Ozono Stratosferico e la Morfologia del Waveguide Planetario dell’Emisfero Nord

John R. Albers, John P. McCormack, Terrence R. Nathan

Ricevuto il 11 aprile 2012; revisionato l’8 novembre 2012; accettato il 14 novembre 2012; pubblicato il 31 gennaio 2013.

Un modello avanzato di circolazione generale dell’atmosfera media è stato impiegato per indagare l’influenza dell’ozono zonalmente asimmetrico (ZAO) sulla configurazione del waveguide planetario (PWG) nell’emisfera settentrionale durante il periodo invernale (dicembre-febbraio). La struttura del PWG è stata quantificata attraverso l’analisi dell’indice di rifrazione, i vettori di flusso di Eliassen-Palm, la latitudine della linea di demarcazione dei venti zero subtropicali e la latitudine del getto subtropicale. L’analisi rivela che lo ZAO induce una contrazione meridionale del PWG nella stratosfera superiore e un’espansione sia meridionale nella stratosfera inferiore sia verticale nella stratosfera superiore e nella mesosfera inferiore. Tali modificazioni sono attribuibili a un incremento nel trasferimento verticale e verso i poli dell’attività delle onde planetarie nella stratosfera extratropicale e nella mesosfera inferiore. Questi fenomeni comportano un amplificamento della convergenza del flusso di Eliassen-Palm alle alte latitudini, generando un vortice polare stratosferico più caldo e meno intenso e un incremento nella frequenza dei riscaldamenti stratosferici improvvisi. La capacità dello ZAO di modificare il trasferimento dell’attività delle onde planetarie all’interno del vortice polare è di cruciale importanza per la modellazione accurata dei fenomeni mediati dalle onde e guidati dalle onde nella stratosfera media, inclusi il ciclo solare di 11 anni, i riscaldamenti stratosferici improvvisi e la fase del modo annulare dell’emisfero settentrionale.

1. Introduzione

[2] Il concetto di waveguide planetario (PWG) fu proposto per la prima volta da Dickinson nel 1968 per caratterizzare quelle aree della stratosfera invernale dell’Emisfero Nord dove il vento zonale di fondo favorisce la propagazione ascendente delle onde planetarie. Successivamente, Matsuno nel 1970 ha approfondito e espanso questo concetto, definendo un indice di rifrazione per le onde planetarie su una sfera e dimostrando che la propagazione delle onde è particolarmente intensa nelle aree dove tale indice assume valori elevati e positivi. Analizzando la tipica distribuzione dei venti zonali durante l’inverno nell’Emisfero Nord (Figura 1), i valori elevati dell’indice di rifrazione si osservano principalmente nell’area compresa tra la linea del vento zero a sud [Tung, 1979] e il margine meridionale del vortice polare a nord [Chapman e Miles, 1981].

[3] Nonostante ciò, la linea del vento zero e il margine del vortice non descrivono completamente la dinamica di propagazione delle onde planetarie all’interno del PWG. Infatti, le correnti di base all’interno del PWG influenzano significativamente sia l’ingresso delle onde planetarie dalla troposfera sia i loro percorsi di propagazione nella stratosfera. Ad esempio, la variazione verticale del vento zonale medio vicino alla tropopausa gioca un ruolo cruciale nel determinare la quantità di onde planetarie che ascese dalla troposfera alla stratosfera inferiore [Chen e Robinson, 1992]. Una volta raggiunta la stratosfera inferiore, le onde planetarie incontrano un minimo locale nell’indice di rifrazione, dovuto ai gradienti verticali e orizzontali negativi del vento zonale medio (sopra e a nord del getto subtropicale). Questa condizione divide il PWG in due “canali” principali: uno consente alle onde di propagarsi verso i poli e in alto all’interno della stratosfera, l’altro confina le onde nella parte inferiore della stratosfera [Chapman e Miles, 1981; Huang e Gambo, 1982; Li et al., 2006]. Per le onde che si propagano verso l’alto e i poli, l’estensione della loro propagazione è in larga parte regolata dal rapporto tra il gradiente meridionale di vorticità potenziale e il vento zonale medio occidentale [Charney e Drazin, 1961; Matsuno, 1970]. Inoltre, Nigam e Lindzen nel 1989 hanno osservato che piccoli cambiamenti nella posizione in latitudine del getto subtropicale possono modificare significativamente la quantità di attività delle onde planetarie deviate verso la stratosfera delle medie latitudini e polari.Questi risultati indicano che il waveguide planetario (PWG) è definito principalmente dalla sua larghezza meridionale, calcolata tramite la localizzazione della linea del vento zero, dalla sua estensione verticale, valutata attraverso l’indice di rifrazione, e dalla potenza di propagazione delle onde intorno al getto subtropicale e all’interno del waveguide, anch’esse valutate mediante l’indice di rifrazione. Le architetture del vento medio zonale e del PWG sono influenzate da un equilibrio tra il riscaldamento radiativo dovuto all’ozono, il raffreddamento radiativo a infrarossi e il riscaldamento dinamico prodotto dalle onde planetarie. Qualsiasi processo fisico che intervenga in questo equilibrio a tre componenti modificherà di conseguenza il PWG. Un processo rilevante include le interazioni tra l’attività delle onde planetarie e l’ozono stratosferico. Specificatamente, quando le onde planetarie si propagano dalla troposfera alla stratosfera durante l’inverno nell’emisfero nord, generano significative asimmetrie zonali nei venti, nelle temperature e nell’ozono [Gabriel et al., 2007]. Le osservazioni rivelano che l’ozono zonalmente asimmetrico (ZAO) rappresenta una frazione importante dell’intero campo ozonico stratosferico [ad esempio, Wang et al., 2005; Gabriel et al., 2007; Crook et al., 2008], raggiungendo il 10% durante l’inverno boreale (secondo medie decennali) [Crook et al., 2008], il 15% nella stratosfera bassa intorno ai 70°N e 65°S [Gillett et al., 2009], e il 50% durante l’evento di riscaldamento stratosferico improvviso in Antartide del 2002 [Wang et al., 2005] e durante lo smembramento del buco dell’ozono antartico [Crook et al., 2008]. La sincronizzazione tra le onde di vento, temperatura e ozono genera flussi che modulano sia l’attenuazione sia la dinamica dei campi ondulatori e promuovono la circolazione zonale media [Nathan e Li, 1991; Nathan e Cordero, 2007; Albers e Nathan, 2012].

[5] Studi basati su modelli di circolazione generale hanno confermato che l’ozono zonalmente asimmetrico (ZAO) esercita un’influenza considerevole sulla configurazione zonale delle temperature e dei venti nella media atmosfera invernale di entrambi gli emisferi [Kirchner e Peters, 2003; Sassi et al., 2005; Gabriel et al., 2007; Brand et al., 2008; Crook et al., 2008; Waugh et al., 2009; Gillett et al., 2009; McCormack et al., 2011]. Un esempio specifico è stato esaminato da Crook et al. [2008], i quali hanno osservato l’impatto del ZAO sulla stratosfera ad alte latitudini dell’Emisfero Sud, rilevando un raffreddamento della stratosfera bassa comparabile, per entità, a quello prodotto dal buco dell’ozono antartico durante la primavera. Concentrandosi sull’Emisfero Nord, McCormack et al. [2011] hanno condotto una serie di simulazioni con modelli GCM durante il periodo dicembre-marzo, scoprendo che il ZAO determina un aumento della temperatura e una maggiore instabilità del vortice polare stratosferico, nonché un incremento nella frequenza dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW). Anche se lo studio di McCormack et al. ha dimostrato le variazioni di temperature e venti nella stratosfera polare legate al ZAO, i meccanismi specifici di tali cambiamenti non sono stati completamente delineati. Comprendere le interazioni tra il ZAO e la stratosfera polare è essenziale per elaborare stime attendibili degli impatti antropogenici sulle dinamiche climatiche cruciali, quali il flusso ascendente delle onde planetarie, la frequenza degli SSW e le dinamiche del modo annulare dell’Emisfero Nord. In questo contesto, analizziamo come la fisica associata al ZAO influenzi la morfologia del PWW, enfatizzando l’importanza di una corretta integrazione del ZAO nei modelli climatici globali.

[6] Nella sezione seguente, descriviamo il modello e gli strumenti diagnostici impiegati per analizzare le variazioni nella morfologia del PWG. Nella sezione 3 presentiamo i nostri risultati e, nella sezione 4, discutiamo le implicazioni dei nostri dati per la modellazione climatica globale.

