Dinamiche della Zona di Convergenza Intertropicale

INTRODUZIONE

1.1 Panoramica dell’ITCZ

Il clima tropicale è caratterizzato da stagioni umide e secche, influenzate dalle migrazioni stagionali della cintura pluviale tropicale, comunemente nota come Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ). Quest’area si posiziona mediamente vicino al centro delle celle di Hadley terrestri, intorno ai 6°N. L’ITCZ è anche l’area con le precipitazioni più intense del pianeta, dato che i venti convergenti di basso livello portano vapore acqueo da tutte le latitudini tropicali, favorendo la convergenza del flusso di umidità. L’aria satura che sale, attraverso processi convettivi, stimola la condensazione che successivamente precipita al suolo sotto forma di pioggia.

La posizione dell’ITCZ e di conseguenza quella delle massime precipitazioni varia stagionalmente, spostandosi dall’emisfero meridionale a quello settentrionale e viceversa, influenzando così le stagioni umide e secche in varie regioni tropicali come l’America del Sud e Centrale, l’Africa, l’India e l’Indonesia. È quindi cruciale comprendere le dinamiche dell’ITCZ per fare previsioni climatiche accurate, prendere decisioni politiche informate e interpretare i dati storici del clima tropicale. Variazioni nella posizione media dell’ITCZ possono causare significative riduzioni delle precipitazioni in alcune aree e aumenti in altre, portando potenzialmente a condizioni di siccità o alluvione.

La teoria sulle dinamiche dell’ITCZ si articola in due principali aree di studio: la determinazione della posizione dell’ITCZ e la quantificazione delle precipitazioni in corrispondenza dell’ITCZ in momenti specifici. Questa tesi si concentra principalmente sulla prima area. Nonostante l’importanza di questa tematica, sono state sviluppate poche teorie quantitative che determinano la posizione dell’ITCZ. Inoltre, la reazione della posizione dell’ITCZ all’aumento dei gas serra nei modelli climatici complessivi non è uniforme, né per direzione né per intensità. È riconosciuto che l’ITCZ tende generalmente a spostarsi verso l’emisfero che si riscalda di più, un fenomeno osservato in una vasta gamma di cambiamenti climatici. Una teoria efficace sulla posizione dell’ITCZ dovrebbe quindi prevedere le ragioni degli spostamenti dell’ITCZ in vari scenari climatici e offrire stime affidabili dell’entità di tali spostamenti. Inoltre, tale teoria dovrebbe spiegare altri aspetti dell’ITCZ, come la formazione di due ITCZ nella primavera dell’area orientale dell’equatore del Pacifico, un fenomeno noto come il doppio-ITCZ. Questa condizione si caratterizza per la presenza di due massimi significativi di precipitazioni tropicali, uno per ogni lato dell’equatore. La comprensione di questo fenomeno è di grande importanza teorica e, attualmente, i modelli climatici non sono in grado di simulare correttamente la forza e la posizione del doppio-ITCZ del Pacifico, un problema noto come il bias del doppio-ITCZ.Comprendere la dinamica della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) è essenziale anche per l’interpretazione dei record paleoclimatologici delle precipitazioni tropicali. I cambiamenti nella posizione dell’ITCZ e nelle quantità totali di precipitazioni influenzano direttamente il segnale delle piogge registrato in questi dati. Tali dati possono includere registrazioni da nuclei di sedimenti, stalagmiti o livelli lacustri. Senza una teoria coerente che definisca la posizione dell’ITCZ e le quantità di precipitazioni, l’interpretazione di questi record rimane una sfida, particolarmente perché le simulazioni dei modelli climatici per i climi passati sono disponibili solo per periodi suborbitali o più brevi.

Approcci Teorici

Nel corso di questo lavoro , adotteremo una prospettiva media zonale, sebbene molte delle idee discusse possano essere estese anche a scenari che variano zonalmente. Attualmente, la formulazione di una teoria per la posizione zonale media dell’ITCZ non è completamente compresa a causa della complessa interazione tra il bilancio del momento angolare e quello energetico nell’atmosfera tropicale. Dalla prospettiva del bilancio di momento angolare e flusso di massa, l’ITCZ si localizza approssimativamente in corrispondenza del massimo del primo derivato meridionale della funzione di corrente a bassi livelli.

Per avanzare nella ricerca, accetteremo una certa perdita di precisione nelle nostre approssimazioni in cambio della possibilità di derivare stime analitiche per la posizione media zonale dell’ITCZ che possano essere esaminate matematicamente. Invece di basarci sull’equazione completa, introdurremo un’approssimazione secondo la quale il punto dove il primo derivato meridionale della funzione di corrente a basso livello è massimo coincide approssimativamente con il contorno verticale zero della funzione di corrente meridionale media. Utilizzando ulteriori approssimazioni discusse nei capitoli successivi, dimostreremo che la posizione dell’ITCZ è determinata approssimativamente dal punto in cui il trasporto zonale medio e integrato verticalmente di energia statica umida dell’atmosfera si annulla. Questo approccio è coerente con studi precedenti e offre un quadro matematico solido per comprendere gli spostamenti dell’ITCZ. Inoltre, forniremo indicazioni su come generalizzare questo metodo per analizzare il fenomeno del doppio-ITCZ e i relativi errori di modellazione.

Vincoli Energetici sulla Posizione della Zona di Convergenza Intertropicale

1. Bischoff, T. & Schneider, T. Vincoli energetici sulla posizione della zona di convergenza intertropicale. J. Climate 27. doi:10.1175/JCLI-D-13-00650.1 (2014).

2.1 Abstract

La Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) può spostarsi in latitudine in risposta a cicli stagionali e variazioni a lungo termine. Ricerche pregresse hanno evidenziato una correlazione negativa tra la latitudine dell’ITCZ e il trasporto di energia atmosferica attraverso l’equatore. Ad esempio, l’ITCZ tende a spostarsi verso sud quando l’emisfero settentrionale si raffredda, intensificando così il trasporto di energia nord-attraverso l’equatore. Rimaneva tuttavia incerto quali meccanismi regolassero la sensibilità della posizione dell’ITCZ a questo trasporto energetico e quali altri fattori potessero influenzarne gli spostamenti. Questo studio dimostra che la sensibilità della posizione dell’ITCZ al trasporto energetico attraverso l’equatore è influenzata dall’input netto di energia nell’atmosfera equatoriale, ovvero dall’input di energia radiativa netta meno l’energia assorbita dagli oceani. Modifiche a questo input energetico possono altresì causare spostamenti dell’ITCZ. La relazione tra il trasporto energetico attraverso l’equatore e le asimmetrie interemisferiche nella distribuzione delle temperature superficiali è esaminata attraverso una serie di approssimazioni. La teoria proposta sulla posizione dell’ITCZ è stata verificata mediante simulazioni in un modello di circolazione generale idealizzato, utilizzando un oceano semplificato come condizione al contorno inferiore. Le simulazioni indicano che il trasporto energetico attraverso l’equatore aumenta in condizioni di riscaldamento globale, principalmente a causa dell’intensificazione dei flussi di energia latente nelle zone extratropicali, spostando di conseguenza l’ITCZ verso i poli. Inversamente, l’ITCZ si sposta verso l’equatore se è il riscaldamento dei tropici a predominare, rispondendo così a un aumento netto dell’input energetico nell’atmosfera equatoriale. Questi risultati sono fondamentali per comprendere le diverse reazioni dell’ITCZ alle modifiche del bilancio energetico atmosferico, sia a livello globale che tropicale, come quelle che si verificano durante il riscaldamento globale o gli eventi El Niño.

2.2 Introduzione

L’ITCZ rappresenta una fascia di nuvole convettive profonde nei tropici e delinea la regione delle precipitazioni massime sulla Terra. Normalmente situata attorno ai 6°N in media annuale e zonale, la sua posizione varia stagionalmente tra una latitudine più settentrionale durante l’estate boreale e una più meridionale nell’estate australe [21–23]. La posizione media annuale dell’ITCZ ha anche subito cambiamenti su scale temporali geologiche [es., 24, 25], tendendo a spostarsi verso un emisfero che si riscalda e allontanandosi da uno che si raffredda [es., 7, 26]. Studi con modelli di circolazione generale (GCM) hanno indicato che fattori extratropicali remoti, quali la presenza o l’assenza di ghiacci polari o le variazioni di temperatura ad alte latitudini indotte dalla circolazione meridionale dell’Atlantico, possono influenzare gli spostamenti dell’ITCZ, orientandola generalmente verso un emisfero in riscaldamento [es., 3, 4, 27–29].

Recenti studi hanno esplorato il ruolo del trasporto energetico trans-equatoriale e del bilancio energetico atmosferico nel determinare la posizione dell’ITCZ. Questi hanno confermato che l’ITCZ si sposta verso sud quando il trasporto di energia atmosferica verso nord attraverso l’equatore si intensifica, per esempio in risposta a un raffreddamento nelle alte latitudini dell’emisfero nord [es., 2, 5, 6, 8, 20]. Tale trasporto di energia si rafforza generalmente verso un emisfero che si raffredda, contribuendo a compensare il raffreddamento. Tali studi, che si focalizzano sul trasporto energetico atmosferico, sono largamente in linea con altri che mettono in evidenza cambiamenti nelle temperature superficiali [es., 3, 28, 30]. Tuttavia, si osserva che l’ITCZ si sposta anche verso sud durante gli eventi El Niño [es., 23, 31], un fenomeno che non è facilmente associabile a cambiamenti nel trasporto energetico trans-equatoriale. La comprensione dettagliata dei fattori che influenzano la posizione dell’ITCZ, inclusa la sua sensibilità ai cambiamenti nel trasporto energetico trans-equatoriale, rimane sfuggente. È evidente che altri fattori, oltre a quelli finora considerati, debbano influenzare la posizione dell’ITCZ, come dimostra il fatto che la posizione dell’ITCZ, che ha unità di lunghezza, è sensibile al trasporto energetico atmosferico trans-equatoriale, che ha unità di potenza.

In questo studio, deriviamo una relazione quantitativa tra il trasporto energetico trans-equatoriale e la posizione dell’ITCZ a partire dal bilancio energetico atmosferico. Dimostriamo che l’input energetico netto all’atmosfera equatoriale è la variabile naturale per collegare la posizione dell’ITCZ al trasporto energetico trans-equatoriale. Utilizzando un GCM idealizzato, confermiamo che la relazione teorica cattura efficacemente i fattori che regolano la posizione dell’ITCZ sia in condizioni di riscaldamento globale che tropicale. Questi scenari rappresentano in modo idealizzato i cambiamenti associati all’aumento delle concentrazioni di gas serra e alle variazioni locali nel bilancio energetico tropicale, come quelli che si verificano durante El Niño. Osserviamo che generalmente l’ITCZ si allontana dall’equatore in condizioni di riscaldamento globale e si avvicina in condizioni di riscaldamento principalmente tropicale.

Tuttavia, altri fattori non considerati nelle nostre simulazioni, come le variazioni differenziali nel carico di aerosol tra gli emisferi [es., 32, 33], potrebbero influenzare i risultati ottenuti in questo contesto idealizzato.2.3 Teoria

Bilancio energetico atmosferico e trasporto di energia

Omettendo la relativamente minore energia cinetica dei movimenti atmosferici e l’accumulo di energia nell’atmosfera e sulle superfici terrestri, il bilancio energetico zonale medio dell’atmosfera si basa sull’equilibrio tra l’input e l’output di energia. Questo input netto di energia all’atmosfera consiste nella radiazione solare netta in entrata, dalla quale si sottraggono la radiazione infrarossa in uscita e qualsiasi assorbimento netto di energia da parte degli oceani, quest’ultimo legato al rilascio o accumulo di energia e/o alla divergenza del flusso di energia oceanica. Sul lato destro dell’equazione, troviamo la divergenza del flusso di energia statica umida atmosferica, espressa come velocità meridionale.

Alla latitudine dell’ITCZ, i venti a basso livello convergono mentre quelli ad alto livello divergono. Se i venti meridionali medi cambiano segno senza variazioni significative con l’altitudine e se i flussi turbolenti attraverso questa latitudine sono trascurabili, possiamo localizzare l’ITCZ media-zonale vicino alla latitudine δ dove il flusso di energia atmosferica cambia segno. È importante notare che la posizione del picco massimo di precipitazioni zonale medio e il punto di cambiamento del flusso energetico atmosferico possono non coincidere esattamente, e questa distanza può variare a seconda del clima o delle stagioni. Tuttavia, assumiamo che le risposte di entrambe le misure siano correlate, almeno finché l’ITCZ rimane relativamente vicina all’equatore.

Il nostro obiettivo è dedurre la latitudine dove il flusso di energia atmosferica cambia segno, considerando il trasporto di energia trans-equatoriale e l’input netto di energia all’atmosfera tropicale. Ampliando il flusso di energia atmosferica a una bassa latitudine δ attorno al flusso trans-equatoriale, si può approssimare che, al primo ordine di δ, questo flusso sia zero. Questa approssimazione ci permette di identificare la posizione approssimativa della ITCZ sulla base della divergenza del flusso di energia atmosferica all’equatore.La posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), al primo ordine, è inversamente proporzionale al flusso di energia atmosferica attraverso l’equatore. La sensibilità di questa relazione è determinata dall’input netto di energia all’atmosfera equatoriale, che include la radiazione solare in entrata meno la radiazione a infrarossi in uscita e qualsiasi assorbimento netto di energia da parte degli oceani. Considerando un input energetico netto medio annuale e zonale di circa 10-20 W/m², si stima che l’ITCZ si sposti verso sud di circa 1°-2° per ogni incremento di 0.1 PW nel trasporto energetico atmosferico nord attraverso l’equatore, mantenendo costante l’input energetico netto.

Questa relazione offre un fondamento quantitativo per comprendere l’anticorrelazione osservata tra il trasporto energetico trans-equatoriale e la posizione dell’ITCZ nei modelli di circolazione generale (GCM). Spiega anche come l’ITCZ possa rispondere a variazioni equatoriali che potrebbero non manifestarsi nel trasporto energetico trans-equatoriale: variazioni nell’input energetico netto all’atmosfera equatoriale modificano la sensibilità della posizione dell’ITCZ a tale trasporto, influenzandone la posizione. Per esempio, un aumento dell’input energetico netto durante eventi come El Niño può causare uno spostamento dell’ITCZ verso l’equatore, un fenomeno che è stato osservato empiricamente.

L’approccio lineare suggerisce che la posizione esatta dello zero del flusso di energia atmosferica, se il flusso energetico varia linearmente con la latitudine vicino all’equatore, può essere determinata con precisione. Nei casi in cui questa approssimazione non sia accurata, specialmente dove il flusso di energia varia significativamente con la latitudine vicino all’equatore, potrebbero essere necessari termini di ordine superiore nell’espansione per affinare l’approssimazione. Tuttavia, in media zonale e annuale, questa approssimazione localizza lo zero del flusso energetico atmosferico con un’accuratezza di circa 1°-2°, come indicato dai dati di Fasullo & Trenberth.

Per correlare il trasporto energetico trans-equatoriale con le asimmetrie interemisferiche, integriamo il bilancio energetico separatamente dall’equatore fino alle latitudini vicino ai bordi della circolazione di Hadley, dove il flusso energetico meridionale medio si annulla. In condizioni climatiche attuali, ciò avviene vicino a circa ±35°. Queste integrazioni forniscono espressioni che possono essere combinate per determinare il flusso energetico atmosferico trans-equatoriale in termini di asimmetrie interemisferiche nei flussi di energia turbolenta e nell’input energetico netto atmosferico tra queste latitudini.

In una Terra simmetrica emisfericamente, il flusso di energia turbolenta e l’integrazione dell’input energetico sono antisimmetrici emisfericamente; le loro medie aritmetiche sono nulle, così come il flusso energetico atmosferico trans-equatoriale. Qualsiasi flusso energetico trans-equatoriale non nullo deriva da asimmetrie nei flussi di energia turbolenta e dall’input energetico all’atmosfera nella fascia tropicale, ad esempio, causato da asimmetrie nella divergenza del flusso energetico oceanico. Attualmente, il flusso turbolento esporta circa 0.5 PW in più al bordo meridionale dei tropici rispetto al nord, contribuendo in modo asimmetrico al bilancio energetico.

Prima di collegare le asimmetrie interemisferiche nei flussi di energia alle corrispondenti asimmetrie nelle temperature superficiali attraverso una serie di approssimazioni, illustreremo e testeremo i vincoli energetici sulla posizione dell’ITCZ con simulazioni di GCM.

La figura 2.1 illustra come variazioni specifiche nell’ambiente energetico influenzino la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), che è indicata con grandi punti colorati sul grafico. L’analisi si concentra su due principali fattori di cambiamento:

1. Diminuzione del flusso di energia trans-equatoriale verso nord (rappresentato dalla linea blu): Quando il flusso di energia atmosferica verso nord attraverso l’equatore si riduce, l’ITCZ tende a spostarsi verso latitudini più alte, cioè verso il polo. Questo è visualizzato nel grafico dal punto blu che si muove in direzione poleward. Questo spostamento indica che una minore quantità di energia trasferita verso nord attraverso l’equatore può causare un riallineamento dell’ITCZ verso posizioni più settentrionali, lontane dall’equatore.
2. Aumento dell’input energetico netto all’atmosfera equatoriale (mostrato dalla linea rossa): Al contrario, un aumento dell’energia assorbita all’equatore intensifica la divergenza del flusso di energia, risultando in una pendenza più marcata nel grafico del flusso energetico. Questo fenomeno è rappresentato dal punto rosso che si sposta verso l’equatore (equatorward). Il maggior riscaldamento all’equatore fa sì che l’ITCZ si sposti verso latitudini inferiori, avvicinandosi all’equatore.

In conclusione, la figura dimostra chiaramente come la posizione dell’ITCZ sia sensibile alle variazioni del bilancio energetico atmosferico. Le modifiche nel trasporto di energia nord attraverso l’equatore o nell’input energetico locale all’equatore determinano spostamenti significativi dell’ITCZ, rispecchiando le dinamiche del sistema climatico globale. Questa sensibilità è cruciale per comprendere come fenomeni climatici come El Niño o variazioni nelle emissioni di aerosol possano avere un impatto diretto sulla distribuzione delle precipitazioni tropicali.

Analisi della Figura 2.2

La figura 2.2 offre una visione complessiva dell’effetto del riscaldamento globale sul trasporto di massa atmosferica e sulla distribuzione delle precipitazioni, confrontando due scenari con differenti temperature medie globali della superficie terrestre: 282 K e 298 K.

Parte (a) – Trasporto di Massa Atmosferica: Questa sezione del grafico mostra la funzione di corrente del flusso di massa, con contorni che indicano il trasporto di massa verso nord (contorni rossi/solidi) e verso sud (contorni blu/tratteggiati). L’intensità e la direzione del trasporto di massa sono rappresentate dalla densità e dall’orientamento dei contorni. Con l’aumento della temperatura globale, si osserva un adattamento nelle configurazioni di flusso: i valori massimi e minimi della funzione di corrente indicano un cambiamento significativo nella circolazione atmosferica, rispondendo al riscaldamento.

Parte (b) – Distribuzione delle Precipitazioni: Il grafico illustra la distribuzione delle precipitazioni lungo varie latitudini per entrambe le temperature di superficie. A una temperatura inferiore (282 K), il massimo di precipitazione si posiziona più vicino all’equatore, mentre ad una temperatura superiore (298 K), il picco si sposta verso latitudini più elevate, indicando un movimento polare dell’ITCZ. Il picco di precipitazione diventa più pronunciato con il riscaldamento, suggerendo che un clima più caldo intensifica le precipitazioni massime.

Implicazioni Climatiche: I risultati mostrati evidenziano come il riscaldamento globale tenda a spostare l’ITCZ verso i poli, intensificare le precipitazioni nelle regioni tropicali, espandere le celle di Hadley e innalzare la tropopausa. L’analisi rivela inoltre che il punto in cui il flusso di massa è nullo (lo zero della funzione di corrente) si sposta verso il polo con l’aumento della temperatura globale, rimanendo comunque a nord del massimo delle precipitazioni.

Queste osservazioni sono fondamentali per comprendere le modifiche nella dinamica atmosferica che possono derivare da variazioni sostanziali nella temperatura globale. Il riscaldamento globale non solo altera la temperatura media, ma modifica anche profondamente i modelli di circolazione atmosferica e i regimi di precipitazione, con implicazioni dirette su fenomeni meteorologici e climatici.Simulazioni con un GCM Ideale Umido

Simulazioni con un GCM Ideale Umido

Per testare la validità delle espressioni teoriche (2.3) e (2.4), abbiamo impiegato un Modello di Circolazione Generale (GCM) ideale umido, che ci permette di esplorare un intervallo di climi ben più ampio rispetto a quello del passato recente e del futuro prossimo della Terra. Questo approccio ci consente di definire con maggiore chiarezza l’ambito di validità delle espressioni teoriche, un risultato meno facilmente ottenibile attraverso l’analisi di osservazioni dirette o la simulazione di cambiamenti climatici tramite un GCM complesso.

Il GCM utilizzato è conforme ai modelli descritti in O’Gorman & Schneider [41], e presenta similitudini con quelli impiegati nei lavori di Frierson et al. [42] e Frierson [43]. Questo modello adotta uno schema di radiazione a due flussi, escludendo la presenza di nuvole o aerosol, e incorpora un oceano semplice al limite inferiore. Abbiamo condotto esperimenti focalizzati su due tipi di perturbazione del bilancio energetico: una globale e una tropicale. Nel primo caso, abbiamo variato la profondità ottica infrarossa dell’atmosfera su scala globale, inducendo variazioni della temperatura globale, con temperature medie della superficie che spaziano tra 275 e 315 K. Nel secondo caso, abbiamo modificato una convergenza di flusso energetico impostata nell’oceano in una sottile banda equatoriale, causando cambiamenti di temperatura prevalentemente tropicali, con temperature superficiali che variano tra 303 e 308 K. Quest’ultima configurazione simula in media zonale gli effetti di un riscaldamento più localizzato, analogo a quello osservato durante il fenomeno El Niño.

Per indurre una circolazione atmosferica asimmetrica tra gli emisferi, abbiamo inoltre implementato una variazione antisimmetrica del prelievo/cessione di energia oceanica al di fuori dei 30°N/S, raffreddando l’emisfero sud e riscaldando quello nord, in una maniera simile a quanto osservato in Kang et al. [5, 6]. Questo potrebbe rappresentare, ad esempio, il trasporto di energia legato a una circolazione meridionale di ribaltamento oceanico, o differenze interemisferiche nell’albedo superficiale dovute a variazioni nella copertura di ghiaccio. Questi interventi hanno generato flussi di energia atmosferica polari più intensi nell’emisfero sud rispetto a quello nord, portando alla formazione di una Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) a nord dell’equatore, simile a quella presente sulla Terra. I dettagli delle simulazioni sono riportati nell’Appendice A.

Riscaldamento Globale

Le analisi presentate nella Figura 2.2a espongono le funzioni di flusso di massa tipiche per uno scenario freddo e uno caldo, nell’ambito di un modello di riscaldamento globale. In condizioni di clima più caldo, la zona di massimo flusso di massa ascendente a basso livello e il contorno di flusso zero si posizionano più distanti dall’equatore. Questo fenomeno è accompagnato da un innalzamento dell’altezza della tropopausa e da un ampliamento della circolazione di Hadley. In parallelo, nel clima più caldo, il picco delle precipitazioni si verifica più lontano dall’equatore, come evidenziato anche dal massimo collocato del flusso di massa ascendente a basso livello. Questo picco di precipitazioni è inoltre intensificato, principalmente a causa dell’incremento dell’umidità specifica vicino alla superficie nei tropici.

Generalmente, con l’aumento della profondità ottica a infrarossi e della temperatura superficiale media globale, l’ITCZ e il relativo massimo di precipitazioni tropicali tendono a spostarsi in maniera monotona lontano dall’equatore. La nostra analisi quantifica accuratamente questo spostamento. Se il flusso di energia trasversale all’equatore è associato a asimmetrie interemisferiche, la posizione stimata dell’ITCZ risulta praticamente indistinta da quella osservata. Nei climi più caldi, gli errori maggiori emergono quando l’ITCZ, definito dal picco delle precipitazioni e dall’azzeramento del flusso energetico atmosferico, inizia a divergere, con una discrepanza che può raggiungere i 2 gradi nei climi più caldi.

Le simulazioni di riscaldamento globale indicano che le modifiche nel parametro δ sono prevalentemente legate a cambiamenti asimmetrici nei flussi di energia degli eddy extratropicali. Variazioni nel flusso netto di energia verso l’atmosfera equatoriale suggerirebbero uno spostamento verso l’equatore dell’ITCZ all’aumentare della temperatura, ma questo effetto è più che compensato dai cambiamenti nei flussi di energia, risultando in uno spostamento complessivo verso i poli. L’incremento dell’input energetico nell’atmosfera equatoriale segue l’aumento della temperatura superficiale media globale, principalmente per la riduzione della radiazione infrarossa in uscita alla sommità dell’atmosfera all’equatore, poiché in climi più caldi l’atmosfera trasferisce maggior energia dai tropici verso le extratropici.

