. P. Baldwin,1 L. J. Gray,2 T. J. Dunkerton,1 K. Hamilton,3 P. H. Haynes,4W. J. Randel,5 J. R. Holton,6 M. J. Alexander,7 I. Hirota,8 T. Horinouchi,9 D. B. A. Jones,10J. S. Kinnersley,11 C. Marquardt,12 K. Sato,13 and M. Takahashi14
Abstract.
L’oscillazione quasi-biennale (QBO) domina la variabilità della stratosfera equatoriale (circa 16-50 km) ed è facilmente osservabile come un propagarsi verso il basso di correnti di vento orientali e occidentali, con un periodo variabile che in media è di circa 28 mesi. Da una prospettiva della dinamica dei fluidi, la QBO è un esempio affascinante di un flusso medio coerente e oscillante che è alimentato da onde in propagazione con periodi non correlati a quello dell’oscillazione risultante. Sebbene la QBO sia un fenomeno tropicale, essa influisce sul flusso stratosferico da polo a polo modulando gli effetti delle onde extra-tropicali. Infatti, lo studio della QBO è inseparabile dallo studio dei moti ondulatori atmosferici che la guidano e che sono modulati da essa. La QBO influenza la variabilità nella mesosfera vicino a 85 km filtrando selettivamente le onde che si propagano verso l’alto attraverso la stratosfera equatoriale e potrebbe anche influenzare la forza degli uragani atlantici. Gli effetti della QBO non sono confinati alla dinamica atmosferica. Componenti chimici, come l’ozono, il vapore acqueo e il metano, sono influenzati dai cambiamenti di circolazione indotti dalla QBO. Ci sono anche notevoli segnali della QBO in molte delle componenti chimiche a più breve durata. Attraverso la modulazione della propagazione delle onde extra-tropicali, la QBO ha un effetto sul collasso dei vortici polari stratosferici invernali e sulla gravità del deperimento dell’ozono ad alte latitudini. Il vortice polare nella stratosfera influenza i modelli meteorologici di superficie, fornendo un meccanismo attraverso il quale la QBO può avere un effetto sulla superficie della Terra. Man mano che diventano disponibili più fonti di dati (ad es., misurazioni di vento e temperatura sia da sistemi terrestri che da satelliti), gli effetti della QBO possono essere valutati con maggiore precisione. Questa recensione copre lo stato attuale delle conoscenze sulla QBO tropicale, i suoi effetti dinamici extra-tropicali, il trasporto di componenti chimici, e gli effetti della QBO nella troposfera (circa 0-16 km) e mesosfera (circa 50-100 km). È destinata a fornire una panoramica generale della QBO e dei suoi effetti ai ricercatori al di fuori del campo, così come una fonte di informazioni e riferimenti per gli specialisti. La storia della ricerca sulla QBO viene discussa solo brevemente, e il lettore è indirizzato a diversi articoli di revisione storica. La teoria di base della QBO è riassunta e sono forniti riferimenti didattici.
INTRODUZIONE 1.1.
La Scoperta dell’Oscillazione Quasi-Biennale Le prime osservazioni dei venti nella stratosfera equatoriale furono fatte quando si scoprì che i detriti provenienti dall’eruzione del Krakatoa (1883) circolavano intorno al globo da est a ovest in circa 2 settimane; questi venti divennero noti come “correnti orientali del Krakatoa”. (Per una recensione più completa sulla scoperta dell’oscillazione quasi-biennale, e i successivi sviluppi nelle osservazioni e nella teoria, si veda Maruyama [1997] e Labitzke e van Loon [1999].) Nel 1908, il meteorologo tedesco A. Berson lanciò dei palloni dall’Africa tropicale e rilevò venti che soffiavano da ovest a est a circa 15 km, vicino alla tropopausa, che divennero noti come “correnti occidentali di Berson”. Per quasi 50 anni, ci furono solo sporadiche osservazioni con palloni [Hamilton, 1998a] a contraddire l’esistenza di venti equatoriali stratosferici orientali sovrapposti a venti occidentali. (I termini in corsivo sono definiti nel glossario, dopo il testo principale. Il termine meteorologico “correnti orientali” descrive i venti che soffiano da est, mentre le “correnti occidentali” soffiano da ovest. Sfortunatamente, i termini “verso est” e “verso ovest” sono comunemente usati nelle discussioni sulla propagazione delle onde e sui flussi e hanno il significato opposto di corrente orientale e corrente occidentale. In questa recensione utilizzeremo entrambe le descrizioni, come trovato nella letteratura.) Palmer [1954] utilizzò dati di sondaggi dell’alta atmosfera, raccolti per studiare le ricadute dei test nucleari sulle Isole Marshall, per scoprire che la transizione tra le correnti occidentali di Berson e le correnti orientali del Krakatoa variava di mese in mese e di anno in anno. Tuttavia, i dati erano insufficienti per mostrare alcuna periodicità. Utilizzando osservazioni dall’Isola di Christmas (2.0°N), Graystone [1959] delineò 2 anni di velocità del vento nel piano altezza-tempo, che mostrava regimi di vento orientali e occidentali in discesa graduale.
