Variabilità della stratosfera tropicale e teleconnessioni extratropicali

Variabilità della stratosfera tropicale e teleconnessioni extratropicali

Il vento zonale medio mensile osservato, u¯, nella troposfera tropicale e nella stratosfera consiste di diverse parti (Figura II.1). A ∼1 hPa, domina il ciclo di oscillazione semestrale (SAO); sotto ∼100 hPa, l’oscillazione è di periodo annuale (Annual Oscillation (AO), che mostra anche un’alta varianza a circa 1hPa [Butchart et al., 2011]); nella bassa troposfera, i venti sono costantemente orientali. La zona compresa tra ∼100 hPa e ∼10 hPa, tuttavia, mostra un’oscillazione che non è direttamente accoppiata a un ciclo annuale o semestrale. Il suo periodo è leggermente più lungo di due anni, da cui il nome “Oscillazione Quasi-Biennale” (QBO, Figura II.2).

Una delle caratteristiche più significative che caratterizzano la stratosfera superiore alle basse latitudini è l’oscillazione semestrale (SAO) dei venti zonali.

Semi-annual oscillation (SAO)

Al di sopra dei 35 km, l’oscillazione semestrale (SAO) è il modello dominante di variabilità nella regione tropicale. Questa oscillazione descrive la variazione semestrale, che è stata osservata per la prima volta attraverso i dati del vento zonale e della temperatura [Reed e Rogers, 1962; Reed, 1966]. minimo intermedio che si verifica a circa 65 km.La SAO ha dei picchi nella stratopausa e nella mesosfera superiore con un minimo intermedio che si verifica a circa 65 km. In accordo, viene fatta una distinzione tra oscillazione stratosferica (SSAO) e mesosferica semestrale (MSAO).Le variazioni SSAO e MSAO sono approssimativamente 180◦ fuori fase l’una rispetto all’altra [Hirota, 1980; Garcia et al., 1997]. Il forcing da parte di questi due tipi di SSAO sono piuttosto diversi. La fase orientale della SSAO nel vento zonale è dovuta all’avvezione meridiana dei venti orientali provenienti dall’emisfero estivo attraverso l’equatore (vedi pannello inferiore della Figura 1.2) e alla deposizione di momento derivante dalla rottura delle onde planetarie. La fase occidentale è forzata attraverso la deposizione di momento da parte di onde Kelvin equatoriali con un periodo di ∼3 giorni, note anche come onde Kelvin ultraveloci (UFKW) e onde gravitazionali interne [ad esempio, Holton e Wehrbein, 1980; Hitchman e Leovy, 1988; Ray et al., 1998]. Si pensa che la forzatura della mesospheric semi-annual oscillation (MSAO) sia dovuta ad un ampio spettro di onde gravitazionali e di onde Kelvin ad alta velocità attivate nella bassa atmosfera e che si propagano verticalmente verso l’alto. Queste onde sono filtrate dalle variazioni del vento zonale della SSAO, permettendo solo alle onde con la direzione opposta di propagazione zonale, di propagarsi più in alto nella mesosfera media e superiore, dove di solito si infrangono. Il filtraggio delle onde da parte della SSAO nel vento zonale spiega lo spostamento di fase osservato tra le variazioni SSAO e MSAO [Dunkerton, 1982].

Figura II.1.: Serie temporale del vento medio zonale equatoriale dalla rianalisi ERA-Interim (1979-2009) [Dee et al., 2011]. Valori negativi di u¯ sono legati al vento orientale (blu) e valori positivi al vento occidentale (rosso). La linea del vento zero è mostrata in nero.

Figura II.2.: Osservazioni di vento zonale da stazioni equatoriali: Canton Island, 3°S/172°W (gennaio 1953 – agosto 1967), Gan/Maledive Islands, 1°S/73°E (settembre 1967 – dicembre 1975) e Singapore, 1°N/104°E (dal gennaio 1976). Le isoplete sono a intervalli di 10 m/s; i venti occidentali sono ombreggiati. Tracciato dalla Freie Universität di Berlino [2016].