La decomposizione del flusso di energia trasversale all’equatore evidenzia che il principale fattore dello spostamento monotono verso i poli dell’ITCZ sotto il riscaldamento globale è il rafforzamento dei flussi di energia latente extratropicali e della loro componente asimmetrica emisferica, che compensa variazioni non monotone nei flussi di energia statica secca extratropicale. Questi risultati sono coerenti con studi precedenti che hanno identificato i flussi di energia latente come il principale motore degli spostamenti dell’ITCZ in simulazioni di raddoppio della CO2.

L’effetto della profondità ottica a infrarossi sulla posizione dell’ITCZ dipende probabilmente dalla forza dell’assunzione di energia oceanica antisimmetrica a medie latitudini. Una forte preesistenza di antisimmetria nell’assunzione di energia oceanica predispone a una risposta più marcata del termine di energia statica umida degli eddy, in risposta alla non linearità di Clausius-Clayperon che regola i cambiamenti nei flussi di energia latente. Di conseguenza, la reazione della posizione dell’ITCZ all’aumento della profondità ottica infrarossa può manifestarsi in modo non monotono, dipendentemente dalla forza dell’assunzione di energia oceanica antisimmetrica.

La Figura 2.3 illustra la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) in due distinti scenari di riscaldamento nel contesto di simulazioni del Modello di Circolazione Generale (GCM).

Pannello (a): Questo grafico mostra l’effetto del riscaldamento globale sulla posizione dell’ITCZ, con l’asse orizzontale che rappresenta la temperatura media della superficie globale, variabile da circa 280 K a oltre 310 K. La scala di colori indica l’intensità delle precipitazioni, normalizzate rispetto al loro massimo globale, con contorni che vanno da 0.9 a 1.0. Le croci nere segnalano i punti in cui il flusso di energia statica umida è nullo. I punti neri indicano la latitudine dell’ITCZ calcolata tramite l’equazione (2.3), mentre i punti magenta rappresentano la latitudine approssimativa dell’ITCZ determinata dall’equazione (2.8). Si osserva che con l’aumento della temperatura globale, l’ITCZ si sposta progressivamente verso latitudini maggiori.

Pannello (b): Questo grafico rappresenta il caso di riscaldamento tropicale, con l’asse orizzontale che mostra la temperatura della superficie equatoriale, estendendosi da circa 304 K a 307 K. Anche qui, i colori rappresentano la normalizzazione delle precipitazioni con contorni simili al pannello (a). Le croci nere e i punti colorati mantengono le stesse definizioni del pannello precedente. In questo scenario, le modifiche nella posizione dell’ITCZ sono prevalentemente influenzate dalle variazioni nell’input netto di energia all’atmosfera equatoriale.

Differenze tra gli scenari:

• Nel contesto del riscaldamento globale, gli spostamenti dell’ITCZ sono primariamente causati da cambiamenti asimmetrici nei flussi di energia latente extratropicale e dai relativi aggiustamenti nel flusso di energia trasversale all’equatore.
• Nel riscaldamento tropicale, gli spostamenti dell’ITCZ sono guidati principalmente dalle modifiche all’input energetico netto verso l’atmosfera equatoriale.

In conclusione, questi risultati delle simulazioni mettono in evidenza come differenti meccanismi di riscaldamento possano influenzare distintamente la posizione dell’ITCZ, sottolineando l’importanza dei flussi di energia latente e delle dinamiche equatoriali nella modulazione delle risposte climatiche globali.

Riscaldamento Tropicale

Nello scenario di riscaldamento tropicale, le contornature presentate nella Figura 2.4a espongono le tipiche funzioni di flusso di massa per condizioni fredde e calde. In climi con temperature superficiali equatoriali più elevate, sia la regione di massimo flusso di massa ascendente a basso livello sia il contorno zero di tale flusso di massa si localizzano più vicino all’equatore. Parallelamente, si osserva una circolazione di Hadley più stretta e intensa, che qualitativamente riecheggia le condizioni di El Niño osservate sulla Terra, sebbene non nella stessa misura quantitativa.

Il picco delle precipitazioni, come illustrato nella Figura 2.4b, si verifica anch’esso più vicino all’equatore. Questo aumento delle precipitazioni massime, osservato nei casi con superfici equatoriali più calde, è il risultato diretto del rinforzo del flusso di massa e dell’incremento dell’umidità specifica vicino alla superficie nei tropici.

In generale, con la convergenza del flusso di energia oceanica verso l’equatore e il conseguente aumento delle temperature superficiali tropicali, si assiste a uno spostamento dell’ITCZ e del relativo massimo di precipitazioni tropicali verso l’equatore. Tale spostamento è accuratamente catturato dalla nostra stima, che mostra una precisione entro circa 2 gradi.

Diversamente dalle simulazioni di riscaldamento globale, nelle quali i cambiamenti nella posizione dell’ITCZ sono in gran parte dovuti a modifiche asimmetriche nei flussi di energia latente extratropicale, nelle simulazioni di riscaldamento tropicale questi cambiamenti sono principalmente legati alle variazioni dell’input energetico netto all’atmosfera equatoriale. L’input energetico netto all’equatore mostra un incremento marcato e consistente, mentre il flusso di energia trasversale all’equatore rimane pressoché invariato.

L’aumento dell’ampiezza dell’influenza tropicale non altera la risposta in maniera significativa, purché l’impatto sui flussi di energia statica umida associati agli eddy extratropicali resti contenuto. Questa consistenza rispecchia l’approssimazione lineare impiegata nella stima, indicando che la risposta è principalmente influenzata dall’ampiezza dell’input energetico netto all’equatore.

La Figura 2.4 esamina le implicazioni di uno scenario di riscaldamento tropicale analizzando la funzione di flusso di massa e le precipitazioni associate a due distinte temperature superficiali equatoriali.

Pannello (a): Questo grafico rappresenta la dinamica del flusso di massa atmosferico, evidenziando come aria fredda e calda si muovano verticalmente e orizzontalmente nella troposfera. Le aree colorate e le linee di contorno mostrano la direzione e l’intensità del flusso. Con un aumento della temperatura superficiale equatoriale, l’intensità del flusso di massa cresce, suggerendo una circolazione atmosferica più attiva, tipica di condizioni di maggiore riscaldamento.

Pannello (b): In questo grafico è presentata la distribuzione latitudinale delle precipitazioni per le due temperature superficiali equatoriali. Le curve indicano che, a temperature più elevate, il picco di precipitazioni è sia più intenso sia leggermente più prossimo all’equatore.

In generale, con l’aumento delle temperature equatoriali, la Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), dove si concentrano le precipitazioni massime, si sposta verso l’equatore e mostra un’intensificazione delle precipitazioni. Parallelamente, si verifica una contrazione delle celle di Hadley, sistemi circolatori che trasportano calore e umidità dall’equatore verso i poli. Interessante notare che il punto di equilibrio del flusso di massa, che divide le aree di flusso ascendente da quelle discendente, si muove anch’esso verso l’equatore al crescere della temperatura, ma si posiziona sempre leggermente a nord del massimo delle precipitazioni.

Questi risultati illustrano come il riscaldamento tropicale modifichi in modo significativo sia la circolazione che il regime delle precipitazioni, evidenziando cambiamenti notevoli nella posizione e nell’intensità dell’ITCZ e nelle dinamiche delle celle di Hadley, rispondendo così alle variazioni delle temperature superficiali equatoriali.

Implicazioni
Le simulazioni mostrano che il trasporto di energia attraverso l’equatore e l’apporto netto di energia all’atmosfera equatoriale collaborano per stabilire la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ). È evidente che i cambiamenti nella posizione dell’ITCZ non devono necessariamente essere legati ai cambiamenti nel trasporto di energia attraverso l’equatore, ma possono essere dovuti esclusivamente a variazioni nell’apporto di energia all’equatore.

In pratica, i cambiamenti nella posizione dell’ITCZ sono solitamente il risultato di una combinazione di modifiche nell’energia tropicale e nel trasporto di energia attraverso l’equatore. Questi cambiamenti possono essere innescati da diversi fattori, come variazioni nell’albedo delle nuvole, nell’aerosol atmosferico o nell’upwelling oceanico. Per esempio, un aumento dell’albedo equatoriale fa diminuire l’energia solare che arriva all’equatore e rende la posizione dell’ITCZ più reattiva a certi livelli di trasporto di energia attraverso l’equatore, provocando uno spostamento verso i poli. Al contrario, un minor upwelling e una riduzione dell’assorbimento di energia negli oceani equatoriali possono causare uno spostamento dell’ITCZ verso l’equatore. Questi cambiamenti tropicali possono verificarsi insieme o in coordinamento con variazioni nei flussi di energia nelle zone extratropicali, risultando in modifiche complesse alla posizione dell’ITCZ.

2.5 Approssimazioni di chiusura
Sebbene le formule per determinare la posizione dell’ITCZ basate sui flussi energetici siano piuttosto precise, è preferibile associare la posizione dell’ITCZ a parametri più semplici da misurare o stimare, specialmente per analizzare i climi del passato. Pertanto, ci si affida a una serie di approssimazioni per collegare i flussi energetici alle temperature superficiali.

Flussi di energia eddica atmosferica Il flusso di energia eddica ai bordi della cintura tropicale funge da mediatore tra le basse e alte latitudini, trasmettendo cambiamenti dagli extratropici ai tropici e viceversa. La modalità più semplice per interpretare questo flusso, che copre sia l’energia secca che quella latente, utilizza un metodo di miscelazione diffusiva, particolarmente adatto per analizzare quantità conservate su scale grandi rispetto a quelle degli eddy.

Tuttavia, per trattare i flussi di energia latente, come il vapore acqueo, è necessario considerare che le masse d’aria umida provenienti dallo strato limite subtropicale si spostano verso l’alto e i poli, perdendo umidità attraverso il raffreddamento, la condensazione e la precipitazione. Questa analisi richiede un’attenzione particolare alla struttura verticale del flusso, che influisce sulla distribuzione del vapore acqueo in maniera che può dipendere dalle condizioni locali, come l’umidità specifica delle regioni subtropicali.

Per quanto riguarda il flusso di energia statica umida, che combina gli effetti dell’energia secca e di quella latente, questo è modellato considerando la struttura verticale pronunciata dell’umidità specifica, attraverso un processo di diffusione di umidità lungo percorsi asciutti stabiliti. Il flusso risultante ai margini dei tropici viene quindi descritto come una combinazione della temperatura vicino alla superficie e delle variazioni di umidità.

I dati annuali medi dell’atmosfera terrestre attuale mostrano che la velocità delle perturbazioni eddiche varia significativamente tra l’inverno e l’estate in entrambi gli emisferi, così come varia la differenza di temperatura tra le regioni polari e subtropicali. Queste misurazioni aiutano a comprendere il contributo dei movimenti eddici sia stazionari che transitori al trasporto dell’energia.

Nelle simulazioni che considerano solo eddies transitori, il modello adottato riesce a riflettere fedelmente le variazioni dell’asimmetria interemisferica nei flussi di energia statica secca, e viene correlato ai flussi di energia latente, che si muovono approssimativamente dai subtropici verso gli extratropici lungo percorsi stabiliti. Questa correlazione considera variabili come l’umidità relativa dei subtropici e la stabilità della temperatura nelle zone extratropicali. I dati indicano che sia i flussi di energia secca che quelli latenti sono importanti in entrambi gli emisferi.

La Figura 2.5 mostra l’impatto del riscaldamento globale e del riscaldamento tropicale sulle asimmetrie dei flussi di energia in simulazioni climatiche globali.

Dettagli dei grafici:

1. Panello (a) – Riscaldamento globale:
   • Il grafico illustra come aumenti nella temperatura media globale influenzano vari tipi di flussi di energia. Con il riscaldamento globale, si nota una significativa variazione nel flusso di energia latente (pallini blu), principalmente dovuta a grandi cambiamenti nell’umidità specifica di saturazione nelle regioni subtropicali.
   • Il flusso di energia secca (linea viola) e l’apporto energetico netto (pallini neri) variano in modo meno evidente rispetto al flusso di energia latente.
   • La posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) si sposta progressivamente verso nord con l’aumento della temperatura globale.
2. Panello (b) – Riscaldamento tropicale:
   • In questo caso, il grafico pone in relazione le temperature superficiali equatoriali con i flussi di energia. Con il riscaldamento confinato ai tropici, le variazioni nei flussi di energia tra gli emisferi sono limitate, indicando che questo tipo di riscaldamento ha un impatto meno significativo sull’asimmetria dei flussi di energia.
   • Anche in questo scenario, i flussi di energia secca, latente e netti rimangono stabili, e la posizione dell’ITCZ cambia poco nonostante le variazioni di temperatura.

In sintesi, la Figura 2.5 evidenzia come il riscaldamento globale provochi cambiamenti più marcati nei flussi di energia e nella posizione dell’ITCZ rispetto al riscaldamento che si verifica solo nei tropici. Questo riflette la sensibilità diversificata dei vari tipi di flusso energetico al riscaldamento in differenti regioni del mondo.

Input energetico asimmetrico alla cintura tropicale Oltre ai flussi di energia eddica asimmetrici ai bordi della cintura tropicale, anche l’input energetico netto asimmetrico all’atmosfera nella cintura tropicale contribuisce alle differenze tra gli emisferi e, quindi, al trasporto di energia attraverso l’equatore. Tuttavia, sia le simulazioni che i dati osservativi indicano che le differenze nei flussi di energia eddica ai bordi della cintura tropicale rappresentano almeno il 50% del flusso di energia attraverso l’equatore. Nelle simulazioni, il contributo dell’input energetico netto asimmetrico è minore e può essere principalmente attribuito alle differenze nella radiazione infrarossa in uscita.

Errori e approssimazioni L’errore totale nel calcolo del trasporto di energia attraverso l’equatore introdotto dalle varie approssimazioni non supera il 30% per le simulazioni presentate. Questo è considerato un’ottima approssimazione, dato che l’asimmetria tra gli emisferi è una piccola differenza rispetto ai grandi flussi di energia in ciascun emisfero e considerando che le temperature superficiali medie globali variano significativamente nelle diverse simulazioni.

Input energetico equatoriale all’atmosfera Nel contesto di questo studio, consideriamo l’energia solare in arrivo all’equatore e l’assorbimento energetico degli oceani equatoriali come fattori esterni, senza tentare di collegarli direttamente allo stato climatico. Naturalmente, entrambi questi elementi sono influenzati dallo stato climatico, come l’albedo solare legata alla nuvolosità e il flusso energetico degli oceani, che è strettamente legato alla circolazione atmosferica. Questo ci porta a considerare come la radiazione infrarossa in uscita all’equatore sia correlata allo stato climatico, specialmente alla temperatura superficiale equatoriale. Simplificando, la radiazione infrarossa in uscita all’equatore dipende dalla temperatura alla superficie e varia con l’altezza di emissione, offrendo una stima molto precisa delle condizioni energetiche all’equatore.

Posizione dell’ITCZ

La posizione dell’ITCZ (Zona di Convergenza Intertropicale) può essere riformulata analizzando una serie di dati di rianalisi che prendono in considerazione medie annue e zonali. Questi dati aiutano a comprendere come i flussi energetici e le differenze di temperatura superficiale tra gli emisferi influenzano la posizione dell’ITCZ. Per esempio, usando un input energetico netto, si è ottenuto un valore che corrisponde alle osservazioni attuali del clima, mostrando che l’ITCZ si trova attualmente circa 6 gradi a nord dell’equatore.

Questa analisi dimostra che esistono diverse prospettive per valutare la posizione dell’ITCZ. Alcune si concentrano sui flussi energetici mentre altre si focalizzano sulle temperature superficiali. Entrambe le metodologie possono essere integrate per fornire una comprensione più completa delle dinamiche che regolano la posizione dell’ITCZ.

In termini di simulazioni climatiche, la formula utilizzata riesce a catturare molte delle variazioni osservate nella posizione dell’ITCZ, in particolare il suo spostamento verso i poli in scenari di riscaldamento globale. Tuttavia, le simulazioni mostrano anche che per climi significativamente più caldi, le previsioni non sono altrettanto accurate a causa delle difficoltà nel stimare le asimmetrie nei flussi energetici tra gli emisferi.

L’ITCZ è generalmente situata nell’emisfero più caldo. Ciò è evidente quando si considerano solo le differenze di temperatura vicino alla superficie, trascurando altre componenti climatiche. Le differenze di temperatura tra le latitudini alte e i subtropici confermano questa tendenza, suggerendo una correlazione tra la posizione dell’ITCZ e le differenze di temperatura tra gli emisferi nord e sud.

In sintesi, la posizione dell’ITCZ è strettamente legata alle condizioni climatiche e energetiche globali, e il suo studio offre una finestra importante sulla comprensione delle dinamiche climatiche della Terra.

la Figura 2.6 illustra come l’input energetico netto all’equatore influenzi la posizione dell’ITCZ (Zona di Convergenza Intertropicale) in scenari di riscaldamento globale e tropicale.La figura è divisa in due pannelli, etichettati come (a) e (b), ognuno dei quali mostra come varia l’input energetico netto all’equatore in base ai diversi scenari climatici modellati.

• Nel pannello (a), osserviamo l’effetto del riscaldamento globale. Qui, l’analisi dei modelli climatici suggerisce che in climi più freddi l’ITCZ tenderebbe a spostarsi verso l’equatore se consideriamo solo i cambiamenti nell’input energetico netto. Tuttavia, la realtà è diversa: l’ITCZ si sposta effettivamente verso i poli. Questo fenomeno è guidato da cambiamenti nelle asimmetrie dei flussi energetici tra gli emisferi, che risultano essere più influenti delle semplici variazioni dell’input energetico.
• Nel pannello (b), l’attenzione è sul riscaldamento tropicale. In questo scenario, i risultati indicano che l’ITCZ si sposterebbe verso l’equatore a causa delle modifiche nell’input energetico netto, e ciò corrisponde a quello che effettivamente accade nelle simulazioni. Questo dimostra una correlazione diretta tra i cambiamenti dell’input energetico e lo spostamento dell’ITCZ in contesti di riscaldamento localizzato ai tropici.

In entrambi i casi, l’asse a destra di ciascun grafico correla l’input energetico netto alla posizione dell’ITCZ, basata su un clima di riferimento. Questo ci aiuta a comprendere come variazioni sottili nei flussi energetici possano avere impatti significativi sulla distribuzione climatica globale, influenzando così fenomeni meteorologici cruciali come le piogge e il clima nelle regioni tropicali.

2.6 Conclusioni e Discussione

Abbiamo evidenziato che la posizione dell’ITCZ, nella media zonale, è determinata principalmente da due elementi: il trasporto di energia attraverso l’equatore e l’input energetico netto all’atmosfera equatoriale. I flussi di energia atmosferica tendono generalmente a dirigersi lontano dall’ITCZ, posizionando questa zona vicino a un punto in cui il flusso energetico meridionale atmosferico è minimo, come già dimostrato in precedenti studi. In particolare, se l’ITCZ si trova relativamente vicina all’equatore, il flusso di energia atmosferica può essere visto come variabile linearmente con la latitudine. Di conseguenza, un flusso di energia verso nord attraverso l’equatore suggerisce che l’ITCZ si trovi nell’emisfero sud, mentre un flusso verso sud indica una posizione nell’emisfero nord.

La distanza dell’ITCZ dall’equatore è influenzata dalla variazione del flusso energetico atmosferico in quel punto, o dalla pendenza di questo flusso in funzione della latitudine. Poiché questa variazione è direttamente proporzionale all’input energetico netto all’atmosfera equatoriale, è proprio questo input a determinare quanto sensibilmente la posizione dell’ITCZ risponde al trasporto di energia tra gli emisferi. Il bilancio energetico emisferico ci aiuta poi a comprendere come il trasporto di energia equatoriale sia collegato ai contrasti interemisferici nei flussi di energia degli eddies extratropicali e all’input energetico tropicale.

Abbiamo anche dimostrato come le variazioni dell’ITCZ legate a cambiamenti energetici si collegano ai cambiamenti di temperatura, sia nei tropici che nei contrasti termici interemisferici. Questo unisce le prospettive che focalizzano l’attenzione sui flussi energetici con quelle concentrate sulle temperature superficiali, mostrando che queste visioni non sono in contrasto ma piuttosto si completano a vicenda.

La nostra teoria e le simulazioni forniscono interpretazioni coerenti di risultati precedenti che potrebbero sembrare non correlati. Le evidenze paleoclimatiche insieme a osservazioni e simulazioni più recenti indicano che l’ITCZ si è spostata nel passato e suggeriscono che potrebbe spostarsi ancora in risposta a variazioni nelle concentrazioni di gas serra, nei carichi di aerosol e nei fenomeni come El Niño. È stata riconosciuta un’anticorrelazione tra la posizione dell’ITCZ e il trasporto di energia attraverso l’equatore in molti studi, suggerendo che cambiamenti significativi in questo trasporto possano essere necessari per spiegare alcune delle variazioni storiche osservate, come quelle durante la Piccola Età Glaciale.I nostri studi indicano che cambiamenti minori nel trasporto di energia attraverso l’equatore potrebbero spiegare gli spostamenti osservati o ipotizzati dell’ITCZ, soprattutto se si considerano anche le variazioni dell’input energetico netto all’atmosfera equatoriale. In altre parole, la relazione tra la posizione dell’ITCZ e il trasporto di energia atmosferica attraverso l’equatore (o i contrasti di temperatura tra gli emisferi) varia a seconda delle condizioni climatiche. Per esempio, nelle nostre simulazioni sul riscaldamento globale, abbiamo osservato che la posizione dell’ITCZ si sposta verso i poli di circa 3°-4° per ogni petawatt di riduzione nel trasporto di energia, risultati che concordano con studi precedenti. Tuttavia, questa osservazione potrebbe sovrastimare l’importanza del flusso energetico attraverso l’equatore e minimizzare il ruolo dell’input energetico netto, che varia contemporaneamente.

Studi precedenti su modelli climatici con oceani superficiali hanno mostrato che l’ITCZ si trova tipicamente nell’emisfero più caldo, dato che l’atmosfera trasferisce energia verso l’emisfero più freddo. In questo contesto, cambiamenti nelle latitudini alte, come nelle coperture di ghiaccio, influenzano i tropici tramite grandi movimenti di masse d’aria extratropicali e circolazioni oceaniche. Un riscaldamento differenziale in uno degli emisferi, anche lontano dall’equatore, può quindi causare spostamenti dell’ITCZ verso quell’emisfero.

L’ITCZ è influenzata non solo dalle asimmetrie di energia tra gli emisferi che generano il trasporto di energia attraverso l’equatore, ma anche dall’input energetico netto all’atmosfera equatoriale. Questo significa che l’ITCZ può spostarsi anche senza variazioni significative nel trasporto di energia attraverso l’equatore, come durante eventi di El Niño, quando si verifica una riduzione dell’assorbimento di energia degli oceani equatoriali. Questo evidenzia l’importanza di comprendere i processi tropicali, come le variazioni nella copertura nuvolosa equatoriale, El Niño, e le variazioni nella distribuzione degli aerosol, poiché tutti questi fattori contribuiscono all’equilibrio energetico equatoriale.

Il nostro approccio alla questione della posizione dell’ITCZ parte da una prospettiva energetica, che ci porta a considerare le temperature superficiali tra gli altri fattori. Questo apre ulteriori domande su cosa determini effettivamente queste temperature, una questione che richiede di esaminare il bilancio del momento angolare dell’atmosfera e le circolazioni che regolano il trasporto energetico atmosferico. Inoltre, il massimo delle precipitazioni, che definisce l’ITCZ, non coincide sempre con il punto in cui il flusso energetico atmosferico è nullo. Questo perché il massimo flusso di massa ascendente e le precipitazioni medie sono influenzati dalla derivata meridionale della funzione di corrente del flusso di massa. Per avere una teoria completa del massimo delle precipitazioni tropicali, è quindi essenziale comprendere sia il bilancio di energia che quello del momento angolare nella troposfera tropicale. Inoltre, per applicare questa teoria anche alle variazioni stagionali, è importante sviluppare una teoria relativa allo stoccaggio stagionale e al rilascio di energia oceanica. E, specialmente per le regioni monsoniche, rimane una questione aperta se i soli flussi di energia possano fornire una rappresentazione accurata delle variazioni dell’ITCZ, portandoci a considerare l’eventuale necessità di andare oltre le approssimazioni lineari su cui questo studio si è concentrato.

Appendice A: Descrizione del GCM e delle Simulazioni

Il modello climatico globale (GCM) adotta una rappresentazione semplificata del ciclo idrologico e del trasferimento radiativo, concentrandosi esclusivamente sulla transizione di fase tra liquido e vapore e escludendo la fase di ghiaccio. Inoltre, il calore latente di evaporazione è mantenuto fisso nel modello.

Per quanto riguarda la radiazione, il GCM impiega uno schema a due flussi di radiazione grigia, con profili di opacità ottica prestabiliti e costanti nel tempo. L’insolazione al limite superiore dell’atmosfera è impostata come una media annuale approssimata, e la radiazione solare incidente viene attenuata progressivamente con l’aumento della quota, simulando l’assorbimento principale del vapore acqueo atmosferico, senza però considerare i feedback della radiazione o delle nuvole.