La scoperta della QBO deve essere attribuita al lavoro indipendente di R. J. Reed negli Stati Uniti e R. A. Ebdon in Gran Bretagna. In un articolo intitolato “The circulation of the stratosphere” presentato al quarantesimo anniversario dell’American Meteorological Society, Boston, gennaio 1960, Reed annunciò la scoperta, utilizzando dati da radiosondaggi (palloni) a Canton Island (2.88S), di “bande alternate di venti orientali e occidentali che si originano al di sopra dei 30 km e che si muovono verso il basso attraverso la stratosfera ad una velocità di circa 1 km al mese”. Reed sottolineò che le bande “appaiono a intervalli di circa 13 mesi, essendo necessari 26 mesi per un ciclo completo”. Questo lavoro fu successivamente pubblicato come Reed et al. [1961]. Anche Ebdon [1960] utilizzò dati da Canton Island, nel periodo 1954-1959, per mostrare che l’oscillazione del vento aveva un apparente periodo di 2 anni. Ebdon e Veryard [1961] utilizzarono ulteriori dati da Canton Island (gennaio 1954 a gennaio 1960) a 50 hPa (ettapascal, pari a millibar) per mostrare che il vento oscillava con un periodo di 25-27 mesi, piuttosto che esattamente 2 anni. Estesero il precedente studio di Ebdon per includere altre stazioni equatoriali e conclusero che le fluttuazioni del vento si verificavano simultaneamente intorno alla fascia equatoriale e stimarono che i regimi del vento (quando i venti equatoriali sono orientali o occidentali) impiegavano circa un anno per scendere da 10 a 60 hPa. Veryard e Ebdon [1961] estesero questo studio per trovare un periodo dominante di 26 mesi e osservarono fluttuazioni simili nella temperatura.
Con l’osservazione di un ciclo a più lungo periodo a partire dal 1963, Angell e Korshover [1964] coniarono il termine “oscillazione quasi-biennale”, che guadagnò accettazione e fu abbreviato in QBO. Molti degli aspetti dinamici della QBO sono meglio illustrati da una sezione trasversale tempo-altezza del vento zonale equatoriale medio mensile (Plate 1). Idealmente, un tale diagramma sarebbe del vento zonale medio zonalmente, ma l’approssimativa simmetria longitudinale della QBO [Belmont e Dartt, 1968] permette che le osservazioni da radiosondaggi di una singola stazione vicino all’equatore siano sufficienti. I regimi di vento alternati si ripetono a intervalli che variano da 22 a 34 mesi, con un periodo medio di poco più di 28 mesi. Le zone di taglio occidentali (nelle quali i venti occidentali aumentano con l’altezza) scendono più regolarmente e rapidamente delle zone di taglio orientali. L’ampiezza di circa 20 m/s è quasi costante da 5 a 40 hPa ma diminuisce rapidamente quando i regimi del vento scendono al di sotto dei 50 hPa. Le osservazioni da radiosondaggi sono utilizzate fino a 10 hPa, e sopra vengono utilizzati i razzi meteorologici. L’ampiezza della QBO diminuisce a meno di 5 m/s a 1 hPa, vicino alla stratopausa. L’ampiezza della QBO è approssimativamente gaussiana attorno all’equatore con una mezza larghezza di 12 gradi e poca dipendenza di fase in latitudine all’interno dei tropici [Wallace, 1973]. Sebbene la QBO non sia definitivamente un’oscillazione biennale, c’è una tendenza a una preferenza stagionale nella fase di inversione [Dunkerton, 1990], quindi, ad esempio, l’inizio di entrambi i regimi di vento orientali e occidentali avviene principalmente durante la tarda primavera dell’emisfero boreale al livello di 50 hPa. Le tre caratteristiche più notevoli della QBO che qualsiasi teoria deve spiegare sono (1) la periodicità quasi-biennale, (2) la presenza di venti occidentali simmetrici zonalmente all’equatore (la conservazione del momento angolare non permette l’advezione media zonale per creare un massimo di vento equatoriale occidentale), e (3) la propagazione verso il basso senza perdita di ampiezza.
