Variability in the speed of the Brewer–Dobson circulation asobserved by Aura/MLS

https://www.researchgate.net/publication/258564871_Variability_of_the_Brewer-Dobson_circulation%27s_meridional_and_vertical_branch_using_AuraMLS_water_vapor?enrichId=rgreq-a810b7fff60ba88105a0d4f1395815de-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1ODU2NDg3MTtBUzozMTcwNjQ1Mjk1NDcyNjhAMTQ1MjYwNTQ4MjUwOA%3D%3D&el=1_x_2&_esc=publicationCoverPdf

Variabilità nella velocità della circolazione di Brewer-Dobson osservata tramite Aura/MLS

Nel nostro studio, abbiamo utilizzato le misurazioni di vapore acqueo stratosferico (H2O) ottenute dal satellite Aura/MLS come tracciante per analizzare le variazioni interannuali nella velocità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) dal 2004 al 2011. Abbiamo esaminato le serie temporali di H2O nella stratosfera inferiore a due diversi livelli di altitudine sopra l’Equatore e abbiamo cercato il ritardo temporale che produceva la migliore correlazione tra queste serie.

Abbiamo effettuato un’analisi simile anche a un livello più basso, a circa 16,6 km di altitudine, correlando i dati di H2O all’Equatore con quelli registrati a 40° nord e 40° sud. Questo ci ha permesso di calcolare le velocità di spostamento verticale e orizzontale della BDC nei tropici e nelle regioni extra-tropicali.

I risultati mostrano una significativa variabilità interannuale nelle velocità verticali e orizzontali della circolazione, che sembra essere influenzata dall’Oscillazione Quasi Biennale (QBO). Le variazioni di velocità nei due rami della BDC appaiono essere fuori fase e presentano una forte anticorrelazione, con i massimi tassi di salita che si verificano durante la fase orientale della QBO.

Il trasporto di H2O verso l’emisfero settentrionale risulta essere mediamente il doppio di quello verso l’emisfero meridionale, con una velocità media di circa 1,15 metri al secondo a un’altitudine di circa 16,6 km. Questa direzione mostra anche una maggiore variabilità interannuale, con un’ampiezza del 21%, mentre la velocità verso l’emisfero meridionale varia solo del 10%.

Infine, abbiamo osservato che l’ampiezza della variabilità nel tasso di salita all’Equatore è anch’essa del 21%, con una media di 0,2 millimetri al secondo. Questi dati confermano le anomalie della circolazione meridionale osservate durante la QBO e forniscono una visione dettagliata delle dinamiche di trasporto nella stratosfera terrestre.

1 Introduzione

Le osservazioni di Brewer nel 1949 riguardo le basse concentrazioni di vapore acqueo (H2O) nella stratosfera inferiore suggerivano che le masse d’aria entrano nella stratosfera attraversando la fredda tropopausa tropicale. Questo è l’unico luogo dove le temperature sono sufficientemente basse per consentire una significativa disidratazione dell’aria. Nel 1956, Dobson utilizzò misure di ozono totali ottenute da stazioni a terra e notò che i valori minimi si trovano nei tropici, zona di generazione fotochimica, mentre i valori massimi sono nelle extra-tropici. Pertanto, postulò un movimento delle masse d’aria dalla stratosfera tropicale verso i poli in entrambi gli emisferi, caratterizzato da ascensioni in prossimità dell’equatore e discese nelle regioni polari. Questa teoria del movimento residuo verso i poli, ora conosciuta come circolazione di Brewer–Dobson (BDC), è ancora considerata valida.

La Figura 1 illustra i diversi percorsi della BDC, come adattati da Plumb nel 2002. Le masse d’aria salgono all’interno del “tubo tropicale”, una barriera che impedisce la miscelazione dell’aria tra i tropici e le zone extra-tropicali. Una volta nella stratosfera più bassa, l’aria ascende e si distribuisce simmetricamente verso entrambi gli emisferi, trasportando H2O dalle basse alle alte latitudini.

Il flusso meridionale nella stratosfera inferiore, noto come ramo poco profondo della BDC, accelera durante l’estate. Durante questo periodo, le masse d’aria vengono miscelate quasi orizzontalmente fuori dai tropici, come evidenziato da Bonisch e colleghi nel 2009. La miscelazione dell’aria verso i tropici è più lenta rispetto a quella che avviene nelle medie latitudini, come sottolineato da Volk e colleghi nel 1996.

Nei livelli superiori della stratosfera, le masse d’aria si dirigono prevalentemente verso il polo invernale, dove si mescolano e scendono nella cosiddetta “zona di surf” e nel vortice polare. Questo percorso è noto come il ramo profondo della BDC ed è caratterizzato da una velocità relativamente bassa, come descritto da Plumb nel 2002.

L’aria stratosferica ritorna alla troposfera alle alte latitudini e viene successivamente convogliata verso i tropici, dove contribuisce alla circolazione della cella di Hadley, caratterizzata da risalita nei tropici e discesa nelle zone subtropicali, formando così il crinale subtropicale. Haynes e colleghi (1991) hanno illustrato che la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è alimentata dalla rottura di onde planetarie e di gravità che si propagano verticalmente ad alte latitudini, le quali rallentano il flusso zonale medio stratosferico e inducono una circolazione residua meridionale. Questo fenomeno di rottura delle onde si verifica principalmente nella cosiddetta “zona di surf”, come mostrato nella Figura 1.

Studi più recenti basati su dati di ri-analisi e simulazioni modello suggeriscono che la risalita nella parte inferiore della stratosfera tropicale è il risultato sia della rottura delle onde a medie e alte latitudini sia della dissipazione delle onde tropicali. Secondo Garny e colleghi (2011), una risalita lenta e su larga scala è promossa dal forzamento delle onde, sia nei tropici che nelle extra-tropici. Boehm e Lee (2003) sostengono che la risalita nella Tropical Tropopause Layer (TTL) è provocata dalle onde di Rossby che si propagano verso i poli e sono guidate dalla convezione tropicale.

Randel e colleghi (2008) hanno osservato che le onde planetarie equatoriali e quelle provenienti dalle extra-tropici generano una convergenza del flusso di momento eddico orizzontale che stimola la risalita 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 ha un impatto maggiore sul ciclo stagionale della risalita stratosferica tropicale rispetto al forzamento delle onde ad alte latitudini.

La Figura 1 rappresenta schematicamente la circolazione di Brewer-Dobson nella stratosfera. Questo schema illustra diversi componenti fondamentali del movimento dell’aria e del vapore acqueo:

1. Tropical Pipe: È la colonna verticale nell’immagine che mostra l’ascesa dell’aria nei tropici. Questa regione funge da barriera che separa l’aria tropicale dall’aria extra-tropicale e permette l’ascesa del vapore acqueo nella stratosfera.
2. Surf Zone: Rappresentata con linee tratteggiate curve, questa zona è dove avviene la rottura delle onde atmosferiche, che rallenta il flusso zonale stratosferico e contribuisce alla formazione della circolazione residua meridionale.
3. Vortex: Indica il vortice polare, dove l’aria scende più profondamente nella stratosfera durante il periodo invernale.
4. Trasporto di aria verso i poli: Le frecce nere spesse mostrano il movimento dell’aria e del vapore acqueo dalla regione equatoriale verso i poli. Questo trasporto avviene nella parte più bassa della stratosfera e si estende simmetricamente verso entrambi i poli.
5. Circolazione di Hadley: Visualizzata con un’ellisse e due frecce direzionate verso i poli nella parte inferiore, rappresenta il movimento dell’aria che ascende nei tropici e discende nelle subtropicali per formare il crinale subtropicale.
6. Aria che sale nei Tropici: La freccia blu mostra l’aria calda e umida che risale dalla tropopausa e trasporta il vapore acqueo verso l’alto nella stratosfera.
7. Rientro nell’atmosfera troposferica: Dopo essere stata trasportata verso i poli, l’aria rientra nella troposfera a latitudini più elevate e si muove di nuovo verso l’Equatore, chiudendo così il ciclo di circolazione.

Questa rappresentazione aiuta a comprendere come avviene il trasporto di vapore acqueo nella stratosfera e il suo impatto sulla distribuzione globale dell’ozono e sul clima.

Di seguito esploreremo in modo più dettagliato e scientifico i concetti raffigurati nella Figura 1 che descrive la circolazione di Brewer-Dobson nella stratosfera

Tropical Pipe

Il “Tropical Pipe” è una regione della stratosfera dove l’aria tropicale risale. È importante per il trasporto verticale di molecole e particelle minori, come il vapore acqueo e gli ozonoidi, dalla troposfera verso la stratosfera. Questa regione agisce come una sorta di barriera o confine che impedisce la facile miscelazione dell’aria tropicale con quella delle latitudini medie e alte, facilitando processi unici di chimica atmosferica.

Surf Zone

La “Surf Zone” è una regione critica nella stratosfera dove le onde planetarie provenienti dalla troposfera “si rompono” o si dissipano. La rottura di queste onde è un meccanismo chiave per il trasferimento di quantità di moto dall’atmosfera inferiore a quella superiore. Questa interazione modula il flusso zonale (ovvero, lungo la direzione est-ovest) stratosferico e induce movimenti meridionali (nord-sud) dell’aria, fondamentali per la formazione della circolazione meridionale residua.

Vortex

Il termine “Vortex” si riferisce principalmente al vortice polare, una grande area di bassa pressione e aria fredda che circonda i poli terrestri. Nella stratosfera, il vortice polare è più pronunciato durante l’inverno e si indebolisce o scompare durante l’estate. Il vortice gioca un ruolo cruciale nella dinamica atmosferica invernale e influenza significativamente la chimica atmosferica, particolarmente quella relativa all’ozono.

Trasporto di aria verso i poli

Questo processo è una componente della circolazione di Brewer-Dobson e implica il movimento di aria (e inerente vapore acqueo e altri gas traccia) dalla regione equatoriale verso i poli. È facilitato dalla “pompa da onde”, dove le onde atmosferiche trasferiscono energia e quantità di moto alle masse d’aria, spostandole verso latitudini più elevate.

Circolazione di Hadley

È un sistema di grandi celle convettive che si estendono tra l’equatore e circa 30° di latitudine in entrambi gli emisferi. Caratterizzato da aria calda che sale all’equatore, si sposta verso i poli alle alte altitudini, poi si raffredda e scende nelle latitudini subtropicali, formando i crinali subtropicali. Questa circolazione è un meccanismo primario per il trasferimento di calore dall’equatore verso latitudini più alte.

Aria che sale nei Tropici

Questo fenomeno descrive il movimento ascendente dell’aria calda e umida nella regione equatoriale. È fondamentale per la circolazione atmosferica globale in quanto permette il trasporto di energia e umidità dall’equatore verso l’alto nella stratosfera.