Per la radiazione a lunghe onde, viene utilizzato un assorbitore idealizzato che combina caratteristiche di un gas serra ben miscelato e del vapore acqueo. La base del modello è rappresentata da uno strato oceanico omogeneo con una profondità e albedo costanti, e il bilancio energetico di questo strato è calcolato considerando vari componenti come la radiazione solare assorbita, la radiazione a lunghe onde emessa, il flusso di calore latente per evaporazione e il flusso di calore sensibile.

Il modello introduce anche una divergenza di flusso energetico oceanico, simmetrica zonalmente e indipendente dal tempo, che include componenti specifiche per modellare l’asimmetria energetica tra gli emisferi e le variazioni nella regione equatoriale. La convezione umida è gestita attraverso uno schema di quasi-equilibrio che stabilizza temperatura e umidità a valori prestabiliti.

In conclusione, il GCM esegue l’integrazione delle equazioni primitive in modalità spettrale e dopo un periodo iniziale di stabilizzazione, le analisi si basano su medie temporali calcolate su più anni.

Simulazioni del Riscaldamento Globale

In queste simulazioni, modifichiamo la profondità ottica delle radiazioni a onde lunghe attraverso variazioni del fattore di scala, che varia tra 0,4 e 6,0 in 18 differenti simulazioni, seguendo il metodo proposto da O’Gorman & Schneider. Questo approccio produce una gamma di climi con temperature medie globali della superficie terrestre comprese tra 275 K e 315 K. Abbiamo deciso di azzerare le ampiezze delle divergenze di flusso energetico oceanico simmetrico e tropicale, il che causa una sovrastima delle precipitazioni e dell’intensità della circolazione per i climi con temperature simili a quelle terrestri, a causa dell’assenza della componente simmetrica del trasporto energetico oceanico. Evitiamo di stabilire un flusso energetico oceanico simmetrico fisso, per prevenire la creazione di configurazioni anomale di doppie Zone di Convergenza Intertropicale nei climi più freddi.

Simulazioni di Riscaldamento Tropicale

Nelle simulazioni focalizzate sul riscaldamento tropicale, fissiamo la profondità ottica a un valore unitario, risultando in climi con una temperatura media globale della superficie di 288 K, comparabile con quella terrestre. La divergenza del flusso energetico oceanico simmetrico è costantemente impostata a 50 W/m², mentre quella del flusso energetico oceanico tropicale viene variata tra -110 W/m² e 10 W/m² attraverso 13 simulazioni diverse. Queste variazioni influenzano le temperature medie della superficie equatoriale, che si attestano tra 303 K e 308 K.

La Figura 2.7 illustra i diversi componenti della divergenza del flusso energetico oceanico utilizzati in esperimenti idealizzati con il modello climatico globale (GCM). Ecco una spiegazione dettagliata dei vari componenti rappresentati nel grafico:

1. Linea Nera Solida: Mostra la divergenza simmetrica del flusso energetico oceanico con un’ampiezza di 50 W/m², come indicato nella formula (2.13a). Questo componente è impiegato negli esperimenti di riscaldamento tropicale, evidenziando come il flusso energetico sia distribuito in maniera bilanciata attorno all’equatore, aumentando verso i tropici e diminuendo verso le latitudini più elevate.
2. Linea Blu Tratteggiata e Punteggiata: Rappresenta la divergenza antisimmetrica del flusso energetico oceanico, con un’ampiezza di 100 W/m², utilizzata per spostare la Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) dall’equatore in tutti gli esperimenti. La sua forma funzionale è descritta dal termine (2.13b). Questo componente evidenzia un trasferimento di energia attraverso l’equatore, con un picco in ciascun emisfero.
3. Linea Rossa Tratteggiata: Indica la divergenza del flusso energetico oceanico tropicale con un’ampiezza di -100 W/m², impiegata nelle simulazioni di riscaldamento tropicale. La sua funzione è specificata nella formula (2.13c). Questa linea mostra una significativa riduzione del flusso energetico all’equatore, cruciale per regolare le temperature superficiali in questa regione durante le simulazioni.

Questi schemi di flusso energetico sono essenziali per esplorare l’impatto delle variazioni nella distribuzione energetica sul clima globale, particolarmente in termini di temperature superficiali e della posizione della ITCZ.

Appendice B: Approssimazioni per la Chiusura dei Flussi di Energia degli Eddy

Nella prima approssimazione di chiusura, focalizzata sulla diffusione separata dell’energia statica secca e dell’energia latente, affrontiamo le situazioni nelle latitudini subtropicali dove si verifica un cambio di segno nel flusso di energia statica umida, mediato su base verticale, zonale e temporale. In questo contesto, modelliamo il flusso di energia statica secca degli eddy in maniera diffusiva, utilizzando un coefficiente costante e una velocità degli eddy derivata dall’energia cinetica degli eddy integrata verticalmente e mediata sull’emisfero. La latitudine che registra il massimo di questa energia cinetica coincide con la localizzazione dei tracciati delle tempeste.

Per semplificare la lettura, abbiamo omesso le indicazioni delle medie zonali e temporali. Nell’elaborare questa approssimazione, abbiamo adottato le seguenti ipotesi:

• Il flusso mediato verticalmente di energia statica secca può essere rappresentato dai flussi vicino alla superficie, e possiamo trascurare la componente del flusso di energia potenziale nelle zone extratropicali, dato che si annulla quando le velocità di advezione sono geostrofiche e la media è calcolata lungo le isobare.
• I flussi di eddy vicino alla superficie possono essere modellati in modo diffusivo, usando una velocità media degli eddy.
• La scala di lunghezza pertinente per questo tipo di chiusura diffusiva è determinata dalla scala di lunghezza che racchiude l’energia del campo di velocità turbolenta. Si assume inoltre che le variazioni di temperatura medie seguano la stessa scala di lunghezza, che va dalle regioni subtropicali quasi fino ai poli. Questo approccio è giustificato se si trascurano le variazioni delle scale di lunghezza degli eddy con i cambiamenti climatici.

Nella trattazione del flusso di umidità specifica q e di energia latente associata, applichiamo un metodo di scalatura basato sul gradiente meridionale dell’umidità specifica lungo le isentrope vicino alla superficie. Riformuliamo il gradiente meridionale di umidità specifica in termini di umidità relativa e di umidità specifica di saturazione, utilizzando una relazione semplificata di Clausius-Clapeyron, come nel modello climatico globale.

Per calcolare le variazioni di umidità specifica lungo le isentrope, consideriamo la pressione di vapore di saturazione e l’umidità specifica qs, che sono strettamente correlate. La variazione di q lungo le isentrope è poi determinata considerando i cambiamenti nella pressione e nell’umidità relativa lungo queste.

Ignoriamo i cambiamenti dell’umidità relativa lungo le isentrope e rideterminiamo la pendenza delle isentrope in termini di variazioni meridionali della temperatura potenziale e della stabilità statica. Introducendo una media su aree extratropicali, consideriamo la differenza di temperatura tra i poli e le subtropicali e la posizione dei percorsi delle tempeste.

Dato che l’umidità specifica diminuisce rapidamente con l’altitudine lontano dalla superficie, stabilizziamo i flussi di umidità degli eddy ai confini dei tropici in relazione all’umidità specifica di saturazione e all’umidità relativa nelle zone subtropicali vicino alla superficie.

Per questa approssimazione, oltre alle premesse adottate per i flussi secchi, includiamo ulteriori ipotesi:

• I flussi turbolenti vicino alla superficie possono essere determinati tramite le velocità degli eddy e i gradienti lungo le isentrope.
• I gradienti di umidità relativa lungo le isentrope non sono rilevanti per i gradienti di umidità specifica.

Combinando queste metodologie per i flussi degli eddy di energia statica secca e di energia latente, deriviamo il flusso di energia statica umida nelle subtropicali. I coefficienti usati in questi calcoli sono validati sia con simulazioni che con dati di ri-analisi atmosferica, mostrando variazioni trascurabili tra gli emisferi. Queste metodologie sono impiegate nella sezione successiva del documento.

Chiusura 2: Diffusione dell’Energia Statica Umida

La metodologia precedente per il flusso dell’energia statica umida degli eddy differisce significativamente da un approccio diffusivo che considera il flusso mediato verticalmente: essa ipotizza che il flusso di energia statica secca mediato possa essere stimato basandosi sul gradiente meridionale di temperatura, ignorando qualunque struttura verticale nel trasporto di energia statica secca. D’altra parte, questo approccio integra in modo esplicito la struttura verticale del trasporto di energia latente degli eddy, un’assunzione plausibile data la variazione marcata dell’umidità specifica con l’altitudine rispetto alla temperatura o all’energia statica secca.

La diffusione diretta dell’energia statica umida, senza considerare la struttura verticale dell’umidità specifica, conduce a una formulazione del flusso turbolento di energia statica umida ai confini dei tropici basata su misurazioni vicino alla superficie. Utilizziamo un coefficiente adimensionale che riflette le variazioni di energia latente e secca in relazione alle variazioni di temperatura e umidità specifica di saturazione.

Il confronto tra i coefficienti derivati dalle due diverse approssimazioni mette in luce le divergenze tra i due metodi. Nelle simulazioni condotte, l’approccio che omette la struttura verticale tende a sovrastimare il trasporto dell’energia latente per temperature globali medie della superficie simili a quelle terrestri, con una discrepanza del 20-25%. Tuttavia, questo metodo ha il vantaggio di richiedere un unico parametro di adattamento.

Per le analisi nella Sezione 4, entrambi i metodi di chiusura si rivelano funzionali; la scelta tra i due non altera le conclusioni derivanti dalle nostre analisi.

Bilancio Energetico Equatoriale, Posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) e Biforcazioni Della Doppia ITCZ

Riassunto

La Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) si sposta tra il nord e il sud su basi stagionali e temporali più estese. Ricerche precedenti hanno evidenziato come lo spostamento dell’ITCZ in media zonale dal equatore sia inversamente correlato al flusso di energia attraverso l’equatore: quando l’ITCZ è posizionata nell’emisfero settentrionale, l’energia fluisce verso sud attraverso l’equatore, e il contrario avviene quando l’ITCZ si trova nell’emisfero meridionale. L’emisfero che esporta energia attraverso l’equatore è generalmente quello con un maggiore apporto netto di energia ed è di solito l’emisfero più caldo. Ci sono anche condizioni con una doppia ITCZ che si estende sull’equatore, come avviene stagionalmente sull’oceano Pacifico orientale e frequentemente nei modelli climatici. È dimostrato come la posizione dell’ITCZ sia influenzata dal bilancio energetico nelle vicinanze dell’equatore in un ampio spettro di situazioni, includendo stati con singole e doppie ITCZ.

Un’analisi tramite espansione di Taylor delle variazioni del flusso energetico meridionale intorno all’equatore rivela che, in presenza di un significativo ingresso netto di energia positiva nell’atmosfera equatoriale, la posizione dell’ITCZ tende a dipendere linearmente dal flusso di energia attraverso l’equatore. Con un ingresso energetico equatoriale netto positivo minore, questa dipendenza diventa proporzionale alla radice cubica. Se l’ingresso netto di energia equatoriale o la sua curvatura diventano negativi, si verifica una biforcazione verso condizioni di doppia ITCZ. Le simulazioni effettuate con un modello generale di circolazione dell’aquaplanet (GCM) idealizzato confermano la validità quantitativa di questi risultati. Questi contribuiscono a fornire un contesto per valutare e comprendere le cause di bias comuni nei modelli climatici e per interpretare le variazioni nella precipitazione tropicale, come quelle documentate nei record dei climi storici.

3.2 Introduzione

La zona di convergenza intertropicale (ITCZ) è caratterizzata da un intenso regime di precipitazioni tropicali e si estende come una fascia di nuvole convettive che migra meridionalmente con variazioni stagionali e oltre. In media zonale, le precipitazioni raggiungono un picco che si sposta dall’emisfero nord durante l’estate boreale a quello sud durante l’inverno boreale. Localmente, però, si possono registrare più massimi di precipitazione in specifici settori longitudinali. Ad esempio, nel Pacifico orientale, l’ITCZ si posiziona prevalentemente a nord dell’equatore per la maggior parte dell’anno, oscillando intorno ai 6° di latitudine, ma in primavera si divide brevemente in due distinte ITCZ che si posizionano ai due lati dell’equatore. I modelli climatici attuali tendono a sovrastimare questa divisione, risultando nel noto bias delle doppie ITCZ.

Diverse ricerche, basate su osservazioni e simulazioni, hanno evidenziato una correlazione negativa tra la posizione dell’ITCZ e l’intensità del flusso energetico zonale medio attraverso l’equatore. Tale flusso di energia generalmente si dirige dall’emisfero più caldo a quello più freddo e si intensifica con il contrasto termico tra gli emisferi, legando così la posizione dell’ITCZ anche al contrasto termico interemisferico. Nonostante i progressi in questo campo, non era ancora chiaro come la posizione dell’ITCZ fosse generalmente correlata al bilancio energetico atmosferico. Recenti studi hanno dimostrato che se il flusso energetico meridionale varia linearmente con la latitudine intorno all’equatore, la posizione dell’ITCZ risulta proporzionale all’intensità del flusso energetico equatoriale e inversamente proporzionale alla sua divergenza all’equatore o all’ingresso netto di energia equatoriale. In questo lavoro, ampliamo tale analisi per esplorare come la posizione dell’ITCZ sia influenzata dal bilancio energetico vicino all’equatore anche quando il flusso energetico varia in modo non lineare con la latitudine. Questo approccio permette anche di comprendere e analizzare le biforcazioni verso configurazioni di doppia ITCZ, come quelle che si verificano stagionalmente nel Pacifico o frequentemente nei modelli climatici.

Nel contesto di questa ricerca, come già fatto da Bischoff & Schneider, utilizziamo un modello di circolazione generale aquaplanet idealizzato per testare questi sviluppi teorici. Questo modello consente di esaminare una vasta gamma di climi simulati, evidenziando variazioni continue nelle posizioni dell’ITCZ e transizioni da configurazioni singole a doppie. La Sezione 3.3 introduce il GCM idealizzato impiegato nello studio e descrive i diversi scenari di forzatura utilizzati per generare varie configurazioni dell’ITCZ. La Sezione 3.4 analizza come la posizione dell’ITCZ sia legata ai flussi di massa ed energia, mentre la Sezione 3.5 si concentra sulle relazioni tra la posizione dell’ITCZ e il bilancio energetico equatoriale, esaminando in particolare il flusso energetico meridionale e i suoi derivati all’equatore. I risultati teorici sono illustrati e validati attraverso simulazioni con il GCM idealizzato. Infine, la Sezione 3.6 riassume i risultati ottenuti e discute le loro implicazioni per la modellazione climatica e l’interpretazione dei dati climatici storici. L’appendice fornisce ulteriori considerazioni teoriche che integrano quanto esposto nella Sezione 3.5.

La Figura 3.1 illustra il ciclo annuale delle precipitazioni nel Pacifico orientale attraverso due metodologie distinte: osservazioni dirette e simulazioni climatiche.

• Pannello (A): Questo pannello presenta i dati di precipitazione giornalieri raccolti dalla Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) Multisatellite Precipitation Analysis (TMPA) nel periodo 1998–2012. Le precipitazioni sono state mediate per il settore longitudinale compreso tra 100°W e 140°W. Le variazioni stagionali sono rappresentate con linee e aree ombreggiate in toni di blu, mostrando picchi di precipitazione principalmente nei mesi primaverili. Le osservazioni indicano una tendenza a formare due picchi separati di precipitazioni a nord e a sud dell’equatore durante la primavera.
• Pannello (B): Qui sono riportate le precipitazioni mensili simulate da una media degli ensemble dei modelli CMIP5, selezionando tutti i modelli disponibili per i quali esistono dati. La mediazione longitudinale è identica a quella del pannello (A). Rispetto alle osservazioni, le simulazioni mostrano una struttura meno dettagliata e più omogenea, con due massimi di precipitazione più marcato e estesi rispetto alle osservazioni. Questi risultati indicano che i modelli climatici tendono ad esagerare la durata e l’intensità della biforcazione dell’ITCZ, soprattutto in termini di estensione spaziale e quantità di precipitazione.

In conclusione, questa figura mette a confronto l’accuratezza delle simulazioni climatiche rispetto alle misurazioni dirette, evidenziando una tendenza dei modelli a sovrastimare certi aspetti delle dinamiche di precipitazione nel Pacifico orientale, in particolare durante il periodo di separazione stagionale dell’ITCZ. Questa discrepanza sottolinea l’importanza di affinare i modelli climatici per migliorare la precisione delle previsioni meteorologiche e climatiche.

3.3 Simulazioni con un Modello Climatico Globale (GCM) Idealizzato

Modello

Il Modello Climatico Globale (GCM) utilizzato in questo studio implementa le equazioni primitive idrostatiche attraverso il nucleo dinamico spettrale del sistema di modellazione flessibile del Geophysical Fluid Dynamics Laboratory. La configurazione prevede una risoluzione spettrale orizzontale T85 e 30 livelli verticali σ disposti in modo non uniforme, dove σ è il rapporto tra la pressione atmosferica e la pressione superficiale. Questo GCM condivide caratteristiche simili con i modelli descritti nelle pubblicazioni di Frierson, O’Gorman & Schneider, e Merlis et al. Impiega uno schema di radiazione grigia bidirezionale, modellando l’assorbimento della radiazione a onde corte e lunghe attraverso profili di assorbitori simmetrici e stazionari. La dispersione della radiazione atmosferica non è inclusa direttamente; tuttavia, il suo effetto sul bilancio energetico superficiale è compensato mediante un albedo superficiale aumentato.

Il modello offre una rappresentazione semplificata del ciclo idrologico, limitandosi alla transizione di fase da vapore a liquido con un calore latente di vaporizzazione predeterminato. La condensazione del vapore acqueo avviene al raggiungimento della saturazione su scala di griglia. Adottando uno schema di convezione quasi-equilibrio, il modello stabilizza colonne atmosferiche instabili verso un profilo di temperatura pseudo-adiabatico umido con un’umidità relativa fissata al 70%. Non si considera la re-evaporazione delle precipitazioni, che vengono rilasciate immediatamente alla superficie dopo la convezione e la condensazione su scala di griglia.

Il confine inferiore è modellato come una superficie oceanica piana con un albedo uniforme e costante di 0.3, il che facilita il mantenimento del bilancio energetico superficiale. La densità dell’acqua di superficie è fissata a 1000 kg/m³ e la capacità termica superficiale a 4000 J/kgK, con uno spessore dello strato oceanico di 1 m, rappresentativo dello strato misto. La formula standard aerodinamica descrive i flussi di calore latente e sensibile basati sulla temperatura superficiale, sulla radiazione solare incidente e sulla radiazione infrarossa emergente.

Il termine O nel bilancio energetico rappresenta la divergenza del flusso energetico oceanico, che viene modulata per generare differenti configurazioni dell’ITCZ. La divergenza del flusso energetico è definita come costante nel tempo e simmetrica zonalmente, con componenti che simboleggiano sia la divergenza in un oceano superficiale mosso dal vento che trasferisce calore dalle regioni tropicali a quelle subtropicali, sia la divergenza in una circolazione profonda ideale che trasporta calore dall’emisfero sud a quello nord. Entrambe le componenti di O sono bilanciate per integrare a zero su una scala areale.

La Figura 3.2 mostra la configurazione della divergenza del flusso energetico oceanico adottata nelle simulazioni del modello climatico globale (GCM) idealizzato. Il grafico rappresenta la variazione della divergenza di energia in funzione della latitudine e illustra due componenti distinte del modello:

• Componente simmetrica (linea continua): Questa parte del grafico evidenzia la divergenza massima del flusso energetico all’equatore e riflette il trasferimento bilanciato del calore dai tropici alle zone subtropicali in entrambi gli emisferi. La presenza di un picco marcato all’equatore suggerisce una forte variazione di energia in questa regione, fondamentale per studiare fenomeni come la formazione della zona di convergenza intertropicale (ITCZ).
• Componente antisimmetrica (linea tratteggiata): Mostra la divergenza del flusso energetico nelle regioni extratropicali, con picchi significativi che si situano a circa 60 gradi di latitudine in entrambi gli emisferi. Questa componente simula il trasferimento di calore tra gli emisferi, dal sud verso il nord e viceversa, e aiuta a comprendere i meccanismi di trasporto energetico su scala globale.

Le simulazioni variavano indipendentemente le ampiezze di queste componenti di divergenza energetica, da zero a cento watt per metro quadrato, con incrementi di dieci watt per metro quadrato, per un totale di 121 scenari differenti. Questo ampio spettro di simulazioni consente un’analisi dettagliata dell’effetto delle variazioni del flusso energetico oceanico sulla climatologia globale, offrendo una visione approfondita delle dinamiche atmosferiche e oceaniche che influenzano la distribuzione delle precipitazioni e la posizione delle ITCZ.

Serie di Simulazioni

Per verificare e illustrare la teoria che verrà dettagliata nella sezione 3.5, abbiamo condotto una serie di simulazioni escludendo il ciclo stagionale, in maniera simile a quanto fatto nei lavori di Kang et al. e Bischoff & Schneider. Queste simulazioni hanno variato in modo indipendente i parameO₀​ e O_E​, che rappresentano rispettivamente la divergenza del flusso energetico oceanico all’equatore e nelle regioni extratropicali, in un intervallo da 0 a 100 W/m², con incrementi di 10 W/m². Il valore di O₀​ è scelto in modo da riflettere le divergenze del flusso energetico oceanico equatoriale osservate sulla Terra, che possono raggiungere e superare i 100 W/m², come evidenziato, ad esempio, nel Pacifico orientale.La Figura 3.3 visualizza il flusso di energia statica umida atmosferica attraverso l’equatore per tutte le simulazioni, mostrando una dipendenza quasi lineare da O_E​ e solo una leggera dipendenza da O₀​. Questo suggerisce che modificare O_E​ influisce significativamente sul flusso di energia attraverso l’equatore, mentre variazioni in O₀​ hanno un impatto minore.La Figura 3.4 presenta le funzioni di flusso di massa per nove simulazioni rappresentative. I triangoli neri segnalano la posizione dell’ITCZ, identificata come il picco massimo di precipitazioni. Indipendentemente dai valori di O₀​, l’ITCZ si estende più verso l’emisfero che riceve maggiore energia man mano che O_E​ aumenta, confermando i risultati di studi precedenti. Contemporaneamente, il ramo della funzione di flusso di massa che attraversa l’equatore si prolunga oltre l’ITCZ, mostrando che il limite subtropicale della circolazione di Hadley nell’emisfero opposto varia di poco rispetto alla posizione dell’ITCZ. La latitudine dell’ITCZ e il punto in cui la funzione di flusso di massa si annulla nella media troposfera risultano essere consistentemente vicini in tutte le simulazioni, con una variazione di circa due gradi.

La Figura 3.3 illustra il flusso di energia statica umida atmosferica attraverso l’equatore per tutte le 121 simulazioni realizzate. Il grafico mostra l’impatto di due parametri: l’ampiezza della divergenza del flusso energetico oceanico all’equatore e l’ampiezza della divergenza del flusso energetico oceanico nelle regioni extratropicali, e come questi influenzano il flusso di energia attraverso l’equatore, rappresentato con una gamma di colori.

Nel grafico:

• L’asse orizzontale rappresenta i valori della divergenza del flusso energetico nelle regioni extratropicali, variando da valori negativi a positivi. Tuttavia, le simulazioni sono state effettivamente realizzate solo per valori positivi; i dati per valori negativi sono stati generati per simmetria.
• L’asse verticale mostra i valori della divergenza del flusso energetico all’equatore, che variano da un minimo a un massimo specificato.
• I colori indicano l’intensità del flusso di energia attraverso l’equatore: le tonalità di blu rappresentano un flusso di energia dal sud verso il nord, mentre le tonalità di rosso indicano un flusso di energia dal nord verso il sud.

Il grafico evidenzia che il flusso di energia è leggermente sensibile alla divergenza del flusso energetico all’equatore e mostra una variazione più pronunciata e approssimativamente lineare con la divergenza del flusso energetico nelle regioni extratropicali quando la divergenza all’equatore è costante. Questo dimostra che la componente di divergenza del flusso energetico nelle regioni extratropicali ha un’influenza più diretta nel modulare il trasporto di energia attraverso l’equatore rispetto alla componente all’equatore.

Circolazione Atmosferica e Identificazione dell’ITCZ: Analisi della Convergenza del Flusso di Umidità e delle Precipitazioni Globali

La Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) è identificabile come il punto in cui si registra il picco globale delle precipitazioni, analizzando le medie zonali e temporali. La relativa stabilità dei tassi di evaporazione rispetto a quelli delle precipitazioni permette di associare l’ITCZ anche al massimo di convergenza del flusso di umidità. Questa convergenza bilancia le precipitazioni nette, risultanti dalla differenza tra precipitazioni ed evaporazione.

Nell’atmosfera terrestre, la convergenza di umidità è influenzata principalmente dalla circolazione media, anche se i movimenti turbolenti, o “vortici”, contribuiscono anche essi, seppur in misura minore, senza alterare significativamente il punto di massima convergenza. L’ITCZ è quindi localizzabile dove la convergenza del flusso di umidità, legata unicamente alla circolazione meridionale media, è massima.