Plate 1. (in alto) Sezione tempo-altezza del componente del vento zonale medio mensile (m s^-1), con il ciclo stagionale rimosso, per il periodo 1964-1990. Al di sotto dei 31 km, vengono utilizzati dati da radiosondaggi equatoriali da Canton Island (2.88N, gennaio 1964 ad agosto 1967), Gan/Maldive Islands (0.7°S, settembre 1967 a dicembre 1975), e Singapore (1.4°N, gennaio 1976 a febbraio 1990). Al di sopra dei 31 km, sono mostrati dati da razzi-sonda da Kwajalein (8.7°N) e Ascension Island (8.08S). L’intervallo di contorno è di 6 m s^-1, con la banda tra -3 e +3 non ombreggiata. Il rosso rappresenta venti positivi (occidentali). Tratto da Gray et al. [2001]. Nel pannello in basso, i dati sono filtrati con un filtro passa-banda per trattenere periodi tra 9 e 48 mesi.
Plate 2. Panoramica dinamica della QBO durante l’inverno boreale. La propagazione di varie onde tropicali è rappresentata da frecce arancioni, con la QBO guidata da onde di gravità, inerzia-gravità, Kelvin e Rossby-gravità che si propagano verso l’alto. La propagazione di onde a scala planetaria (frecce viola) è mostrata a latitudini medie e alte. I contorni neri indicano la differenza nei venti zonali medi zonali tra le fasi orientale e occidentale della QBO, dove la fase della QBO è definita dal vento equatoriale a 40 hPa. Le anomalie orientali sono in azzurro chiaro, e le anomalie occidentali sono in rosa. Nei tropici, i contorni sono simili ai valori del vento osservati quando la QBO è orientale. La QBO mesosferica (MQBO) è mostrata sopra circa 80 km, mentre i contorni del vento tra circa 50 e 80 km sono tratteggiati a causa dell’incertezza delle osservazioni.
1.2. La ricerca di una spiegazione per la QBO
Al momento della scoperta della QBO, non c’erano osservazioni di onde atmosferiche tropicali e non esisteva una teoria che ne prevedesse l’esistenza. La ricerca di una spiegazione per la QBO coinvolse inizialmente una varietà di altre cause: un qualche meccanismo di retroazione interna, un periodo naturale di oscillazione atmosferica, un processo esterno, o una combinazione di questi meccanismi. Tutti questi tentativi non riuscirono a spiegare caratteristiche come la propagazione verso il basso e il mantenimento dell’ampiezza della QBO (e quindi l’aumento della densità di energia) durante la sua discesa.
A quanto pare, è necessaria una forzatura da parte delle onde asimmetriche zonali per spiegare il massimo del vento equatoriale da ovest. Wallace e Holton [1968] cercarono di guidare la QBO in un modello numerico attraverso sorgenti di calore o attraverso onde extratropicali su scala planetaria che si propagavano verso l’equatore. Mostrarono in modo piuttosto conclusivo che il trasferimento laterale di quantità di moto da onde planetarie non poteva spiegare la propagazione verso il basso della QBO senza perdita di ampiezza. Essi realizzarono l’importante constatazione che l’unico modo per riprodurre le osservazioni era avere una forza motrice (una fonte di quantità di moto) che si propagava effettivamente verso il basso con i venti medi equatoriali.