Rientro nell’atmosfera troposferica

Dopo aver raggiunto latitudini più elevate nella stratosfera, l’aria tende a raffreddarsi e a scendere, rientrando nella troposfera. Questo movimento chiude il ciclo di circolazione globale dell’aria e permette il continuo rimescolamento di gas e particelle nell’atmosfera.

Questi componenti formano un sistema complesso che regola non solo il clima e la distribuzione del vapore acqueo ma anche la distribuzione di ozono nella stratosfera, influenzando così il clima globale e la stabilità atmosferica.

Variazione della Circolazione di Brewer-Dobson e Sue Implicazioni

Randel et al. (2002a,b), Ueyama e Wallace (2010) e Dhomse et al. (2008) hanno fornito evidenze dirette della correlazione tra la rottura delle onde planetarie alle alte latitudini e l’intensità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC), utilizzando il flusso di calore dei vortici a medie latitudini come indicatore della rottura delle onde. Una BDC più intensa è associata a temperature più basse alla tropopausa tropicale (Randel et al., 2006) e a una maggiore disidratazione per congelamento della stratosfera, risultando in minori concentrazioni di H2O (Dhomse et al., 2008). Pertanto, comprendere la BDC è essenziale per determinare il bilancio di H2O e altri gas traccianti nella stratosfera, influenzando significativamente l’ingresso stratosferico, il tempo di residenza e la deplezione dell’ozono.

Le variazioni della BDC sono state documentate fin dagli anni ’60 (Roscoe, 2006). I modelli di circolazione generale (GCM) prevedono che, in un clima più caldo, aumenterà lo scambio di massa tra i tropici e le extra-tropici (Butchart et al., 2006; McLandress e Shepherd, 2009; Okamoto et al., 2011). Questo incremento della BDC è attribuito sia all’aumento del drag delle onde planetarie nella stratosfera extra-tropicale sia allo spostamento verso l’alto del drag delle onde di gravità orografiche a basse e medie latitudini. Tali cambiamenti nella BDC influenzano anche la concentrazione di H2O e ozono nella stratosfera.

Studi osservativi sulla variabilità della BDC sono limitati. Engel et al. (2009) hanno dimostrato, attraverso misurazioni stratosferiche di gas traccianti effettuate con palloni, che l’età media dell’aria stratosferica stava aumentando anziché diminuendo, anche se non è stata riscontrata una tendenza statisticamente significativa. Questo risultato contrasta con le previsioni dei modelli che indicano un rafforzamento della BDC e una riduzione dell’età media dell’aria. Altri studi hanno impiegato il segnale del “registratore di H2O” tropicale per determinare il tasso di salita nella stratosfera inferiore tropicale 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 registratore di H2O tropicale, mostrato nella Figura 2, evidenzia il ciclo stagionale di H2O intorno al livello dei 100 hPa, che viene successivamente trasportato verso l’alto dall’ascesa lenta della BDC.

Modulazione della Circolazione di Brewer-Dobson e Impatti della Quasi Biennale Oscillazione (QBO)

Gli studi di Fujiwara et al. (2010) e Niwano et al. (2003) hanno evidenziato come la stagionalità e le variazioni del tasso di salita nella stratosfera equatoriale siano influenzate dalla Quasi Biennale Oscillazione (QBO). Questo fenomeno dinamico nella stratosfera equatoriale si caratterizza per un’oscillazione quasi periodica del vento zonale, che alterna correnti da ovest ed est con un ciclo di circa 28-29 mesi. I venti alternati scendono dalla stratopausa (circa 55 km di altezza) fino alla tropopausa tropicale (circa 16,6 km di altezza), a una velocità di circa 1 km al mese. Durante la fase fredda e orientale, il tasso di salita accelerato dalla QBO risulta in una disidratazione più efficace e una riduzione della temperatura, mentre nella fase calda e occidentale il processo rallenta.

Questa dinamica è anticorrelata con la temperatura, e di conseguenza, la forza della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) modula direttamente i livelli di ingresso di H2O nella stratosfera, influenzando le temperature della Tropical Tropopause Layer (TTL). Inoltre, la QBO modifica anche i venti meridionali, inducendo una circolazione secondaria che influisce sul ramo meridionale della BDC. Questa interazione è stata esplorata in dettaglio in studi come quelli di Plumb e Bell (1982) e Baldwin et al. (2001), dove si sottolinea l’importanza dell’equilibrio del vento termico.

Il lavoro che abbiamo condotto con i dati di Aura/MLS aggiunge nuove osservazioni sulla velocità del ramo meridionale superficiale della BDC a 100 hPa, esaminando specificamente la sua connessione con il ramo di risalita tropicale. La velocità meridionale della BDC è stata analizzata attraverso il tasso di miscelazione orizzontale e il trasporto di H2O verso le medie latitudini. È importante notare che questa velocità, derivata dalla propagazione meridionale delle anomalie di H2O, non rappresenta una misura assoluta del trasporto netto di massa effettuato dalla BDC. A differenza del segnale del “registratore di dati”, che riflette primariamente l’avvezione di massa, le anomalie osservate derivano da una combinazione di trasporto di massa residuo e miscelazione bidirezionale.

La velocità derivata dalla Brewer-Dobson Circulation (BDC) è influenzata dal tracciante utilizzato, rappresentando così una misura qualitativa piuttosto che quantitativa della circolazione. Nonostante ciò, il trasporto residuo di massa verso i poli risulta essere il fenomeno predominante. Utilizzando dati satellitari SAGE II, Trepte et al. (1993) hanno analizzato gli aerosol stratosferici prodotti dall’eruzione del Monte Pinatubo nel 1991, osservando che gli aerosol tendevano a muoversi prevalentemente verso i poli senza tornare alla loro origine tropicale nella stratosfera inferiore.

Flury et al. (2012) hanno evidenziato come la quantità totale di acqua, sia in forma di ghiaccio che di vapore, rimanga sostanzialmente costante nella Tropical Tropopause Layer (TTL) a 100 hPa durante le stagioni. Questo equilibrio tra ghiaccio e vapore acqueo è regolato dalla temperatura, la quale, variando stagionalmente, influenza direttamente la distribuzione di vapore acqueo e ghiaccio dalla stratosfera inferiore dai tropici fino alle medie latitudini. Il trasporto lento di aria dalla stratosfera tropicale inferiore provoca un ritardo temporale nelle serie temporali di H2O alle latitudini e altitudini superiori. Questo ritardo, caratteristico del tracciante H2O, permette di determinare la velocità media della BDC, offrendo una prospettiva sulla differenza tra l’emisfero nord e sud basata sulla variabilità interannuale dei rispettivi rami meridionali.

Inoltre, l’analisi tiene conto delle variazioni di temperatura e del vento zonale per definire le velocità derivate. L’articolo procede come segue: la Sezione 2 descrive i metodi e i dati satellitari e di rianalisi utilizzati. La Sezione 3 presenta i risultati principali, mettendo in luce le variazioni della velocità interannuale e la loro relazione con temperatura e venti zonali. La Sezione 4 si concentra sull’effetto della Quasi Biennale Oscillazione sul tubo tropicale e sulla interpretazione dei risultati. Infine, la Sezione 5 riassume e conclude l’analisi dei nostri risultati.

Analisi del Registratore di Dati Atmosferico per le Anomalie di Vapore Acqueo (H2O)

La Figura 2 illustra il cosiddetto “registratore di dati atmosferico”, che mostra le anomalie del vapore acqueo (H2O) nella zona tropicale in relazione a tempo e altitudine. Utilizzando una scala di colori, le aree rosse indicano concentrazioni di vapore acqueo superiori alla media, mentre le aree blu rappresentano valori inferiori, tipicamente osservati durante l’inverno dell’emisfero nord (NH) intorno ai 100 hPa.

Il grafico mostra chiaramente un ciclo stagionale con un’ampiezza del 30% che si manifesta a 100 hPa. Questo segnale è gradualmente trasportato verso l’alto dall’ascendente ramo della Brewer-Dobson Circulation (BDC), come evidenziato dalla freccia. La pendenza di questa freccia riflette la velocità media di risalita tropicale.

La variabilità osservata tra i livelli di 316 e 150 hPa è principalmente attribuibile al fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO). In anni caratterizzati da El Niño si registra una maggiore presenza di H2O, mentre durante gli anni di La Niña la presenza di H2O tende a diminuire. Questo modello aiuta a comprendere come importanti variazioni climatiche globali influenzino la distribuzione del vapore acqueo nella stratosfera, sottolineando l’importanza di monitorare questi fenomeni per capire meglio i cambiamenti atmosferici su larga scala.

Di seguito cerco di eseguire una spiegazione più dettagliata e scientifica riguardo al Registratore di Dati Atmosferico per le Anomalie di Vapore Acqueo (H2O)

Il Registratore di Dati Atmosferico (Atmospheric Tape Recorder) per le anomalie di vapore acqueo (H2O) è una metafora utilizzata per descrivere come le variazioni stagionali e interannuali nella composizione dell’atmosfera vengono “registrate” e poi lentamente trasportate verso l’alto nella stratosfera. Questo fenomeno è particolarmente evidente per il vapore acqueo nella Tropical Tropopause Layer (TTL), che rappresenta la regione dell’atmosfera situata sopra la tropopausa nei tropici.

Funzionamento del Registratore di Dati Atmosferico

1. Impatto della Stagionalità: Nella TTL, le concentrazioni di vapore acqueo sono sensibili alla temperatura, che a sua volta varia stagionalmente. Durante i mesi più caldi, quando la tropopausa è più calda, si possono formare meno cristalli di ghiaccio e, di conseguenza, più vapore acqueo può rimanere in forma gassosa e entrare nella stratosfera. Questo processo è inverso durante i mesi più freddi.
2. Registrazione e Trasporto Verticale: Le variazioni stagionali del vapore acqueo vengono “registrate” a livello della TTL, e poi trasportate verso l’alto dalla circolazione di Brewer-Dobson. La velocità di questo trasporto è influenzata dalla dinamica della circolazione stessa, che a sua volta è modulata da fenomeni quali la Quasi Biennale Oscillazione (QBO).
3. Ruolo della QBO: La QBO, con i suoi venti alternanti ogni circa 28-29 mesi, modula ulteriormente la circolazione stratosferica e, di conseguenza, il tasso di trasporto del vapore acqueo. Durante la fase di venti orientali della QBO, il tasso di risalita nella stratosfera è generalmente accelerato, il che può portare a un trasporto più rapido del segnale di vapore acqueo verso l’alto.

Influenza di ENSO

Il fenomeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO) ha un impatto significativo sulla distribuzione del vapore acqueo nella TTL. Durante gli eventi di El Niño, si tende a osservare una maggiore umidità nella regione equatoriale, che si traduce in maggiori concentrazioni di vapore acqueo che entrano nella stratosfera. La Niña ha l’effetto opposto, riducendo la quantità di vapore acqueo che riesce a penetrare nella stratosfera.