Storia delle osservazioni della QBO

La scoperta della QBO da parte di Ebdon [1960] e Reed et al. [1961] ha continuato la serie di osservazioni piuttosto sorprendenti riguardanti la stratosfera.Questo fenomeno fu rilevato mediante osservazioni fatte tramite palloni aerostatici dei venti zonali equatoriali su un periodo di 5 anni. La QBO domina la variabiltà della stratosfera equatoriale e la prima informazione sulla sua esistenza si ebbe in occasione dell’eruzione del vulcano Krakatoa (1883), quando si osservarono i residui vulcanici viaggiare (nella stratosfera) da est a ovest intorno alla Terra circa 1-3 volte ad una velocità di circa 30 km/h [Hamilton, 2012]. Krakatau (6.1°S, 105.4°E) era una piccola isola situata nello stretto di Sunda tra Java e Sumatra. Segni di insolita attività vulcanica furono osservati già nell’aprile del 1883, ma l’eruzione principale iniziò il 26 agosto, con la distruzione finale dell’isola che avvenne verso le 10:00 ora locale del 27 agosto. L’esplosione finale fu udibile a 3000 km di distanza e produsse un impulso di pressione infrasonico che fu registrato dai barografi di tutto il mondo. Le registrazioni dei barografi permisero di tracciare il percorso del fronte d’onda nel suo passaggio intorno al mondo almeno tre volte, apparendo in ogni stazione a intervalli di 33 ore, implicando una velocità di fase orizzontale di circa 330 m s-1. Più tardi, forti venti orientali furono osservati nelle regioni equatoriali (Java, Lago Vittoria, Batavia). Venti che presero il nome di “Krakatoa Easterlies. La presenza di questi venti fu accettata a quei tempi come una caratteristica dominante della stratosfera equatoriale, anche se von Hann & Süring [1915] notarono che a volte venti occidentali erano presenti nella zona dell atmosfera in cui normalmente erano presenti forti venti orientali. questi venti occidentali furono osservati dopo l’eruzione del vulcano Semeru (Java) nel 1911 https://it.wikipedia.org/wiki/Semeru. Questi venti furono osservati anche da Berson [1910] durante la sua spedizione in Africa orientale. In ogni caso, nessuno riuscì a spiegare il motivo della presenza di questi venti occidentali [von Hann & Süring, 1915], che presero il nome da Berson, il quale fu il primo a segnalarli. Dopo aver notato che “i fatti salienti sulla circolazione generale dell’atmosfera tropicale al di sotto dei 13 km sono ormai noti”, Palmer [1954] descrisse la circolazione generale nella stratosfera tropicale, come costituita dalle correnti orientali Krakatau (tra 15°Nord e Sud; regione di altezza tra 30 km e 40 km) e le correnti occidentali Berson (da 7°Sud a 7°Nord, da 20 km a circa 27 km di altezza, con il limite superiore variabile di mese in mese). Da McCreary, esaminando le medie mensili dei venti sull’isola di Natale, emersero le prime prove che contraddicevano questa regola generale. Tra l’ottobre 1956 e il 1958 egli osservò un regime di vento discendente da ovest che fu seguito da uno discendente da est. Esaminando questo brevissimo periodo di tempo, tuttavia, egli poté solo trarre la conclusione che “non ci sono dati sufficienti in merito alla stratosfera equatoriale al fine di garantire una stima su quale anno sia più vicino alla normalità.” [McCreary, 1959]. Un periodo di tempo piuttosto breve (da gennaio 1957 a gennaio 1958) fu studiato da Ebdon [1960], che notò un’inversione della direzione del vento zonale nella stratosfera la quale sembrava essere indipendente dalla longitudine. Dalle osservazioni del vento zonale medio mensile a Canton Island (livello 50mb) nel corso di 6 mesi di gennaio consecutivi (1954-1959), Ebdon [1960] osservò che c’era una “notevole periodicità biennale”, nell inversione dei venti. . Questa osservazione fu supportata da Reed et al. [1961], che esaminarono i venti stratosferici nel periodo compreso tra luglio 1955 e febbraio 1960 in 2 stazioni equatoriali, rispettivamente Canton Island e Nairobi, Kenya. La loro scoperta diventò nota con il nome di Quasi-Biennial Oscillation: il vento zonale medio mensile non presentava uno schema fisso composto da Berson westerlies e Krakatau easterlies, ma consisteva piuttosto in zone di shear discendenti e alternate tra loro, che emergevano a circa 10 hPa e diminuivano tra 70hPa e 100hPa. Nonostante la loro breve registrazione, le caratteristiche delle “oscillazioni” che Reed et al. [1961] descrissero senza avanzare alcuna pretesa sul loro verificarsi sono state per lo più confermate dalle osservazioni fatte finora, come ad esempio:

Il periodo approssimativo di 14 mesi per l’inversione del vento ad ogni livello di pressione

  • La velocità di discesa di circa 1 km al mese per le zone di shear
  • L’indebolimento delle zone di shear vicino alla tropopausa
  • L’asimmetria della forza delle zone di shear e del periodo, a seconda del livello di altezza
  • La simmetria longitudinale
  • L’ampiezza massima a circa 25km (∼28 hPa)

Figura II.3.: Sezioni trasversali tempo-altezza del vento zonale equatoriale da (sopra) Lindzen & Holton [1968] e (sotto) Holton & Lindzen [1972] primi esperimenti di modellazione monodimensionale della QBO. Le curve di livello sono a 20 m/s (in alto) e 10 m/s (in basso), il flusso verso ovest è ombreggiato.