Ulteriormente, il flusso di umidità può essere approssimato tramite il flusso di massa meridionale medio e l’umidità specifica vicino alla superficie, indicando che l’ITCZ si trova dove il trasporto verticale di vapore acqueo raggiunge il suo apice. Se il flusso di massa vicino all’ITCZ è quasi simmetrico rispetto alla stessa, la latitudine dell’ITCZ corrisponderà al punto dove il flusso di massa è nullo, come osservato nei modelli di simulazione del clima.Utilizzando lo stesso tipo di ragionamento e approssimazioni, si può anche identificare la Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) con l’equatore del flusso energetico, cioè il punto in cui il trasporto energetico meridionale atmosferico si annulla. Vicino all’ITCZ, il flusso di energia statica umida, che combina calore specifico, energia potenziale gravitazionale e calore latente legato all’umidità, segue la dinamica della circolazione meridionale media. Questa relazione indica che, dove la funzione di flusso di massa si annulla, si annulla anche il flusso energetico associato alla circolazione meridionale media.

In sintesi, la circolazione atmosferica media sposta energia lontano dall’ITCZ, cambiando segno in corrispondenza dell’ITCZ, così come avviene per il flusso di massa nei rami superiori della circolazione. Se, inoltre, i flussi energetici dei vortici non influenzano significativamente questo zero del flusso energetico, l’ITCZ si allinea approssimativamente con l’equatore del flusso energetico, ovvero il punto in cui il flusso energetico meridionale totale si annulla, come osservato nei modelli climatici globali simmetrici zonalmente.

Un ulteriore collegamento tra la posizione dell’ITCZ e le quantità energetiche si osserva quando il contorno zero della funzione di flusso di massa è verticale nella troposfera libera, sia nelle simulazioni sia nell’atmosfera terrestre. Questo allineamento suggerisce che lo zero della funzione di flusso di massa coincide con il massimo dell’energia statica umida vicino alla superficie. Tale connessione emerge perché, vicino all’ITCZ, le celle di Hadley quasi conservano il momento angolare, facendo coincidere le linee di flusso con i contorni del momento angolare.

Ci sono delle deviazioni da queste aspettative teoriche. Ad esempio, lo zero della funzione di flusso di massa, l’equatore del flusso energetico e l’ITCZ non sempre coincidono, come durante i monsoni, quando la cella di Hadley trasversale all’equatore è molto più intensa di quella confinata all’emisfero estivo. Tuttavia, le migrazioni meridionali dell’ITCZ sono di magnitudine simile a quelle dell’equatore del flusso energetico, e i contributi dei vortici ai derivati del flusso energetico meridionale sono molto minori rispetto al contributo della circolazione meridionale media. Seguendo questa linea, identifichiamo l’ITCZ con l’equatore del flusso energetico, dove il flusso energetico totale si annulla, e discutiamo i vincoli energetici che la sua posizione deve soddisfare. Un’analisi dettagliata su quanto questi vincoli siano applicabili nell’atmosfera terrestre è presentata in un articolo correlato.

La figura rappresenta i risultati di diverse simulazioni climatiche, ognuna configurata con diversi livelli di flusso di energia dagli oceani all’atmosfera, sia all’equatore che nelle regioni extratropicali. Ogni pannello mostra come cambia la circolazione atmosferica in risposta a questi diversi livelli di energia.

Nella figura, i colori indicano la forza e la direzione del movimento dell’aria nell’atmosfera, che è un indicatore di come l’aria calda e umida si muove tra i diversi livelli dell’atmosfera. I triangoli neri indicano la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), che è l’area dove si verifica il massimo delle precipitazioni globali. L’ITCZ è importante perché influisce sul clima e sulle condizioni meteorologiche in tutto il mondo.

Dalle simulazioni si osserva che:

• Quando l’energia che fluisce dagli oceani all’equatore aumenta, l’ITCZ si sposta verso l’emisfero che riceve più calore. Questo spostamento può essere visto come un movimento dei triangoli neri verso l’alto o verso il basso a seconda dell’aumento dell’energia.
• L’aumento dell’energia nelle regioni extratropicali modifica anch’essa la posizione dell’ITCZ, mostrando come i cambiamenti nel riscaldamento degli oceani influenzino la circolazione dell’aria su scala globale.
• In uno dei casi, con un particolare set di condizioni, si osserva addirittura la formazione di due distinti ITCZ. Questo fenomeno avviene quando il trasporto di energia dall’atmosfera aiuta a compensare un forte raffreddamento nell’area equatoriale.

In conclusione, questa figura dimostra l’importante interazione tra i flussi di energia dagli oceani e la circolazione atmosferica, che a sua volta determina dove e quanto intensamente pioverà in diverse parti del mondo.

La figura mostra i risultati di nove diverse simulazioni climatiche, ognuna con diverse condizioni di riscaldamento provenienti dagli oceani. Ogni grafico visualizza come cambia il trasporto di energia nell’atmosfera in base a queste condizioni.

In ogni grafico:

• La linea blu scura mostra come l’energia si muove realmente nell’atmosfera nelle diverse simulazioni.
• Le linee azzurre e arancioni rappresentano tentativi di prevedere questo movimento dell’energia usando metodi matematici semplificati, con la linea azzurra che usa un metodo più semplice rispetto alla linea arancione.

I triangoli neri in ogni grafico indicano la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), una regione critica dove si concentrano le precipitazioni massime e si verifica un intenso scambio di energia. Noterai che questi triangoli si trovano nei punti dove la linea blu scura attraversa lo zero, indicando che qui l’energia cambia direzione.

Dalle simulazioni, si può vedere che:

• Le linee azzurre funzionano bene quando il riscaldamento oceanico all’equatore è basso, seguendo abbastanza da vicino la linea blu scura.
• Quando il riscaldamento è alto, le linee azzurre non riescono più a tenere il passo con i cambiamenti, e le linee arancioni, che rappresentano un metodo di previsione più complesso, diventano necessarie per una stima più accurata.

In sostanza, questi grafici ci aiutano a comprendere meglio come il riscaldamento degli oceani influenzi il trasporto di energia attraverso l’atmosfera e come questo influenzi a sua volta la posizione dell’ITCZ, con impatti significativi sul clima globale.

Vincoli energetici sulla posizione della Zona di Convergenza Intertropicale

Nell’analisi del bilancio energetico dell’atmosfera, osserviamo come i flussi di energia si equilibrino in uno stato stazionario. In questo contesto, le colonne atmosferiche gestiscono un delicato bilanciamento tra l’energia che ricevono e quella che perdono. La radiazione solare entrante e la radiazione terrestre uscente dalla cima dell’atmosfera, insieme all’energia assorbita dalla superficie terrestre, compongono questo bilancio. Le superfici terrestri, avendo una capacità limitata di immagazzinare energia, lasciano agli oceani il compito di bilanciare questo scambio energetico, attraverso meccanismi di accumulo e distribuzione dell’energia che variano dalle scale stagionali a quelle più estese.

Quando il sistema non si trova in equilibrio, come nelle simulazioni che prendiamo in considerazione, è necessario includere anche l’energia immagazzinata nelle colonne atmosferiche. Ciò aggiunge un’ulteriore complessità al bilancio energetico, ma le basi dell’analisi rimangono valide anche con queste modifiche.

Il modo in cui l’atmosfera distribuisce l’energia è fondamentale per capire i movimenti della ITCZ. Essa trasferisce energia dalle regioni tropicali, ricche di energia netta, verso le latitudini più alte, dove l’energia netta è inferiore. Studiando la distribuzione dell’energia vicino all’equatore, si nota che la forma del trasporto energetico cambia con la distanza dall’equatore. Nei nostri modelli, i termini di ordine superiore diventano più rilevanti man mano che ci si allontana dall’equatore, mentre altri termini possono essere trascurati a causa della loro dimensione minore.

Questo fenomeno si riflette anche nella distribuzione annuale della radiazione solare e terrestre, quasi simmetrica intorno all’equatore, con solo leggere variazioni causate dalle nuvole della ITCZ che influenzano diversamente le radiazioni a onda corta e lunga. Queste variazioni si neutralizzano a vicenda, portando a trascurare alcuni comportamenti asimmetrici nelle nostre analisi.

In sintesi, l’analisi del bilancio energetico ci aiuta a comprendere come l’energia sia distribuita attraverso l’atmosfera terrestre e influenzi la dinamica climatica globale, inclusa la posizione della ITCZ.

Applicazioni del bilancio energetico atmosferico e posizionamento della Zona di Convergenza Intertropicale

Utilizzando il bilancio energetico atmosferico, possiamo sviluppare delle approssimazioni per descrivere il flusso di energia statica umida vicino all’equatore. Ad un primo ordine, l’approccio lineare si rivela adeguato quando il flusso di energia varia linearmente con la latitudine intorno all’equatore. Questo approccio è utile per rappresentare le condizioni energetiche nelle simulazioni quando l’input energetico netto equatoriale è piccolo.

Tuttavia, in casi dove il flusso energetico mostra una variazione non lineare intorno all’equatore, è necessario considerare termini di ordine superiore. A tal proposito, l’approssimazione cubica, che include il termine di curvatura dell’input energetico netto equatoriale, diventa cruciale. Questo termine gioca un ruolo fondamentale nel modellare la posizione della ITCZ, potendo determinare la formazione di una doppia ITCZ o di una singola più definita.

Le simulazioni del modello climatico globale mostrano chiaramente come l’approssimazione lineare catturi efficacemente il flusso energetico in condizioni di minore divergenza del flusso energetico oceanico equatoriale. Al contrario, quando la divergenza è maggiore, l’approssimazione cubica descrive meglio la forte non linearità intorno all’equatore.

Queste approssimazioni offrono anche una base per interpretare fisicamente come il bilancio energetico equatoriale influenzi la posizione della ITCZ. Per esempio, se l’input energetico netto all’atmosfera equatoriale è ridotto, il flusso energetico negativo si estende lontano nell’emisfero nord, spostando l’ITCZ e l’equatore energetico verso nord. Inversamente, un maggiore input energetico permette una regione di flusso negativo meno estesa. Similmente, il termine di curvatura controlla quanto piatta sia la distribuzione dell’input energetico equatoriale, influenzando quanto lontano si estenda la regione di flusso energetico negativo.

In sintesi, le strutture meridionali dell’input energetico netto nei nostri modelli, come illustrato nelle figure di riferimento, aiutano a comprendere come vari input energetici modellino la posizione della ITCZ. Le simulazioni sono quindi raggruppate in categorie a seconda dell’importanza relativa dei termini nell’espansione cubica, fornendo una chiave di lettura preziosa per prevedere e comprendere i movimenti della ITCZ in risposta alle variazioni climatiche globali.

La figura illustra come cambia l’apporto di energia all’atmosfera tropicale in nove diverse simulazioni che variano secondo due fattori principali: la quantità di energia assorbita o dispersa dagli oceani all’equatore e la differenza di trattamento energetico tra i due emisferi.

Osservando i vari pannelli, notiamo che quando aumenta l’energia gestita dagli oceani all’equatore, l’energia disponibile nell’atmosfera diminuisce. Questo mostra come gli oceani influenzino significativamente la quantità di energia nell’aria sopra di loro. Anche se cambiamo la distribuzione dell’energia tra i due emisferi, l’energia vicino all’equatore resta sorprendentemente bilanciata, suggerendo una forte resilienza del sistema climatico a mantenere un equilibrio vicino all’equatore.

Inoltre, si osserva che con un maggiore assorbimento di energia all’equatore, la variazione dell’energia in funzione della latitudine diventa più marcata, suggerendo una complessità maggiore nel modo in cui l’energia è distribuita verticalmente nell’atmosfera.

Questa analisi aiuta a comprendere come i grandi corpi d’acqua come gli oceani giocano un ruolo cruciale nel modulare il clima globale, influenzando non solo la quantità totale di energia, ma anche come essa è distribuita attorno all’equatore, che è una regione chiave per il clima mondiale.

Quando l’input energetico all’equatore è elevato

Se l’energia che arriva all’atmosfera equatoriale è abbondante, possiamo semplificare la nostra analisi senza preoccuparci troppo dei dettagli più complessi della sua distribuzione. Questo scenario si verifica tipicamente quando l’energia proveniente dagli oceani all’equatore è limitata. In queste condizioni, la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale, o ITCZ, che è la regione dove si bilanciano i flussi energetici, può essere predetta con una formula semplice.

In pratica, la latitudine dove si trova questa zona è inversamente proporzionale all’energia che attraversa l’equatore. Nei nostri studi, abbiamo osservato che questo approccio funziona bene quando l’energia trasportata dagli oceani è relativamente bassa. Con questa metodologia possiamo vedere come variazioni più grandi o più piccole dell’energia influenzano direttamente dove si forma la ITCZ.

Questo ci dice anche che cambiamenti nella quantità di energia ricevuta possono spostare la ITCZ, indipendentemente da altri fattori. Questa è una scoperta importante perché ci aiuta a comprendere come variazioni relativamente semplici in un determinato luogo possano avere effetti ampi sul clima globale.

La figura illustra come varia l’intensità delle precipitazioni in diverse simulazioni climatiche, ognuna delle quali differisce per il modo in cui il calore viene trasportato dagli oceani verso altre parti del mondo. Le simulazioni sono organizzate per mostrare come cambiano le precipitazioni quando cambiano questi flussi di calore, sia all’equatore che nelle regioni più lontane dai tropici.

In ogni pannello del grafico, vediamo rappresentate due linee principali che aiutano a visualizzare dove si concentra la zona di convergenza intertropicale (ITCZ), cioè l’area dove tipicamente si incontrano i venti alisei e dove si verificano forti precipitazioni. Le linee color magenta indicano dove, secondo le simulazioni, l’energia è bilanciata attorno all’equatore. Le linee arancioni mostrano previsioni basate su diversi modelli matematici di come potrebbe variare la posizione di questa zona.

La figura ci mostra anche come l’effetto del trasporto di calore dalle zone extra-tropicali influenzi la posizione di questa fascia di pioggia intensa:

• Nei pannelli superiori, dove il trasporto di calore all’equatore è relativamente basso, la posizione della ITCZ cambia in maniera più prevedibile e lineare in risposta ai cambiamenti nel trasporto di calore dalle regioni extratropicali.
• Nei pannelli inferiori, dove il trasporto di calore all’equatore è più alto, la relazione diventa più complessa e meno prevedibile.

Questo insieme di dati ci aiuta a comprendere meglio come variazioni relativamente piccole nella distribuzione del calore nei nostri oceani possono avere un impatto significativo sul clima globale, in particolare sulle zone dove si verificano le precipitazioni più intense. Questa comprensione è fondamentale per prevedere cambiamenti futuri nel clima e per prepararci ad affrontare i loro possibili impatti.

Situazioni con un debole apporto energetico positivo all’equatore

Quando l’apporto di energia all’equatore è modesto, si verifica una situazione un po’ più complicata. In questi casi, il modo in cui l’energia viene distribuita attorno all’equatore non segue un modello semplice. Piuttosto, l’effetto combinato di diversi fattori porta a un bilancio energetico che richiede un’analisi più dettagliata per prevedere la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale, o ITCZ. La nostra esperienza mostra che in tali scenari, dove l’input di energia è basso, le approssimazioni semplici non sono sufficienti per descrivere accuratamente ciò che accade.

Quando l’input energetico è negativo

Le cose diventano ancora più interessanti quando l’energia che raggiunge l’equatore è effettivamente inferiore a quella che viene persa. In questo scenario, invece di avere un singolo punto dove l’energia è bilanciata (una singola ITCZ), potrebbero formarsi due zone distinte di convergenza, una su ciascun lato dell’equatore. Questo fenomeno è noto come la formazione di una “doppia ITCZ”. La presenza di due zone separate dove l’atmosfera converge significa che l’energia viene trasportata verso l’equatore da entrambe le direzioni, creando un pattern molto più complesso.

In queste situazioni, diventa evidente che le relazioni lineari semplici non bastano per spiegare i movimenti e le posizioni dell’ITCZ. Invece, ci troviamo di fronte a comportamenti non lineari che richiedono metodi di calcolo più sofisticati per essere compresi appieno.

Conclusioni pratiche

Queste osservazioni non sono solo di interesse teorico; hanno implicazioni pratiche importanti per la comprensione del clima globale. Ad esempio, capire come variazioni relativamente piccole nell’energia ricevuta o perduta all’equatore possano portare a cambiamenti significativi nel clima, come la formazione di doppie ITCZ, è fondamentale per prevedere e mitigare gli impatti del cambiamento climatico. Le nostre simulazioni mostrano che anche piccole variazioni possono avere effetti ampi, sottolineando l’importanza di monitorare e comprendere questi fenomeni complessi.

Impatto della Forzatura Extratropicale sulla Circolazione Tropicale

I nostri studi hanno esplorato la relazione tra la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) e il bilancio energetico atmosferico vicino all’equatore. Questa relazione è diagnostica: il bilancio energetico atmosferico dipende dalla circolazione atmosferica vicino all’equatore, e quindi dalla posizione dell’ITCZ.

Abbiamo scoperto che il flusso di energia attraverso l’equatore nelle nostre simulazioni è influenzato principalmente dall’ampiezza della forzatura energetica degli oceani nelle regioni extratropicali. Questa scoperta ci ha permesso di stabilire un collegamento diretto tra il flusso di energia trans-equatoriale e il parametro di forzatura extratropicale, denominato OE.

Questa connessione può essere spiegata attraverso l’effetto della temperatura elevata tra gli emisferi, che è influenzata dall’ampiezza della forzatura extratropicale. È interessante notare che il parametro γ, un valore che abbiamo determinato empiricamente, rappresenta la forza di questo collegamento tra la forzatura extratropicale e la circolazione tropicale. Gli eddies extratropicali giocano un ruolo cruciale in questo processo, trasportando calore e umidità dalle regioni subtropicali a quelle extratropicali.

Combinando queste osservazioni con altri dati della nostra simulazione, abbiamo potuto prevedere con precisione la posizione dell’ITCZ basandoci esclusivamente sui parametri di forzatura esterna. Questi risultati concordano strettamente con quelli ottenuti attraverso l’analisi del bilancio energetico nelle simulazioni.

Nonostante il successo di questo metodo nelle nostre simulazioni, è importante riconoscere che potrebbe non essere altrettanto efficace in scenari più realistici. In particolare, divergenze nel flusso di energia degli oceani extratropicali che non seguono un andamento uniforme possono creare onde stazionarie che alterano il flusso di energia trans-equatoriale. In tali casi, potrebbe essere necessario adottare approcci più sofisticati per descrivere il trasporto di energia extratropicale e le sue implicazioni per la circolazione tropicale.

3.6 Discussione e conclusioni

Sommario Per comprendere meglio come la Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) sia influenzata dal bilancio energetico vicino all’equatore, abbiamo modificato sia la forza del flusso energetico atmosferico che attraversa l’equatore, sia l’apporto di energia all’atmosfera equatoriale. Questo è stato fatto attraverso l’introduzione di variazioni nel flusso energetico degli oceani in un modello climatico globale semplificato. Come osservato in precedenti ricerche con modelli simili, abbiamo notato che la posizione della ITCZ tende a coincidere con quella del flusso energetico all’equatore. Tale coincidenza si verifica anche quando ci sono due minime variazioni di flusso energetico atmosferico che si trovano da entrambi i lati dell’equatore, portando alla formazione di un doppio ITCZ.

La posizione dell’ITCZ e quella dell’equatore energetico dipendono da come varia il flusso di energia atmosferica nei dintorni dell’equatore. Se queste variazioni sono più o meno uniformi in funzione della latitudine, la deviazione dell’ITCZ dall’equatore risulta legata sia alla forza del flusso energetico che lo attraversa sia alla variazione complessiva di energia ricevuta dall’atmosfera equatoriale. Se le variazioni di energia sono meno regolari e necessitano di un’analisi più dettagliata, la situazione può diventare più complessa. In particolare, se l’input energetico è lievemente positivo, la relazione tra la posizione dell’ITCZ e il flusso di energia diventa meno diretta e più delicata da quantificare. Inoltre, se l’input di energia diventa negativo o la sua tendenza varia in modo significativo, può verificarsi un fenomeno chiamato biforcazione, che porta alla formazione di due ITCZ.

Abbiamo confermato la validità di queste osservazioni attraverso simulazioni con un modello climatico idealizzato, che mostra un clima zonalmente simmetrico e stabile nel tempo. Altre ricerche, che hanno utilizzato dati reali e modelli climatici più complessi, hanno documentato fenomeni simili, suggerendo che i nostri risultati potrebbero essere applicabili anche all’atmosfera terrestre, almeno in un contesto di media a lungo termine e su larga scala. Un’analisi più dettagliata dell’applicabilità di questi risultati alle variazioni stagionali e annuali dell’ITCZ è oggetto di un’altra pubblicazione. Queste scoperte aprono nuove prospettive per l’interpretazione dei dati climatici storici e per il miglioramento dei modelli climatici attuali.

La tabella riportata nel documento mostra come cambia la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) sotto differenti condizioni simulate in un modello climatico. Queste condizioni sono modificate manipolando due fattori principali: l’apporto di energia dall’oceano e il flusso di energia attraverso l’equatore. Ogni combinazione di questi fattori produce risultati diversi riguardo alla posizione dell’ITCZ, che è l’area dove si concentrano le precipitazioni tropicali intense.

1. Apporto energetico dall’oceano e dall’atmosfera: La tabella mostra diverse configurazioni di energia proveniente dall’oceano e dall’atmosfera. Alcuni scenari non prevedono apporto energetico dall’oceano, mentre altri prevedono un apporto energetico maggiore.
2. Posizione del massimo delle precipitazioni: Questo parametro ci dice dove, in termini di latitudine, si concentrano le precipitazioni più intense. Ad esempio, potrebbe essere leggermente a nord o a sud dell’equatore, a seconda delle condizioni simulate.
3. Posizione dell’equilibrio energetico: La tabella fornisce anche informazioni su dove si bilancia il flusso di energia nell’atmosfera, il che influisce sulla distribuzione delle temperature e delle precipitazioni.
4. Deviazione della posizione dell’ITCZ: Infine, la tabella fornisce una stima di quanto lontano dall’equatore si sposta l’ITCZ. In alcuni casi, l’ITCZ può anche apparire come doppia banda di precipitazioni, un fenomeno noto come doppio ITCZ, che è indicato con due valori differenti di deviazione.

In sostanza, la tabella aiuta a comprendere come variabili specifiche relative al clima, come il flusso di energia, influenzino dove e come si formano le zone di precipitazioni intense nelle regioni tropicali nel modello simulato. Questo è importante per prevedere i cambiamenti climatici e per capire meglio i meccanismi che regolano il clima della Terra.

Implicazioni per l’interpretazione dei record climatici I nostri studi offrono un nuovo modo di vedere e interpretare le variazioni storiche e previste della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ), un elemento cruciale nei climi tropicali. Storicamente, si è visto che l’ITCZ si sposta su e giù lungo l’equatore. Questi movimenti sono spesso legati a cambiamenti nei flussi di energia atmosferica che attraversano l’equatore, influenzati da fattori come variazioni nella riflessione solare di un emisfero dovute a ghiacciai o inquinanti atmosferici. I nostri risultati suggeriscono che la posizione dell’ITCZ è influenzata non solo da questi flussi di energia, ma anche dall’energia totale che l’equatore riceve dall’ambiente circostante. Per esempio, un fenomeno come il doppio ITCZ, che si verifica nel Pacifico orientale durante la primavera, è un chiaro esempio di come piccole variazioni in queste energie possono portare a grandi cambiamenti nella posizione dell’ITCZ, come si vede durante gli eventi di El Niño.

Implicazioni per la modellazione climatica La posizione dell’ITCZ dipende strettamente dal bilancio energetico all’equatore, che è la differenza tra l’energia ricevuta e quella persa. Anche una piccola imprecisione nei modelli climatici riguardo questo bilancio può portare a significative discrepanze, come il noto problema del doppio ITCZ nei modelli, dove l’ITCZ appare diviso in due. Questo problema è spesso accentuato da come i modelli gestiscono il calore nelle regioni polari, ma anche da come rappresentano le nuvole e il calore assorbito dagli oceani nei tropici. Ad esempio, un modello che non simula accuratamente come il calore si muove attraverso l’oceano può prevedere erroneamente come e dove si forma l’ITCZ, specialmente sotto l’effetto dei cambiamenti climatici.

In generale, un’analisi approfondita di questi errori nei modelli climatici potrebbe essere molto utile per capire meglio e correggere le discrepanze, aiutando così a migliorare le previsioni del clima futuro.

Questioni aperte

La relazione tra l’equatore del flusso energetico e la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) in base al bilancio energetico dell’atmosfera ha fatto progressi, ma rappresenta solo una parte del problema. Il bilancio energetico, infatti, è solo una delle tante caratteristiche che l’atmosfera deve mantenere in equilibrio. Le analisi attuali offrono delle utili indicazioni sulla posizione dell’ITCZ, ma non costituiscono una teoria completa e definitiva sulla sua dinamica.