Utilità del Registratore di Dati Atmosferico

Questo modello di monitoraggio è cruciale per comprendere non solo i meccanismi di trasporto verticale nell’atmosfera, ma anche per studiare l’impatto delle variazioni climatiche su scala globale sullo strato di ozono e sul clima stesso. Tramite l’analisi dei dati raccolti dal “registratore”, i ricercatori possono tracciare e prevedere le variazioni nella composizione chimica della stratosfera e i loro potenziali effetti a lungo termine.

2 Dati e Metodologia

In questo studio, esaminiamo le misure ottenute dallo strumento Microwave Limb Sounder (MLS), montato a bordo della navicella spaziale Aura e parte della costellazione di satelliti NASA A-train. Le misurazioni di MLS, iniziate nell’agosto 2004, sono tuttora in corso. Vengono analizzati i dati giornalieri medi relativi a vapore acqueo (H2O), ozono (O3) e temperatura, specificamente dalla versione 3.3 del dataset. Ogni giorno, circa 3500 profili di H2O vengono raccolti tra i livelli di pressione di 316 hPa e 0.0002 hPa, coprendo una latitudine da 82° Sud a 82° Nord. MLS possiede una risoluzione orizzontale di 200-300 km lungo il tracciato, 7 km trasversalmente e tra 3 e 4 km verticalmente.

Per questo studio, il nostro focus sarà sui livelli di pressione della stratosfera inferiore: 100 hPa, 82 hPa, 68 hPa, 56 hPa, 46 hPa, 38 hPa, 32 hPa, 26 hPa, 22 hPa e 18 hPa, dove i profili MLS vengono recuperati. La precisione e l’accuratezza delle misurazioni di H2O a 100 hPa sono rispettivamente del 10% e dell’8% (Read et al., 2007).

Il prodotto temperatura di MLS viene acquisito dal livello di 316 hPa fino a 0.001 hPa ed è interpolato sulla stessa griglia orizzontale utilizzata per l’H2O. La risoluzione verticale è di circa 5 km a 100 hPa, riducendosi a 3 km nella stratosfera media. A 100 hPa, la precisione è di 0,8 K mentre l’incertezza è di circa 2 K, presentando un bias caldo rispetto ad altri strumenti come CHAMP e AIRS/AMSU (Schwartz et al., 2008). L’O3 misurato da MLS utilizza un radiometro a 240 GHz, con profili affidabili tra i livelli di pressione di 215 hPa e 0.02 hPa e una risoluzione verticale da 2,7 a 3 km dalla troposfera superiore fino alla mesosfera media (Froidevaux et al., 2008).

Nel presente studio, vengono utilizzati i dati giornalieri del vento zonale forniti dal National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR). Questi dati sono disponibili per 17 livelli di pressione, che vanno da 1000 hPa fino a 10 hPa. La metodologia impiegata per determinare le velocità verticali e meridionali della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) segue gli approcci introdotti da Schoeberl et al. (2008) e Flury et al. (2012), basati sulla correlazione temporale ritardata delle serie temporali di vapore acqueo (H2O) tra due differenti livelli di pressione.

La velocità media è calcolata tramite il rapporto tra la distanza verticale dei due livelli e il lasso di tempo ottimale identificato dalla correlazione. Per questa analisi, utilizziamo una finestra temporale di un anno per la correlazione, spostando sequenzialmente un livello rispetto all’altro fino a ottenere la massima correlazione. Questo approccio permette di mitigare l’effetto delle variazioni stagionali e di enfatizzare quelle interannuali. Il processo di correlazione viene eseguito giornalmente fino al termine della serie di misure. Di conseguenza, ciascun valore giornaliero rappresenta la velocità media calcolata per i successivi 365 giorni.

Per analizzare la velocità di risalita verticale, ci concentriamo sui livelli a 68 hPa e 56 hPa sull’equatore, che in media distano 1.12 km l’uno dall’altro. Questa distanza è stata determinata utilizzando i dati di altezza geopotenziale della versione 3.3 del Microwave Limb Sounder (MLS) (Schwartz et al., 2008), mediati per il periodo di interesse. Questa altitudine è stata scelta per garantire che l’analisi sia condotta al di sopra dell’influenza della convezione tropicale.

Per la velocità del ramo meridionale superficiale, correlazioniamo i livelli di 100 hPa all’equatore con quelli a 40° di latitudine nord e sud. Questa velocità serve da proxy per il ramo superficiale, sebbene sia noto che la velocità assoluta derivata è dipendente dal tracciante. La scelta del livello di 100 hPa si giustifica in quanto, al di sopra dei 68 hPa, l’H2O perde le sue capacità distintive come tracciante verso le medie latitudini a causa del cosiddetto “tropical pipe” (Plumb, 1996), che inibisce efficacemente la miscelazione.

L’incertezza stimata per le velocità derivate è del 5%, principalmente attribuibile all’incertezza nella determinazione del ritardo temporale ottimale, che per questa analisi è di circa 2 giorni.

3 Risultati

3.1 Trasporto del Vapore Acqueo

Il vapore acqueo (H2O) ha una lunga vita chimica nell’ordine di decenni nella stratosfera inferiore (Brasseur e Solomon, 2005), il che lo rende un efficace tracciante per il trasporto atmosferico. Questo è dovuto ai gradienti di concentrazione presenti sia verticalmente all’Equatore che orizzontalmente tra i tropici e le medie latitudini nella stratosfera inferiore.

Fig. 3 illustra la deviazione relativa dalla media zonale del H2O in funzione del tempo e della latitudine a 100 hPa. Le concentrazioni sopra la media sono rappresentate in rosso, mentre quelle sotto la media in blu. Un ciclo stagionale con un’ampiezza del 30% è trasportato dai tropici verso i poli dal ramo meridionale del Brewer-Dobson Circulation (BDC), come indicato dalle frecce. Questo ciclo può essere identificato lungo le linee inclinate dello stesso colore, mostrando una pendenza più marcata verso l’emisfero nord, segno di un BDC più forte e veloce.

Le serie temporali del profilo medio zonale del H2O tropicale dimostrano chiaramente i meccanismi di trasporto verticale. Come mostrato nella Figura 2, il noto fenomeno del “registratore di dati atmosferico” (Mote et al., 1996) è evidenziato dalla serie pressione-tempo delle deviazioni di H2O dalla sua media temporale a ogni livello di pressione. Il ciclo stagionale di H2O a 100 hPa è trasmesso verso l’alto dal ramo ascendente del BDC, come evidenziato dalla freccia. Questo segnale persiste fino a 10 hPa. Le variazioni interannuali a breve termine dell’H2O, influenzate dalla QBO e dall’El Niño Oscillazione Meridionale (ENSO), producono valori minimi a 100 hPa durante l’inverno dell’emisfero nord. La variabilità interannuale irregolare tra i 200 hPa e i 100 hPa segue il segnale dell’ENSO, con periodi di El Niño associati a un’atmosfera più calda e più ricca di H2O (rappresentata in rosso) negli anni 2005, 2007 e 2010, mentre forti periodi di La Niña nel 2007-2008 e 2010-2012 mostrano concentrazioni di H2O ben al di sotto della media (rappresentate in blu). La velocità variabile delle masse d’aria in ascensione può essere stimata attraverso il calcolo della pendenza delle superfici colorate alternate al di sopra dei 100 hPa.

La Figura 3 presenta le serie temporali di latitudine delle deviazioni di H2O dalla sua media zonale a 100 hPa, con un ciclo stagionale chiaramente visibile attraverso tutte le latitudini. I colori rossi denotano concentrazioni di H2O superiori alla media, mentre i blu indicano valori inferiori. Si osserva inoltre che le bande di anomalie positive (rosse) e negative (blu) si propagano verso le alte latitudini, evidenziate da due frecce che rappresentano il ramo meridionale superficiale del BDC, come mostrato precedentemente nella Figura 1. La maggiore pendenza delle frecce nell’emisfero nord indica un trasporto più rapido e quindi un BDC più robusto. Le anomalie negative nelle alte latitudini meridionali nella seconda metà di ogni anno derivano dal molto freddo vortice polare antartico e dalla formazione di nuvole stratosferiche polari che disidratano il livello dei 100 hPa.

3.2 Variazioni della Velocità della BDC

Per stimare la velocità media del ramo verticale ascendente della Brewer-Dobson Circulation (BDC), evidenziato dalla freccia spessa e rivolta verso l’alto nella Figura 1, abbiamo analizzato le serie temporali dei livelli di 68 hPa (circa 18,80 km) e 56 hPa (circa 19,92 km). Abbiamo usato finestre temporali di un anno per l’intera serie di dati MLS, ottenendo coefficienti di correlazione molto elevati, prossimi a 0.9. Questo indica che, poiché il segnale dell’H2O si sposta verso l’alto, il livello di 56 hPa mostra un ritardo temporale rispetto al livello inferiore. Identifichiamo quindi il ritardo temporale ottimale che massimizza la correlazione tra questi due livelli, permettendo di calcolare la velocità di ascesa basandoci sulla distanza media tra i livelli e il ritardo temporale ottimale trovato.

Similmente, abbiamo calcolato la componente meridionale della BDC, analizzando la correlazione tra i livelli di 100 hPa all’Equatore e alle latitudini di 40° Nord e 40° Sud. Anche in questo caso, i coefficienti di correlazione risultano elevati. L’incertezza totale del nostro metodo, che include le incertezze nella misurazione delle distanze tra i livelli e nella determinazione del ritardo temporale, è di circa il 5%. Questa incertezza è notevolmente inferiore alla variabilità interannuale del 21% osservata.

Come anticipato nell’introduzione, il nostro focus è sulla velocità dell’anomalia del vapore acqueo che si propaga verso i poli. Questo fenomeno non è attribuibile unicamente a un processo di trasporto di massa, ma include anche mescolanze bidirezionali, rendendo così la velocità dipendente dal tracciante utilizzato. Tuttavia, dato che il trasporto residuo di massa verso i poli è predominante, il nostro segnale rappresenta un buon indicatore per la velocità della BDC. Per semplicità, ci riferiamo a questa come la velocità del ramo meridionale della BDC.

La Figura 4 illustra i risultati delle velocità medie di risalita e meridionali della BDC, derivate dall’analisi delle serie temporali di H2O. È interessante notare che le velocità meridionali, positive in entrambi gli emisferi verso i rispettivi poli, mostrano che il trasporto meridionale nell’emisfero nord è circa 5000 volte più veloce dell’ascesa verticale. La velocità verso l’emisfero sud è circa la metà di quella verso il nord, confermando le osservazioni della Figura 3 relative a una BDC più lenta nell’emisfero sud. La variabilità delle velocità mostra differenze significative tra gli emisferi, con un’oscillazione biennale prominente legata al ben studiato Oscillazione Quadrimestrale (QBO). Sorprendentemente, abbiamo osservato un’anti-correlazione tra i due rami della Brewer-Dobson Circulation (BDC) nell’emisfero nord. Quando la velocità del ramo di risalita verticale aumenta, quella del ramo meridionale diminuisce, nonostante entrambi siano componenti della BDC e mostrino variazioni interannuali opposte. Questi particolari risultati saranno esaminati più dettagliatamente nella Sezione 3.4.