L’articolo fondamentale di Booker e Bretherton [1967] sull’assorbimento delle onde di gravità a un livello critico fornì lo stimolo che avrebbe portato a capire come la QBO sia guidata (si veda Lindzen [1987] per una recensione storica dello sviluppo della teoria della QBO). Fu l’intuizione di Lindzen a capire che le onde di gravità che si propagano verticalmente potevano fornire la forzatura ondosa necessaria per la QBO. Lindzen e Holton [1968] mostrarono esplicitamente in un modello bidimensionale (2-D) come una QBO potesse essere guidata da uno spettro ampio di onde di gravità che si propagano verticalmente (includendo velocità di fase in entrambe le direzioni, verso ovest e verso est) e che l’oscillazione sorgeva attraverso un meccanismo interno che coinvolgeva un feedback bidirezionale tra le onde e il flusso di fondo. La prima parte del feedback è l’effetto del flusso di fondo sulla propagazione delle onde (e quindi sui flussi di quantità di moto). La seconda parte del feedback è l’effetto dei flussi di quantità di moto sul flusso di fondo. Il modello di Lindzen e Holton rappresentava il comportamento delle onde e il loro effetto sul flusso di fondo attraverso una semplice parametrizzazione. L’oscillazione modellata aveva la forma di un modello di venti orientali e occidentali che si propagava verso il basso. Un importante corollario al lavoro di Lindzen e Holton fu che il periodo dell’oscillazione era controllato, in parte, dai flussi di quantità di moto delle onde, e quindi era possibile una gamma di periodi. Il fatto che l’oscillazione osservata avesse un periodo vicino a un sottomultiplo del ciclo annuale era quindi pura coincidenza.
A quei tempi era un’affermazione audace attribuire la forzatura della QBO alle onde di gravità equatoriali che si propagano verso est e verso ovest, considerando che la maggior parte delle prove osservative delle onde doveva ancora arrivare. La teoria delle onde equatoriali fu sviluppata per la prima volta alla fine degli anni ’60, parallelamente alla teoria della QBO. Le soluzioni includevano una modalità di Rossby, e una modalità che divenne nota come la modalità (mista) di Rossby-gravità. Una terza soluzione, una modalità di gravità che si propaga verso est, fu chiamata modalità equatoriale di Kelvin. Maruyama [1967] mostrò osservazioni coerenti con una modalità di Rossby-gravità che si propaga verso ovest. Wallace e Kousky [1968a] mostrarono per la prima volta osservazioni di onde equatoriali di Kelvin nella stratosfera inferiore e notarono che l’onda produceva un flusso ascendente di quantità di moto da ovest, che poteva spiegare l’accelerazione da ovest associata alla QBO. Un’accelerazione netta da est è contribuita dalle onde di Rossby-gravità [Bretherton, 1969].
Holton e Lindzen [1972] affinarono il lavoro di Lindzen e Holton [1968] simulando, in un modello 1-D, una QBO guidata da onde di Kelvin che si propagano verticalmente, che contribuiscono con una forza da ovest, e da onde di Rossby-gravità, che contribuiscono con una forza da est. Le ampiezze osservate di queste onde, sebbene piccole, erano forse (data la scarsità di osservazioni delle onde equatoriali) abbastanza grandi da guidare la QBO. Il meccanismo di Holton e Lindzen continuò ad essere il paradigma accettato per la QBO per più di 2 decenni.
Il modello concettuale della QBO, che ha formato la base del modello di Lindzen e Holton [1968], è stato fortemente supportato dal geniale esperimento in laboratorio di Plumb e McEwan [1978], che ha utilizzato un fluido stratificato di sale contenuto in un grande anello. Il confine inferiore dell’anello consisteva in una membrana flessibile che oscillava su e giù per produrre onde di gravità che si propagavano verticalmente, viaggiando in senso orario e antiorario intorno all’anello. Per onde di ampiezza sufficiente, si stabiliva un regime di flusso medio indotto dalle onde, caratterizzato da inversioni periodiche in progressione verso il basso del flusso medio. Questo esperimento, che rimane uno degli analoghi sperimentali più drammatici di un flusso geofisico su larga scala, ha dimostrato che il paradigma teorico per la QBO era coerente con il comportamento di un vero sistema fluido.
