Uno studio di modelli sulla forzatura zonale nella stratosfera equatoriale tramite onde di gravità indotte convettivamente

Autori: M. J. Alexander e J. R. Holton
Dipartimento: Scienze Atmosferiche, Università di Washington, Seattle, Washington
Data di ricezione del manoscritto: 16 aprile 1996, in forma finale 16 luglio 1996

Abstract
Un modello bidimensionale di risoluzione delle nuvole è utilizzato per esaminare il possibile ruolo delle onde di gravità generate da una linea di squall tropicale simulata nella forzatura dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) dei venti zonali nella stratosfera equatoriale. Una simulazione con venti stratosferici di sfondo costanti è confrontata con simulazioni con venti di sfondo caratteristici delle fasi di QBO occidentale e orientale, rispettivamente. In tutti e tre i casi, è eccitato uno spettro ampio di onde di gravità che si propagano sia verso est che verso ovest. Nel caso del vento di sfondo costante, il flusso di momento verticale è quasi costante in altezza nella stratosfera, dopo la correzione per le onde che lasciano il dominio del modello. Nei casi di taglio orientale e occidentale, tuttavia, le onde che si propagano rispettivamente verso ovest e verso est sono fortemente smorzate mentre si avvicinano ai loro livelli critici, a causa della diffusione verticale fortemente dipendente dalla scala nel modello. I profili di forzatura zonale indotti da questo smorzamento delle onde sono simili ai profili dati dall’assorbimento a livello critico, ma leggermente spostati verso il basso. L’entità della forzatura zonale è dell’ordine di 5 m s⁻¹ giorno⁻¹. Si stima che se il 2% dell’area dei Tropici fosse occupato da tempeste di magnitudine simile, le onde di gravità mesoscalari potrebbero fornire quasi un quarto della forzatura zonale richiesta per il QBO.

1. Introduzione Nella loro teoria dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) dei venti medi zonali nella stratosfera equatoriale, Lindzen e Holton (1968, da qui in avanti LH68) sostenevano che la forzatura zonale indotta da uno spettro continuo di onde di gravità a lungo periodo che si propagano verticalmente fosse responsabile dei regimi di venti medi easterly e westerly che si propagano verso il basso, caratteristici della QBO. In LH68, la forzatura del flusso medio indotta dalle onde era attribuita all’assorbimento di queste onde che si propagano verticalmente ai “livelli critici” dove le loro velocità di fase orizzontali, modificate dallo spostamento Doppler, si annullano. Secondo questa ipotesi, onde con un ampio spettro di velocità di fase zonale sarebbero assorbite in una zona di taglio in cui le velocità dei venti zonali medi corrispondono alle velocità di fase delle onde. LH68 dimostrò che se lo spettro delle onde di gravità conteneva componenti con velocità di fase zonale sia positive che negative, il meccanismo di assorbimento a livello critico poteva portare a un’oscillazione del flusso zonale medio con zone di taglio easterly e westerly che si propagano alternativamente verso il basso, a condizione che esistesse un meccanismo per avviare le zone di taglio nella stratosfera superiore. In LH68, questo meccanismo di iniziazione era considerato l’oscillazione semestrale osservata vicino alla stratopausa equatoriale.

Poco dopo, e motivati da studi osservativi su onde equatoriali su larga scala (Maruyama 1969; Wallace e Kousky 1968), Holton e Lindzen (1972, da qui in avanti HL72) proposero un’alternativa al modello LH68 in cui la forzatura zonale era attribuita a due modi di onde equatoriali monocromatiche su larga scala, un’onda di Kelvin che si propaga verso est e un’onda Rossby-gravità che si propaga verso ovest. In HL72, la forzatura del flusso medio indotta dalle onde era attribuita all’ammortamento radiativo delle onde di Kelvin e Rossby-gravità a lungo periodo piuttosto che all’assorbimento a livello critico. Poiché il tasso di ammortamento radiativo aumenta rapidamente con la diminuzione della velocità di fase spostata dal Doppler, le onde di Kelvin saranno smorzate preferenzialmente e produrranno accelerazioni verso est nelle zone di taglio westerly, mentre le onde Rossby-gravità saranno smorzate preferenzialmente e produrranno accelerazioni verso ovest nelle zone di taglio easterly. Poiché le onde vengono smorzate al di sotto dei loro livelli critici, questo meccanismo non richiede più un processo separato per avviare le zone di taglio ad alti livelli (Plumb 1977).Il modello HL72 ha dimostrato di essere capace di generare un’oscillazione con caratteristiche simili a quelle descritte nel modello LH68. Tuttavia, Lindzen e Tsay nel 1975 hanno identificato la necessità di includere un ulteriore modo di onda gravitazionale easterly equatoriale per spiegare l’accelerazione easterly documentata della QBO. Successivamente, Dunkerton nel 1991 ha evidenziato come, considerando l’advezione verticale dovuta all’upwelling medio nella stratosfera equatoriale, i flussi delle onde di Kelvin e Rossby-gravità risultano insufficienti per generare la QBO come osservata. Studi condotti da Gray e Pyle nel 1989 utilizzando un modello bidimensionale, e da Takahashi e Boville nel 1992 con un modello tridimensionale, hanno confermato che i flussi di tali onde devono essere almeno doppi rispetto a quelli osservati per realizzare una QBO credibile.

Più recentemente, nel 1996, Dunkerton ha esaminato in dettaglio il problema del momento angolare della QBO. Ha dimostrato che aggiungendo un adeguato spettro di onde di gravità mesoscalari alle onde di Kelvin e Rossby-gravità osservate, è possibile ottenere una forzatura zonale combinata che produce una QBO realistica, inclusa l’asimmetria osservata tra le zone di taglio easterly e westerly, anche in presenza di upwelling medio. Per fare ciò, Dunkerton ha impiegato una parametrizzazione del flusso di momento delle onde di gravità secondo LH68 e una parametrizzazione dell’ammortamento delle onde di Kelvin e Rossby-gravità simile a quella adottata in HL72, originariamente proposta da Lindzen nel 1971. Di conseguenza, sembra ora necessaria una combinazione dei modelli LH68 e HL72 per spiegare adeguatamente la QBO osservata.

Anche se LH68 enfatizzava l’importanza potenziale delle onde di gravità interne confinate all’equatore con grande estensione orizzontale e piccola scala verticale, la loro parametrizzazione per la forza indotta dalle onde era in realtà basata sull’analisi delle onde di gravità interne in assenza di rotazione, rendendola quindi più adeguata per le onde di gravità di mesoscala. Al momento della stesura di LH68, vi erano scarse prove osservative dirette di tali onde nell’atmosfera equatoriale. Tuttavia, negli ultimi anni, l’analisi di dati di radiosonde ad alta risoluzione (per esempio, Sato et al. 1994; Tsuda et al. 1994; Allen e Vincent 1995; Karoly et al. 1996), dati da voli di aerei di ricerca ad alta quota (Alexander e Pfister 1995; Pfister et al. 1993) e immagini di nuvole satellitari (Bergman e Salby 1994) hanno tutti evidenziato un contributo significativo delle onde di gravità mesoscala generate da convezione nella regione equatoriale.