Per le nostre analisi, abbiamo utilizzato dati annuali di H2O, che non permettono di rilevare le variazioni stagionali tipiche della circolazione di Brewer-Dobson, generalmente più intensa nei mesi da settembre a marzo a causa del maggiore rompimento delle onde stratosferiche ad alte latitudini. Niwano et al. (2003) hanno documentato questo fenomeno mostrando che i picchi massimi di risalita si verificano durante l’inverno dell’emisfero nord. Per confermare questi studi, abbiamo misurato il tempo necessario affinché una massa d’aria si sposti di un livello di pressione superiore, utilizzando dati medi giornalieri di H2O dell’MLS tra 8° Sud e 8° Nord.

Abbiamo specificatamente analizzato quanto tempo impiega un segmento della stratosfera inferiore a salire di un livello di pressione su MLS, come illustrato nella Figura 5. Abbiamo calcolato i giorni necessari per ottenere la migliore correlazione tra il profilo da 100 hPa a 56 hPa in un determinato momento e un profilo a un livello superiore di pressione in un momento successivo. Questo processo è stato ripetuto quotidianamente per vari livelli di pressione fino a 10 hPa per creare una serie temporale del profilo del tasso di risalita verticale a una risoluzione temporale più dettagliata.

Per quantificare la distanza media tra i livelli considerati, abbiamo utilizzato dati di altezza geopotenziale di MLS, tenendo conto dell’aumento della distanza con l’aumentare dell’altitudine. Di conseguenza, abbiamo calcolato il tasso di risalita dividendo la distanza percorsa per il ritardo temporale. La velocità risultante è stata attribuita al livello di pressione centrale dello strato di altitudine considerato. La Figura 6 mostra la serie temporale dei tassi di risalita nella stratosfera inferiore, variando tra minime di circa 0,1 mm al secondo e massime di circa 0,5 mm al secondo, con valori più elevati tipicamente nei mesi autunnali e invernali dell’emisfero nord quando la BDC è più attiva.

I valori ottenuti attraverso il nuovo metodo sono maggiori rispetto a quelli calcolati precedentemente, grazie a una risoluzione temporale superiore che consente di individuare il ciclo stagionale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC). La velocità media misurata nelle fasce di altitudine considerate è superiore, coerentemente con i dati mostrati nella Figura 4, che prende in considerazione un leggero aumento di velocità con l’incremento dell’altitudine.

Per un confronto più accurato con la velocità verticale illustrata nella Figura 4, abbiamo proceduto alla rimozione del ciclo stagionale dai dati, evidenziando così le anomalie nella Figura 7. In questa rappresentazione, si nota chiaramente un forte segnale dell’oscillazione quasi-biennale (QBO) che procede verso il basso a una velocità di circa 1-1,5 km al mese. Gli anni 2006, 2008 e 2010-2011 mostrano tassi di risalita ridotti. Questa variabilità, che si attesta intorno al 50%, è significativamente più elevata rispetto a quella osservata in precedenza e si spiega con il diverso metodo utilizzato per il calcolo della velocità.

La Tabella 1 offre una panoramica comparativa dei nostri tassi di risalita nella stratosfera inferiore, analizzati a sei diversi livelli di pressione e affiancati dai dati pubblicati in studi precedenti come Niwano et al. (2003), Mote et al. (1996) e Schoeberl et al. (2008). Questi valori, estratti direttamente dalle figure delle pubblicazioni corrispondenti, rappresentano la media dei dati che abbiamo presentato nella Figura 6. Tutte le ricerche concordano sull’aumento della velocità con l’altitudine e i valori risultano essere consistenti tra loro. Considerando le incertezze relative, che variano tra il 5% e il 25% come indicato nelle pubblicazioni, i valori risultano sovrapposti. In particolare, lo studio di Schoeberl et al. (2008), che presenta i valori più alti grazie all’uso combinato dei dati HALOE e Aura/MLS H2O, mostra anche la maggiore deviazione standard. Nel loro lavoro, i tassi di risalita sono stati confrontati con il modello di circolazione generale GEOS-4, che tende a fornire i valori più bassi. Questo lento tasso di risalita contrasta notevolmente con la velocità meridionale, molto più rapida, che raggiunge circa 1 m al secondo.

Analisi Dettagliata della Figura 4: Dinamiche della Circolazione di Brewer-Dobson

La Figura 4 illustra la velocità meridionale e verticale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), mostrando come variano nel periodo dal 2005 al 2011. Il grafico include tre curve principali che rappresentano differenti aspetti della circolazione:

1. v, NH (linea tratteggiata nera) – Questa curva mostra la velocità del ramo meridionale della BDC verso l’emisfero nord (NH), misurata a 100 hPa. Le variazioni di questa velocità sono indicate sull’asse verticale sinistro del grafico.
2. v, SH (linea punto-tratteggiata nera) – Rappresenta analogamente la velocità del ramo meridionale della BDC verso l’emisfero sud (SH), anch’essa a 100 hPa e indicata sull’asse sinistro.
3. w (linea solida blu) – Indica il tasso di risalita equatoriale a 68 hPa, con le misure rappresentate sull’asse verticale destro del grafico.

Le curve evidenziano una oscillazione prominente di circa 2 anni, correlata all’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO). Si osserva che la velocità verticale (w) e quella verso l’NH (v, NH) condividono una variabilità interannuale del 21%. Un’importante interazione tra le velocità si manifesta in una correlazione inversa: un aumento nella velocità verticale tende a coincidere con una diminuzione della velocità meridionale e viceversa, suggerendo un forte legame dinamico tra i due componenti del BDC.

Inoltre, la velocità verso l’SH mostra una variabilità minore e, per gran parte del periodo analizzato, è fuori fase con quella verso l’NH. Questa differenza si riduce nei primi tre anni del grafico, periodo in cui le due velocità sembrano essere correlate.

In conclusione, la Figura 4 fornisce una visione complessa delle fluttuazioni e delle interazioni tra i rami meridionale e verticale della BDC, illustrando come queste componenti reagiscono a fenomeni atmosferici globali come la QBO e come le loro dinamiche si influenzino reciprocamente nel tempo.

Calcolo del Tasso di Risalita Verticale

La Figura 5 dimostra come si calcola il tasso di risalita verticale attraverso il metodo proposto da Niwano et al. (2003). La figura è suddivisa in due pannelli che rappresentano il profilo di concentrazione di vapore acqueo (H2O) nella stratosfera in due momenti diversi.

1. Profilo al Tempo Iniziale – Il pannello di sinistra mostra il profilo di H2O in un momento specifico, rappresentato da una linea blu. Questo profilo visualizza come varia la concentrazione di H2O a differenti livelli di pressione, partendo da 100 hPa fino a 56 hPa. La pressione è indicata sull’asse verticale e la concentrazione di H2O sull’asse orizzontale.
2. Profilo Dopo Alcuni Giorni – Il pannello di destra illustra lo stesso segmento del profilo di H2O alcuni giorni dopo il tempo iniziale. A causa dell’ascesa indotta dalla circolazione di Brewer-Dobson (BDC), il profilo si è spostato verso l’alto di un livello di pressione.

Per stimare il tasso di risalita, si esegue un confronto tra il segmento di H2O mostrato nel pannello di sinistra e il segmento che si è spostato verso l’alto nel pannello di destra, nei giorni successivi. Il processo continua fino a che non si ottiene la massima correlazione, che si verifica dopo un certo numero di giorni. Il rapporto tra la distanza percorsa verso l’alto e il tempo impiegato fornisce il tasso medio di risalita.

Questo metodo fornisce una misura accurata di quanto rapidamente il vapore acqueo si muove verso strati superiori nella stratosfera, offrendo così una comprensione diretta della dinamica verticale della circolazione di Brewer-Dobson e dei suoi effetti sul trasporto di massa e sulla distribuzione del vapore acqueo nella stratosfera.

Velocità Verticale nella Stratosfera Inferiore

La Figura 6 visualizza la velocità verticale media nella stratosfera inferiore, specificamente tra i livelli di pressione di 68 hPa e 18 hPa, osservata dal 2005 al 2012. Questa mappa di calore usa una gamma di colori per indicare la velocità di risalita, con i toni del rosso che rappresentano velocità elevate e i toni del blu che indicano velocità più basse.

Interpretazione dei Colori e dei Pattern:

• Colori Rossi: Segnalano le velocità di risalita più alte, che si verificano prevalentemente verso la fine di ogni anno, coincidendo con l’inverno nell’emisfero nord. Questo aumento si allinea con il periodo di massima forza della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC), che è particolarmente attiva da settembre a marzo.
• Colori Blu: Indicano una riduzione delle velocità di risalita, visibile soprattutto durante l’estate dell’emisfero nord. Questo rallentamento è attribuibile alla diminuzione della rottura delle onde planetarie, che è il motore principale dietro l’attività del BDC.

Osservazioni Principali:

• Ciclo Stagionale: La mappa mostra chiaramente un ciclo stagionale nella velocità di risalita, con picchi durante l’inverno dell’emisfero nord e cali significativi durante l’estate.
• Incremento con l’Altitudine: Si nota un incremento progressivo della velocità di risalita man mano che si sale dal livello di 68 hPa a quello di 18 hPa, evidenziato dalla transizione dei colori verso il rosso.

In conclusione, la Figura 6 fornisce una visualizzazione efficace dell’andamento stagionale e delle fluttuazioni interannuali delle velocità di risalita nella parte inferiore della stratosfera. Questa figura illustra come le dinamiche atmosferiche e le variazioni stagionali influenzino direttamente l’attività della circolazione di Brewer-Dobson, mettendo in luce le sue reazioni ai cambiamenti atmosferici e alle variazioni di altitudine.

Anomalie dei Tassi di Risalita con Rimozione del Ciclo Stagionale

La Figura 7 illustra le anomalie nei tassi di risalita che erano stati visualizzati nella Figura 6, questa volta con il ciclo stagionale rimosso per mettere in risalto le variazioni rispetto alla norma.

Dettagli principali della Figura 7:

• Scala di Colori: I colori variano dal blu al rosso. Il blu indica anomalie negative, ovvero tassi di risalita inferiori alla media, mentre il rosso indica anomalie positive, ovvero tassi di risalita superiori alla media. Queste variazioni sono espresse in percentuale, oscillando tra -50% e +50% rispetto alla media stagionale eliminata.
• Ciclo Biennale Distinto: È chiaramente visibile un ciclo di circa due anni nelle anomalie di risalita, che dimostra un lento spostamento verso il basso a un ritmo di circa 1,5 km al mese. Questa tendenza è probabilmente legata a fenomeni atmosferici globali come l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO).
• Significativa Variabilità: La figura mostra una variabilità del 50%, con tassi di risalita ridotti negli anni 2006, 2008 e tra il 2010 e il 2011. Le anomalie negative in questi periodi corrispondono alla fase occidentale della QBO, che sarà ulteriormente esaminata nella Figura 10.
• Periodi di Risalita Intensificata: I periodi in cui la risalita è più intensa sono rappresentati in rosso, indicando momenti di attività elevata nel trasporto verticale all’interno della stratosfera.

