Rossby Wave Scales, Propagation, and the Variability of Eddy-Driven – Jets Elizabeth A. Barnes e Dennis L. Hartmann

Il getto alimentato dai vortici si posiziona nelle latitudini medie, confinato tra il polo e, spesso, un intenso getto mosso dalla circolazione di Hadley sul lato opposto. Questo studio indaga la persistenza e la variabilità di tale getto entro questi confini geografici. Utilizzando un modello barotropico, si evidenzia che, all’aumentare della latitudine del getto, cresce anche la scala dei vortici, conformemente a quanto previsto dalla teoria delle onde di Rossby in ambito sferico; contemporaneamente, la principale modalità di variabilità del getto evolve da uno spostamento meridionale a un’oscillazione. Verso l’equatore, si registra un analogo mutamento nella variabilità del getto quando esso si sposta in direzione di un getto subtropicale costante. Tanto al limite polare quanto a quello equatoriale, la transizione nella variabilità, da uno spostamento a un’oscillazione, è attribuibile alla modulazione della propagazione dei vortici e del trasporto di momento. Nei pressi del polo, il basso valore del parametro beta, ovvero il gradiente meridionale della vorticità assoluta, e la conseguente assenza di rottura delle onde spiegano questo cambio nella variabilità; sul lato equatoriale, invece, i vigorosi venti subtropicali possono influenzare la propagazione dei vortici e limitare il movimento del getto o induire un comportamento bimodale nella posizione latitudinale del getto. Pertanto, la teoria quasilineare barotropica prevede che la modalità dominante di variabilità del vento zonale muti da uno spostamento a un’oscillazione man mano che i getti mosso dai vortici si spostano verso il polo a seguito dei cambiamenti climatici, e che la scala dei vortici aumenti con lo spostamento polare del getto.

1. Introduzione Il getto guidato dai vortici e la sua variabilità sono presenti nella regione compresa tra il polo e il getto subtropicale guidato da Hadley. Sebbene la modalità principale di variabilità di questo getto sia comunemente associata a uno spostamento meridionale dei venti zonali medi, Eichelberger e Hartmann (2007) hanno dimostrato, utilizzando un modello semplice di circolazione generale, che la presenza di un getto subtropicale robusto modifica la modalità principale in un pulsare del getto guidato dai vortici. Man mano che il getto si avvicina al polo, cambia anche la sua variabilità, passando da uno spostamento a un pulsare, con una diminuzione della persistenza della variabilità al variare della latitudine del getto, come evidenziato da Kidston e Gerber (2010), Barnes et al. (2010) e Barnes e Hartmann (2010).

L’obiettivo di questo studio è esplorare un interrogativo fondamentale: quali sono i limiti equatoriali e polari sulla variabilità del getto guidato dai vortici? In particolare, ci concentreremo sulle seguenti questioni:

• Perché la variabilità del getto cambia da uno spostamento a un pulsare in presenza di un forte getto guidato da Hadley, secondo quanto osservato?
• Perché la variabilità del getto cambia da uno spostamento a un pulsare quando il getto guidato dai vortici viene spostato verso il polo in un modello barotropico?
• Come varia la dimensione dei vortici con lo spostamento del getto verso il polo?
• In che modo i cambiamenti nella variabilità del getto sono correlati ai cambiamenti nelle interazioni tra vortici e flusso medio e alla loro persistenza?

Per rispondere a queste domande, utilizziamo un modello barotropico agitato stocasticamente per simulare una traccia di tempesta nelle medie latitudini. Un modello barotropico è particolarmente adatto per analizzare la variabilità del modo annulare, che necessita del trasporto meridionale di momento da parte dei vortici come processo essenziale per la sua esistenza. La teoria dell’interazione onda-flusso medio e la propagazione delle onde meridionali sono quindi aspetti centrali e ben rappresentati in questo modello. In questo contesto, una mescolanza meridionalmente limitata in un modello barotropico funge da analogo ragionevole per una traccia di tempesta baroclinica, dato che in entrambi i casi la generazione dei vortici è massima al centro del getto e i flussi meridionali entranti e uscenti dal getto sono cruciali.

2. Metodi

Nel nostro studio, seguendo i lavori di Vallis et al. (2004) e Barnes et al. (2010), abbiamo integrato l’equazione della vorticità barotropica non divergente spettrale sulla sfera. Questa equazione considera vari termini che rappresentano la velocità, la latitudine e altri parametri atmosferici. Il parametro di smorzamento rrr è impostato a un valore che corrisponde a un decadimento giornaliero, mentre kkk rappresenta il coefficiente di diffusione utilizzato per gestire la rimozione di piccola scala dell’enstrofia.

Il modello utilizzato opera a una risoluzione di T42, e gli eddies atmosferici sono descritti attraverso un processo stocastico di Ornstein–Uhlenbeck, che varia in base ai numeri d’onda zonali e totali. La mescolanza nel modello è caratterizzata da un tempo di decorrelazione specifico e da un passo temporale definito, e le ampiezze delle forze di mescolanza variano entro un intervallo predefinito.

Per simulare una traccia di tempesta confinata meridionalmente, il campo di mescolanza è stato modulato utilizzando una maschera gaussiana centrata su una specifica latitudine e con una determinata ampiezza. Il modello viene eseguito in modo completo da un polo all’altro del globo, tuttavia l’analisi si concentra solo sull’emisfero dove avviene la mescolanza. Il processo di integrazione inizia con un periodo di avviamento di almeno 500 giorni, seguito da un’ulteriore analisi protratta per circa 12.000 giorni. Inoltre, una lista di variabili comunemente utilizzate nel dibattito è presentata in una tabella dedicata per facilitare la comprensione del lettore.

3. Scala di Lunghezza degli Eddies

In questo lavoro esploriamo l’interazione tra eddies di scala sinottica e il flusso medio su scala più grande. La nostra analisi si concentra su come la propagazione delle onde degli eddies e i relativi flussi di momento dipendano strettamente dalla loro scala dimensionale. Per iniziare, abbiamo esaminato come questa scala varia in funzione della latitudine e abbiamo identificato una scala di lunghezza ottimale degli eddies che favorisce la formazione di un forte getto zonale occidentale.

a. Variazione della Scala di Lunghezza degli Eddies con la Latitudine

L’analisi della propagazione delle onde di Rossby è facilitata dall’uso delle coordinate Mercator, che permettono di mantenere costante il numero d’onda zonale lungo un raggio di propagazione. Utilizzando questa metodologia, abbiamo potuto definire il numero d’onda totale in relazione alla velocità di fase dell’onda e alla velocità zonale in queste coordinate. Inoltre, abbiamo calcolato un coefficiente che rappresenta il prodotto del coseno della latitudine per il gradiente meridionale della vorticità assoluta sulla sfera.

Secondo studi precedenti, quando un’onda di Rossby si muove verso il polo, il suo numero d’onda meridionale diminuisce e la latitudine in cui il numero d’onda zonale uguaglia quello totale indica un punto di svolta per l’onda. Al di fuori di questa condizione, l’onda incontra una latitudine critica quando la sua velocità di fase corrisponde alla velocità zonale di fondo.

Il nostro studio si propone di determinare come varia la scala dell’onda di Rossby a mano a mano che il getto guidato dagli eddies si sposta verso il polo. L’ipotesi è che, avvicinandosi al polo, dove il coefficiente di scala diminuisce, siano necessarie onde di scala maggiore per equilibrare l’avvezione zonale con il fenomeno di retrogressione.

Per confermare la validità di questa teoria, il modello barotropico è stato stimolato a varie latitudini per osservare come la latitudine del getto influenzasse la scala delle onde di Rossby. Gli esperimenti sono stati condotti mescolando il modello con rumore bianco per evitare qualsiasi bias; questo metodo assicura che ogni coppia di numeri d’onda venga stimolata in modo identico. Inoltre, la potenza della mescolanza è stata normalizzata per garantire che il tasso di iniezione di energia media nel tempo rimanesse costante in tutte le simulazioni.

