biennial Oscillation sulla troposfera tropicale costituisce uno dei problemi più complessi dell’accoppiamento stratosfera–troposfera, perché coinvolge due regioni atmosferiche caratterizzate da dinamiche profondamente differenti. La QBO raggiunge la propria massima ampiezza nella stratosfera equatoriale, dove l’alternanza di venti orientali e occidentali può superare diverse decine di metri al secondo, mentre nella troposfera tropicale il vento, la temperatura, la convezione e le precipitazioni sono dominati principalmente dalla circolazione di Walker e di Hadley, dall’ENSO, dalla Madden–Julian Oscillation, dalle onde equatoriali convettivamente accoppiate e dalla variabilità associata ai monsoni. Il problema fondamentale consiste quindi nel determinare se una perturbazione dinamica prevalentemente stratosferica possa modificare sistematicamente questa complessa variabilità troposferica e, soprattutto, attraverso quali meccanismi possa farlo. La prospettiva scientifica attuale è più articolata rispetto a quella disponibile all’epoca della rassegna di Baldwin et al. [2001]: oggi esistono evidenze convincenti che la QBO possa modulare alcuni aspetti della convezione tropicale e della circolazione troposferica, ma tali effetti sono generalmente piccoli rispetto alla variabilità interna della troposfera, fortemente dipendenti dalla stagione e dallo stato dell’ENSO e non devono essere confusi con la cosiddetta oscillazione biennale troposferica, o TBO.
Questa distinzione fra QBO stratosferica e variabilità quasi-biennale troposferica è essenziale. Numerose analisi condotte tra gli anni Ottanta e Novanta identificarono nella troposfera tropicale oscillazioni con scale temporali vicine ai due anni, soprattutto nella convezione, nelle precipitazioni, nei monsoni e nella circolazione Indo-Pacifico. Tuttavia, queste oscillazioni differiscono profondamente dalla QBO stratosferica. La QBO è quasi zonalmente simmetrica nella regione equatoriale, possiede una successione relativamente regolare di regimi di vento orientale e occidentale e presenta una caratteristica propagazione verticale verso il basso. La Tropical Biennial Oscillation è invece fortemente asimmetrica in longitudine, è strettamente collegata alle interazioni oceano–atmosfera e ai monsoni asiatico-australiani, presenta una periodicità molto meno regolare e mostra una marcata struttura regionale. Le analisi su serie temporali sufficientemente lunghe non hanno identificato una relazione di fase lineare stabile fra TBO e QBO stratosferica, confermando che una periodicità simile non implica necessariamente un’origine dinamica comune. Studi successivi hanno continuato a considerare la TBO principalmente nel quadro delle interazioni ENSO–monsone–oceano tropicale e non come una semplice propagazione della QBO nella troposfera.
L’assenza di una correlazione lineare stabile non implica però l’assenza di accoppiamento. È precisamente questo uno degli aspetti che la ricerca degli ultimi decenni ha chiarito. La QBO può esercitare effetti sulla troposfera attraverso relazioni condizionali, non lineari e dipendenti dallo stato atmosferico, difficili da rilevare mediante una semplice correlazione tra un indice QBO e una variabile troposferica. Inoltre, l’accoppiamento è bidirezionale: la troposfera genera le onde che mantengono la QBO, mentre la QBO può a sua volta modificare le condizioni dinamiche e termodinamiche vicino alla tropopausa, influenzando alcuni processi troposferici. La convezione tropicale rappresenta una delle principali sorgenti delle onde di gravità e delle onde equatoriali che trasportano quantità di moto nella stratosfera; variazioni associate a ENSO possono quindi modificare il forcing ondulatorio della QBO. Geller et al. [2016] hanno mostrato che cambiamenti della convezione tropicale legati a ENSO possono alterare i flussi di quantità di moto delle onde di gravità e contribuire alla modulazione del periodo e dell’ampiezza della QBO. Ciò rende il problema intrinsecamente bidirezionale: ENSO può influenzare la QBO dall’alto verso il basso attraverso le sue sorgenti ondulatorie troposferiche, mentre la QBO può successivamente retroagire sulla circolazione tropicale.
Il principale ostacolo a un collegamento diretto è rappresentato dalla tropopausa tropicale. Le grandi anomalie del vento zonale associate alla QBO diminuiscono rapidamente avvicinandosi alla tropopausa e non penetrano nella troposfera con ampiezza comparabile a quella osservata nella stratosfera. Anche le anomalie termiche diventano molto più piccole. Questo significa che la QBO non agisce sulla troposfera tropicale semplicemente estendendo verso il basso le proprie fasce di vento. Il collegamento deve piuttosto avvenire attraverso modificazioni relativamente sottili della regione UTLS, Upper Troposphere–Lower Stratosphere, comprendenti variazioni della temperatura della tropopausa, della stabilità statica, dello shear verticale del vento, della vorticità e della divergenza in alta troposfera. Tali variazioni, sebbene piccole in termini assoluti, possono diventare dinamicamente significative perché la convezione tropicale profonda è molto sensibile alle condizioni ambientali nei pressi del proprio livello di outflow.
Le prime evidenze osservative sistematiche di questo tipo furono rafforzate da Collimore et al. [2003], che analizzarono più di due decenni di outgoing longwave radiation e indici di nubi altamente riflettenti. Gli autori identificarono un segnale QBO nell’attività convettiva tropicale e mostrarono che esso era particolarmente evidente nelle regioni climatologicamente caratterizzate da convezione profonda. L’analisi cercò inoltre di separare il contributo dell’ENSO e trovò che una componente associata alla QBO persisteva anche dopo aver rimosso statisticamente parte della variabilità ENSO. Furono proposti tre meccanismi principali: la modulazione dell’altezza della tropopausa, che può modificare la profondità massima raggiungibile dalla convezione; la variazione dello shear del vento fra alta troposfera e bassa stratosfera, capace di influenzare la struttura delle sommità nuvolose; e variazioni della vorticità relativa nell’alta troposfera, potenzialmente importanti per l’efficienza dell’outflow convettivo. Tra questi, la relazione con la variazione dell’altezza e della temperatura della tropopausa risultava particolarmente significativa.
Il meccanismo termodinamico è oggi considerato uno dei candidati più plausibili per spiegare una parte dell’influenza della QBO sulla convezione. La circolazione secondaria della QBO produce anomalie di moto verticale nella stratosfera tropicale: l’ascendenza anomala è associata a raffreddamento adiabatico, mentre la subsidenza relativa produce riscaldamento. Queste anomalie si estendono fino alla regione della tropopausa e possono modificare la stabilità statica nella parte superiore della troposfera. Una diminuzione della stabilità nella regione prossima alla tropopausa rende più facile il mantenimento di moti convettivi profondi e modifica l’organizzazione delle nubi alte; un aumento della stabilità agisce invece in senso opposto. Poiché l’energia convettiva viene rilasciata principalmente molti chilometri più in basso, la QBO non “genera” direttamente la convezione, ma può cambiare leggermente le condizioni nelle quali essa termina e diverge nell’alta troposfera. Questo piccolo cambiamento può diventare rilevante per sistemi convettivi organizzati particolarmente sensibili alla struttura termodinamica dell’UTLS.
Una delle scoperte più importanti successive alla rassegna del 2001 riguarda proprio la Madden–Julian Oscillation. Yoo e Son [2016] mostrarono che durante l’inverno boreale l’attività della MJO tende a essere significativamente più intensa durante la fase orientale della QBO a 50 hPa e più debole durante la fase occidentale. La relazione risultava robusta utilizzando differenti misure dell’ampiezza della MJO e suggeriva una possibile modulazione attraverso le variazioni QBO della stabilità statica e dello shear verticale del vento nella regione alta troposfera–bassa stratosfera. Questo risultato rappresentò una delle evidenze più convincenti di un collegamento diretto fra QBO stratosferica e convezione tropicale organizzata.
Son et al. [2017] ampliarono ulteriormente il risultato mostrando che durante gli inverni con QBO orientale la MJO tende non soltanto a essere più intensa, ma anche maggiormente organizzata nella regione del Maritime Continent. Nella loro analisi, la variabilità della QBO spiegava una frazione sostanziale della variabilità interannuale dell’ampiezza della MJO invernale. Gli autori sottolinearono inoltre un aspetto molto importante: il collegamento QBO–MJO mostra una forte stagionalità, essendo evidente soprattutto durante l’inverno boreale e molto più debole nelle altre stagioni. Una possibile spiegazione risiede nella struttura stagionale della tropopausa tropicale, che durante l’inverno boreale raggiunge quote elevate e temperature particolarmente basse, rendendo la convezione organizzata più sensibile alle piccole anomalie termiche prodotte dalla QBO.