Queste caratteristiche furono ulteriormente confermate durante le osservazioni fatte nel periodo (1953-1995), tra cui: un periodo medio di 28,1 mesi, asimmetria nelle ampiezze delle zone di shear, con venti orientali più forti e una discesa più lenta delle zone di shear orientali. Si è scoperto che la QBO ha un’estensione latitudinale di 12° e un’estensione verticale compresa tra 16 e 50 km di altezza [Baldwin et al., 2001]. Un’analisi aggiornata delle varie caratteristiche dei venti zonali stratosferici registrati dal 1956 ad oggi, così come una serie più completa di parametri caratteristici della QBO sono oggetto dei paragrafi IV.1 e IV.3.

Evoluzione di una teoria

Reed et al. [1961] non solo descrissero l’oscillazione del vento stratosferico che sarebbe poi stata conosciuta come QBO, ma fornirono anche argomenti teorici a sostegno di queste osservazioni. Soprattutto, essi ipotizzarono la propagazione verso il basso delle zone di shear a seguito dell’azione derivante dalle onde atmosferiche, basandosi sulla distribuzione dell’ozono e sul fatto che “il trasporto di massa ha più probabilità di essere verso l’alto che verso il basso”. Tuttavia, la spiegazione di un anello zonalmente simmetrico di westerlies all’equatore rimaneva un problema in sospeso; Reed et al. [1961] proposero come causa le perturbazioni tropicali capaci di trasportare il momento westerly, in analogia con il jet stream occidentale alle medie latitudini. Anche se Angell & Korshover [1963] annotarono l’importanza di studiare “le oscillazioni non annuali o non diurne in geofisica” e nello stesso tempo predissero che presto avrebbero trovato una spiegazione razionale riguardo alle oscillazioni quasi-biennali del vento e della temperatura, passarono cinque anni prima che Lindzen & Holton [1968] pubblicassero “A Theory of the Quasi-Biennial Oscillation”. Mentre i modelli precedenti non erano riusciti a spiegare il fenomeno della QBO,, l’ampiezza costante delle zone di shear durante la propagazione verso il basso a circa 23 km di altitudine, o la presenza di venti occidentali all’equatore, Lindzen & Holton [1968] riuscirono a risolvere tutti questi problemi utilizzando il loro modello monodimensionale di onde gravitazionali a propagazione verticale interagenti con il vento zonale di fondo.In diversi esperimenti numerici bidimensionali, hanno dimostrato che le oscillazioni del vento zonale potrebbero essere causate da onde gravitazionali equatoriali sottoposte ad assorbimento ad un livello critico. Tuttavia, il periodo di oscillazione era limitato a multipli di sei mesi, rendendo necessaria una SAO nella stratosfera superiore (sopra i 40 km) affinché si verificasse una nuova zona di shear.Il riesame della loro teoria [Holton & Lindzen, 1972] alla luce delle osservazioni sulle onde situate all’equatore, ha condotto ad un perfezionamento del meccanismo di interazione tra le onde e il flusso (smorzamento termico piuttosto che assorbimento del livello critico), rafforzando l’ipotesi per cui la QBO sia indotta dalla deposizione di quantità di moto da parte delle onde atmosferiche. Altre importanti scoperte riguardarono il fatto che la gamma dello spettro delle onde nella velocità di fase potesse essere più piccola e che la SAO non era più necessaria ai fini della generazione della QBO [Holton & Lindzen, 1972]. I risultati dei loro primi studi di modellazione possono essere visti nella figura II.3.Alcune caratteristiche chiave della QBO potrebbero già essere riprodotte con questi modelli semplificati, come il periodo orientale più lungo nell’alta atmosfera, la prevalenza dell’insorgenza della fase con la SAO nella stratosfera superiore (confrontare la Figura II.1), ampiezze massime costanti fino a circa 23 km, e, nel modello precedente, la discesa più lenta della zona di shear orientale. Tuttavia, l’asimmetria nella velocità di picco delle zone di shear orientale e occidentale nel modello precedente non è ben rappresentata, così come le irregolarità nei cicli (c.f. velocità di discesa della zona di shear, periodo, ampiezza).