Panoramica della Figura 1

La figura è etichettata come Figura 1 e mostra la media su tre mesi (DJF, che sta per Dicembre, Gennaio, Febbraio) del valore medio dell’ensemble ZMO3, rappresentata in due parti: parte (a) e parte (b).

Parte (a) – Vento Medio Zonale

  • Visualizzazione: Questa parte della figura mostra le velocità del vento medio zonale attraverso diverse latitudini e altitudini.
  • Scala di Colori: La scala di colori rappresenta le velocità del vento in metri al secondo (m/s). I colori più caldi (rossi e arancioni) indicano velocità del vento più elevate, mentre i colori più freddi (blu e verdi) denotano velocità del vento più basse.
  • Caratteristica Principale: Una linea nera spessa è tracciata attraverso il grafico, indicando la linea del vento zero. Questa linea mostra dove la velocità del vento è zero.

Parte (b) – Indice di Rifrazione con Vettori di Flusso EP

  • Visualizzazione: Questa parte mostra l’indice di rifrazione non dimensionale, denotato come n²s, con contorni intervallati di 4, illustrando come l’indice varia attraverso diverse latitudini e altezze.
  • Vettori di Flusso EP: Questi sono rappresentati da frecce tracciate solo nelle regioni dove la divergenza del flusso EP è inferiore a circa 25 × 10⁶ kg s². L’assenza di vettori in altre aree aiuta a ridurre l’ingombro visivo e a concentrarsi sulle regioni significative che influenzano la fisica del sistema.
  • Spiegazione dei Contorni e delle Frecce: I contorni forniscono una rappresentazione visiva dei vari livelli dell’indice di rifrazione, fondamentali per comprendere la propagazione delle onde nell’atmosfera. Le frecce (vettori di flusso EP) indicano la direzione e l’intensità del trasferimento di energia e momento all’interno dell’atmosfera.

Importanza della Figura

  • Comprensione delle Dinamiche: Questa figura è fondamentale per comprendere come il vento medio zonale e l’indice di rifrazione delle onde atmosferiche interagiscono nella media atmosfera durante i mesi invernali.
  • Implicazioni Climatologiche: Analizzando questi pattern, i ricercatori possono inferire il comportamento delle onde atmosferiche, inclusa la loro propagazione e l’impatto sui sistemi meteorologici e climatici.
  • Validazione e Analisi dei Modelli: Tali figure sono spesso utilizzate per validare modelli di circolazione atmosferica e per analizzare come diversi fattori come il vento e la propagazione delle onde si influenzino reciprocamente.

La scala dei vettori di flusso EP, discussa nella sezione 2 del documento, probabilmente fornisce dettagli tecnici su come questi vettori sono calcolati e rappresentati nella figura, assicurando che riflettano accuratamente i processi fisici in studio.

Descrizione del Modello e Diagnostica delle Simulazioni

In questo studio, esaminiamo gli effetti della variabile ZAO sulla propagazione delle onde planetarie durante l’inverno dell’emisfero nord. Utilizziamo il modello globale di circolazione generale NOGAPS-ALPHA, che copre dall’atmosfera superficiale fino a circa 90 km di altezza e include 68 livelli verticali ibridi. Il modello calcola dinamicamente i campi di ozono e vapore acqueo basandosi su parametrizzazioni fotochimiche dettagliate e considera sia il riscaldamento dovuto alla radiazione solare che il raffreddamento infrarosso, influenzati dai campi di ozono e vapore acqueo insieme a un profilo costante di anidride carbonica.

Le temperature della superficie marina e le distribuzioni di ghiaccio sono definite al confine inferiore del modello basandosi su osservazioni operative globali aggiornate semestralmente. Abbiamo condotto quindici coppie di simulazioni che coprono il periodo da inizio dicembre a fine marzo. Ogni coppia di simulazioni è stata inizializzata con i medesimi profili di vento, temperatura e componenti chimici, derivanti dal sistema di assimilazione dati di NOGAPS-ALPHA. Le simulazioni si differenziano per l’uso dell’ozono: una coppia utilizza un campo di ozono completamente prognostico nei calcoli di riscaldamento e raffreddamento radiativo, mentre l’altra utilizza valori medi zonali.

Per isolare l’effetto del riscaldamento attribuibile a ZAO, confrontiamo le differenze tra le simulazioni per variabili selezionate, escludendo gli effetti del trasporto onda-ozono sui cambiamenti nel riscaldamento medio zonale dell’ozono. Nonostante il trasporto onda-ozono sia considerato meno significativo rispetto al riscaldamento ZAO, entrambi i tipi di simulazioni mostrano distribuzioni simili di ozono medio zonale.

L’analisi statistica delle differenze tra le medie degli ensemble delle variabili modello utilizza il test t di Student al 95% di livello di confidenza. Le corse del modello 3DO3 hanno evidenziato quattro eventi di riscaldamento stratosferico improvviso, mentre quelle di ZMO3 solo uno. Questi risultati enfatizzano l’importanza di considerare l’ozono prognostico per una rappresentazione accurata dei processi di riscaldamento e raffreddamento nell’atmosfera.

Questa descrizione mette in luce l’approccio metodologico adottato per investigare l’impatto delle dinamiche atmosferiche e le tecniche di simulazione impiegate per analizzare la risposta climatica alle variazioni atmosferiche.

Nel contesto della nostra ricerca, abbiamo approfondito la morfologia del canale di guida delle onde planetarie, focalizzandoci su due aspetti chiave: la forma del canale e i meccanismi di propagazione delle onde al suo interno. Per determinare la forma del canale, abbiamo esaminato sia la sua estensione verticale che la sua larghezza meridionale. La dinamica di propagazione delle onde è stata analizzata attraverso la direzione e la forza con cui queste onde si muovono all’interno del canale.

La nostra analisi ha identificato le regioni in cui le onde si propagano efficacemente, contraddistinte da un indice di rifrazione positivo, e quelle in cui le onde tendono a evanescere, dove l’indice diventa negativo. L’estensione verticale del canale di guida è stata definita dall’altezza alla quale l’indice si azzera, indicando una transizione tra propagazione attiva ed evanescenza.

Per quanto riguarda la larghezza meridionale, abbiamo determinato i confini del canale osservando le variazioni dell’indice di rifrazione. Il confine settentrionale è stato localizzato alla latitudine dove l’indice passa da positivo a negativo. Tuttavia, il confine meridionale presenta delle sfide interpretative a causa delle complessità legate alla linea del vento zero subtropicale. Pertanto, abbiamo utilizzato la posizione di questa linea di vento zero come indicatore del limite meridionale del canale, in linea con metodologie precedentemente stabilite.

Inoltre, abbiamo esplorato l’influenza della posizione del getto subtropicale sulla guida delle onde, trovando che variazioni anche minime nella posizione di questo getto possono alterare significativamente la traiettoria delle onde dalla troposfera alla stratosfera extratropicale. Questi risultati forniscono una comprensione più profonda della dinamica delle onde planetarie e del loro comportamento all’interno del canale di guida atmosferico.

Nel nostro studio, ci focalizziamo sull’importanza della forza, del gradiente di velocità e della curvatura dei venti medi zonali nel determinare la propagazione delle onde planetarie. Abbiamo osservato che la capacità di propagazione di queste onde all’interno del canale di guida atmosferico è fortemente influenzata dalla relazione tra il gradiente di vorticità potenziale e il vento zonale medio. Inoltre, è emerso che la propagazione delle onde planetarie verso la stratosfera tende ad essere confinata a specifici numeri d’onda planetari, principalmente tra 1 e 3.

Per quantificare la forza e la direzione di questa propagazione, utilizziamo due metriche correlate: il flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) e l’indice di rifrazione. Queste metriche rivelano che, in condizioni di onde stazionarie e lentamente variabili, la velocità di gruppo delle onde planetarie è allineata parallelamente al vettore EP-flux. Questo vettore, inoltre, si curva lungo il gradiente dell’indice di rifrazione, orientandosi particolarmente lungo le creste di questo gradiente.

Le regioni caratterizzate da un indice di rifrazione elevato mostrano vettori EP-flux di maggiore intensità, e le traiettorie di questi vettori si rifrangono lungo il gradiente dell’indice. Ciò permette di visualizzare efficacemente i pattern di propagazione delle onde planetarie lungo i vari strati dell’atmosfera.

In condizioni quasi-geostrofiche, il vettore EP-flux e la sua divergenza sono definiti tramite coordinate di log-pressione. Questi elementi sono influenzati dalle interazioni dinamiche tra i venti zonali e meridionali e la temperatura potenziale. Cambiamenti in questi fattori atmosferici possono influenzare significativamente la direzione e l’intensità della propagazione delle onde.