L’esistenza della relazione QBO–MJO non significa tuttavia che qualunque forma di convezione tropicale venga analogamente modulata. Sakaeda et al. [2020] hanno mostrato che la connessione osservata con la MJO possiede caratteristiche particolari e non si estende con la stessa chiarezza alle altre principali onde equatoriali convettivamente accoppiate. Lo studio ha inoltre evidenziato che la relazione QBO–MJO appare molto più forte nel periodo satellitare successivo al 1979 e diventa significativamente più debole nelle ricostruzioni precedenti, mettendo in evidenza una possibile non stazionarietà del segnale. Gli autori suggeriscono che la particolare sensibilità della MJO possa derivare dalla sua struttura verticale “top-heavy” e dal ruolo delle nubi alte e dei feedback radiativi associati. Una QBO orientale che modifica la temperatura e la stabilità vicino alla tropopausa può cambiare la quantità e la persistenza delle nubi alte, alterando così il feedback radiativo che contribuisce al mantenimento e alla propagazione della MJO.
Questa prospettiva è profondamente diversa dall’idea iniziale di una semplice influenza del vento stratosferico sulla convezione. Il collegamento moderno viene interpretato come un problema di sensibilità della convezione organizzata alla struttura termodinamica dell’alta troposfera. La QBO modifica di pochi gradi la temperatura nella bassa stratosfera e altera la stabilità nella regione della tropopausa; ciò modifica la risposta delle nubi profonde e dell’outflow convettivo; le nubi alte modificano il bilancio radiativo; il cambiamento radiativo può infine retroagire sulla circolazione convettiva. In questo modo un’anomalia stratosferica relativamente debole può essere amplificata da feedback interni della troposfera tropicale.
Il ruolo dello shear verticale del vento rimane comunque un altro possibile meccanismo. La QBO modifica il vento zonale immediatamente sopra la tropopausa e quindi cambia il gradiente verticale fra la parte superiore della troposfera e la bassa stratosfera. La convezione profonda produce vasti pennacchi e incudini nuvolose nella regione dell’outflow; un maggiore shear può modificare la loro geometria, la ventilazione e la durata. Tuttavia, gli studi più recenti tendono a indicare che le anomalie termiche e della stabilità possano essere, in molte situazioni, più importanti del solo shear nel determinare la risposta convettiva. Esperimenti atmosferici controllati pubblicati recentemente mostrano infatti che le anomalie di temperatura associate alla QBO raggiungono l’UTLS in modo coerente e presentano una relazione più robusta con le variazioni della precipitazione rispetto alle sole anomalie del vento.
I progressi modellistici degli ultimi anni hanno inoltre permesso di isolare meglio la causalità. Uno dei problemi storici delle analisi osservative è che ENSO domina la variabilità interannuale della troposfera tropicale e possiede periodi abbastanza lunghi da poter occasionalmente sovrapporsi alla QBO. Una correlazione fra QBO e precipitazione potrebbe quindi derivare indirettamente da una coincidenza con ENSO. Esperimenti atmosphere-only con temperature superficiali del mare climatologiche permettono di eliminare gran parte di questa ambiguità. Le simulazioni di Rodrigo e collaboratori mostrano che, anche in assenza della variabilità ENSO delle SST, la QBO modifica la circolazione divergente tropicale e la convezione, con effetti particolarmente evidenti durante estate e autunno e un massimo nel periodo boreale estivo. Le anomalie coinvolgono sia la circolazione di Hadley sia quella di Walker, indicando che la risposta non è esclusivamente locale alla regione equatoriale immediatamente sotto il nucleo della QBO.
Un risultato particolarmente interessante è la localizzazione del segnale sul Maritime Continent e sul Pacifico occidentale, regioni che rappresentano una delle principali sorgenti globali di convezione profonda e di onde atmosferiche. Rodrigo et al. [2025] hanno mostrato, combinando osservazioni e simulazioni, che durante la fase occidentale della QBO l’outflow convettivo nell’alta troposfera sopra il Maritime Continent tende a essere ridotto. Questa risposta si accompagna a modificazioni della circolazione di Walker e diventa particolarmente significativa durante gli eventi El Niño, quando la circolazione di Walker è già indebolita. Nei loro esperimenti, la QBO occidentale tende ad accentuare ulteriormente la riduzione della convezione sul Pacifico occidentale associata a El Niño. Il risultato suggerisce che la QBO possa agire come un modulatore secondario dell’ENSO, modificando l’espressione atmosferica di uno stesso stato oceanico.
Analisi ancora più recenti hanno mostrato che questo accoppiamento dipende in modo esplicito dalla fase dell’ENSO. Esperimenti condotti separatamente con condizioni climatologiche, El Niño e La Niña indicano che l’influenza della QBO sulla convezione tropicale persiste nei diversi stati, ma cambia posizione, ampiezza e perfino segno nel corso della stagione. Durante La Niña la risposta tende a somigliare maggiormente a quella ottenuta con condizioni climatologiche, mentre durante El Niño il segnale convettivo si sposta verso l’equatore seguendo la diversa posizione della convezione media. Lo stesso studio mostra che la propagazione discendente della QBO può risultare più rapida durante El Niño e più lenta durante La Niña, producendo variazioni stagionali della relazione fra QBO, temperatura dell’UTLS, moto verticale e circolazione divergente. Questo rappresenta una dimostrazione moderna di ciò che Baldwin et al. avevano soltanto ipotizzato: il rapporto QBO–troposfera può essere reale ma multivariato e condizionato dallo stato del sistema climatico, e perciò scarsamente rappresentato da una correlazione lineare semplice.
L’accoppiamento ENSO–QBO è inoltre bidirezionale. ENSO modifica la posizione e l’intensità della convezione tropicale, cambiando lo spettro delle onde che salgono nella stratosfera e quindi contribuendo alla variazione della velocità di propagazione delle fasi QBO. Al tempo stesso, la QBO può cambiare la struttura termica e dinamica dell’UTLS e modificare la convezione associata a ENSO. Ne deriva un sistema di feedback nel quale la direzione causale non è esclusivamente dalla troposfera verso la stratosfera o viceversa. Questo rende particolarmente difficile interpretare i compositi osservativi, ma rappresenta anche uno dei motivi per cui la QBO può potenzialmente contribuire alla prevedibilità tropicale su scale stagionali e substagionali.
Alla luce della letteratura moderna, anche il presunto collegamento storico tra QBO e uragani atlantici richiede una valutazione più cauta rispetto a quella disponibile all’inizio degli anni Duemila. I primi studi di Gray e collaboratori avevano trovato una maggiore attività degli uragani intensi durante stagioni nelle quali la QBO era occidentale o stava diventando occidentale intorno a 50 o 30 hPa. Furono proposti diversi meccanismi: variazioni dello shear verticale vicino alla tropopausa, modificazioni della stabilità della bassa stratosfera e cambiamenti della posizione dei livelli critici delle onde tropicali orientali. Questi risultati portarono per un certo periodo all’utilizzo della QBO come predittore nelle previsioni stagionali dell’attività ciclonica atlantica.
L’estensione delle serie osservative ha però cambiato sostanzialmente questa interpretazione. Camargo e Sobel [2010] riesaminarono il rapporto fra QBO e cicloni tropicali utilizzando un record molto più lungo e mostrarono che la relazione statisticamente significativa identificata nel Nord Atlantico tra gli anni Cinquanta e Ottanta non persisteva nei decenni successivi. Considerando l’intero periodo disponibile, le correlazioni fra attività ciclonica atlantica e diversi indici QBO non risultavano robuste; negli altri bacini tropicali la relazione era in genere ancora più debole. Gli autori considerarono possibili spiegazioni legate a ENSO, attività vulcanica, variabilità decennale della QBO e forcing solare, ma nessuna spiegava pienamente la perdita della relazione. Il risultato è scientificamente importante perché mostra quanto sia pericoloso interpretare una correlazione climatologica relativamente breve come una teleconnessione stabile. Oggi il collegamento diretto QBO–uragani atlantici non viene considerato un predittore universalmente robusto paragonabile a ENSO, alla temperatura superficiale dell’Atlantico o allo shear troposferico.
Questo non esclude che la QBO possa contribuire indirettamente a determinate condizioni favorevoli o sfavorevoli alla ciclogenesi. Variazioni dell’UTLS, dello shear, della temperatura della tropopausa e della convezione possono teoricamente influenzare l’ambiente dei cicloni tropicali. Tuttavia, tali influenze devono competere con fattori molto più potenti: temperatura della superficie oceanica, contenuto di calore oceanico, umidità della media troposfera, vorticità, shear profondo 850–200 hPa, fase dell’ENSO, MJO e Atlantic Meridional Mode. Il contributo QBO, qualora presente, sembra quindi essere secondario, intermittente e dipendente dallo stato atmosferico generale. Questa conclusione rappresenta un esempio particolarmente utile dell’evoluzione della scienza: un legame ritenuto promettente sulla base delle prime serie storiche si è rivelato molto meno stabile quando sono diventati disponibili dati più lunghi.
