Variabilità nella velocità della circolazione di Brewer-Dobson, come osservata dal satellite Aura e dal suo strumento Microwave Limb Sounder (MLS).

Di seguito viene presentato uno studio in cui viene descritto un metodo utilizzato per studiare le variazioni interannuali nella velocità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) utilizzando le misurazioni del vapore acqueo stratosferico (H2O) rilevate dal satellite Aura e dal suo strumento Microwave Limb Sounder (MLS) tra il 2004 e il 2011.Gli autori utilizzano il vapore acqueo stratosferico come tracciante per la dinamica atmosferica. Correlano le serie temporali di H2O della stratosfera inferiore a due livelli di pressione successivi (68 hPa, circa 18,8 km e 56 hPa, circa 19,9 km all’equatore) e determinano il ritardo temporale per ottenere la migliore correlazione. Effettuano poi lo stesso calcolo sull’orizzontale al livello di 100 hPa (circa 16,6 km), correlando la serie temporale di H2O all’Equatore con quelle a 40° N e 40° S. Da questi coefficienti di ritardo, gli autori derivano le velocità verticali e orizzontali della BDC nei tropici e nelle regioni extra-tropicali, rispettivamente. Osservano una chiara variabilità interannuale sia del ramo verticale che di quello orizzontale della BDC. La variabilità riflette le firme della Quasi Biennial Oscillation (QBO), un fenomeno atmosferico periodico che coinvolge i venti nella stratosfera equatoriale. Le misurazioni confermano le anomalie di circolazione meridionale della QBO e mostrano che le variazioni di velocità nei due rami della BDC sono fuori fase e abbastanza ben anti-correlate. Le velocità di ascesa massime si riscontrano durante la fase orientale della QBO.

Inoltre gli autori descrivono ulteriori risultati riguardo al trasporto di vapore acqueo stratosferico (H2O) e alla velocità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Trovano che il trasporto di H2O verso l’emisfero settentrionale (NH, Northern Hemisphere) è in media due volte più veloce rispetto all’emisfero meridionale (SH, Southern Hemisphere), con una velocità media di 1,15 m/s al livello di pressione di 100 hPa. Inoltre, la velocità verso l’emisfero settentrionale mostra una variabilità interannuale molto maggiore, con un’ampiezza di circa il 21%, mentre la velocità verso l’emisfero meridionale varia solo del 10%. Un’ampiezza del 21% è osservata anche nella variabilità del tasso di ascesa all’equatore, che in media è di 0,2 mm/s. Questi risultati forniscono informazioni importanti sulla dinamica del trasporto di vapore acqueo e sulla circolazione atmosferica tra gli emisferi e all’interno della stratosfera terrestre.

INTRODUZIONE

Il passo seguente spiega come le osservazioni di Brewer (1949) e Dobson (1956) abbiano portato alla comprensione della circolazione atmosferica che oggi chiamiamo circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Brewer (1949) ha misurato piccole quantità di vapore acqueo (H2O) nella stratosfera inferiore, il che implica che le masse d’aria devono entrare nella stratosfera attraverso la fredda tropopausa tropicale, poiché solo lì le temperature sono abbastanza basse da permettere una sufficiente disidratazione dell’aria. Dobson (1956) ha utilizzato misurazioni a terra dell’ozono totale e ha osservato valori minimi nella regione tropicale, dove si verifica la produzione fotochimica dell’ozono, e valori massimi nelle regioni extra-tropicali. Ha quindi ipotizzato un trasporto dell’aria dalla stratosfera tropicale verso i poli in entrambi gli emisferi, caratterizzato da un’ascesa a bassa latitudine e una discesa ad alta latitudine.L’ipotesi di una circolazione residua verso i poli, ora chiamata circolazione di Brewer-Dobson, è ancora valida oggi. Questa circolazione atmosferica a larga scala è un elemento chiave per comprendere il trasporto di gas, come l’ozono e il vapore acqueo, all’interno della stratosfera e tra i diversi emisferi.

La Figura 1, menzionata nel passo, mostra i diversi rami della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), adattata da Plumb (2002). La BDC è un sistema di circolazione atmosferica a larga scala che descrive il movimento dell’aria all’interno della stratosfera. Le masse d’aria salgono all’interno del “tropical pipe” (tubo tropicale), che rappresenta una barriera di mescolamento tra l’aria tropicale ed extra-tropicale (Plumb, 1996). L’aria in ascesa viene distribuita simmetricamente verso entrambi gli emisferi nella stratosfera inferiore (frecce nere), trasportando H2O dalle basse alle alte latitudini. Il componente meridionale della stratosfera inferiore è comunemente chiamato ramo “shallow” (poco profondo) della BDC ed è più veloce durante l’estate (Bonisch et al., 2009), quando le masse d’aria vengono mescolate quasi orizzontalmente fuori dai tropici. Il mescolamento verso i tropici è lento rispetto al mescolamento all’interno delle medie latitudini (Volk et al., 1996), evidenziato da una freccia più piccola che punta verso l’Equatore. Nella stratosfera superiore, le masse d’aria sono dirette principalmente verso il polo invernale, dove si mescolano e scendono nella cosiddetta “surf zone” e nel vortice polare. In questo contesto, la “surf zone” è una regione atmosferica di mescolamento turbolento, mentre il vortice polare è un sistema di venti circolari che si formano attorno ai poli durante l’inverno.

Questo passaggio descrive il cosiddetto ramo “deep” (profondo) della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), che è relativamente lento (Plumb, 2002). L’aria stratosferica ritorna nella troposfera ad alte latitudini e viene in definitiva riportata nei tropici (frecce verso l’equatore all’interno della troposfera), dove si unisce alla cella di Hadley troposferica, un sistema di circolazione atmosferica con sollevamento nei tropici e discesa nelle subtropiche, formando la cresta subtropicale. Haynes et al. (1991) hanno spiegato che la BDC è guidata dalla rottura di onde planetarie ad alta latitudine e onde di gravità che si propagano verticalmente. Queste onde rallentano il flusso zonale medio della stratosfera e inducono una circolazione residua meridionale. La rottura delle onde planetarie si verifica principalmente nella “surf zone” (zona di surf), come mostrato nella Figura 1 menzionata nel passo precedente. In sintesi, il passaggio descrive la struttura e la dinamica del ramo profondo della circolazione di Brewer-Dobson e il suo collegamento con la cella di Hadley troposferica, sottolineando il ruolo delle onde planetarie e delle onde di gravità nella guida di questo sistema di circolazione atmosferica.

le recenti ricerche basate su dati di rianalisi e studi modellistici suggeriscono che l’upwelling (sollevamento) nella stratosfera tropicale inferiore è una combinazione di rottura delle onde a latitudini medie e alte e della dissipazione delle onde tropicali. Garny et al. (2011) mostrano che il sollevamento su larga scala e lento è guidato dal forzamento delle onde sia nei tropici che nelle regioni extra-tropicali. Boehm e Lee (2003) affermano che l’upwelling nella TTL (Tropical Tropopause Layer, cioè strato tropopausale tropicale) è generato come risposta alle onde di Rossby che si propagano verso i poli e che sono guidate dalla convezione tropicale. Randel et al. (2008) hanno scoperto che sia le onde planetarie equatoriali sia le onde originarie dalle regioni extra-tropicali creano una convergenza del flusso di momento turbolento orizzontale, che forza l’upwelling attraverso la tropopausa tropicale. Utilizzando un modello semplificato, Chen e Sun (2011) hanno dimostrato che il forzamento delle onde planetarie nella stratosfera tropicale e subtropicale invernale contribuisce maggiormente al ciclo stagionale dell’upwelling stratosferico tropicale piuttosto che al forzamento delle onde ad alta latitudine. In sintesi, il passaggio evidenzia come le ricerche recenti abbiano rivelato un ruolo più complesso delle onde atmosferiche nel guidare l’upwelling nella stratosfera tropicale inferiore, coinvolgendo sia onde originarie dai tropici che dalle regioni extra-tropicali.

La figura 1 mostra uno schema della circolazione di Brewer-Dobson nella stratosfera. La circolazione di Brewer-Dobson è un processo atmosferico che descrive il trasporto di aria e tracce di gas dalla troposfera all’interno della stratosfera e tra i poli terrestri.

E più precisamente:

Le frecce nere spesse indicano il trasporto di aria equatoriale nella stratosfera inferiore verso entrambi i poli.
Una volta che l’aria raggiunge latitudini più elevate, rientra nella troposfera e ritorna verso l’equatore (Eq).
Le masse d’aria in aumento nei tropici vengono trasportate verso il polo invernale a quote più elevate, attraversano il “tropical pipe” (tubo tropicale) e discendono nella “surf zone” (zona di surf) e nel vortice polare.

Lo studio si concentra sulle tre diramazioni evidenziate dalle frecce blu e nere più spesse, che distribuiscono H2O (vapore acqueo) nella stratosfera. Infine, l’ellisse e le due frecce dirette verso i poli rappresentano la circolazione di Hadley nella troposfera. La circolazione di Hadley è un altro processo atmosferico che coinvolge il movimento di aria calda e umida dalle regioni equatoriali verso le latitudini più alte, dove si raffredda e scende, ritornando poi verso l’equatore. In sintesi, la figura 1 illustra la circolazione di Brewer-Dobson nella stratosfera e mostra come l’aria e l’H2O vengano trasportati e distribuiti all’interno dell’atmosfera terrestre.

L’articolo di T. Flury et al. sulla variabilità della circolazione di Brewer-Dobson

In questo estratto, gli autori citano diversi studi (Randel et al. 2002a, b; Ueyama e Wallace 2010; Dhomse et al. 2008) che forniscono evidenze dirette della correlazione tra la rottura delle onde planetarie ad alta latitudine e la forza della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) utilizzando il flusso di calore eddy a media latitudine come proxy per la rottura delle onde. Una BDC più forte porta a temperature più basse della tropopausa tropicale (Randel et al., 2006) e a un processo di “freeze drying” (congelamento e disidratazione) più intenso nella stratosfera (Dhomse et al., 2008), il che si traduce in concentrazioni di H2O più basse. La conoscenza della BDC è quindi fondamentale per determinare il bilancio dell’H2O e di altri gas traccia atmosferici nella stratosfera, poiché ha un’importante influenza sull’ingresso stratosferico, sul tempo di residenza e sullo sfinimento dell’ozono.

In sintesi, questi studi dimostrano l’importanza della circolazione di Brewer-Dobson nella regolazione delle temperature della tropopausa, delle concentrazioni di H2O e dei processi che influenzano l’ozono nella stratosfera. Queste ricerche sottolineano l’importanza di comprendere la BDC per prevedere e monitorare i cambiamenti nell’atmosfera terrestre.