Analisi degli Spettri di Mescolanza e della Vorticità

La Figura 1a illustra gli spettri del numero d’onda totale lll per tre diverse integrazioni del modello, confermando che l’input di mescolanza è uniforme in tutti i casi. La Figura 1b mette in evidenza gli spettri della potenza della vorticità per le stesse integrazioni, focalizzandosi sul contributo degli eddies mediante l’esclusione della componente media zonale (m = 0). Nonostante la somiglianza tra gli spettri di mescolanza nelle diverse integrazioni, si osserva che il picco dello spettro della potenza della vorticità si sposta verso numeri d’onda più bassi man mano che il getto si avvicina al polo.

Per quantificare meglio questo fenomeno, abbiamo definito il numero d’onda del picco, l^\hat{l}l^, attraverso un adattamento polinomiale di secondo ordine attorno al picco dello spettro. Questo valore è rappresentato nella Figura 2a con cerchi pieni, messi in relazione con la latitudine del getto zonale medio massimo, calcolata come media delle latitudini giornaliere.

Valutazione della Teoria Quasi-lineare

Per determinare se l’incremento della scala degli eddies con la latitudine possa essere attribuito alla semplice scalatura lineare delle onde di Rossby in un contesto sferico, abbiamo condotto una serie di integrazioni con un modello quasi-lineare. In queste simulazioni, la configurazione del modello è rimasta invariata rispetto al caso completamente non lineare, eccetto per la riduzione della potenza di mescolanza S² a un centesimo del suo valore originale e un aumento centuplicato della tendenza della vorticità media zonale causata dagli eddies.

I risultati mostrano che, nonostante le ampiezze d’onda rimangano contenute e quindi il comportamento del modello sia prevalentemente lineare, il flusso zonale generato è simile a quello ottenuto nelle integrazioni completamente non lineari. La Figura 3 confronta i venti zonali medi zonali risultanti da integrazioni quasi-lineari e non lineari a due diverse latitudini di mescolanza, evidenziando solo lievi differenze nella larghezza e intensità del getto. Questo suggerisce che la propagazione delle onde lineari fornisca un’approssimazione ragionevolmente accurata per il fenomeno studiato.Nella Figura 2a, abbiamo rappresentato con cerchi aperti i risultati delle integrazioni quasi-lineari e abbiamo notato che, anche in condizioni lineari, la scala degli eddies aumenta man mano che il getto si sposta verso il polo. Questo fenomeno indica che tali cambiamenti possono essere compresi attraverso argomentazioni lineari. Le scale di lunghezza degli eddies risultano sempre inferiori in condizioni quasi-lineari rispetto a quelle non lineari, probabilmente a causa della maggior ristrettezza del getto in queste simulazioni.

Per verificare se la teoria lineare può prevedere le variazioni nella scala degli eddies in funzione della latitudine del getto, abbiamo analizzato i dati relativi al numero d’onda zonale e alla velocità di fase dello spettro di potenza della vorticità. La velocità di fase è calcolata come la media pesata su tutti i numeri d’onda. I dati reali mostrano una grande somiglianza con le previsioni teoriche.

Tuttavia, questa analisi non chiarisce completamente come la scala delle onde di Rossby varia con la latitudine del getto, poiché la scala spaziale legata al numero d’onda è influenzata dalla latitudine stessa. Il numero d’onda spettrale totale, però, rappresenta una misura della scala fisica degli eddies che è indipendente dalla latitudine. Questo approccio ha dimostrato di fornire una buona stima della scala di lunghezza degli eddies nelle simulazioni sia non lineari sia quasi-lineari.

Studi recenti suggeriscono che la scala di lunghezza degli eddies potrebbe aumentare del 3%-7% con il riscaldamento del clima e lo spostamento dei getti verso il polo. Per verificare se la latitudine del getto può spiegare questa variazione di scala, abbiamo definito il numero d’onda zonale degli eddies per ogni latitudine utilizzando i dati di vento meridionale filtrati. La lunghezza zonale degli eddies è stata calcolata come media su tutto l’emisfero. I risultati hanno confermato che, con il getto situato a latitudini più elevate, la scala fisica delle onde di Rossby equilibrate aumenta. Abbiamo registrato un cambiamento percentuale nella scala di lunghezza degli eddies di circa il 5% a seguito dello spostamento del getto dalle medie latitudini. Sebbene questa spiegazione sembri plausibile, sono necessari ulteriori studi per determinare se questo ragionamento a scala barotropica sia effettivamente la spiegazione principale del comportamento osservato in modelli più complessi.

La Figura 1 presenta due grafici che analizzano la potenza della vorticità in relazione al numero d’onda totale lll per tre diverse latitudini di mescolanza, ovvero 30°, 40° e 50°.

Nel grafico 1a, viene mostrata la potenza di mescolanza della vorticità dopo aver applicato una finestrazione al campo. Le curve per le tre latitudini di mescolanza sono molto simili, suggerendo che la potenza di mescolanza è distribuita uniformemente lungo i vari numeri d’onda in tutte e tre le configurazioni.

Nel grafico 1b, troviamo la potenza della vorticità in funzione del numero d’onda totale l. Qui, ogni latitudine mostra un distinto profilo a campana con un picco che varia leggermente tra le latitudini. Questo indica che la dimensione degli eddies generati differisce a seconda della latitudine di mescolanza, con i picchi che rappresentano la scala predominante degli eddies.

In entrambi i grafici, il numero d’onda zonale mmm è limitato allo stesso intervallo di l, ma si è scelto di rappresentare soltanto le contribuzioni degli eddies (escludendo quindi m=0m ), focalizzandosi sulle fluttuazioni generate dal mescolamento. Questa scelta mette in evidenza come varia la distribuzione della potenza della vorticità al cambiare del numero d’onda e della latitudine di mescolanza, fornendo così dati quantitativi essenziali per comprendere l’intensità e la scala spaziale dei fenomeni vorticosi osservati.

La Figura 2 è composta da due grafici che analizzano come le caratteristiche degli eddies variano in funzione della latitudine del getto guidato dagli eddies nelle simulazioni atmosferiche.

Nel grafico 2a, è rappresentato il punto massimo dello spettro di vorticità degli eddies per ciascuna integrazione. Le integrazioni quasi-lineari sono indicate con cerchi aperti, mentre quelle non lineari con cerchi pieni. Le linee nere mostrano le previsioni teoriche che illustrano come dovrebbe variare la posizione del picco dello spettro con la latitudine del getto. Si osserva una diminuzione del numero d’onda del picco man mano che la latitudine del getto aumenta, trend che è coerente sia per le simulazioni non lineari che per quelle quasi-lineari, mostrando un buon allineamento con le previsioni teoriche.

Nel grafico 2b, è visualizzata la lunghezza degli eddies in relazione alla latitudine del getto per le integrazioni non lineari. Questo grafico evidenzia un incremento nella dimensione degli eddies con l’aumentare della latitudine del getto, indicando che gli eddies tendono ad essere più grandi quando il getto si trova a latitudini più elevate.

Insieme, questi grafici forniscono una comprensione approfondita di come la dinamica degli eddies sia influenzata dalla posizione geografica del getto atmosferico. Questi risultati sono essenziali per interpretare la dinamica degli eddies e il loro impatto sul comportamento complessivo dell’atmosfera, specialmente in relazione agli effetti delle variazioni latitudinali del getto.

Importanza delle Onde Sinottiche nel Sostegno del Getto Zonale

La Figura 1b illustra come, nonostante l’utilizzo di un mescolamento di tipo bianco, le eddy in equilibrio tendano a concentrarsi prevalentemente su numeri d’onda minori. Queste onde di Rossby di scala sinottica giocano un ruolo cruciale nella formazione e nel mantenimento di un getto zonale robusto. Per evidenziare quanto il getto sia sensibile alla dimensione delle eddy, abbiamo eseguito simulazioni del modello con tre differenti configurazioni di mescolamento: rumore bianco (1 ≤ l ≤ 42), scala sinottica (4 ≤ l ≤ 10), e mescolamento ad alto numero d’onda (10 ≤ l ≤ 42). In ciascuna simulazione, il parametro m è mantenuto entro gli stessi limiti di l. Analogamente agli esperimenti precedenti, abbiamo applicato una maschera gaussiana con semilarghezza di 128 ai campi di mescolamento per simulare una traccia di tempesta localizzata, posizionando il centro del mescolamento a 45°N in tutte e tre le configurazioni.