Più robusto appare invece il collegamento tra QBO e convezione tropicale organizzata. Le analisi contemporanee mostrano che le anomalie QBO nella regione della tropopausa possono modificare la stabilità statica, l’altezza della tropopausa, il flusso divergente e la struttura della circolazione tropicale. Un recente studio sull’Asia orientale ha, per esempio, mostrato che durante la QBO orientale le modificazioni del jet subtropicale, della subsidenza di Hadley, dello shear dell’UTLS e della stabilità possono essere associate a variazioni sistematiche della convezione profonda, con forti differenze stagionali. Sebbene parte del segnale si estenda oltre i tropici stretti, il risultato conferma che il confine dinamico fra stratosfera e troposfera può trasmettere l’influenza QBO attraverso più meccanismi contemporaneamente.
Le vecchie segnalazioni di possibili associazioni fra QBO e precipitazioni dell’Africa occidentale, pressione semidiurna superficiale, moto polare o durata del giorno devono invece essere interpretate con maggiore prudenza. Nel caso della durata del giorno esiste certamente un collegamento fisico generale fra momento angolare atmosferico e rotazione terrestre: scambi di momento angolare fra atmosfera, oceano e Terra solida producono piccole variazioni della velocità di rotazione planetaria. Tuttavia, attribuire una componente osservata direttamente alla QBO richiede separare numerose altre sorgenti di momento angolare atmosferico, e il nesso causale con la troposfera tropicale non è equivalente a quello dimostrato per la MJO o per l’UTLS. Queste osservazioni storiche rimangono interessanti soprattutto perché mostrarono precocemente quanto fosse ampia la gamma di fenomeni nei quali potevano comparire periodicità quasi-biennali, ma non tutte hanno raggiunto lo stesso livello di robustezza statistica e meccanicistica.
Nel complesso, la ricerca sviluppata dopo Baldwin et al. [2001] ha quindi modificato in modo sostanziale la valutazione del problema. La domanda non è più semplicemente se la QBO “penetri” nella troposfera tropicale: i venti della QBO non lo fanno in modo significativo. Il problema moderno riguarda piuttosto la possibilità che le anomalie stratosferiche modifichino le condizioni al margine superiore della troposfera, dove piccole perturbazioni possono essere amplificate dalla convezione, dalle nubi e dalle grandi circolazioni tropicali. Il collegamento più convincente passa oggi attraverso la temperatura e la stabilità dell’UTLS, la struttura della tropopausa, la divergenza convettiva e, in determinate circostanze, lo shear verticale del vento.
La relazione QBO–MJO rappresenta probabilmente l’esempio più chiaro di questo nuovo paradigma. Una QBO orientale nella bassa stratosfera tende a essere associata durante l’inverno boreale a una MJO più intensa e organizzata; il segnale è particolarmente evidente sul Maritime Continent ed è coerente con modificazioni della stabilità statica e dei feedback radiativi delle nubi alte. Tuttavia, il rapporto varia nel tempo e non si estende automaticamente alle altre onde equatoriali, indicando che la risposta dipende dalle caratteristiche specifiche della convezione organizzata.
Le più recenti simulazioni controllate aggiungono un elemento ancora più importante: la QBO può modificare non soltanto la convezione locale, ma anche componenti della circolazione di Walker e di Hadley, e il segnale cambia in funzione dello stato ENSO. Durante El Niño, una QBO occidentale può accentuare la riduzione della convezione sul Pacifico occidentale e contribuire a un’ulteriore debolezza della Walker circulation; durante La Niña la risposta assume una struttura diversa e più vicina a quella climatologica. Ciò suggerisce che parte della difficoltà storica nell’identificare un segnale QBO nella troposfera derivi precisamente dal tentativo di cercare una risposta invariabile in un sistema che dipende fortemente dal background climatico.
Questo quadro ha conseguenze importanti per la modellistica. Un modello tropicale che non rappresenti realisticamente la QBO perde non soltanto una componente fondamentale della dinamica stratosferica, ma anche una possibile sorgente di prevedibilità della convezione tropicale e della MJO. Allo stesso modo, un modello che simuli una QBO corretta nei venti ma non riproduca adeguatamente la sua temperatura, la circolazione secondaria o la struttura dell’UTLS può non generare teleconnessioni troposferiche realistiche. La valutazione della QBO nei modelli climatici deve quindi comprendere non soltanto periodo, ampiezza e propagazione discendente dei venti, ma anche la risposta termica, la tropopausa, l’interazione con la convezione e la modulazione della circolazione tropicale.
La sezione 6.3 assume così, alla luce della letteratura contemporanea, un significato ancora più interessante rispetto al momento della sua pubblicazione. Baldwin et al. sottolineavano giustamente che le evidenze dell’epoca erano frammentarie e che la morfologia della QBO stratosferica era troppo diversa dalla variabilità quasi-biennale troposferica per giustificare una connessione lineare semplice. I successivi venticinque anni di ricerca hanno sostanzialmente confermato quella cautela, ma hanno anche dimostrato che l’assenza di correlazione lineare non equivale all’assenza di causalità. L’influenza della QBO emerge soprattutto quando si considerano la stagione, la struttura verticale della QBO, lo stato ENSO, la stabilità della tropopausa, la convezione organizzata e i feedback nuvoloso-radiativi.
In questa prospettiva, la QBO deve essere interpretata come un modulatore dello stato della troposfera tropicale, non come il suo principale motore. ENSO rimane la sorgente dominante della variabilità interannuale tropicale, la MJO domina gran parte della variabilità intrastagionale e la convezione risponde principalmente alle condizioni termodinamiche della troposfera e della superficie oceanica. La QBO sovrappone a questo sistema una perturbazione lenta e relativamente prevedibile della bassa stratosfera e dell’UTLS, capace in determinate condizioni di spostare leggermente l’equilibrio fra differenti regimi convettivi. Proprio perché la QBO è molto più regolare e prevedibile della maggior parte della variabilità troposferica, anche un’influenza modesta può risultare preziosa nella previsione substagionale e stagionale.
Il quadro complessivo che emerge è dunque quello di un accoppiamento verticale sottile ma fisicamente plausibile e sempre meglio documentato. La QBO non proietta semplicemente le proprie anomalie di vento nella troposfera; modifica temperatura, stabilità e shear nei pressi della tropopausa, interagisce con la convezione e con le nubi alte, modula l’attività della MJO e può modificare la circolazione di Walker e di Hadley in modo dipendente dall’ENSO. Allo stesso tempo, la troposfera tropicale, attraverso la propria convezione e lo spettro delle onde che genera, contribuisce a controllare periodo e propagazione della stessa QBO. Stratosfera e troposfera tropicale devono quindi essere considerate componenti di un sistema accoppiato nel quale l’informazione dinamica può propagarsi in entrambe le direzioni. La comprensione di questo accoppiamento rappresenta oggi non soltanto un problema fondamentale della dinamica atmosferica, ma anche una potenziale fonte di prevedibilità climatica: la QBO, pur non determinando direttamente il comportamento della troposfera tropicale, può modificarne le probabilità, l’organizzazione della convezione e la risposta a fenomeni molto più potenti come ENSO e MJO.
7. Conclusioni– La QBO come paradigma dell’interazione onde–flusso medio, della variabilità stratosferica e dell’accoppiamento del sistema atmosferico
A più di mezzo secolo dalle prime interpretazioni della Quasi-Biennial Oscillation, è ormai evidente quanto fosse lungimirante l’ipotesi formulata da Reed [1967] secondo cui quello che inizialmente poteva apparire come un curioso fenomeno meteorologico equatoriale avrebbe potuto rivelare implicazioni molto più profonde per la dinamica atmosferica. La QBO è oggi riconosciuta come il principale modo di variabilità del vento zonale nella stratosfera tropicale, caratterizzato dall’alternanza di regimi orientali e occidentali che si propagano lentamente verso il basso con un periodo medio vicino ai 28 mesi. Tuttavia, ridurre la QBO a questa semplice descrizione significherebbe trascurare gran parte della sua importanza. Le ricerche sviluppatesi dalla seconda metà del XX secolo fino agli studi più recenti hanno mostrato che essa costituisce contemporaneamente un laboratorio naturale dell’interazione onde–flusso medio, un regolatore del trasporto stratosferico, un modulatore della composizione chimica e dell’ozono, una sorgente di prevedibilità stagionale e substagionale e uno degli esempi più chiari dell’interconnessione verticale e meridionale dell’atmosfera terrestre. La grande rassegna di Baldwin et al. [2001] sintetizzava già questo passaggio concettuale, mostrando che la QBO domina la variabilità della stratosfera equatoriale tra circa 16 e 50 km ma esercita effetti riconoscibili fino alle regioni polari, alla mesosfera e, attraverso differenti teleconnessioni, persino alla troposfera.