In questo estratto, l’autore afferma che la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è variata sin dall’inizio delle osservazioni negli anni ’60 (Roscoe, 2006). I modelli di circolazione generale (GCM) prevedono che, in un clima più caldo, lo scambio di massa tra le regioni tropicali ed extra-tropicali aumenterà (Butchart et al., 2006; McLandress e Shepherd, 2009; Okamoto et al., 2011). L’incremento previsto della BDC è dovuto a un aumento del “drag” (attrito) delle onde planetarie nella stratosfera extra-tropicale, oltre a uno spostamento verso l’alto del “drag” delle onde di gravità orografiche a basse e medie latitudini. Un cambiamento nella BDC influirà a sua volta anche sull’abbondanza di H2O e ozono nella stratosfera. In altre parole, i modelli climatici prevedono che il riscaldamento globale intensificherà la circolazione di Brewer-Dobson, portando a un maggiore scambio di massa tra le regioni tropicali ed extra-tropicali. Questo cambiamento avrà un impatto sull’acqua e sull’ozono nella stratosfera, influenzando il bilancio energetico della Terra, la chimica dell’atmosfera e il clima. Pertanto, è importante monitorare e comprendere queste variazioni per prevedere accuratamente i cambiamenti climatici futuri e il loro impatto sull’ambiente.

l’autore sottolinea che gli studi osservativi sulla variabilità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) sono rari. Engel et al. (2009) hanno dimostrato, utilizzando misurazioni di gas traccia stratosferici effettuate con palloni aerostatici, che l’età media dell’aria nella stratosfera stava leggermente aumentando invece di diminuire, sebbene non fosse possibile estrarre un trend statisticamente significativo. Questo risultato è in contrasto con le previsioni dei modelli che prevedono un rafforzamento della BDC e una diminuzione dell’età media dell’aria. Diversi studi precedenti hanno utilizzato il segnale dell’H2O “tape recorder” per derivare la velocità di risalita nella stratosfera tropicale inferiore come misura del ramo di risalita della BDC (Mote et al., 1996; Schoeberl et al., 2008; Niwano et al., 2003; Fujiwara et al., 2010). Il “tape recorder” tropicale dell’H2O è mostrato nella Fig. 2 e mostra il ciclo stagionale impresso dell’H2O intorno al livello dei 100 hPa, che viene poi trasportato verso l’alto dalla lenta risalita della BDC. Fujiwara et al. (2010) e Niwano et al. (2003) hanno dimostrato la stagionalità e una chiara modulazione della velocità di risalita dovuta alla Quasi Biennial Oscillation (QBO), utilizzando rispettivamente misurazioni radiosonde e misurazioni satellitari HALOE. La QBO è una variazione quasi biennale dei venti stratosferici equatoriali che influisce sulla circolazione atmosferica globale.In sintesi, gli studi osservativi sulla variabilità della BDC sono limitati e alcuni risultati contrastano con le previsioni dei modelli. Tuttavia, la ricerca continua a utilizzare diverse metodologie, come il segnale dell’H2O “tape recorder” e misurazioni satellitari, per approfondire la comprensione della BDC e delle sue variazioni.

La Quasi-Biennial Oscillation (QBO) è un fenomeno dinamico che si verifica nella stratosfera equatoriale e si manifesta attraverso un’oscillazione quasi periodica (circa 28-29 mesi) del vento zonale tra correnti occidentali (westerlies) e correnti orientali (easterlies). I venti alternati si propagano verso il basso dalla stratopausa (1 hPa, circa 55 km) a una velocità di circa 1 km al mese fino alla tropopausa tropicale (100 hPa, circa 16,6 km). La velocità di risalita del “tape recorder” dell’H2O è modulata dalla QBO e si accelera durante la fase più fredda delle correnti orientali, mentre rallenta durante la fase più calda delle correnti occidentali (Niwano et al., 2003; Plumb e Bell, 1982). La velocità di risalita è quindi anticorrelata con la temperatura. Di conseguenza, la forza della BDC determina i valori di ingresso dell’H2O stratosferico modulando le temperature della tropopausa tropicale (TTL). La QBO influenza anche il vento meridionale. Questo significa che il fenomeno ha un impatto significativo sulla circolazione atmosferica, compresa la circolazione di Brewer-Dobson, e sulla distribuzione dei gas traccia, come l’H2O, nella stratosfera. La comprensione della QBO è quindi cruciale per analizzare e prevedere le variazioni nell’atmosfera terrestre e nel clima.

Questo passaggio descrive come la Quasi-Biennial Oscillation (QBO), che riguarda le oscillazioni dei venti zonali equatoriali, influisca anche sui venti meridionali (nord-sud). In particolare, il QBO induce una circolazione meridionale secondaria a causa dell’equilibrio del vento termico. Questa circolazione secondaria influisce sul ramo meridionale della Brewer-Dobson Circulation (BDC), che è un sistema di circolazione atmosferica che trasporta l’aria dalle regioni tropicali verso i poli. Utilizzando le misurazioni di Aura/MLS, gli autori aggiungono osservazioni sulla velocità del ramo meridionale superficiale a 100 hPa e si concentrano sul suo legame con il ramo ascendente tropicale della BDC, come evidenziato dalle frecce spesse nella Figura 1.Gli autori utilizzano il tasso di miscelazione orizzontale e il trasporto di H2O (vapore acqueo) alle medie latitudini come un indicatore approssimativo per il ramo meridionale superficiale. Per semplificare, lo chiamano “velocità meridionale della BDC”, anche se è importante sottolineare che la velocità derivata dalla propagazione meridionale delle anomalie di H2O non fornisce una misura assoluta del trasporto netto di massa da parte della BDC.

Questo passaggio mette in contrasto il segnale del “tape recorder” (registratore a nastro), che consiste principalmente nella trasporto di massa, con le anomalie orizzontalmente propaganti osservate dagli autori, che sono dovute a una combinazione di trasporto di massa residuale e miscelazione bidirezionale. Pertanto, la velocità derivata dipende dal tracciante utilizzato, ma rappresenta una misura qualitativa della BDC. Tuttavia, il trasporto residuale di massa verso i poli è predominante.Trepte et al. (1993) hanno utilizzato osservazioni satellitari SAGE II degli aerosol stratosferici provenienti dall’eruzione del Monte Pinatubo (15° N, 120° E) nel 1991 per caratterizzare la circolazione stratosferica. I loro risultati mostrano che gli aerosol si muovevano principalmente verso i poli e non mostrano segni di ritorno alla loro origine tropicale nella stratosfera inferiore.In sintesi, il passaggio evidenzia come il trasporto di massa e la miscelazione bidirezionale influenzino le anomalie osservate nella circolazione stratosferica. Tuttavia, il trasporto residuale di massa verso i poli è il fattore predominante. L’articolo di Trepte et al. (1993) supporta questa conclusione attraverso l’analisi delle osservazioni satellitari degli aerosol stratosferici dopo l’eruzione del Monte Pinatubo.

Flury et al. (2012) hanno dimostrato che la quantità totale di acqua (ghiaccio e vapore) è approssimativamente costante nella tropical tropopause layer (TTL) a 100 hPa su scale temporali stagionali. Tuttavia, la temperatura determina l’equilibrio tra il ghiaccio nelle nubi cirrus e il vapore acqueo. Pertanto, il forte ciclo stagionale della temperatura si manifesta anche nel vapore acqueo e nel ghiaccio e può essere riscontrato nel vapore acqueo in tutta la stratosfera inferiore, dai tropici alle medie latitudini, a causa del trasporto operato dalla BDC.Il lento trasporto residuale dell’aria fuori dalla stratosfera tropicale inferiore provoca un ritardo temporale nelle serie temporali di H2O (vapore acqueo) a latitudini e altitudini più elevate, poiché le concentrazioni di H2O nella stratosfera inferiore sono stabilite nei tropici.In sintesi, questo passaggio spiega come la temperatura influenzi l’equilibrio tra ghiaccio e vapore acqueo nella stratosfera inferiore e come il trasporto di massa da parte della BDC influenzi le concentrazioni di H2O a diverse latitudini e altitudini. A causa del lento trasporto dell’aria nella stratosfera tropicale inferiore, si verifica un ritardo temporale nelle serie temporali di H2O alle latitudini e altitudini più elevate.

Il ritardo temporale menzionato in precedenza consente agli autori di calcolare la velocità media della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) grazie alle caratteristiche traccianti dell’H2O (vapore acqueo). Il metodo utilizzato permette di studiare le differenze tra l’emisfero settentrionale (NH) e quello meridionale (SH), considerando l’ampiezza diversa della variabilità interannuale del rispettivo ramo meridionale. Inoltre, gli autori collegano le velocità derivate alla variabilità della temperatura e del vento zonale.

L’articolo è organizzato come segue:

La Sezione 2 descrive i dati satellitari e di rianalisi utilizzati, nonché il metodo di correlazione.
La Sezione 3 presenta i risultati, in particolare le variazioni interannuali della velocità e il loro legame con la temperatura e il vento zonale.
La Sezione 4 discute l’effetto della QBO (Quasi-Biennial Oscillation) sul “tropical pipe” (un’area di trasporto verticale nell’atmosfera tropicale) e come vengono interpretati i risultati.
Infine, la Sezione 5 conclude e riassume i risultati ottenuti.

In sintesi, il passaggio descrive l’obiettivo dello studio, il metodo utilizzato per analizzare la velocità media della BDC e come l’articolo è organizzato in diverse sezioni per discutere i dati, i risultati e le implicazioni dei risultati ottenuti.

La Figura 2 mostra il cosiddetto “tape recorder” atmosferico, che rappresenta le anomalie medie zonali dell’H2O nei tropici in funzione del tempo e dell’altitudine. I colori rossi indicano rapporti di miscelazione volumica superiori alla media, mentre i colori blu mostrano valori inferiori, principalmente durante l’inverno dell’emisfero settentrionale (NH) vicino a 100 hPa. Il ciclo stagionale, con un’ampiezza di circa il 30%, è impresso a 100 hPa e lentamente trasportato verso l’alto dal ramo ascendente della BDC, come indicato dalla freccia. L’inclinazione della freccia indica la velocità media del movimento ascendente tropicale. La variabilità tra 316 e 150 hPa è dovuta principalmente all’ENSO (El Niño-Southern Oscillation). Durante gli anni di El Niño (La Niña), si osserva una maggiore (minore) quantità di H2O. In sintesi, la Figura 2 illustra come le anomalie dell’H2O nei tropici variano nel tempo e in altitudine, e come il ciclo stagionale e l’ENSO influenzano queste anomalie. La figura mostra anche come il ramo ascendente della BDC trasporti lentamente queste anomalie verso l’alto.

2 Data and method

In questo studio, vengono analizzate le misurazioni effettuate dall’strumento MLS (Microwave Limb Sounder), che si trova a bordo del satellite Aura e fa parte della costellazione di satelliti A-train della NASA. Le misurazioni MLS sono iniziate nell’agosto 2004 e continuano ancora oggi. Vengono utilizzati dati giornalieri medi relativi all’acqua (H2O), all’ozono (O3) e alla temperatura, nella versione 3.3. Ogni giorno vengono ottenuti circa 3500 profili di H2O da 316 hPa a 0.0002 hPa, tra 82° S e 82° N. MLS ha una risoluzione orizzontale di 200-300 km lungo la traiettoria, 7 km perpendicolari alla traiettoria e 3-4 km in verticale. Lo studio si concentra sui livelli di pressione nella stratosfera inferiore a 100 hPa, 82 hPa, 68 hPa, 56 hPa, 46 hPa, 38 hPa, 32 hPa, 26 hPa, 22 hPa e 18 hPa, su cui vengono ottenuti i profili MLS.

In questo passaggio si discute ulteriormente della precisione e dell’accuratezza delle misurazioni MLS. Per l’acqua (H2O) a 100 hPa, la precisione è del 10% e l’accuratezza è dell’8% (Read et al., 2007). Per quanto riguarda la temperatura, il prodotto MLS viene misurato tra 316 hPa e 0.001 hPa e interpolato sulla stessa griglia orizzontale dell’H2O per gli scopi dello studio. Ha una risoluzione verticale di circa 5 km a 100 hPa, che diminuisce a 3 km nella stratosfera media. La precisione a 100 hPa è di 0,8 K, mentre l’incertezza è di circa 2 K (con un errore sistematico positivo rispetto ad altri strumenti come CHAMP e AIRS/AMSU, Schwartz et al., 2008). Per l’ozono (O3), MLS utilizza un radiometro a 240 GHz. I profili risultano affidabili tra i livelli di pressione di 215 hPa e 0.02 hPa, con una risoluzione verticale compresa tra 2,7 e 3 km dall’alta troposfera alla media mesosfera (Froidevaux et al., 2008).

gli autori descrivono come confrontano le loro osservazioni con l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) utilizzando i dati giornalieri dei venti zonali del National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) rielaborati, che sono ottenuti su 17 livelli di pressione da 1000 hPa a 10 hPa. Il metodo utilizzato per determinare le velocità verticale e meridionale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è simile a quello introdotto da Schoeberl et al. (2008) e Flury et al. (2012). Gli autori calcolano la correlazione temporale ritardata nella serie temporale dell’H2O tra due diversi livelli. La velocità media viene poi determinata dal rapporto tra la distanza tra i due livelli e il ritardo temporale ottimale calcolato. Per ottenere una serie temporale della velocità media, gli autori utilizzano una finestra temporale di un anno per la correlazione e spostano un livello nel tempo rispetto all’altro fino a raggiungere una correlazione massima. Scegliendo una finestra temporale di un anno per la correlazione, le variazioni stagionali si annullano e le variazioni interannuali vengono enfatizzate.