Sebbene le ampiezze osservate delle onde di Kelvin e delle onde miste di Rossby-gravità possano essere sufficienti a guidare una QBO in modelli idealizzati dell’atmosfera, Gray e Pyle [1989] hanno ritenuto necessario aumentare le ampiezze delle onde di un fattore 3 rispetto a quelle osservate per ottenere una QBO realistica in un modello radiativo-dinamico-fotochimico completo. Dunkerton [1991a, 1997] e McIntyre [1994] hanno sottolineato che il tasso osservato di risalita tropicale (circa 1 km al mese) richiede effettivamente che i regimi di vento della QBO si propaghino verso il basso molto più velocemente di quanto si pensasse, rispetto al moto dell’aria di sfondo, poiché l’intera stratosfera tropicale si sta muovendo verso l’alto. Questo fatto più che raddoppia il trasporto di quantità di moto richiesto da onde equatoriali che si propagano verticalmente. Le osservazioni indicano che le onde miste di Rossby-gravità e le onde di Kelvin non possono fornire una forzatura sufficiente per guidare la QBO con il periodo osservato. Dunkerton [1997] ha sostenuto che un flusso di quantità di moto aggiuntivo deve essere fornito da un ampio spettro di onde di gravità simili a quelle postulate da Lindzen e Holton [1968].
Sebbene la QBO sia un fenomeno tropicale, influisce sulla stratosfera globale, come mostrato per la prima volta da Holton e Tan [1980]. Attraverso la modulazione dei venti, delle temperature, delle onde extratropicali e della circolazione nel piano meridionale, la QBO influisce sulla distribuzione e sul trasporto di componenti chimici in tracce e può essere un fattore nella riduzione dell’ozono stratosferico. Pertanto, la comprensione della QBO e dei suoi effetti globali è necessaria per gli studi sulla variabilità a lungo termine o sulle tendenze nei gas e aerosol in tracce.
- UNA PANORAMICA DELLA QBO E DEI SUOI EFFETTI GLOBALI 2.1.
- Vento Zonale
- Una composizione della QBO nei venti zonali equatoriali (Figura 1) [Pawson et al., 1993] mostra una propagazione verso il basso più veloce e regolare della fase di vento da ovest e una maggiore intensità e durata della fase di vento da est. Il periodo medio della QBO per i dati tra il 1953 e il 1995 è di 28,2 mesi, leggermente più lungo dei 27,7 mesi ottenuti dal record più breve di Naujokat [1986]. La deviazione standard della QBO composita è inclusa anche nella Figura 1, mostrando massimi di variabilità vicino alle zone di shear (zone di variazione rapida del vento) discendenti sia per la fase di vento da est che da ovest (maggiore per la fase di vento da ovest). Questo riflette principalmente le deviazioni nella durata di ogni fase (come visto nella Tavola 1).
Dunkerton [1990] ha dimostrato che la QBO potrebbe essere in qualche modo sincronizzata con il ciclo annuale, dimostrando che l’inizio del regime di vento da est a 50 hPa tende ad avvenire durante la tarda primavera o l’estate dell’emisfero nord. La sua analisi è aggiornata nella Figura 2, che mostra l’inizio di ogni regime di vento a 50 hPa. Sia le transizioni da est che da ovest mostrano una forte preferenza per verificarsi durante aprile-giugno.
La struttura latitudinale della QBO nel vento zonale è mostrata nella Figura 3, derivata da lunghe serie temporali di osservazioni del vento in molte stazioni tropicali [Dunkerton e Delisi, 1985]. L’ampiezza della QBO è simmetrica in latitudine e il massimo è centrato sull’equatore, con una mezza larghezza meridionale di circa 12 gradi. Una struttura QBO simile si ottiene dalle analisi meteorologiche assimilate, ma l’ampiezza è spesso sottostimata rispetto alle misurazioni rawinsonde [Pawson e Fiorino, 1998; Randel et al., 1999].
La Tavola 2 fornisce una panoramica della QBO, delle sue fonti e dei suoi effetti dinamici globali, nonché una base per la discussione dei dettagli della QBO nelle sezioni seguenti. Il diagramma copre la troposfera, stratosfera e mesosfera da polo a polo e mostra schematicamente le differenze nel vento zonale vicino alla mesopausa, noto come QBO mesosferica o MQBO (sezione 6).