Questa analisi offre una visione profonda di come interazioni complesse nell’atmosfera guidino la dinamica delle onde planetarie, facilitando la nostra comprensione delle loro traiettorie e dell’effetto sul clima terrestre.

Implicazioni del Flusso di Eliassen-Palm sulla Dinamica Atmosferica

Il comportamento del vettore di flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) rivela dinamiche importanti nell’atmosfera: un vettore EP-flux orientato verso l’alto è indicativo di un trasferimento di calore verso i poli, mentre un vettore orientato verso l’equatore riflette un trasferimento di quantità di moto verso i poli. La divergenza di questo flusso è cruciale per comprendere l’effetto delle onde planetarie sul vento zonale medio, con valori negativi di divergenza che esercitano un effetto frenante verso ovest, attenuando così i venti occidentali stratosferici invernali.

Per l’analisi visiva, utilizziamo un metodo di scala, proposto da Butchart et al. [1982], che preserva le proporzioni relative delle componenti del vettore EP-flux in una rappresentazione cartesiana. Questo approccio ha dimostrato la sua efficacia nel descrivere una varietà di fenomeni stratosferici, inclusi i riscaldamenti stratosferici improvvisi, le tendenze climatiche decennali, e la variabilità dei modi annulari, nonché nella spiegazione della propagazione delle onde planetarie tra la troposfera e la stratosfera.

Tuttavia, l’applicazione dell’indice di rifrazione e la sua connessione con il flusso EP-flux si basano su presupposti semplificativi che non sempre si dimostrano validi. Per esempio, Harnik e Lindzen [2001] hanno evidenziato che la presenza di una superficie riflettente nella stratosfera media può rendere l’indice di rifrazione tradizionale un indicatore poco affidabile dei confini del canale di guida delle onde planetarie. Questo indice, infatti, non distingue adeguatamente tra la propagazione in direzioni meridionali e verticali. È stato osservato che mentre la propagazione verticale può essere limitata, l’indice può rimanere positivo a causa di una forte propagazione meridionale. Questa osservazione ha portato alla definizione di un nuovo indicatore basato sul numero d’onda, che, insieme a un modello lineare, fornisce una delineazione più accurata dei percorsi di propagazione delle onde nelle diverse direzioni atmosferiche.

Durante lo studio delle condizioni invernali nell’emisfero australe, abbiamo osservato che le superfici riflettenti che si formano nella stratosfera superiore si trovano approssimativamente 10 km più in basso rispetto alle previsioni del modello di rifrazione tradizionale. Questo ha portato all’implementazione di un indice di riflessione, basato sul metodo di Perlwitz e Harnik [2003], per tutte le nostre simulazioni con i modelli 3DO3 e ZMO3. Dai risultati, abbiamo notato che sei gennaio su quindici nelle simulazioni 3DO3 presentavano superfici riflettenti nella stratosfera superiore, mentre nelle simulazioni ZMO3, ciò è avvenuto solo in tre inverni. Non si sono invece osservate superfici riflettenti nelle simulazioni di febbraio. Questo dettaglio è particolarmente rilevante perché febbraio è anche il periodo in cui le simulazioni mostrano che l’effetto ZAO è più marcato sulla circolazione modello. Di conseguenza, ci aspettiamo che la nostra misura della morfologia del canale guida delle onde planetarie sia affidabile e rappresentativa.

Esiste, tuttavia, una preoccupazione riguardo alla validità della diagnosi della propagazione delle onde, poiché la relazione tra il flusso di Eliassen-Palm e l’indice di rifrazione è teoricamente valida solo per onde che variano lentamente e per cui l’ammortizzamento è minimo. In condizioni reali, fenomeni come la riflessione, il tunneling o l’ammortizzamento delle onde possono complicare o addirittura invalidare questa relazione.

Nonostante questi limiti, i risultati ottenuti indicano che la connessione tra la divergenza del flusso di Eliassen-Palm e l’indice di rifrazione chiarisce una porzione significativa delle variazioni osservate nel vento e nella struttura del canale guida delle onde planetarie nelle simulazioni che includono l’effetto ZAO. Queste scoperte forniscono una comprensione più approfondita di come le dinamiche atmosferiche interagiscano con le onde planetarie.

Il Flusso di Eliassen-Palm e la Trasmissione di Calore e Quantità di Moto

Il flusso di Eliassen-Palm è un vettore calcolato che rappresenta il trasporto di quantità di moto e energia (calore) all’interno dell’atmosfera. È particolarmente utile per studiare come le onde atmosferiche, come le onde planetarie, interagiscono con i venti medi globali. La direzione e la magnitudine di questo flusso forniscono informazioni su come l’energia e la quantità di moto vengono trasferite attraverso differenti strati dell’atmosfera.

  1. Trasferimento di Calore Verso i Poli: Quando il vettore EP-flux è orientato verso l’alto, indica un trasferimento verticale di calore. In meteorologia, questo è spesso associato al trasferimento di calore verso i poli. In termini pratici, significa che l’energia termica (calore) nell’atmosfera si muove dalle regioni equatoriali, tipicamente più calde, verso le regioni polari, più fredde. Questo movimento di calore contribuisce a moderare le differenze di temperatura tra le regioni equatoriali e polari, giocando un ruolo cruciale nell’equilibrio termico della Terra.
  2. Trasferimento di Quantità di Moto verso i Poli: Un vettore EP-flux orientato verso l’equatore, d’altra parte, riflette un trasferimento di quantità di moto verso i poli. Questo si riferisce al movimento della quantità di moto associata ai venti e alle correnti atmosferiche. Quando il flusso di quantità di moto si dirige dai tropici verso i poli, influisce sulla circolazione atmosferica complessiva, potenzialmente alterando schemi climatici a lungo termine e influenzando fenomeni come le correnti a getto.

Il comportamento del vettore EP-flux non solo fornisce una misura di queste forme di trasporto, ma aiuta anche i meteorologi e i climatologi a comprendere e prevedere cambiamenti nei modelli climatici globali. Ad esempio, le modifiche nei pattern del flusso di Eliassen-Palm possono indicare cambiamenti significativi nella circolazione atmosferica che potrebbero avere conseguenze per i fenomeni meteorologici estremi come le ondate di calore o i freddi polari.

In sintesi, il flusso di Eliassen-Palm è uno strumento vitale per analizzare come le onde atmosferiche trasferiscono calore e quantità di moto attraverso l’atmosfera, influenzando così i modelli climatici e meteorologici su scala globale.

3. Risultati

[20] Nella nostra analisi confrontiamo la morfologia del Gradiente di Vorticità Planetaria (PWG) per i casi ZMO3 e 3DO3 durante i mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio. Successivamente, discutiamo come l’Oscillazione Zonale Anomala (ZAO) modifica la morfologia del PWG in maniera distinta nei mesi di gennaio e febbraio.

3.1. Risultati Medi Invernali (Dicembre-Gennaio-Febbraio)

[21] Le Figure 1 e 2 illustrano rispettivamente i comportamenti medi del vento zonale e delle caratteristiche delle onde planetarie stazionarie durante il periodo di dicembre, gennaio e febbraio. Tali caratteristiche riflettono quelle osservate in studi precedenti sulla propagazione delle onde planetarie nell’emisfero nord. In particolare, osserviamo un minimo nel gradiente di vorticità potenziale nella stratosfera inferiore a medie latitudini, e un massimo tra le latitudini di 50 e 60 gradi nord e altitudini tra 25 e 30 chilometri. Questo minimo è conseguenza di gradienti negativi significativi nel vento zonale medio, situati appena sopra e a nord del getto subtropicale. Questa configurazione divide la propagazione verticale delle onde planetarie in due percorsi distinti, noti come i canali d’onda meridionale e settentrionale, un fenomeno tipico del periodo che va dalla metà alla fine dell’inverno, ma che può essere meno evidente nei mesi di novembre e dicembre.

[22] Nel canale meridionale del Gradiente di Vorticità Planetaria (PWG), le onde planetarie si muovono nella stratosfera bassa e media, dove vengono deviate verso l’equatore e si dissipano prima di raggiungere la stratosfera superiore. Nel canale settentrionale, le onde attraversano una regione con venti occidentali deboli situata appena a nord tra i getti subtropicale e polare notturno. Questa area è localizzata a circa 56°N di latitudine e 25 km di altitudine. Qui, le onde tendono a muoversi verso l’alto lungo il bordo meridionale del getto notturno polare, beneficiando di una combinazione di gradienti verticali e meridionali favorevoli del vento medio zonale. Le onde provenienti dalle regioni subpolari e polari tendono a convergere nel percorso delimitato dal canale settentrionale. Le rappresentazioni dei vettori di flusso mostrano chiaramente come le onde planetarie seguano questi due percorsi.