La forma delle onde di gravità generate da sistemi convettivi equatoriali specifici è ancora incerta. Le conoscenze sulla distribuzione spettrale delle onde generate dalla convezione tropicale, sulla loro propagazione nella stratosfera e sull’interazione con il flusso medio sono limitate. In questo studio, utilizziamo un modello numerico bidimensionale di una linea di squall tropicale. Benché i sistemi convettivi tendano spesso a formarsi in linee o bande, la scelta della linea di squall è motivata dalla sua simmetria, che giustifica l’uso di un modello bidimensionale, e dal fatto che le proprietà troposferiche di tali sistemi sono state ampiamente indagate in altri studi (ad esempio, Houze 1993).

Il fine di questo studio è investigare i flussi di onde di gravità nella stratosfera generati da questo particolare tipo di convezione tropicale e dimostrare che le onde di gravità che si propagano verticalmente prodotte da questo sistema possono avere un impatto significativo sul bilancio di momento nella stratosfera equatoriale inferiore.

2. Modello Numerico Le simulazioni della linea di temporali tropicali sono state eseguite con il modello non idrostatico di risoluzione delle nuvole di Durran e Klemp (1983), che hanno fornito dettagli sulle parametrizzazioni microfisiche delle nuvole e il metodo di soluzione numerica usato nel modello. Lo stesso modello era stato precedentemente utilizzato da Fovell et al. (1992) e Alexander et al. (1995) per studiare le onde di gravità prodotte da una linea di temporali simulata bidimensionale di latitudine media. La versione del modello usata qui è solo leggermente modificata rispetto a quella usata da Alexander et al. (1995). Il dominio del modello è largo 900 km e profondo 30 km. Le spaziature della griglia sono di 1,5 km in orizzontale e 0,25 km in verticale. L’alta risoluzione in verticale è progettata per risolvere la fredda piscina poco profonda vicino alla superficie e per risolvere le onde di gravità di lunghezza d’onda verticale corta nella stratosfera. La condizione al contorno di radiazione di Durran (1995) è utilizzata al confine superiore. Inoltre, per evitare un raffreddamento spurio vicino al confine superiore, è necessario includere uno strato “spugna” in cui la temperatura potenziale è rilassata verso il profilo iniziale tramite raffreddamento Newtoniano a un tasso che aumenta uniformemente da zero al livello di 27 km fino a un massimo di 5.031×10⁻⁵ s⁻¹ al confine superiore. Una condizione di confine di radiazione è impiegata anche ai confini laterali. Tuttavia, per prevenire lo sviluppo di rumore vicino a questi confini nella troposfera, è anche necessario includere un operatore di smoothing di secondo ordine, che viene applicato a tutti i campi nei punti griglia entro 30 km da entrambi i confini laterali. Per prevenire l’instabilità non lineare, viene applicata una diffusione debole di quarto ordine a tutti i campi prognostici in orizzontale e ai campi di velocità e pressione in verticale. Lo smoothing verticale di quarto ordine ha un tempo di decadimento eee-folding di circa 400 s per una lunghezza d’onda verticale di 1 km, 6300 s per una lunghezza d’onda verticale di 2 km, e ha un effetto trascurabile per onde di lunghezza d’onda verticale superiore a 4 km. Poiché la lunghezza d’onda verticale si riduce rapidamente man mano che un’onda si avvicina al suo livello critico, lo smoothing verticale di quarto ordine ha implicazioni importanti per l’ammortizzazione delle onde nelle zone di taglio nelle simulazioni riportate qui.

Oltre allo smoothing di quarto ordine utilizzato per evitare instabilità non lineari, il modello include anche un meccanismo di miscelazione su scala subgrid, il quale dipende dal numero di Richardson, come descritto in Durran e Klemp (1983). Per gli scenari descritti in questo studio, tale miscelazione su scala subgrid risulta significativa solamente nella troposfera, dato che la diffusione numerica di quarto ordine tende a smorzare le onde nella stratosfera prima che il numero di Richardson diminuisca abbastanza da attivare la parametrizzazione della miscelazione su scala subgrid.

Le sonde iniziali per le variabili termodinamiche e i venti troposferici (vedi Fig. 1) sono state definite per riprodurre, in modo approssimativo, le condizioni osservate nelle linee di temporali dell’Africa Occidentale studiate da Redelsperger e Lafore (1988) e da Lafore e Moncrieff (1989). La configurazione scelta mostra un’elevata instabilità condizionale, insolita per i tropici. Diverse simulazioni con configurazioni termodinamiche variabili (non presentate) dimostrano che, per la versione bidimensionale del modello di nuvole utilizzato, è necessario un alto grado di instabilità condizionale per favorire lo sviluppo di convezioni mesoscalari sostenute.

Per esaminare il potenziale contributo delle onde di gravità, generate dalle linee di temporali, all’accelerazione dei venti medi nel QBO, sono state effettuate tre diverse simulazioni. Nel primo scenario (definito “controllo”), i venti sopra la tropopausa rimangono costanti a 216 m/s in altezza. In questo caso, il dominio del modello si sposta anch’esso a una velocità costante di 216 m/s, permettendo così di osservare le onde stratosferiche in un sistema di riferimento intrinseco. La velocità di spostamento della linea di temporali è di circa 25 m/s nel dominio in movimento, mantenendo così la linea di temporali ben all’interno del dominio per tutta la durata della simulazione di 12 ore. Gli altri due scenari (etichettati “shear orientale” e “shear occidentale”) utilizzano i profili del vento sopra la tropopausa proposti da Holton (1972) per rappresentare le fasi orientale e occidentale del QBO, rispettivamente (vedi Fig. 2).

Le simulazioni per ciascuno dei tre scenari sono state condotte per 12 ore, con salvataggio delle variabili di campo ogni 3 minuti nelle ultime 8 ore di simulazione. La struttura generale del caso di controllo a 6 ore è illustrata in Fig. 3, confrontabile con la Fig. 2 di Alexander et al. (1995). La Fig. 4 mostra la variabilità temporale della potenza della linea di temporali attraverso una sezione trasversale longitudine-tempo del tasso di precipitazioni, evidenziando come la linea di temporali si sposti lentamente verso ovest nel dominio del modello. La velocità media di deriva è di 24,9 m/s nel sistema di riferimento mobile, assicurando che la convezione rimanga distante dai confini per tutto il periodo di integrazione. La Fig. 4, confrontabile con la Fig. 3 di Fovell et al. (1992), mostra che la variabilità osservata in queste simulazioni tropicali è meno regolare rispetto alla variabilità quasi periodica osservata nei casi di latitudine media precedentemente simulati, indicando la necessità di un periodo di osservazione più lungo per una corretta diagnosi degli spettri d’onda.

La Figura 1 mostra i profili iniziali termodinamici e di vento utilizzati nelle simulazioni di una linea di temporali tropicali.

1. Pannello di sinistra (Temperature):
   • La curva più spessa rappresenta il profilo di temperatura dell’aria in funzione dell’altezza (asse verticale) in chilometri (km). Le temperature sono indicate sull’asse orizzontale in gradi Celsius (°C).
   • La curva più sottile indica il profilo di temperatura del punto di rugiada. Il punto di rugiada è una misura dell’umidità, indicando la temperatura a cui l’aria deve raffreddarsi per raggiungere la saturazione.
2. Pannello di destra (Venti):
   • Questo grafico mostra il profilo del vento nella troposfera in funzione dell’altezza. L’asse orizzontale mostra la velocità del vento in metri al secondo (m/s).
   • I venti sono costanti a 216 m/s al di sopra della tropopausa nel caso di controllo della simulazione.