Le componenti che contribuiscono al bilancio energetico sono influenzate dalla circolazione atmosferica, che a sua volta è determinata dalla posizione dell’ITCZ. Ad esempio, la quantità di energia che entra nell’atmosfera dipende da come l’aria si muove e trasporta energia, e queste circostanze cambiano a seconda di dove si trova l’ITCZ.

Una teoria completa sull’ITCZ dovrebbe anche considerare altri fattori come il bilancio del momento angolare, che è importante sia vicino alla superficie terrestre che più in alto nell’atmosfera. Questo bilancio influisce sul modo in cui l’aria si muove da una parte all’altra del pianeta, e quindi ha un ruolo fondamentale nel determinare dove si forma l’ITCZ.

Nonostante ci concentriamo sul bilancio energetico, ci sono molte altre variabili, come il flusso di energia legato alla circolazione dell’aria, che influenzano la posizione dell’ITCZ. La relazione tra tutti questi elementi è complessa e non completamente compresa, e rappresenta una sfida significativa per i ricercatori.

Inoltre, l’ITCZ non si trova in una posizione fissa e simmetrica attorno all’equatore, ma può variare anche in base alla longitudine. Per comprendere meglio come l’ITCZ si muove e cambia, potrebbe essere utile considerare come l’energia si distribuisce in diverse aree longitudinali.

Infine, un’altra complicazione è che l’ITCZ non coincide sempre con l’equatore del flusso energetico. Queste e altre questioni aperte rimangono un campo di indagine importante per chi studia la dinamica del clima e l’atmosfera.

Appendice A: Relazione tra trasporti di energia, umidità e massa

Nello studio della circolazione atmosferica meridionale, che si mantiene costante nel tempo, il trasporto di umidità può essere semplificato considerando le quantità medie di umidità in due parti distinte dell’atmosfera: il ramo inferiore e quello superiore della circolazione. Utilizzando una media matematica, possiamo dedurre come l’umidità si muove su e giù lungo queste colonne atmosferiche. La differenza tra l’umidità nei due rami ci aiuta a capire la quantità netta di umidità che si sposta. È importante notare che l’umidità nel ramo superiore è tipicamente molto minore rispetto a quella nel ramo inferiore. Questo aiuta a stabilire una relazione approssimativa per quantificare il movimento dell’umidità nell’atmosfera.

Analogamente, il trasporto di energia può essere approssimato in modo simile. Considerando la differenza tra l’energia nei due rami della circolazione atmosferica, possiamo ottenere una stima del flusso di energia. La formula risultante dipende dalla differenza di energia tra i due rami e ci dà una buona idea di come l’energia si muova attraverso l’atmosfera in risposta ai cambiamenti nella circolazione.

In entrambi i casi, queste approssimazioni sono utili per comprendere come l’energia e l’umidità si distribuiscono nell’atmosfera terrestre e come questi flussi influenzino fenomeni meteorologici più ampi, come la formazione e il movimento delle zone di convergenza intertropicale. Questi calcoli sono fondamentali per modellare e prevedere il comportamento del clima globale.

Appendice B: Approssimazione asintotica per la posizione dell’ITCZ

Nella Sezione 4, abbiamo introdotto un modo per approssimare la posizione dell’ITCZ attraverso l’analisi di un’equazione polinomiale di terzo ordine. Questa equazione ci permette di stimare come varia la posizione dell’ITCZ in base a diversi fattori climatici.

Quando uno dei parametri dell’equazione, che rappresenta un fattore più complesso del modello, è nullo, possiamo risolvere l’equazione molto semplicemente. Questo ci dà una stima diretta di dove si potrebbe trovare l’ITCZ quando c’è un forte input energetico all’equatore.

Se l’input energetico all’equatore è debole, l’equazione diventa più complessa e necessita di una serie di approssimazioni. Qui, consideriamo l’influenza incrementale di un parametro, sviluppando la posizione dell’ITCZ come una serie di aggiustamenti basati su questo parametro.

La situazione diventa ancora più intricata quando l’input energetico all’equatore è negativo, o quando un altro parametro è molto piccolo. In questi casi, l’equazione iniziale non può essere risolta direttamente e dobbiamo ricorrere a ulteriori approssimazioni per trovare la soluzione. Questo processo ci permette di esplorare scenari in cui l’ITCZ potrebbe spostarsi in modi non intuitivi a causa di complessi bilanci energetici nell’atmosfera.

In sintesi, queste tecniche di approssimazione ci offrono strumenti preziosi per prevedere la posizione dell’ITCZ sotto varie condizioni climatiche. Questo è fondamentale per comprendere e modellare il comportamento dei sistemi meteorologici tropicali in risposta ai cambiamenti climatici.

Un’equazione polinomiale di terzo ordine è un tipo di equazione che descrive una relazione in cui una quantità può variare e dipendere da se stessa in un modo che risulta essere più complicato rispetto a una semplice linea retta.

Immagina di avere un puzzle matematico dove stai cercando di capire come varia qualcosa, come potrebbe essere la velocità di un’auto che accelera e rallenta in modo non uniforme. Un polinomio di terzo ordine aiuterebbe a descrivere questo tipo di comportamento che cambia in maniera più drammatica rispetto a una semplice accelerazione costante.

In termini più pratici, queste equazioni possono essere usate per modellare situazioni in natura o in tecnologia dove ci sono cambiamenti che non sono diretti o semplici, ma piuttosto hanno punti dove aumentano o diminuiscono rapidamente, come il cambiamento del volume di gas in una camera di combustione o l’andamento delle popolazioni animali in risposta a varie condizioni ambientali.

La cosa importante da ricordare è che queste equazioni aiutano a prevedere fino a tre diversi possibili risultati o scenari basati su come imposti il problema, permettendo ai ricercatori e agli ingegneri di avere una comprensione più profonda e completa delle dinamiche che stanno studiando.

Capitolo 4 VARIAZIONI ORBITALI DELLE PRECIPITAZIONI TROPICALI DA UN MODELLO DI PRECIPITAZIONE IDEALIZZATO

4.1 Abstract

Le precipitazioni tropicali rispondono principalmente alle variazioni dell’orbita terrestre attraverso spostamenti della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) e cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni medie zonali. In questo capitolo, viene sviluppato un modello concettuale che rappresenta entrambi i processi e la loro risposta alle variazioni dell’insolazione orbitale. Il modello prevede l’evoluzione stagionale delle precipitazioni tropicali tra 30°S e 30°N. Le variazioni dell’insolazione influenzano le precipitazioni stagionali in due modi principali: termodinamicamente, provocando variazioni nell’intensità delle precipitazioni attraverso la modulazione del contenuto di vapore acqueo nell’atmosfera; e dinamicamente, causando spostamenti dell’ITCZ attraverso la modulazione del bilancio energetico globale dell’atmosfera. Gli effetti termodinamici e dinamici agiscono insieme per determinare la risposta media annuale delle precipitazioni tropicali ai cambiamenti dell’orbita terrestre.

Il modello riesce a riprodurre con successo i cambiamenti nelle precipitazioni medie annuali dedotti dai paleo-proxies attraverso diversi cicli glaciali-interglaciali. Mostra come la precessione orbitale e le variazioni dell’obliquità terrestre influenzino diversamente le precipitazioni tropicali vicino all’equatore e più lontano da esso, con segnali spettrali delle variazioni di precessione e obliquità che cambiano con la latitudine. Fornisce anche spiegazioni per le diverse fasi osservate dei minimi e massimi delle precipitazioni vicino all’equatore e più lontano. Ad esempio, il modello riproduce uno sfasamento di circa 10.000 anni tra i record delle precipitazioni delle grotte nel Borneo settentrionale (4°N) e in Cina (circa 30°N). Il modello suggerisce che tali sfasamenti derivino da un diverso bilanciamento tra gli spostamenti dell’ITCZ e le variazioni nell’intensità delle precipitazioni, fornendo così una comprensione dei meccanismi che guidano i cambiamenti delle precipitazioni tropicali su scale temporali orbitali.

4.2 Introduzione

L’interpretazione dei record paleoclimatologici delle precipitazioni ottenuti da carote di sedimenti o stalagmiti è un compito complesso. Non solo essa dipende da processi di frazionamento isotopico complessi, ma anche comprendere come meccanicamente sorgano le variazioni di precipitazione rimane una sfida. La quantità di precipitazioni in un determinato luogo dipende dal contenuto di vapore acqueo nell’atmosfera e dalla forza delle circolazioni atmosferiche che trasportano questo vapore [ad esempio, 69, 104, 105]. Il contenuto di vapore acqueo può cambiare termodinamicamente, principalmente attraverso variazioni della pressione di vapore di saturazione dipendenti dalla temperatura [44, 51]. Le circolazioni atmosferiche possono cambiare dinamicamente, spostandosi o cambiando la loro intensità. Pertanto, un modello che tenta di spiegare le variazioni di precipitazione su scale temporali delle variazioni orbitali della Terra deve includere i processi termodinamici e dinamici rilevanti.

In passato, le variazioni delle precipitazioni tropicali su scale temporali orbitali sono state spesso correlate a variazioni dell’insolazione locale o ad alte latitudini indotte da variazioni orbitali [ad esempio, 16, 17], basandosi sull’idea che l’insolazione locale influisca direttamente sulle precipitazioni in un determinato sito. Ad esempio, le variazioni delle precipitazioni su scale temporali precessionali in Brasile e in Cina sono fuori fase perché l’insolazione estiva nell’emisfero settentrionale è più intensa quando il perielio si verifica in estate boreale, causando un aumento delle precipitazioni monsoniche in Asia, mentre l’insolazione estiva nell’emisfero meridionale è ridotta, causando una diminuzione delle precipitazioni monsoniche in Brasile [ad esempio, 12, 16, 69]. Questo porta a variazioni delle precipitazioni fuori fase su scale temporali precessionali nei subtropici settentrionali e meridionali.

In questo articolo, presentiamo un modello concettuale che spiega come le precipitazioni tropicali e il loro ciclo stagionale nella media zonale rispondano termodinamicamente e dinamicamente alle variazioni di insolazione. Il modello si basa sull’assunzione che le variazioni delle precipitazioni tropicali avvengano principalmente per due motivi: (i) l’intensità delle precipitazioni cambia termodinamicamente in risposta alle variazioni di insolazione tropicale, che modulano il contenuto di vapore acqueo nell’atmosfera; (ii) il campo di precipitazione si sposta dinamicamente in latitudine, in risposta alle variazioni differenziali di insolazione globale che possono spostare la Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ). Il modello consente questi due tipi di cambiamenti attraverso un fattore di intensità delle precipitazioni, controllato localmente dall’insolazione tropicale, e una funzione di distribuzione delle precipitazioni in base alla latitudine, che codifica la latitudine e la larghezza dell’ITCZ e dipende dalla distribuzione globale dell’insolazione.

Studi precedenti si sono concentrati su simulazioni di modelli di circolazione generale (GCM) che confrontano due diversi scenari climatici (ad esempio, alta vs. bassa obliquità o perielio di giugno vs. dicembre) o utilizzano variazioni orbitali accelerate per studiare la stagionalità delle precipitazioni tropicali [ad esempio, 69, 104, 106-112]. Il vantaggio principale di questi modelli è che possono incorporare condizioni di contorno continentali realistiche e nuvole, tra le altre cose. Tuttavia, questa complessità ha un costo in termini di trattabilità analitica e velocità computazionale. La principale virtù del nostro modello concettuale è che può essere analizzato in modo analitico e simulato a basso costo computazionale, permettendoci di comprendere i meccanismi delle variazioni delle precipitazioni tropicali nella media zonale, come quelle dedotte dai record paleoclimatici. Utilizziamo il modello per riprodurre le variazioni delle precipitazioni medie annuali degli ultimi 350.000 anni dedotte dai record paleoclimatici a diverse latitudini, illuminando vari aspetti delle variazioni di precipitazione osservate, come la loro relazione di fase tra diverse latitudini. Ad esempio, le variazioni delle precipitazioni inferite dalle grotte nel Borneo settentrionale a circa 4° N [13, 15, 18] sono sfasate di circa 10.000 anni rispetto alle variazioni delle precipitazioni inferite dalle grotte di Hulu, Sanbao e Linzhu in Cina a circa 30° N [11, 14, 113]. Il nostro modello concettuale fornisce una spiegazione di come tali sfasamenti possano sorgere a causa della diversa importanza relativa degli spostamenti orbitali dell’ITCZ e delle variazioni di intensità delle precipitazioni a diverse latitudini.

La sezione 4.3 descrive in dettaglio il modello di precipitazione. La sezione 4.4 discute come le diverse variazioni orbitali (ad esempio, precessione e obliquità) influenzino le precipitazioni nel modello e confronta le nostre previsioni con i record delle precipitazioni a basse latitudini degli ultimi 350.000 anni. La sezione 4.5 riassume i risultati. L’appendice fornisce calcoli analitici che aiutano a interpretare le cause dei cambiamenti delle precipitazioni. Ad esempio, mostriamo che, nel caso di un’ITCZ stretta, le precipitazioni medie annuali a qualsiasi latitudine tropicale possono essere espresse come il prodotto di una scala temporale di migrazione dell’ITCZ e l’intensità delle precipitazioni quando l’ITCZ è sopra la latitudine considerata. Le differenze tra le località vicino all’equatore e i siti subtropicali sorgono perché vicino all’equatore l’ITCZ passa due volte all’anno.

4.3 Modello

Il modello di precipitazione media zonale utilizza l’insolazione al top dell’atmosfera come unico input. Questo richiede assunzioni semplificate, ad esempio sui feedback delle nuvole, ma porta a un modello concettuale che chiarisce i meccanismi. Il nostro obiettivo è includere solo la complessità necessaria per comprendere i cambiamenti orbitali delle precipitazioni nella media zonale, come registrato nei record paleoclimatici per i tropici.

In passato, le analisi teoriche dei record paleoclimatici delle precipitazioni tropicali hanno utilizzato argomentazioni basate sull’insolazione in un periodo specifico dell’anno nel luogo dove viene raccolto il record delle precipitazioni. L’idea è che le variazioni locali di insolazione influenzino le variazioni delle precipitazioni quando l’ITCZ si trova vicino al sito del record, ad esempio attraverso l’influenza dell’insolazione sul contenuto di vapore acqueo atmosferico o sulla forza della circolazione. Un problema con questo approccio è che l’insolazione quando l’ITCZ è sopra non è l’unico fattore importante da considerare quando si vuole comprendere le precipitazioni medie annuali in un determinato luogo. Ad esempio, i cambiamenti di insolazione alle alte latitudini possono influenzare la posizione dell’ITCZ e il momento del passaggio dell’ITCZ attraverso il bilancio energetico globale dell’atmosfera. Pertanto, le variazioni di insolazione in tutto il mondo, comprese quelle in località remote, possono influenzare le precipitazioni medie annuali nei luoghi tropicali.

Qui adottiamo una prospettiva diversa con un semplice modello non lineare delle precipitazioni che utilizza l’insolazione globale come input e rappresenta sia i fattori termodinamici che dinamici. Nel modello, il campo delle precipitazioni medie zonali è rappresentato come una funzione che varia con la latitudine, il periodo dell’anno e il tempo geologico. Il tempo geologico racchiude tutte le informazioni sullo stato dell’orbita terrestre, caratterizzata dalla longitudine del perielio, eccentricità e obliquità. Espandendo questa funzione attorno alla latitudine di massima precipitazione tropicale, dove si trova l’ITCZ, e trascurando i contributi di ordine superiore, il campo delle precipitazioni medie zonali può essere approssimato come una distribuzione Gaussiana.

Consideriamo la varianza della distribuzione delle precipitazioni con la latitudine costante per tutti i valori del periodo dell’anno e del tempo geologico. Questo equivale a supporre che la larghezza dell’ITCZ sia fissa nei cicli stagionali e orbitali, il che non è del tutto accurato, ma è una prima approssimazione utile. Con queste assunzioni, il campo delle precipitazioni medie zonali può essere scomposto in un fattore di intensità e un fattore di forma Gaussiana. Questi fattori dipendono dalla latitudine dell’ITCZ, che varia su scale temporali stagionali e geologiche, e dalla varianza della distribuzione delle precipitazioni con la latitudine. I cambiamenti nelle precipitazioni rispetto a una distribuzione di riferimento mentre la configurazione orbitale varia possono ora essere attribuiti a cambiamenti nell’intensità e nella forma della distribuzione, trascurando i prodotti dei cambiamenti di intensità e degli spostamenti dell’ITCZ.

I cambiamenti medi annuali delle precipitazioni possono essere ottenuti mediando le variazioni su un anno. Utilizziamo l’insolazione al top dell’atmosfera per parametrizzare il fattore di intensità come proporzionale all’insolazione equatoriale. La logica di questa parametrizzazione è che l’insolazione nei tropici profondi determina termodinamicamente l’intensità delle precipitazioni attraverso il suo controllo sul contenuto di vapore acqueo. La latitudine dell’ITCZ nel modello è parametrizzata come proporzionale alla differenza di insolazione integrata per area tra l’emisfero nord e sud. Questa parametrizzazione assume che la differenza di insolazione tra gli emisferi controlli da sola il flusso energetico atmosferico trans-equatoriale e che la posizione dell’ITCZ sia proporzionale a questo flusso energetico.

Intensità delle precipitazioni

Il fattore di intensità delle precipitazioni rappresenta gli effetti termodinamici delle variazioni nel contenuto di vapore acqueo atmosferico sull’intensità delle precipitazioni stesse. Il contenuto di vapore acqueo nell’atmosfera dipende principalmente dalla temperatura attraverso la pressione di vapore di saturazione, poiché l’umidità relativa dell’atmosfera, soprattutto sugli oceani, tende a variare poco con i cambiamenti climatici. La temperatura, a sua volta, dipende principalmente dall’insolazione ed è abbastanza omogenea nei tropici. Pertanto, si può assumere che il fattore di intensità dipenda solo dall’insolazione all’equatore e sia indipendente, ad esempio, dalla latitudine dell’ITCZ.

Per comprendere come varia il fattore di intensità con l’insolazione equatoriale, possiamo espanderlo rispetto a un valore di riferimento dell’insolazione equatoriale. Questo approccio è giustificato dal fatto che le variazioni stagionali e orbitali dell’insolazione all’equatore sono generalmente piccole. Qui, l’intensità di precipitazione di riferimento rappresenta un valore base, mentre la sensibilità delle precipitazioni alle variazioni di insolazione equatoriale definisce come queste precipitazioni rispondono ai cambiamenti di insolazione.

Poiché l’eccentricità terrestre è stata piccola nel suo passato geologico e l’obliquità è anch’essa relativamente piccola, le variazioni dell’insolazione equatoriale possono essere approssimativamente descritte da un’espansione basata sull’eccentricità e l’obliquità. Questa approssimazione implica che l’intensità delle precipitazioni all’ITCZ varia sinusoidalmente con il periodo dell’anno, misurato dalla longitudine solare. Ha un massimo al perielio e un minimo all’afelio; sarebbe costante per un’orbita circolare. In questa approssimazione di piccola obliquità e piccola eccentricità, l’obliquità e l’angolo di declinazione solare correlato non influenzano l’insolazione all’equatore, sebbene influenzino l’insolazione lontano dall’equatore, comportando errori inferiori al 20% nella media annuale e zonale.

(Il perielio è il punto dell’orbita di un pianeta, asteroide o cometa che è più vicino al Sole. Per la Terra, il perielio avviene all’inizio di gennaio. Durante il perielio, la Terra riceve la massima quantità di energia solare, poiché è più vicina al Sole.

L’afelio, al contrario, è il punto dell’orbita in cui il pianeta, asteroide o cometa è più lontano dal Sole. Per la Terra, l’afelio si verifica all’inizio di luglio. Durante l’afelio, la Terra riceve la minima quantità di energia solare, poiché è più lontana dal Sole.

Quindi, quando diciamo che l’intensità delle precipitazioni ha un massimo al perielio e un minimo all’afelio, significa che le precipitazioni sono più intense quando la Terra è più vicina al Sole (perielio) e meno intense quando la Terra è più lontana dal Sole (afelio).

Latitudine dell’ITCZ

Il fattore di forma delle precipitazioni dipende dalla latitudine dell’ITCZ (φm), mentre la larghezza σ è considerata fissa. Quindi, dobbiamo derivare un’approssimazione della latitudine dell’ITCZ in termini di insolazione. Possiamo fare questo collegando la latitudine dell’ITCZ al flusso di energia attraverso l’equatore (F0). Questa relazione implica che la latitudine dell’ITCZ è proporzionale al flusso di energia attraverso l’equatore, con un certo ritardo di fase tra i cambiamenti nella latitudine dell’ITCZ e i cambiamenti nel flusso di energia.

La latitudine dell’ITCZ è legata al trasporto di energia atmosferica attraverso l’equatore perché, quando l’ITCZ si sposta lontano dall’equatore, la circolazione atmosferica attraverso l’equatore si rafforza. Questo trasporta più energia dall’emisfero più caldo a quello più freddo o, più precisamente, dall’emisfero con un input netto di energia a quello con una perdita netta di energia.

Per approssimare la latitudine dell’ITCZ in termini di insolazione, assumiamo che il flusso di energia attraverso l’equatore sia proporzionale alla differenza di insolazione tra gli emisferi, pesata per area. Utilizzando un’approssimazione al primo ordine per l’insolazione in termini di eccentricità e obliquità, possiamo determinare che la latitudine dell’ITCZ varia con il tempo dell’anno e la configurazione orbitale.

In sintesi, β è un parametro che misura la sensibilità della latitudine dell’ITCZ alla differenza di insolazione tra gli emisferi. Assumiamo che questa sensibilità sia costante. Questo approccio ci permette di collegare i cambiamenti nella latitudine dell’ITCZ ai cambiamenti nell’insolazione globale, fornendo un quadro utile per comprendere come la distribuzione delle precipitazioni possa variare nel tempo geologico.

Tuttavia, Bischoff & Schneider e Adam et al. hanno dimostrato che questa sensibilità non è costante, ma dipende dall’input netto di energia nell’atmosfera vicino all’equatore. Ciò implica che la sensibilità della latitudine dell’ITCZ sia, a un primo ordine, una funzione lineare dell’insolazione all’equatore. Se consideriamo questa sensibilità come lineare rispetto all’insolazione equatoriale, come il fattore di intensità delle precipitazioni, non influenzerebbe sostanzialmente i risultati del modello, ma solo l’interpretazione dei parametri. A un primo ordine, ciò comporterebbe una modifica della latitudine dell’ITCZ che sarebbe piccola se la sensibilità dipendesse debolmente dall’insolazione equatoriale.

Con questa espressione per la latitudine dell’ITCZ, la funzione di forma delle precipitazioni nel modello, al primo ordine, varia con il tempo dell’anno e con la configurazione orbitale della Terra. In questo contesto, la latitudine dell’ITCZ nel caso di zero eccentricità è presa come riferimento.

Il modello descritto dipende solo dall’insolazione come input e da alcuni parametri chiave. È stato utilizzato per generare le soluzioni numeriche discusse successivamente. I parametri sono scelti in modo approssimativo per ottenere valori e forme di precipitazione realistici per le condizioni orbitali attuali. I parametri che riflettono la sensibilità della posizione dell’ITCZ sono scelti in modo da rispecchiare le sensibilità trovate in studi precedenti. È importante notare che non è stata effettuata una sintonizzazione approfondita dei parametri e che i risultati presentati non sono molto sensibili ai valori esatti dei parametri del modello.

In questa sezione, abbiamo trascurato altri fattori che possono contribuire alle risposte delle precipitazioni medie zonali attorno alla posizione dell’ITCZ. Ad esempio, il nostro modello non considera la presenza di una profonda circolazione oceanica che può influenzare la posizione media zonale e annuale dell’ITCZ. L’effetto di tale circolazione può essere incluso nel nostro modello, aggiungendo un termine aggiuntivo nell’equazione della latitudine dell’ITCZ. Questo può influenzare i cambiamenti nelle precipitazioni attraverso modifiche nel riferimento dell’insolazione, ma non attraverso i componenti di perturbazione, a condizione che la forza della circolazione oceanica non cambi significativamente. Tuttavia, abbiamo trovato che includere questo effetto non cambia sostanzialmente i nostri risultati.

L’appendice fornisce ulteriori approfondimenti, utilizzando le equazioni per derivare approssimazioni analitiche che spiegano la dipendenza delle precipitazioni medie annuali e zonali dai parametri orbitali. Ad esempio, le approssimazioni evidenziano perché le precipitazioni rispondono alle variazioni nella longitudine del perielio anche se l’insolazione media annuale non cambia.