Nella bassa stratosfera tropicale, le velocità del vento medie nel tempo sono piccole, quindi la composizione del vento da est meno vento da ovest nella Tavola 2 è simile nell’aspetto ai venti reali durante la fase di vento da est della QBO. Alle alte latitudini, c’è un ciclo annuale pronunciato, con venti forti da ovest durante la stagione invernale. A nord dell’equatore nella bassa stratosfera, i venti tropicali alterano la guida delle onde efficace per le onde in scala planetaria che si propagano verso l’alto e verso l’equatore (frecce viola curve). L’effetto della struttura del vento zonale nella fase di vento da est della QBO è di focalizzare più attività ondosa verso il polo, dove le onde convergono e rallentano il flusso medio zonale. Così il vortice polare a nord di circa 45 gradi N mostra venti da ovest più deboli (o anomalie da est, mostrate in azzurro chiaro). Le anomalie di vento ad alta latitudine penetrano nella troposfera e forniscono un meccanismo per la QBO per avere una piccola influenza sui modelli meteorologici troposferici (sezione 6).
Figura 1. Un grafico composito dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) in base alla transizione tra venti da est a venti da ovest a 20 hPa. Il mese di transizione è stato scelto come il primo mese in cui i venti da ovest erano presenti a 20 hPa. Le aree con venti da ovest sono ombreggiate e l’oscurità aumenta ad intervalli di 5 m/s (che è l’intervallo dei contorni). L’asse del tempo si estende da 5 mesi prima della transizione est-ovest a 20 hPa fino a 42 mesi dopo. La regolarità della QBO è mostrata dall’esistenza di una seconda fase di venti da ovest, che si manifesta a 20 hPa circa 29 mesi dopo l’inizio iniziale. Il pannello inferiore mostra la deviazione standard rispetto a questa QBO media, con un intervallo dei contorni / livello di ombreggiatura di 4 m/s. La maggiore variabilità si verifica nelle vicinanze delle linee di shear (zone di variazione rapida del vento) ed è dovuta al periodo variabile della QBO e al fatto che la durata di ogni fase a qualsiasi livello è lunga rispetto al tempo di transizione.
Figura 2. Istogrammi del numero di transizioni (intersezioni con lo zero) a 50 hPa raggruppate per mese. Gli anni individuali sono elencati nei riquadri. Le transizioni da venti orientali a venti occidentali sono mostrate nel pannello superiore, mentre le transizioni da venti occidentali a venti orientali sono mostrate nel pannello inferiore. Tratto da Pawson et al. [1993].
Figura 3. Analisi armonica del vento zonale a 30 hPa, che mostra l’ampiezza del ciclo annuale (quadrati), del ciclo semestrale (triangoli) e del componente residuo privo di stagionalità (cerchi). I simboli mostrano le ampiezze delle singole stazioni di radiosondaggi. Le linee continue si basano su dati raggruppati in intervalli. Riprodotto da Dunkerton e Delisi [1985] con il permesso dell’American Meteorological Society.
2.2. Temperatura e Circolazione Meridionale
L’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) mostra una significativa firma nelle temperature, con segnali evidenti sia nei tropici che nelle regioni extratropicali. Nei tropici, le variazioni di temperatura associate alla QBO sono in equilibrio con il vento termico rispetto allo shear verticale dei venti zonali. Questo equilibrio può essere rappresentato matematicamente dalle equazioni mostrate:
]u / ]z = - (2R / Hb) * ]²T / ]y² (equazione 1a)
e l’approssimazione per le variazioni della QBO centrata sull’equatore:
]u / ]z ≈ (R / Hb) * (T / L²) (equazione 1b),
dove u è il vento zonale, T è la temperatura, z è l’altezza log-pressione (che corrisponde approssimativamente all’altitudine geometrica), y è la latitudine, R è la costante dei gas per l’aria secca, H è l’altezza scala usata nelle coordinate log-pressione, b è la derivata latitudinale del parametro di Coriolis, e L è la scala meridionale.
Nella bassa stratosfera, le anomalie di temperatura equatoriali associate alla QBO sono dell’ordine di ±4 K, raggiungendo il loro massimo vicino a 30-50 hPa. Il testo menziona la Figura 4, che probabilmente dimostra la correlazione tra le misurazioni della temperatura a Singapore e lo shear verticale del vento zonale nel livello da 30 a 50 hPa (dopo aver sottratto il ciclo stagionale).
La scala meridionale L è stimata essere di circa 1000-1200 km (circa 10° di latitudine) sulla base dell’analisi di regressione. Le anomalie di temperatura relative alla QBO si estendono anche verso il basso fino a vicino alla tropopausa e verso l’alto nella media e alta stratosfera.