La potenza di mescolamento per ogni sessione è regolata affinché la velocità di iniezione energetica globale 2cS rimanga costante tra le diverse simulazioni. La Figura 5a mostra il potere di mescolamento prescritto in funzione del numero d’onda totale per le tre configurazioni. Sebbene l’esperimento di mescolamento sinottico sia stato definito per i numeri d’onda da 4 a 10, lo spettro di mescolamento risultante mostra potenza fino al numero d’onda 15. Questa discrepanza appare a causa della finestra gaussiana, che modifica leggermente lo spettro di mescolamento finale all’estremità di alto numero d’onda. Abbiamo verificato che la latitudine della finestra non influisce sullo spettro di mescolamento; invece, lo spettro è maggiormente influenzato dalla larghezza della finestra, che è stata mantenuta costante durante tutto lo studio.

Le figure 5b e 5c rappresentano gli spettri di vorticità e i venti zonali risultanti per le tre configurazioni di mescolamento. Si osserva che ^l è simile sia nelle configurazioni con rumore bianco che con mescolamento sinottico, come previsto quando la scala del getto e quella delle eddy raggiungono un equilibrio dinamico. Nel caso del mescolamento con rumore bianco, il getto zonale medio si forma alla latitudine di mescolamento, con venti orientali su entrambi i lati, indicando la presenza di grandi onde di Rossby capaci di propagarsi e rompersi sia a nord che a sud. Il getto stimolato sinotticamente mostra venti più intensi, posizionati leggermente a nord del punto di mescolamento, con venti orientali sul lato nord del getto significativamente più deboli rispetto al profilo dei venti nel mescolamento di rumore bianco. Questo è dovuto al fatto che solo le onde di grande scala possono propagarsi e rallentare il flusso vicino al polo, come descritto nella sezione 4, e, a differenza del mescolamento di rumore bianco, il mescolamento sinottico esclude i numeri d’onda da 1 a 3. Nella simulazione con solo mescolamento ad alto numero d’onda, lo spettro di vorticità raggiunge un picco intorno al 19, e il getto è debole e situato più a sud rispetto alla regione di mescolamento. Questo risultato è causato dall’incapacità delle onde di piccola scala di propagarsi e rompersi vicino al polo, quindi il getto in equilibrio si mantiene a una latitudine più meridionale. L’importanza delle scale sinottiche è evidenziata anche dal fatto che il mescolamento sinottico genera un getto più forte rispetto al mescolamento di rumore bianco, nonostante il tasso di iniezione energetica sia identico in entrambe le configurazioni. La differenza principale risiede nella forza esercitata nella gamma sinottica, dove il mescolamento sinottico manifesta quasi il doppio della potenza a queste scale.

La Figura 3 presenta i risultati di due differenti simulazioni — una non lineare e una quasilineare — per illustrare come i venti zonali, ovvero i venti che soffiano da ovest verso est, variano in base alla latitudine di mescolamento atmosferico. Questi risultati sono mostrati per due specifiche latitudini di mescolamento.

• Pannello (a): In questo grafico, con la latitudine di mescolamento più bassa, entrambi i profili di vento (non lineare e quasilineare) mostrano un andamento simile, ma il vento non lineare raggiunge una velocità maggiore e si estende a latitudini più alte rispetto al vento quasilineare. Il vento aumenta fino a raggiungere un picco e poi diminuisce man mano che ci si sposta verso il polo.
• Pannello (b): Qui, con una latitudine di mescolamento più alta, i profili dei venti seguono un andamento simile a quello del primo pannello, ma con differenze nella posizione e nell’intensità del picco di velocità del vento. Anche in questo caso, il vento non lineare mostra una velocità maggiore e una portata più ampia verso latitudini più alte rispetto al vento quasilineare.

In entrambi i casi, i risultati indicano che le simulazioni non lineari tendono a generare venti zonali più forti e che estendono la loro influenza a latitudini più elevate rispetto alle simulazioni quasilineari. Questo suggerisce l’importanza delle interazioni non lineari nell’atmosfera, che possono influenzare significativamente la forza e la distribuzione dei venti zonali.

La Figura 4 illustra due grafici relativi allo spettro di potenza della vorticità, rappresentando come variano la velocità di fase e i numeri d’onda zonali per due diverse configurazioni di mescolamento atmosferico, identificate come latitudini di mescolamento a 30° e 50°.

Dettagli chiave della figura:

• Assi e Scala: Gli assi orizzontali di entrambi i pannelli mostrano la velocità di fase, mentre gli assi verticali indicano i numeri d’onda zonali. I numeri d’onda zonali indicano la dimensione delle strutture di vorticità nell’atmosfera, con numeri più alti che corrispondono a strutture più piccole. I contorni in grigio mostrano l’intensità dell’energia di vorticità; tonalità più scure indicano maggiore energia, mentre tonalità più chiare indicano minore energia.
• Linee e Marcatori: Le linee nere nei grafici rappresentano le previsioni teoriche per la relazione tra il numero d’onda zonale e la velocità di fase, fornendo un confronto con i dati osservati. Le croci bianche nei grafici indicano la posizione della media ponderata di potenza rispetto al numero d’onda e alla velocità di fase, evidenziando dove la maggior parte dell’energia di vorticità è concentrata nei diversi scenari di mescolamento.

Interpretazione dei grafici:

• Pannello (a) – Latitudine di Mescolamento 30°: Qui, l’energia di vorticità tende a concentrarsi a velocità di fase negative con numeri d’onda zonali medi. Questo indica che, a questa latitudine di mescolamento, le strutture atmosferiche più significative si manifestano con movimenti relativamente ampi e a velocità moderate.
• Pannello (b) – Latitudine di Mescolamento 50°: In questo caso, l’energia si distribuisce simile al primo pannello, ma con un picco leggermente più spostato verso velocità di fase ancora più negative. Ciò suggerisce che a latitudini di mescolamento superiori, le strutture di vorticità dominanti tendono a muoversi un po’ più lentamente.

Questi risultati aiutano a comprendere come differenti configurazioni di mescolamento possano influenzare la distribuzione dell’energia atmosferica e, di conseguenza, il comportamento di grandi sistemi meteorologici e climatici, variando a seconda della latitudine.

La Figura 5 visualizza tre grafici distinti che esplorano l’effetto del mescolamento della vorticità su vari numeri d’onda totali, mostrando come diverse tecniche di mescolamento influenzino sia la potenza della vorticità sia i profili del vento zonale medio.

Pannello (a) – Potenza di mescolamento della vorticità contro numero d’onda totale dopo il trattamento del campo:

• Questo grafico presenta tre curve diverse, ognuna rappresentante una specifica configurazione di mescolamento. La curva continua mostra un mescolamento applicato su un ampio range di numeri d’onda, mentre le altre due curve, tratteggiata e puntinata, indicano un mescolamento focalizzato su intervalli di numeri d’onda più ristretti, evidenziando un approccio più selettivo al mescolamento.

Pannello (b) – Potenza risultante della vorticità contro numero d’onda totale:

• Simile al primo pannello, ma mostrando la potenza effettiva della vorticità dopo l’applicazione del mescolamento. Anche qui, le curve mostrano picchi significativi che corrispondono alle aree di mescolamento concentrato, con la distribuzione più ampia della potenza nella configurazione più generale.