In conclusione, la Figura 7 offre un’esposizione dettagliata delle fluttuazioni temporali e verticali nel tasso di risalita nella stratosfera, eliminando gli effetti del ciclo stagionale. Questo approccio permette di isolare e osservare più chiaramente l’impatto di altri fattori atmosferici, come la QBO, sul comportamento della risalita atmosferica, fornendo una visione più precisa delle dinamiche stratosferiche.

Confronto dei Tassi di Risalita Tropicale nella Stratosfera Inferiore

La Tabella 1 offre un confronto tra i tassi di risalita misurati nella stratosfera inferiore attraverso diverse ricerche. Questi tassi sono espressi in millimetri al secondo (mm/s) e si riferiscono a vari livelli di pressione atmosferica, che corrispondono a specifiche altitudini espressi in chilometri (km).

Riepilogo dei Dati Presentati:

• Colonne di Riferimento:
  • This Study: Presenta i dati ottenuti dallo studio corrente.
  • Niwano ’03: Include i risultati da Niwano et al. (2003), basati su osservazioni del satellite HALOE.
  • Mote ’96: Mostra i dati di Mote et al. (1996), anch’essi derivanti da osservazioni HALOE.
  • Schoeberl ’08: Utilizza dati combinati di 15 anni dalle osservazioni HALOE e Aura/MLS H2O, come riportato da Schoeberl et al. (2008).
  • GEOS-4 GCM: Fornisce i risultati dal modello di circolazione generale GEOS-4, che tipicamente modella le condizioni atmosferiche.

Osservazioni Chiave:

• Incremento con l’Altitudine: I tassi di risalita sono più elevati a maggiori altitudini, indicando che l’aria risale più rapidamente quanto più si è in alto nella stratosfera.
• Consistenza tra i Dati: I valori tra i diversi studi sono molto simili, dimostrando una buona coerenza nelle tecniche di misurazione e nei risultati ottenuti.
• Sottostima del Modello GEOS-4: Il modello GEOS-4 sottostima le osservazioni, il che può indicare limitazioni nel modello nell’accuratamente rappresentare alcuni processi atmosferici.
• Contrasto nei Tassi di Movimento: Vi è un notevole contrasto tra il movimento verticale lento nella troposfera e la velocità meridionale molto più rapida, circa 1 metro al secondo, evidenziando le dinamiche diverse tra i movimenti verticali e orizzontali.

In conclusione, la Tabella 1 fornisce un’utile visione comparativa che aiuta a comprendere le variazioni nei tassi di risalita tropicale e la validità dei modelli climatici nel replicare tali fenomeni atmosferici. Questi confronti sono essenziali per affinare i modelli e migliorare la nostra comprensione delle dinamiche atmosferiche.

Confronto tra Tasso di Risalita Verticale e Anomalia della Temperatura all’Equatore

La Figura 8 mette in relazione due variabili atmosferiche cruciali: il tasso di risalita verticale e l’anomalia della temperatura, entrambe misurate all’Equatore tra i livelli di pressione di 68 hPa e 56 hPa, dal 2005 al 2011.

Elementi Grafici e Metriche:

• Tasso di Risalita Verticale (linea tratteggiata nera, asse y sinistro): Questo grafico mostra il tasso di risalita verticale, espresso in millimetri al secondo (mm/s). La curva evidenzia come il tasso di risalita fluttua nel tempo, con alternanza di picchi e cali che mostrano una ciclicità biennale.
• Anomalia della Temperatura (linea solida blu, asse y destro): Rappresenta le variazioni della temperatura rispetto a una norma stabilita, misurate in kelvin (K). La serie temporale della temperatura è stata smussata utilizzando una media mobile su base annuale per uniformare il metodo di calcolo a quello usato per il tasso di risalita, facendo sì che ogni punto rappresenti la media dell’anno seguente.

Osservazioni Distintive:

• Anticorrelazione: Le curve mostrano una chiara anticorrelazione. Aumenti nell’anomalia della temperatura (periodi più caldi rispetto alla media) coincidono con una diminuzione del tasso di risalita verticale e viceversa. Questo suggerisce che temperature più elevate a queste latitudini e altitudini possano essere collegate a un rallentamento della risalita dell’aria nella stratosfera.
• Ciclicità nelle Variazioni: Entrambe le variabili esibiscono un comportamento ciclico con una periodicità approssimativa di due anni, possibilmente influenzata da dinamiche climatiche globali come l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO).

In conclusione, la Figura 8 offre un’esposizione visiva efficace su come le variazioni di temperatura influenzino direttamente il tasso di risalita verticale. Questa relazione è fondamentale per una comprensione approfondita dei meccanismi di trasporto verticale e della loro interazione con le condizioni termiche nell’atmosfera.

3.3 Collegamento tra Temperatura e Risalita Verticale

La velocità della circolazione di Brewer-Dobson (BDC) svolge un ruolo cruciale nel regolare la temperatura della tropopausa tropicale e della stratosfera inferiore. È stato dimostrato che un incremento nella velocità del BDC porta a un abbassamento delle temperature della tropopausa tropicale e della stratosfera, come evidenziato in precedenti studi da Niwano et al. (2003), Randel et al. (2006) e Yulaeva et al. (1994). Questo raffreddamento è il risultato di un processo di raffreddamento adiabatico e di una riduzione dell’ozono, quest’ultima causata dall’avvezione di concentrazioni più basse di ozono provenienti dagli strati inferiori dell’atmosfera.

La diminuzione dell’ozono comporta una riduzione del riscaldamento radiativo. Per poter confrontare le nostre serie temporali del tasso di risalita (come illustrato nella Figura 4) con le anomalie di temperatura alla stessa latitudine e pressione, abbiamo adottato una media mobile annuale, dal momento che le velocità calcolate rappresentano la media per l’anno successivo. La Figura 8 presenta la serie temporale dell’anomalia della temperatura, misurata dal sistema MLS all’Equatore e a 68 hPa, che è stata levigata tramite una media mobile proiettata su un anno, mostrata in blu, mentre il tasso di risalita è indicato dalla linea tratteggiata nera. Ogni punto nella serie temporale rappresenta la media dell’anno seguente. Conformemente alle aspettative, un aumento della velocità verticale è correlato a una diminuzione della temperatura. È inoltre chiaramente visibile la modulazione causata dall’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO), che genera un ciclo di circa due anni. Quest’anticorrelazione osservata tra la temperatura e la risalita verticale serve come conferma della validità del nostro metodo di calcolo della velocità del BDC.

3.4 Influenza della QBO sul BDC

La QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) è legata a un’anomalia della circolazione meridionale secondaria che influisce non solo sul trasporto residuo verso le medie latitudini, ma anche sulla risalita verticale nella stratosfera tropicale. Questo fenomeno è stato studiato in dettaglio in diverse ricerche (Reed, 1964; Plumb e Bell, 1982; Choi et al., 2002; Punge et al., 2009; Ribera et al., 2004). La Figura 9 illustra schematicamente questa anomalia di circolazione associata alla QBO, rappresentando una sezione per latitudine e altitudine sulla sinistra e il profilo verticale del vento zonale equatoriale sulla destra.

Sotto il livello dei massimi venti di levante (E), si registra un incremento della risalita verticale all’interno della zona di taglio dei venti di levante (EZS), che si accompagna a temperature inferiori. A questa altitudine, si osserva una divergenza meridionale che si dirige verso i poli. Nella zona di taglio dei venti di ponente (WSZ), situata appena sotto il picco dei venti di ponente (W), si verifica un’anomalia di discesa, correlata a temperature più alte che rallentano la risalita del BDC.

Il modello visualizzato è stato adattato dai lavori di Choi et al. (2002) e Punge et al. (2009), che descrivevano due celle simmetriche separate dall’Equatore. Tuttavia, Pena-Ortiz et al. (2008) hanno rilevato un’asimmetria durante l’autunno e la primavera, con una sola cella completamente spostata nell’emisfero invernale. Anche i nostri risultati indicano un’asimmetria nei componenti meridionali, poiché la variabilità interannuale del ramo meridionale verso l’NH è due volte superiore rispetto a quella verso il SH, come illustrato nella Figura 4. Di conseguenza, abbiamo modificato la dimensione delle frecce meridionali per evidenziare questa asimmetria. In conclusione, i venti di levante sono correlati a anomalie di freddo e a tassi di risalita verticale più elevati sotto il livello dei massimi venti di levante, mentre i venti di ponente sono associati a anomalie calde e a tassi di risalita verticale ridotti sotto il livello dei massimi venti di ponente.

Circolazione Meridionale Secondaria Associata alla QBO

La Figura 9 illustra in maniera schematica la circolazione meridionale secondaria legata alla QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) nella stratosfera. La parte sinistra del diagramma mostra la struttura della circolazione, mentre la parte destra presenta il profilo del vento zonale equatoriale.

Dettagli del Diagramma:

1. Zona di Taglio dei Venti di Ponente (WSZ) e di Levante (ESZ):
   • WSZ: Localizzata sopra il massimo dei venti di ponente (W), è caratterizzata da movimenti di aria che convergono all’equatore e discendono, indicati dalle frecce rosse che simboleggiano riscaldamento.
   • ESZ: Situata sotto il massimo dei venti di levante (E), mostra movimenti di aria che risalgono, indicati dalle frecce blu che simboleggiano raffreddamento.
2. Profilo del Vento Zonale (a destra):
   • La curva rappresenta la variazione del vento zonale con venti di levante e venti di ponente che alternano lungo l’asse verticale, influenzando direttamente la struttura della circolazione nella stratosfera.

Interazioni Dinamiche Importanti:

• Al Massimo dei Venti di Levante (E): Qui l’aria diverge verso i poli, accelerando la circolazione di Brewer-Dobson (BDC) e facilitando la risalita dell’aria, che è un fattore chiave per il raffreddamento atmosferico.
• Al Massimo dei Venti di Ponente (W): A questa quota, l’aria converge all’Equatore, provocando discese che rallentano la risalita nella BDC e contribuiscono al riscaldamento dell’atmosfera nella zona WSZ.

Asimmetria Emisferica e Implicazioni:

• La circolazione secondaria meridionale mostra una notabile asimmetria, essendo significativamente meno intensa nell’emisfero sud (SH) rispetto all’emisfero nord (NH) di un fattore 2. Questa differenza è rappresentata visivamente dalla dimensione ridotta delle frecce nel SH nel diagramma.