In questo passaggio, gli autori spiegano come ripetono la procedura di correlazione ogni giorno fino alla fine della serie temporale delle misurazioni. Ogni valore giornaliero della serie temporale delle velocità derivate rappresenta la velocità media nei successivi 365 giorni. Per la velocità di risalita verticale, gli autori si concentrano sui livelli di 68 hPa e 56 hPa all’equatore, che in media sono separati da 1,12 km. La distanza tra i due livelli di pressione viene determinata utilizzando i dati di altezza geopotenziale della versione 3.3 di MLS (Schwartz et al., 2008), che sono stati mediati durante il rispettivo periodo di interesse. Gli autori scelgono questa altitudine per assicurarsi di essere completamente al di sopra della convezione tropicale. Questo significa che studiano la velocità di risalita verticale in un’area dell’atmosfera dove i fenomeni convettivi, tipici delle regioni tropicali, non influenzano direttamente i dati analizzati.

In questo passaggio, gli autori descrivono come valutano la velocità del ramo meridionale superficiale della circolazione atmosferica. Per farlo, correlano i livelli di pressione di 100 hPa all’equatore con quelli a 40° di latitudine nord e sud, rispettivamente. Utilizzano questa velocità come indicatore (proxy) del ramo superficiale, pur sapendo che la velocità assoluta derivata dipende dal tracciante utilizzato (in questo caso, l’H2O). Gli autori si concentrano sul livello di 100 hPa perché, al di sopra di 68 hPa, l’H2O perde le sue caratteristiche distintive di tracciante verso le medie latitudini a causa del cosiddetto “tropical pipe” (tubo tropicale) descritto da Plumb (1996). Questo fenomeno è più forte che nella stratosfera inferiore e inibisce il mescolamento più efficacemente. Gli autori stimano che l’incertezza delle velocità derivate sia del 5%. Il principale contributo a questa incertezza proviene dalla determinazione del ritardo temporale ottimale, che è di circa 2 giorni nell’analisi presentata.

3 RISULTATI

movimento dell’acqua sotto forma di vapore attraverso l’atmosfera

Il testo si riferisce alla capacità dell’H2O (acqua) di essere utilizzata come tracciante per il trasporto atmosferico nella regione della bassa stratosfera. La bassa stratosfera è una regione dell’atmosfera situata tra i 10 e i 50 chilometri di altitudine sopra il livello del mare. Poiché l’H2O ha un tempo di vita chimico lungo nell’atmosfera, dell’ordine di decine di anni, la sua distribuzione e concentrazione possono essere utilizzate come indicatore di movimenti e trasporti atmosferici. In particolare, le variazioni delle concentrazioni di H2O in questa regione possono essere utilizzate per determinare i gradienti spaziali di concentrazione, sia in orizzontale (tra i tropici e le latitudini medie) che in verticale (all’Equatore). In sintesi, il testo sostiene che l’H2O può essere utilizzato come tracciante per studiare i movimenti dell’atmosfera nella bassa stratosfera grazie alla sua lunga vita chimica e alle variazioni delle concentrazioni tra le diverse regioni atmosferiche.

La figura 2 mostra la cosiddetta “registrazione dell’atmosfera” (atmospheric tape recorder) dell’H2O, che rappresenta la deviazione delle concentrazioni di H2O rispetto alla media temporale per ogni livello di pressione.

La figura evidenzia come il ciclo stagionale di H2O a 100 hPa venga trasportato verso l’alto dalla rama ascendente della Circolazione Meridionale di Cellule (BDC, dall’inglese Brewer-Dobson Circulation), come indicato dalla freccia. Questo segnale è visibile fino a 10 hPa. Le variazioni a breve termine delle concentrazioni di H2O sono prodotte dalla QBO (Quasi-Biennial Oscillation) e dall’oscillazione meridionale di El Niño (ENSO). I valori minimi di H2O a 100 hPa si verificano durante l’inverno nell’emisfero boreale (NH, dall’inglese Northern Hemisphere). L’irregolare variabilità interannuale tra 200 hPa e 100 hPa segue il segnale ENSO.

In sintesi, il testo descrive come la serie temporale del profilo verticale di H2O nella zona tropicale possa essere utilizzata per visualizzare i meccanismi di trasporto verticale nell’atmosfera, evidenziando l’influenza della BDC e delle variazioni stagionali ed interannuali delle concentrazioni di H2O

El Niño è un fenomeno climatico che provoca un aumento delle temperature e dell’umidità atmosferica (indicato in rosso), mentre La Niña è associata a temperature più basse e a una diminuzione dell’umidità atmosferica (indicata in blu). Questi fenomeni influenzano la circolazione dell’aria a livello globale, inclusa la circolazione di Brewer-Dobson (BDC), che trasporta l’aria dalle basse alle alte latitudini. La Figura 3 mostra una serie temporale di latitudine delle deviazioni dell’H2O dalla sua media zonale a 100 hPa. Il ciclo stagionale è evidente in tutto l’intervallo di latitudine. I colori rossi rappresentano valori di H2O superiori alla media, mentre i colori blu indicano valori inferiori alla media. Si osserva anche che le bande alternate di anomalie positive (rosse) e negative (blu) dell’H2O si propagano verso le alte latitudini. Questo è evidenziato dalle due frecce che rappresentano il ramo meridionale poco profondo della BDC, come precedentemente mostrato nella Figura 1. In sintesi, la descrizione evidenzia come gli eventi di El Niño e La Niña influenzino l’umidità atmosferica a 100 hPa e la circolazione dell’aria su scala globale, con anomalie positive (rosse) e negative (blu) che si propagano verso le alte latitudini seguendo la circolazione di Brewer-Dobson.

Inoltre si noti che la freccia è più ripida nell’emisfero settentrionale (NH), il che indica un trasporto più veloce e, di conseguenza, una circolazione di Brewer-Dobson (BDC) più intensa. La BDC è un sistema di circolazione dell’atmosfera che trasporta aria dalle regioni equatoriali alle regioni polari. Un trasporto più veloce nell’emisfero settentrionale suggerisce che la circolazione sia più forte in quella regione. Le anomalie negative alle alte latitudini meridionali nella seconda metà di ogni anno sono causate dal vortice polare antartico molto freddo e dalla formazione di nubi stratiformi polari. Questi fenomeni portano alla disidratazione del livello a 100 hPa. In altre parole, le basse temperature e le nubi stratiformi polari nell’emisfero meridionale causano una diminuzione dell’acqua atmosferica a 100 hPa, risultando in anomalie negative.In sintesi, questa descrizione spiega che la circolazione di Brewer-Dobson è più intensa nell’emisfero settentrionale, con un trasporto d’aria più veloce. Nel frattempo, l’emisfero meridionale mostra anomalie negative di umidità a 100 hPa nella seconda metà di ogni anno a causa delle basse temperature e della formazione di nubi stratiformi polari, che portano alla disidratazione del livello a 100 hPa.

La Figura 3 mostra la deviazione relativa dalla media zonale dell’H2O (acqua atmosferica) in funzione del tempo e della latitudine a 100 hPa. I colori rossi indicano concentrazioni sopra la media, mentre i colori blu mostrano valori al di sotto della media. Si osserva un ciclo stagionale con un’ampiezza di circa il 30%, che viene trasportato dai tropici verso i poli dalla componente meridionale della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), come indicato dalle frecce. Questo ciclo stagionale è visibile lungo le linee inclinate di colori simili (rosso e blu). La pendenza delle linee è più ripida verso l’emisfero settentrionale (NH), il che indica una BDC più forte e più veloce in quella regione. In altre parole, la circolazione dell’aria che trasporta l’umidità atmosferica dai tropici verso i poli è più intensa e rapida nell’emisfero settentrionale rispetto a quello meridionale. In sintesi, la Figura 3 illustra come le variazioni dell’umidità atmosferica a 100 hPa si distribuiscano in funzione del tempo e della latitudine, evidenziando un ciclo stagionale con un’ampiezza del 30% che viene trasportato dalla BDC. L’analisi delle linee inclinate indica che la BDC è più forte e veloce nell’emisfero settentrionale rispetto a quello meridionale.

3 risultati

3.1 trasporto del vapore acqueo

Questa parte del testo spiega che l’acqua atmosferica (H2O) può essere utilizzata come tracciante per lo studio del trasporto atmosferico a causa della sua lunga durata chimica nell’atmosfera. Nella stratosfera inferiore, l’H2O ha una durata dell’ordine di decine di anni (come indicato da Brasseur e Solomon, 2005), il che la rende adatta per tracciare i movimenti dell’aria in questa regione. I gradienti di concentrazione di H2O esistono sia in verticale all’equatore sia in orizzontale tra i tropici e le medie latitudini nella stratosfera inferiore. Questi gradienti di concentrazione permettono agli scienziati di utilizzare l’H2O come tracciante per studiare il trasporto atmosferico e comprendere meglio le dinamiche e i processi che avvengono nell’atmosfera.In sintesi, il passo spiega che l’H2O è un utile tracciante per lo studio del trasporto atmosferico grazie alla sua lunga durata chimica nella stratosfera inferiore. I gradienti di concentrazione di H2O presenti sia in verticale all’equatore sia in orizzontale tra i tropici e le medie latitudini permettono di analizzare i movimenti dell’aria e comprendere i processi atmosferici.

Il passo descrive come le serie temporali dei profili medi zonali dell’H2O tropicale siano adatte per visualizzare i meccanismi di trasporto verticale nell’atmosfera. La Figura 2 mostra il ben noto “atmospheric tape recorder” (Mote et al., 1996) come una serie temporale di pressione delle deviazioni dell’H2O dalla sua media temporale a ciascun livello di pressione. Il ciclo stagionale dell’H2O a 100 hPa viene impresso e trasportato verso l’alto dal ramo ascendente della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), evidenziato dalla freccia. Il segnale è visibile fino a 10 hPa. Le variazioni interannuali a breve termine dell’H2O sono prodotte dalla Quasi-Biennial Oscillation (QBO) e dall’Oscillazione Meridionale di El Niño (ENSO). I valori minimi a 100 hPa si verificano durante l’inverno dell’emisfero settentrionale (NH). La variabilità interannuale irregolare tra 200 hPa e 100 hPa segue il segnale ENSO. Durante gli eventi di El Niño, l’atmosfera è più calda e contiene più H2O (rosso), come negli anni 2005, 2007 e 2010. Si sono verificati eventi di La Niña intensi nel 2007-2008 e 2010-2012, durante i quali l’H2O è ben al di sotto della media (blu). La velocità variabile delle masse d’aria ascendenti può essere stimata calcolando la pendenza delle superfici colorate alternate sopra i 100 hPa, evidenziata dalla freccia.In sintesi, il passo descrive come le serie temporali dei profili medi zonali dell’H2O tropicale mostrino i meccanismi di trasporto verticale e l’influenza di fenomeni come la QBO e l’ENSO sull’umidità atmosferica. La velocità delle masse d’aria ascendenti può essere stimata attraverso l’analisi delle superfici colorate alternate sopra i 100 hPa.