Pannello (c) – Profili di vento zonale medio:

• Il terzo grafico rivela come i diversi schemi di mescolamento modellano i profili del vento zonale medio. Ogni configurazione di mescolamento porta a una caratteristica unica del profilo del vento, con alcune configurazioni che generano venti zonali più intensi e altri che producono una distribuzione più morbida e meno intensa del vento.

Implicazioni generali:

• Questi risultati dimostrano come la scelta del metodo di mescolamento possa avere un impatto significativo sulle dinamiche atmosferiche. Le diverse tecniche di mescolamento possono alterare non solo la distribuzione della vorticità nell’atmosfera ma anche la formazione e la struttura dei venti zonali, influenzando così direttamente le condizioni meteorologiche e climatiche. Questi dati sono cruciali per capire come varie tecniche di mescolamento possano essere utilizzate per simulare e studiare fenomeni meteorologici complessi.

Riassunto della Sezione 3

I seguenti tre punti sono i concetti chiave di questa sezione:

• Le onde di Rossby di scala sinottica (con numeri d’onda tra 4 e 10) sono fondamentali per la formazione e il mantenimento del getto atmosferico guidato dalle eddy.
• Quando il getto medio si sposta più vicino al polo, è necessario un aumento delle dimensioni delle eddy per compensare l’avvezione zonale e la retrogressione legata a un valore ridotto di b. I risultati del modello confermano che queste dimensioni possono essere accuratamente previste dalla teoria lineare delle onde di Rossby.
• Il cambiamento nella dimensione delle eddy, attribuito esclusivamente allo spostamento polare del getto, rispecchia i cambiamenti osservati nelle simulazioni di riscaldamento globale effettuate con i modelli di circolazione generale (GCM).

Variazioni della variabilità del getto in funzione della latitudine
In questa sezione, esploriamo come le interazioni tra gli eddies e il flusso medio variano al cambiare della latitudine del getto. Ricerche precedenti hanno evidenziato come la latitudine del getto influenzi la durata delle anomalie del getto e come il modo predominante di variabilità si trasformi da uno spostamento a un impulso man mano che il getto medio si avvicina al polo (Barnes et al. 2010; Barnes e Hartmann 2010). In un modello barotropico, le modifiche nella variabilità del getto sono attribuibili unicamente alle variazioni nell’interazione tra gli eddies e il flusso medio. Pertanto, analizziamo l’impatto della latitudine sulla variabilità del getto e proponiamo un meccanismo legato ai cambiamenti nella scala di lunghezza degli eddies e nella propagazione delle onde.
Effettuiamo l’integrazione (1) sulla sfera agitando il modello con numeri d’onda totali tra 8 e 12, assicurandoci che m sia maggiore o uguale a 4 per evitare di forzare alla scala del flusso zonale medio. Nella sezione 3, abbiamo dimostrato che la formazione di un getto è fortemente influenzata da questi numeri d’onda sinottici, e abbiamo verificato che la forzatura con rumore bianco non altera le dinamiche fondamentali di queste simulazioni.
Per valutare come la variabilità del getto dipenda dalla latitudine, variamo ustir in incrementi di 5 gradi tra 35°N e 65°N, risultando nella formazione di getti a diverse latitudini. Manteniamo costante l’intensità di agitazione per tutte le simulazioni al fine di replicare eddies di forza comparabile, anche se i risultati sono simili anche mantenendo costante il tasso di iniezione di energia.
Iniziamo osservando le istantanee del campo di vorticità assoluta per le configurazioni di ustir più vicine al polo e all’equatore in Figura 6. Questi grafici mostrano chiaramente che il modello simula la rottura dell’onda di Rossby e l’estensione dei filamenti di vorticità, un fenomeno osservabile anche nell’atmosfera terrestre.
La Figura 7a illustra i profili di vento zonale medio zonale risultanti dalle stesse simulazioni. Definendo uedj come la media delle serie temporali delle latitudini giornaliere dei venti zonali medi massimi Zlat, la Figura 8a indica che uedj si posiziona sempre su o appena a nord di ustir. La tendenza del getto a posizionarsi a nord della latitudine di agitazione è probabilmente dovuta alla relazione inversa tra u e la fonte di vorticità nell’agitazione nel bilancio del pseudomomentum, che porta gli eddies nella parte più a nord della regione di agitazione a influenzare più intensamente il getto.Barnes et al. (2010) hanno osservato che quando il getto medio è più vicino al polo, i venti orientali sulla sua parte polare tendono a sparire, a causa dell’assenza di rottura d’onda e del rallentamento associato dei venti in quella regione. I risultati simili sono evidenziati nella Figura 7a. Utilizziamo specifici indicatori per analizzare come gli eddies si propagano e dove le onde si rompono. La teoria suggerisce che le onde cambiano direzione quando raggiungono una certa latitudine e si propagano verso latitudini dove la rottura delle onde è più frequente, specialmente vicino a latitudini critiche.

Abbiamo definito un parametro per misurare la velocità delle onde alla latitudine del getto. I profili risultanti, mostrati nella Figura 7b, indicano che a una latitudine di 35°N, gli eddies causano la formazione di venti orientali su entrambi i lati del getto. Al contrario, a 65°N, le onde cambiano direzione solo sul bordo polare del getto e si rompono solo sul lato verso l’equatore. Questi profili suggeriscono che le onde più grandi sono quelle che riescono a propagarsi vicino al polo. Questo fenomeno è coerente con l’osservazione che la lunghezza d’onda degli eddies aumenta man mano che la mescolazione si sposta verso il polo, come discusso nella sezione 3.

Per rafforzare ulteriormente l’idea che non c’è un flusso di momento verso l’equatore da parte degli eddies quando il getto è a latitudini elevate, abbiamo esaminato i dati di velocità di fase e flusso di momento in latitudine nella Figura 9. Questi dati mostrano che a 35°N c’è un piccolo trasporto di momento verso l’equatore sul lato polare del getto, mentre a 65°N il momento è trasportato solo verso il polo.

La questione rimane: come cambia la variabilità del getto quando si trova più vicino al polo? Le analisi, mostrate nella Figura 7c, rivelano che i getti più vicini al polo tendono a muoversi meno rispetto a quelli più vicini all’equatore. Per approfondire come la variabilità del getto cambia con la latitudine, abbiamo definito ulteriori serie temporali per descrivere questa variabilità, inclusa la forza del vento zonale massimo giornaliero che mostra come il picco del getto si intensifichi o indebolisca ogni giorno. Inoltre, abbiamo applicato un’analisi per identificare il modello di variabilità principale del campo del vento zonale, il quale ci aiuta a comprendere meglio le dinamiche del getto.La Figura 8b illustra quale percentuale della varianza totale del campo di vento zonale medio-zonale è spiegata da ciascuna delle tre serie temporali (Zlat, Zspeed, Zeof1). Gli istogrammi nella Figura 7c indicano che il getto si sposta meno a latitudini superiori, e, di conseguenza, la Figura 8b rivela che Zlat contribuisce meno alla varianza totale a latitudini elevate, mentre Zspeed contribuisce di più. Il modello principale cattura il pattern che rappresenta la più grande percentuale della varianza totale, e osserviamo che alle latitudini basse e medie, Zeof1 sembra simile a Zlat, ma oltre i 55°N, il modo predominante di variabilità è descritto dalla velocità del getto, non dal suo spostamento. La Figura 8c mostra l’entità dello spostamento del getto, definita come la distanza nord-sud tra la latitudine del getto medio e quella del getto associato a una deviazione standard di Zeof1. Man mano che il getto si sposta verso nord, la modalità principale di variabilità è associata meno al movimento nord-sud e più alla forza del getto.