In sintesi, la Figura 9 fornisce una rappresentazione chiara di come la QBO influenzi il trasporto atmosferico verticale e orizzontale, mettendo in luce l’importanza delle dinamiche dei venti zonali nel modulare la temperatura e i movimenti dell’aria all’interno della stratosfera.

Di seguito una spiegazione più dettagliata e scientifica dei termini utilizzati nella descrizione della Figura 9, che illustra la circolazione meridionale secondaria associata alla QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) nella stratosfera.

1. QBO (Oscillazione Quasi-Biennale):
   • La QBO è un fenomeno climatico che consiste nell’inversione della direzione dei venti zonali (est-ovest) nell’equatore stratosferico circa ogni 28 mesi. Questo fenomeno è importante perché influisce sulla circolazione atmosferica globale e può impattare i pattern meteorologici e climatici a livello mondiale.
2. Circolazione Meridionale Secondaria:
   • Si riferisce a movimenti verticali e orizzontali (meridionali) dell’aria nella stratosfera che sono indirettamente influenzati da cambiamenti nei venti zonali causati dalla QBO. Questi movimenti sono associati al trasporto di calore e di masse d’aria tra differenti regioni latitudinali.
3. WSZ (Westerly Shear Zone) e ESZ (Easterly Shear Zone):
   • WSZ: Una zona nella stratosfera dove i venti zonali cambiano da un flusso westerly (ovest-est) a un flusso easterly (est-ovest). Questa zona è caratterizzata da una convergenza di aria che porta a movimenti discendenti e un aumento di temperatura.
   • ESZ: Opposto della WSZ, qui i venti zonali cambiano da easterly a westerly. Questa zona è caratterizzata da una divergenza di aria che porta a movimenti ascendenti e un abbassamento di temperatura.
4. Movimenti Verticali e Meridionali:
   • Movimenti Verticali: Si riferiscono all’ascesa o discesa dell’aria nella stratosfera. L’aria che ascende tende a raffreddarsi a causa dell’espansione adiabatica, mentre l’aria che scende si riscalda.
   • Movimenti Meridionali: Movimenti di aria tra diverse latitudini, da o verso i poli, influenzando il trasporto di energia e proprietà fisiche come umidità e ozono.
5. Divergenza e Convergenza Meridionale:
   • Divergenza Meridionale: Quando l’aria si muove via dall’Equatore verso entrambi i poli, ciò può accelerare la circolazione generale come la circolazione di Brewer-Dobson.
   • Convergenza Meridionale: Quando l’aria si muove verso l’Equatore da entrambi i poli, ciò può portare a fenomeni di discesa e riscaldamento locale.
6. Circolazione di Brewer-Dobson (BDC):
   • Un modello di circolazione atmosferica che descrive come i gas e altri traccianti sono trasportati nella stratosfera. La circolazione è caratterizzata da lenti movimenti ascendenti nei tropici, movimenti verso i poli nella stratosfera inferiore e media, e movimenti discendenti alle alte latitudini.

La Figura 9 quindi mostra come le variazioni nei venti zonali legate alla QBO influenzino direttamente questi complessi schemi di movimento e temperatura all’interno della stratosfera, con impatti significativi sulla circolazione globale e sul clima.

Correlazione tra Vento Zonale Equatoriale e Tasso di Risalita

La Figura 10 illustra il rapporto tra due variabili atmosferiche misurate all’equatore: il tasso di risalita verticale e il vento zonale equatoriale, entrambi cruciali per comprendere le dinamiche stratosferiche.

Componenti del Grafico:

1. Tasso di Risalita Verticale (w):
   • Rappresentazione: Visualizzato come una linea tratteggiata nera.
   • Unità e Asse: Misurato in metri al secondo (m/s) e indicato sull’asse Y sinistro.
   • Intervallo di Pressione: Il dato è rilevato tra i livelli di 68 hPa e 56 hPa.
   • Trend Temporale: Mostra variazioni dal 2005 al 2011, evidenziando fluttuazioni cicliche.
2. Vento Zonale Equatoriale (u):
   • Rappresentazione: Visualizzato come una linea solida blu.
   • Unità e Asse: Misurato in metri al secondo (m/s) e indicato sull’asse Y destro.
   • Livello di Pressione: Misurazioni effettuate a 32 hPa.
   • Elaborazione dei Dati: Levigato con una media mobile annuale per un confronto coerente con il tasso di risalita.

Interpretazioni Cruciali:

• Correlazione tra Vento Zonale e Tasso di Risalita:
  • Durante le fasi in cui il vento zonale soffia da est (u < 0), si osservano i massimi tassi di risalita, mentre nelle fasi in cui il vento soffia da ovest (u > 0), i tassi di risalita sono minimizzati. Questo mostra una chiara anticorrelazione tra l’orientamento del vento zonale e il tasso di risalita.
• Periodicità e Implicazioni della QBO:
  • Il grafico sottolinea una periodicità che si allinea ai cicli della QBO, confermando come i cambiamenti nei venti zonali equatoriali possano influenzare direttamente i movimenti verticali dell’aria nella stratosfera. La ciclicità nel comportamento di queste variabili evidenzia l’importante ruolo della QBO nelle dinamiche atmosferiche globali.

In sintesi, la Figura 10 non solo supporta le osservazioni precedentemente fatte riguardo alla QBO e alla circolazione atmosferica illustrata nella Figura 9, ma fornisce anche una dimostrazione visiva dell’effetto diretto che i venti zonali hanno sul tasso di risalita verticale nell’atmosfera equatoriale. Questo collegamento è essenziale per una migliore comprensione delle interazioni tra variabili climatiche e atmosferiche.

Di seguito una spiegazione più dettagliata e scientifica dei termini utilizzati per descrivere la Figura 10, focalizzandosi sul tasso di risalita verticale e il vento zonale equatoriale.

1. Tasso di Risalita Verticale (w):
   • Si tratta di una misura del movimento verticale dell’aria nella stratosfera, espressa in metri al secondo (m/s). Un tasso di risalita più elevato indica un movimento ascendente più rapido dell’aria attraverso il livello di pressione specificato, che in questo caso è tra 68 hPa e 56 hPa. Questo tasso è fondamentale per comprendere come l’aria calda e umida dalla troposfera inferiore si muova verso strati superiori, subendo raffreddamento adiabatico e influenzando fenomeni come la formazione di nubi e la distribuzione di ozono.
2. Vento Zonale Equatoriale (u):
   • Rappresenta la componente del vento lungo la longitudine (est-ovest) misurata a 32 hPa. La direzione e l’intensità di questi venti sono cruciali per la dinamica atmosferica equatoriale. I venti zonali sono influenzati dalla QBO, che alterna i venti da est a ovest su un ciclo di circa due anni. Questi venti hanno un impatto diretto sul trasporto di calore e umidità, nonché sulla circolazione generale dell’atmosfera.
3. Media Mobile Annua:
   • Per analizzare e confrontare le serie temporali del vento zonale e del tasso di risalita, si utilizza una media mobile annua. Questo metodo di levigatura aiuta a eliminare le fluttuazioni a breve termine nei dati, permettendo una visione più chiara delle tendenze a lungo termine e delle variazioni stagionali o annuali.
4. Anticorrelazione:
   • Nella figura, si osserva che l’aumento dei venti zonali da est (u < 0) corrisponde a un aumento nel tasso di risalita verticale, mentre un aumento dei venti da ovest (u > 0) corrisponde a una diminuzione del tasso di risalita. Questa anticorrelazione è significativa perché suggerisce che i venti zonali da est favoriscono un’ascesa più intensa dell’aria nella stratosfera, potenzialmente a causa di minori forze di attrito e di una configurazione più favorevole per il movimento verticale dell’aria.
5. Implicazioni della QBO:
   • La QBO modula i venti zonali all’equatore, influenzando non solo la temperatura stratosferica ma anche i tassi di risalita verticale. La regolare alternanza tra fasi est e ovest della QBO può quindi essere collegata a variazioni significative nel clima e nella circolazione atmosferica a livelli globali.

La Figura 10 illustra efficacemente queste connessioni, dimostrando come i fenomeni atmosferici su larga scala come la QBO influenzino direttamente processi più localizzati come la risalita verticale all’equatore. Queste interazioni sono essenziali per una comprensione completa dei meccanismi che regolano il nostro clima e l’atmosfera.

Interazione tra Vento Zonale Equatoriale e Velocità Meridionale della BDC

La Figura 11 mostra chiaramente la relazione tra due variabili atmosferiche cruciali misurate tra il 2005 e il 2011: la velocità del ramo meridionale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC) diretta verso l’emisfero nord e il vento zonale equatoriale.

Dettagli delle Serie Temporali Presentate:

1. Velocità del Ramo Meridionale della BDC (delineata dalla linea tratteggiata nera):
   • Asse e Unità di Misura: La velocità è indicata sull’asse Y sinistro e misurata in metri al secondo (m/s).
   • Livello di Pressione: Le misurazioni sono state effettuate a 100 hPa.
   • Tendenze Temporali: Si notano oscillazioni significative nella velocità, che mostrano un chiaro pattern di correlazione con i cambiamenti del vento zonale.
2. Vento Zonale Equatoriale (rappresentato dalla linea solida blu):
   • Asse e Unità di Misura: Il vento zonale è visualizzato sull’asse Y destro e misurato in metri al secondo (m/s).
   • Livello di Pressione: Questo è misurato a 32 hPa.
   • Cambiamenti nel Tempo: Il grafico mostra un’alternanza di fasi positive e negative, evidenziando periodi in cui il vento soffia da ovest (positive) e da est (negative).

Correlazione e Implicazioni:

• Sincronizzazione delle Fasi: La velocità meridionale della BDC aumenta durante le fasi positive del vento zonale (quando i venti soffiano da ovest) e diminuisce durante le fasi negative (quando i venti soffiano da est). Questo pattern dimostra una forte correlazione tra il vento zonale e la velocità meridionale, indicando che i cambiamenti nella direzione del vento zonale possono direttamente influenzare la dinamica del trasporto atmosferico nella BDC.
• Implicazioni per il Trasporto di Calore e Umidità: L’incremento della velocità meridionale durante le fasi positive può facilitare un più efficace trasporto di calore e umidità dai tropici verso l’emisfero nord, mentre una riduzione durante le fasi negative potrebbe attenuare questo trasporto.

In sintesi, la Figura 11 fornisce una rappresentazione visiva dell’interazione dinamica tra i venti zonali equatoriali e il movimento atmosferico nella BDC, sottolineando come variazioni nei venti zonali possano avere effetti significativi sul trasporto meridionale e sui pattern climatici globali. Questo collegamento è cruciale per comprendere le complesse interazioni tra i fenomeni atmosferici e i loro impatti a livello globale.

Distribuzione Stagionale delle Concentrazioni di Ozono a 100 hPa

La Figura 12 rappresenta la variazione del logaritmo delle concentrazioni medie zonali di ozono (O3), misurate in parti per milione (ppm) a un’altitudine di 100 hPa, visualizzando i dati dal 2005 al 2012. Questo grafico è fondamentale per capire come le concentrazioni di ozono cambiano geograficamente e stagionalmente attraverso le diverse latitudini.