La Tabella 4.1 elenca i valori dei parametri utilizzati nelle simulazioni del modello di precipitazione. Questi parametri sono fondamentali per descrivere come le precipitazioni rispondono alle variazioni di insolazione e altri fattori climatici. Ecco una descrizione di ciascun parametro:

1. Intensità di precipitazione di riferimento (P₀​): Questo valore è impostato a 10 millimetri al giorno. Serve come punto di riferimento per l’intensità delle precipitazioni nel modello.
2. Insolazione di riferimento (S_ref​): Il valore è di 400 watt per metro quadrato. Questo parametro rappresenta la base per misurare e confrontare le variazioni di insolazione che influenzano le precipitazioni.
3. Sensibilità delle precipitazioni (α): La sensibilità delle precipitazioni alle variazioni di insolazione equatoriale è impostata a 0.075. Questo valore quantifica quanto cambiano le precipitazioni in risposta alle variazioni di insolazione.
4. Sensibilità della latitudine dell’ITCZ β): Questo parametro, con un valore di 0.066, determina come la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) si sposta in risposta alle variazioni di insolazione tra l’emisfero nord e sud.
5. Larghezza della distribuzione delle precipitazioni (σ): La larghezza è impostata a 5 gradi. Questo valore rappresenta l’estensione spaziale dell’ITCZ nel modello, ovvero quanto si estende la zona di convergenza delle precipitazioni.
6. Ritardo di fase (Δλ): Il ritardo di fase tra i cambiamenti nella latitudine dell’ITCZ e i cambiamenti nel flusso di energia è impostato a 60 gradi. Questo parametro indica il ritardo temporale con cui la latitudine dell’ITCZ risponde ai cambiamenti nel flusso di energia.

Questi parametri sono utilizzati per eseguire simulazioni che aiutano a comprendere come le precipitazioni variano in risposta ai cambiamenti nell’insolazione e nelle condizioni climatiche globali. I valori sono scelti in modo da riflettere condizioni realistiche per i parametri orbitali attuali e per ottenere risultati che siano in linea con le osservazioni climatiche.

4.4 Risposta alle variazioni orbitali

Per illustrare le proprietà del nostro modello, abbiamo condotto due esperimenti rappresentativi e confrontato le sue previsioni con le variazioni delle precipitazioni tropicali dedotte dai dati paleoclimatici.

Risultati e discussione

La Figura 4.1 mostra i risultati del modello per due diversi momenti del perielio terrestre: uno in dicembre (che è l’attuale situazione) e uno in giugno. La risposta del modello alla precessione delle precipitazioni annuali medie deriva da due effetti principali. Primo, l’insolazione estiva boreale raggiunge un massimo nell’emisfero settentrionale quando il perielio passa da dicembre a giugno, causando un corrispondente indebolimento dell’insolazione durante l’estate australe nell’emisfero meridionale. Questo influenza le precipitazioni medie annuali attraverso cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni e spostamenti nella posizione dell’ITCZ. Secondo, i cambiamenti nella durata delle stagioni (ad esempio, l’estate boreale è più breve quando il perielio si verifica a giugno, perché la Terra orbita più velocemente intorno al Sole quando è più vicina) portano anche a spostamenti stagionali dell’ITCZ e a cambiamenti concomitanti nelle precipitazioni.

I cambiamenti totali delle precipitazioni, suddivisi in cambiamenti di intensità e cambiamenti dovuti agli spostamenti dell’ITCZ, sono mostrati nella Figura 4.2. Sebbene l’insolazione media annuale a ciascuna latitudine sia la stessa in entrambe le simulazioni, le precipitazioni aumentano nei subtropici dell’emisfero che riceve l’insolazione estiva più intensa e diminuiscono vicino all’equatore. Questo avviene perché, nel nostro modello, le precipitazioni rispondono in modo non lineare all’insolazione locale. I cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni si verificano perché il contenuto di vapore acqueo aumenta intorno al momento del perielio. Poiché l’ITCZ si trova nell’emisfero settentrionale durante l’estate boreale, ciò porta a un pattern dipolare nelle variazioni delle precipitazioni annuali medie: aumentano nell’emisfero settentrionale e diminuiscono in quello meridionale. Questi cambiamenti avvengono nonostante l’insolazione media annuale rimanga invariata in una determinata località, poiché il ciclo stagionale della posizione dell’ITCZ si correla con i cambiamenti stagionali del contenuto di vapore acqueo indotti dalla precessione, portando a cambiamenti non lineari nella media annuale delle precipitazioni, come osservato nelle simulazioni con modelli climatici globali (GCM).Invece, i cambiamenti dinamici delle precipitazioni sono causati dagli spostamenti dell’ITCZ. Questi avvengono perché la migrazione stagionale dell’ITCZ nell’emisfero estivo si spinge più in profondità nell’emisfero con il perielio estivo: l’ITCZ si sposta più lontano nell’emisfero con l’estate più luminosa e quindi più calda. Questo porta a un aumento delle precipitazioni nei subtropici settentrionali durante l’estate boreale quando il perielio si sposta da dicembre a giugno, e a una diminuzione delle precipitazioni nei subtropici meridionali durante l’estate australe. Inoltre, i cambiamenti nella durata delle stagioni causano anche variazioni nelle precipitazioni indotte dagli spostamenti dell’ITCZ, creando un modello a dipolo durante l’inverno. In media annuale, questo si traduce in un doppio modello a dipolo dei cambiamenti delle precipitazioni in funzione della latitudine, con un aumento delle precipitazioni nei subtropici settentrionali, una diminuzione nei tropici settentrionali profondi, e cambiamenti opposti nell’emisfero meridionale. Poiché il nostro modello non può catturare le variazioni zonali nelle precipitazioni, dovrebbe essere considerato come una prima approssimazione per regioni come il settore monsonico australo-asiatico. Ad esempio, nelle simulazioni con modelli climatici complessi, i cambiamenti delle precipitazioni annuali e medie zonali generalmente non mostrano un doppio modello a dipolo a causa delle disomogeneità zonali nel campo delle precipitazioni. Invece, il doppio dipolo è presente localmente, ad esempio, sopra l’Asia e l’Australia. Le disomogeneità zonali portano a cancellazioni nella media zonale; di conseguenza, il modello appare nella media.

La Figura 4.3 mostra i cambiamenti delle precipitazioni che si verificano quando l’obliquità della Terra cambia da 24.4° a 22.4°. In questo caso, i cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni sono piccoli perché le variazioni di insolazione vicino all’equatore sono minime quando l’obliquità varia (l’insolazione equatoriale, in prima approssimazione, è indipendente dall’obliquità). Poiché le variazioni di insolazione dovute all’obliquità sono simmetriche rispetto all’equatore, i cambiamenti delle precipitazioni medie annuali dovuti agli spostamenti dell’ITCZ sono anch’essi simmetrici rispetto all’equatore. Ridurre l’obliquità diminuisce la stagionalità dell’insolazione. Quindi, una minore obliquità riduce le precipitazioni medie annuali nei subtropici e le aumenta intorno all’equatore, perché l’ITCZ non migra così lontano verso i poli con una minore obliquità. Di conseguenza, i cambiamenti totali delle precipitazioni sono dominati dai cambiamenti indotti dagli spostamenti dell’ITCZ.

La Figura 4.4 mostra la previsione del modello nel tempo e nella latitudine, suddivisa in cambiamenti di intensità e cambiamenti indotti dagli spostamenti dell’ITCZ. I modelli a dipolo e doppio dipolo delle Figure 4.2 e 4.3 sono nuovamente evidenti. Dalla Figura 4.4 si vede chiaramente che gli sfasamenti tra le precipitazioni subtropicali e quelle vicino all’equatore emergono attraverso una combinazione di cambiamenti di intensità e cambiamenti indotti dagli spostamenti, portando a un’inclinazione meridionale nel tempo delle anomalie positive e negative nei cambiamenti totali. Simili sfasamenti di fase sono visibili anche nei record paleoclimatici. La colonna di destra nella Figura 4.4 mostra le stime della densità spettrale di potenza delle serie temporali del modello. Nel nostro modello, i cambiamenti indotti dagli spostamenti introducono un forte segnale di obliquità negli spettri, specialmente vicino all’equatore. In confronto, le variazioni di obliquità portano solo a deboli cambiamenti di intensità vicino all’equatore, perché le variazioni di insolazione equatoriale indotte dalle variazioni di obliquità sono deboli (specialmente rispetto alle variazioni di insolazione nei subtropici o alle alte latitudini).

La Figura 4.1 illustra come variano le precipitazioni annuali in funzione della longitudine del perielio della Terra, cioè quando il perielio avviene a giugno o a dicembre.

Parte sinistra della figura:

• I grafici mostrano le precipitazioni giornaliere (in blu) con un intervallo di 2 mm al giorno, fino a un massimo di 16 mm al giorno.
• Grafico superiore (giugno): Questo rappresenta le precipitazioni quando il perielio si verifica a giugno. Le precipitazioni massime si osservano durante l’estate boreale.
• Grafico inferiore (dicembre): Questo rappresenta le precipitazioni quando il perielio si verifica a dicembre. Le precipitazioni massime si osservano durante l’inverno boreale.

Parte destra della figura:

• Le curve rosse mostrano la media annuale delle precipitazioni in funzione della latitudine.
• Questi grafici evidenziano come la posizione della massima precipitazione annuale si sposta dall’emisfero meridionale a quello settentrionale.

Conclusioni chiave:

• Spostamento stagionale delle precipitazioni: Quando il perielio passa da giugno a dicembre, il massimo delle precipitazioni stagionali si sposta dall’estate all’inverno boreale. Questo significa che l’emisfero che riceve più insolazione durante il perielio sperimenta una stagione delle piogge più intensa.
• Spostamento annuale del massimo delle precipitazioni: Anche se l’insolazione media annuale a ogni latitudine rimane invariata, la posizione della massima precipitazione annuale si sposta dall’emisfero meridionale a quello settentrionale. Questo è dovuto alla dipendenza non lineare delle precipitazioni dall’insolazione locale.

In sintesi, la figura mostra come le variazioni nella posizione del perielio influenzino la distribuzione delle precipitazioni sia stagionalmente che annualmente, sottolineando l’importanza della precessione orbitale nel determinare i modelli di precipitazione.

Figura 4.2: Cambiamenti delle precipitazioni dovuti alla precessione (variazione della longitudine del perielio da dicembre a giugno). I contorni colorati (blu positivo, rosso negativo) indicano i cambiamenti delle precipitazioni, con un intervallo di contorno di 0,25 mm al giorno e un contorno massimo a 4 mm al giorno. Il perielio si verifica a dicembre nel caso di riferimento, come è approssimativamente il caso attuale della Terra. Le curve rosse nei pannelli di destra mostrano il cambiamento della precipitazione media annuale in funzione della latitudine. I cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni riflettono il rafforzamento termodinamico delle precipitazioni nell’ITCZ intorno al periodo in cui si verifica il perielio. I cambiamenti delle precipitazioni dovuti allo spostamento dell’ITCZ avvengono perché la migrazione stagionale dell’ITCZ si spinge più in profondità nell’emisfero con l’estate più luminosa (cioè, con il perielio estivo).

Spiegazione della Figura 4.2:

Parte sinistra della figura:

• Grafico superiore (Intensity): Mostra i cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni dovuti alla variazione della longitudine del perielio. I contorni blu indicano un aumento delle precipitazioni, mentre i contorni rossi indicano una diminuzione.
• Grafico centrale (Shift): Mostra i cambiamenti nelle precipitazioni dovuti allo spostamento dell’ITCZ. Anche qui, i contorni blu indicano un aumento delle precipitazioni, mentre i contorni rossi indicano una diminuzione.
• Grafico inferiore (Total): Mostra i cambiamenti totali delle precipitazioni, combinando sia i cambiamenti di intensità che gli spostamenti dell’ITCZ.

Parte destra della figura:

• Le curve rosse nei pannelli di destra rappresentano i cambiamenti medi annuali delle precipitazioni in funzione della latitudine.
• Questi grafici evidenziano come la media annuale delle precipitazioni cambia con la latitudine a causa della precessione.

Conclusioni chiave:

• Cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni: Questi riflettono il rafforzamento termodinamico delle precipitazioni nell’ITCZ intorno al periodo del perielio. Quando il perielio si sposta da dicembre a giugno, l’emisfero con l’estate più luminosa sperimenta un aumento delle precipitazioni.
• Cambiamenti dovuti allo spostamento dell’ITCZ: La migrazione stagionale dell’ITCZ si spinge più in profondità nell’emisfero con l’estate più luminosa. Questo porta a un aumento delle precipitazioni nell’emisfero con il perielio estivo e una diminuzione nell’altro emisfero.

In sintesi, la figura illustra come le variazioni nella posizione del perielio influenzino i cambiamenti stagionali e annuali delle precipitazioni, mostrando l’importanza della precessione orbitale nel determinare i modelli di precipitazione. I contorni colorati indicano chiaramente le aree di aumento e diminuzione delle precipitazioni, mentre le curve rosse mostrano come questi cambiamenti si distribuiscono in media annuale lungo le latitudini.

Figura 4.3: Cambiamenti delle precipitazioni dovuti alle variazioni dell’obliquità della Terra da 24.4° a 22.4°. Le convenzioni dei colori sono le stesse della Figura 4.2. I cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni sono piccoli in questo caso perché le variazioni dell’insolazione vicino all’equatore sono minime quando l’obliquità varia. I cambiamenti delle precipitazioni dovuti agli spostamenti dell’ITCZ sono simmetrici rispetto all’equatore perché le variazioni dell’insolazione terrestre dovute alle variazioni dell’obliquità sono simmetriche rispetto all’equatore e sono dominate dalle variazioni dell’insolazione durante le stagioni dei solstizi.

Spiegazione della Figura 4.3:

Parte sinistra della figura:

• Grafico superiore (Intensity): Mostra i cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni dovuti alla variazione dell’obliquità. In questo caso, non ci sono cambiamenti significativi (grafico vuoto) perché le variazioni dell’insolazione vicino all’equatore sono minime quando l’obliquità cambia.
• Grafico centrale (Shift): Mostra i cambiamenti nelle precipitazioni dovuti agli spostamenti dell’ITCZ. I contorni blu indicano un aumento delle precipitazioni, mentre i contorni rossi indicano una diminuzione. Questi cambiamenti sono simmetrici rispetto all’equatore.
• Grafico inferiore (Total): Mostra i cambiamenti totali delle precipitazioni, combinando sia i cambiamenti di intensità (che sono minimi) che gli spostamenti dell’ITCZ.

Parte destra della figura:

• Le curve rosse nei pannelli di destra rappresentano i cambiamenti medi annuali delle precipitazioni in funzione della latitudine.
• Questi grafici evidenziano come la media annuale delle precipitazioni cambia con la latitudine a causa delle variazioni dell’obliquità.

Conclusioni chiave:

• Cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni: Questi cambiamenti sono molto piccoli perché l’insolazione vicino all’equatore varia solo debolmente con i cambiamenti di obliquità.
• Cambiamenti dovuti agli spostamenti dell’ITCZ: I cambiamenti delle precipitazioni dovuti agli spostamenti dell’ITCZ sono simmetrici rispetto all’equatore. Questo avviene perché le variazioni di insolazione dovute ai cambiamenti di obliquità sono anch’esse simmetriche rispetto all’equatore e predominano durante le stagioni dei solstizi.

In sintesi, la figura mostra come le variazioni dell’obliquità della Terra influenzino i cambiamenti delle precipitazioni, con un’enfasi sui cambiamenti simmetrici delle precipitazioni dovuti agli spostamenti dell’ITCZ. I cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni sono minimi, mentre i cambiamenti dovuti agli spostamenti dell’ITCZ sono evidenti e simmetrici rispetto all’equatore.

La Figura 4.4 mostra come cambiano le precipitazioni medie annuali nel tempo rispetto ai valori attuali, utilizzando i risultati di un modello climatico. La figura è suddivisa in tre parti principali, ognuna delle quali analizza diversi aspetti delle variazioni delle precipitazioni.

Pannelli di sinistra: Serie temporali

1. Grafico superiore (Intensity):
   • Mostra come l’intensità delle precipitazioni varia nel tempo per diverse latitudini.
   • Le aree colorate in blu indicano un aumento delle precipitazioni, mentre quelle in rosso indicano una diminuzione.
2. Grafico centrale (Shift):
   • Mostra i cambiamenti delle precipitazioni dovuti agli spostamenti stagionali dell’ITCZ (Intertropical Convergence Zone).
   • Anche qui, le aree blu indicano un aumento delle precipitazioni e quelle rosse una diminuzione.
3. Grafico inferiore (Intensity + Shift):
   • Combina i cambiamenti dovuti sia all’intensità delle precipitazioni che agli spostamenti dell’ITCZ, mostrando il risultato totale.

Pannelli di destra: Densità spettrale di potenza

• Questi grafici mostrano le stime della densità spettrale di potenza, che aiutano a capire la periodicità dei cambiamenti delle precipitazioni.
• Utilizzano il metodo Lomb-Scargle per analizzare le serie temporali.
• Evidenziano due principali cicli di variazione: uno di 23.000 anni (precessione) e uno di 41.000 anni (obliquità).

Conclusioni chiave

1. Anti-fase tra gli emisferi:
   • I cambiamenti nelle precipitazioni, sia per intensità che per spostamenti dell’ITCZ, mostrano un andamento in anti-fase tra gli emisferi. Quando un emisfero vede un aumento delle precipitazioni, l’altro vede una diminuzione.
2. Sfasamenti vicino all’equatore:
   • Vicino all’equatore, i cambiamenti dovuti all’intensità e agli spostamenti dell’ITCZ non sono sincronizzati. Questo porta a un ritardo di fase dei cambiamenti delle precipitazioni nelle regioni subtropicali rispetto a quelle equatoriali.
3. Dominanza della banda di precessione:
   • La densità spettrale di potenza è principalmente influenzata dal ciclo di precessione di 23.000 anni, indicando che la precessione ha un forte impatto sui cambiamenti delle precipitazioni.
   • Tuttavia, c’è anche una significativa influenza del ciclo di obliquità di 41.000 anni, soprattutto vicino all’equatore.

Sintesi

La figura mostra come le variazioni nell’intensità delle precipitazioni e negli spostamenti dell’ITCZ influenzino i modelli di precipitazione nel tempo. Sottolinea l’importanza della precessione e dell’obliquità nel determinare questi cambiamenti, con un forte impatto della precessione e una significativa ma minore influenza dell’obliquità, specialmente nelle regioni equatoriali.

Confronto con i dati paleo

La risposta del modello alle variazioni orbitali può essere confrontata con i dati geologici e geochimici delle precipitazioni degli ultimi 350.000 anni, che coprono le regioni subtropicali e tropicali dell’emisfero nord e sud. Guidiamo il modello con le variazioni dell’insolazione orbitale per questo periodo [124–126]. La Figura 4.5 mostra le variazioni delle precipitazioni prodotte dal modello (linee nere), standardizzate a varianza unitaria, insieme ai dati paleo-provenienti dalla Cina, Africa occidentale, Borneo, Papua Nuova Guinea (PNG) e Brasile (arancione/ciano) [11–15, 17, 18, 113, 127, 128]. Le barre verticali grigie indicano le terminazioni glaciali [113].

I dati provenienti da Cina, Borneo e Brasile sono registrazioni speleotemiche. Il segnale mostrato è la composizione isotopica dell’ossigeno (δ¹⁸O) della calcite speleotemica, interpretata come riflesso della forza delle precipitazioni regionali. Questi dati sono stati datati radiometricamente (con datazione U-Th), portando a un controllo dell’età preciso e accurato. In alcuni casi, interpretare i dati speleotemici subtropicali, come quelli provenienti dalla Cina, per riflettere la forza delle precipitazioni locali, non è appropriato poiché questi dati possono invece riflettere le precipitazioni a monte, più vicine all’equatore (ad esempio, sull’India e l’Oceano Indiano) [ad esempio, 129]. Il dato proveniente dall’Africa occidentale si basa sul contenuto di Zr nei sedimenti del Sito ODP 658, derivato tramite scansione a fluorescenza a raggi X (XRF). Lo Zr è utilizzato come proxy per la dimensione dei grani e quindi per l’importanza relativa dell’apporto di polvere, che ci si aspetta diminuisca in condizioni più umide. Il modello dell’età è stabilito per la maggior parte confrontando il δ¹⁸O bentonico nel nucleo con l’insieme globale di δ¹⁸O bentonico di Lisiecki & Raymo [130], e qualche ritocco dei segnali sedimentari con nuclei datati al radiocarbonio nelle parti più alte del record [128]. I dati della Papua Nuova Guinea sono rapporti di conteggio (Ti/Ca) (plottati come ln(Ti/Ca)) nel nucleo sedimentario MD97-2140, ancora derivati dalla scansione XRF. Il rapporto è utilizzato come proxy per l’apporto terrigeno all’oceano, interpretato come riflesso del deflusso fluviale. Il record è anche datato mediante stratigrafia isotopica dell’ossigeno e datazione al radiocarbonio nella parte più recente [17]. Per confronto, il record più alto (rosso/blu) mostra dati standardizzati di δ¹⁸O dall’insieme di Lisiecki & Raymo [130], che riflette una combinazione di volume globale di ghiaccio e temperatura del mare profondo ed è utilizzato qui come un proxy approssimativo delle variazioni della temperatura media globale.

È evidente che il modello cattura molte delle variazioni orbitali delle precipitazioni registrate nei proxy paleo. L’accordo è migliore per i dati subtropicali, dove il modello è in grado di catturare, ad esempio, l’anti-fase caratteristica tra i dati cinesi e brasiliani. Per i dati subtropicali, l’accordo è migliore per i dati dell’emisfero settentrionale provenienti dalla Cina e dall’Africa occidentale, dove il modello cattura bene i dati degli ultimi 350.000 anni. Per i dati brasiliani l’accordo è ragionevole, ma i confronti modello-dati sono ostacolati dalla lunghezza limitata del record. Per i dati del Borneo, il modello cattura bene il comportamento tra circa 60.000 e 160.000 anni fa e tra 220.000 e 270.000 anni fa, mentre ci sono discrepanze sostanziali modello-dati tra 0 e 60.000 anni fa. Le discrepanze degli ultimi 60.000 anni non possono essere risolte manipolando i parametri del modello, il che indica effetti non catturati dal nostro modello, come le variazioni zonali mostrate essere importanti nelle simulazioni GCM [112]. Il modello è in buon accordo con i dati della Papua Nuova Guinea, dove gli ultimi 350.000 anni sono catturati.È particolarmente degno di nota che il modello catturi lo sfasamento di circa 10.000 anni tra gli estremi di precipitazione nelle caverne della Cina orientale subtropicale e il record dell’equatoriale Borneo. Ad esempio, i dati delle caverne della Cina orientale [11, 14, 113] indicano un massimo di precipitazioni durante o immediatamente dopo le ultime quattro terminazioni glaciali. Al contrario, il corrispondente massimo di precipitazioni a Borneo [13, 15, 18, 127] si verifica circa 10.000 anni dopo. È stato suggerito che tali sfasamenti possano sorgere a causa dell’impatto delle variazioni dell’insolazione sulla variabilità di El Niño [15, 18]. Il nostro modello suggerisce che, anche in assenza di modulazioni di El Niño e altri cambiamenti climatici zonali, può verificarsi uno sfasamento tra le variazioni di precipitazione nelle regioni subtropicali e tropicali profonde attraverso un’interazione degli effetti orbitali sull’intensità delle precipitazioni e sugli spostamenti dell’ITCZ.

La Figura 4.6 mostra gli stessi record della Figura 4.5, ma concentrandosi sugli ultimi 160.000 anni, per vedere le variazioni in maggior dettaglio. Le linee grigie mostrano le curve di insolazione standardizzate vicino alla posizione in cui sono stati presi i record nei periodi dell’anno ritenuti rilevanti per le precipitazioni locali dagli autori degli studi rispettivi (tipicamente, il periodo dell’anno in cui l’ITCZ è sopra la testa). Per il record di Borneo [13, 15, 18], sia il nostro modello che la curva di insolazione utilizzata in Carolin et al. [15, 18] si adattano bene ai dati. Per il record della Papua Nuova Guinea [17], il nostro modello mostra un accordo migliore con i dati rispetto alla curva di insolazione utilizzata in Tachikawa et al. [17]. Per tutti i record subtropicali, non c’è una differenza sostanziale tra le curve di insolazione comunemente utilizzate e il nostro modello. Questo perché l’ITCZ passa sopra la testa solo una volta all’anno, e i cambiamenti di precipitazione nel nostro modello sono guidati principalmente dai cambiamenti nell’insolazione estiva, che influenzano in modo simile l’intensità e la componente di spostamento delle precipitazioni nei subtropicali. Tuttavia, un vantaggio del nostro modello di precipitazione fisicamente motivato è che può indicare i meccanismi dei cambiamenti delle precipitazioni tropicali.

La Figura 4.7 mostra le stime della densità spettrale di potenza corrispondenti alle serie temporali proxy nelle Figure 4.5 e 4.6 (colonna di sinistra) e le stime della densità spettrale di potenza per il modello di precipitazione (linee nere) così come per le curve di insolazione rappresentative (linee rosse, che corrispondono alle linee grigie nella Figura 4.6). Quasi tutte le serie temporali proxy mostrano una potenza significativa nella banda di precessione di 23.000 anni e nella banda di obliquità di 41.000 anni, ad eccezione del record proxy del Brasile, che è troppo breve per avere un picco di 41.000 anni significativo. In contrasto con le curve di insolazione vicino all’equatore, che non contengono una potenza significativa nella banda di obliquità, il nostro modello di precipitazione prevede una potenza significativa nella banda di obliquità anche per i record di pioggia vicino all’equatore. Questo può essere compreso dall’Equazione (4.12) perché tutti i termini che coinvolgono il seno della latitudine sono molto piccoli vicino all’equatore, quindi la dipendenza dall’obliquità dell’insolazione diventa un effetto di secondo ordine vicino all’equatore. Il modello di precipitazione prevede una potenza significativa nella banda di obliquità anche intorno all’equatore perché l’insolazione ad alte latitudini, che è influenzata dalle variazioni di obliquità, impatta sulle precipitazioni vicino all’equatore nella media annuale. Lo fa attraverso gli spostamenti dell’ITCZ e i cambiamenti nel timing del passaggio dell’ITCZ, come si può vedere nella Figura 4.4 (colonna di destra).