Questi profili sono essenziali per configurare il modello atmosferico usato nelle simulazioni, stabilendo le condizioni iniziali di temperatura, umidità e velocità del vento a diverse altitudini, che influenzano direttamente il comportamento e lo sviluppo delle linee di temporali tropicali nel modello.

La Figura 2 illustra i profili dei venti stratosferici usati nelle simulazioni per rappresentare le fasi orientale (easterly) e occidentale (westerly) dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO).

• L’asse verticale z (km) indica l’altezza in chilometri.
• L’asse orizzontale U (m/s) mostra la velocità del vento in metri al secondo.

1. Linea tratteggiata: Rappresenta il profilo del vento durante la fase orientale del QBO. Qui, il vento cambia direzione da est a ovest intorno ai 20 km di altitudine, mostrando un notevole cambiamento dinamico in questa zona della stratosfera.
2. Linea puntinata: Mostra il profilo del vento durante la fase occidentale del QBO. Il vento proviene prevalentemente da ovest, con un incremento della velocità che raggiunge un picco intorno ai 25 km, per poi stabilizzarsi.

Questi profili sono essenziali per comprendere come le onde atmosferiche possano essere influenzate dalle diverse fasi del QBO, e sono fondamentali nelle simulazioni che studiano le interazioni tra le linee di temporali e questi schemi di flusso nella stratosfera.

Flussi di Momento delle Onde

Le proprietà delle onde di gravità generate nelle simulazioni possono essere efficacemente descritte usando l’approccio dell’analisi spettrale bidimensionale (x, t), dettagliato in Alexander et al. (1995). Quest’analisi viene eseguita nel periodo che va dalle 4 alle 11 ore. Considerando che i tempi medi di trasferimento dell’energia delle onde di gravità attraverso il dominio stratosferico verticale sono di 2-3 ore, questo intervallo di tempo esclude gli artefatti di avvio. Inoltre, eventuali transitori saranno mediati e non risulteranno come variazioni verticali artificiali nel flusso di momento. Solo i punti griglia compresi tra 0 km e 768 km sono inclusi nell’analisi spettrale, per garantire una ponderazione approssimativamente uguale delle aree a monte e a valle del fronte di raffica della linea di temporali.

Gli spettri della velocità verticale e del flusso di momento presentano caratteristiche simili a quelle osservate in Alexander et al. (1995) per un caso in latitudini medie. In quello studio precedente, l’energia spettrale era concentrata lungo una linea di lunghezza d’onda verticale costante di 8 km, corrispondente alla profondità del riscaldamento convettivo nella troposfera. In questo contesto tropicale, vi è una maggiore variabilità nella profondità del riscaldamento convettivo a seconda del tempo. Di conseguenza, lo spettro delle onde di gravità stratosferiche mostra un’energia più distribuita tra lunghezze d’onda verticali da 2 a 15 km, con il limite superiore di questa gamma associato alla profondità della troposfera. Due picchi evidenti a 5 e 6 km sono associati al riscaldamento delle celle che si propagano verso il retro, con una profondità di 5-6 km in questa simulazione. Diversamente dal caso di latitudine media, non emergono picchi distinti nello spettro di frequenza, suggerendo un ruolo meno significativo per il meccanismo di “pompaggio meccanico” nella generazione delle onde (Fovell et al. 1992) in questo contesto tropicale, forse a causa di una penetrazione convettiva meno profonda rispetto alla più elevata tropopausa tropicale.

Come osservato nelle simulazioni a latitudini medie, il caso di controllo (Fig. 3) evidenzia onde che si muovono sia avanti sia dietro alla linea di temporali in movimento verso ovest, ma si nota una predominanza marcata delle onde di gravità che viaggiano verso il retro. Questa predominanza delle onde retrograde è stata recentemente confermata dalle osservazioni di onde di inerzia-gravità nell’Australia tropicale (Hamilton e Vincent 1995). Nei casi delle fasi del QBO orientale e occidentale (Fig. 5), si osservano chiare prove di assorbimento delle onde nelle zone di taglio e di curvatura dei percorsi dei raggi dovute allo spostamento Doppler delle frequenze delle onde causato dal taglio del flusso medio.

L’attenuazione delle onde man mano che si avvicinano ai loro livelli critici influisce significativamente sugli spettri delle onde. La Figura 6 presenta gli spettri della velocità di fase zonale del flusso di momento per il caso del QBO occidentale a vari livelli tra 15 e 25 km. Questi spettri sono il risultato di medie temporali su una finestra di analisi di 7 ore. Vicino alla tropopausa, esiste una distribuzione ampia di onde con velocità di fase intorno a 630 m/s. Con l’aumentare dell’altitudine, si registra una riduzione generale dell’ampiezza dovuta all’uscita delle onde dal dominio attraverso i confini laterali. Tuttavia, tra i 20 e i 24 km, nella zona di forte taglio occidentale, avviene un rapido filtraggio delle onde con velocità di fase positiva quando queste incontrano i loro livelli critici.

Gli effetti di questo filtraggio sono evidenti nei profili verticali mediati zonalmente e nel tempo dei flussi di momento diretto verso est e verso ovest, come mostrato nella Fig. 7. Nel caso di controllo, il flusso di momento verso est predomina su quello verso ovest, e entrambi diminuiscono uniformemente con l’aumento dell’altezza. Come verrà illustrato nella sezione successiva, questa diminuzione con l’altitudine è attribuita alle onde che abbandonano il dominio dai confini laterali. Nel caso della fase QBO orientale, il flusso di momento verso est si riduce notevolmente tra i 15 e i 20 km a causa del taglio occidentale associato al picco dei venti occidentali a 20 km. Ma tra i 21 e i 24 km si verifica una rapida riduzione dei flussi di momento verso ovest, corrispondente al filtraggio nella zona di taglio orientale principale. La situazione si inverte nel caso della fase QBO occidentale. Qui, i flussi di momento verso ovest diminuiscono notevolmente nella zona di taglio orientale debole sotto i 20 km, e le onde che si propagano verso est vengono quasi completamente eliminate tra i 20 e i 23 km nella principale zona di taglio occidentale.

La Figura 3 mostra i dati ottenuti dalla simulazione di controllo al tempo di simulazione di 6 ore. Ecco i dettagli visibili nell’immagine:

1. Sfumature: Queste rappresentano i contorni della velocità verticale. Il contrasto dell’immagine è stato potenziato per mostrare chiaramente la struttura qualitativa; la gamma completa delle velocità verticali è di ±6.5 m/s.
2. Linee sottili: Queste sono le isentrope, che sono linee di uguale entropia termica, con intervalli di 10 K. Le isentrope sono utili per visualizzare la stratificazione termica dell’atmosfera, indicando zone di convezione e stabilità.
3. Linea spessa: Mostra il contorno della nube, dove la frazione di acqua nuvolosa raggiunge 10⁻⁴g/g. Questa rappresentazione evidenzia le regioni di attiva formazione di nuvole, spesso associate a precipitazioni o temporali.
4. Fronte rafficato al suolo: Visibile a circa 370 km lungo l’asse X, indica la posizione dove si verificano cambiamenti rapidi di vento e temperatura al passaggio del fronte di raffica.

Questi componenti illustrano le dinamiche atmosferiche durante la simulazione, offrendo una comprensione visiva di come vari fenomeni meteorologici come la convezione e i cambiamenti di vento si manifestano in un sistema temporalesco simulato.

La Figura 4 illustra i contorni della pioggia superficiale nel tempo e in funzione della longitudine (asse x) per la simulazione di controllo. Questo grafico è utile per visualizzare come variano distribuzione e intensità della pioggia durante la simulazione.