[23] L’attività delle onde planetarie nel PWG raggiunge il suo apice da metà a fine inverno, periodo in cui il vortice polare è tipicamente più debole. Questo rispecchia le conclusioni di Charney e Drazin, che hanno dimostrato come la propagazione delle onde planetarie dalla troposfera alla stratosfera sia favorita da flussi occidentali non eccessivamente forti. Dato che le asimmetrie zonali di ozono nell’emisfero nord sono in gran parte generate da queste attività ondulatorie, ci aspettiamo che l’influenza di ZAO sia massima verso la fine dell’inverno. Man mano che l’inverno avanza, l’angolo solare allo zenit diminuisce e il riscaldamento dovuto all’ozono si intensifica. Pertanto, prevediamo che gli impatti di ZAO, in particolare sul PWG, siano più marcanti verso la fine dell’inverno. Questa tendenza sarà al centro della nostra analisi nei mesi di gennaio e febbraio.

[24] Uno studio preliminare condotto da McCormack et al. ha esaminato gli effetti di ZAO sulla circolazione atmosferica invernale dell’emisfero nord, rivelando che ZAO influisce significativamente sulla dinamica della stratosfera polare nordica durante i mesi di gennaio e febbraio.Le figure 3a e 3b illustrano le differenze nella media degli ensemble dei venti zonali medi (3DO3 meno ZMO3) per i mesi di gennaio e febbraio. Le differenze nei venti che risultano statisticamente significative oltre il 95% di livello di confidenza sono evidenziate. In generale, gli effetti di ZAO portano a un indebolimento dei flussi occidentali. Durante il mese di gennaio, le differenze più consistenti nella media degli ensemble (circa 10 m/s) si osservano in tutta la regione della stratopausa tropicale. Nel mese di febbraio, le variazioni nei venti zonali si estendono verso i poli e verso il basso, con le maggiori differenze (circa 17 m/s) situate nella regione polare tra i 40 e i 50 km. Anche se il cambiamento più marcato nella velocità del vento si verifica a febbraio nell’emisfero nord, i cambiamenti nella struttura dei venti e nelle dinamiche associate iniziano già a gennaio e si intensificano con l’avanzare della stagione invernale. Da febbraio, si registra un notevole cambiamento nella velocità dei venti nella stratosfera extratropicale. Successivamente, analizzeremo con maggiore dettaglio i mesi di gennaio e febbraio.

La Figura 2 presenta due pannelli, etichettati come (a) e (b), che illustrano rispettivamente il vento zonale medio e i vettori del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) per la media dell’insieme 3DO3 durante i mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio.

  • Pannello (a): Questo grafico mostra la distribuzione del vento zonale medio, misurato in metri al secondo, lungo diverse latitudini (da 0° a 80°) e a varie altitudini (da 0 a 55 km). Le regioni in rosso indicano i venti più intensi, mentre quelle in blu rappresentano venti più deboli o orientati verso est. L’intensità del vento varia significativamente con l’altitudine e la latitudine, riflettendo la complessità della circolazione atmosferica in questi mesi.
  • Pannello (b): Oltre a mostrare il vento zonale medio tramite il colore di sfondo, questo pannello include i vettori del flusso di Eliassen-Palm, che evidenziano la direzione e l’intensità della propagazione delle onde planetarie. Le frecce nere indicano come le onde si muovono attraverso l’atmosfera, con un focus particolare sulla loro dinamica verticale e orizzontale. La combinazione di queste due rappresentazioni fornisce una visione dettagliata di come le onde planetarie interagiscono con i venti zonali, illustrando la loro capacità di trasportare energia e momento attraverso diverse regioni dell’atmosfera.

Questi pannelli offrono un’importante visualizzazione della dinamica atmosferica associata all’insieme 3DO3, evidenziando sia i pattern del vento zonale che i percorsi di propagazione delle onde planetarie durante i mesi invernali.

La Figura 3 presenta le variazioni medie mensili dei venti zonali medi (ΔU = differenza tra 3DO3 e ZMO3) per i mesi di (a) gennaio e (b) febbraio, evidenziate attraverso due pannelli distinti.

  • Pannello (a) – Gennaio: Questo grafico illustra le modifiche nella velocità del vento zonale medio per gennaio. Le curve di livello, misurate in metri al secondo, delineano le variazioni nella velocità del vento. Le zone ombreggiate in grigio indicano variazioni del vento che sono statisticamente significative con un livello di confidenza del 95%. Si nota che le modifiche più rilevanti appaiono principalmente nelle regioni polari e in diverse strati della stratosfera, segnalando cambiamenti significativi nel regime dei venti.
  • Pannello (b) – Febbraio: Analogamente al primo pannello, questo grafico mostra le differenze nella velocità del vento zonale per febbraio. Le aree ombreggiate in grigio, che indicano variazioni statisticamente significative del vento, si estendono attraverso un’ampia gamma di latitudini e altitudini. Questo suggerisce che le variazioni atmosferiche sono più estese in febbraio rispetto a gennaio, evidenziando un mese di maggiore dinamicità nella circolazione atmosferica.

In conclusione, questi pannelli forniscono un’analisi visiva delle differenze significative nei venti zonali tra i due scenari considerati, sottolineando le aree con variazioni atmosferiche rilevanti e il loro potenziale impatto sulla dinamica climatica generale nei mesi invernali.

La Figura 4 offre un’analisi dettagliata della convergenza del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) per il mese di gennaio, presentata in due pannelli distinti:

  • Pannello (a) visualizza la convergenza del flusso di Eliassen-Palm per il modello 3DO3. Nella parte grafica, una regione bianca tra le latitudini 0° e 40° nord e sotto circa 15 km di altezza segnala aree dove la convergenza del flusso è eccezionalmente elevata rispetto alla scala standard usata per la rappresentazione grafica. I vettori illustrati indicano la direzione e l’intensità del movimento dell’energia attraverso l’atmosfera.
  • Pannello (b) mostra le differenze nella convergenza del flusso di Eliassen-Palm tra i modelli 3DO3 e ZMO3. In questa rappresentazione, i vettori del flusso sono inclusi solo nelle aree dove la divergenza del flusso è relativamente bassa. Questi vettori forniscono informazioni visive su come l’energia e il momento si muovono tra le diverse regioni atmosferiche e come queste differenze possano implicare cambiamenti significativi nelle dinamiche atmosferiche complessive.

In sintesi, questi pannelli illustrano variazioni significative nella trasmissione dell’energia atmosferica tra due scenari modellistici, evidenziando come queste differenze influenzano il trasferimento di energia e momento dall’equatore verso i poli. Questo tipo di analisi è cruciale per comprendere meglio i cambiamenti climatici e i pattern meteorologici globali.

3.2. Risultati di Gennaio

[25] Le figure 4a e 4b illustrano la divergenza del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) per il modello 3DO3 e le relative differenze (3DO3 meno ZMO3) per il mese di gennaio. I diagrammi includono anche i corrispondenti vettori dell’EP-flux. Importanti cambiamenti nell’EP-flux sono evidenziati dalla Figura 4b, risultanti dall’azione del ZAO. In primo luogo, tra i 10 e i 15 km di altitudine e tra i 10° e i 50°N di latitudine, i vettori di differenza dell’EP-flux si orientano verso i poli, indicando un incremento del flusso di momento verso l’equatore. Questo è associato a un indebolimento dei venti occidentali nell’alta troposfera extratropicale e nella bassa stratosfera. In secondo luogo, tra i 10 e i 30 km di altitudine e tra i 50° e 80°N di latitudine, i vettori di differenza dell’EP-flux sono diretti verso l’alto, segnalando un aumento sia della propagazione verticale delle onde che del flusso di calore meridionale, legato anch’esso all’indebolimento dei venti occidentali. Questi cambiamenti nel flusso di momento crescono man mano che l’inverno avanza e sono cruciali per comprendere lo spostamento verso l’equatore del getto subtropicale osservato a febbraio. Gli effetti di questo incremento del flusso di calore meridionale sul gradiente di vorticità planetaria diventano chiaramente visibili entro la fine di gennaio.