Parallelamente alla teoria che attribuisce la generazione della QBO alle onde, è stata sviluppata una teoria che spiega quest’ultima. Matsuno [1966] ha mostrato che le soluzioni delle equazioni linearizzate delle acque basse per perturbazioni su uno stato stazionario di profondità media nel piano β equatoriale consistono in diversi tipi di onde (determinate dalla loro relazione di dispersione): onde Kelvin e Rossby su scala planetaria, e onde gravitazionali inerziali su scala minore. Un caso speciale è I inertio-Gravity-waves , il cui comportamento differisce a seconda della frequenza. Una panoramica della struttura di questi tipi di onde è data nelle figure II.4 e II.5.Le prime osservazioni di Maruyama [1967] erano coerenti con il verificarsi di una rossby-Gravity wave all’equatore necessaria per fornire un’accelerazione verso est alla QBO [Bretherton, 1969]. Il momento occidentale, tuttavia, si pensava provenisse dalle onde di Kelvin equatoriali [Wallace & Kousky, 1968].La teoria dell’interazione onda-flusso medio è stata sostenuta da un impressionante esperimento di laboratorio condotto da Plumb & McEwan [1978].L esperimento  è stato condotto in un anello cilindrico trasparente (raggio a = 0,183 me b = 0,3 m) riempito con acqua salata stratificata in densità ad un’altezza di ab = 0,43 m. Il limite inferiore costituito da una sottile membrana di gomma oscillante con una frequenza costante di Ohm 0 = 0,43 s -1 e un’ampiezza di ε = 0,008 m ( piombo e McEwan 1978 ). https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/63/12/jas3815.1.xml

Il loro approccio ha seguito l’idea di Plumb [1977], il quale dimostrò che il processo che provoca la QBO non era un processo esclusivo della stratosfera equatoriale, ma piuttosto un fenomeno della dinamica dei fluidi , rendendolo così adatto ad essere studiato in laboratorio.L’esperimento, che ha effettivamente prodotto un flusso medio oscillatorio e ha mostrato un buon accordo con i calcoli teorici, ha sostenuto fortemente la comprensione dei meccanismi che guidano la QBO.L’interazione media onda-flusso è comunemente accettata come il processo che genera la QBO. La teoria è anche supportata dall’osservazione di un’oscillazione di quasi 5 anni su Giove [Leovy et al., 1991; Friedson, 1999] e un’oscillazione di circa 15 anni nella stratosfera equatoriale di Saturno [Fouchet et al., 2008; Orton et al., 2008]. Le conoscenze attuali sulla generazione di un’oscillazione del vento zonale nella stratosfera equatoriale e le sue implicazioni sulla temperatura sono state descritte da Baldwin et al. [2001]:Il principio alla base delle anomalie del vento è mostrato usando l’esempio di due onde gravitazionali interne che si propagano verticalmente e che hanno la stessa ampiezza ma velocità di fase opposte c. Queste onde si scontrano con lo stato di fondo del vento zonale u¯. Negli strati dove u¯ – c è piccolo, le onde sono smorzate, trasferendo la quantità di moto al flusso zonale.Questo fa sì che l’impulso orientale acceleri l’aria al limite inferiore della zona di shear orientale e che le onde occidentali attraversino liberamente questo strato. La figura II.6 spiega schematicamente questo processo per il ciclo QBO: a bassi livelli nella stratosfera, la diffusione viscosa smorza le anomalie, permettendo il passaggio di onde che creano una nuova zona di shear sovrastante. Nella stratosfera superiore, la SAO può avere un ruolo nell’iniziare una nuova fase [Kuai et al., 2009], anche se nelle simulazioni numeriche [Holton & Lindzen, 1972; Gray & Pyle, 1989] si è dimostrata inutile.

Figura II.6.: La discesa delle zone di shear della QBO dovuta all’interazione onda-flusso medio. Viene mostrato un profilo del vento medio zonale u¯ che evolve nel tempo da sinistra a destra. Due velocità d’onda di fase -c (verso est) e +c (verso ovest), rappresentate da linee ondulate, viaggiano verso l’alto e depositano la quantità di moto quando la loro velocità di fase si avvicina alla velocità del vento medio. L’accelerazione zonale del vento dovuta alle onde è indicata da frecce doppie, le frecce singole mostrano l’accelerazione viscosa. Figura tratta da Plumb [1984].

La struttura latitudinale della QBO, che risulta essere approssimativamente gaussiana, centrata all’equatore e che si estende circa 12° a nord e a sud, può essere spiegata da onde intrappolate equatorialmente (come le onde Kelvin). Un’altra possibilità indicata da Haynes [1998] è la forza di Coriolis, che gioca un ruolo importante nei sistemi rotanti, in questo caso bilanciando parte della forza applicata. L’analisi dimensionale mostra che per piccoli valori del parametro di Coriolis 2Ω sin φ (dove Ω è la velocità di rotazione della Terra e φ è la latitudine) l’accelerazione media del flusso è rappresentata principalmente dalla forza applicata.Per valori più grandi, tuttavia, la forza di Coriolis annulla la forzatura applicata, portando invece a un cambiamento nella circolazione meridiana; Lindzen & Holton [1968] hanno già dimostrato una ridotta ampiezza della QBO a latitudini più alte a causa della forza di torsione di Coriolis. Haynes [1998] ha previsto una scala latitudinale di circa 10° con un modello semplice, usando una forzatura d’onda latitudinalmente simmetrica. Longitudinalmente, la QBO risulta essere approssimativamente simmetrica [Belmont & Dartt, 1968]; considerando i processi coinvolti, come le onde su scala planetaria e la forza di Coriolis, questo dovrebbe avvenire. Alcune variazioni dovute a differenze nello spettro delle onde gravitazionali, che potrebbero derivare da diverse fonti, in confronto all’ampiezza totale dell’oscillazione sarebbero piccole e quindi trascurabili. Oltre all’oscillazione del vento zonale, si osserva un’oscillazione della temperatura [Angell & Korshover, 1964]. Questo è spiegato dal fatto che l’atmosfera è approssimativamente in equilibrio termico del vento [Andrews et al., 1987a] vicino all’equatore:

con vento zonale u, temperatura T, altezza di pressione logaritmica z, latitudine y, costante di gas per aria secca R, altezza di scala H ≈ 7 km, scala del meridiano L e derivata latitudinale del parametro di Coriolis β.

In base al wind shear osservato

tra 10 e 70 hPa e all’estensione meridiana (10°), si aspetterebbero anomalie di temperatura dell’ordine di

con le anomalie maggiori che coincidono con un massimo di

che si verifica nelle regioni di transizione delle zone di shear. Seguendo questo ragionamento, i venti discendenti da ovest che si estendono sopra i venti orientali

portano a un’anomalia di temperatura positiva all’equatore rafforzando la discesa della circolazione meridionale mentre le zone di shear easterly decrescenti hanno l’effetto opposto. Questa avvezione verticale di momento zonale dalla circolazione secondaria, spiega anche perché le zone di shear occidentali scendono più velocemente di quelli orientali [Plumb & Bell, 1982].

Inoltre, le temperature stratosferiche vengono modulate dai processi radiativi coinvolti in reazioni chimiche, come la produzione e la riduzione dell’ozono. L’O3 è prodotto da un radicale di ossigeno O che si lega all’ossigeno molecolare O2 e distrutto dalla luce solare UV nel processo inverso. La presenza di ozono porta a temperature più alte a causa dell’assorbimento della radiazione IR a onde corte e lunghe, mentre la sua riduzione ha un effetto opposto. Dal punto di vista della modellazione, è vitale distinguere gli effetti della dinamica e della chimica sulla temperatura per capire meglio la loro importanza .La figura II.8 mostra le misurazioni della concentrazione di ozono effettuate da radiosonde e radar atmosferici sopra Thumba (8.5°N, 77°E) per il periodo 2002-2007. La più alta concentrazione di O3 è visibile nella stratosfera inferiore e media (il cosiddetto strato di ozono). L’analisi di Fourier di questa serie temporale, mostra una forte modulazione semestrale che riguarda la stratosfera, un’oscillazione annuale che riguarda la stratosfera inferiore e un ampio picco spettrale nei periodi della QBO (22-30 mesi). La modulazione della QBO nei confronti dell’ozono è stata trovata anche nei dati satellitari (per esempio Randel & Wu [1996]; Huang et al. [2008]). Due picchi di altezza si verificano nello spettro di Fourier durante i periodi QBO. Huang et al. [2008] hanno studiato la relazione tra ozono e temperatura e hanno trovato una correlazione positiva tra i due nella regione compresa tra 30-80 km, e un’anticorrelazione sotto i 30 km. La differenza tra le due parti della stratosfera può essere spiegata dalla dominanza dei processi radiativi (veloci) nella stratosfera superiore e dai processi più lenti dipendenti dalla temperatura nella stratosfera inferiore. Questo risultato può essere usato per identificare i feedback ozono-temperatura e l’importanza della chimica e della dinamica come descritto da Brasseur & Solomon [2005].

Spettri di onde simmetriche (n dispari, a sinistra) e antisimmetriche (n pari, a destra) nella troposfera equatoriale (da 15°S a 15°N), derivati dai dati di luminosità dell Cloud Archive User Services .Questo progetto ha prodotto una lunga serie temporale di immagini termiche a infrarossi globali della Terra utilizzando i dati dei satelliti meteorologici operativi, che sono stati utilizzati per convalidare i modelli di circolazione generale dell’atmosfera. Le curve di dispersione sono tracciate per diversi tipi di onde a diversi wavenumbers. I contorni mostrano segnali significativi (≥ 95%) nel dominio del numero d’onda-frequenza: Onde gravitazionali inerziali orientali/occidentali (EIG/WIG), onde Kelvin, onde Rossby equatoriali (ER) e onde miste Rossby-Gravità (MRG). MJO denota l’Oscillazione di Madden-Julian. Figura tratta da Kiladis et al. [2009].