Ecco i dettagli chiave della figura:

1. Asse orizzontale (Tempo): Mostra l’evoluzione temporale della pioggia dalla 4ª alla 12ª ora.
2. Asse verticale (X in km): Rappresenta la longitudine all’interno del dominio di simulazione, che si estende da 300 km a 550 km.
3. Contorni: Indicano la frazione di pioggia (10^-4 g/g), con le aree più scure che denotano regioni di pioggia più intensa.

Distribuzione della pioggia:

• Bordo anteriore della linea di temporale: Associato a pioggia intensa, questo si muove verso ovest, come mostrato dai contorni che si spostano da destra a sinistra sull’asse delle X con il passare del tempo.
• Cellule che si propagano verso il retro: Queste si muovono verso est e sono anch’esse associate a pioggia intensa, evidenziato dai contorni che appaiono e si spostano da sinistra a destra.

In sintesi, la Figura 4 fornisce una rappresentazione visiva di come l’intensità e la posizione della pioggia superficiale cambiano nel tempo e nello spazio all’interno del dominio simulato, mettendo in luce il comportamento dinamico delle cellule di pioggia nella linea di temporale.

La Figura 5 mostra due scenari diversi della simulazione che sono influenzati dallo shear del vento: il caso di shear orientale nel pannello (a) e il caso di shear occidentale nel pannello (b). Queste immagini sono analoghe alla Figura 3, ma mettono in luce l’effetto dello shear del vento sulle strutture atmosferiche e sul comportamento delle onde di gravità.

Ecco i dettagli dei pannelli:

1. Background (Sfumature): Le sfumature rappresentano la velocità verticale. Queste sfumature evidenziano le linee che si curvano in risposta allo shear del vento di fondo, riflettendo il cambiamento delle caratteristiche delle onde di gravità a causa del movimento del vento.
2. Linee di contorno (Contorni sottili): Indicano le isentrope, che mostrano la stratificazione dell’atmosfera e aiutano a comprendere come il calore e la massa si muovano attraverso la colonna atmosferica.
3. Linea spessa: Mostra il contorno delle nubi, indicando le regioni con formazione attiva di nubi e potenziali precipitazioni.
4. Assorbimento a livello critico: Questo fenomeno è particolarmente evidente tra i 20 e i 25 km di altezza, dove le onde di gravità vengono fortemente assorbite a causa dell’incontro con i loro livelli critici. Questo assorbimento mostra l’effetto diretto dello shear del vento sulle dinamiche delle onde.

In conclusione, la Figura 5 dimostra come le strutture delle onde di gravità e le dinamiche delle nubi siano modificate dallo shear del vento in due distinti scenari di flusso atmosferico, evidenziando gli effetti del movimento del vento sulla curvatura delle onde e sull’assorbimento delle stesse.

La Figura 6 presenta gli spettri del flusso di momento in funzione della velocità di fase in un sistema di riferimento in movimento a 216 m/s, che rappresenta il quadro di riferimento intrinseco alla tropopausa. Questi spettri sono mostrati per il caso di shear occidentale a diverse altitudini specifiche: 16 km, 18 km, 20 km e 24 km.

Ecco i dettagli di ciascun pannello della figura:

1. Asse orizzontale: Indica la velocità di fase, che varia da -60 m/s a +60 m/s. Questo parametro descrive la velocità relativa con cui le onde si muovono attraverso l’atmosfera rispetto al sistema di riferimento mobile.
2. Asse verticale: Mostra il flusso di momento, misurato in termini di intensità e distribuzione attraverso diverse velocità di fase.
3. Pannelli individuali: Ogni pannello corrisponde a una specifica altezza all’interno dell’atmosfera, evidenziando come gli spettri del flusso di momento variano con l’altezza:
   • Z = 16 km
   • Z = 18 km
   • Z = 20 km
   • Z = 24 km

In un ambiente ideale, questi spettri sarebbero costanti con l’altezza. Tuttavia, le variazioni osservate negli spettri riflettono la dissipazione delle onde e i flussi di energia attraverso i confini del dominio simulato. Questo suggerisce dove le onde stanno perdendo energia più rapidamente o dove l’energia sta uscendo dal sistema.

In conclusione, la Figura 6 offre un’analisi dettagliata di come il flusso di momento e l’energia delle onde variano con l’altezza in un ambiente atmosferico influenzato dallo shear occidentale, mostrando le interazioni tra onde, dissipazione e movimenti di energia attraverso i confini.

4. Forzamento del flusso medio

Il forzamento del flusso medio non può essere calcolato semplicemente analizzando la convergenza del flusso di momento netto all’interno del dominio del modello. Questo approccio è insufficiente perché, come evidenziato dalle figure nell’articolo, onde che si muovono verso ovest e verso est si propagano oltre i limiti orizzontali del dominio considerato. Pertanto, i calcoli dei flussi di momento verticale effettuati sul dominio del modello devono essere aggiustati per tenere conto di questa uscita di onde dal dominio. Questo aggiustamento può essere realizzato applicando il principio di conservazione dell’attività delle onde.

Questo metodo viene spiegato tramite l’esame di un’onda monocromatica con una fase specifica, dove sono coinvolti i numeri d’onda zonali e verticali e la frequenza dell’onda. Si considera anche un ambiente di base che cambia lentamente. La conservazione dell’attività dell’onda, considerando onde conservative stazionarie, permette di valutare la convergenza del flusso di momento in relazione all’attività dell’onda che abbandona il dominio orizzontalmente.L’equazione principale può essere riformulata in modo più accessibile per la valutazione numerica sfruttando le relazioni tra i campi delle onde, come emerge dalla teoria delle onde lineari. Considerando soluzioni d’onda di una forma specifica, dove le ampiezze delle perturbazioni sono indicate con simboli specifici, si può dimostrare che le ampiezze delle componenti della velocità sono proporzionali tra loro. Queste proporzioni derivano direttamente dall’equazione di dispersione che lega frequenza e numeri d’onda.

Le componenti zonali e verticali della velocità di gruppo possono quindi essere descritte come funzioni dei numeri d’onda e della frequenza. Questa relazione permette di esprimere l’energia delle onde in termini delle variabili di stato del fluido e dei parametri dell’onda stessa.

Usando queste descrizioni, il flusso di momento verticale può essere collegato all’attività dell’onda, e un simile approccio può essere utilizzato per collegare altre proprietà dinamiche. L’integrazione di queste quantità attraverso il dominio orizzontale del modello fornisce un modo per calcolare la convergenza del flusso di momento a causa dell’attività delle onde che si propagano lateralmente fuori dal dominio.

Questo metodo permette di misurare facilmente la differenza tra l’energia cinetica delle onde ai limiti sinistro e destro del dominio, offrendo così una misura diretta dell’effetto delle onde che trasportano energia fuori dal dominio considerato.

Anche se l’analisi originale è stata condotta per un’onda singola, è possibile applicare il metodo a un intero spettro di onde sommando semplicemente gli effetti di tutte le componenti. Un esempio di questo tipo di calcolo è mostrato per un caso di controllo, dove si osserva che l’effetto dei confini del dominio porta a un apparente forzamento verso est. Questo si accorda con l’osservazione che le onde che si muovono verso est sono generalmente più attive di quelle che si muovono verso ovest e che entrambi i tipi di onde hanno velocità simili quando si spostano lungo la direzione est-ovest.