La Figura 3 mostra una serie di latitudine-tempo delle deviazioni dell’H2O dalla sua media zonale a 100 hPa. Il ciclo stagionale è chiaramente visibile su tutto l’intervallo di latitudine. I colori rossi rappresentano valori di H2O superiori alla media, mentre i colori blu indicano valori inferiori alla media. Inoltre, si osserva che le bande alternate di anomalie positive (rosse) e negative (blu) dell’H2O si propagano verso le alte latitudini. Questo è evidenziato dalle due frecce che rappresentano il ramo meridionale poco profondo della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), come precedentemente mostrato nella Figura 1. La freccia è più ripida nell’emisfero settentrionale (NH), il che indica un trasporto più veloce e, di conseguenza, una BDC più intensa. Le anomalie negative alle alte latitudini meridionali nella seconda metà di ogni anno sono causate dal vortice polare antartico molto freddo e dalla formazione di nubi stratiformi polari. Questi fenomeni portano alla disidratazione del livello a 100 hPa. In sintesi, la Figura 3 mostra le deviazioni dell’umidità atmosferica a 100 hPa in funzione della latitudine e del tempo, evidenziando un ciclo stagionale e la propagazione delle anomalie positive e negative verso le alte latitudini. La freccia più ripida nell’emisfero settentrionale indica una BDC più intensa e un trasporto più veloce. Le anomalie negative alle alte latitudini meridionali nella seconda metà dell’anno sono causate dal freddo vortice polare antartico e dalla formazione di nubi stratiformi polari che disidratano il livello a 100 hPa.

velocità media di risalita verticale del Brewer-Dobson Circulation (BDC)

Questo passaggio descrive il metodo utilizzato per calcolare la velocità media di risalita verticale del Brewer-Dobson Circulation (BDC), un sistema di circolazione atmosferica che trasporta gas e aerosol dalla troposfera alla stratosfera. Per calcolare la velocità media di risalita, gli autori correlano le serie temporali del livello di 68 hPa (circa 18,80 km di altitudine) e 56 hPa (circa 19,92 km di altitudine) in finestre temporali di un anno. La correlazione è forte, con un coefficiente di correlazione r intorno a 0,9. Poiché il segnale del “tape recorder” (un fenomeno atmosferico che mostra come le sostanze si muovono nella stratosfera) è ascendente, l’H2O a 56 hPa è in ritardo temporale rispetto al livello inferiore. Gli autori determinano il ritardo temporale ottimale per ottenere la massima correlazione tra i due livelli. La velocità di risalita viene calcolata dal rapporto tra la distanza media tra i due livelli (1z ≈ 1,12 km) e il ritardo temporale ottimale.

In questo passaggio, gli autori applicano lo stesso metodo di calcolo alla componente meridionale, che costituisce il ramo superficiale del Brewer-Dobson Circulation (BDC). Essi calcolano la correlazione temporale ritardata tra il livello di 100 hPa all’Equatore e i livelli di 100 hPa a 40° N e 40° S (1y ≈ 4440 km), rispettivamente. I coefficienti di correlazione sono generalmente alti, con r intorno a 0,9. L’incertezza del metodo deriva dall’incertezza nella distanza tra i livelli (circa il 2%) e dalla precisione del ritardo temporale (circa ±2 giorni). Le due incertezze si sommano per arrivare a un’incertezza complessiva del 5% nella velocità derivata, che è significativamente inferiore alla variabilità interannuale del 21% trovata nello studio. In sintesi, gli autori utilizzano un metodo basato sulla correlazione temporale ritardata per calcolare la velocità media di risalita verticale e la componente meridionale del BDC. L’incertezza associata a questo metodo è relativamente bassa rispetto alla variabilità interannuale osservata nel fenomeno studiato.

In questo passaggio, gli autori sottolineano che calcolano la velocità dell’anomalia di vapore acqueo che si propaga verso i poli. Poiché questo processo non è dovuto esclusivamente al trasporto di massa, ma include anche un processo di mescolamento bidirezionale, la velocità dipende dal tracciante utilizzato. Tuttavia, poiché il trasporto di massa residuo polare è dominante (come indicato da Trepte et al., 1993), il segnale utilizzato rappresenta una buona approssimazione per la velocità del BDC. Per semplicità, gli autori si riferiscono a questa velocità come velocità del ramo meridionale del BDC. La Figura 4 mostra i risultati delle velocità medie di risalita e meridionali del BDC derivate dalla correlazione delle serie temporali di H2O (vapore acqueo). Si noti che la velocità v in entrambi gli emisferi è considerata positiva verso i poli.In sintesi, gli autori calcolano la velocità dell’anomalia di vapore acqueo che si propaga verso i poli e la utilizzano come una buona approssimazione per la velocità del BDC. I risultati delle velocità medie di risalita e meridionali del BDC sono mostrati nella Figura 4.

In questo passaggio, gli autori discutono i risultati ottenuti riguardo al trasporto meridionale e alla risalita verticale nel BDC. Il trasporto meridionale nell’emisfero nord (NH) ha una velocità (v, NH) di circa 1 m/s, che è circa 5000 volte più veloce rispetto alla risalita verticale (w), che è di circa 0,2 mm/s. La velocità verso l’emisfero sud (SH) (v, SH) è circa la metà di quella nell’emisfero nord, il che conferma l’interpretazione della Figura 3, che indica un BDC più lento nell’emisfero sud. Anche la variabilità australe (circa il 10%) è la metà della variabilità nell’emisfero nord (21%). La variabilità nella risalita verticale (circa 21%) è molto simile a quella del trasporto meridionale nell’emisfero nord. Inoltre, c’è un’oscillazione prominente di circa 2 anni in vNH e w, che è collegata all’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), un fenomeno atmosferico ben studiato.

Tuttavia, gli autori hanno osservato una sorprendente anti-correlazione tra i due rami del BDC nell’emisfero nord (NH). Quando la risalita verticale accelera, il trasporto meridionale rallenta. Entrambi sono parte del BDC, ma mostrano variazioni interannuali opposte. La sezione 3.4 discuterà questi risultati particolari in modo più dettagliato. In sintesi, gli autori hanno scoperto una relazione interessante tra i due rami del BDC nell’emisfero nord: quando la velocità di risalita verticale aumenta, la velocità del trasporto meridionale diminuisce, e viceversa. Questa anti-correlazione è sorprendente e verrà discussa più approfonditamente nella sezione 3.4 dello studio.

La Figura 4 mostra la velocità del ramo meridionale del BDC a 100 hPa verso l’emisfero nord (v, NH, tratteggiato nero) e verso l’emisfero sud (v, SH, tratteggiato e puntinato nero), indicate sull’asse sinistro. La velocità di risalita verticale equatoriale (w, solido blu) a 68 hPa è mostrata sull’asse destro. Le velocità mostrano un’oscillazione prominente di circa 2 anni legata al QBO. Sia v, NH che w mostrano una variabilità interannuale di circa il 21%. La velocità verticale aumenta in fase con una diminuzione della velocità meridionale e viceversa. La velocità verso l’emisfero sud mostra meno variabilità ed è fuori fase con l’emisfero nord per la maggior parte del tempo, ad eccezione dei primi 3 anni in cui sono correlate. In sintesi, la Figura 4 illustra le velocità del ramo meridionale del BDC e la velocità di risalita verticale equatoriale. Si osserva un’oscillazione di circa 2 anni legata al QBO e una variabilità interannuale del 21% per v, NH e w. La figura mostra anche come la velocità verticale aumenta in fase con una diminuzione della velocità meridionale e viceversa. In altre parole, quando la velocità verticale aumenta, la velocità meridionale diminuisce, e quando la velocità verticale diminuisce, la velocità meridionale aumenta. La velocità verso l’emisfero sud (SH) mostra meno variabilità ed è fuori fase con l’emisfero nord (NH) per la maggior parte del tempo. Ciò significa che le variazioni di velocità tra i due emisferi tendono ad essere opposte, con l’emisfero sud che mostra variazioni più deboli. Tuttavia, nei primi tre anni, le velocità tra i due emisferi sono correlate, il che indica una relazione diretta tra le variazioni di velocità nell’emisfero nord e nell’emisfero sud durante quel periodo. In sintesi, mentre la velocità verticale e meridionale del BDC nell’emisfero nord mostra una relazione inversa, la velocità verso l’emisfero sud mostra meno variabilità e tende ad essere fuori fase con l’emisfero nord, tranne per i primi tre anni in cui sono correlate.

Questo passaggio descrive come l’utilizzo di dati H2O (vapore acqueo) su base annuale non riesca a catturare le variazioni stagionali tipiche della circolazione di Brewer-Dobson, un fenomeno atmosferico che influenza la distribuzione dell’ozono stratosferico e il trasporto di altre sostanze chimiche nella stratosfera. La circolazione di Brewer-Dobson diventa più intensa tra settembre e marzo di ogni anno a causa dell’aumento della rottura delle onde stratosferiche ad alta latitudine. Questo processo è importante perché contribuisce al trasporto verticale dei gas nella stratosfera. Niwano et al. (2003) hanno mostrato serie temporali di profili di velocità di ascesa verticale utilizzando dati di H2O e CH4 (metano) ottenuti dal satellite HALOE (Halogen Occultation Experiment). In questo studio, il ciclo stagionale è visibile, con massimi che si verificano durante l’inverno dell’emisfero boreale (NH, Northern Hemisphere).In sintesi, il passaggio sottolinea che l’analisi dei dati H2O su base annuale non è in grado di mostrare le variazioni stagionali tipiche della circolazione di Brewer-Dobson, che invece risultano evidenti quando si osservano serie temporali di dati come quelle presentate da Niwano et al. (2003).

Di seguito gli autori descrivono come intendono verificare i risultati di Niwano et al. (2003) utilizzando dati H2O ottenuti dal satellite MLS (Microwave Limb Sounder). L’obiettivo è determinare il tempo necessario affinché una particella d’aria ascendente si sposti di un livello di pressione. Per fare ciò, gli autori analizzano i dati zonali giornalieri medi di H2O raccolti dal satellite MLS, mediati tra 8° S e 8° N. Studiano in particolare il tempo necessario per spostare un segmento stratosferico inferiore di un profilo verso l’alto di un livello di pressione MLS, come mostrato nella Figura 5. Per determinare il numero di giorni (j) necessari per ottenere la migliore correlazione tra il profilo da 100 hPa a 56 hPa al tempo ti (blu sinistro) e un profilo preso un livello di pressione MLS più in alto, cioè da 82 hPa a 46 hPa al tempo ti+j (blu destro), gli autori confrontano i profili in diversi tempi. In questo modo, sono in grado di calcolare il tempo necessario affinché una particella d’aria si sposti di un livello di pressione nella stratosfera, confermando o contestando i risultati di Niwano et al. (2003).

In questo passaggio, gli autori spiegano come ripetono il calcolo per ogni giorno e per i successivi livelli di pressione fino a 10 hPa, al fine di ottenere una serie temporale del profilo medio di velocità di ascesa verticale con una risoluzione temporale più elevata. Utilizzano i dati di altezza geopotenziale MLS per calcolare la differenza di altezza media tra i livelli considerati. Nella Figura 6, si tiene conto dell’aumento della distanza tra i livelli con l’altitudine (da Δz = 1,11 km a Δz = 1,31 km). La velocità di ascesa viene quindi calcolata dividendo la distanza percorsa per il ritardo temporale calcolato. La velocità viene attribuita al livello di pressione centrale dello strato di altitudine considerato. In sintesi, gli autori ripetono il calcolo della velocità di ascesa verticale per ogni giorno e livello di pressione, utilizzando i dati MLS e considerando le variazioni di altezza tra i livelli di pressione. In questo modo, riescono a ottenere una serie temporale del profilo medio di velocità di ascesa verticale con una risoluzione temporale più elevata.

La Figura 6 mostra la serie temporale dei profili di velocità di ascesa nella stratosfera inferiore tra 68 hPa (circa 18,8 km) e 18 hPa (circa 27,2 km). La velocità varia tra circa 0,1 mm s^-1 e 0,5 mm s^-1, con valori massimi che si verificano solitamente durante i mesi autunnali e invernali dell’emisfero boreale (NH), quando la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è più intensa. I valori ottenuti con questo metodo sono maggiori rispetto a quelli ottenuti con il metodo precedente, poiché la migliore risoluzione temporale consente di identificare il ciclo stagionale della BDC. In altre parole, l’utilizzo di dati ad alta risoluzione temporale consente di osservare più chiaramente le variazioni stagionali nella velocità di ascesa verticale, evidenziando in particolare l’aumento della velocità durante i mesi in cui la BDC è più forte.