Il significato dinamico fondamentale della QBO risiede nel fatto che essa rappresenta una dimostrazione quasi ideale di come un flusso medio atmosferico possa essere generato e mantenuto da onde con periodi completamente differenti da quello dell’oscillazione risultante. Le onde equatoriali, le onde di Kelvin, le onde miste Rossby–gravità, le onde inerziali-gravità e un ampio spettro di onde di gravità trasportano verticalmente quantità di moto dalla troposfera verso la stratosfera. Durante la loro propagazione, queste perturbazioni incontrano un campo di vento che ne modifica la velocità di fase intrinseca, la rifrazione, la dissipazione e la possibilità di raggiungere livelli critici. Quando vengono assorbite o si rompono, trasferiscono la loro quantità di moto al flusso zonale medio. Il vento così generato modifica a sua volta le condizioni di propagazione delle onde successive, introducendo un feedback selettivo che produce fasce alternate di accelerazione orientale e occidentale. La QBO costituisce quindi un sistema auto-organizzato di interazione reciproca: le onde costruiscono il flusso medio e il flusso medio filtra le onde che continueranno a propagarsi. È proprio questa retroazione che rende possibile la comparsa di un’oscillazione coerente di circa due anni a partire da perturbazioni ondulatorie caratterizzate da periodi di giorni o settimane.
Questa prospettiva ha acquisito ulteriore robustezza con gli studi moderni sul ruolo delle onde di gravità. Geller et al. [2016] hanno sottolineato che il periodo della QBO è fortemente sensibile all’intensità del flusso verticale di quantità di moto trasportato dalle onde di gravità, mentre l’ampiezza dell’oscillazione dipende in misura importante dalla distribuzione delle loro velocità di fase. Ciò significa che la QBO conserva una memoria delle proprietà dello spettro ondulatorio generato principalmente nella troposfera tropicale e, in particolare, dalla convezione profonda. Questa relazione fornisce un legame diretto fra sistemi convettivi a mesoscala, onde tropicali su scala sinottica e circolazione stratosferica globale: fenomeni che si sviluppano in poche ore o giorni nella troposfera possono contribuire, attraverso il loro spettro di onde, alla costruzione di un’oscillazione che evolve per anni nella stratosfera.
La persistenza della QBO rappresenta un altro aspetto fondamentale. Quando Reed formulò le proprie riflessioni, non era ancora possibile stabilire se l’alternanza dei venti equatoriali costituisse un fenomeno permanente oppure una particolarità transitoria del periodo osservato. La successiva espansione delle serie radiosondaggistiche e satellitari ha dimostrato che la QBO rappresenta una caratteristica estremamente robusta della circolazione terrestre. Baldwin et al. [2001] ricordavano che erano già stati osservati direttamente circa venti cicli completi e che segnali indiretti, come la modulazione delle maree atmosferiche osservata nella pressione superficiale equatoriale, suggerivano la presenza dell’oscillazione molto prima dell’inizio delle osservazioni stratosferiche moderne. La robustezza del fenomeno rende ancora più sorprendente il fatto che l’atmosfera riesca a mantenere con tale regolarità una circolazione generata da un insieme altamente variabile di onde, convezione e processi radiativi.
Proprio questa apparente regolarità è stata però ridimensionata da una delle scoperte più importanti avvenute dopo la pubblicazione della rassegna del 2001: la disruption della QBO del 2015–2016. Per la prima volta nell’era osservativa moderna, la normale discesa di una fase occidentale venne interrotta nella bassa stratosfera da una forte accelerazione orientale intorno ai 40 hPa. Le analisi di Coy et al. [2017], Barton e McCormack [2017] e studi successivi hanno mostrato che un eccezionale trasporto orizzontale di quantità di moto da parte di onde provenienti dalle regioni extratropicali contribuì decisivamente alla perturbazione del getto equatoriale. La disruption dimostrò che la QBO non è un oscillatore perfettamente isolato nel cuore tropicale della stratosfera: in determinate configurazioni dinamiche, onde extratropicali possono penetrare verso l’equatore e alterarne profondamente l’evoluzione.
L’evento del 2015–2016 acquisì un significato ancora maggiore quando una seconda disruption cominciò nell’inverno 2019–2020, soltanto pochi anni dopo la precedente. Anstey et al. [2021] hanno mostrato che i due episodi presentavano caratteristiche differenti e hanno discusso la possibilità che un clima in evoluzione possa modificare la probabilità di future perturbazioni della QBO. Sebbene non sia possibile concludere che questi eventi rappresentino già una risposta inequivocabile al cambiamento climatico, essi hanno profondamente modificato il modo in cui viene concepita la “robustezza” dell’oscillazione. Una QBO persistente non è necessariamente una QBO imperturbabile: il sistema possiede una struttura estremamente stabile su scala climatologica, ma può attraversare episodi eccezionali quando il bilancio della quantità di moto viene alterato da flussi ondulatori anomali.
Le disruptions hanno inoltre rafforzato l’importanza di rappresentare correttamente le onde extratropicali nei modelli. Analisi dettagliate dell’evento 2015–2016 hanno mostrato che singoli pacchetti ondulatori intensi possono produrre accelerazioni eccezionali sull’equatore e che la dinamica locale del wave breaking può risultare più complessa di quanto suggeriscano le teorie linearizzate più semplici. La QBO appare quindi sempre più come il risultato di un delicato equilibrio fra forcing tropicale regolare, circolazione residua, filtraggio ondulatorio e occasionali intrusioni extratropicali.
Il ruolo della QBO supera però largamente il problema della dinamica del vento. Una delle principali conclusioni della ricerca sviluppata negli ultimi decenni è che l’oscillazione riorganizza periodicamente l’intera circolazione residua tropicale e subtropicale. Le anomalie di upwelling e subsidenza relative associate alle diverse fasi modificano il trasporto di ozono, metano, vapore acqueo, aerosol, NOy, Cly e numerose altre specie. Le figure discusse nelle sezioni precedenti illustrano con chiarezza questa pluralità di risposte: gli aerosol vulcanici mostrano la struttura meridionale della circolazione secondaria; il vapore acqueo conserva la memoria del trasporto attraverso il tropical tape recorder; il metano rivela la deformazione della barriera subtropicale e l’interazione con la SAO; NO₂ dimostra come la dinamica QBO possa essere convertita in variazioni della chimica dell’azoto e quindi dell’ozono.
Questo legame fra dinamica e chimica rende la QBO indispensabile nei modelli della composizione stratosferica. Punge e Giorgetta [2008], utilizzando un modello chimico-climatico, hanno mostrato che la QBO modifica contemporaneamente temperatura, circolazione meridionale e distribuzione dei gas traccia e che l’effetto netto sull’ozono deriva dall’interazione fra trasporto e chimica. Nella stratosfera inferiore, l’anomalia dell’ozono è fortemente influenzata dall’avvezione verticale del suo gradiente climatologico; più in alto diventano importanti anche le variazioni delle specie dell’azoto reattivo e della velocità delle reazioni fotochimiche. Questo spiega perché la QBO dell’ozono possieda una struttura verticale complessa e perché non possa essere rappresentata correttamente da modelli privi di una QBO dinamicamente realistica. Gli studi della Chemistry–Climate Model Initiative hanno inoltre mostrato che il futuro cambiamento della QBO dell’ozono dipenderà non soltanto dalla dinamica dei venti, ma anche dall’aumento dei gas serra e dal recupero dello strato di ozono, sottolineando ancora una volta l’impossibilità di separare rigidamente dinamica e chimica.
La QBO rappresenta anche un importante elemento dell’accoppiamento verticale della media atmosfera. Le osservazioni HRDI hanno mostrato che la sua influenza raggiunge la mesosfera attraverso il filtraggio selettivo delle onde di gravità, producendo una componente quasi-biennale intorno agli 80–90 km. La stessa oscillazione che viene costruita dalle onde nella stratosfera modifica dunque quali onde riescano a raggiungere livelli molto superiori, trasmettendo indirettamente la propria fase verso la mesosfera. Il fenomeno offre una dimostrazione particolarmente elegante della natura ricorsiva dell’interazione onde–flusso medio: le onde generano la QBO e la QBO riorganizza successivamente lo spettro delle onde che attraversano la stratosfera.
Verso il basso e verso le alte latitudini, il ruolo della QBO è altrettanto importante. La modulazione del waveguide stratosferico influenza la propagazione delle onde planetarie extratropicali e quindi l’intensità del vortice polare. Attraverso il classico meccanismo Holton–Tan, le differenti fasi della QBO alterano statisticamente la probabilità di un vortice boreale forte o debole, modificando il Northern Annular Mode e, in determinate condizioni, la circolazione troposferica e superficiale. La QBO diventa così una sorgente di prevedibilità stagionale: la sua lenta evoluzione e la relativa persistenza delle fasi consentono di conoscere con mesi di anticipo una delle condizioni di fondo che regolano la vulnerabilità del vortice polare alle onde planetarie. Questo non significa che la QBO determini il tempo meteorologico, ma che modifica la distribuzione probabilistica dei regimi atmosferici, un concetto fondamentale nella moderna previsione stagionale.