Quando si eliminano gli effetti dei confini dal calcolo della divergenza del flusso di momento, il risultato netto per il caso di controllo indica un forzamento est-ovest molto piccolo, inferiore a 0,5 metri al secondo per giorno, eccetto in una zona alta dove il rapido smorzamento delle onde dirette verso ovest produce un forzamento netto in quella direzione di quasi 0,7 metri al secondo per giorno. Questa piccola forza nel caso di controllo conferma che, come previsto, le onde di gravità attraversano la parte stratosferica del modello con pochissima dissipazione o interazione.

In contrasto, gli studi di casi diversi mostrano risultati notevolmente diversi. Per esempio, durante le fasi in cui il vento equatoriale oscilla tra est e ovest, il forzamento apparente causato dalle onde che escono dal dominio è minore rispetto a quello dovuto all’assorbimento delle onde nelle zone dove il vento cambia direzione. Un forte forzamento verso est si osserva nella zona di cambiamento principale del vento quando è direzionato verso ovest, mentre un forte forzamento verso ovest si trova nella fase opposta.

Queste osservazioni ricordano gli effetti forti osservati in altri modelli studiati in passato, che mostrano simili dinamiche nelle zone di cambiamento del vento. Pertanto, risulta interessante confrontare questi profili di forzamento con quelli previsti da modelli teorici precedentemente sviluppati, che suggeriscono come il forzamento dovrebbe variare in base alla distribuzione e alla forza del vento nel modello.Le analisi del flusso a 15.875 km di altezza durante le fasi di QBO orientale e occidentale sono presentate e mostrano risultati quasi identici, dato che le condizioni del flusso d’aria di fondo sono le stesse sotto i 16 km in entrambe le simulazioni. Questi dati sono poi confrontati con i risultati effettivi ottenuti dal modello per verificare quanto bene i calcoli teorici si allineino con quelli pratici. Nella zona principale di cambiamento del vento sopra i 20 km, l’accordo tra i dati calcolati e quelli simulati è buono, anche se i valori calcolati tendono a essere leggermente superiori e spostati di circa 1-1,5 km verso l’alto rispetto ai dati simulati, un effetto che corrisponde alle aspettative date le variazioni di densità dell’aria.

Non sorprende che le onde nel modello perdano energia man mano che si avvicinano ai punti dove non possono più propagarsi efficacemente, un fenomeno noto come raggiungimento dei livelli critici. Questo processo è influenzato dalla velocità dell’onda, che cambia a causa del movimento dell’aria. Man mano che questa velocità diminuisce, il processo di smorzamento diventa più significativo. Questo tipo di smorzamento può essere descritto come un’azione combinata di attrito e raffreddamento, dipendente dalle caratteristiche specifiche delle onde.

L’analisi mostra che l’effetto di smorzamento è particolarmente forte proprio sotto i livelli critici. Ad esempio, la massima influenza delle onde si verifica leggermente sotto questi livelli critici, con differenze specifiche a seconda se il vento nella zona è orientato verso est o verso ovest.

Le osservazioni sulla convergenza del flusso di momento, che aiutano a capire come le onde trasferiscono il loro impulso all’ambiente circostante, confermano che i calcoli forniscono una stima affidabile di ciò che avviene realmente nelle simulazioni. Questi risultati aiutano a comprendere meglio come le onde atmosferiche interagiscono con il loro ambiente e quali effetti possono avere sui movimenti più ampi dell’atmosfera.Nel modello, il processo di iperdiffusione è simile ai meccanismi di dissipazione che influenzano le onde di gravità quando si avvicinano ai punti critici nell’atmosfera reale. Man mano che le onde si muovono verso l’alto e la loro lunghezza verticale si riduce, fenomeni come instabilità convettiva e dinamica e l’attenuazione radiativa diventano più rilevanti. Questo porta a una concentrazione di forza zonale proprio sotto i livelli critici, un comportamento che osserviamo anche nelle simulazioni. La teoria della saturazione, quando applicata a onde di piccola ampiezza, conferma questi risultati.

L’accelerazione del vento zonale medio viene analizzata confrontando una versione leggermente modificata del profilo atmosferico di base con il profilo del vento medio registrato durante la simulazione. Nonostante le tendenze generali del vento nelle principali zone di taglio coincidano con le forze generate dalle onde, l’effetto delle onde è molto più marcato rispetto a quello dell’accelerazione del vento.

Questo fenomeno si spiega con il fatto che il modello non riesce a bilanciare completamente la forza indotta dalle onde con la decelerazione locale del flusso, una situazione tipica per i modelli con confini laterali aperti. Nonostante gli aggiustamenti per considerare le onde di gravità che escono dal dominio, persiste un gradiente di pressione dinamica attraverso il dominio che contribuisce all’equilibrio del momento. Questo gradiente di pressione può provocare risposte del flusso medio che si estendono ben oltre la regione di origine del disturbo.

In conclusione, quando si valuta l’effetto delle onde di gravità generate da processi convettivi sul modello QBO, è più indicato considerare la forza generata direttamente dalle onde piuttosto che le variazioni del vento zonale medio osservate nel dominio del modello. Questo approccio offre una visione più accurata dell’interazione tra le onde e l’atmosfera a larga scala.

La Figura 7 presenta tre pannelli distinti che mostrano i profili del flusso di momento delle onde di gravità orientato verso est e verso ovest, mediati su tutto il dominio spaziale e temporale (x,t) per tre differenti configurazioni: controllo (in alto), fase orientale del QBO (al centro) e fase occidentale del QBO (in basso). Descrizione dei pannelli:

1. Controllo (Top panel): Il profilo mostra un picco netto centrato intorno ai 20 km di altitudine. Questo indica una forte concentrazione di flusso di momento verso est a questa altitudine, con valori molto minori di flusso di momento verso ovest.
2. Fase Orientale del QBO (Middle panel): Questo profilo è simile a quello del controllo, con un picco ancora una volta centrato a circa 20 km. Tuttavia, il picco sembra essere più stretto e più definito, suggerendo che durante la fase orientale del QBO, il flusso di momento orientato verso est è più concentrato.
3. Fase Occidentale del QBO (Bottom panel): A differenza degli altri due profili, qui si osserva una dominanza del flusso di momento verso ovest, con una distribuzione che mostra una larga zona di flusso negativo che si estende da circa 15 a oltre 25 km. Il picco di flusso verso est è notevolmente inferiore rispetto agli altri due casi.

Interpretazione:

• La variazione tra i pannelli riflette come le diverse fasi del QBO (Quasi-Biennial Oscillation, un ciclo quasi biennale di venti equatoriali che alternano la direzione) influenzano il trasporto verticale del momento da parte delle onde di gravità.
• Il flusso di momento positivo (verso est) e negativo (verso ovest) rappresenta la trasmissione del momento alle correnti d’aria circostanti. Questa trasmissione può influenzare la dinamica atmosferica su larga scala, particolarmente nel contesto del QBO.
• I picchi di flusso di momento mostrano dove le onde di gravità depositano la loro energia e momento, influenzando così i venti predominanti a quelle altitudini.

Questi risultati sono cruciali per comprendere come le onde di gravità interagiscono con e modulano i grandi sistemi atmosferici come il QBO.