Questi cambiamenti nella variabilità possono essere compresi considerando l’influenza del polo sulla propagazione degli eddies e sulla rottura delle onde. La forza del legame positivo tra il flusso zonale e gli eddies dipende dalla capacità del flusso medio di influenzare gli eddies stabilendo le latitudini critiche e, a sua volta, dalla capacità degli eddies di influenzare il getto rallentando il flusso dove si rompono e trasferendo di nuovo il momento al nucleo del getto. Quando il getto è lontano dal polo, le fluttuazioni casuali nell’influenza degli eddies spostano il getto, modificando le latitudini critiche e, di conseguenza, la distribuzione del flusso di momento, permettendo così al getto di mantenere la sua nuova posizione. Vicino al polo, tuttavia, le fluttuazioni casuali possono ancora spostare il getto verso il polo, ma la mancanza di latitudini critiche appropriate impedisce che questo spostamento venga mantenuto.

Nell’atmosfera reale, la variabilità dominante del getto nelle medie latitudini include sia uno spostamento che un impulso. La modalità principale di variabilità del getto dell’Atlantico del Nord è conosciuta come l’Oscillazione dell’Atlantico del Nord, che descrive le oscillazioni tra un getto spinto verso l’equatore e un getto rafforzato spinto verso il polo. Queste dinamiche richiedono una descrizione sia della forza che della posizione latitudinale del getto per essere pienamente comprese, un risultato in linea con le nostre scoperte che la variabilità di un getto nelle medie latitudini sperimenta una combinazione di spostamenti e pulsazioni a causa della sua vicinanza al polo.

In sintesi, man mano che il getto spinto dagli eddies si muove verso il polo, la modalità predominante di variabilità passa da uno spostamento meridionale a un impulso del getto, e l’interazione tra il flusso zonale e gli eddies diminuisce a causa della loro incapacità di propagarsi e rompersi a latitudini elevate.

La Figura 6 presenta sei immagini che rappresentano i campi di vorticità assoluta derivanti da simulazioni condotte a due diverse latitudini di agitazione, indicate come ustir = 35° e ustir = 65°. Ogni riga di immagini corrisponde a una serie di giorni specifici durante le simulazioni.

• Nelle prime tre immagini in alto, che mostrano i risultati per ustir = 35° nei giorni 2400, 2402 e 2404, osserviamo una distribuzione della vorticità relativamente simmetrica e uniforme intorno al centro. Le aree più scure, che indicano regioni di maggiore vorticità, sono distribuite in modo abbastanza omogeneo, suggerendo una dinamica atmosferica stabile e costante a questa latitudine.
• Nelle ultime tre immagini in basso, per ustir = 65° nei giorni 8, 10 e 12, le mappe mostrano configurazioni più variegate e asimmetriche. Le aree di alta vorticità appaiono più disperse e localizzate, indicando una dinamica più variabile e complessa. Questo può riflettere una interazione più intensa e una maggiore complessità nel comportamento delle onde atmosferiche a questa latitudine superiore.

Queste differenze visive nelle mappe di vorticità mettono in luce come le dinamiche atmosferiche possano variare significativamente a seconda della latitudine di agitazione. Le simulazioni a ustir = 65° evidenziano una possibile maggiore instabilità e una rottura delle onde più accentuata rispetto a quelle a ustir = 35°, influenzando la struttura e le variazioni del getto atmosferico.

La Figura 7 presenta una serie di grafici che mostrano diversi aspetti dei getti atmosferici derivanti da simulazioni a due diverse latitudini di agitazione, ustir = 35° e ustir = 65°. Questi grafici sono suddivisi in tre parti distinte:

• (a) Profili del vento zonale medio: Questo grafico illustra come i profili di velocità del vento zonale variano al variare della latitudine per le due configurazioni di ustir. Per ustir = 35°, il profilo del vento è più concentrato con un picco ben definito, indicando un getto più ristretto e focalizzato. Al contrario, per ustir = 65°, il profilo è più esteso e appiattito, suggerendo un getto più largo e disperso che copre un’ampia gamma di latitudini.
• (b) Distribuzione di K* attraverso le latitudini: In questo grafico, la distribuzione di K* è visualizzata lungo diverse latitudini, con un cerchio pieno che segnala la latitudine tipica del getto mosso dagli eddies. Si nota che per ustir = 35°, K* assume valori più elevati, indicando una maggiore capacità di propagazione e interruzione delle onde, il che influisce sulla posizione e sull’intensità del getto.
• (c) Istogrammi della latitudine giornaliera del getto: Gli istogrammi mostrano la frequenza delle latitudini giornaliere del getto per le diverse configurazioni di ustir. Le linee tratteggiate orizzontali indicano le latitudini medie del getto. È evidente che per ustir = 35°, il getto mostra una posizione più stabile e concentrata, mentre per ustir = 65°, il getto varia su un intervallo di latitudini più ampio, riflettendo una maggiore variabilità nella sua posizione.

In conclusione, la Figura 7 fornisce un’analisi visiva dettagliata che mostra come la latitudine di agitazione influenzi significativamente le caratteristiche e la dinamica dei getti atmosferici, da come si muovono i venti zonali alla variazione delle loro posizioni quotidiane. Questi grafici aiutano a comprendere come le variazioni nelle condizioni iniziali di agitazione possano portare a comportamenti molto diversi nei modelli atmosferici.

Dinamica di un Getto Pulsante

Studi precedenti hanno evidenziato come un impulso di getto guidato da vortici è meno duraturo rispetto a uno spostamento meridionale del getto. Questo accade perché durante lo spostamento si verifica un feedback positivo dai vortici, feedback che non è presente durante la pulsazione. Qui, proponiamo un meccanismo di feedback negativo che si verifica durante gli eventi di pulsazione, che riporta il getto al suo stato di equilibrio, spiegando la sua breve persistenza.

In uno studio si osservano variazioni significative nei profili del vento zonale, con conseguenti cambiamenti nei comportamenti delle onde atmosferiche, che si propagano con difficoltà quando il getto è particolarmente forte. Successivamente, abbiamo osservato come la convergenza del flusso di momento atmosferico sia ridotta poco dopo l’evento di intensificazione del getto. Questa riduzione agisce come un freno sul getto rafforzato, facendolo ritornare alla sua intensità originale.

Inoltre, quando il getto si indebolisce rispetto al suo stato di equilibrio, notiamo una maggiore capacità di propagazione delle onde, che contribuisce ad un aumento della convergenza del momento verso il getto, un altro esempio di feedback negativo che aiuta il getto a ritornare al suo stato normale.

In sintesi, dopo un rinforzo del getto, le anomalie nel comportamento delle onde e nei flussi di momento atmosferico tendono a indebolirlo, mentre dopo l’indebolimento del getto, le anomalie favoriscono un suo rafforzamento. Abbiamo verificato questi comportamenti attraverso analisi di correlazioni ritardate, che mostrano come le variazioni nel getto precedano di solito queste forzature atmosferiche. I risultati confermano l’assenza di un feedback positivo continuo, con le perturbazioni che piuttosto tendono a riportare il getto al suo stato medio, stabilizzando il sistema atmosferico.

Analizzando i vortici su ciascun fianco del getto e concentrandoci sul cerchio di latitudine polare, si nota una differenza rispetto alla curva equatoriale; il flusso anomalo di momento attraverso questo cerchio di latitudine polare si dirige fuori dal nucleo del getto a tutti i ritardi. Questo indica che un getto in fase di rafforzamento presenta una propagazione di vortici anomala in direzione equatoriale attraverso il suo fianco polare, sia prima che dopo l’evento. Tale fenomeno è spiegato dagli argomenti sulla propagazione delle onde di Rossby lineari presentati nelle sezioni precedenti, che suggeriscono come il polo ostacoli la propagazione delle onde di Rossby. Pertanto, l’unico modo per i vortici polari di contribuire al rafforzamento del getto è che le onde si propaghino in modo anomalo verso l’equatore, non verso il polo. La figura 11 mostra che durante un evento di rafforzamento, meno onde si propagano verso il polo, una conclusione supportata anche dalla figura 10b, dove il valore di K* indica che un minor numero di onde riesce a propagarsi verso il polo quando il getto si intensifica e b* aumenta.