Anche il collegamento con la troposfera tropicale si è rivelato più sottile di quanto fosse possibile stabilire all’epoca della rassegna. L’assenza di una forte propagazione diretta delle anomalie di vento al di sotto della tropopausa aveva inizialmente suggerito un accoppiamento debole. Studi più recenti hanno invece mostrato che piccole anomalie della temperatura, della stabilità e dello shear nell’UTLS possono modulare la convezione organizzata e, in particolare, la Madden–Julian Oscillation. L’influenza appare dipendente dalla stagione e dallo stato dell’ENSO, confermando che le teleconnessioni della QBO non sono semplici risposte lineari ma interazioni condizionate dal background atmosferico. In questo senso, la QBO è diventata un paradigma di come una perturbazione relativamente debole della stratosfera possa essere amplificata dalla dinamica interna della troposfera.
La rilevanza planetaria della QBO rappresenta un ulteriore argomento a favore del carattere fondamentale del meccanismo. Già Baldwin et al. [2001] ricordavano l’esistenza di un’oscillazione analoga nell’atmosfera equatoriale di Giove, la cosiddetta quasi-quadrennial oscillation, QQO. La presenza di oscillazioni di questo tipo in atmosfere planetarie dotate di rotazione, stratificazione e sorgenti equatoriali di onde suggerisce che il fenomeno terrestre non sia una peculiarità accidentale, ma una manifestazione generale della dinamica dei fluidi geofisici. Il valore teorico della QBO consiste precisamente in questo: essa offre un caso osservabile, misurabile e modellabile di un principio dinamico che può operare in sistemi planetari molto diversi.
Il problema della rappresentazione numerica della QBO ha fornito negli ultimi decenni uno dei test più severi per i modelli generali di circolazione. Al momento della pubblicazione di Baldwin et al. [2001], molti GCM non erano in grado di generare spontaneamente un’oscillazione realistica. La ragione non era semplicemente una mancanza di complessità generale dei modelli, ma l’estrema sensibilità della QBO alla risoluzione verticale, alla diffusione numerica e soprattutto alla parametrizzazione delle onde di gravità subgrid-scale. La QBO richiede che il modello rappresenti correttamente piccoli flussi di quantità di moto, la loro propagazione attraverso shear verticali stretti e la loro dissipazione a quote precise. Errori relativamente piccoli possono modificare radicalmente periodo, ampiezza e velocità di discesa dell’oscillazione.
Da questo punto di vista sono stati compiuti progressi molto significativi. Richter et al. [2020] hanno mostrato che il numero dei modelli CMIP capaci di produrre internamente una QBO è passato da zero in CMIP3 a cinque in CMIP5 e quindici in CMIP6. Questo progresso riflette l’aumento della risoluzione verticale, la diffusione dei modelli “high-top” e il miglioramento delle parametrizzazioni delle onde di gravità. Tuttavia, lo stesso studio ha evidenziato che la qualità media della simulazione non è migliorata quanto il numero dei modelli capaci di produrre l’oscillazione. Molti modelli rappresentano abbastanza bene il periodo e l’estensione latitudinale della QBO, ma sottostimano sistematicamente l’ampiezza al di sotto di circa 20 hPa e tendono a collocare troppo in alto il massimo dell’oscillazione.
Questa carenza è tutt’altro che marginale. La bassa stratosfera e la regione della tropopausa sono precisamente le aree attraverso cui la QBO può influenzare il vapore acqueo, la convezione tropicale e numerose teleconnessioni troposferiche. Un modello che simuli correttamente l’ampiezza della QBO a 10 hPa ma produca un segnale troppo debole a 50–100 hPa può riprodurre apparentemente bene il nucleo dell’oscillazione e al tempo stesso sottostimarne gli effetti climatici. Richter et al. hanno pertanto sottolineato che l’insufficiente ampiezza della QBO nella bassa stratosfera può compromettere la qualità delle teleconnessioni simulate.
La creazione della SPARC QBO Initiative, QBOi, è stata motivata proprio dalla necessità di comprendere sistematicamente queste differenze fra modelli. Le analisi multimodello hanno mostrato che in molti sistemi numerici una parte molto consistente del forcing necessario alla QBO, talvolta compresa fra circa il 40 e l’80%, deriva da onde di gravità parametrizzate. Ciò significa che la simulazione della QBO continua a dipendere fortemente da processi non esplicitamente risolti e spesso regolati attraverso parametri calibrati. La grande sfida contemporanea non è quindi semplicemente “avere una QBO” nel modello, ma generarla per le ragioni fisiche corrette e riprodurne simultaneamente periodo, ampiezza, estensione latitudinale, asimmetria fra fasi, variabilità interannuale, teleconnessioni e risposta ai cambiamenti climatici.
Il clima futuro introduce infatti nuove domande. Le simulazioni CMIP6 suggeriscono in modo abbastanza consistente una riduzione dell’ampiezza della QBO con l’aumento dei gas serra, sebbene rimanga maggiore incertezza sull’evoluzione del periodo. Butchart et al. [2020] hanno identificato l’indebolimento della QBO come uno dei segnali dinamici relativamente robusti nelle proiezioni multimodello, ma hanno sottolineato che le carenze comuni dei modelli richiedono cautela prima di considerare tale cambiamento una firma inequivocabile del riscaldamento climatico. Studi QBOi con aumento della CO₂ hanno anch’essi trovato una riduzione relativamente coerente dell’ampiezza, mentre la risposta del periodo varia significativamente da modello a modello.
Questi risultati possiedono implicazioni che vanno oltre i venti equatoriali. Una QBO più debole potrebbe modificare la circolazione secondaria, il trasporto dei traccianti, la temperatura della tropopausa, le teleconnessioni con il vortice polare e la modulazione della convezione tropicale. La possibilità che le disruptions diventino più frequenti in un clima futuro aggiunge un ulteriore livello di complessità. Anstey et al. [2021] hanno mostrato che alcuni modelli proiettano condizioni potenzialmente più favorevoli a perturbazioni dell’oscillazione, ma l’incertezza rimane ancora elevata. Il cambiamento climatico potrebbe quindi influenzare non soltanto l’ampiezza media della QBO, ma anche la sua regolarità, la vulnerabilità alle onde extratropicali e il suo valore come sorgente di prevedibilità.
Alla luce di questi risultati, l’affermazione originaria secondo cui la QBO rappresenta un banco di prova estremamente severo per i modelli rimane pienamente valida. L’atmosfera reale produce spontaneamente un’oscillazione coerente attraverso l’interazione di una gamma enorme di scale, dalla convezione mesoscalare alle onde planetarie. Un modello deve simultaneamente rappresentare la generazione delle onde, la loro propagazione, il filtraggio attraverso il vento medio, la dissipazione, la circolazione residua e i processi radiativi. La QBO costituisce quindi un test sintetico della capacità del modello di trasferire correttamente quantità di moto attraverso la colonna atmosferica.
Il miglioramento della rappresentazione della convezione tropicale assume in questo contesto un’importanza fondamentale. Se una parte sostanziale delle onde di gravità che forzano la QBO viene generata da sistemi convettivi profondi, gli errori nella distribuzione temporale e spaziale della convezione si traducono in errori nello spettro ondulatorio che raggiunge la stratosfera. Geller et al. [2016] hanno evidenziato come ENSO possa modificare la convezione e quindi il forcing delle onde di gravità, fornendo un possibile meccanismo attraverso il quale il Pacifico tropicale influenza il periodo e l’evoluzione della QBO. La simulazione realistica della QBO richiede quindi una rappresentazione realistica non soltanto della stratosfera, ma anche della troposfera tropicale che genera una parte essenziale del suo forcing.
Questa dipendenza rende la QBO un fenomeno emblematico dell’Earth system coupling. Il suo nucleo dinamico si trova nella stratosfera, ma le sorgenti delle onde sono in gran parte troposferiche; la sua circolazione secondaria modifica la chimica stratosferica; il suo filtraggio delle onde influenza la mesosfera; la sua modulazione delle onde planetarie modifica il vortice polare; il vortice può influenzare il NAM, la NAO e la circolazione superficiale; la temperatura della bassa stratosfera può modulare la convezione tropicale. Non esiste quindi una singola direzione di causalità. L’atmosfera appare come una rete in cui processi provenienti dal basso costruiscono la QBO e la QBO, una volta formata, retroagisce sia verso l’alto sia verso il basso e verso le alte latitudini.