La Figura 8 illustra gli effetti dei flussi di energia delle onde che lasciano i confini laterali sul forzamento medio apparente per il caso di controllo. La figura presenta tre diverse linee, ognuna rappresentante una metrica differente riguardante il forzamento zonale a varie altitudini:

1. Linea tratteggiata: Mostra la forza per unità di massa stimata direttamente dalla convergenza dei profili di flusso di momento presentati nella Figura 7. Questa linea indica la misura diretta dell’impatto del flusso di momento sul forzamento zonale senza correzioni per i flussi che lasciano il dominio.
2. Linea tratteggiata: Rappresenta il contributo dei flussi ai confini laterali, come derivato dall’equazione menzionata nella descrizione della figura (probabilmente l’equazione (11) menzionata nel tuo testo precedente). Questa linea riflette l’aggiunta dei flussi di energia delle onde che escono dal dominio ai calcoli del forzamento.
3. Linea continua: Indica il forzamento zonale corretto per le onde che lasciano il dominio. Essenzialmente, questa linea è la risultante del forzamento zonale una volta considerato l’impatto dei flussi di energia che escono, fornendo così una stima più accurata del forzamento zonale nel caso di controllo.

Per il caso di controllo, che non presenta variazioni di velocità del vento (no shear), la linea continua mostra anche la magnitudine degli errori non risolti in questi calcoli. Questo suggerisce che le discrepanze osservate possono essere attribuite a limitazioni nel modello o nelle tecniche di misurazione utilizzate per stimare il forzamento.

In sintesi, la figura dimostra come i flussi di energia delle onde che lasciano i confini laterali possano influenzare significativamente la valutazione del forzamento medio zonale, evidenziando l’importanza di considerare questi flussi per ottenere stime accurate del forzamento atmosferico in modelli simili.

La Figura 9 mostra gli effetti dei flussi di energia delle onde che lasciano i confini laterali nel caso di taglio (shear) orientale, simile a quanto illustrato nella Figura 8 ma con differenze chiave nelle dinamiche del forzamento.

Descrizione delle Linee nella Figura:

1. Linea tratteggiata: Rappresenta gli effetti dei flussi di energia delle onde che lasciano i confini laterali. In questo caso, l’effetto è simile a quello del caso di controllo presentato nella Figura 8, ma è piccolo in confronto agli altri componenti del grafico.
2. Linea continua e linea a punti: Queste linee rappresentano la forza per unità di massa e il forzamento zonale corretto per le onde che lasciano il dominio, rispettivamente. La linea continua in particolare mostra un picco di forzamento verso ovest molto marcato a circa 22 km di altitudine. Questo picco indica un’intensa convergenza del flusso di momento in questa regione, che risulta in un significativo forzamento verso ovest nell’atmosfera a quella quota.

Interpretazione e Implicazioni:

• Intensità e direzione del forzamento: Il notevole picco verso ovest a 22 km suggerisce che, nel caso di taglio orientale, le onde di gravità depositano una quantità significativa di momento verso ovest. Questo potrebbe essere il risultato di come le onde interagiscono con i venti orientali in questa configurazione specifica.
• Confronto con il caso di controllo: Mentre gli effetti dei flussi ai confini laterali sono simili al caso di controllo, l’impatto di questi flussi è relativamente minore rispetto alla forza dominante del picco verso ovest. Questo contrasto potrebbe riflettere differenze nella struttura dell’atmosfera o nella dinamica delle onde tra i due casi.
• Implicazioni per il forzamento medio zonale: L’intenso picco di forzamento verso ovest in questo caso specifico indica che le interazioni tra le onde di gravità e il flusso atmosferico di sfondo possono avere effetti sostanziali e localizzati, che potrebbero influenzare la circolazione atmosferica generale o fenomeni specifici come il QBO, specialmente in presenza di taglio orientale.

Questa figura evidenzia quindi l’importanza di considerare le dinamiche locali e le interazioni tra onde e venti per comprendere pienamente il forzamento atmosferico in contesti specifici.

La Figura 10 illustra gli effetti dei flussi di energia delle onde che lasciano i confini laterali nel caso di taglio (shear) occidentale, seguendo una struttura simile a quella delle Figure 8 e 9 ma specifica per un contesto di flusso atmosferico diverso.

Descrizione delle Linee nella Figura:

1. Linea tratteggiata: Questa rappresenta gli effetti dei flussi di energia delle onde che lasciano i confini laterali. In questo scenario di taglio occidentale, l’effetto è leggermente maggiore rispetto al caso di controllo mostrato nella Figura 8, ma rimane comunque una componente relativamente minore.
2. Linea continua: Mostra il forzamento zonale corretto per le onde che lasciano il dominio. È evidente che la correzione riduce notevolmente l’intensità del picco di forzamento verso est che si verifica nella zona di shear occidentale. La riduzione è quantificata approssimativamente in circa 1 m/s per giorno.
3. Linea a punti: Indica la forza per unità di massa stimata dalla convergenza dei profili di flusso di momento, simile a quella mostrata nelle figure precedenti.

Interpretazione:

• Intensità e Direzione del Forzamento: La linea continua mostra un picco di forzamento verso est notevolmente attenuato a circa 20 km, indicando che la correzione per i flussi di energia in uscita ha un impatto significativo su come il forzamento viene calcolato e percepito in questa configurazione di taglio occidentale.
• Effetti del Taglio Occidentale: Il taglio occidentale modifica il percorso delle onde di gravità (ray bending), influenzando così la distribuzione e l’intensità del forzamento zonale. Questo può spiegare perché il picco di forzamento verso est è più prominente in assenza di correzioni.
• Comparazione con altri Casi: A differenza del caso di controllo e del taglio orientale, qui vediamo un impatto leggermente più pronunciato dei flussi laterali, evidenziando come differenti configurazioni di flusso possono alterare l’interazione tra le onde di gravità e il flusso atmosferico di base.

Implicazioni:

Questa figura sottolinea l’importanza di considerare come le correzioni per i flussi di energia in uscita possano influenzare la percezione del forzamento zonale in diverse configurazioni di shear. Mostra inoltre che le interazioni dinamiche tra le onde di gravità e le strutture di flusso atmosferico possono variare significativamente in base alle condizioni di base, influenzando così i risultati dei modelli atmosferici.

La Figura 11 mostra i spettri di velocità di fase intrinseca zonale del flusso di momento a un’altitudine di 15.875 km per i casi di QBO occidentale (linea solida) ed orientale (linea tratteggiata). Questo grafico aiuta ad analizzare come il flusso di momento sia distribuito tra diverse velocità di fase delle onde e fornisce insight su come le onde di gravità contribuiscano al fenomeno del QBO (Oscillazione Quasi-Biennale), un ciclo di venti equatoriali che cambiano direzione circa ogni due anni.

Descrizione del Grafico:

• Asse orizzontale (x): rappresenta la velocità delle onde. I valori verso destra indicano movimento verso est, mentre quelli verso sinistra indicano movimento verso ovest.
• Asse verticale (y): mostra l’intensità del flusso di momento, che è una misura di quanto momento è trasportato dalle onde.
• Linea solida: indica il flusso di momento per il caso di QBO occidentale.
• Linea tratteggiata: rappresenta il flusso di momento per il caso di QBO orientale.