Per tutti i record mostrati nelle Figure 4.5–4.7, il nostro modello fornisce adattamenti ragionevoli ai dati di precipitazione standardizzati, anche per siti che sono situati a longitudini molto diverse. Inoltre, il nostro modello è in grado di catturare gli sfasamenti tra i record di diverse latitudini, ad esempio, nei subtropicali (Cina o Brasile) e nei tropici profondi (Borneo o Papua Nuova Guinea). I parametri del modello di precipitazione non sono stati regolati per fornire la migliore corrispondenza ai record mostrati nelle figure. Approssimazioni grossolane sulle proprietà dinamiche e termodinamiche della circolazione atmosferica sono sufficienti per generare un accordo ragionevole tra il modello e i dati.

Spiegazione della Figura 4.5

La Figura 4.5 mette a confronto le variazioni delle precipitazioni previste dal modello con i dati paleo-climatici degli ultimi 350.000 anni. Vediamo i dettagli:

1. Asse verticale (y): Mostra le variazioni standardizzate delle precipitazioni. Valori positivi indicano periodi più umidi, mentre valori negativi indicano periodi più secchi.
2. Asse orizzontale (x): Rappresenta il tempo in migliaia di anni prima del presente (kyr BP), coprendo da 0 a 350 kyr BP.
3. Colori:
   • Arancione e ciano: Rappresentano i dati paleo-climatici standardizzati delle precipitazioni, provenienti da diverse fonti:
     • Cina (31N): Dati dalle grotte di Hulu, Sanbao e Linzhu.
     • Africa occidentale (27N): Dati dal sito ODP 658.
     • Borneo (4N): Dati da diverse grotte nel Parco Nazionale di Mulu.
     • Papua Nuova Guinea (3S): Dati dal nucleo sedimentario MD97-2140.
     • Brasile (21S): Dati dalla grotta di Botuvera.
4. Linee nere: Mostrano le variazioni delle precipitazioni previste dal modello per le stesse latitudini dei dati paleo.
5. Bande verticali grigie: Indicano le terminazioni glaciali, periodi di cambiamento climatico significativo.
6. Grafico in alto: Rappresenta i dati standardizzati di δ¹⁸O bentonico, un proxy delle variazioni della temperatura globale media, con rosso per valori positivi e blu per valori negativi.

Interpretazione:

• Concordanza tra modello e dati: Il modello (linee nere) cattura molte delle variazioni osservate nei dati paleo (colori arancione/ciano). L’accordo è particolarmente buono per i dati subtropicali, come quelli della Cina e dell’Africa occidentale, dove il modello riproduce bene le oscillazioni delle precipitazioni degli ultimi 350.000 anni.
• Fase di anti-correlazione: Il modello riesce a rappresentare la caratteristica fase di anti-correlazione tra i dati della Cina e del Brasile, dove un massimo di precipitazioni in uno corrisponde a un minimo nell’altro.
• Sfasamenti temporali: Per i dati di Borneo, il modello mostra discrepanze significative nei primi 60.000 anni, suggerendo che ci possono essere effetti climatici non catturati dal modello.
• PNG e Brasile: Il modello concorda bene con i dati della Papua Nuova Guinea e mostra un accordo ragionevole con i dati del Brasile, nonostante la lunghezza limitata del record.

In sintesi, la Figura 4.5 dimostra che il modello è capace di riprodurre molte delle variazioni delle precipitazioni osservate nei dati paleo, anche se alcune discrepanze indicano la presenza di fattori climatici non inclusi nel modello.

Spiegazione della Figura 4.6

La Figura 4.6 confronta le variazioni delle precipitazioni previste dal modello con i dati paleo-climatici per gli ultimi 160.000 anni, permettendo di osservare i dettagli più fini delle variazioni rispetto alla Figura 4.5.

1. Asse verticale (y): Mostra le variazioni standardizzate delle precipitazioni, con valori positivi che indicano periodi più umidi e valori negativi che indicano periodi più secchi.
2. Asse orizzontale (x): Rappresenta il tempo in migliaia di anni prima del presente (kyr BP), coprendo da 0 a 160 kyr BP.
3. Colori (arancione e ciano): Rappresentano i dati paleo-climatici standardizzati delle precipitazioni, provenienti da varie località:
   • Cina (31°N): Dati dalle grotte di Hulu, Sanbao e Linzhu.
   • Africa occidentale (27°N): Dati dal sito ODP 658.
   • Borneo (4°N): Dati da grotte nel Parco Nazionale di Mulu.
   • Papua Nuova Guinea (3°S): Dati dal nucleo sedimentario MD97-2140.
   • Brasile (21°S): Dati dalla grotta di Botuvera.
4. Linee nere: Mostrano le variazioni delle precipitazioni previste dal modello per le stesse latitudini dei dati paleo.
5. Linee grigie: Rappresentano le curve di insolazione standardizzate per le latitudini specifiche da cui provengono i dati. Queste curve mostrano l’insolazione durante i periodi dell’anno considerati rilevanti per le precipitazioni locali:
   • Cina (31°N): Insolazione a 31°N (anche se molti studi usano 65°N).
   • Africa (27°N): Insolazione a 27°N.
   • Borneo (4°N): Insolazione a 4°N.
   • Papua Nuova Guinea (3°S): Insolazione a 3°S.
   • Brasile (21°S): Insolazione a 21°S.

Interpretazione:

• Concordanza tra modello e dati: Il modello (linee nere) cattura molte delle variazioni osservate nei dati paleo (colori arancione e ciano). Ciò indica che il modello può rappresentare accuratamente le variazioni climatiche in diverse regioni del mondo.
• Curve di insolazione (linee grigie): Mostrano l’andamento dell’insolazione durante i periodi dell’anno considerati rilevanti per le precipitazioni in ciascuna regione. Per esempio, per la Cina, l’insolazione è rappresentata a 31°N, anche se molti studi preferiscono usare l’insolazione a 65°N.
• Dettagli regionali: La figura mostra chiaramente come le variazioni climatiche differiscano tra le regioni subtropicali e tropicali. Ad esempio, le oscillazioni delle precipitazioni in Cina e Africa occidentale seguono modelli distinti rispetto a quelle di Borneo e Papua Nuova Guinea.
• Precisione del modello: Il modello riproduce bene le oscillazioni delle precipitazioni osservate nei proxy paleo, suggerendo che cattura i principali fattori che influenzano il clima in queste regioni.

In sintesi, la Figura 4.6 dimostra che il modello è capace di riprodurre molte delle variazioni delle precipitazioni osservate nei dati paleo degli ultimi 160.000 anni, con una buona corrispondenza tra i dati osservati e quelli simulati dal modello.

Conclusioni

In questo articolo abbiamo presentato e analizzato un modello numerico idealizzato per le precipitazioni nelle latitudini tropicali. Il modello utilizza solo l’insolazione come input per approssimare il campo di precipitazione medio annuale e zonale. Anche senza una calibrazione estesa dei parametri, il modello mostra una buona corrispondenza con i record paleoclimatici standardizzati degli ultimi centinaia di migliaia di anni.

Più precisamente, per capire come si originano le differenze tra i vari record di precipitazione a diverse latitudini, abbiamo confrontato i risultati del modello con un insieme di dati di precipitazione raccolti tra circa 30° S e 30° N. Abbiamo scoperto che il nostro modello riesce a catturare gli sfasamenti tra i record di precipitazione subtropicale [11, 12, 14, 113] e quelli raccolti vicino all’equatore [13, 15, 18, 127]. Questi sfasamenti sono causati dall’interazione tra cambiamenti nell’intensità delle precipitazioni e spostamenti dell’ITCZ. Inoltre, il nostro modello riesce a spiegare la potenza spettrale di questi record nelle bande di precessione e obliquità, dimostrando che gli spostamenti stagionali dell’ITCZ possono introdurre un segnale di obliquità nelle precipitazioni vicino all’equatore, cosa che non può essere spiegata solo dall’insolazione locale.

I nostri risultati offrono un quadro interpretativo per una vasta gamma di record paleoclimatici. Ad esempio, è stato suggerito che gli sfasamenti tra i diversi record di precipitazione tropicale siano dovuti a complessi processi dinamici derivanti da variazioni zonali nelle circolazioni oceaniche e atmosferiche [ad esempio, 15, 17, 18]. È chiaro che la configurazione dei continenti e le asimmetrie zonali nelle circolazioni giocano un ruolo importante nel determinare le precipitazioni locali nei tropici. Tuttavia, il nostro modello concettuale relativamente semplice riesce a riprodurre gli sfasamenti tra latitudini come quelli osservati nei record paleo-precipitativi. Le variazioni zonali e le specifiche circolazioni regionali possono essere aggiunte a questa approssimazione di base per comprendere meglio come variano le precipitazioni a bassa latitudine su scale temporali orbitali.

Proponiamo il modello di precipitazione presentato qui come un’ipotesi di base che può essere testata con futuri record di precipitazioni a bassa latitudine. In generale, gli sfasamenti tra i record possono avere diverse origini, e il nostro modello fornisce previsioni chiare sul contenuto di frequenza e sulle relazioni di fase tra le diverse latitudini dovute solo ai cambiamenti di insolazione nella parte alta dell’atmosfera.

Spiegazione della Figura 4.7

La Figura 4.7 mette a confronto le stime della densità spettrale (PSD) dei proxy delle precipitazioni con quelle del modello di precipitazione e delle curve di insolazione, basate sulle serie temporali standardizzate e de-trendizzate della Figura 4.5. La figura è divisa in due colonne principali: la colonna di sinistra mostra le stime della densità spettrale dei proxy delle precipitazioni, mentre la colonna di destra mostra le stime della densità spettrale del modello di precipitazione (in nero) e delle curve di insolazione (in rosso).

1. Colonna di sinistra (Proxy):
   • Asse verticale (PSD [kyr]): Rappresenta la densità spettrale di potenza, che indica come la potenza delle variazioni di precipitazione è distribuita tra le diverse frequenze.
   • Asse orizzontale (Frequency [1/kyr]): Indica la frequenza in cicli per migliaia di anni. Sono evidenziate le frequenze specifiche:
     • 1/41 kyr: Banda dell’obliquità (41.000 anni).
     • 1/23 kyr: Banda della precessione (23.000 anni).
   • Linee nere solide: Mostrano le stime medie ottenute con il metodo bootstrap.
   • Aree grigie: Indicano l’intervallo di confidenza del 95% ottenuto con il metodo bootstrap.
   • Linee nere tratteggiate: Mostrano la soglia del 95% di probabilità di rilevamento.
   • Risultati: Il picco di precessione a 23.000 anni è significativo in tutti i record, mentre il picco di obliquità a 41.000 anni è significativo in tutti i record tranne quelli dalla Cina e dalla grotta di Botuvera in Brasile.
2. Colonna di destra (Modello e Insolazione):
   • Linee nere: Mostrano le stime della densità spettrale del modello di precipitazione basate su serie temporali della stessa lunghezza delle serie proxy corrispondenti.
   • Aree grigie: Indicano l’intervallo di confidenza del 95% per il modello.
   • Linee rosse: Mostrano la stima della densità spettrale delle curve di insolazione standardizzate per le stesse località:
     • Cina (31°N): Insolazione a 90° di longitudine solare.
     • Africa (27°N): Insolazione a 90° di longitudine solare.
     • Borneo (4°N): Insolazione a 180° di longitudine solare.
     • Papua Nuova Guinea (3°S): Insolazione a 270° di longitudine solare.
     • Brasile (21°S): Insolazione a 270° di longitudine solare.

Interpretazione:

• Concordanza tra Proxy e Modello: La colonna di destra mostra che il modello di precipitazione (linee nere) cattura molti dei picchi osservati nei proxy delle precipitazioni (colonna di sinistra). Questo indica che il modello riesce a rappresentare bene le variazioni delle precipitazioni osservate nei dati paleo.
• Significatività dei Picchi: Il picco di precessione a 23.000 anni è significativo in tutti i record proxy e nel modello. Il picco di obliquità a 41.000 anni è significativo nel modello ma non in tutti i record proxy (come quelli dalla Cina e dal Brasile).
• Curve di Insolazione (linee rosse): Mostrano come le variazioni di insolazione influenzano le precipitazioni. I picchi nelle curve di insolazione corrispondono ai picchi osservati nei proxy e nel modello, indicando una forte correlazione tra insolazione e variazioni di precipitazione.

In sintesi, la Figura 4.7 dimostra che il modello di precipitazione riesce a spiegare le principali caratteristiche spettrali osservate nei record proxy delle precipitazioni, suggerendo che le variazioni di insolazione sono un fattore chiave nel determinare le variazioni di precipitazione nelle latitudini tropicali e subtropicali.

4.6 Appendice A: Stima della densità spettrale

Per serie temporali non uniformi, la stima della densità spettrale si effettua tramite il metodo del periodogramma di Lomb-Scargle. Questo metodo si applica su serie temporali da cui sono stati rimossi i trend e che sono state normalizzate a media zero e varianza unitaria. Per determinare gli intervalli di confidenza al 95% sulle densità spettrali, utilizziamo un metodo di bootstrap non parametrico che considera le autocorrelazioni della serie. Questo metodo consiste nel ricampionare la serie temporale originale estraendo sequenze di lunghezza variabile per creare nuove serie della stessa lunghezza dell’originale. La lunghezza di queste sequenze è determinata secondo una distribuzione geometrica basata sulla lunghezza ottimale del blocco per quella serie. Ripetiamo questo procedimento per mille volte e calcoliamo il periodogramma per ogni campione di bootstrap ottenuto per definire la funzione di densità di probabilità a ogni frequenza. Questo ci permette di stabilire gli intervalli di confidenza al 95% per ogni frequenza. La probabilità di rilevamento è calcolata assumendo che i dati siano composti da variabili casuali Gaussiane indipendenti.

4.7 Appendice B: Longitudine solare

La longitudine solare rappresenta la distanza angolare percorsa dalla Terra lungo la sua orbita dal punto dell’equinozio vernale. Questa misura è strettamente legata all’anomalia vera, che indica la distanza angolare tra il perielio e la posizione attuale della Terra sull’orbita. Secondo la seconda legge di Keplero, la velocità di cambiamento della longitudine solare dipende dall’anno anomalistic, dall’eccentricità dell’orbita terrestre e dalla longitudine del perielio. Per semplificare, approssimiamo questa variazione considerando piccoli valori dell’eccentricità e utilizziamo questa relazione per convertire integrali di funzioni che dipendono indirettamente dal tempo in integrali diretti sulla longitudine solare. Questa conversione è particolarmente utile per calcoli che richiedono di considerare la posizione della Terra lungo la sua orbita.

4.8 Appendice C: Insolazione della Terra

Per sviluppare un modello di precipitazione che utilizzi solo l’insolazione come input, abbiamo bisogno di descrivere come varia l’insolazione alla sommità dell’atmosfera della Terra. Questo è stato fatto attraverso un’espressione che tiene conto dell’eccentricità dell’orbita terrestre e della posizione relativa del Sole e della Terra durante l’anno. L’obliquità dell’asse terrestre, ovvero l’inclinazione dell’asse rispetto all’orbita, gioca un ruolo cruciale in questo modello. Semplificando i calcoli per piccole eccentricità e obliquità, possiamo ottenere una stima dell’insolazione che risulta essere abbastanza accurata, con un errore medio inferiore al 20% rispetto ai dati reali su base annua e per zona.

4.9 Appendice D: Metodo di Laplace

Nel modello delle precipitazioni medie annuali, abbiamo adottato il metodo di Laplace per approssimare i calcoli integrali che dipendono dalle caratteristiche del clima in diverse parti del mondo. Questo metodo è particolarmente utile quando le funzioni coinvolte sono regolari e ben definite su un intervallo specifico. La tecnica si concentra sui punti in cui la funzione raggiunge i suoi valori massimi, e questi punti dominano il valore dell’integrale, soprattutto quando consideriamo fattori che variano rapidamente. Questo approccio permette di semplificare i calcoli complessi in maniera efficace, riducendo la necessità di dettagliare ogni singolo elemento della funzione originale.

4.8 Appendice C: Precipitazioni medie nei tropici profondi

Per affrontare le variazioni delle precipitazioni, ci concentriamo inizialmente sui tropici profondi. Queste sono le aree dove la latitudine rientra entro i limiti massimi della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) nel modello con eccentricità zero. Significa che, in queste aree, l’ITCZ attraversa la stessa latitudine due volte all’anno. La comprensione di questo fenomeno è cruciale per interpretare i record paleoclimatologici delle precipitazioni tropicali, che raccolgono dati durante l’anno.

Per arrivare a una stima delle precipitazioni medie annuali, integriamo i dati su un intero anno anomalistic, che è il periodo tra due passaggi consecutivi al perielio della Terra, durando circa 365,26 giorni. La sfida qui è che le nostre misurazioni dipendono dal tempo, anche se finora abbiamo lavorato più che altro con la longitudine solare. Grazie alla seconda legge di Keplero, possiamo però convertire il tempo in longitudine solare, permettendoci di riscrivere l’integrale in termini di longitudine.

Applichiamo poi il metodo di Laplace, un approccio matematico che facilita la stima di integrali complessi, specialmente quelli che includono esponenti, e ci concentriamo sulle latitudini tipiche dei tropici dove l’ITCZ raggiunge le sue massime escursioni. Questo metodo ci permette di semplificare ulteriormente l’integrale, offrendoci una formula approssimativa per calcolare le precipitazioni medie annuali basata sulla posizione della longitudine solare al momento dell’attraversamento dell’ITCZ.

In sostanza, le precipitazioni medie annuali in una certa latitudine sono determinate dalla quantità di pioggia che cade quando l’ITCZ è esattamente sopra di essa. La quantità di pioggia è influenzata dal tempo che l’ITCZ impiega per attraversare quella latitudine, poiché più lentamente si muove, più pioggia cade. Questa osservazione ci guida a una formula finale che mostra come le precipitazioni variano in base a piccoli cambiamenti nell’orbita terrestre e nelle sue caratteristiche. Questa formula ci conferma che i cambiamenti nelle precipitazioni dipendono dalla posizione del perielio e dall’eccentricità dell’orbita, e che questi effetti sono più pronunciati lontano dall’equatore, dove le variazioni stagionali e orbitali influenzano di più il clima.

Il metodo di Laplace è una tecnica matematica utilizzata per semplificare il calcolo di integrali complessi, in particolare quelli che includono funzioni che crescono molto rapidamente in certi punti. Immagina di avere una funzione che, quando viene esponenziata, ha un picco molto alto in un punto specifico del suo dominio; il metodo di Laplace ci aiuta a concentrarci su questo picco per approssimare l’integrale dell’intera funzione.

Come funziona il metodo di Laplace

Il cuore del metodo sta nell’identificare il punto dove la funzione raggiunge il suo valore massimo, perché è intorno a questo punto che la funzione contribuisce maggiormente al valore totale dell’integrale. Una volta trovato questo punto di massimo, il metodo di Laplace si concentra su di esso e tralascia in gran parte le altre aree della funzione, che contribuiscono meno al risultato finale.

Il metodo prende il nome dal matematico francese Pierre-Simon Laplace, che lo introdusse per trattare problemi in cui una funzione ha un comportamento molto pronunciato in un punto o in una regione ristretta, rendendo gli altri contributi relativamente trascurabili.

Applicazioni del metodo di Laplace

Il metodo è molto utile in campi come la fisica, l’economia e l’ingegneria, dove spesso si incontrano funzioni complesse e si necessita di metodi efficaci per approssimarne gli integrali. Ad esempio, può essere usato per prevedere il comportamento di sistemi in condizioni estreme o per valutare la probabilità di eventi rari.

Limitazioni del metodo

Nonostante sia molto potente, il metodo di Laplace ha delle limitazioni. Funziona bene solo quando la funzione ha un chiaro e definito massimo; se la funzione ha molti picchi o se i picchi non sono pronunciati, il metodo potrebbe non fornire approssimazioni accurate.

In sintesi, il metodo di Laplace è uno strumento prezioso per semplificare calcoli complicati concentrando l’attenzione su dove la funzione ha l’effetto più significativo, permettendo così di ottenere approssimazioni utili in modo relativamente semplice e diretto.

4.10 Appendice E: Precipitazioni medie nelle subtropici

Ora ci concentriamo sulle regioni subtropicali, definite come le latitudini che si trovano oltre il limite delle massime escursioni dell’ITCZ (Intertropical Convergence Zone) a eccentricità zero. In queste latitudini, l’ITCZ non si trova mai direttamente sopra. Invece, le precipitazioni sono causate dai fianchi dell’ITCZ.

Per approssimare le precipitazioni in queste aree, utilizziamo il metodo di Laplace, simile a come fatto in precedenza, con alcune differenze. In particolare, per latitudini a nord dell’equatore, consideriamo il cambiamento di direzione dell’ITCZ in un certo modo, mentre per latitudini a sud dell’equatore in un altro.

Il risultato di questa approssimazione è un’espressione che ci permette di calcolare le precipitazioni medie nelle subtropici. Questa espressione tiene conto di diversi fattori, tra cui la latitudine, la longitudine del perielio e altri parametri climatici.

Le analisi mostrano che, tranne in una ristretta regione attorno alle massime escursioni dell’ITCZ, le soluzioni analitiche ottenute approssimano bene le soluzioni numeriche. In particolare, ci sono alcune differenze dovute al fatto che nei tropici profondi l’ITCZ attraversa una latitudine due volte all’anno, il che crea una differenza di fase tra le latitudini tropicali e quelle subtropicali.

In conclusione, le variazioni nella precipitazione media dovute ai cambiamenti nella longitudine del perielio sono significative solo quando l’eccentricità non è zero.

La Figura 4.8 confronta due modi diversi di calcolare le precipitazioni nelle regioni subtropicali: uno basato su un modello numerico (linea blu) e l’altro basato su un’approssimazione analitica (linea rossa).

• Pannello A: Mostra i risultati per una certa larghezza della zona ITCZ. In questo caso, vediamo che l’approssimazione analitica (linea rossa) si discosta dal modello numerico (linea blu) soprattutto nei punti in cui l’ITCZ si allontana di più dall’equatore. Questo perché il metodo utilizzato per l’approssimazione analitica non funziona bene in queste zone estreme.
• Pannello B: Mostra i risultati per una larghezza più stretta della zona ITCZ. Qui, l’approssimazione analitica si avvicina di più ai risultati del modello numerico rispetto al Pannello A. Questo è previsto, poiché il metodo di approssimazione analitica è più accurato quando la larghezza della zona ITCZ è più piccola.

In sintesi, la figura ci mostra che l’approssimazione analitica è generalmente affidabile, ma può avere delle discrepanze rispetto al modello numerico nelle aree dove l’ITCZ si allontana maggiormente dall’equatore. Tuttavia, riducendo la larghezza della zona ITCZ, l’approssimazione analitica diventa più precisa e somiglia di più ai risultati del modello numerico.

CONFIGURAZIONE DI UNA PISTA DI TEMPESTE NELL’OCEANO MERIDIONALE

1. Bischoff, T. & Thompson, A. F. Configurazione di una pista di tempeste nell’Oceano Meridionale. J. Phys. Oceangr. 44. doi:10.1175/JPO-D-14-0062.1 (2014).

5.1 Abstract

La variabilità oceanica, che influisce sul trasporto locale di calore e sostanze chimiche, varia notevolmente lungo la Corrente Circumpolare Antartica (ACC) dell’Oceano Meridionale. Ci sono specifiche “zone calde” topografiche che rappresentano aree di anomalie di trasporto localizzate. Questo studio utilizza un modello di canale a equazioni primitive per esaminare la struttura dell’energia cinetica delle turbolenze (EKE), un indicatore della variabilità, in un contesto oceanico.

L’approccio basato sulla pista di tempeste mette in evidenza l’importanza delle turbolenze stazionarie, che si formano a causa delle interazioni del flusso con la topografia, nel determinare la distribuzione dell’EKE. L’influenza di queste interazioni si estende molto oltre la topografia e modifica i pattern dell’EKE attraverso la convergenza e la divergenza localizzate di calore. A differenza delle medie zonali, i contributi locali ai flussi stazionari che si annullano in una media zonale sono significativi.

Le simulazioni mostrano che la struttura zonale, così come la distribuzione e l’ampiezza dei flussi stazionari delle turbolenze, sono fortemente influenzate dalla forza del vento di superficie. Concentrandosi sui flussi stazionari delle turbolenze mediati nel tempo e localmente, si può ottenere una comprensione della struttura dinamica dell’ACC che altrimenti sarebbe nascosta nelle analisi tradizionali zonali o lungo il flusso.