La grande rilevanza chimica dell’oscillazione rafforza ulteriormente questa interpretazione sistemica. L’ozono modifica il riscaldamento radiativo della stratosfera, mentre la QBO modifica l’ozono attraverso trasporto e chimica; il vapore acqueo influenza il bilancio radiativo e dipende contemporaneamente dalla temperatura della tropopausa, dall’upwelling e dall’ossidazione del metano; gli aerosol possono modificare la radiazione e la chimica eterogenea mentre vengono redistribuiti dalla circolazione QBO. La QBO non deve quindi essere considerata come un forcing esterno imposto alla composizione atmosferica, ma come parte integrante di un sistema nel quale dinamica, radiazione e chimica interagiscono continuamente. Gli esperimenti con chemistry–climate models confermano proprio questa necessità di una rappresentazione interattiva della QBO per ottenere una risposta realistica di ozono e traccianti.
La storia scientifica della QBO possiede inoltre un valore metodologico più generale. Il fenomeno fu scoperto perché osservazioni indipendenti mostrarono una struttura che non poteva essere spiegata dal ciclo stagionale. La teoria successiva non derivò da una singola intuizione definitiva, ma dalla convergenza fra osservazioni radiosondaggistiche, teoria delle onde equatoriali, modelli semplificati, satelliti, modelli di circolazione generale e studi dei traccianti. Ogni progresso ha aggiunto un nuovo livello alla comprensione: dalla semplice identificazione delle fasi orientali e occidentali, alla teoria del forcing ondulatorio, alla circolazione secondaria, alle teleconnessioni polari, fino alle disruptions e alle proiezioni climatiche. La QBO costituisce quindi anche un esempio particolarmente efficace di come la comprensione dei fenomeni atmosferici emerga dal dialogo continuo fra teoria, osservazioni e modellistica.
Alla luce delle conoscenze attuali, la frase di Reed acquista quindi un significato ancora più forte di quello attribuitole alla fine del XX secolo. Non soltanto la QBO non si è rivelata una curiosità meteorologica, ma è diventata uno dei fenomeni più istruttivi dell’intera dinamica atmosferica. La sua apparente semplicità visiva — fasce alternate di vento che scendono lentamente lungo l’equatore — nasconde una rete estremamente complessa di processi: generazione e filtraggio delle onde, trasporto di quantità di moto, circolazione di Brewer-Dobson, chimica dell’ozono, variazioni del vapore acqueo, interazione con SAO e mesosfera, modulazione delle onde planetarie, vortice polare, NAM, convezione tropicale e risposta ai cambiamenti climatici.
La concezione contemporanea della QBO può quindi essere riassunta come quella di un oscillatore atmosferico emergente e multiscala, generato dalla propagazione ondulatoria ma capace, una volta formato, di organizzare a sua volta la propagazione delle onde e la circolazione su scala globale. La sua stabilità climatologica dimostra la robustezza del meccanismo; le disruptions del 2015–2016 e del 2019–2020 dimostrano che tale robustezza possiede limiti e che l’oscillazione rimane sensibile a perturbazioni eccezionali; i progressi dei modelli CMIP dimostrano quanto sia difficile riprodurre numericamente l’equilibrio fra tutti i processi coinvolti; le proiezioni climatiche mostrano infine che anche questa oscillazione apparentemente stabile potrebbe cambiare in un’atmosfera più calda.
È proprio questa combinazione di regolarità e vulnerabilità a rendere la QBO così preziosa scientificamente. Essa costituisce uno dei pochi fenomeni atmosferici nei quali è possibile osservare direttamente, ciclo dopo ciclo, il risultato delle interazioni fra onde e flusso medio lungo decine di chilometri della colonna atmosferica. Allo stesso tempo, la sua capacità di influenzare traccianti, ozono, mesosfera, vortice polare e troposfera mostra che comprendere la QBO significa comprendere una parte importante del funzionamento integrato dell’atmosfera terrestre. L’obiettivo futuro non sarà quindi semplicemente simulare correttamente l’alternanza dei venti orientali e occidentali, ma riuscire a rappresentare nello stesso sistema numerico l’intera catena causale che dalla convezione tropicale genera le onde, dalle onde costruisce la QBO, dalla QBO modifica circolazione e composizione e da queste interazioni produce teleconnessioni climatiche globali. Solo quando un modello sarà in grado di riprodurre coerentemente tutti questi passaggi potremo affermare di comprendere pienamente non soltanto la QBO, ma una parte fondamentale della dinamica dell’atmosfera rotante e stratificata.
GLOSSARIO – Concetti dinamici fondamentali per comprendere la QBO, le onde atmosferiche e l’interazione tra flusso medio e propagazione ondulatoria
l glossario associato allo studio della Quasi-Biennial Oscillation non costituisce semplicemente una raccolta terminologica, ma racchiude alcuni dei concetti fondamentali della dinamica geofisica dei fluidi. La QBO può essere compresa pienamente soltanto inserendola nel quadro teorico di un’atmosfera rotante, stratificata e continuamente attraversata da onde capaci di trasportare energia e quantità di moto. Termini come piano β, parametro di Coriolis, onde di Kelvin, onde di Rossby, livelli critici, flusso di Eliassen–Palm, waveguide e surf zone descrivono infatti differenti aspetti dello stesso problema fisico: il modo in cui perturbazioni ondulatorie interagiscono con il vento medio e modificano progressivamente la circolazione atmosferica. La teoria della QBO sviluppata a partire dai lavori di Lindzen e Holton [1968], Holton e Lindzen [1972] e successivamente sintetizzata da Baldwin et al. [2001] rappresenta forse uno degli esempi più eleganti dell’applicazione congiunta di questi concetti.
Uno dei punti di partenza fondamentali è il parametro di Coriolis, indicato convenzionalmente con f, che misura l’effetto della rotazione terrestre sui moti atmosferici. Esso dipende dalla velocità angolare della Terra e dalla latitudine e cresce passando dall’equatore verso i poli. All’equatore il parametro di Coriolis si annulla, ma ciò non significa che la rotazione terrestre diventi dinamicamente irrilevante. Al contrario, proprio la variazione latitudinale di f diventa essenziale. Questa proprietà viene rappresentata attraverso l’approssimazione del piano β, nella quale il parametro di Coriolis viene sviluppato linearmente attorno a una latitudine di riferimento. Nella dinamica equatoriale, dove il valore centrale di f è praticamente nullo, è la sua variazione meridionale, rappresentata da β, a fornire il meccanismo dinamico responsabile della struttura di molte onde equatoriali.
L’approssimazione del piano β è stata fondamentale nello sviluppo della teoria delle onde atmosferiche tropicali. Matsuno [1966], in uno dei lavori più importanti della dinamica tropicale, mostrò che le equazioni linearizzate su un piano β equatoriale possiedono una famiglia di soluzioni ondulatorie ben definite, comprendente onde di Kelvin, onde di Rossby equatoriali, onde miste Rossby–gravità e onde inerziali-gravità. Queste soluzioni teoriche hanno successivamente trovato un impressionante riscontro nelle osservazioni atmosferiche e costituiscono ancora oggi la base concettuale per interpretare una parte significativa del forcing ondulatorio della QBO.
Il ruolo della rotazione terrestre deve essere considerato insieme alla stratificazione stabile dell’atmosfera. Nella stratosfera, una particella d’aria spostata verticalmente tende a essere richiamata verso il proprio livello di equilibrio a causa della stabilità statica. Questo meccanismo di richiamo permette l’esistenza delle onde di gravità, nelle quali la gravità e la galleggiabilità costituiscono gli elementi fondamentali della dinamica. Le onde di gravità possono possedere scale orizzontali relativamente piccole rispetto alle onde sinottiche e periodi che spaziano da minuti a molte ore. Sebbene singolarmente possano sembrare fenomeni di scala modesta, il loro effetto integrato sul bilancio della quantità di moto della stratosfera può essere enorme.
La teoria moderna della QBO attribuisce proprio alle onde di gravità un ruolo essenziale. Gli studi di Lindzen e Holton [1968] e Holton e Lindzen [1972] mostrarono che onde propaganti verso est e verso ovest possono depositare quantità di moto a differenti quote quando incontrano condizioni favorevoli alla dissipazione o all’assorbimento. La distribuzione verticale di questo forcing genera accelerazioni del vento zonale e contribuisce alla formazione delle fasce orientali e occidentali della QBO. Studi successivi, tra cui Dunkerton [1997], Baldwin et al. [2001] e Garcia e Richter [2019], hanno mostrato che il forcing reale deriva da una combinazione di onde equatoriali esplicitamente risolvibili e onde di gravità di scala più piccola, spesso parametrizzate nei modelli climatici.