Interpretazione:

1. Distribuzione del Flusso di Momento:
   • Si notano picchi significativi sia per movimenti verso est che verso ovest, indicando che le onde trasportano momento in entrambe le direzioni.
   • I picchi maggiori si verificano a specifiche velocità, evidenziando le modalità dominanti di trasporto di momento legato alle onde.
2. Differenze tra i Casi QBO:
   • La linea solida mostra una distribuzione del flusso di momento che evidenzia un equilibrio tra le direzioni di est e ovest.
   • La linea tratteggiata mostra variazioni nelle ampiezze e nelle posizioni dei picchi rispetto al caso occidentale, suggerendo una diversa interazione delle onde di gravità con l’ambiente atmosferico.
3. Implicazioni per il QBO:
   • Le differenze nei profili di flusso di momento possono avere implicazioni importanti su come il QBO sia influenzato dalle onde di gravità. Variazioni nelle velocità dominanti e nelle ampiezze possono modificare il ritmo e la direzione dei cambiamenti del QBO.

Conclusioni:

Questa figura è essenziale per comprendere come il trasporto di momento da parte delle onde di gravità possa variare in base alle condizioni atmosferiche e come queste variazioni possano contribuire ai dinamici cambiamenti osservati nel QBO.

La Figura 12 presenta due pannelli, (A) e (B), che illustrano la forza zonale per unità di massa nei casi del QBO occidentale e orientale. Le linee tratteggiate rappresentano le stime basate su un modello teorico, mentre le linee continue mostrano i profili di forzamento corretti considerando i flussi di energia che escono dai confini laterali, come esaminato in precedenti figure.

Pannello (A) – Caso del QBO Occidentale:

• Linea tratteggiata: Mostra una stima della forza zonale per unità di massa, evidenziando un picco positivo intorno ai 20 km, indicativo di un forte forzamento verso est.
• Linea continua: Rappresenta il profilo di forzamento corretto per i flussi ai confini. Questa correzione mostra una diminuzione significativa della forza verso est, specialmente nel picco intorno ai 20 km.

Pannello (B) – Caso del QBO Orientale:

• Linea tratteggiata: Fornisce una stima simile, ma con un marcato picco di forzamento verso ovest, situato anch’esso intorno ai 20 km.
• Linea continua: Mostra il profilo di forzamento corretto per i flussi ai confini. Questa linea continua riduce la magnitudine del picco di forzamento verso ovest, rendendolo meno pronunciato rispetto alla stima iniziale.

Interpretazione e Implicazioni:

• Differenze tra Stime e Correzioni: Le stime basate sul modello teorico tendono a mostrare una maggiore intensità di forzamento rispetto ai profili corretti. Questo suggerisce che il modello potrebbe sovrastimare l’effetto del forzamento se non si considerano le perdite di energia attraverso i confini.
• Importanza delle Correzioni dei Flussi ai Confini: Adeguare i profili di forzamento per i flussi di energia in uscita è cruciale per ottenere una stima accurata del forzamento reale. Queste correzioni sono fondamentali per comprendere come il forzamento atmosferico influenzi il QBO e altre dinamiche atmosferiche a queste altitudini.

In sintesi, la Figura 12 evidenzia la necessità di considerare i flussi di energia ai confini quando si valutano gli effetti del forzamento atmosferico in studi del QBO e simili, dimostrando come le correzioni possano alterare significativamente le percezioni del forzamento zonale.

La Figura 13 presenta due pannelli, (A) per il caso di QBO occidentale e (B) per il caso di QBO orientale, che mostrano la forza zonale per unità di massa calcolata a partire da analisi specifiche.

Descrizione dei Pannelli:

• Linea tratteggiata: Rappresenta la stima della forza zonale per unità di massa derivata da un modello di dissipazione.
• Linea continua: Mostra i profili di forzamento corretti per i flussi di energia che escono dai confini, come già osservato in precedenti figure.
• Linea punteggiata: Indica il cambiamento nel vento zonale osservato nelle simulazioni su un periodo di 11 ore.

Pannello (A) – Caso del QBO Occidentale:

• La linea tratteggiata mostra un picco positivo (verso est) intorno ai 20 km, indicando un significativo forzamento in quella direzione.
• La linea continua corrisponde a un profilo di forzamento con una magnitudine ridotta rispetto alla stima del modello, dimostrando l’effetto delle correzioni per i flussi ai confini.
• La linea punteggiata illustra un incremento del vento zonale nel tempo, fornendo contesto alla dinamica del vento osservata.

Pannello (B) – Caso del QBO Orientale:

• La linea tratteggiata evidenzia un picco negativo (verso ovest) intorno ai 20 km, mostrando un forte forzamento verso quella direzione.
• La linea continua rappresenta un profilo con un picco meno pronunciato rispetto alla stima del modello, anche in questo caso riflettendo l’importanza delle correzioni per i flussi ai confini.
• La linea punteggiata mostra una variazione del vento zonale, offrendo ulteriore contesto sull’efficacia del forzamento e la risposta del vento.

Interpretazione e Implicazioni:

• Differenze tra Stime e Correzioni: Entrambi i pannelli mostrano che i profili basati sul modello di dissipazione tendono a sovrastimare l’intensità del forzamento se non si considerano adeguatamente le perdite di energia attraverso i confini.
• Importanza delle Correzioni dei Flussi ai Confini: Queste correzioni sono essenziali per ottenere una rappresentazione accurata del forzamento reale e dimostrano l’importanza di integrare i dati di simulazione per interpretare correttamente i risultati del modello.
• Impatto del Forzamento sul Vento Zonale: Le variazioni del vento zonale mostrano direttamente come il vento risponde al forzamento, offrendo una misura diretta dell’interazione tra il forzamento e la dinamica atmosferica.

In sintesi, la Figura 13 fornisce una visione approfondita dell’interazione tra il forzamento zonale e la dinamica atmosferica nel contesto del QBO, evidenziando l’importanza di correzioni accurate nei modelli atmosferici.

Il livello critico dell’onda è un concetto fondamentale nella dinamica delle onde atmosferiche. Si tratta di un’altitudine nella quale la velocità del vento di fondo diventa uguale alla velocità di fase dell’onda. In altre parole, è il punto dove la velocità dell’aria (vento zonale) corrisponde esattamente alla velocità orizzontale dell’onda che si propaga.

Implicazioni del Livello Critico:

Quando un’onda raggiunge il suo livello critico, essa subisce un’intensa interazione con il flusso di fondo, che porta a fenomeni significativi come l’aumento dell’ampiezza dell’onda, la rottura dell’onda e la dissipazione dell’energia dell’onda. Questi effetti sono causati dal fatto che l’onda non può propagarsi oltre questo punto; invece, inizia a depositare il suo momentum e la sua energia nel flusso atmosferico di fondo. Questo deposito di momentum può avere un impatto significativo sulla circolazione atmosferica, incluso il possibile modellamento dei grandi sistemi meteorologici e la modulazione di correnti a getto e di altri pattern di vento a larga scala.

Importanza Nella Meteorologia e Climatologia:

Il concetto di livello critico è particolarmente importante nella meteorologia e nella climatologia perché aiuta a spiegare come le onde atmosferiche influenzano la distribuzione del vento e della temperatura a varie altitudini. Comprendere i livelli critici è cruciale per la modellazione accurata del tempo e per le previsioni meteorologiche, specialmente per quei fenomeni influenzati direttamente dalla dinamica delle onde, come il Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e il North Atlantic Oscillation (NAO).

In sintesi, il livello critico dell’onda è un concetto chiave che descrive un punto critico nella propagazione delle onde atmosferiche, dove avviene una significativa interazione tra l’onda e il vento di fondo, portando a importanti conseguenze per il sistema atmosferico globale.