Dettagli del Grafico:

1. Scala dei Colori:
   • I colori variano dal rosso-arancione al blu, indicando rispettivamente alte e basse concentrazioni di ozono. Il rosso-arancione segnala aree con alte concentrazioni di ozono, tipicamente osservate nelle medie latitudini, mentre il blu indica basse concentrazioni, prevalentemente nei tropici.
2. Dinamiche Temporali e Latitudinali:
   • Le variazioni latitudinali e stagionali nell’ozono sono chiaramente visibili. Il grafico mostra come l’ozono da aree di medie latitudini si mescoli verso i tropici, specialmente durante l’estate e l’autunno dell’emisfero nord.
3. Isolamento Tropicale Durante Inverno e Primavera:
   • Durante i mesi di inverno e primavera, le zone tropicali mostrano una marcata isolazione con basse concentrazioni di ozono (evidenziate in blu), dovuta alla riduzione del mescolamento dell’aria verso l’equatore.

Implicazioni e Interpretazioni:

• Variabilità Stagionale: Il grafico sottolinea una notevole variabilità stagionale nelle concentrazioni di ozono, che è strettamente legata ai cambiamenti nei pattern di circolazione atmosferica e nei processi di mescolamento tra le diverse zone climatiche.
• Effetti del Mescolamento Atmosferico: L’intensificazione del mescolamento durante l’estate e l’autunno facilita il trasporto di ozono dalle medie latitudini verso l’equatore, arricchendo temporaneamente le concentrazioni tropicali di ozono.

In conclusione, la Figura 12 fornisce una comprensione approfondita su come le concentrazioni di ozono si modificano in funzione della stagione e della latitudine, evidenziando i complessi meccanismi di trasporto e mescolamento atmosferico. Queste informazioni sono cruciali per analizzare il bilancio globale dell’ozono e valutarne gli impatti sulla qualità dell’aria e sul clima.

4 Discussione

Utilizzando il nostro metodo di correlazione con ritardo temporale basato sulle serie temporali di vapore acqueo, abbiamo derivato la velocità del ramo di risalita verticale del BDC all’Equatore, oltre a un proxy per la velocità del ramo meridionale poco profondo. Per semplicità, ci riferiamo a questa misura come velocità meridionale, anche se è direttamente correlata al tracciante H2O utilizzato. Il segnale del “tape recorder” (risalita tropicale) indica una lenta ascesa diabatica, risultato dell’avvezione verticale di massa, mentre il trasporto meridionale nel ramo poco profondo si compone di trasporto di massa residuo verso i poli e di mescolamento bidirezionale.

La correlazione di H2O a 100 hPa tra 40° S/N e l’Equatore viene quindi considerata più un proxy per la velocità del componente meridionale poco profondo piuttosto che una misura assoluta della velocità. Questo approccio è giustificato dal mescolamento bidirezionale e dal campo di gradiente del tracciante considerato, che determinano la diffusione. Tuttavia, dal momento che la propagazione dell’anomalia di H2O tra l’Equatore e i 40° è prevalentemente dovuta al trasporto di massa residuo verso i poli (Trepte et al., 1993), riteniamo che rappresenti un buon proxy per il ramo poco profondo del BDC.

Il mescolamento bidirezionale, particolarmente rapido durante l’estate e l’autunno nell’emisfero nord (Bönisch et al., 2009; Birner e Bönisch, 2011; Hegglin e Shepherd, 2007), è osservabile nel grafico tempo-latitudine dell’O3 a 100 hPa presentato nella Figura 12, dove l’aria di media latitudine con concentrazioni più elevate di O3 si mescola con quella tropicale. Durante l’inverno e la primavera, invece, la stratosfera tropicale inferiore rimane molto più isolata dagli extratropici, con nessun mescolamento visibile verso i tropici. Contemporaneamente, si osserva chiaramente il trasporto di H2O verso i poli (Figura 3). La barriera al mescolamento è identificabile a circa ±20° di latitudine ed è nota come “tropical pipe” (Plumb, 1996), che separa l’aria tropicale da quella di media latitudine, visibile nei gradienti ripidi nelle distribuzioni di vari gas traccianti come N2O, O3 e H2O. Questo “pipe” è più robusto sopra i 70 hPa, mentre sotto tale quota è più permeabile, specialmente durante l’estate.

Per monitorare i processi di trasporto utilizzando l’H2O come tracciante, abbiamo bisogno di un gradiente osservabile, che esiste al livello di 100 hPa tra i tropici e le medie latitudini. L’H2O delle medie latitudini a 100 hPa ha origine nei tropici ed è per lo più trasportato attraverso il ramo poco profondo del BDC. A fine inverno e in primavera, le misurazioni mostrano un aumento dell’età dell’aria nella stratosfera inferiore, che indica una subsidenza dal ramo profondo del BDC (Bönisch et al., 2009). Tuttavia, ciò avviene solo in periodi di tempo relativamente brevi. Gli stessi autori hanno utilizzato un concetto di bilancio di massa per calcolare il contributo dei rami profondo e poco profondo all’aria della stratosfera inferiore extratropicale e hanno dimostrato che la subsidenza gioca un ruolo solo durante la primavera, mentre il trasporto orizzontale diretto dallo strato di tropopausa tropicale contribuisce durante tutto l’anno. Poiché utilizziamo segmenti temporali di un anno di H2O per derivare la velocità meridionale, il ramo profondo del BDC non influenza significativamente i nostri risultati. Inoltre, il gradiente meridionale tra i tropici e le medie latitudini è più forte del gradiente verticale intorno al livello di 100 hPa (100–82 hPa), quindi l’influenza del trasporto verticale delle medie latitudini sulla nostra velocità meridionale derivata è piccola.

I nostri risultati mostrano che la QBO ha un’influenza significativa sulla velocità verticale e meridionale del BDC. Sotto la zona dei massimi venti di levante (QBO est), la velocità verticale aumenta e la velocità meridionale diminuisce. L’opposto avviene sotto la zona dei massimi venti di ponente (QBO ovest), come suggerito dalla Figura 9. Pertanto, la QBO influisce su come le masse d’aria in risalita sono distribuite nella stratosfera tropicale. Suggeriamo un’influenza sul “tropical pipe” (Plumb, 1996) per spiegare la variabilità della velocità verso le medie latitudini. La Figura 13 illustra il “tropical pipe” e il trasporto di Brewer–Dobson per la fase orientale della QBO a sinistra e per la fase occidentale a destra. Supponiamo un approvvigionamento verticale costante di aria troposferica che attraversa la tropopausa tropicale durante entrambe le fasi della QBO.

Utilizzando il nostro metodo di correlazione ritardata nel tempo basato sulle serie temporali di vapore acqueo, abbiamo derivato la velocità del ramo di risalita verticale del BDC all’Equatore, oltre a un proxy per la velocità del ramo meridionale poco profondo. Per ragioni di semplicità, ci riferiamo a questa misura come velocità meridionale, anche se è direttamente correlata al tracciante H2O utilizzato. Il segnale del “tape recorder” (risalita tropicale) indica una lenta ascesa diabatica, risultato dell’avvezione verticale di massa, mentre il trasporto meridionale nel ramo poco profondo si compone di trasporto di massa residuo verso i poli e di mescolamento bidirezionale.

La correlazione di H2O a 100 hPa tra 40° S/N e l’Equatore viene quindi considerata più un proxy per la velocità del componente meridionale poco profondo piuttosto che una misura assoluta della velocità. Questo approccio è giustificato dal mescolamento bidirezionale e dal campo di gradiente del tracciante considerato, che determinano la diffusione. Tuttavia, dal momento che la propagazione dell’anomalia di H2O tra l’Equatore e i 40° è prevalentemente dovuta al trasporto di massa residuo verso i poli (Trepte et al., 1993), riteniamo che rappresenti un buon proxy per il ramo poco profondo del BDC.

Il mescolamento bidirezionale, particolarmente rapido durante l’estate e l’autunno nell’emisfero nord (Bönisch et al., 2009; Birner e Bönisch, 2011; Hegglin e Shepherd, 2007), è osservabile nel grafico tempo-latitudine dell’O3 a 100 hPa presentato nella Figura 12, dove l’aria di media latitudine con concentrazioni più elevate di O3 si mescola con quella tropicale. Durante l’inverno e la primavera, invece, la stratosfera tropicale inferiore rimane molto più isolata dagli extratropici, con nessun mescolamento visibile verso i tropici. Contemporaneamente, si osserva chiaramente il trasporto di H2O verso i poli (Figura 3). La barriera al mescolamento è identificabile a circa ±20° di latitudine ed è nota come “tropical pipe” (Plumb, 1996), che separa l’aria tropicale da quella di media latitudine, visibile nei gradienti ripidi nelle distribuzioni di vari gas traccianti come N2O, O3 e H2O. Questo “pipe” è più robusto sopra i 70 hPa, mentre sotto tale quota è più permeabile, specialmente durante l’estate.

Il termine “tape recorder” nella meteorologia e nella climatologia fa riferimento a un fenomeno osservato nella stratosfera tropicale, che dimostra come l’umidità (o altri gas traccianti come l’ozono) venga trasportata verticalmente attraverso la stratosfera in un modello sequenziale che assomiglia alla traccia di una cassetta di registrazione. Questo fenomeno è più evidente nei dati di misurazione del vapore acqueo e si verifica principalmente nell’atmosfera sopra l’equatore.

Come Funziona il “Tape Recorder” Tropicale:

1. Origine del Vapore Acqueo: Nella tropopausa tropicale, l’aria è arricchita di vapore acqueo principalmente attraverso il rilascio di calore latente durante la formazione delle nubi convettive. Questa zona funge da punto di partenza per il vapore acqueo che entra nella stratosfera.
2. Risalita Verticale: Una volta nella stratosfera, il vapore acqueo viene trasportato verso l’alto dal movimento ascendente continuo dell’aria. Questa risalita è parte della circolazione di Brewer-Dobson, un sistema globale di movimenti atmosferici che trasporta aria e traccianti dalla bassa stratosfera tropicale verso le alte latitudini e altitudini maggiori.
3. Segnale di Risalita: Man mano che il vapore acqueo si muove verso l’alto, i cambiamenti nella sua concentrazione registrati in intervalli successivi formano un pattern sequenziale nei dati stratosferici. Questo pattern può essere visualizzato come una serie di segnali che ricordano le tracce su un nastro di registrazione, da qui il nome “tape recorder”. Ogni “traccia” o livello rappresenta una “registrazione” delle condizioni di umidità a un certo punto nel tempo e altitudine.
4. Tempo di Risposta: La variazione temporale tra i segnali nelle diverse altitudini fornisce informazioni sul tasso di risalita dell’aria nella stratosfera. I ricercatori possono utilizzare questi dati per calcolare la velocità di trasporto verticale e studiare le dinamiche della stratosfera.