La velocità media nell’intervallo di altitudine considerato è di circa 0,24 mm s^-1, che si confronta bene con la Figura 4, tenendo conto del leggero aumento della velocità con l’altitudine. Tuttavia, per confrontare meglio i dati con la velocità verticale mostrata nella Figura 4, gli autori calcolano le anomalie rimuovendo il ciclo stagionale, come mostrato nella Figura 7. Ancora una volta, si osserva un segnale forte del QBO (Oscillazione Quasi-Biennale), che scende lentamente con una velocità di circa 1-1,5 km al mese dall’alto del grafico. Tassi di ascesa più bassi si osservano negli anni 2006, 2008 e 2010-2011. La variabilità di circa il 50% è maggiore rispetto a quella osservata nella Figura 4 ed è dovuta al diverso metodo utilizzato per calcolare la velocità. In sintesi, il confronto tra i risultati ottenuti con il nuovo metodo e la Figura 4 mostra che il nuovo metodo consente di osservare in modo più dettagliato le variazioni temporali della velocità di ascesa verticale, comprese le anomalie associate al ciclo stagionale e al QBO.

La Tabella 1 mostra una panoramica dei tassi di ascesa nella stratosfera inferiore a sei diversi livelli di pressione, insieme ai dati pubblicati da Niwano et al. (2003), Mote et al. (1996) e Schoeberl et al. (2008). I valori sono estratti dalle figure nelle corrispondenti pubblicazioni. I valori ottenuti dagli autori rappresentano la media dei dati mostrati nella Figura 6 ai corrispondenti livelli di pressione. Tutti gli studi concordano sull’aumento della velocità di ascesa con l’altitudine, e i valori ottenuti sono in buon accordo tra loro. Tenendo conto delle incertezze rispettive (∼ 5-25%) indicate nelle pubblicazioni, l’intervallo dei valori si sovrappone. In sintesi, la Tabella 1 confronta i tassi di ascesa ottenuti in questo studio con quelli pubblicati in precedenza, mostrando una buona concordanza tra i vari studi e confermando l’aumento della velocità di ascesa con l’altitudine.

Inoltre, Schoeberl et al. (2008), che hanno ottenuto i valori più elevati utilizzando una combinazione di dati H2O da HALOE e Aura/MLS, mostrano anche la deviazione standard più alta. Nel loro lavoro, hanno confrontato i tassi di ascesa con il modello di circolazione generale GEOS-4, che nel complesso mostra i valori più bassi. Il tasso di ascesa lento è in contrasto con la velocità meridionale molto più veloce di circa 1 m s^-1. Questo passaggio sottolinea che, sebbene ci sia una buona concordanza tra i vari studi sui tassi di ascesa nella stratosfera inferiore, ci sono alcune differenze, come la deviazione standard più alta ottenuta da Schoeberl et al. (2008) e i valori più bassi del modello di circolazione generale GEOS-4. Tuttavia, è importante notare che il tasso di ascesa lento nella stratosfera inferiore non è direttamente comparabile con la velocità meridionale molto più veloce, poiché si riferiscono a differenti componenti del movimento atmosferico.

La Figura 5 descrive un metodo per calcolare il tasso di ascesa verticale dell’acqua nell’atmosfera, secondo l’approccio proposto da Niwano et al. (2003). Il metodo funziona come segue:

Viene presa una porzione del profilo di H2O (acqua) tra 100 hPa e 56 hPa a un tempo iniziale “ti” (a sinistra, in blu).
A causa dell’ascesa nel Brewer-Dobson Circulation (BDC), il profilo si sposterà verso l’alto nel tempo.
A un tempo specifico “ti + j”, ossia “j” giorni dopo, la struttura può essere trovata un livello di pressione più in alto (a destra, in blu).
Per calcolare il tempo necessario per questo spostamento, si correla il segmento blu di H2O a sinistra con il segmento un livello più in alto (a destra, in blu) nei giorni successivi, fino a raggiungere la massima correlazione dopo “j” giorni.
Il rapporto tra la distanza ascensionale percorsa e il ritardo temporale “j” fornisce il tasso di ascesa verticale medio.

La Figura 6 mostra la velocità verticale media nella bassa stratosfera tra 68 hPa (circa 18,8 km) e 18 hPa (circa 27,2 km) come funzione del tempo, calcolata secondo il metodo di Niwano et al. (2003). Si può notare un ciclo stagionale:

Durante l’inverno dell’emisfero nord (NH), si osservano velocità più elevate (in rosso) che aumentano con l’altitudine e verso la fine di ogni anno solare. Questo è coerente con le caratteristiche della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), che è più intensa nel periodo da settembre a marzo.
Durante l’estate dell’emisfero nord (NH), la velocità verticale diminuisce (in blu) a causa della riduzione della rottura delle onde planetarie, che è il principale motore della BDC.

In sintesi, la Figura 6 illustra come la velocità verticale media nella bassa stratosfera sia influenzata dal ciclo stagionale e dalle caratteristiche della circolazione di Brewer-Dobson. Durante l’inverno dell’emisfero nord, la velocità verticale è maggiore a causa dell’intensificazione della BDC, mentre durante l’estate, la velocità diminuisce a causa della ridotta attività delle onde planetarie.

La Figura 7 mostra le anomalie dei tassi di ascesa presentati nella Figura 6, con il ciclo stagionale rimosso. Si può osservare un ciclo distinto di circa 2 anni, che descende lentamente a un tasso di circa 1,5 km al mese. La variabilità è di circa il 50%, con tassi di ascesa inferiori (in blu) osservati nel 2006, 2008 e 2010-2011.

Le anomalie negative si verificano durante la fase di westerly (venti da ovest) del QBO (Quasi-Biennial Oscillation), come verrà mostrato nella Figura 10. I periodi di risalita più veloce sono indicati in rosso.

In sintesi, la Figura 7 evidenzia un ciclo di circa 2 anni nelle anomalie dei tassi di ascesa, con una variabilità del 50%. Durante la fase westerly del QBO, si osservano tassi di ascesa inferiori (in blu), mentre i periodi di risalita più veloce sono indicati in rosso. Questo suggerisce che la velocità verticale nella bassa stratosfera è influenzata non solo dal ciclo stagionale, ma anche da oscillazioni su scala temporale più lunga, come il QBO.

La Tabella 1 confronta i tassi di ascesa tropicale (w) [mm s^-1] nella bassa stratosfera ottenuti da diversi studi. Niwano et al. (2003) e Mote et al. (1996) hanno utilizzato le osservazioni satellitari HALOE e calcolato la media tra ±12,5° di latitudine, mentre Schoeberl et al. (2008) hanno utilizzato una combinazione di 15 anni di osservazioni HALOE e Aura/MLS H2O per calcolare “w” all’Equatore. Quest’ultimo studio ha anche mostrato i risultati del modello di circolazione generale GEOS-4. Oltre ai risultati delle osservazioni di diversi studi, sono stati presentati anche i risultati del modello di circolazione generale GEOS-4. I tassi di ascesa aumentano con l’altitudine e sono molto simili tra loro. Tuttavia, il modello GEOS-4 sottostima le osservazioni. L’ascesa tropicale lenta contrasta con la velocità meridionale più rapida (circa 1 m s^-1). La velocità meridionale si riferisce al movimento dell’aria lungo la direzione nord-sud, mentre l’ascesa tropicale riguarda il movimento dell’aria verso l’alto nell’atmosfera. In questo contesto, il testo suggerisce che, nonostante l’ascesa tropicale sia relativamente lenta, il movimento dell’aria in direzione nord-sud è più veloce.

La Figura 8 mostra un confronto tra il tasso di ascesa verticale all’Equatore tra 68 hPa e 56 hPa (linea tratteggiata nera, asse y sinistro) e l’anomalia di temperatura MLS (linea continua blu, asse y destro) alla stessa latitudine e pressione. La serie storica della temperatura è stata levigata utilizzando una media mobile in avanti di un anno per uniformare il metodo utilizzato per determinare il tasso di ascesa. Ogni valore rappresenta la media dell’anno successivo. Come previsto, la temperatura è anticorrelata con l’ascesa verticale. Questo significa che quando la temperatura aumenta, il tasso di ascesa verticale tende a diminuire e viceversa. In altre parole, quando l’atmosfera si riscalda, il movimento verticale dell’aria tende a rallentare, mentre quando si raffredda, il movimento verticale dell’aria tende ad accelerare.

“Collegamento tra temperatura e ascesa verticale”

Questo passaggio descrive l’importanza della velocità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) nel determinare la temperatura della tropopausa tropicale e quella della stratosfera inferiore. La circolazione di Brewer-Dobson è un sistema di trasporto atmosferico che sposta l’aria dall’equatore alle alte latitudini e dal basso alla stratosfera superiore. Il passaggio spiega che un aumento della velocità della circolazione BDC provoca un raffreddamento della tropopausa tropicale e della stratosfera, come dimostrato da studi precedenti (Niwano et al., 2003; Randel et al., 2006; Yulaeva et al., 1994). Il raffreddamento è innescato da un aumento del moto ascensionale (upwelling), e la reazione della temperatura è una combinazione di raffreddamento adiabatico e diminuzione dell’ozono. Il raffreddamento adiabatico si verifica quando l’aria si espande e si raffredda senza scambio di calore con l’ambiente circostante. La diminuzione dell’ozono è dovuta al trasporto di concentrazioni più basse di ozono dalle zone sottostanti, come evidenziato da Yulaeva et al. (1994) e Randel et al. (2006).

Questo passaggio spiega che una minore quantità di ozono comporta un minor riscaldamento radiativo. Per confrontare la serie storica del tasso di ascesa (mostrato nella Figura 4) con le anomalie di temperatura alla stessa latitudine e pressione, è necessario calcolare una media mobile su un periodo di un anno, poiché le velocità calcolate rappresentano la media dell’anno successivo. La Figura 8 mostra la serie storica dell’anomalia di temperatura dell’MLS (sistema di misurazione a microonde della stratrosfera) all’equatore e a 68 hPa, levigata con una media mobile in avanti di un anno in blu, e il tasso di ascesa in tratteggiato nero. Ogni punto nella serie storica rappresenta la media dell’anno successivo. In sintesi, il passaggio discute l’analisi delle serie storiche delle anomalie di temperatura e del tasso di ascesa per capire meglio la relazione tra questi due fattori nell’atmosfera. Inoltre si sottolinea come ci si aspettasse che un aumento della velocità verticale fosse accompagnato da una diminuzione della temperatura. È nuovamente chiaramente visibile la modulazione dell’Oscillazione quasi-biennale (QBO), che produce un ciclo di circa 2 anni. La correlazione negativa prevista tra la temperatura e l’ascesa verticale può essere vista come una validazione del metodo utilizzato per calcolare la velocità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC). In altre parole, il passaggio descrive come l’osservazione di un aumento della velocità verticale che provoca una diminuzione della temperatura sia in linea con le aspettative e confermi l’efficacia del metodo utilizzato per calcolare la velocità della circolazione BDC. L’Oscillazione quasi-biennale (QBO) è un fenomeno atmosferico periodico che influenza la circolazione BDC e si riflette nel ciclo di circa 2 anni osservato nei dati.

l’influenza dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sulla Circolazione di Brewer-Dobson (BDC).

Questo passaggio descrive come l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sia associata a un’anomalia di circolazione meridionale secondaria che influisce non solo sul trasporto residuo verso le medie latitudini, ma anche sull’ascesa verticale nella stratosfera tropicale. Alcuni studi citati in questo contesto includono Reed (1964), Plumb e Bell (1982), Choi et al. (2002), Punge et al. (2009) e Ribera et al. (2004). La Figura 9 mostra schematicamente l’anomalia di circolazione associata alla QBO come sezione in altezza-latitudine sulla sinistra e il profilo verticale del vento zonale equatoriale (u) sulla destra. In sintesi, il passaggio spiega come la QBO sia collegata a una circolazione atmosferica secondaria che influisce sia sul trasporto residuo nell’atmosfera alle medie latitudini, sia sull’ascesa verticale dell’aria nella stratosfera tropicale. La Figura 9 illustra schematicamente queste relazioni.