Ecco un’illustrazione che mostra il concetto di livello critico dell’onda nell’atmosfera:

L’immagine rappresenta una sezione trasversale verticale dell’atmosfera con diversi strati. Puoi vedere un’onda atmosferica (a forma sinusoidale) che si muove verso l’alto. Il livello critico è evidenziato, dove la velocità di fase dell’onda corrisponde alla velocità del vento di fondo. Questo livello è marcato da una linea o cambio di colore più evidente. Le frecce rappresentano la velocità del vento di fondo, che aumenta con l’altitudine fino al livello critico, rimanendo poi costante.

Questo livello è cruciale perché l’interazione tra l’onda e il vento di fondo può causare la rottura dell’onda, la dissipazione dell’energia e il deposito del momento, influenzando significativamente la dinamica atmosferica.

Implicazioni del QBO Osservato

Nel QBO equatoriale osservato, la discesa della zona di taglio occidentale avviene più velocemente e regolarmente rispetto a quella della zona di taglio orientale. Tale differenza deriva parzialmente dalla modulazione della velocità media di risalita, influenzata da una circolazione meridionale secondaria legata al QBO, e parzialmente dalle diverse distribuzioni delle forze indotte dalle onde che si muovono verso est e verso ovest. Ignorando le asimmetrie tra le due fasi, il tasso medio di accelerazione zonale nelle zone di taglio del QBO è circa 6 m/s al mese, ovvero 0.2 m/s al giorno (Dunkerton e Delisi 1985), calcolato per l’area entro circa 6108 di latitudine. Tuttavia, come sottolineato da Dunkerton (1996), la propagazione verso il basso del QBO, che contrasta con la circolazione ascensionale di Brewer-Dobson, richiede una forza zonale quasi doppia rispetto all’accelerazione del vento zonale per generare l’oscillazione osservata.

Le forze zonali indotte dalle onde di gravità nelle fasi occidentale e orientale del QBO, simulate nelle squall line mostrate nelle Figure 9 e 10, sono dell’ordine di 5 m/s al giorno, calcolate sull’area del modello. Assumendo che la lunghezza della squall line simulata sia di circa 200 km, questa copre circa lo 0.2% dell’area totale a sud di 6108 di latitudine. Pertanto, se mediamente 10 di queste squall line fossero attive sull’intera regione tropicale, potrebbero contribuire a circa un quarto della forza zonale necessaria per il QBO.

Informazioni climatologiche sull’estensione areale dei sistemi convettivi tropicali sono state fornite da Zhang (1993) e Chen et al. (1996). Secondo una comunicazione personale di S. Chen (1996), l’analisi di quest’ultimo studio indica che durante il periodo di osservazione intensiva del novembre 1992-febbraio 1993 del TOGA COARE, il 6% dell’area dell’Oceano Indiano e del Pacifico occidentale era occupato da sistemi convettivi. Poiché le osservazioni del TOGA COARE riguardavano un periodo di convezione particolarmente intensa, la stima del 2% di copertura per l’intera area equatoriale sembra appropriata.

La linea di squall analizzata in questa ricerca si verifica in un contesto di instabilità condizionale particolarmente elevata, il che suggerisce che le celle convettive coinvolte possano essere più intense rispetto a quelle normalmente osservate nelle tempeste convettive dei Tropici. Inoltre, le linee di squall naturali non seguono un orientamento rigorosamente est-ovest, ma tendono a disporarsi in modo inclinato, il che riduce l’impulso zonale trasmesso dalle onde di gravità. Ricerche preliminari effettuate con un modello di nuvola tridimensionale indicano che le ampiezze delle onde di gravità sono maggiori nella simulazione bidimensionale rispetto a quella tridimensionale. Di conseguenza, è probabile che le onde di gravità a mesoscala generate da questa convezione contribuiscano in realtà meno di un quarto all’accelerazione nel QBO.

Nonostante ciò, le onde di gravità a mesoscala potrebbero avere un ruolo significativo nell’explorare l’ampiezza laterale del QBO equatoriale osservata. Studi precedenti, come LH68, hanno posto maggiore attenzione sui modi d’onda equatoriali di grande scala piuttosto che sulle onde di gravità a mesoscala, in parte perché questi modi sono confinati nella zona equatoriale e sembrano quindi spiegare facilmente il decadimento del QBO al di fuori di tale area. Tuttavia, simulazioni precedenti del QBO, sia bidimensionali che tridimensionali, hanno generalmente risultato in oscillazioni con scale meridionali inferiori rispetto a quelle osservate. Questo limite deriva dall’uso esclusivo dei modi equatoriali, la cui ampiezza meridionale diminuisce rapidamente man mano che l’onda si avvicina al suo livello critico. Pertanto, il punto da chiarire non è tanto il motivo per cui l’oscillazione del vento del QBO è limitata alla zona equatoriale, ma piuttosto perché essa non è confinata più strettamente di quanto osservato.

Le onde di gravità a mesoscala che si propagano verticalmente si generano ovunque ci sia convezione, e quindi dovrebbero essere presenti in un vasto intervallo di latitudini, non solo nell’equatore. Se tali onde contribuiscono significativamente alla forza zonale del QBO, si potrebbe ipotizzare che il QBO non dovrebbe essere confinato all’equatore. Tuttavia, come dimostrato da P. Haynes nel 1994, la risposta stratosferica a una forza zonale indotta dalle onde varia notevolmente a seconda della latitudine di applicazione. Nelle basse latitudini, questa forza è equilibrata da un’accelerazione del vento zonale, mentre nelle latitudini superiori è controbilanciata dalla forza di Coriolis associata a una circolazione meridionale indotta. Questo suggerisce che, nonostante una distribuzione latitudinale uniforme delle forze indotte dalle onde, l’accelerazione zonale risultante sarebbe confinata all’equatore. Di conseguenza, si può concludere che le onde di gravità a mesoscala giocano effettivamente un ruolo importante nel QBO equatoriale, contribuendo significativamente all’oscillazione del vento osservata anche a diversi gradi di latitudine dall’equatore.

Forza Zonale Indotta dalla Diffusione

La distanza al di sotto del livello critico in cui si verifica la massima forza indotta dalle onde, per onde soggette a diffusione verticale di quarto ordine nel modello numerico, può essere calcolata tramite formule specifiche descritte negli appendici di Dunkerton (1996). Questo calcolo si basa sulla valutazione del flusso di quantità di moto, che varia in funzione della velocità di fase e del numero d’onda.

Seguendo l’approccio di Dunkerton, si considera l’intensità della forza in funzione di vari parametri, tra cui la velocità di fase e il cambiamento nel gradiente di velocità verticale. Poiché la variazione di base dello stato di taglio è costante nei principali strati di taglio, sia per le simulazioni di taglio est-ovest che per quelle ovest-est, la forza risultante dipende dalla distanza dal livello critico.

Le simulazioni riportate evidenziano che, nei casi di taglio westerly (ovest-est) e easterly (est-ovest), la massima forza indotta dall’onda si verifica a distanze specifiche dal livello critico. Per le onde con una lunghezza d’onda zonale di 62.8 km, la forza massima si manifesta a circa 1.46 km dal livello critico nel caso del QBO easterly e a circa 0.75 km nel caso del QBO westerly.

Questi risultati sono importanti per comprendere meglio come la diffusione influenzi la dinamica delle onde e il trasporto di quantità di moto nelle simulazioni del QBO, evidenziando come le variazioni di semplici parametri possano avere impatti significativi sul comportamento delle onde nella stratosfera.

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