Importanza Scientifica:

• Studio dei Processi Atmosferici: Il fenomeno del “tape recorder” è fondamentale per comprendere come sostanze come il vapore acqueo o altri gas traccianti si muovano nella stratosfera, influenzando il clima e la chimica atmosferica.
• Indicatori Climatici: Variazioni nel segnale del “tape recorder” possono indicare cambiamenti nei processi climatici o atmosferici, come variazioni nella forza della circolazione di Brewer-Dobson o effetti di fenomeni climatici su larga scala come El Niño o la QBO.
• Modellazione Climatica: I dati derivati dal “tape recorder” sono utilizzati per migliorare i modelli climatici e atmosferici, rendendoli più accurati nella previsione di fenomeni futuri basati sul comportamento passato e presente della stratosfera.

Questo approccio offre uno strumento potente per i climatologi e i meteorologi per monitorare e studiare i cambiamenti nella stratosfera e la loro interazione con il sistema climatico globale.

Impatto della QBO sulla Variabilità della BDC

La Figura 13 illustra visivamente come le diverse fasi della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) influenzino la struttura e la funzionalità del “tropical pipe”, un elemento critico nel controllo del trasporto d’aria tra i tropici e le medie latitudini nella stratosfera. Questo impatto si riflette nelle variazioni osservate nelle velocità di trasporto verticale e meridionale della Circolazione di Brewer-Dobson (BDC).

Dettagli della Figura 13:

1. Fase Orientale della QBO (a sinistra):
   • Tropical Pipe più Forte: Durante questa fase, il “tropical pipe” è raffigurato come più robusto e meno permeabile, limitando il trasporto d’aria dalle regioni tropicali verso le medie latitudini.
   • Riduzione della Velocità Meridionale: A causa della barriera imposta dal “tropical pipe” più forte, le masse d’aria impiegano più tempo a superare questa barriera, il che si traduce in una velocità meridionale più lenta.
   • Aumento della Velocità Verticale: Per compensare e mantenere la continuità del flusso d’aria, la velocità verticale del BDC è aumentata, come evidenziato dalla freccia verticale grande e ombreggiata.
2. Fase Occidentale della QBO (a destra):
   • Tropical Pipe più Alto e Permeabile: Nella fase occidentale, il “tropical pipe” si posiziona più in alto e diventa più permeabile, permettendo un trasporto d’aria più rapido e efficace verso le medie latitudini.
   • Aumento della Velocità Meridionale: La maggiore permeabilità del “tropical pipe” facilita un trasporto più veloce, risultando in una velocità meridionale aumentata.
   • Rallentamento del Trasporto Verticale: In conformità con la necessità di equilibrio, la velocità del trasporto verticale diminuisce, in linea con le osservazioni derivanti dai nostri studi.

Implicazioni:

• Regolazione del Flusso Atmosferico dalla QBO: Le modifiche apportate dalla QBO al “tropical pipe” hanno effetti diretti sul modo in cui l’aria si muove attraverso la stratosfera, influenzando sia la velocità verticale che quella meridionale del BDC.
• Impatto sulla Circolazione Globale e Clima: Queste dinamiche influenzano non solo la distribuzione di gas traccianti come l’ozono e il vapore acqueo ma anche i pattern meteorologici globali e il clima a lungo termine.

In sintesi, la Figura 13 offre una spiegazione visiva e intuitiva su come le variazioni indotte dalla QBO possono modulare significativamente i processi di trasporto atmosferico globali, sottolineando l’importanza delle interazioni dinamiche nella stratosfera.

Di seguito una spiegazione più accurata della figura 13: La Figura 13 illustra l’influenza delle fasi della QBO (Oscillazione Quasi-Biennale) sulla circolazione di Brewer-Dobson (BDC) e, in particolare, sul trasporto di aria nella stratosfera attraverso il cosiddetto “tropical pipe”. Analizziamo la figura in dettaglio spiegando come ogni fase della QBO modifichi il comportamento del “tropical pipe” e il risultante trasporto d’aria.

Passaggi Chiave nella Figura 13:

1. Struttura Generale e Componenti:

• La figura mostra due pannelli, uno per la fase orientale della QBO (QBO East) e uno per la fase occidentale (QBO West).
• Ogni pannello rappresenta una sezione trasversale verticale della stratosfera con l’equatore al centro e le latitudini 20°N e 20°S ai lati.
• Le frecce indicano la direzione e l’intensità del flusso d’aria.

2. QBO Fase Orientale (QBO East):

• Tropical Pipe più Forte: Nella fase orientale, il “tropical pipe” è rappresentato come più rigido e meno permeabile. Il “tropical pipe” è una zona metaforica nella stratosfera che limita il mescolamento verticale e orizzontale dell’aria tra i tropici e le medie latitudini.
• Flusso d’Aria e Velocità: Le frecce verticali grandi e ombreggiate mostrano un aumento del trasporto verticale (risalita) di aria. Questo è dovuto al fatto che il “pipe” più forte limita il movimento orizzontale, spingendo più aria verso l’alto.
• Riduzione della Velocità Meridionale: La velocità meridionale, cioè il movimento dell’aria verso le medie latitudini, è ridotta a causa della barriera imposta dal “tropical pipe” più robusto.

3. QBO Fase Occidentale (QBO West):

• Tropical Pipe più Alto e Permeabile: Durante la fase occidentale, il “tropical pipe” si sposta verso l’alto e diventa più permeabile, facilitando il flusso d’aria verso le medie latitudini.
• Aumento del Trasporto Meridionale: Le frecce orizzontali più grandi indicano un aumento significativo del trasporto d’aria verso le medie latitudini. Questo movimento più rapido è permesso dalla minor resistenza offerta dal “tropical pipe”.
• Riduzione del Trasporto Verticale: Per mantenere un equilibrio nel flusso totale d’aria, il trasporto verticale (risalita) è ridotto, come indicato dalle frecce verticali meno pronunciate.

Implicazioni della Figura 13:

La Figura 13 fornisce un quadro chiaro di come la QBO moduli la dinamica del “tropical pipe”, influenzando direttamente la velocità e la direzione del trasporto d’aria nella stratosfera. Questo impatto diretto sulla circolazione di Brewer-Dobson (BDC) è cruciale per comprendere non solo i processi atmosferici stratosferici ma anche le loro implicazioni per il clima globale e la distribuzione di gas importanti come l’ozono e il vapore acqueo. Queste dinamiche aiutano a spiegare la variabilità stagionale e interannuale osservata nei dati meteorologici e climatici globali.

5 Conclusioni

Abbiamo sfruttato il segnale del “tape recorder” del vapore acqueo per calcolare la velocità del ramo di risalita tropicale del BDC, basandoci su sette anni di dati forniti da Aura/MLS. Analogamente, abbiamo determinato un proxy per la velocità del ramo meridionale poco profondo del BDC nelle parti più basse della stratosfera di entrambi gli emisferi. I nostri risultati mostrano che la variabilità interannuale della velocità del BDC è influenzata dalla fase della QBO. In particolare, sia il ramo di risalita tropicale sia quello meridionale verso l’NH presentano ampiezze interannuali del 21%, mentre il ramo meridionale verso l’SH risulta meno variabile. La velocità media verso l’NH è di 1,15 m/s con un’ampiezza di 0,24 m/s, mentre verso l’SH è solo di 0,58 m/s con un’ampiezza di 0,06 m/s.

Il segnale del tape recorder indica una velocità di risalita media di 0,20 mm/s con un’ampiezza di 0,04 mm/s nella stratosfera inferiore all’Equatore. Utilizzando questo metodo per analizzare la variabilità a breve termine della risalita verticale, abbiamo osservato valori massimi di 0,5 mm/s durante l’inverno nell’NH a 20 hPa. Abbiamo inoltre constatato che esiste un’anticorrelazione tra la variabilità dei rami meridionale (NH) e verticale. Tale anticorrelazione è regolata dalla cosiddetta circolazione meridionale secondaria della QBO, descritta nella Figura 9. Proponiamo che durante la fase orientale della QBO, il “tropical pipe” sia più robusto e richieda più tempo perché le masse d’aria tropicali si mescolino con quelle delle medie latitudini. Al contrario, durante la fase occidentale della QBO, il “tropical pipe” appare più permeabile e il trasporto meridionale è più rapido. Supponiamo che il limite inferiore di altitudine del “tropical pipe” sia più elevato durante la QBO-ovest. Il nostro metodo ha evidenziato l’asimmetria tra NH e SH e il diverso impatto della QBO sul BDC. Se adottato dai modellatori, i nostri risultati potrebbero aiutare a quantificare l’importanza relativa della dissipazione delle onde tropicali e della rottura delle onde ad alta latitudine sul BDC.

Le misurazioni della temperatura effettuate dall’MLS confermano un’anticorrelazione tra le temperature e la velocità verticale: si osserva un raffreddamento durante la fase di taglio orientale della QBO e un riscaldamento durante quella occidentale. Durante queste fasi, la velocità verticale è maggiore nella fase orientale e minore in quella occidentale, mentre la velocità meridionale segue il trend opposto (vedi Figura 8). Anche i dati di ri-analisi dei venti zonali NCEP/NCAR evidenziano l’effetto della QBO sul risalimento tropicale e sul ramo meridionale del BDC: i forti venti orientali accelerano la risalita verticale, mentre i venti occidentali la rallentano (vedi Figura 10). Inoltre, nella fase occidentale, i venti più intensi in quota incrementano la velocità meridionale a 100 hPa, riducendola invece nella fase orientale (vedi Figura 11).

La relazione tra QBO e dinamiche del BDC è analizzata principalmente tramite osservazioni MLS a 100 hPa e 68 hPa. Si consiglia di estendere la ricerca al ramo meridionale del BDC più in alto nella stratosfera, utilizzando dati su H2O e metano (CH4). L’H2O da solo è meno indicato come tracciante per il trasporto orizzontale sopra i 68 hPa a causa dell’ossidazione del CH4, che è una fonte significativa di H2O nella stratosfera.

I modelli di circolazione generale devono essere verificati per assicurare una rappresentazione corretta del “tape recorder” atmosferico. La distribuzione di H2O nella troposfera superiore e il ciclo stagionale sono essenziali per una rappresentazione accurata, un’area in cui molti modelli mostrano ancora carenze, come osservato da Jiang et al. (2012). È difficile anche identificare il segnale della QBO nei modelli del “tape recorder”, come riferito da J. Jiang in comunicazioni personali del 2012.

L’MLS si è dimostrato uno strumento estremamente affidabile per il monitoraggio della dinamica dell’atmosfera media, soprattutto per quanto riguarda la composizione atmosferica e la chimica. Di conseguenza, è fortemente raccomandato il suo uso intensivo per la validazione e il miglioramento dei modelli climatici globali di chimica, dato che registra efficacemente oscillazioni atmosferiche importanti come l’ENSO e la QBO.