Con il movimento del getto verso il polo, la variabilità dominante passa da uno spostamento a una pulsazione, e i vortici fungono da feedback negativo sul getto che si rafforza e si indebolisce. In linea con questo meccanismo, ricerche recenti hanno mostrato che la principale modalità di variabilità diventa meno persistente man mano che il getto si posiziona a latitudini più elevate, sia nei modelli barotropici che nei modelli di circolazione generale.

È ipotizzabile che l’instabilità barotropica sul fianco polare del getto possa anche contribuire al decadimento di un getto pulsante. Tuttavia, nei profili di vento simulati da questo modello, solo i numeri d’onda zonali più bassi risultano instabili e i tassi di crescita sono molto lenti, con tempi di raddoppio dell’ordine di settimane. Inoltre, i flussi di momento eddico generati dai numeri d’onda non forzati da 1 a 3 contribuiscono poco al flusso totale di momento dentro e fuori dal getto durante gli eventi pulsanti, il che suggerisce che la crescita delle modalità normali sul fianco polare del getto non può spiegare il decadimento della modalità pulsante nel modello.

La Figura 8 è composta da tre pannelli, ognuno dei quali mostra relazioni diverse legate al getto azionato da vortici e come questo interagisce con varie metriche atmosferiche.

Pannello (a): Questo grafico mostra la relazione tra la latitudine del getto azionato dai vortici e la latitudine della mescolanza dei vortici. La linea tratteggiata rappresenta una corrispondenza perfetta, indicando dove queste due latitudini sarebbero identiche. I punti sui grafici riflettono i dati osservati e mostrano come si posizionano queste latitudini l’una rispetto all’altra nelle varie situazioni analizzate. Se i punti sono vicini alla linea, ciò suggerisce una forte correlazione tra la posizione del getto e il luogo dove i vortici sono più attivi.

Pannello (b): Questo grafico illustra la percentuale della varianza del vento zonale spiegata da tre diverse componenti analizzate: Zeof1, Zlat, e Zspeed. Ogni colonna nel grafico rappresenta la rilevanza di ciascuna di queste componenti nel descrivere il comportamento del vento nelle diverse condizioni studiate. Questo aiuta a comprendere quali fattori sono predominanti nel modellare le variazioni del vento zonale.

Pannello (c): Questo grafico correla lo spostamento del getto azionato dai vortici con la velocità del vento nel getto per diverse configurazioni di mescolanza dei vortici. I punti nel grafico indicano variazioni nello spostamento del getto in risposta a cambiamenti nella velocità del vento nel getto, mostrando come queste variabili interagiscano in base alla latitudine dove i vortici sono più intensi.

In sintesi, la Figura 8 aiuta a visualizzare e quantificare le relazioni tra la posizione e le dinamiche del getto e le condizioni ambientali circostanti, come la mescolanza dei vortici e le variazioni del vento. Ogni grafico fornisce informazioni preziose su come le condizioni iniziali influenzino il comportamento del getto atmosferico.

La Figura 9 comprende due pannelli, (a) e (b), ciascuno dei quali illustra come si distribuisce il flusso di momento dei vortici transitori attraverso diverse latitudini e velocità di fase in due distinti scenari di simulazione.

1. Pannello (a) – Questo grafico visualizza la situazione quando il parametro di configurazione del vento stimolato è impostato a un valore più basso. Le linee di contorno mostrano la distribuzione del flusso di momento dei vortici attraverso varie latitudini e velocità di fase. L’area ombreggiata indica la variabilità normale dei venti zonali medi giornalieri, che aiuta a comprendere meglio la gamma di variazioni tipiche in queste condizioni.
2. Pannello (b) – In questo grafico, il parametro di configurazione del vento stimolato è impostato su un valore più alto. Analogamente al primo pannello, le linee di contorno tracciano come si distribuisce il flusso di momento in relazione a diverse latitudini e velocità di fase. L’ombreggiatura qui serve a evidenziare la deviazione standard dei venti zonali medi, fornendo un contesto su come la dinamica del vento vari con una latitudine di stimolo più elevata.

In entrambi i pannelli, l’asse verticale rappresenta la latitudine, che va dal polo all’equatore, e l’asse orizzontale mostra la velocità di fase, che varia da valori negativi a positivi. Le zone ombreggiate e i contorni insieme offrono una rappresentazione dettagliata dell’interazione tra il flusso di momento dei vortici transitori e la variabilità dei venti zonali a queste latitudini di stimolo specifiche. Questo tipo di analisi è utile per capire come le condizioni iniziali influenzino la dinamica atmosferica e la distribuzione del momento.

Concetti Chiave della Sezione 5

1. Intensificazione del Getto: Quando il getto atmosferico si rafforza, si osserva un aumento nella velocità e nei parametri associati, risultando in una modifica del profilo di certe caratteristiche chiave del getto.
2. Comportamento dei Vortici: Durante gli eventi di rafforzamento del getto, i vortici tendono a rimanere più vicini al nucleo del getto piuttosto che propagarsi lontano da esso. Questo fenomeno funge da feedback negativo, limitando la durata e l’intensità del getto pulsante.
3. Dinamiche Polari del Getto: Nei getti situati vicino ai poli, i vortici sul lato diretto verso il polo mostrano minor capacità di spostarsi ulteriormente verso il polo. Di conseguenza, il flusso di momento verso il centro del getto diminuisce. I vortici sul lato rivolto verso l’equatore assumono un ruolo predominante, e la convergenza del flusso di momento verso il polo diventa il motore principale delle pulsazioni del getto.

La figura 10 presenta tre grafici che esaminano come cambiano alcuni aspetti dell’atmosfera a diverse altezze, misurati in latitudine:

1. Grafico (a) – Profili del vento zonale medio: Questo grafico illustra come il vento zonale, che è il vento che soffia da est a ovest o viceversa, varia in altezza durante giorni con getti atmosferici di intensità normale, molto forte e molto debole. Il vento cambia non solo in velocità ma anche in direzione a seconda della forza del getto.
2. Grafico (b) – Velocità di fase della vorticità: Qui si osserva come si muovono le onde atmosferiche alla latitudine del getto sotto condizioni diverse. Questo grafico aiuta a capire come le onde influenzano e sono influenzate dalla velocità del getto.
3. Grafico (c) – Convergenza del flusso di momento delle perturbazioni: Mostra come il movimento delle perturbazioni atmosferiche si distribuisce verticalmente a seguito di giorni con getti di forza molto forte o molto debole. Esamina la convergenza, o l’accumulo, del flusso di momento due giorni dopo queste condizioni estreme.

Ciascun grafico fornisce informazioni cruciali su come le condizioni atmosferiche superiori si adattano e rispondono alla forza del getto polare. Queste osservazioni sono fondamentali per comprendere fenomeni meteorologici e climatici, specialmente in aree di latitudini medie e alte.

La figura 11 mostra un grafico che esplora come due particolari variabili atmosferiche sono collegate tra loro nel tempo, su un intervallo di 30 giorni. Questo grafico è chiamato “correlazione ritardata” perché misura quanto sono correlate queste variabili a diversi giorni di distanza, o “lag”.

Sul grafico:

• Asse X (Lag in giorni): Varia da -15 a +15 giorni. Un “lag” di zero indica che le misurazioni sono prese nello stesso momento, i numeri negativi indicano che la prima variabile precede la seconda, mentre i numeri positivi indicano che la segue.
• Asse Y (Correlazione): Rappresenta quanto fortemente le due variabili sono correlate, con valori che variano da -0.2 a 0.4.

Le linee sul grafico rappresentano:

• Linea continua: La correlazione misurata a 28° verso l’equatore dalla posizione media del getto.
• Linea tratteggiata: La correlazione misurata a 38° verso il polo dalla posizione media del getto.

Osservazioni principali:

• La linea continua mostra un picco molto alto vicino a zero lag, indicando una forte correlazione positiva tra le variabili a questa latitudine. Ciò suggerisce che le variazioni in una variabile sono strettamente legate all’altra proprio in questo punto.
• La linea tratteggiata rimane più bassa e vicina allo zero, indicando una correlazione debole o nessuna correlazione a 38° verso il polo.