Un sottoinsieme importante è costituito dalle onde inerziali-gravità, nelle quali la forza di Coriolis diventa sufficientemente importante da modificare significativamente il comportamento delle onde di gravità. La frequenza dell’onda non dipende quindi soltanto dalla stratificazione, ma anche dalla rotazione terrestre. Nel contesto tropicale queste onde contribuiscono al trasporto verticale di quantità di moto e possono svolgere un ruolo nella dinamica della QBO, della Semiannual Oscillation e della mesosfera.
Fra le onde equatoriali, le onde di Kelvin occupano una posizione di particolare importanza. Esse propagano verso est, presentano una componente meridionale della velocità molto piccola sull’equatore e possiedono una struttura latitudinale confinata attorno alla regione equatoriale. Le variabili dinamiche, come vento zonale, temperatura e geopotenziale, presentano una struttura approssimativamente simmetrica rispetto all’equatore. Wallace e Kousky [1968] fornirono una delle prime evidenze osservative convincenti della presenza di onde di Kelvin nella stratosfera equatoriale, mostrando che esse possedevano le caratteristiche previste dalla teoria di Matsuno.
Le onde di Kelvin sono particolarmente importanti per il forcing delle accelerazioni occidentali della QBO. Quando una di queste onde si propaga verticalmente attraverso la stratosfera, trasporta quantità di moto verso est. Se l’onda viene dissipata o assorbita, tale quantità di moto viene trasferita al vento medio, contribuendo ad accelerarlo in senso occidentale, cioè verso est. Il ruolo delle onde di Kelvin nella QBO è stato studiato per decenni e rimane centrale anche nelle simulazioni moderne. Garcia e Richter [2019], analizzando la QBO in WACCM, hanno mostrato che le onde di Kelvin rappresentano una componente significativa del forcing occidentale, anche se non costituiscono l’unica sorgente di quantità di moto.
Le onde di Rossby–gravità, spesso chiamate anche mixed Rossby–gravity waves, possiedono invece una struttura differente. Esse propagano generalmente verso ovest e presentano una velocità meridionale simmetrica rispetto all’equatore, mentre vento zonale, temperatura e geopotenziale assumono una struttura antisimmetrica. Yanai e Maruyama [1966] identificarono osservativamente questo tipo di onda nella stratosfera equatoriale, motivo per cui esse vengono talvolta chiamate anche onde di Yanai. Queste perturbazioni possono contribuire al trasporto di quantità di moto verso ovest e quindi alle accelerazioni orientali della QBO.
Più in generale, il termine onde di Rossby identifica una classe di onde la cui esistenza deriva dai gradienti meridionali della vorticità potenziale. Esse sono profondamente legate alla rotazione terrestre e rappresentano uno dei modi dominanti della variabilità atmosferica alle medie e alte latitudini. Il meccanismo di richiamo non è costituito principalmente dalla gravità, come nelle onde di gravità, ma dalla variazione della vorticità potenziale con la latitudine. Le idee originarie di Rossby e collaboratori negli anni Trenta e Quaranta fornirono le basi della moderna meteorologia dinamica, mostrando che molte delle grandi strutture ondulatorie osservate nella corrente a getto potevano essere interpretate come manifestazioni di onde planetarie.
Quando le onde di Rossby possiedono scale comparabili con quelle planetarie e bassi numeri d’onda zonali, generalmente uno, due o tre, vengono spesso indicate come onde planetarie. Nella stratosfera invernale extratropicale esse svolgono un ruolo fondamentale perché possono propagarsi dalla troposfera verso il vortice polare, depositando quantità di moto e producendo forti perturbazioni della circolazione. Matsuno [1971] dimostrò che la propagazione e l’amplificazione di onde planetarie potevano produrre un Sudden Stratospheric Warming, fornendo uno dei primi modelli teorici convincenti dei grandi riscaldamenti stratosferici.
Il concetto di waveguide, o guida d’onda, è essenziale per comprendere perché alcune onde possano propagarsi in determinate regioni dell’atmosfera e non in altre. Un waveguide è una regione nella quale le condizioni del vento e della stabilità confinano la propagazione ondulatoria, in modo analogo a ciò che avviene per la luce all’interno di un mezzo con indice di rifrazione variabile. Charney e Drazin [1961] mostrarono che la propagazione verticale delle onde planetarie nella stratosfera dipende in modo critico dalla struttura del vento zonale medio. Le onde di Rossby possono propagarsi verticalmente soltanto in determinati intervalli di vento occidentale; venti troppo intensi o orientali possono impedire loro di raggiungere livelli superiori.
Questa proprietà è centrale nell’effetto Holton–Tan. La QBO modifica i venti tropicali e subtropicali, alterando il waveguide disponibile alle onde planetarie extratropicali. Durante determinate fasi della QBO, la rifrazione delle onde verso il vortice polare viene favorita; in altre viene ridotta. La QBO può così influenzare indirettamente l’intensità del vortice polare e, attraverso il Northern Annular Mode, persino la troposfera extratropicale. Il concetto di waveguide collega quindi direttamente la dinamica delle onde alla teleconnessione tra stratosfera tropicale e regioni polari.
Un concetto strettamente collegato è quello di livello critico. Esso si verifica quando la velocità di fase di un’onda nella direzione di propagazione uguaglia il vento medio circostante. Dal punto di vista dell’onda, la propria velocità di fase intrinseca rispetto al flusso tende allora a zero. In prossimità di tale livello la struttura ondulatoria cambia profondamente: l’onda può subire forte dissipazione, assorbimento o rottura e trasferire la propria quantità di moto al flusso medio. Booker e Bretherton [1967] svilupparono una teoria fondamentale dell’interazione delle onde interne con i livelli critici, mostrando come l’assorbimento possa produrre un trasferimento irreversibile di quantità di moto.
I livelli critici sono centrali nel funzionamento della QBO. Quando esiste un regime di vento occidentale, per esempio, le onde propaganti verso est con velocità di fase appropriata possono incontrare un livello critico e venire assorbite. Il campo di vento filtra pertanto selettivamente lo spettro delle onde. Le onde che sopravvivono continuano verso l’alto fino a incontrare altre regioni di dissipazione. Questo filtraggio selettivo costituisce il meccanismo mediante il quale il vento già presente influenza il forcing che riceverà successivamente, generando il feedback responsabile della QBO.
La capacità delle onde di modificare il flusso medio viene elegantemente descritta attraverso il flusso di Eliassen–Palm, o EP flux. Il concetto deriva dai lavori di Eliassen e Palm [1961] e venne successivamente formalizzato e reso ampiamente utilizzabile nell’analisi atmosferica da Andrews e McIntyre e da Edmon et al. [1980]. Nel piano latitudine-quota, il vettore EP permette di visualizzare la propagazione dell’attività ondulatoria e, soprattutto, di diagnosticare dove le onde esercitano un forcing sul vento zonale medio.
La convergenza del flusso EP corrisponde, in termini semplificati, a una deposizione di quantità di moto da parte delle onde, mentre la divergenza indica una regione in cui tale quantità di moto viene sottratta al flusso medio. Nella stratosfera invernale il flusso EP permette di seguire la propagazione delle onde planetarie dalla troposfera verso le alte latitudini e di individuare le regioni nelle quali esse frenano il vortice polare. Per questo motivo il flusso EP è diventato uno degli strumenti diagnostici più utilizzati nello studio degli SSW, dell’effetto Holton–Tan e dell’accoppiamento stratosfera–troposfera.
Il concetto di piano meridionale, cioè il piano latitudine–quota, costituisce il quadro geometrico nel quale vengono frequentemente rappresentati il flusso EP e la circolazione meridionale residua. Quando si parla di circolazione meridionale media si intende la circolazione mediata lungo la longitudine, composta da movimenti verso nord o sud e da movimenti verticali. Nel contesto della QBO, questa circolazione secondaria è fondamentale perché le anomalie del vento zonale non sono isolate: attraverso l’equilibrio termico e dinamico esse generano anomalie di upwelling, subsidenza e trasporto meridionale.
La circolazione secondaria spiega gran parte delle anomalie QBO osservate nei traccianti. Ozono, metano, vapore acqueo, aerosol, NO₂ e altre specie vengono trasportati verticalmente e meridionalmente in risposta alle anomalie della circolazione residua. Il collegamento fra vento zonale e trasporto dei traccianti non sarebbe comprensibile senza considerare il piano meridionale e la circolazione associata. I lavori di Plumb e Bell [1982], Dunkerton [1985] e successivamente Randel et al. [1998] hanno mostrato quanto questo quadro sia essenziale per comprendere la struttura tridimensionale della QBO.
Il termine log-pressure height, o quota logaritmica di pressione, rappresenta invece una scelta di coordinata verticale molto utilizzata nella dinamica della stratosfera. Poiché la pressione atmosferica diminuisce approssimativamente in modo esponenziale con la quota, il logaritmo della pressione può essere trasformato in una coordinata che cresce quasi linearmente con l’altezza geometrica. Questa rappresentazione rende più semplici numerose formulazioni teoriche e consente di trattare la propagazione verticale delle onde in un’atmosfera la cui densità diminuisce rapidamente con la quota.