Questo passaggio descrive come, al di sotto delle correnti massime da est (E), vi sia un aumento dell’ascesa verticale all’interno della zona di cisalamento da est (EZS), che è associata a temperature più basse. All’altitudine delle correnti massime da est (E), si osserva una divergenza meridionale verso i poli. All’interno della zona di cisalamento da ovest (WSZ), appena al di sotto delle correnti massime da ovest (W), si riscontra un’anomalia di discesa, che è associata a temperature più alte e riduce la velocità dell’ascesa della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) prevalente.

In sintesi, il passaggio descrive come la presenza di correnti e zone di cisalamento da est e da ovest influenzi l’ascesa e la discesa verticale dell’aria all’interno della stratosfera, e come queste dinamiche siano associate a variazioni di temperatura. Questi processi hanno un impatto sulla velocità della circolazione di Brewer-Dobson.

Nel testo inoltre viene descritto come all’altezza delle correnti massime da ovest si trovi una zona di convergenza meridionale all’equatore. Gli autori si sono basati sullo schema proposto da Choi et al. (2002) e Punge et al. (2009), che rappresentavano due celle simmetriche separate dall’equatore. Tuttavia, Pena-Ortiz et al. (2008) segnalano un’asimmetria in autunno e primavera, quando esiste solo una cella che si sposta completamente nell’emisfero invernale. I risultati degli autori suggeriscono anche un’asimmetria nelle componenti meridionali, poiché la variabilità interannuale del ramo meridionale verso l’emisfero boreale (NH) è il doppio di quella verso l’emisfero australe (SH), come mostrato nella Figura 4. In sintesi, il passaggio indica che, sebbene alcuni studi precedenti rappresentassero due celle simmetriche separate dall’equatore, vi è un’asimmetria nelle componenti meridionali, specialmente in autunno e primavera, e questa asimmetria è evidente nella variabilità interannuale del ramo meridionale.

Gli autori spiegano che hanno adattato la dimensione delle frecce meridionali per evidenziare l’asimmetria tra le due celle. In sintesi, i venti da est sono associati a anomalie fredde e tassi di ascesa verticale più elevati al di sotto del livello di correnti massime da est, mentre i venti da ovest sono associati a anomalie calde e tassi di ascesa verticale più bassi al di sotto del livello di correnti massime da ovest. Questo significa che, a seconda della direzione dei venti nella stratosfera (da est o da ovest), si osservano differenti anomalie di temperatura e velocità di ascesa verticale. I venti da est tendono a essere associati a temperature più fredde e un’ascesa più rapida dell’aria, mentre i venti da ovest tendono ad essere associati a temperature più calde e un’ascesa più lenta dell’aria.

Gli autori confrontano la teoria illustrata nella Figura 9 con le misurazioni effettuate dal sistema di misurazione a microonde della stratrosfera (MLS) per verificare la validità del modello teorico. Confrontano il tasso di ascesa con il vento zonale di un livello più alto. Nel loro caso, scelgono il tasso di ascesa calcolato tra i livelli di 68 hPa e 56 hPa e il vento zonale medio al livello di 32 hPa; entrambe le serie temporali sono prese all’equatore. I risultati sono mostrati nella Figura 10. Il tasso di ascesa è rappresentato in nero (tratteggiato) e varia tra 0,14 mm/s e 0,24 mm/s. Il vento zonale medio NCEP (linea continua blu) è anti-correlato (r = -0,84) con il tasso di ascesa e conferma lo schema della Figura 9. In sintesi, gli autori confrontano il modello teorico con i dati misurati, trovando una forte correlazione negativa tra il vento zonale e il tasso di ascesa. Questo risultato conferma la validità dello schema proposto nella Figura 9.

Il passaggio descrive come il tasso di ascesa inizi ad aumentare subito dopo che si raggiungono le correnti massime da ovest e diminuisce dopo aver raggiunto le correnti massime da est. Il moto verso l’alto è più lento durante il regime dei venti da ovest. Da notare che anche durante i venti da ovest il tasso di ascesa è positivo; la freccia rossa verso il basso nella Figura 9 indica solo l’anomalia indotta dalla QBO che rallenta il moto verso l’alto prevalente, ma non lo inverte. In sintesi, il passaggio spiega come il tasso di ascesa dell’aria nella stratosfera cambi in risposta ai venti zonali, aumentando dopo le correnti massime da ovest e diminuendo dopo le correnti massime da est. Anche durante il regime dei venti da ovest, il tasso di ascesa rimane positivo, il che significa che l’aria continua a muoversi verso l’alto, sebbene a una velocità ridotta a causa dell’anomalia indotta dalla QBO.

La Figura 9 mostra uno schema della circolazione meridionale secondaria della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) sulla sinistra e il profilo del vento zonale all’Equatore sulla destra. Le frecce indicano il movimento verticale e meridionale dell’aria, con i colori che rappresentano il riscaldamento (rosso) e il raffreddamento (blu). Questo schema aiuta a visualizzare come la QBO influenzi la circolazione meridionale (da nord a sud) e verticale (ascendente e discendente) dell’atmosfera. Durante le diverse fasi della QBO (venti orientali e occidentali), la circolazione atmosferica mostra cambiamenti nel movimento dell’aria, con conseguente riscaldamento e raffreddamento nelle diverse regioni dell’atmosfera. Queste interazioni tra la QBO e la circolazione atmosferica influenzano ulteriormente il clima e la dinamica della stratosfera tropicale. In questo passaggio, viene descritto come la circolazione dell’aria cambia in base alle diverse fasi della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) e alle altitudini dei venti massimi orientali (E) e occidentali (W). Sotto l’altitudine dei venti massimi orientali (E), l’aria sale più velocemente nella zona di cisalamento orientale (ESZ). All’altitudine dei venti massimi orientali, l’aria diverge verso i poli e aumenta la velocità della BDC (Circolazione di Brewer-Dobson). Al contrario, all’altitudine dei venti massimi occidentali (W), l’aria converge all’Equatore (Eq) e porta a correnti discendenti sotto quel livello. Questo fenomeno riduce la velocità di ascesa e riscalda l’atmosfera all’interno della zona di cisalamento occidentale (WSZ). Da questi risultati riguardanti l’asimmetria emisferica nel ramo meridionale della BDC (Circolazione di Brewer-Dobson), gli autori concludono che la circolazione meridionale secondaria è meno intensa nell’emisfero australe (SH) di un fattore 2 e hanno ridotto di conseguenza le frecce in termini di dimensioni. La figura è stata adattata da Choi et al. (2002), Plumb e Bell (1982) e Punge et al. (2009). Questo significa che la circolazione meridionale secondaria, che è influenzata dalla QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) e contribuisce alla circolazione globale dell’atmosfera, è meno intensa nell’emisfero australe rispetto a quello boreale. Questa asimmetria tra i due emisferi è un elemento importante per comprendere la circolazione atmosferica globale e il suo impatto sul clima e i processi meteorologici.

La descrizione fatta di seguito approfondisce ulteriormente l’analisi delle velocità del vento zonale e meridionale mostrate nella Figura 11. La figura include la serie temporale della velocità del vento zonale insieme alla velocità media meridionale tra l’Equatore e i 40° N a 100 hPa. Come menzionato in precedenza, queste due velocità sono correlate con un coefficiente di correlazione (r) di 0.73. La descrizione fa riferimento alla Figura 9 per spiegare il comportamento osservato. Il livello di 100 hPa considerato per il trasporto meridionale è ben al di sotto dei 32 hPa della velocità del vento zonale. Ad esempio, nel caso di vento zonale massimo verso est (E nella Figura 9), le frecce convergenti nella parte inferiore della figura indicano un rallentamento del trasporto verso i poli. Durante la fase di venti da ovest, il trasporto meridionale diventa più veloce nella parte inferiore, il che si applica anche al caso in esame. In sostanza, questo significa che quando il vento zonale è in una fase orientale, il trasporto meridionale tende a rallentare, mentre durante la fase occidentale, il trasporto meridionale diventa più veloce.

La Figura 10 mostra un grafico che mette a confronto due variabili atmosferiche all’Equatore: il tasso di salita (w) tra i livelli di 68 e 56 hPa (linea tratteggiata nera, asse y di sinistra) e la velocità media del vento zonale equatoriale (u) a un livello superiore di 32 hPa (linea continua blu, asse y di destra). Per confrontare adeguatamente il tasso di salita con il vento zonale, quest’ultimo viene levigato mediante una media mobile in avanti di un anno. In questo modo, le variazioni temporali delle due variabili possono essere confrontate più facilmente. I dati mostrati nella Figura 10 confermano quanto illustrato nel disegno della Figura 9. Durante la fase orientale (u < 0), si osservano i tassi di salita massimi, mentre durante la fase occidentale (u > 0), si registrano i tassi di salita minimi. In altre parole, la velocità di salita dell’aria nell’atmosfera equatoriale è massima quando il vento zonale soffia da est a ovest (fase orientale) e minima quando il vento zonale soffia da ovest a est (fase occidentale).

La Figura 11 mostra un grafico che mette a confronto due variabili atmosferiche: la velocità del ramo meridionale (dashed black, left y-axis) della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) nell’emisfero nord (NH) a 100 hPa e la velocità media del vento zonale equatoriale (solid blue, right y-axis) a 32 hPa. Il grafico mostra che la velocità del ramo meridionale della BDC è in fase con il vento zonale equatoriale e che la sua intensità aumenta (diminuisce) durante la fase occidentale/positiva (orientale/negativa) del vento zonale (u), come suggerito dalla Figura 9. In altre parole, la velocità del trasporto meridionale dell’aria nell’emisfero nord (parte della circolazione di Brewer-Dobson) aumenta quando il vento zonale equatoriale soffia da ovest a est (fase occidentale/positiva) e diminuisce quando il vento zonale soffia da est a ovest (fase orientale/negativa). Questo risultato è coerente con l’analisi presentata nelle Figure 9 e 10 e conferma ulteriormente la relazione tra il vento zonale e il trasporto meridionale dell’aria.

4 DISCUSSION

Nella sezione “4 Discussion” dello studio, gli autori discutono i risultati ottenuti attraverso l’uso di un metodo di correlazione ritardato nel tempo basato su serie temporali di vapor d’acqua. Grazie a questo metodo, sono riusciti a derivare la velocità della branca ascendente verticale della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) all’Equatore, nonché una stima della velocità del ramo meridionale poco profondo. Per motivi di semplicità, gli autori utilizzano il termine “velocità meridionale” per il segnale derivato, sebbene sia legato al tracciante utilizzato, l’acqua (H2O). Mentre il “tape recorder signal” (sollevamento tropicale) rappresenta una lenta ascesa diabatica dovuta all’avvezione verticale di massa, il trasporto meridionale nel ramo poco profondo è una combinazione di trasporto di massa residuale (verso i poli) e mescolamento bidirezionale. In sintesi, gli autori hanno analizzato la circolazione di Brewer-Dobson e il suo legame con la velocità del vento zonale utilizzando un metodo di correlazione basato su serie temporali di vapor d’acqua. Hanno identificato la velocità dell’aria ascendente all’equatore e una stima della velocità del ramo meridionale poco profondo. Questi risultati sono importanti per comprendere i processi atmosferici e le interazioni tra il trasporto meridionale e il vento zonale.