Modellazione della QBO

Dopo le prime simulazioni avvenute con successo usando modelli semplificati a due e a una dimensione [Lindzen & Holton, 1968; Holton & Lindzen, 1972], la comprensione delle principali dinamiche che guidano la QBO sembravano essere stabilite e supportate dai dati osservativi. Tuttavia, questi primi modelli erano limitati alle latitudini tropicali e, soprattutto, rappresentavano solo gli aspetti dinamici.Gray & Pyle [1989] introdussero una parametrizzazione della QBO in un modello 2D globale più realistico che includeva un modello completo di radiazione e un modello completo di ozono stratosferico per cercare di spiegare il segnale osservato della QBO nei confronti dell’ozono e delle temperature extratropicali. Il loro modello includeva gli effetti prodotti da due onde di Kelvin (con diverse velocità di fase) e una Rossby-gravity wave, che forniva la quantità di moto necessaria per favorire l’accelerazione del vento zonale. La loro oscillazione modellata (Figura II.9) assomigliava alla QBO osservata; l’oscillazione semestrale modellata e le variazioni di ozono erano in buon accordo con le osservazioni.

Figura II.9.: Sezioni trasversali tempo-altezza del vento zonale equatoriale dall’esperimento di modellazione dinamica/chimica bidimensionale della QBO di Gray & Pyle [1989]. Le linee di contorno sono a 10 m/s, il contorno zero è stato omesso.

Tuttavia, l’ampiezza (e quindi il flusso di quantità di moto) delle onde incorporate nella simulazione superava i valori osservati di un fattore tre. Inoltre, l’ampiezza del picco delle onde occidentali superava quella delle onde orientali, mentre le osservazioni mostravano il contrario. L’aggiunta della chimica non è stata l’unica modifica apportata ai primi modelli dinamici che richiedevano un maggiore trasferimento di quantità di moto dalle onde equatoriali: l’estensione ai domini globali significava includere gli effetti delle onde a scala planetaria (Rossby) alle medie latitudini e quindi una rappresentazione della circolazione di Brewer-Dobson. Il risultato è che l’aria subisce un movimento verso l’alto nella bassa stratosfera equatoriale (tasso di upwelling ∼ 1 km/mese), opponendosi al downwelling della circolazione dei venti proveniente dall’alto [Dunkerton, 1991]. Le osservazioni, tuttavia, hanno dimostrato che le onde gravitazionali di Kelvin e Rossby da sole non potevano fornire il flusso di quantità di moto necessario per imporre i venti della QBO, il che ha portato Dunkerton [1997] alla conclusione che per fornire la quantità di moto supplementare era necessario un ampio spettro di onde gravitazionali, già proposto da Lindzen & Holton [1968]. Anche se le osservazioni di allora non potevano determinare queste onde, le attuali osservazioni satellitari mostrano effettivamente un ampio spettro di onde equatoriali ed extratropicali (Figura II.4, II.5).

Tuttavia, anche con questi progressi nella teoria, rimase un problema piuttosto rilevante quando si trattò di simulare la QBO mediante un modello climatico globale (GCM):Tuttavia, anche con questi progressi a livello teorico, rimaneva un problema quando si trattava di simulare la QBO in un modello climatico globale (GCM): parti dello spettro delle onde non potevano essere visualizzate perché le lunghezze d’onda rilevanti sono più corte della dimensione della cella della griglia o le loro fonti, come la topografia, non potevano essere ben rappresentate. Ciò significa che l’effetto di queste onde (cioè il trasferimento di quantità di moto nell’interazione del flusso mediato dalle onde) deve essere parametrizzato. Attualmente, due parametri principali sono impiegati in molti GCM per simulare una QBO: lo schema Doppler Spread Parametrisation (DSP) [Hines, 1997a,b] e lo schema ultrasimple spectral parametrisation (USSP) [Warner & McIntyre, 2001] (Figura II.10). Essi si differenziano nel modo in cui la parte dello spettro dell’onda viene assorbita durante la propagazione verso l’alto e nel modo in cui la propagazione verticale, la dissipazione e la forzatura del flusso medio sono modellizzati.Un altro problema riguardante la simulazione della QBO è che la stratosfera deve essere simulata ad alti livelli. (Osprey et al. [2013] non hanno trovato alcuna QBO nel modello HadGEM2-CC fino a 39 km, ma una nella configurazione fino a 60 km), che è computazionalmente costosa. Con queste sfide, ci sono voluti più di 40 anni fra la scoperta della QBO e la prima simulazione in un GCM 3D completo [Takahashi, 1996]. Dopo questo successo iniziale, sono stati effettuati numerosi studi che descrivono simulazioni che hanno catturato un segnale QBO, tra gli altri Horinouchi & Yoden [1998]; Takahashi [1999]; Scaife et al. [2000] e Hamilton et al. [2001]. Anche se questi studi rappresentassero abbastanza bene la QBO e altri aspetti della variabilità, non risultava chiaro quali aspetti delle configurazioni del modello fossero necessari per ottenere una buona QBO. Fattori importanti includono, ma probabilmente non si limitano a: risoluzione (orizzontale e verticale), forzatura delle onde gravitazionali parametrizzata [Giorgetta et al., 2006] e posizionamento del lid del modello [Osprey et al., 2013].Per quanto riguarda le recenti grandi collaborazioni in materia di confronto di modelli, il Coupled Model Intercomparison Project, Phase 5 (CMIP5 – che ha portato al quarto rapporto di valutazione IPCC) e il ChemistryClimate Model Validation Activity (CCMVal-2), solo quattro modelli su più di trenta (CMIP5) e cinque su quattordici (CCMVal-2) hanno prodotto un modello interno in cui si alternano zone di shear orientale e occidentale nella stratosfera. In che misura queste possono essere chiamate “oscillazioni quasi-biennali”? Quali caratteristiche della QBO osservata rappresentano? Quali sono le distorsioni comuni nei modelli e come si confrontano le oscillazioni simulate con le rianalisi e le osservazioni? Queste domande sono il tema del capitolo IV.