Conclusioni: Questo grafico ci dice che l’interazione tra queste variabili atmosferiche è molto più significativa vicino all’equatore rispetto al polo. Questa differenza può avere implicazioni importanti per la comprensione e la previsione del comportamento dei getti atmosferici e delle condizioni meteorologiche associate.

Influenza del Getto Subtropicale sulla Latitudine e Variabilità del Getto Eddy-Driven

Finora abbiamo esaminato verso il polo per determinare le limitazioni sulla variabilità del getto e l’interazione flusso medio-eddy, basandoci sulla dipendenza della variabile bbb dalla latitudine. In questa sezione, guardiamo verso l’equatore per studiare l’influenza di un forte getto subtropicale sulla posizione e variabilità del getto guidato dagli eddies. Dimostriamo che i venti subtropicali possono influenzare la posizione delle latitudini critiche, modificando così la latitudine del getto eddy-driven e interrompendo il ciclo di feedback positivo tra gli eddies e il getto stesso, cambiando la sua variabilità.

Per analizzare l’influenza del getto subtropicale sulle interazioni flusso medio-eddy, la posizione del getto subtropicale è tenuta fissa a 30°N. L’intensità dell’agitazione atmosferica è variata tra 35° e 65°N, mantenendo costante l’intensità dell’agitazione. Il modello del getto subtropicale è rappresentato come una distribuzione di vento zonale stabile barotropicamente, con parametri prestabiliti che confermano la stabilità. L’equazione della vorticità è utilizzata per integrare queste dinamiche, permettendo di osservare come l’agitazione e il rilassamento delle configurazioni influenzino direttamente il getto guidato dagli eddies.

Variabilità del Getto Azionato dagli Eddies in Presenza di un Getto Subtropicale

Eichelberger e Hartmann (2007) hanno evidenziato che la modalità predominante di variabilità del getto azionato dagli eddies si trasforma da uno spostamento a un’impulsione quando è presente un robusto getto subtropicale. Essi propongono che il getto subtropicale funga da guida d’onda, facilitando la propagazione degli eddies a valle e ostacolando il feedback positivo tra gli eddies e il flusso atmosferico predominante. Il nostro studio conferma che dinamiche simili si manifestano anche in simulazioni barotropiche. Le figure 12a–d illustrano i profili di vento zonale medio per diverse latitudini di attività degli eddies. La curva continua rappresenta il vento zonale medio totale, mentre la linea tratteggiata indica la componente correlata al getto subtropicale stabilito. Se gli eddies fossero assenti, il vento zonale corrisponderebbe esattamente al getto subtropicale impostato; pertanto, sottraiamo il profilo subtropicale dal profilo totale del vento zonale per isolare la deviazione del vento zonale dovuta agli eddies, definita come “getto azionato dagli eddies”. Accanto ai profili di vento zonale, le figure 12a–d mostrano gli istogrammi di Zlat, definiti come la latitudine giornaliera del massimo vento zonale medio azionato dagli eddies. Quando ustir è a 35°N, i getti subtropicale e azionato dagli eddies si uniscono formando un getto unico e potente, simile a quelli osservati nei Pacifici nord e sud durante i rispettivi inverni. In questa configurazione barotropica, il movimento meridionale del getto azionato dagli eddies è limitato, come evidenziato dalla ristrettezza dell’istogramma. Con il progressivo spostamento verso il polo del mescolamento, il getto azionato dagli eddies diventa più libero di spostarsi, con un istogramma della latitudine inclinato verso le alte latitudini.

Le latitudini critiche sono influenzate dalla discrepanza tra le velocità di fase degli eddies e il flusso di fondo, u; di conseguenza, un getto subtropicale forte può incidere significativamente sulla posizione in cui avviene la rottura dell’onda degli eddies, e quindi sulla posizione del getto azionato dagli eddies. La figura 13a visualizza la correlazione tra la latitudine del getto azionato dagli eddies e quella del mescolamento. Allontanandosi dal getto subtropicale, la latitudine del getto azionato dagli eddies varia più gradualmente, risultando in un mescolamento situato a nord del getto medio a ustir 50°N. Questo fenomeno è analizzato dettagliatamente nella sezione 4, dove vengono identificate le aree di rottura delle onde degli eddies.Le figure da 12e a 12h illustrano i profili di K* per ciascuna delle quattro integrazioni. Nonostante il mescolamento degli eddies si sposti progressivamente verso il polo, la latitudine critica verso l’equatore (dove si registra il massimo di K*) rimane invariata, influenzata dai venti subtropicali che non variano. Pertanto, anche se il mescolamento si muove verso latitudini più alte, l’ambiente di propagazione per gli eddies resta immutato, e di conseguenza il getto azionato dagli eddies si posiziona a latitudini più basse rispetto al punto di mescolamento. Questa dinamica è evidenziata anche nelle figure 12a–d, dove si nota che la latitudine più comune del getto azionato dagli eddies cambia solo di 4°, nonostante il mescolamento si estenda da 35°N a 50°N.

Interessantemente, Lee e Kim (2003) hanno utilizzato un modello idealizzato per mostrare che la regione più propizia alla crescita delle onde barocliniche e la latitudine del getto azionato dagli eddies si colloca approssimativamente tra i 20° e i 30°N al di sopra di un getto subtropicale moderato. I risultati qui presentati indicano una relazione barotropica analoga, suggerendo che il getto azionato dagli eddies si posiziona tipicamente 15°N al di sopra di un forte getto subtropicale, determinato esclusivamente dalle latitudini di rottura dell’onda degli eddies stabilite dal flusso atmosferico di fondo.

Le figure 12a–d indicano che, quando i getti azionato dagli eddies e subtropicali si fondono, il movimento meridionale del getto azionato dagli eddies è limitato e, spostando il mescolamento verso il polo, aumenta la variabilità meridionale del getto azionato dagli eddies. Per chiarire meglio questo fenomeno, seguendo la sezione 4, definiamo Z_speed come la massima intensità giornaliera del vento zonale medio e Z_eof1 come la componente principale dominante dei venti zonali medi. La figura 13b illustra la percentuale di varianza del vento zonale medio-zonale totale spiegata da Z_eof1, Z_lat e Z_speed. Quando il mescolamento si trova a 35°N, il pulsare del getto contribuisce maggiormente alla varianza rispetto allo spostamento, simile alla variabilità di un getto vicino al polo. Man mano che il mescolamento si distanzia dal getto subtropicale, lo spostamento meridionale del getto rappresenta una quota maggiore della varianza. Per mostrare il tipo di variabilità associata alla EOF principale, la figura 13c visualizza lo spostamento del getto azionato dagli eddies corrispondente a una deviazione standard di Z_eof1.Quando il getto azionato dagli eddies si combina con il getto subtropicale, la principale modalità di variabilità si manifesta come un modesto spostamento di 1° del getto. Con il progressivo allontanamento del getto azionato dagli eddies dal getto subtropicale, la modalità dominante di variabilità evolve in uno spostamento più significativo dei venti zonali, come evidenziato nella Figura 13b. Questi risultati riecheggiano quelli osservati da Eichelberger e Hartmann (2007) nell’Oceano Pacifico, dove un getto subtropicale intenso modifica la variabilità del getto azionato dagli eddies, passando da uno spostamento a un impulso dei venti zonali medi.

La variabilità dello spostamento del getto azionato dagli eddies è limitata dai venti subtropicali perché, quando il getto subtropicale definisce le latitudini critiche, si interrompe il ciclo di feedback positivo tra gli eddies e il getto stesso: gli eddies si frantumano costantemente, rafforzando il getto azionato dagli eddies, ma quest’ultimo non determina la latitudine di rottura verso l’equatore, in quanto i venti sono troppo deboli e sovrastati dai potenti venti subtropicali. In questo scenario, le accelerazioni degli eddies orientali si concentrano nel nucleo del getto subtropicale, stabilendo così la distribuzione della convergenza del flusso di momento (forza del getto) in base al getto subtropicale stazionario.