Gli autori affermano che la correlazione tra la concentrazione di H2O (vapore acqueo) a 100 hPa tra 40° S/N (latitudini a sud e a nord) e l’Equatore è considerata principalmente come un proxy (indicatore indiretto) per la velocità del componente meridionale poco profondo della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), piuttosto che una misura assoluta della velocità. La ragione di ciò è che il trasporto meridionale nel ramo poco profondo è influenzato dal mescolamento bidirezionale e dal gradiente del tracciante considerato (in questo caso, il vapore acqueo), che determina la diffusione. Tuttavia, poiché la propagazione dell’anomalia dell’H2O tra l’Equatore e i 40° di latitudine è prevalentemente dovuta al trasporto di massa residuale verso i poli (come indicato da Trepte et al., 1993), gli autori lo considerano un buon proxy per il ramo poco profondo della BDC.

In altre parole, gli autori ritengono che la correlazione tra la concentrazione di vapore acqueo a 100 hPa tra le latitudini 40° S/N e l’Equatore sia un buon indicatore della velocità del ramo meridionale poco profondo della BDC, anche se non rappresenta una misura assoluta della velocità di tale ramo.

In questo passaggio, gli autori discutono il fenomeno del mescolamento bidirezionale tra le regioni tropicali e extra-tropicali dell’atmosfera. Il mescolamento bidirezionale è più veloce durante l’estate e l’autunno nell’emisfero nord (NH), come riportato da studi precedenti (Bonisch et al., 2009; Birner e Bonisch, 2011; Hegglin e Shepherd, 2007). Questo fenomeno può essere osservato in un grafico tempo-latitudine dell’ozono (O3) a 100 hPa (Figura 12), dove l’aria a media latitudine con concentrazioni più elevate di ozono entra nelle regioni tropicali. Tuttavia, durante l’inverno e la primavera, la stratosfera tropicale inferiore è molto più isolata dalle regioni extra-tropicali e non si osserva un mescolamento nell’area tropicale. Nonostante ciò, si osserva chiaramente il trasporto di vapore acqueo (H2O) verso i poli (Figura 3). La barriera al mescolamento può essere identificata a circa ±20° di latitudine ed è conosciuta come “tropical pipe” (tubo tropicale), un termine introdotto da Plumb nel 1996.

In sintesi, gli autori osservano che il mescolamento bidirezionale tra l’aria tropicale e extra-tropicale è più veloce durante l’estate e l’autunno nell’emisfero nord. Durante l’inverno e la primavera, tuttavia, la stratosfera tropicale inferiore è più isolata e non si verifica un mescolamento visibile, ma si osserva comunque il trasporto di vapore acqueo verso i poli.

Il “tubo tropicale” (tropical pipe) separa l’aria tropicale dall’aria a media latitudine, e questa separazione può essere osservata attraverso forti gradienti nella distribuzione di diversi gas traccianti, come ad esempio N2O (ossido di azoto), O3 (ozono) e H2O (vapore acqueo).

Il tubo tropicale è più efficace (ovvero, la separazione tra l’aria tropicale e quella a media latitudine è più marcata) al di sopra di 70 hPa rispetto a quote inferiori. A quote inferiori a 70 hPa, il tubo tropicale è più “permeabile”, in particolare durante l’estate. Ciò significa che la barriera al mescolamento tra l’aria tropicale e quella a media latitudine è meno efficace a quote inferiori a 70 hPa, permettendo un maggiore scambio di aria tra queste due regioni, soprattutto durante i mesi estivi.

Per monitorare i processi di trasporto atmosferico utilizzando l’acqua (H2O) come tracciante, è necessario un gradiente osservabile, che esiste al livello di 100 hPa tra le regioni tropicali e le medie latitudini. L’acqua a 100 hPa nelle medie latitudini ha origine nelle regioni tropicali e viene principalmente trasportata attraverso il ramo poco profondo della circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Durante la fine dell’inverno e la primavera, le misurazioni mostrano un aumento dell’età dell’aria nella stratosfera inferiore, il che indica un movimento discendente dall’aria proveniente dal ramo profondo della BDC (come riportato da Bonisch et al., 2009). In altre parole, in questo periodo dell’anno, l’aria nella stratosfera inferiore tende a provenire dai livelli più alti dell’atmosfera, in seguito al processo di downwelling (movimento discendente) associato alla BDC.

In sintesi, il passaggio spiega come l’H2O viene utilizzato come tracciante per monitorare i processi di trasporto atmosferico, sottolineando l’importanza del gradiente osservabile tra le regioni tropicali e le medie latitudini. Inoltre, evidenzia come le misurazioni dell’età dell’aria nella stratosfera inferiore durante la fine dell’inverno e la primavera indichino un movimento discendente associato al ramo profondo della BDC.

Tuttavia, questo fenomeno di downwelling si verifica solo su periodi relativamente brevi. Gli stessi autori hanno utilizzato un concetto di bilancio di massa per calcolare il contributo del ramo profondo e del ramo poco profondo alla composizione dell’aria nella stratosfera inferiore extra-tropicale. Essi hanno dimostrato che il downwelling ha un ruolo solo durante la primavera, mentre il trasporto orizzontale diretto dalla fascia tropopausale tropicale contribuisce durante tutto l’anno. Poiché gli autori utilizzano segmenti temporali di un anno delle serie di dati sull’H2O per derivare la velocità meridionale, il ramo profondo della BDC non influenza significativamente i risultati ottenuti. In altre parole, i risultati dello studio sono principalmente legati al trasporto orizzontale diretto dalla fascia tropopausale tropicale e al ramo poco profondo della BDC, mentre l’influenza del ramo profondo è limitata e non ha un impatto significativo sull’analisi.

Inoltre, il gradiente meridionale (nord-sud) tra le regioni tropicali e le medie latitudini è più pronunciato rispetto al gradiente verticale intorno al livello di 100 hPa (tra 100 e 82 hPa). Ciò significa che la differenza di concentrazione di H2O tra le regioni tropicali e le medie latitudini è più marcata rispetto alla differenza di concentrazione tra i diversi livelli di pressione atmosferica nella stessa zona. Quindi, l’influenza del trasporto verticale nelle medie latitudini sulla velocità meridionale derivata dallo studio è piccola. In altre parole, il trasporto verticale di H2O nelle medie latitudini non ha un impatto significativo sulla stima della velocità meridionale ottenuta, poiché il gradiente meridionale tra le regioni tropicali e le medie latitudini è più rilevante rispetto al gradiente verticale intorno al livello di 100 hPa.

I risultati dello studio mostrano che l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) ha un’influenza significativa sulla velocità verticale e meridionale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). Al di sotto della zona di massima velocità degli alisei orientali (QBO est), la velocità verticale aumenta e la velocità meridionale diminuisce. Il contrario avviene al di sotto della zona di massima velocità degli alisei occidentali (QBO ovest), come suggerito dalla Figura 9.

In sintesi, l’analisi rivela che l’Oscillazione Quasi-Biennale (un fenomeno atmosferico che coinvolge venti stratosferici equatoriali che cambiano direzione approssimativamente ogni due anni) influisce significativamente sulla velocità di trasporto sia verticale che meridionale della Circolazione di Brewer-Dobson, un sistema di circolazione atmosferica che coinvolge lo scambio di aria tra la troposfera e la stratosfera.

Pertanto, la QBO ha un’influenza sulla distribuzione delle masse d’aria ascendenti nella stratosfera tropicale. Gli autori dello studio suggeriscono che questa influenza si estenda anche al “tubo tropicale” (tropical pipe, come definito da Plumb nel 1996) per spiegare la variabilità della velocità di trasporto verso le medie latitudini. La Figura 13 illustra schematicamente il tubo tropicale e il trasporto di Brewer-Dobson per la fase orientale della QBO sulla sinistra e per la fase occidentale della QBO sulla destra. In altre parole, la figura mostra come l’Oscillazione Quasi-Biennale influisca sulla distribuzione delle masse d’aria ascendenti nella stratosfera tropicale e sul trasporto atmosferico associato al tubo tropicale e alla Circolazione di Brewer-Dobson, evidenziando le differenze tra le due fasi della QBO (est e ovest).

Gli autori dello studio ipotizzano un apporto verticale costante di aria troposferica che attraversa la tropopausa tropicale durante entrambe le fasi della QBO (orientale e occidentale). L’intensificazione dei rispettivi rami della circolazione è evidenziata dalle frecce più grandi e in grigio. Durante la fase orientale, la velocità meridionale verso l’emisfero nord è circa il 40% più piccola rispetto alla fase occidentale. Gli autori suggeriscono che, durante questo periodo, il tubo tropicale è più intenso e il mescolamento con le medie latitudini richiede più tempo. D’altra parte, per motivi di continuità, la velocità di ascesa verticale aumenta di circa il 40% (vedi Figura 4) rispetto alla fase occidentale della QBO.

In sintesi, l’analisi suggerisce che, durante la fase orientale della QBO, il tubo tropicale è più intenso, il mescolamento con le medie latitudini richiede più tempo e la velocità di ascesa verticale è maggiore rispetto alla fase occidentale. Questo indica che l’Oscillazione Quasi-Biennale influenza la distribuzione delle masse d’aria e il trasporto atmosferico nella stratosfera tropicale e nelle medie latitudini, con variazioni significative tra le due fasi della QBO.

Tuttavia, durante la fase occidentale della QBO, si osserva il contrario: il trasporto meridionale è più veloce e la velocità verticale diminuisce. Di conseguenza, gli autori ipotizzano che il tubo tropicale sia più permeabile e permetta un trasporto più rapido verso le medie latitudini. Questo, a sua volta, riduce la velocità verticale perché il maggior flusso meridionale lascia meno massa da spostare verso l’alto. In altre parole, durante la fase occidentale della QBO, il tubo tropicale è più “permeabile” e consente un trasporto più rapido dell’aria verso le medie latitudini. Questa maggiore velocità di trasporto meridionale fa sì che ci sia meno massa d’aria da spostare verticalmente, portando a una diminuzione della velocità verticale di ascesa rispetto alla fase orientale della QBO.

Gli autori dello studio suggeriscono che la differenza nel trasporto meridionale e nel mescolamento tra le due fasi della QBO potrebbe essere dovuta a una variazione del limite inferiore di altitudine del tubo tropicale in funzione della QBO. Si ipotizza che durante la fase occidentale della QBO (QBO-ovest), il tubo tropicale inizi a un’altitudine superiore rispetto alla fase orientale della QBO (QBO-est). Questo spiegherebbe la differenza nella velocità di mescolamento e trasporto dell’acqua (H2O) verso le medie latitudini tra le due fasi.

In sintesi, gli autori ritengono che la variazione dell’altitudine inferiore del tubo tropicale in funzione della QBO possa spiegare le differenze nella velocità di mescolamento e trasporto dell’aria tra i tropici e le medie latitudini durante le diverse fasi dell’Oscillazione Quasi-Biennale.

L’asimmetria osservata tra la velocità meridionale nell’emisfero sud (SH) e nell’emisfero nord (NH) è coerente con la teoria della QBO. La sua influenza è più evidente nell’emisfero nord perché l’attività delle onde planetarie alle medie latitudini dell’emisfero nord, che è il principale motore della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), dipende fortemente dalla QBO. Questo perché la propagazione delle onde planetarie è una funzione della variabile flusso zonale medio. In altre parole, l’asimmetria tra le velocità meridionali nei due emisferi è consistente con il fatto che l’influenza della QBO è più marcata nell’emisfero nord. Ciò è dovuto al fatto che le onde planetarie, che sono il principale motore della circolazione atmosferica di Brewer-Dobson, dipendono fortemente dalla QBO, poiché la propagazione di queste onde è influenzata dal flusso zonale medio variabile nell’atmosfera.

Poiché l’attività delle onde planetarie è minore nell’emisfero sud (SH), l’influenza della QBO sulla branca meridionale è ridotta. Tuttavia, come menzionato nell’introduzione, l’attività delle onde all’interno del tubo tropicale (citando vari autori) ha anch’essa un impatto sull’ascesa tropicale. L’importanza relativa di entrambi questi meccanismi rimane oggetto di discussione.