Le oscillazioni biennali nelle osservazioni di superficie sono state descritte già nel 1884, quando Clayton [1884, 1885] ha notato variazioni nella pressione superficiale e nelle precipitazioni in diverse stazioni del Nord America tra il 1874 e il 1883. Riconobbe un ciclo di 11 anni, che attribuì al ciclo delle macchie solari, e un ciclo di 25 mesi, per il quale non trovò alcuna spiegazione. Le sue osservazioni facevano parte di uno studio più ampio condotto da Landsberg [1962] che compilò una lista di 43 serie temporali per le quali fu identificato un ciclo approssimativo di 2 anni (da 1,9 a 2,7 anni, con la maggior parte dei periodi leggermente più lunghi di 2 anni). Questi cicli sono avvenuti nelle precipitazioni, nella copertura nevosa, nella temperatura della superficie del mare, negli anelli degli alberi, nelle inondazioni e nella pressione atmosferica provenienti da varie località. Landsberg si è postola domanda se “questi impulsi biennali avessero qualcosa a che fare con i significativi spostamenti del vento osservati a livello della stratosfera negli ultimi tempi”.L’oscillazione termica vista nella stratosfera tropicale è principalmente causata dalla dinamica della QBO e può essere spiegata adiabaticamente dalla relazione del vento termico (sezione II.2).Analogamente, le oscillazioni dei gas in traccia come l’ozono [Angell & Korshover, 1964] possono essere collegate ai processi dinamici che causano la QBO e il conseguente upwelling tropicale legato alla modulazione della circolazione secondaria. Più ci si allontana dalla stratosfera tropicale, più è difficile spiegare qualsiasi presunta connessione. Uno degli esempi più noti che illustra questo, è la modulazione della frequenza dei Sudden Stratospheric Warmings (SSWs) secondo le diverse fasi della QBO; nelle osservazioni effettuate dal 1962 al 1977, si è scoperto che si verificano più riscaldamenti durante una fase orientale della QBO che durante la sua fase occidentale.Holton & Tan [1980] suggerirono che la QBO agisse come una guida d’onda per le onde di scala planetaria, che causano i cosiddetti SSWs. Essi affermarono inoltre che l’impatto di un vortice polare più debole durante un SSW influenzasse la temperatura e la pressione di superficie, così come l’altezza geopotenziale, il che spiegherebbe la connessione osservata tra la QBO e la circolazione superficiale alle alte latitudini. Il processo di modulazione della propagazione delle onde da parte della QBO e la sua influenza sul vortice polare dell’emisfero settentrionale, è diventato noto come effetto Holton-Tan. Nonostante i numerosi studi (vedi Anstey & Shepherd [2014]), un’adeguata spiegazione del processo rimane sfuggente e dall’indagine di Holton & Tan [1980] (Figura II.11), l’effetto rilevato è variato in termini di forza. Lu et al [2008] hanno mostrato cambiamenti nella forza della correlazione tra la QBO e il vortice polare, suggerendo che altri processi fossero coinvolti. Tra questi potrebbero esserci per esempio il ciclo solare [Labitzke et al., 2006], l’oscillazione decadale del Pacifico [Jadin et al., 2010], cambiamenti della circolazione su larga scala [Lu et al., 2014] o un altro processo di influenza che parte dalla stratosfera tropicale per arrivare alla superficie extratropicale.Quest’ultima possibilità è descritta da Simpson et al. [2009] come un cambiamento nel flusso di quantità di moto dei vortici troposferici come conseguenza dei cambiamenti nella circolazione meridionale. Quando si guarda alla teleconnessione tra la QBO e la superficie dell’emisfero settentrionale in inverno, è importante anche considerare altre influenze. Uno dei fattori principali è costituito dall'”(ENSO), che è caratterizzato da cambiamenti nella temperatura della superficie del mare nel Pacifico equatoriale [Trenberth, 1997]. Ci sono numerosi studi che guardano alla modulazione delle influenze ENSO da parte della QBO o viceversa [Wei et al., 2007; Calvo et al., 2009; Garfinkel & Hartmann, 2010; Richter et al., 2015; Hansen et al., 2016], anche se potrebbe anche esserci un’interazione diretta tra la QBO e l’ENSO a causa dell’influenza di entrambi sulla convezione profonda all’equatore [Gray et al; Schirber, 2015].Un’altra teleconnessione che ha recentemente attirato l’interesse dei ricercatori è quella esistente tra la QBO e l’oscillazione Madden-Julian (MJO). Quest’ultima è una modulazione della convezione che si propaga verso est nell’Oceano Indiano e Pacifico equatoriale [Madden & Julian, 1971, 1972]. È visibile nello spettro delle onde tropicali (Figura II.4), con una durata di 30-60 giorni, ed è il modello più influente nel campo della variabilità convettiva.