[26] Il ZAO influisce sul vento zonale medio attraverso due meccanismi principali. Il primo coinvolge le convergenze di flusso di ozono generate dal ZAO, che alterano il campo medio di ozono zonale. Questi cambiamenti influenzano la velocità di riscaldamento radiativo zonale, modificando di conseguenza la temperatura zonale media. Per mantenere l’equilibrio del vento termico, tali variazioni termiche inducono modifiche nei venti zonali medi. Il secondo meccanismo vede il riscaldamento ZAO impattare direttamente sulla divergenza dell’EP-flux, influenzando a sua volta il vento zonale medio. Tuttavia, la differenza nei campi di ozono zonale medio tra 3DO3 e ZMO3 è marginale da dicembre a metà febbraio, implicando un ruolo limitato di questo primo meccanismo nelle simulazioni 3DO3. Pertanto, qualsiasi variazione osservata nel vento zonale medio e nelle relative dinamiche durante questo periodo è attribuibile principalmente alle modifiche nella divergenza dell’EP-flux causate dal riscaldamento ZAO.

[27] La Figura 4b evidenzia che l’aumento osservato nella divergenza del flusso di Eliassen-Palm nel canale settentrionale del PWG è attribuibile principalmente a un incremento della sua componente verticale, come si deduce dalla quasi verticalità dei vettori di differenza del flusso in questa area. Per verificare che le modifiche nel flusso di calore meridionale precedano quelle osservate nei venti zonali all’interno del canale settentrionale del PWG, esamineremo in seguito l’evoluzione temporale di entrambi questi parametri.

[28] La Figura 5 presenta una serie temporale della media degli insiemi e della media ponderata per area del flusso di calore meridionale e dei venti zonali dal 1 dicembre al 28 febbraio. La media è calcolata per una fascia di latitudine tra i 50° e i 75°N a una quota di circa 27 km, che corrisponde approssimativamente al centro del canale settentrionale del PWG. Durante il periodo in esame, si osservano comportamenti distinti del flusso di calore e dei venti zonali prima e dopo il 5 gennaio.

[29] Prima del 5 gennaio, non si riscontrano differenze significative tra i flussi di calore dei modelli 3DO3 e ZMO3 che possano influenzare i corrispondenti valori dei venti zonali. Tuttavia, dopo questa data, il flusso di calore del modello 3DO3 si mantiene superiore a quello del modello ZMO3, ad eccezione di un breve intervallo di due giorni subito dopo il 10 gennaio. Di conseguenza, anche i valori dei venti zonali per il modello 3DO3 tendono ad essere superiori a quelli del modello ZMO3 verso la metà e la fine di gennaio. È importante notare due differenze significative nell’evoluzione temporale dei venti zonali rispetto al flusso di calore: il primo è che l’aumento dei venti zonali nel modello 3DO3 segue quello del flusso di calore di circa cinque giorni; il secondo è che l’aumento dei venti zonali rimane relativamente modesto fino agli ultimi 5-10 giorni di gennaio. Il ritardo tra il cambiamento nel flusso di calore e nei venti zonali è prevedibile, dato che i cambiamenti indotti nel comportamento delle onde planetarie necessitano tempo per manifestarsi come modifiche nei venti zonali medi. Una volta innescato l’aumento iniziale del flusso di calore meridionale, si avvia un ciclo di retroazione positiva che influisce significativamente sul PWG e sulle attività delle onde planetarie successive. In breve, l’iniziale aumento della convergenza del flusso di Eliassen-Palm, dovuto al riscaldamento indotto dal ZAO, induce cambiamenti nella forza dei venti occidentali extratropicali e nel gradiente di vorticità potenziale meridionale, che a loro volta incrementano i venti zonali. Questo aumento nei venti zonali stimola ulteriormente la propagazione verticale delle onde, rafforzando l’aumento iniziale della convergenza del flusso. Per approfondire, esamineremo in seguito l’evoluzione spaziale della componente verticale del flusso e del PWG.

[30] La Figura 6a illustra come la differenza media del mese di gennaio tra i due modelli si manifesta principalmente in due flussi distinti situati nei canali delle onde planetarie settentrionale e meridionale. Il flusso principale, originato dalle latitudini subpolari e polari, è centrato intorno ai 60°N, mentre il secondo flusso, più piccolo, è posizionato intorno ai 30°N. Questi flussi e l’intervallo tra di loro rappresentano tre aspetti chiave del Gradiente di Vorticità Planetaria (PWG) discussi precedentemente; i flussi indicano un aumento nella propagazione verticale delle onde lungo i canali delle onde planetarie, mentre l’intervallo tra i flussi è associato a una zona di minimo locale nel comportamento delle onde, come osservato in precedenti figure.

[31] Per analizzare il legame tra l’aumento del flusso nelle zone dei canali delle onde planetarie e i cambiamenti nella struttura del PWG, abbiamo valutato il comportamento delle onde in due intervalli di tempo durante il mese di gennaio. Dalla serie temporale, abbiamo distinto le variazioni tra l’inizio e il 25 gennaio e tra il 25 e la fine del mese. Nel primo periodo, abbiamo osservato pochi cambiamenti significativi, risultato che corrisponde alle osservazioni di variazioni minime nei venti zonali medi del mese e nei comportamenti delle onde. Tuttavia, nei giorni finali del mese, i cambiamenti nelle onde corrispondono strettamente all’intensificarsi della propagazione verticale delle onde. In particolare, i flussi identificati mostrano aumenti significativi del comportamento delle onde lungo entrambi i canali.

[32] Proseguiremo con l’esame di come le modifiche introdotte dal ZAO nel PWG alla fine di gennaio si evolvano e intensifichino, portando a un marcato cambiamento nei venti zonali a febbraio.

La Figura 5 presenta due serie temporali che illustrano l’andamento medio di due differenti scenari climatici, registrati a una quota di circa 27 km tra i 50° e i 75°N, nei mesi che vanno da dicembre a febbraio. Le serie temporali sono rappresentate per due modelli distinti, identificati da linee continue per il modello 3DO3 e da linee tratteggiate per il modello ZMO3.

  • Pannello (a) mostra le variazioni del flusso di calore meridionale, evidenziando come questo parametro evolva nel tempo per ciascuno dei modelli. Attraverso i picchi e le fluttuazioni osservabili, il grafico mette in luce le differenze comportamentali significative nel trasporto di calore tra i due scenari.
  • Pannello (b) traccia il comportamento di un parametro atmosferico, qui non specificato ma chiaramente rilevante per l’analisi del clima. Anche in questo caso, il grafico mostra chiaramente le tendenze e le variazioni tra i modelli, con un marcato aumento verso la fine del periodo osservato, che suggerisce una distinta variazione nei modelli climatici studiati.

Questi grafici forniscono quindi un confronto visivo e dettagliato del comportamento del flusso di calore e di un parametro atmosferico chiave, evidenziando come questi elementi si differenzino tra i due modelli durante i mesi invernali.

3.3. Risultati di Febbraio

[33] La Figura 3b indica che il fenomeno ZAO ha causato una riduzione significativa della velocità del vento zonale occidentale, con diminuzioni variabili nella stratosfera superiore equatoriale e nella mesosfera media, così come in tutta la stratosfera e mesosfera extratropicale dell’emisfero nord durante il mese di febbraio. Un terzo, e più piccolo, cambiamento significativo del vento è stato rilevato vicino alla posizione del getto subtropicale nella troposfera superiore e stratosfera inferiore, con un aumento della velocità del vento di circa 1-3 metri al secondo. Questi cambiamenti nei venti zonali dell’emisfero nord evidenziano tre aspetti rilevanti: primo, la riduzione della velocità del vento nella parte alta della stratosfera tropicale e nella mesosfera inferiore ha portato a uno spostamento verso nord degli alisei tropicali e della linea del vento zero. Questo spostamento varia significativamente in altezza, come dimostrato dalla Figura 7. Secondo, la riduzione della velocità del vento nelle regioni extratropicali e polari segnala un indebolimento del vortice polare e un riscaldamento della stratosfera. Terzo, l’aumento della velocità del vento nella regione subtropicale della troposfera superiore ha spostato il getto subtropicale verso l’equatore.

Queste differenze sono in linea con studi recenti che collegano gli spostamenti verso nord della linea del vento zero nella stratosfera superiore con un aumento nella frequenza degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW). Ricerche hanno mostrato che uno spostamento verso nord di questa linea del vento può condurre a un canale più stretto per le onde planetarie, dirigendo maggiormente queste ultime verso i poli. Questo incremento nell’attività delle onde planetarie può intensificare l’attrito sulle correnti zonali medie, contribuendo a un riscaldamento della stratosfera nelle regioni extratropicali e polari e a un aumento degli eventi di SSW. Infatti, ulteriori analisi sugli effetti dell’EP-flux rivelano che un aumento della propagazione delle onde, combinato con un canale di onde planetarie più stretto, può accentuare l’attrito delle onde, risultando in un vortice polare più debole e un incremento degli eventi di SSW maggiori, come dimostrato negli studi condotti.