5.2 Introduzione

La distribuzione dell’energia cinetica delle turbolenze (EKE) ha un impatto significativo sugli equilibri dinamici del momento, del calore e dei traccianti nell’Oceano Meridionale. Dai primi dati altimetrici, è emerso che l’EKE è particolarmente accentuata in corrispondenza di “punti caldi” topografici come i plateau di Kerguelen e Campbell. Questo porta a una forte variabilità zonale delle proprietà di trasporto lungo la Corrente Circumpolare Antartica (ACC), rendendo necessarie rappresentazioni accurate nei modelli numerici.

Le similitudini tra le variazioni zonali dell’EKE nell’oceano e nell’atmosfera hanno portato a considerare le piste di tempeste oceaniche e il loro ruolo nel mantenere l’equilibrio della vorticità dell’ACC. Nell’atmosfera, le piste di tempeste sono definite come regioni con EKE aumentata, spesso dovute a forzature che aumentano la baroclinicità, come l’orografia variabile o i modelli di convergenza del flusso di calore superficiale.

Recenti studi hanno dimostrato che la struttura e l’estensione zonale delle piste di tempeste atmosferiche possono essere spiegate dall’eccitazione di onde di Rossby stazionarie, che aumentano la baroclinicità a valle delle regioni di forzatura. Tuttavia, non è chiaro come, nell’oceano, la presenza di meandri stazionari possa localizzare l’EKE.

Le teorie sul trasporto residuo di calore, momento e traccianti nell’Oceano Meridionale si basano principalmente su una media zonale o lungo la corrente. Questo approccio offre una visione media della dinamica, poiché è significativa solo se i termini di confine nelle medie zonali o lungo la corrente delle equazioni del momento svaniscono. Tuttavia, le osservazioni mostrano una significativa asimmetria zonale nelle proprietà dell’ACC, con variazioni nel numero di getti e fronti a seconda della topografia del fondo e un trasporto di calore e traccianti che può essere fortemente aumentato intorno alle principali caratteristiche topografiche.

Le teorie mediate zonalmente non riescono a spiegare queste osservazioni, nascondendo aspetti locali della dinamica. In questo contesto, studi precedenti hanno sottolineato l’importanza dei flussi stazionari delle turbolenze sull’equilibrio del momento nei canali bloccati forzati da un costante stress del vento superficiale.

Il nostro obiettivo è esplorare la variabilità nella struttura dei meandri e nelle caratteristiche delle turbolenze in risposta ai cambiamenti nella forza del vento, analizzando un insieme di simulazioni di canali idealizzati con un lungo canale e considerando come le interazioni del flusso con la topografia modellano le regioni ad alta EKE in un regime oceanico.

5.3 Simulazioni Idealizzate

Le simulazioni sono state eseguite utilizzando il MITgcm, un modello che risolve le equazioni idrostatiche di Boussinesq su un piano beta. Il nostro modello è simile a uno utilizzato in precedenti studi, ma con alcune differenze. In particolare, il nostro canale è lungo 8000 km, largo 2000 km e profondo 3 km. La risoluzione orizzontale è di 5 km, con 30 strati verticali distribuiti in modo non uniforme, da 12,5 m alla superficie a 125 m sul fondo. Il raggio di Rossby varia tra circa 10 km al confine sud e 30 km al confine nord.

Abbiamo rappresentato i processi sotto-griglia con una viscosità orizzontale e verticale specifica e una diffusività verticale della temperatura. Trascuriamo le variazioni di densità dovute alla salinità e utilizziamo un coefficiente di espansione termica fisso. Il flusso è influenzato dalla forza di Coriolis e dall’accelerazione gravitazionale.

La batimetria del modello è descritta da una montagna gaussiana. Il flusso è forzato da un costante stress del vento superficiale, che varia in funzione della latitudine. L’attrito sul fondo è parametrizzato in modo specifico, e per mantenere una stratificazione realistica, abbiamo utilizzato uno strato spugna al confine settentrionale che rilassa la stratificazione verso un profilo esponenziale.

La figura 5.1a mostra l’energia cinetica delle turbolenze mediata verticalmente per un valore specifico dello stress del vento. Il campo di flusso mostra un singolo, forte getto intorno e immediatamente a valle della montagna, ma più a valle si divide in molti getti più deboli, simile a quanto osservato nell’Oceano Meridionale. La struttura baroclinica del flusso è simile a quella osservata nella Corrente Circumpolare Antartica (ACC) e alle simulazioni precedenti, anche se il trasporto totale del flusso è grande a causa dell’attrito sul fondo nelle nostre simulazioni.

5.4 Meandri Stazionari e Trasporto di Calore

Alcuni studi collegano le piste di tempeste oceaniche alla divergenza dei flussi di vorticità delle turbolenze, mentre altri propongono che la forma delle piste di tempeste atmosferiche possa essere compresa osservando la relazione tra i flussi di calore delle turbolenze stazionarie e la generazione di energia cinetica delle turbolenze transitorie. In particolare, la presenza di una forzatura esterna locale aumenta la baroclinicità attraverso i flussi di calore delle turbolenze stazionarie.

Il flusso di temperatura medio nel tempo può essere scomposto in diverse componenti: flussi medi zonali, flussi delle turbolenze stazionarie e flussi delle turbolenze transitorie. In uno stato stazionario e con un’equazione di stato lineare, la divergenza del flusso di calore totale è costituita dalla somma delle divergenze di questi flussi.

Localmente, il trasporto del campo di temperatura medio zonale da parte della componente stazionaria del flusso e il trasporto della componente stazionaria del campo di temperatura da parte del flusso medio zonale sono significativi. In molte parti del canale, sebbene non ovunque, la divergenza del flusso stazionario può essere approssimata dalla somma di due componenti che si annullano nella media zonale. Questo è tipico di un’onda lineare.

La figura ?? evidenzia il carattere locale dei flussi stazionari considerando le anomalie regionali della divergenza del flusso di energia stazionario nelle due metà del dominio. La densità e la capacità termica dell’acqua di mare sono considerate, e dividere il canale in due metà è un’operazione arbitraria che semplifica l’analisi e facilita il confronto tra esperimenti.

Concentrarsi sulle anomalie è pratico, perché per definizione, le anomalie della divergenza dei flussi di calore stazionari e transitori devono approssimativamente sommarsi a zero nelle due metà del canale. Le anomalie della divergenza del flusso di energia stazionario intorno e a valle della montagna (prima metà del canale) agiscono, in media, per inclinare maggiormente gli isopicnali rispetto alla stratificazione media del canale, mentre a valle della montagna (seconda metà) agiscono per ridurre l’inclinazione degli isopicnali rispetto alla media del canale.Nella prima metà del canale, le turbolenze stazionarie tendono a inclinare gli isopicnali, ma questo effetto viene controbilanciato dalle turbolenze transitorie che, come previsto dall’instabilità baroclinica, tendono a rilassare gli isopicnali. Questo equilibrio è evidente sia nelle divergenze dei flussi di calore sia nella stratificazione.

Negli ultimi decenni, l’intensità dei venti occidentali sopra l’Oceano Meridionale è aumentata. Per capire come le regioni con elevata energia cinetica delle turbolenze (EKE) nell’ACC possano rispondere a questi cambiamenti, abbiamo esaminato come il nostro modello reagisce a diverse intensità di stress del vento e a una vasta gamma di velocità di flusso al fondo. Definiamo le piste di tempeste come deviazioni dalla distribuzione media zonale dell’EKE. Per confronto, forniamo i risultati delle simulazioni con topografia piatta.

Abbiamo diagnosticato come i flussi di calore delle turbolenze stazionarie possano inclinare gli isopicnali esaminando la divergenza media dei flussi di calore stazionari a nord e a sud di un determinato contorno di temperatura. La Fig. 5.3 mostra le variazioni zonali dell’EKE media e la tendenza dei flussi stazionari a inclinare o rilassare gli isopicnali per diverse intensità di stress del vento. Con l’aumento dello stress del vento, l’estensione delle piste di tempeste aumenta. Anche la regione in cui le turbolenze stazionarie tendono a inclinare gli isopicnali si espande, ma la separazione spaziale tra i massimi dell’EKE e l’inclinazione degli isopicnali cresce.

Questo fenomeno è simile a quanto osservato nell’atmosfera, dove vi è una crescente separazione tra le regioni di generazione delle turbolenze e di massimo mescolamento delle turbolenze. Nelle nostre simulazioni, la regione in cui le turbolenze stazionarie inclinano gli isopicnali si sposta ulteriormente a valle con l’aumento dello stress del vento. I tassi di crescita di Eady, una misura della baroclinicità, mostrano che le regioni di massima baroclinicità e massima EKE non coincidono esattamente. La distanza tra questi due massimi è probabilmente esagerata nelle nostre simulazioni a causa delle maggiori velocità di flusso.

La Fig. 5.3 indica che la scala dominante del flusso meandrante è di circa 1000 km, molto più grande rispetto alla scala delle turbolenze transitorie e al raggio di deformazione di Rossby. Con l’aumento dell’intensità dello stress del vento, il flusso meandrante si estende ulteriormente a valle, insieme alla regione in cui i flussi stazionari aumentano l’inclinazione degli isopicnali e alla regione di EKE anormalmente alta. Sorprendentemente, i valori di EKE a valle del massimo EKE sono ridotti rispetto alle simulazioni senza topografia, in linea con una regione in cui le turbolenze stazionarie tendono a rilassare gli isopicnali.

Figura 5.1:

Pannello a) Questo pannello mostra l’energia cinetica delle turbolenze transitorie mediata verticalmente (EKE) lungo il canale. I colori rappresentano l’intensità delle turbolenze: i colori caldi (arancione e rosso) indicano livelli più alti di energia. Le ellissi bianche rappresentano le montagne sottomarine a diverse profondità, mentre la curva bianca mostra la linea di temperatura a 5,1°C in superficie. Questo pannello ci aiuta a vedere dove le turbolenze sono più intense, evidenziando un aumento vicino alle montagne e una diminuzione a valle.

Pannello b) Questo pannello mostra la velocità del flusso dell’acqua a 2000 km lungo il canale. I colori illustrano la velocità, che è stata ingrandita per rendere più visibili i dettagli. Ci permette di osservare come il flusso dell’acqua varia attraverso il canale in questa posizione specifica.

Pannello c) Questo pannello mostra la velocità del flusso dell’acqua a 6000 km lungo il canale, senza l’ingrandimento utilizzato nel pannello b. Fornisce un confronto con il pannello b, mostrando come il flusso cambia più a valle nel canale.

Riassunto:

• Pannello a: Mostra come l’energia delle turbolenze transitorie è distribuita lungo il canale, con un’intensificazione vicino alle montagne sottomarine e una diminuzione a valle.
• Pannello b: Illustra la velocità del flusso dell’acqua a 2000 km lungo il canale, con dettagli ingranditi per una migliore visibilità.
• Pannello c: Mostra la velocità del flusso dell’acqua a 6000 km lungo il canale, offrendo un confronto con la posizione più a monte del pannello b.

In sintesi, questa figura evidenzia come la topografia influisce sulla distribuzione dell’energia delle turbolenze e sulle velocità del flusso in diverse parti del canale.

Figura 5.2:

La figura mostra i risultati di simulazioni che analizzano come il flusso di calore e la temperatura variano lungo un canale in risposta a diversi livelli di stress del vento. I pannelli sono divisi in due gruppi: quelli superiori (a e b) e quelli inferiori (c e d), per due livelli di stress del vento: 0,2 N/m² e 0,3 N/m².

Pannelli Superiori (a e b):

Questi pannelli mostrano le anomalie nella distribuzione del flusso di calore causate dalle turbolenze, sia stazionarie che transitorie, nelle due metà del canale. Le curve rosse rappresentano la prima metà del canale, mentre le curve nere rappresentano la seconda metà.

• Pannello a): Si riferisce alla simulazione con uno stress del vento di 0,2 N/m².
• Pannello b): Si riferisce alla simulazione con uno stress del vento di 0,3 N/m².

I valori positivi indicano zone di raffreddamento, mentre i valori negativi indicano zone di riscaldamento. La stella nera mostra la posizione media della linea di temperatura a 5,1°C.

Pannelli Inferiori (c e d):

Questi pannelli mostrano la temperatura media nel canale e le linee di contorno della temperatura per la prima e la seconda metà del canale.

• Pannello c): Correlato al pannello a, mostra i risultati per uno stress del vento di 0,2 N/m².
• Pannello d): Correlato al pannello b, mostra i risultati per uno stress del vento di 0,3 N/m².

Le frecce indicano la direzione del flusso di calore anomalo causato dalle turbolenze stazionarie nelle due regioni del canale.

Riassunto:

• Pannelli a e b: Mostrano come il flusso di calore varia tra la prima e la seconda metà del canale per due livelli di stress del vento. Le turbolenze stazionarie e transitorie influenzano il riscaldamento e il raffreddamento in modo diverso.
• Pannelli c e d: Illustrano come la temperatura media e le linee di contorno della temperatura variano tra la prima e la seconda metà del canale e tra i diversi livelli di stress del vento.

In sintesi, la figura evidenzia come le turbolenze influenzano la distribuzione del calore nel canale e come queste influenze cambiano a seconda della posizione e dell’intensità dello stress del vento.

Figura 5.3:

La figura illustra come l’energia delle turbolenze (EKE) e la tendenza delle turbolenze stazionarie a inclinare o rilassare gli isopicnali (strati di uguale densità) cambiano lungo il canale per diverse intensità del vento.

Pannelli:

Ci sono quattro pannelli, ciascuno rappresentante una diversa intensità del vento: 0,1 N/m², 0,2 N/m², 0,3 N/m² e 0,4 N/m². Ogni pannello mostra due curve principali:

• Curva blu: Indica dove l’energia delle turbolenze è maggiore della media del canale. Quando questa curva è sopra lo zero, significa che in quella zona l’energia delle turbolenze è più alta della media.
• Curva rossa: Mostra come le turbolenze stazionarie influenzano l’inclinazione degli isopicnali. Se la curva è sotto lo zero, significa che le turbolenze tendono a inclinare gli isopicnali. Se è sopra lo zero, le turbolenze tendono a rilassare (appianare) gli isopicnali.

Dettagli dei Pannelli:

• Pannello in alto a sinistra (0,1 N/m²):
  • L’energia delle turbolenze è maggiore della media nei primi 3000 km del canale.
  • Le turbolenze stazionarie tendono a inclinare gli isopicnali nella prima parte del canale.
• Pannello in alto a destra (0,2 N/m²):
  • L’energia delle turbolenze è più alta rispetto alla media su una porzione più estesa del canale rispetto al pannello precedente.
  • Le turbolenze stazionarie continuano a inclinare gli isopicnali nella prima parte del canale.
• Pannello in basso a sinistra (0,3 N/m²):
  • L’energia delle turbolenze è ancora più elevata e copre una parte significativa del canale.
  • La tendenza a inclinare gli isopicnali da parte delle turbolenze stazionarie è più evidente.
• Pannello in basso a destra (0,4 N/m²):
  • L’energia delle turbolenze è molto più alta della media per quasi tutto il canale.
  • Le turbolenze stazionarie inclinano fortemente gli isopicnali nella maggior parte del canale.

Riassunto:

La figura mostra che con l’aumento dell’intensità del vento, le regioni con alta energia delle turbolenze si espandono lungo il canale. Allo stesso tempo, le turbolenze stazionarie tendono sempre più a inclinare gli isopicnali. Questo significa che le turbolenze non solo aumentano l’energia nel sistema, ma anche modificano la struttura della densità dell’acqua lungo il canale. La linea tratteggiata nera nel grafico serve a confrontare questi cambiamenti con una situazione senza topografia, evidenziando l’importanza della topografia nel modellare queste dinamiche.

Figura 5.4:

Questa figura presenta tre pannelli che offrono una visione dettagliata dei processi dinamici nel canale simulato con uno stress del vento di 0,2 N/m².

Pannello (a):

Questo pannello illustra la misura della stabilità del flusso, nota come tasso di crescita di Eady, sopra una certa profondità (meno di 1,5 km). Questa misura indica quanto il flusso è suscettibile a diventare instabile e a generare turbolenze. I colori più caldi rappresentano aree con tassi di crescita più elevati, il che significa che queste aree sono più instabili e quindi più propense a sviluppare turbolenze. Le linee nere delineano le caratteristiche topografiche del fondo marino.

Pannelli (b) e (c):

Questi pannelli mostrano come l’energia viene distribuita e trasferita dalle turbolenze nel canale. Entrambi i pannelli utilizzano una media su una griglia di 100 km x 100 km per smussare i dati e rendere più visibili le tendenze generali.

• Pannello (b): Questo pannello mostra come le turbolenze stazionarie, che sono influenzate principalmente dalla topografia e dalle caratteristiche permanenti del flusso, distribuiscono l’energia nel canale. Le aree in rosso indicano dove l’energia viene persa dal flusso principale, mentre le aree in blu mostrano dove l’energia viene guadagnata.
• Pannello (c): Questo pannello illustra come le turbolenze transitorie, che sono fluttuazioni temporanee nel flusso, distribuiscono l’energia. Anche qui, le aree in rosso e blu indicano rispettivamente la perdita e il guadagno di energia.

Riassunto:

• Pannello (a): Mostra dove il flusso è più instabile e quindi più suscettibile a generare turbolenze. Le regioni con colori più caldi sono più instabili.
• Pannello (b): Evidenzia come l’energia delle turbolenze stazionarie viene distribuita nel canale, mostrando le aree di perdita e guadagno di energia.
• Pannello (c): Mostra come l’energia delle turbolenze transitorie viene distribuita, offrendo un confronto con le turbolenze stazionarie.

In sintesi, la Figura 5.4 fornisce una visione completa di come la stabilità del flusso e la distribuzione dell’energia delle turbolenze variano lungo il canale. Aiuta a comprendere meglio le dinamiche del flusso e come le condizioni del vento e la topografia influenzano la generazione e il trasferimento di energia nel sistema.

5.5 Discussione

Nel nostro contesto idealizzato, i flussi di calore delle turbolenze stazionarie aumentano la baroclinicità a valle di una semplice montagna gaussiana. Tuttavia, il punto di massima inclinazione degli isopicnali non coincide con il massimo dell’anomalia dell’energia cinetica delle turbolenze (EKE). Sebbene la topografia dell’ACC sia più complessa, i meandri stazionari sono noti per essere aree di aumento dell’EKE. I nostri risultati sono qualitativamente in linea con studi che utilizzano modelli oceanici globali (GCM) con topografie più complesse. Inoltre, le rapide transizioni nelle caratteristiche delle turbolenze osservate nei modelli ad alta risoluzione sono coerenti con la dinamica che vediamo qui.

Studi precedenti hanno suggerito che i flussi di calore stazionari sono fondamentali per la formazione delle piste di tempeste atmosferiche. Le nostre simulazioni mostrano che i flussi di calore stazionari mediati verticalmente portano a isopicnali più inclinati localmente, e questa inclinazione avviene su scale più grandi rispetto alle turbolenze transitorie. Un risultato interessante è che il contributo dominante a questi flussi di calore anomali da parte delle turbolenze stazionarie è associato a componenti che si annullano lungo l’intero canale. Cambiare il sistema di coordinate lungo il flusso può eliminare questa componente stazionaria, ma ciò richiede una conoscenza preliminare della struttura del flusso medio.

Un risultato chiave di questo studio è che la struttura dei meandri stazionari cambia in risposta a un aumento dello stress del vento superficiale, coerentemente con quanto previsto dalla teoria dell’advezione delle turbolenze e dell’instabilità locale. Attualmente si pensa che le turbolenze transitorie compensino un aumento del ribaltamento di Ekman guidato dal vento. Tuttavia, i flussi stazionari rispondono ai cambiamenti nella dimensione dei meandri, che accompagnano un cambiamento nel flusso medio zonale. Questo comportamento è coerente con una modifica nella lunghezza d’onda delle onde di Rossby stazionarie. Il cambiamento associato nell’EKE è localizzato nei meandri stazionari ed è in parte dovuto all’aumento della baroclinicità, sebbene l’instabilità barotropa possa essere anch’essa attiva. Le caratteristiche delle turbolenze rispondono quindi a una divergenza locale del flusso piuttosto che a un cambiamento globale nella stratificazione.

La distribuzione di questa divergenza del flusso e il suo rilascio attraverso l’instabilità baroclinica sono sensibili alla forzatura superficiale e al flusso medio. Pertanto, per studiare accuratamente le piste di tempeste oceaniche dell’Oceano Meridionale e le interazioni tra flusso medio, meandri stazionari e turbolenze dell’ACC, è necessaria una risoluzione temporale e spaziale adeguata che risolva le turbolenze e un dominio sufficientemente lungo che permetta al sistema di adattarsi in modo realistico. Dato che la topografia dell’ACC varia su una vasta gamma di scale di lunghezza, sarà importante considerare l’ampiezza e la distribuzione dei flussi di calore stazionari con configurazioni più realistiche.

Le simulazioni presentate qui mostrano un trasporto dell’ACC troppo alto rispetto alla realtà perché il canale non è mai completamente bloccato in profondità a tutte le latitudini, portando a velocità di flusso al fondo elevate. Sebbene la componente barotropa del flusso sia maggiore che in natura e quindi la dimensione del meandro stazionario possa essere irrealisticamente grande nelle nostre simulazioni, il principio generale dei flussi di calore stazionari che inclinano gli isopicnali rimane valido in tutte le nostre simulazioni, che coprono una vasta gamma di forzature dello stress del vento superficiale e ampiezze del flusso medio. I modelli futuri dovrebbero affrontare la risposta transitoria della stratificazione del canale a un cambiamento nello stress del vento in un dominio simile.

CONCLUSIONI

Questa lavoro offre una panoramica sui recenti progressi teorici riguardanti la dinamica della ITCZ (Intertropical Convergence Zone). Dimostra che, almeno in contesti idealizzati, le teorie sulla posizione della ITCZ forniscono preziose intuizioni su come e perché avvengono gli spostamenti della ITCZ.

Nel Capitolo 2, abbiamo sviluppato un quadro diagnostico energetico per la posizione della ITCZ partendo dal bilancio energetico dell’atmosfera. Questo quadro è stato applicato a diversi scenari di cambiamento climatico. Nei nostri esperimenti di riscaldamento globale con un modello climatico generale (GCM) idealizzato umido, abbiamo osservato che la ITCZ si sposta lontano dall’equatore man mano che il pianeta si riscalda. Questo perché l’asimmetria nel trasporto di energia latente atmosferica aumenta con il riscaldamento climatico. Abbiamo anche scoperto che, in caso di riscaldamento tropicale, la ITCZ può spostarsi verso l’equatore, poiché la sensibilità della ITCZ al flusso di energia statica umida trans-equatoriale diminuisce. Questo meccanismo non era stato precedentemente riconosciuto e risulta importante anche nelle nostre simulazioni di riscaldamento globale, attenuando in parte l’effetto dell’aumento del flusso di energia statica umida.

Nel Capitolo 3, abbiamo applicato lo stesso approccio per studiare le doppie ITCZ. Qui abbiamo superato il primo ordine di espansione utilizzato nel Capitolo 2, mostrando come i termini di ordine superiore influenzino lo stato della ITCZ. Abbiamo scoperto che la posizione della ITCZ non è sempre linearmente correlata al flusso di energia statica umida trans-equatoriale. Quando l’input netto di energia vicino all’equatore è sufficientemente piccolo, emerge una relazione di potenza. Inoltre, quando l’input di energia diventa negativo, la ITCZ può passare da uno stato singolo a uno doppio, a condizione che il flusso di energia rimanga limitato. Questo effetto non era stato riconosciuto nel contesto del bilancio energetico dell’atmosfera.

Nel Capitolo 4, abbiamo sviluppato un modello di precipitazione idealizzato basato solo sull’insolazione alla sommità dell’atmosfera. I risultati di questo modello possono servire come ipotesi di base per interpretare i dati di precipitazione paleoclimatica, poiché il modello considera due dei principali fattori che influenzano le precipitazioni: la quantità di pioggia e la posizione della ITCZ. Nonostante la semplicità del nostro modello, siamo riusciti a catturare approssimativamente il comportamento orbitale e le relazioni di fase nei lunghi record di precipitazione di regioni come Cina, Borneo, Africa e Sud America.

Il Capitolo 5 si concentra sulle dinamiche delle piste di tempeste oceaniche nell’Oceano Meridionale, aree di intensa energia cinetica turbolenta. Abbiamo mostrato che la loro posizione e i livelli di EKE sono associati a isopicnali più ripidi causati dai meandri stazionari. In un contesto idealizzato, abbiamo dimostrato che un aumento dello stress del vento superficiale può portare a meandri più lunghi e a regioni più estese di EKE aumentata, con potenziali implicazioni per il trasporto di traccianti attraverso i fronti oceanici.

In sintesi, questa tesi fornisce nuove intuizioni sulla dinamica della ITCZ e delle piste di tempeste oceaniche, evidenziando l’importanza dei flussi di calore e della topografia nel modellare questi fenomeni climatici.