Liu et al. [2014] hanno sottolineato come la MJO possa anche essere collegata a diversi tipi di riscaldamento stratosferico improvviso, con la sua influenza che viene modulata dalla QBO. Tuttavia, gli autori suggeriscono ulteriori indagini in merito a tale meccanismo . Yoo & Son [2016] hanno scoperto che la QBO è un fattore rilevante ai fini della previsione della MJO nel periodo dicembre-febbraio. Considerando che la stessa MJO influenza i flussi verso l’alto delle onde gravitazionali dalla troposfera alla stratosfera [Moss et al., 2016], le quali sono importanti nel generare la QBO, la natura dell’interazione QBO-MJO e la loro connessione con gli extratropici non è chiara.

Poco dopo la scoperta della QBO, venne evidenziata una possibile connessione tra il vento stratosferico e il monsone indiano (vedi Bhalme et al. [1987] e relativi riferimenti). In questi primissimi studi viene esaminato un picco spettrale nell’andamento delle precipitazioni al variare della QBO ed esaminata la correlazione del vento zonale stratosferico con l’intensità delle precipitazioni. Nonostante le correlazioni significative tra il vento a 10hPa del gennaio precedente e le precipitazioni nel periodo da giugno a settembre (stagione monsonica asiatica), Bhalme et al. [1987] affermarono che era improbabile che la QBO fosse l’unico fattore che influiva sul fenomeno, con l’ENSO che giocava un ruolo importante, senza tuttavia proporre un meccanismo riguardante il rapporto QBO→Monson.Più recentemente, Read & Castrejón-Pita [2012] hanno messo in discussione quanto sia appropriato utilizzare la QBO come predittore del monsone, attribuendo la connessione apparente, alla sincronizzazione separata tra la QBO e l’oscillazione tropicale biennale, che è associata al monsone, con un ciclo di sei mesi. Poiché il monsone gioca un ruolo cruciale nell’agricoltura indiana, migliorare la sua previsione è un obiettivo importante . Con la disponibilità di più dati, Claud & Terray [2006] hanno riesaminato la connessione tra la QBO e il monsone indiano.La loro correlazione e l’analisi composita dei dati dal 1953-2001 confermano la modulazione del monsone da parte della QBO e l’utilità di includere nelle previsioni a lungo termine il vento stratosferico equatoriale, soprattutto per quanto riguarda la tarda stagione monsonica (agosto e settembre). Tuttavia, essi hanno anche sottolineato l’importanza di esplorare l’ulteriore influenza dell’ENSO, come hanno fatto Liess & Geller [2012]. La loro analisi, che hanno incluso i campi di precipitazione, il vento e l’altezza geopotenziale, suggeriscono che la modulazione dell’altezza/temperatura della tropopausa tropicale e della convezione profonda da parte della QBO porta a cambiamenti nella convezione sull’India che poi causa differenze nelle precipitazioni. Il meccanismo semplificato è il seguente: Fase occidentale della QBO → temperature stratosferiche equatoriali più alte di quelle subtropicali → tropopausa più calda/bassa lungo l’equatore → maggiore convezione sull’India → aumento delle precipitazioni monsoniche.Inoue & Takahashi [2013] hanno suggerito che la QBO modula la circolazione troposferica sull’Asia influenzando l’attività delle onde e la convezione nella stagione autunnale, che poi porta a cambiamenti nelle precipitazioni monsoniche. Nelle sezioni V.2.1 e V.2.2, vengono impiegate analisi composite e di regressione, così come un metodo recentemente sviluppato (Capitolo VII) basato su reti di effetti causali [Runge et al., 2014] per indagare le diverse teleconnessioni QBO ipotizzate (Sezione VII). Con la conoscenza del meccanismo dell’interazione tra la stratosfera tropicale e la circolazione extratropicale, può essere possibile perfezionare le previsioni dei modelli [Scaife et al., 2014]; anticipando ciò, Clayton sperava già di “essere in grado di prevedere il tempo che verrà, con notevole accuratezza per lunghi periodi di tempo con un largo anticipo” [Clayton, 1884].

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