[34] Le Figure 8a e 8b mettono a confronto i dati medi di febbraio per due scenari distinti, mostrando come variano i valori di un parametro indicativo della propagazione delle onde planetarie. Questi valori vanno da alti a bassi, passando da colori caldi a freddi. È importante notare che quando questo parametro raggiunge valori estremamente bassi, diventa meno affidabile per misurare la propagazione delle onde. Inoltre, le onde planetarie tendono a muoversi verso zone con valori più elevati del parametro, quindi i cambiamenti in aree con valori molto bassi influenzano solo marginalmente il percorso di propagazione delle onde.

[35] La Figura 8 illustra come l’influenza del ZAO intensifichi la propagazione delle onde planetarie in tre modi significativi. In primo luogo, aumenta l’ampiezza verticale attraverso cui le onde si muovono, permettendo loro di raggiungere altezze maggiori. In secondo luogo, il ZAO aumenta l’intensità del parametro in tutta la stratosfera, migliorando la propagazione delle onde sia nei canali meridionali che settentrionali. Infine, il ZAO intensifica anche questo parametro nell’area polare della troposfera superiore e della stratosfera inferiore, modificando così la struttura del vento e influenzando diversi aspetti della circolazione atmosferica.

[36] Queste modifiche sono spesso associate a un vento zonale medio più debole e a variazioni nel gradiente di vorticità, che sono a loro volta collegate a cambiamenti nella velocità e nella direzione del vento. Tali cambiamenti strutturali possono essere ricondotti a variazioni nei profili verticali e meridionali del vento, riflettendo come il comportamento atmosferico complessivo sia influenzato da questi dinamici processi.

Abbiamo esaminato diversi componenti analitici per i gruppi 3DO3 e ZMO3, scoprendo che le variazioni in un parametro chiave di propagazione delle onde derivano prevalentemente da specifici cambiamenti nel gradiente di vorticità. Approfondendo questo aspetto, abbiamo identificato che questi cambiamenti sono influenzati sia dalle variazioni nella velocità verticale del vento che dalla sua curvatura. Di conseguenza, ogni aumento nella variazione verticale del vento potenzia il gradiente di vorticità meridionale, intensificando così il parametro di propagazione delle onde. Da un’analisi comparativa, abbiamo trovato che le variazioni della velocità verticale del vento sono il fattore predominante e spiegano in larga misura le differenze tra i due gruppi di insiemi.

Fatta eccezione per una specifica regione lungo il canale delle onde meridionali, l’intera stratosfera extratropicale e la mesosfera inferiore presentano venti occidentali più deboli, in linea con un aumento nel parametro di propagazione delle onde osservato nelle nostre visualizzazioni. L’indebolimento del vortice polare nelle simulazioni 3DO3 ha anche un impatto sulla variazione verticale del vento. Questa caratteristica si estende in un’area ben definita, con una variazione verticale del vento negativa sopra una certa quota e positiva al di sotto, come chiaramente illustrato nelle figure analizzate.

A causa del vortice polare attenuato nelle simulazioni 3DO3, la variazione verticale del vento lungo la parte superiore del canale delle onde settentrionali e lungo il canale delle onde meridionali si mostra più debole; ciò contribuisce positivamente all’aumento del parametro di propagazione delle onde. Al contrario, la regione lungo la parte inferiore del canale delle onde settentrionali mostra una diminuzione nella variazione verticale positiva del vento, influenzando negativamente il parametro. Pertanto, l’aumento in questa regione è attribuibile esclusivamente ai venti occidentali indeboliti nelle simulazioni 3DO3. Questi cambiamenti nella magnitudine e nella variazione verticale del vento zonale saranno fondamentali per spiegare gli aumenti osservati nella convergenza del flusso delle onde in febbraio, come verrà approfondito nella sezione successiva.

Figura 6: Analisi delle Differenze nei Modelli Atmosferici per Gennaio

  • Pannello (a): Questo grafico mostra le differenze nella componente verticale del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) tra due modelli climatici, 3DO3 e ZMO3, per il mese di gennaio. Il grafico evidenzia le variazioni nella direzione e intensità con cui le onde atmosferiche si muovono verso l’alto nell’atmosfera. Attraverso contorni chiaramente definiti, possiamo vedere le aree dove queste differenze sono maggiormente pronunciate, indicando come i due modelli prevedono diversamente la dinamica delle onde nella stratosfera e mesosfera.
  • Pannello (b): Questa parte della figura si concentra sugli ultimi giorni di gennaio, mostrando le differenze in un parametro che misura la capacità delle onde di propagarsi attraverso l’atmosfera in queste due simulazioni. I dati sono visualizzati solo nelle aree con minore complessità nel flusso, dove la divergenza è contenuta, permettendo di focalizzarsi sulle variazioni più rilevanti e indicative del comportamento delle onde.

In generale, questi grafici offrono una visione approfondita di come i modelli differiscano nella rappresentazione della propagazione verticale delle onde atmosferiche a gennaio, sottolineando le differenze significative che possono influenzare l’interpretazione dei processi atmosferici superiori e la modellazione climatica. Questa analisi aiuta a capire meglio come variazioni specifiche nei modelli possano portare a diverse previsioni e interpretazioni delle dinamiche atmosferiche.

Figura 7: Confronto delle Posizioni della Linea di Vento Zero nell’Emisfero Settentrionale a Febbraio

La figura illustra le differenze nella posizione della linea di vento zero tra due modelli atmosferici, il 3DO3 e il ZMO3, per il mese di febbraio. La linea di vento zero è quella in cui la velocità del vento zonale, ovvero il vento che soffia da ovest verso est, si annulla. In questo grafico, l’asse verticale indica l’altezza espressa in chilometri mentre l’asse orizzontale mostra la latitudine in gradi.

La rappresentazione mostra che la linea del modello 3DO3, indicata con una linea solida, è generalmente posizionata più a nord rispetto a quella del modello ZMO3, delineata da una linea tratteggiata. Questa differenza indica che i due modelli prevedono diversamente le dinamiche dei venti zonali: nel modello 3DO3, il cambio da venti occidentali a orientali avviene a latitudini più elevate rispetto a quanto previsto dal modello ZMO3.

Questa osservazione è cruciale per comprendere le dinamiche atmosferiche generali durante il mese di febbraio, influenzando fattori come la distribuzione di calore e umidità e le condizioni meteorologiche predominanti nelle varie regioni dell’emisfero settentrionale. L’accuratezza della previsione di tali fenomeni atmosferici può avere implicazioni dirette su previsioni meteorologiche e modelli climatici.

Figura 8: Analisi Comparativa dei Modelli Atmosferici per Febbraio

Questa figura presenta due pannelli, (a) e (b), che illustrano le variazioni medie per il mese di febbraio di un parametro atmosferico specifico per due diversi modelli di simulazione, ZMO3 e 3DO3, entrambi focalizzati sulle onde planetarie.

  • Scala dei colori: I colori variano dal rosso, che indica valori alti del parametro, al blu, che ne indica valori bassi. Le aree bianche mostrate nei grafici rappresentano regioni dove il parametro scende sotto lo zero, suggerendo che in queste zone le onde planetarie tendono a estinguersi e non si propagano efficacemente.
  • Contorni del PWG: Una linea nera solida in ciascun grafico mostra i contorni di questo parametro, specificatamente scelti per evidenziare la guida d’onda planetaria, o PWG. Questa linea segue contorni predefiniti che evidenziano le zone dove le onde planetarie sono più o meno confinate, mostrando la loro distribuzione lungo i lati polari e equatoriali del PWG.
  • Consistenza del PWG: La forma del PWG, indicata dai contorni, rimane qualitativamente costante tra i modelli, dimostrando che, nonostante le variazioni numeriche specifiche, la configurazione generale delle onde planetarie e la loro guida attraverso l’atmosfera rimangono simili.

Implicazioni Scientifiche: Questi grafici forniscono una visualizzazione chiara di come le onde planetarie siano modellate e guidate attraverso l’atmosfera in modelli diversi, sottolineando l’importanza di questi studi per comprendere meglio le dinamiche atmosferiche complesse e la loro influenza sul clima e sul meteo globale. La comparazione diretta tra i due modelli evidenzia come variazioni anche minori in certi parametri possano avere effetti sostanziali sulla propagazione delle onde e, di conseguenza, sul comportamento atmosferico generale.

Figura 9: Confronto delle Differenze nei Modelli Atmosferici per Febbraio

Questa figura si divide in due pannelli principali che illustrano le differenze tra due modelli di simulazione climatica, 3DO3 e ZMO3, per il mese di febbraio.