Nella media e alta stratosfera, queste anomalie sono in fase opposta rispetto a quelle nella bassa stratosfera. Il testo menziona la Figura 5, che probabilmente mostra un esempio di anomalie di temperatura durante l’inverno dell’emisfero nord nel 1994, mostrando questa struttura verticale in fase opposta.
Le variazioni di temperatura e dello shear del vento zonale associate alla QBO influenzano anche la circolazione meridionale nella stratosfera, influenzando così la dinamica atmosferica globale.
Oltre al massimo equatoriale nella temperatura della QBO, i dati satellitari rivelano massimi coerenti tra le latitudini 20°-40° in ciascun emisfero, che sono in fase opposta rispetto al segnale tropicale. Questo è dimostrato nella Figura 6, che mostra la regressione delle temperature stratosferiche tra 13-22 km (dal canale 4 del sensore a microonde) in relazione ai venti QBO a 30 hPa, per il periodo 1979-1999. Un aspetto notevole delle anomalie di temperatura extratropicale è che sono sincronizzate stagionalmente, verificandosi principalmente durante l’inverno e la primavera in ciascun emisfero. Firme quasi identiche sono osservate nelle misurazioni dell’ozono atmosferico, e questa variabilità extratropicale sincronizzata stagionalmente è un aspetto chiave e intrigante della QBO globale. Poiché le anomalie di temperatura a bassa frequenza sono strettamente accoppiate con le variazioni nella circolazione meridionale media, i modelli di circolazione globale associati alla QBO sono anche altamente asimmetrici ai solstizi (frecce nella Figura 5). I modelli di temperatura nella Figura 6 mostrano inoltre segnali in entrambe le regioni polari, che sono in fase opposta rispetto ai tropici e raggiungono il massimo in primavera in ciascun emisfero. Sebbene questi segnali polari siano più grandi dei massimi subtropicali e probabilmente autentici, non sono statisticamente significativi in questo record del 1979-1998 a causa della grande variabilità naturale nelle regioni polari durante l’inverno e la primavera.
La modulazione dei venti zonali medi dovuta alla QBO è collegata alla modulazione della circolazione meridionale media . La circolazione climatologica è caratterizzata da un largo movimento ascendente nei tropici, un trasporto verso i poli nella stratosfera, e un affondamento compensativo attraverso la tropopausa extratropicale. Il trasporto di specie chimiche traccianti nella stratosfera è il risultato sia di grandi circolazioni che di processi di mescolamento associati alle onde. I processi chimici, come quelli che portano al deperimento dell’ozono, non solo dipendono dalle concentrazioni delle specie traccianti, ma possono anche dipendere criticamente dalla temperatura. Poiché la QBO modula la circolazione stratosferica globale, inclusa quella delle regioni polari, comprendere gli effetti della QBO non solo sulla dinamica e sulla temperatura, ma anche sulla distribuzione delle specie traccianti, è essenziale per capire la variabilità e il cambiamento climatico globale.
Molte specie traccianti a lunga durata, come N2O e CH4, hanno origine nella troposfera e vengono trasportate nella stratosfera attraverso la tropopausa tropicale. La Tavola 3 fornisce un riassunto dell’influenza della QBO sulla circolazione meridionale media e sul trasporto di specie traccianti chimiche. Nella Tavola 3 i contorni illustrano schematicamente le isoplete di un tracciante idealizzato conservativo, a lunga durata e stratificato verticalmente durante l’inverno dell’emisfero nord quando i venti equatoriali sono orientali vicino a 40 hPa (in accordo con la Tavola 2). L’upwelling (movimento ascendente) si riflette nel largo massimo tropicale nella densità del tracciante nella stratosfera media e superiore. Le anomalie extratropicali causate dalla QBO risultano in deviazioni dalla simmetria emisferica, alcune delle quali sono anche dovute al ciclo stagionale del mescolamento delle onde planetarie.