La diminuzione della densità è precisamente uno dei motivi per cui l’ampiezza delle onde tende ad aumentare durante la propagazione verso l’alto. Per conservare il flusso di energia o di quantità di moto, una perturbazione che entra in un ambiente progressivamente meno denso deve generalmente aumentare la propria ampiezza. Questo comportamento spiega perché onde relativamente modeste nella troposfera possano diventare dinamicamente importanti nella stratosfera e nella mesosfera.
Una semplificazione teorica frequentemente utilizzata per studiare tali fenomeni è il limite di Boussinesq. Nell’approssimazione di Boussinesq la densità viene considerata quasi costante, eccetto quando compare nel termine di galleggiamento. Questa ipotesi elimina molte complicazioni associate alla comprimibilità atmosferica e consente di concentrarsi sui processi dinamici fondamentali. Sebbene non sia adeguata per descrivere l’intera atmosfera su grandi intervalli verticali, l’approssimazione di Boussinesq ha avuto enorme importanza nello sviluppo della teoria delle onde interne e dell’interazione onde–flusso medio. Molti modelli concettuali della QBO utilizzano forme semplificate delle equazioni proprio per isolare il meccanismo fisico essenziale dal dettaglio della struttura atmosferica reale.
La terminologia easterly e westerly merita particolare attenzione, perché può facilmente generare confusione. Un vento westerly proviene da ovest e soffia verso est; un vento easterly proviene da est e soffia verso ovest. Per convenzione meteorologica, il vento zonale è positivo quando è occidentale e negativo quando è orientale. Al contrario, i termini eastward e westward descrivono direttamente la direzione del movimento: eastward significa verso est, westward verso ovest. Questa distinzione è fondamentale negli studi della QBO, perché si parla continuamente di venti occidentali e orientali da un lato e di onde propaganti verso est o verso ovest dall’altro.
La fase della QBO viene tradizionalmente definita in base al segno del vento zonale equatoriale a un livello di riferimento, storicamente compreso fra circa 50 e 25 hPa. Questa definizione è semplice e ha permesso di costruire per decenni compositi QBO-E e QBO-W. Tuttavia, la ricerca contemporanea ha mostrato che la QBO possiede una struttura verticale complessa e che definirne la fase mediante un solo livello può essere insufficiente per alcune applicazioni. Un regime occidentale può trovarsi nella bassa stratosfera mentre un regime orientale persiste più in alto, e gli shear fra le due fasi possono avere conseguenze dinamiche differenti.
Per questo motivo molti studi moderni utilizzano più livelli contemporaneamente oppure applicano EOF ai profili verticali del vento equatoriale. Questo approccio è particolarmente importante nello studio delle teleconnessioni, perché l’effetto sul vortice polare o sulla convezione tropicale può dipendere non soltanto dal segno del vento a 50 hPa, ma dalla profondità verticale della fase e dalla posizione delle regioni di shear.
Il termine zonal, infine, indica la direzione longitudinale, cioè lungo i paralleli. Il vento zonale è quindi la componente est–ovest del vento. Il concetto di media zonale è fondamentale nella teoria della QBO perché l’oscillazione viene descritta principalmente attraverso il vento zonale medio attorno all’equatore. Le onde rappresentano deviazioni rispetto a questa media; interagendo con essa, ne modificano progressivamente l’intensità. L’intero problema della QBO può quindi essere interpretato come un’interazione fra una componente media zonale lentamente variabile e perturbazioni ondulatorie molto più rapide.
La dinamica delle onde planetarie e del planetary-wave breaking estende questo quadro alle regioni extratropicali. Nella stratosfera invernale il vortice polare è caratterizzato da forti gradienti meridionali di vorticità potenziale lungo il suo bordo. Questi gradienti funzionano come una barriera dinamica al mescolamento. Al di fuori del vortice, tuttavia, le onde di Rossby possono raggiungere ampiezze sufficientemente grandi da deformare drasticamente i contorni di vorticità potenziale.
Quando la deformazione diventa irreversibile si parla di wave breaking. McIntyre e Palmer [1983, 1984] mostrarono che il breaking delle onde planetarie nella stratosfera produce strutture filamentose di vorticità potenziale e un intenso mescolamento irreversibile. La regione nella quale tale processo è frequente venne definita surf zone, per analogia con le onde oceaniche che rompono vicino alla costa. Il concetto ha avuto un’influenza enorme sulla moderna comprensione della stratosfera perché permette di interpretare contemporaneamente la dinamica del vortice polare, il trasporto dei traccianti e la formazione delle barriere di trasporto.
La surf zone non è quindi semplicemente una regione caratterizzata da forte variabilità. È un ambiente nel quale le onde planetarie rompono e rimescolano la vorticità potenziale, producendo un campo relativamente omogeneizzato esternamente al vortice e contribuendo alla formazione di forti gradienti lungo il suo bordo. Questi stessi processi controllano il trasporto di ozono, aerosol e altri traccianti e spiegano molte delle strutture osservate nelle mappe di metano e vorticità potenziale discusse nelle sezioni precedenti.
La Semiannual Oscillation, SAO, completa il quadro delle principali oscillazioni della media atmosfera tropicale. Essa possiede un periodo vicino a sei mesi e raggiunge grandi ampiezze vicino alla stratopausa e nella mesosfera. Come la QBO, la SAO è strettamente legata alla propagazione e alla dissipazione delle onde. Tuttavia, il ciclo stagionale dell’insolazione e la variazione semestrale della circolazione tropicale forniscono alla SAO una struttura temporale diversa. Hirota [1978], Dunkerton e Delisi e numerosi studi successivi hanno mostrato che onde di Kelvin, onde inerziali-gravità e onde di gravità contribuiscono significativamente al suo forcing.
L’interazione fra QBO e SAO rappresenta un esempio ulteriore della complessità del filtraggio ondulatorio. La fase QBO nella stratosfera modifica quali onde possano raggiungere la stratopausa e la mesosfera e può quindi alterare l’intensità e la velocità di propagazione verticale della SAO. Allo stesso tempo, la SAO modifica il background nel quale si propagano le onde destinate alla mesosfera, contribuendo alla formazione della MQBO osservata intorno agli 80–90 km.
Considerati nel loro insieme, tutti i termini del glossario convergono verso un unico principio fisico: le onde atmosferiche non sono semplici perturbazioni sovrapposte passivamente alla circolazione media, ma agenti dinamici capaci di costruire, distruggere e riorganizzare il flusso stesso. La QBO costituisce una manifestazione straordinariamente chiara di questo principio. Le onde equatoriali e di gravità trasportano quantità di moto; il vento medio modifica la loro propagazione; i livelli critici selezionano quali onde vengono assorbite; il flusso di Eliassen–Palm permette di diagnosticare il trasferimento di quantità di moto; la circolazione meridionale redistribuisce massa, calore e traccianti; i waveguide determinano il percorso delle onde planetarie; il breaking e la surf zone trasformano la propagazione reversibile in mescolamento irreversibile.
Da questo punto di vista, il glossario non rappresenta un’appendice secondaria allo studio della QBO, ma una sintesi dei concetti attraverso i quali può essere interpretata l’intera dinamica della stratosfera. I lavori di Matsuno [1966], Lindzen e Holton [1968], Holton e Lindzen [1972], Andrews e McIntyre [1976, 1978], McIntyre e Palmer [1983, 1984], Plumb [1985], Dunkerton [1997] e Baldwin et al. [2001] hanno progressivamente mostrato che onde, flusso medio e trasporto devono essere considerati come parti inseparabili dello stesso sistema.
La QBO stessa può quindi essere vista come il risultato finale di questa rete concettuale. Il piano β rende possibile la dinamica equatoriale; la stratificazione permette la propagazione delle onde; Kelvin, Rossby–gravità e gravity waves trasportano quantità di moto; i livelli critici determinano dove tale quantità di moto viene depositata; il flusso medio così accelerato modifica a sua volta il waveguide e il filtraggio delle onde; la circolazione secondaria trasferisce l’effetto sui traccianti; le onde planetarie collegano la regione tropicale al vortice polare; il breaking produce il mescolamento extratropicale; la SAO e la MQBO estendono l’accoppiamento verso la mesosfera. Tutto ciò dimostra che comprendere la QBO significa comprendere uno dei meccanismi più generali della dinamica atmosferica: l’emergere di una circolazione lenta e organizzata dall’interazione continua fra onde rapide e un flusso medio che esse stesse contribuiscono a costruire.
https://www.gfdl.noaa.gov/bibliography/related_files/baldwin0101.pdf
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