  • Pannello (a): Questo grafico visualizza le differenze nel taglio verticale del vento tra i due modelli. Utilizzando una gamma di colori che varia da tonalità calde a fredde, il grafico evidenzia l’intensità del taglio verticale del vento attraverso la colonna atmosferica. Le aree più calde indicano un taglio maggiore, mentre quelle più fredde un taglio minore, mostrando visivamente come i due modelli differiscono nel rappresentare la dinamica verticale del vento durante il mese.
  • Pannello (b): In questo grafico vengono esposte le differenze nei vettori di flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) tra i due modelli. I vettori sono rappresentati solo nelle regioni dove la divergenza del flusso è relativamente bassa, per concentrarsi sulle variazioni più significative. Questi vettori mostrano la direzione e l’intensità del trasporto di energia e momento nell’atmosfera, evidenziando come i modelli simulino diversamente i movimenti ondulatori atmosferici.

Entrambi i pannelli offrono una visione dettagliata delle differenze nei modelli climatici, fornendo una comprensione più profonda di come le variazioni nelle dinamiche del vento e nei pattern di propagazione delle onde influenzino la modellazione globale del clima. Queste differenze sono cruciali per capire le potenziali discrepanze nelle previsioni meteorologiche e climatiche tra i diversi modelli scientifici.

3.4. Discussione

[39] Abbiamo dimostrato che il riscaldamento causato dal ZAO porta a un aumento iniziale del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) da inizio a metà gennaio. Questo incremento iniziale provoca variazioni nei venti zonali medi che si riflettono in cambiamenti nella Guida d’Onda Planetaria (PWG). Tali cambiamenti si verificano attraverso modifiche nella posizione del getto subtropicale, spostamenti nella latitudine della linea di vento zero subtropicale, e la forza della propagazione delle onde nella stratosfera extratropicale. Questi cambiamenti nel EP-flux e nel PWG creano un ciclo di feedback positivo: i cambiamenti iniziali indotti dal ZAO nella amplificazione o attenuazione delle onde innescano modifiche nel PWG che influenzano l’attività delle onde planetarie che entrano successivamente nella stratosfera. Con l’avanzare della stagione invernale, l’effetto del ZAO sul PWG diventa sempre più significativo.

[40] Per approfondire come il ZAO influenzi il PWG verso la fine di gennaio e in febbraio, analizziamo come i venti zonali stratosferici inferiori, indeboliti dal ZAO, interagiscono con lo spostamento verso l’equatore del getto subtropicale. Prima forniamo un contesto.

[41] Studi precedenti utilizzando un modello di equazioni primitive hanno scoperto che piccole perturbazioni nei venti zonali medi possono causare spostamenti verso l’equatore della posizione del getto subtropicale. Anche se minimali, questi spostamenti possono notevolmente migliorare la guida delle onde planetarie dalla loro principale area di origine, l’Himalaya, verso la stratosfera polare. Ricerche simili hanno mostrato che una fase di basso indice del modo annulare emisferico settentrionale, caratterizzata da uno spostamento verso l’equatore del getto zonale, è associata a venti zonali medi indeboliti e un aumento nel parametro di propagazione delle onde nella regione UTLS. Ulteriori studi hanno evidenziato che questa fase è anche caratterizzata da un incremento anomalo dei vettori di flusso di EP diretti verso i poli, risultando in venti stratosferici occidentali più deboli. I nostri risultati suggeriscono che il ZAO modula questi parametri in modo simile ai fenomeni descritti. Effettivamente, lo spostamento verso l’equatore del getto subtropicale nelle simulazioni 3DO3 è accompagnato da un aumento dei vettori di EP-flux diretti verso l’alto nella stratosfera e da un incremento dei vettori diretti verso i poli nella regione UTLS, un indebolimento dei venti occidentali, e un aumento dei valori del parametro di propagazione delle onde attraverso la UTLS extratropicale. Questo aumento nei vettori di EP-flux rinforza il ciclo di feedback positivo tra la convergenza dell’EP-flux e il parametro di propagazione delle onde stabilito a fine gennaio, risultando in un aumento della propagazione delle onde attraverso entrambi i canali del PWG. Nel prossimo passaggio, esploreremo ulteriormente le implicazioni di questo aumento della propagazione delle onde all’interno del PWG.

[42] Nelle nostre analisi, abbiamo osservato che le differenze nella convergenza del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) tra i modelli 3DO3 e ZMO3, inizialmente apparse a gennaio, continuano chiaramente anche a febbraio. In particolare, abbiamo notato due aree, o “pennacchi”, dove la convergenza del flusso è particolarmente intensificata lungo i canali delle onde sia settentrionali che meridionali. Questi aumenti di convergenza corrispondono a un rafforzamento significativo nella propagazione verticale delle onde, evidenziato anche dai cambiamenti nei vettori di EP-flux che abbiamo osservato. Inoltre, a febbraio, l’aumento di attività nelle onde si estende più in alto nell’atmosfera rispetto a gennaio, il che conferma un rafforzamento complessivo del fenomeno.

[43] L’incremento nella propagazione verticale delle onde lungo i canali settentrionali e meridionali è strettamente legato a cambiamenti qualitativi nella struttura dei venti. Per esempio, lungo il canale meridionale, l’intensificazione della propagazione delle onde è il risultato di una combinazione di modifiche nel comportamento del vento, incluso il taglio verticale e la curvatura, piuttosto che un semplice aumento nella forza del vento. Queste dinamiche contribuiscono a una modulazione complessiva dell’intensità delle onde nella regione, che è particolarmente evidente nel segmento della stratosfera più bassa. Questo fenomeno è confermato dalla variazione nel comportamento del vento, che, sebbene aumenti, ha un impatto negativo sull’intensità delle onde.

Questi aumenti nella propagazione delle onde non solo riflettono cambiamenti diretti nei venti, ma indicano anche una risposta più ampia del sistema atmosferico a condizioni modificate, come l’influenza del riscaldamento ZAO. L’interazione di questi fattori contribuisce a un ciclo di retroazione positivo che amplifica ulteriormente la propagazione delle onde attraverso l’atmosfera. Comprendere questi processi è fondamentale per interpretare le complesse dinamiche atmosferiche e prevedere con maggiore accuratezza gli impatti climatici e meteorologici associati.

[44] Nonostante le somiglianze nelle distribuzioni delle convergenze dell’EP-flux tra gennaio e febbraio, emergono due cambiamenti significativi. In primo luogo, abbiamo osservato un leggero aumento nel valore minimo della convergenza dell’EP-flux lungo il canale delle onde settentrionali, mentre il valore minimo lungo il canale delle onde meridionali ha mostrato una diminuzione sostanziale. Questi cambiamenti suggeriscono che l’aumento di attività nelle onde planetarie e lo spostamento del getto subtropicale verso l’equatore hanno potenziato notevolmente la propagazione delle onde sia verso i poli che verticalmente lungo il canale meridionale. Secondariamente, mentre a gennaio si era osservato un’estensione dell’aumento della convergenza dell’EP-flux dalla stratosfera media fino alla superficie, a febbraio non si registra un simile aumento in certe altitudini, un fenomeno che richiede ulteriori indagini per essere spiegato completamente.

[45] Una possibile spiegazione per questo incremento della convergenza dell’EP-flux nella stratosfera bassa potrebbe essere legata all’effetto del riscaldamento dovuto al ZAO sulla modulazione della convergenza dell’EP-flux, attraverso meccanismi di amplificazione o attenuazione delle onde. Infatti, è proprio questo riscaldamento a innescare inizialmente l’aumento della convergenza dell’EP-flux e del PWG verso la fine di gennaio. Studi precedenti hanno illustrato come interazioni tra il ZAO e l’ozono zonale possano influenzare sia la propagazione che l’attenuazione delle onde planetarie. In particolare, è stato dimostrato come questi cambiamenti possano cooperare o contrastarsi, generando variazioni nella convergenza dell’EP-flux che possono essere di ampia o limitata portata nella stratosfera bassa.

Queste osservazioni enfatizzano come le dinamiche complesse dei fenomeni atmosferici possano essere influenzate da fattori interconnessi, richiedendo un’analisi approfondita per comprendere pienamente le loro implicazioni per la modellazione climatica e meteorologica.