Le frecce in grassetto nella Tavola 3 illustrano le anomalie di circolazione associate alla QBO (la circolazione media nel tempo è stata rimossa), che qui si assume essere orientale a 40 hPa. All’equatore, la QBO induce un movimento ascendente (rispetto all’upwelling tropicale medio) attraverso la tropopausa, ma un movimento discendente nella stratosfera media e superiore. L’anomalia della circolazione nella stratosfera inferiore è quasi simmetrica rispetto all’equatore, mentre l’anomalia della circolazione nella stratosfera media è maggiore nell’emisfero invernale (vedi sezione 5). Questa asimmetria si riflette nelle isoplete asimmetriche del tracciante. Oltre all’advezione dovuta alla circolazione meridionale media, il tracciante è mescolato dai moti ondosi (approssimativamente su superfici isentropiche, o a temperatura potenziale costante). Questo mescolamento è rappresentato dalle frecce orizzontali ondulate. La discesa dalla circolazione anomala della stratosfera media crea un modello a “scala” nelle isoplete del tracciante tra l’equatore e le subtropicale (vicino a 5 hPa). Un secondo gradino nella scala si forma nell’emisfero invernale a media latitudine a causa del mescolamento isentropico nella regione di basso gradiente di vorticità potenziale che circonda il vortice polare, noto come zona di surf [McIntyre e Palmer, 1983]. Il mescolamento può anche verificarsi equatorward dell’asse del getto subtropicale nella stratosfera superiore, come illustrato dalla linea ondulata vicino a 3 hPa e 10°-20°N [Dunkerton e O’Sullivan, 1996]. Un trasporto anomalo dall’Emisfero Meridionale (SH) all’NH vicino alla stratopausa è associato con un incremento delle onde planetarie extratropicali (Tavola 2). Gli effetti dettagliati della QBO sul trasporto di traccianti sono discussi nella sezione 5.
Anomalie di temperatura equatoriale associate al QBO (Quasi-Biennial Oscillation) all’interno dello strato atmosferico da 30 a 50 hPa (ettapascal), oltre allo shear del vento verticale.
La figura 5 rappresenta sezioni trasversali delle anomalie associate al QBO (Quasi-Biennial Oscillation) nel febbraio 1994. Le anomalie di temperatura sono mostrate con contorni, e vengono utilizzati contorni tratteggiati per indicare valori negativi. Inoltre, nella figura sono rappresentate le componenti della circolazione media residua sotto forma di vettori, la cui scala è determinata da una funzione arbitraria dell’altitudine. Questa figura è stata ripresa da un articolo di Randel et al., pubblicato nel 1999, e utilizzata con il permesso dell’American Meteorological Society.
la figura 6 rappresenti un’analisi di regressione del QBO (Quasi-Biennial Oscillation) utilizzando dati di temperatura raccolti da un’unità di sondaggio a microonde tra 13 e 22 km di altitudine, per il periodo tra il 1979 e il 1998. Le aree ombreggiate nella figura indicano le regioni in cui gli adattamenti statistici non mostrano una differenza significativa rispetto allo zero al livello di confidenza 2s. Questa figura sembra essere un aggiornamento di un’analisi precedente pubblicata da Randel e Cobb nel 1994.
PLATE 3 Panoramica del trasporto di tracciante da anomalie di vento del QBO e avvezione media. I contorni illustrano schematicamente le isoplessi di un tracciante conservativo durante l’inverno boreale quando il QBO è nella sua fase di est a 40 hPa (in corrispondenza con la Piastra 2). L’upwelling tropicale causa il massimo ampio nella densità del tracciante nella stratosfera equatoriale media a superiore, mentre il QBO causa deviazioni dalla simmetria emisferica vicino all’equatore. Le frecce rosse vicino all’equatore raffigurano anomalie di circolazione del QBO. L’anomalia di circolazione nella stratosfera equatoriale inferiore è approssimativamente simmetrica, mentre l’anomalia nella stratosfera superiore è molto più forte nell’emisfero invernale. La discesa vicino all’equatore (circa 5 hPa) e l’ascesa a nord (circa 5 hPa, 10°N) si combinano per produrre un modello a “gradini”. Un secondo gradino è formato a medie latitudini dalla miscelazione orizzontale.
In definitiva la plate3 rappresenta schematicamente il trasporto di un tracciante nella stratosfera dovuto alle anomalie di vento associate al QBO (Quasi-Biennial Oscillation) e all’avvezione media. Mostra come l’upwelling tropicale e il QBO influenzano la distribuzione del tracciante nella stratosfera equatoriale, e come ciò sia correlato a anomalie nella circolazione atmosferica vicino all’equatore.