In altre parole, l’influenza della QBO sulla circolazione meridionale è minore nell’emisfero sud a causa della minore attività delle onde planetarie rispetto all’emisfero nord. Tuttavia, l’attività delle onde all’interno del tubo tropicale ha un impatto sull’ascesa tropicale e la relativa importanza di questi due fenomeni è ancora oggetto di dibattito tra gli scienziati.

Questo passaggio si concentra sull’influenza dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) sulla circolazione meridionale (branch) e il trasporto di massa nella troposfera e nella stratosfera. Nell’emisfero meridionale (SH), l’attività delle onde planetarie è più bassa, il che significa che l’influenza della QBO sulla circolazione meridionale è ridotta. Tuttavia, l’attività delle onde all’interno del cosiddetto “tropical pipe” (un’area tropicale dell’atmosfera) ha anche un impatto sull’upwelling tropicale (il movimento verticale dell’aria). La questione su quale meccanismo (attività delle onde planetarie o attività delle onde nel tropical pipe) abbia un impatto maggiore sulla Circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è ancora oggetto di discussione tra gli scienziati. L’autore suggerisce quindi che i gruppi di modellazione atmosferica tentino di riprodurre le osservazioni presentate nello studio (rappresentate dalle variabili w e v) al fine di quantificare il contributo relativo delle attività delle onde tropicali e di alta latitudine sulla BDC. Questo può essere fatto manipolando le forzanti delle onde nei modelli, attivandole o disattivandole, per vedere come influenzano la circolazione atmosferica e il trasporto di massa.

Di seguito vengono riassunti alcuni risultati di uno studio che esamina le interazioni tra diversi fenomeni atmosferici e il loro impatto sulla circolazione atmosferica e il trasporto di massa.

I risultati mostrano che la QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) è il principale responsabile della variabilità interannuale nell’upwelling (movimento verticale dell’aria) e nel trasporto meridionale, mentre la BDC (Circolazione di Brewer-Dobson) controlla la variabilità stagionale. D’altra parte, l’influenza della troposfera sulla stratosfera è dominata dall’ENSO (El Niño-Southern Oscillation), che modula la temperatura e il contenuto di vapore acqueo nella troposfera, in particolare la temperatura della tropopausa tropicale. Tuttavia, l’ENSO non viene discusso in dettaglio nello studio, poiché la sua influenza sulla variabilità interannuale della BDC è più debole rispetto a quella della QBO. L’articolo nota anche che l’ENSO e la QBO si disallineano nel 2009/2010, un periodo in cui le velocità verticale (w) e meridionale (vNH) perdono la loro anticorrelazione. Quando l’ENSO e la QBO si verificano in fase, i loro effetti sul vapore acqueo della tropopausa tropicale (TTL) e della stratosfera inferiore sono più evidenti. Tuttavia, un’analisi dettagliata per comprendere gli effetti dell’interazione tra QBO e ENSO va oltre l’ambito di questo studio, quindi non viene affrontata in dettaglio.

La Figura 13 presenta un’interpretazione dell’influenza della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) sulla variabilità della BDC (Circolazione di Brewer-Dobson). Durante la fase di venti orientali (easterly) della QBO (rappresentata a sinistra nella figura), il cosiddetto “tropical pipe” (un’area della stratosfera tropicale dove l’aria viene trasportata verso l’alto) è più forte. In questa fase, ci vuole più tempo per le masse d’aria per attraversare la barriera verso le medie latitudini. Di conseguenza, la velocità meridionale (cioè il movimento dell’aria da nord a sud o viceversa) è più lenta.Per mantenere la continuità, il ramo verticale della BDC (Circolazione di Brewer-Dobson) deve accelerare, il che è mostrato dalla grande freccia verticale ombreggiata nella figura. D’altro canto, durante la fase di venti occidentali (westerly) della QBO, il “tropical pipe” viene spostato verso l’alto, diventando più permeabile e permettendo un trasporto più veloce delle masse d’aria verso le medie latitudini (rappresentato a destra nella figura). Anche in questo caso, per motivi di continuità, il trasporto verticale deve rallentare, il che concorda bene con i risultati dello studio. In sintesi, la fase della QBO influisce sulla velocità e sulla direzione del trasporto dell’aria nella BDC, con implicazioni per il clima e la circolazione atmosferica.

Conclusioni

In questo passaggio, gli autori descrivono come hanno utilizzato il segnale del “water vapour tape recorder” (un fenomeno osservato nella distribuzione del vapore acqueo nella stratosfera tropicale) per determinare la velocità del ramo di upwelling tropicale della BDC (Circolazione di Brewer-Dobson), utilizzando 7 anni di misurazioni effettuate dal satellite Aura/MLS. In modo analogo, hanno calcolato un indice (proxy) per la velocità del ramo meridionale superficiale della BDC nella stratosfera inferiore di entrambi gli emisferi. Hanno scoperto che la variabilità interannuale della velocità della BDC dipende dalla fase dell’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). In sostanza, gli autori hanno analizzato i dati del satellite Aura/MLS per studiare come la velocità della circolazione atmosferica nella BDC sia influenzata dalla fase della QBO. Hanno utilizzato il segnale del “water vapour tape recorder” per determinare la velocità di upwelling tropicale e un indice per la velocità del ramo meridionale superficiale, scoprendo che la variabilità di queste velocità dipende dalla fase della QBO.

Di seguito vengono presentati i risultati delle analisi sulle velocità dei rami di upwelling tropicale e meridionale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC) in relazione all’emisfero settentrionale (NH) e all’emisfero meridionale (SH). Gli autori hanno scoperto che il ramo di upwelling tropicale e il ramo meridionale verso l’emisfero settentrionale presentano ampiezze di variabilità interannuale di circa il 21%, mentre il ramo meridionale nell’emisfero meridionale è meno variabile. La velocità media verso l’emisfero settentrionale è di 1,15 m/s con un’ampiezza di 0,24 m/s, mentre verso l’emisfero meridionale è di soli 0,58 m/s con un’ampiezza di 0,06 m/s. Il segnale del “water vapour tape recorder” (un fenomeno osservato nella distribuzione del vapore acqueo nella stratosfera tropicale) sale con una velocità media di 0,20 mm/s e un’ampiezza di 0,04 mm/s nella stratosfera inferiore all’Equatore.

In sintesi, gli autori hanno trovato differenze nelle velocità e nella variabilità dei rami di upwelling tropicale e meridionale della BDC tra l’emisfero settentrionale e l’emisfero meridionale. Inoltre, hanno determinato la velocità media e l’ampiezza del segnale del “water vapour tape recorder” nella stratosfera inferiore all’Equatore.

In questo passaggio, gli autori discutono i risultati ottenuti utilizzando un metodo per analizzare la variabilità a breve termine dell’ascesa verticale nella BDC (Circolazione di Brewer-Dobson). Hanno scoperto che i valori massimi di questa variabilità raggiungono 0,5 mm/s durante l’inverno nell’emisfero settentrionale (NH), a una quota superiore corrispondente a una pressione di 20 hPa. Inoltre, gli autori hanno riscontrato che la variabilità nei rami meridionale (emisfero settentrionale) e verticale della BDC è anti-correlata, il che significa che quando uno dei rami mostra un aumento nella variabilità, l’altro mostra una diminuzione, e viceversa. Questa anti-correlazione è regolata dalla cosiddetta circolazione meridionale secondaria della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale), che è illustrata nella Figura 9 dello studio. In sostanza, il passaggio descrive come la variabilità a breve termine dell’ascesa verticale nella BDC sia maggiore durante l’inverno dell’emisfero settentrionale e come questa variabilità sia anti-correlata con quella del ramo meridionale. Questa relazione è influenzata dalla circolazione meridionale secondaria della QBO.

Gli autori avanzano un’ipotesi sull’influenza della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) sulla BDC (Circolazione di Brewer-Dobson) e sulla regione atmosferica chiamata “tropical pipe”. Suggeriscono che durante la fase di venti orientali (easterly) della QBO, il tropical pipe sia più forte e ci voglia più tempo per le masse d’aria tropicali per mescolarsi con l’aria delle medie latitudini. Tuttavia, durante la fase di venti occidentali (westerly) della QBO, il tropical pipe appare più permeabile e il trasporto meridionale è più rapido. Gli autori ipotizzano inoltre che il limite inferiore di altitudine del tropical pipe sia più alto durante la fase QBO-west. Il metodo utilizzato nello studio ha mostrato l’asimmetria tra emisfero settentrionale (NH) e emisfero meridionale (SH) e l’influenza diversa della QBO sulla BDC. Gli autori suggeriscono che, se utilizzati dai modellisti, i risultati ottenuti potrebbero aiutare a quantificare l’importanza relativa della dissipazione delle onde tropicali e della rottura delle onde ad alta latitudine sulla BDC.

Di seguito gli autori presentano ulteriori risultati che confermano l’anticorrelazione tra temperature e velocità verticali nella BDC (Circolazione di Brewer-Dobson) durante le diverse fasi della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale). Utilizzando i dati di temperatura del satellite MLS, hanno osservato un raffreddamento (riscaldamento) durante la fase di venti orientali (easterly) (occidentali, westerly), mentre la velocità verticale è maggiore (minore) e la velocità meridionale è minore (maggiore), come mostrato nella Figura 8. Inoltre, i dati di rianalisi del vento zonale NCEP/NCAR confermano l’influenza della QBO sull’upwelling tropicale e sul ramo meridionale della BDC. Forti venti orientali portano a un’ascesa verticale più rapida, mentre i venti occidentali riducono la velocità di ascesa, come mostrato nella Figura 10. D’altra parte, i venti occidentali a quote più elevate aumentano la velocità meridionale al livello di 100 hPa, mentre essa è minore durante la fase di venti orientali, come illustrato nella Figura 11.

In sostanza, il passaggio descrive come le misurazioni delle temperature e dei venti zonali confermino l’anticorrelazione tra temperature e velocità verticali nella BDC durante le diverse fasi della QBO, mostrando come queste fasi influenzino l’upwelling tropicale e il ramo meridionale della BDC.

Gli autori sottolineano che le conclusioni tratte dal loro studio si basano principalmente sulle osservazioni del satellite MLS ai livelli di pressione di 100 hPa e 68 hPa, poiché la circolazione meridionale secondaria della QBO è una funzione dell’altitudine e del tempo. Essi suggeriscono che ulteriori studi si concentrino sul ramo meridionale della BDC (Circolazione di Brewer-Dobson) a quote più elevate nella stratosfera, utilizzando dati sull’acqua (H2O) e sul metano (CH4). L’acqua da sola è meno adatta come tracciante per il trasporto orizzontale sopra i 68 hPa a causa dell’ossidazione del metano, che rappresenta una fonte significativa di acqua nella stratosfera.

Infine, gli autori suggeriscono che i modelli di circolazione generale dell’atmosfera possano essere testati per verificare la corretta rappresentazione del “tape recorder” atmosferico, un fenomeno che riguarda la distribuzione del vapore acqueo nella stratosfera tropicale e che può essere utilizzato per studiare la BDC.

Inoltre gli autori evidenziano l’importanza di una corretta rappresentazione della distribuzione di H2O (acqua) nella troposfera superiore e del ciclo stagionale nei modelli di circolazione generale dell’atmosfera. Tuttavia, molti modelli hanno ancora delle difficoltà in questo compito, come osservato da Jiang et al. (2012). Gli autori sottolineano anche che è difficile identificare il segnale della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) nel “tape recorder” modellizzato (secondo una comunicazione personale di J. Jiang nel 2012). Il satellite MLS (Microwave Limb Sounder) è stato uno strumento molto stabile per monitorare la dinamica dell’atmosfera media, sebbene la sua forza principale risieda nella composizione e nella chimica dell’atmosfera. Pertanto, gli autori raccomandano vivamente di utilizzare intensivamente i dati MLS per la validazione e il miglioramento dei modelli chimico-climatici globali, poiché importanti oscillazioni atmosferiche come ENSO (El Niño-Southern Oscillation) e QBO sono ben registrate dalle misurazioni effettuate dal satellite MLS.

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