[46] Una seconda possibile spiegazione per la discrepanza osservata tra l’incremento della convergenza dell’EP-flux e i parametri delle onde è stata esaminata in precedenza. Fenomeni come il tunneling o la riflessione delle onde, sia separatamente che in combinazione, potrebbero mettere in discussione la validità delle relazioni convenzionali tra EP-flux e le caratteristiche delle onde che abbiamo utilizzato. Tuttavia, esiste anche un’altra possibilità: i cambiamenti nella circolazione stratosferica, indotti dal riscaldamento associato al ZAO, potrebbero aver provocato modifiche nella troposfera che, a loro volta, intensificano la generazione di onde planetarie. I nostri risultati indicano, infatti, che il ZAO ha un impatto significativo sulla dinamica della troposfera, come evidenziato in alcune delle figure analizzate. Di conseguenza, è plausibile che un aumento osservato nella convergenza dell’EP-flux nella parte più bassa della stratosfera derivi da un incremento nella formazione di onde planetarie originato nella troposfera.

Figura 10: Confronto delle Differenze nei Modelli Climatici per Febbraio

Questa figura si compone di due pannelli che illustrano le differenze tra i modelli atmosferici 3DO3 e ZMO3 nel mese di febbraio:

  • Pannello (a): Questo grafico mostra le differenze nella convergenza del flusso di Eliassen-Palm (EP-flux) tra i due modelli. Le linee di contorno indicano vari livelli di convergenza, con un’unità di misura espressa in kilogrammi per secondo al quadrato. L’intervallo dei contorni è stato impostato per evidenziare le regioni dove le discrepanze nella convergenza del flusso sono più marcate. Questo permette di visualizzare in modo chiaro come e dove i due modelli divergono nella loro rappresentazione della convergenza delle onde atmosferiche nella stratosfera durante il mese di febbraio.
  • Pannello (b): Illustra le differenze nella componente verticale media del vettore EP-flux tra i modelli per febbraio. Le unità sono in kilogrammi per metro al secondo al quadrato, e l’intervallo dei contorni aiuta a delineare le variazioni nella componente verticale del trasporto di momento e energia nell’atmosfera tra i due modelli. Questo pannello fornisce una rappresentazione dettagliata delle differenze verticali nel flusso di EP-flux, mostrando le aree di maggiore e minore intensità tra i modelli confrontati.

Insieme, questi pannelli offrono una visione approfondita delle modalità con cui i due modelli simulano le dinamiche del flusso atmosferico in febbraio, evidenziando le differenze significative nella gestione delle onde planetarie. Tali osservazioni sono fondamentali per comprendere le complessità delle dinamiche atmosferiche e per migliorare i modelli di previsione climatica.

4. Riassunto e Conclusioni

[47] Attraverso l’uso di un modello di circolazione generale per l’atmosfera media, abbiamo osservato come l’ozono asimmetrico zonale (ZAO) modifichi in maniera significativa la Guida d’Onda Planetaria (PWG) in tre modi distinti: primo, il PWG si contrae in senso meridionale ed espande verticalmente nella stratosfera superiore e mesosfera inferiore; secondo, si verifica un aumento generale della propagazione delle onde all’interno della stratosfera, e terzo, il getto subtropicale si sposta verso l’equatore. Questi cambiamenti influenzano la velocità dei venti zonali occidentali, portando a un vortice polare stratosferico più debole e caldo. Queste variazioni sono coerenti con l’osservato aumento degli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) in presenza di ZAO.

[48] Le modifiche osservate nel PWG hanno implicazioni rilevanti per la modellazione degli SSW, le variazioni nella dinamica stratosferica legate al ciclo solare di 11 anni, e il modo annulare del Nord (NAM). Ad esempio, uno studio ha esaminato la capacità di diversi modelli di circolazione generale, che non integravano gli effetti del ZAO sul PWG, di riprodurre un numero accurato di SSW. I risultati indicano che la maggior parte dei modelli non riusciva a simulare un numero sufficiente di SSW rispetto alle osservazioni. Nel nostro studio con modelli che considerano esplicitamente il ZAO, abbiamo notato un maggiore flusso di EP dalla troposfera superiore e dalla stratosfera inferiore, e una frequenza più elevata di SSW, suggerendo un ruolo significativo del ZAO nel modulare l’attività ondulatoria entrante nella stratosfera dalla troposfera.

[49] Inoltre, gli SSW sono stati collegati allo spostamento verso nord degli alisei tropicali e della linea di vento zero nella stratosfera superiore e mesosfera inferiore. Studi precedenti hanno ipotizzato che le onde planetarie, che si propagano verticalmente durante il periodo invernale, possano essere influenzate dagli spostamenti della linea di vento zero nella stratosfera superiore, facilitando il loro movimento verso i poli in un modo simile al meccanismo di Holton-Tan nella stratosfera inferiore. Anche se i nostri esperimenti non erano specificatamente progettati per testare questa ipotesi, è interessante osservare una correlazione tra lo spostamento nord della linea di vento zero e l’aumento della frequenza degli SSW nei nostri modelli che includono il ZAO.

[50] Oltre agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), la larghezza e la forza della Guida d’Onda Planetaria (PWG) analizzate in questo studio potrebbero servire come veicoli per il trasferimento e l’amplificazione del segnale del ciclo solare di 11 anni. È stato dimostrato che il ZAO modulato dall’attività solare influisce sulla larghezza del PWG, offrendo un canale significativo per la trasmissione del segnale solare verso l’oscillazione quasi-biennale, come illustrato nella ricerca di Cordero e Nathan [2005]. I nostri risultati evidenziano anche un ruolo del ZAO nella modulazione degli alisei tropicali nella stratosfera superiore, suggerendo una possibile analogia con il meccanismo che lega l’attività solare all’oscillazione quasi-biennale. Si postula inoltre che il ZAO possa influenzare l’oscillazione semi-annuale, che è cruciale per determinare la posizione e i tempi degli spostamenti della linea di vento zero nella stratosfera superiore. Questa modulazione potrebbe quindi essere un importante intermediario per l’effetto del sole sulla larghezza del PWG.

La rilevanza di queste interazioni è sottolineata dalla sincronia tra il picco di modulazione del vento attribuito al ZAO nei nostri studi e la presenza di un marcato segnale solare osservato nella stratosfera tropicale superiore durante la metà e la fine dell’inverno. Inoltre, il ZAO non solo modula la larghezza del condotto delle onde, ma anche la forza della propagazione ondulatoria all’interno del condotto stesso. Questi effetti sono corroborati da studi che collegano le variazioni del ciclo solare di 11 anni con modifiche nella propagazione delle onde e nella resistenza ondulatoria nella stratosfera extratropicale. Questi meccanismi meritano ulteriori indagini per una comprensione più approfondita delle dinamiche atmosferiche globali e del loro legame con i cicli solari.

[51] Per concludere, questo studio ha esplorato gli effetti del ZAO adottando un approccio analitico “dal basso verso l’alto”. Attraverso questa prospettiva, abbiamo osservato che il ZAO intensifica la quantità di attività delle onde planetarie che si diffondono dalla troposfera alla stratosfera. Questo meccanismo è descritto come un ciclo di feedback positivo: un incremento nella convergenza dell’EP-flux induce variazioni nei venti che, a loro volta, aumentano il parametro n2s nel PWG. L’aumento di n2s favorisce ulteriori intensificazioni nella propagazione verticale delle onde planetarie, culminando in un incremento della convergenza dell’EP-flux.

Tuttavia, è importante notare che i cambiamenti nel flusso ascendente delle onde planetarie e le variazioni associate nell’interazione onda-flusso medio nella stratosfera possono anche innescare anomalie nei venti zonali che si propagano verso il basso, un fenomeno noto come effetto “dall’alto verso il basso”. Queste anomalie nei venti, che si propagano verso il basso, sono state identificate come cruciali per la comunicazione tra la stratosfera e la troposfera e per la variabilità del Modo Annuale del Nord (NAM). Le simulazioni del modello che abbiamo analizzato confermano che il ZAO influisce sia sulla propagazione verso il basso delle anomalie dei venti sia sulle fasi del NAM. L’osservazione della propagazione verso il basso di queste anomalie nei risultati spaziali e temporali, come mostrato in varie figure, evidenzia l’impatto del riscaldamento del ZAO sulle fasi del NAM, manifestato attraverso lo spostamento equatoriale del getto subtropicale e il conseguente indebolimento del vortice polare.

Questi risultati sono coerenti con studi precedenti che hanno dimostrato come l’inclusione del ZAO nei modelli può spostare il NAM verso una fase a indice più basso, suggerendo una relazione stabile e significativa tra il ZAO e le variazioni delle fasi del NAM. Questi temi, che includono l’effetto del ZAO sulla propagazione del segnale verso il basso e sulla variabilità del modo annulare, meritano ulteriori indagini per una comprensione più approfondita delle dinamiche atmosferiche globali e del loro collegamento con i cicli solari.

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2012JD017937

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