Con il mescolamento che si sposta verso il polo, il getto azionato dagli eddies inizia gradualmente a liberarsi dall’influenza dei venti subtropicali e a definire le proprie latitudini critiche, permettendo così al getto di muoversi con maggiore libertà.

Figura 12: Analisi del Getto Azionato dagli Eddies a Diverse Latitudini di Mescolamento

La Figura 12 è suddivisa in otto pannelli, da (a) a (h), che esplorano il comportamento del getto azionato dagli eddies a diverse latitudini di mescolamento, indicate come ustiru_{\text{stir}}ustir​, variando da 35°N a 50°N.

Pannelli da (a) a (d)

Questi quattro grafici offrono due tipi di informazioni:

1. Istogrammi della frequenza delle latitudini giornaliere del getto azionato dagli eddies: Mostrano quanto frequentemente il getto azionato dagli eddies raggiunge determinate latitudini durante il periodo di osservazione.
2. Profili del vento zonale medio: Visualizzano tre componenti distinte:
   • Vento zonale totale: Mostrato con una linea continua.
   • Getto subtropicale fisso: Indicato con una linea tratteggiata.
   • Getto zonale azionato dagli eddies risultante: Rappresentato con una linea punteggiata.

Questi profili aiutano a comprendere la posizione del getto azionato dagli eddies rispetto al getto subtropicale fisso e come questa posizione varia con il cambiamento della latitudine di mescolamento.

Pannelli da (e) a (h)

Questi grafici includono:

1. Valutazione della velocità di propagazione delle onde atmosferiche: Questo valore è rappresentato graficamente in relazione alla posizione del getto.
2. Indicazione della latitudine del getto azionato dagli eddies: Un cerchio pieno mostra la latitudine specifica del getto azionato dagli eddies, evidenziando dove si colloca rispetto alle proprietà dinamiche misurate.

In conclusione, la Figura 12 fornisce un’analisi complessa di come il getto azionato dagli eddies si comporta sotto diverse condizioni di mescolamento, osservando sia la frequenza delle posizioni che le dinamiche delle onde atmosferiche. Questo permette di valutare come i getti interagiscano con l’ambiente atmosferico circostante e come questi interazioni evolvano in risposta a variazioni nelle condizioni atmosferiche.

Bimodalità della Latitudine del Getto Azionato dagli Eddies

Quando il mescolamento degli eddies si sposta oltre i 50°N, la distribuzione delle latitudini del getto azionato dagli eddies si complica ulteriormente. Le figure 14a–c espongono gli istogrammi delle latitudini del getto insieme ai profili risultanti del vento zonale per tre di queste integrazioni. A differenza delle distribuzioni visualizzate nelle figure 12a–d, le latitudini del getto azionato dagli eddies mostrano una chiara bimodalità, tendendo a posizionarsi o ai lati del getto subtropicale o più a nord, alla latitudine del mescolamento degli eddies.

Le figure 14d–f rappresentano i venti zonali azionati dagli eddies nei giorni in cui il getto si trova a nord o a sud del 54°N. Con il mescolamento che progredisce verso nord da 55° a 65°N, la latitudine del getto azionato dagli eddies verso l’equatore rimane invariata a 46°N, dimostrando che questa modalità è ancora condizionata dal getto subtropicale e dalla sua latitudine critica stazionaria. Il getto azionato dagli eddies a latitudini più settentrionali si muove con il mescolamento degli eddies, indicando che il getto è libero di definire le proprie latitudini critiche, anche se l’influenza del polo limita i suoi spostamenti meridionali come discusso nella sezione 4.

Le figure 14g–i visualizzano i profili di K* nei giorni in cui il getto si trova a nord o a sud del 54°N. Questi profili sono calcolati utilizzando la velocità di fase ponderata per la potenza della vorticità alla latitudine del getto azionato dagli eddies, e i punti neri segnalano la posizione del getto. Dato che i profili di K* per tutte e tre le integrazioni risultano simili, il focus sarà sui profili per ustir = 65°N.Quando il getto è orientato verso l’equatore, l’analisi della rottura delle onde indica che le onde che iniziano al centro del getto si propagheranno sia verso il polo che verso l’equatore verso valori elevati di K∗. A queste latitudini critiche, le onde si frantumeranno e causeranno un’accelerazione verso est dei venti, in linea con quanto mostrato nelle Figure 14d-f. In questa configurazione del getto, la latitudine critica verso l’equatore è determinata dai venti subtropicali e quindi non varia. Quando il getto azionato dagli eddies è orientato verso il polo, il profilo di K∗ è quasi identico a quello quando il mescolamento è a 65 gradi nord senza la presenza del getto subtropicale (vedi Figura 7b). Le onde si muovono verso valori elevati di K∗, e quindi le onde che iniziano al centro del getto (a 65 gradi nord) si propagheranno solo verso l’equatore e si frantumeranno dove K∗ raggiunge un massimo locale (a 50 gradi nord). In questo caso, il getto spostato verso il polo non è più tanto influenzato dalle latitudini critiche subtropicali.

È importante notare che poiché le latitudini critiche subtropicali non cambiano, alcuni vortici si frantumeranno sempre lì, causando una costante, sebbene debole, presenza di venti occidentali a 45 gradi nord anche quando il getto azionato dagli eddies è nella sua modalità polare (Figura 14f).

Il comportamento trimodale del getto azionato dagli eddies è stato documentato di recente da Woollings e altri nel 2010 nell’Atlantico Nord durante l’inverno, ma non nelle altre stagioni. Durante i mesi invernali, il getto subtropicale dell’Atlantico Nord è più forte, e i nostri risultati suggeriscono che la presenza di un forte getto subtropicale potrebbe essere sufficiente a generare un comportamento bimodale della latitudine del getto azionato dagli eddies. Ricerche future esploreranno se questa interazione barotropica tra il getto subtropicale e il getto azionato dagli eddies sia sufficiente a spiegare almeno in parte le latitudini preferenziali del getto azionato dagli eddies osservate.

Si potrebbe sostenere che l’influenza dei venti subtropicali sul getto azionato dagli eddies potrebbe derivare da un cambiamento nella fonte dei vortici, piuttosto che dalla loro dissipazione. Abbiamo analizzato i termini del bilancio del pseudomomento per entrambe le integrazioni completamente non lineari e quasi lineari e abbiamo scoperto che i cambiamenti nella latitudine del getto azionato dagli eddies sono principalmente associati a cambiamenti nella dissipazione e non nei cambiamenti nella fonte del pseudomomento. Questo suggerisce che è la modulazione della rottura delle onde dei vortici, e non la fonte dei vortici stessi, a fornire il meccanismo tramite il quale i getti subtropicali e azionati dagli eddies interagiscono in questo modello.

Figura 13: Analisi della Dinamica del Getto Azionato dagli Eddies

La Figura 13 si compone di tre distinti grafici che esaminano vari aspetti delle interazioni tra il getto azionato dagli eddies e la latitudine di mescolamento degli eddies.

Grafico (a) – Latitudine del Getto rispetto alla Latitudine di Mescolamento

• Asse Orizzontale: Mostra la latitudine di mescolamento degli eddies.
• Asse Verticale: Rappresenta la latitudine del getto azionato dagli eddies.
• Linea Tratteggiata: Indica una corrispondenza diretta tra le latitudini di mescolamento e quelle del getto. I punti visualizzati sopra questa linea indicano che la latitudine del getto è generalmente più a nord rispetto a quella di mescolamento, suggerendo l’influenza di altri fattori atmosferici.

Grafico (b) – Contributo alla Varianza Totale del Vento Zonale

• Asse Orizzontale: Latitudine di mescolamento degli eddies.
• Asse Verticale: Percentuale della varianza totale del vento zonale spiegata da diversi fattori.
• Simboli Diversi: Rappresentano il contributo di varie componenti alla varianza del vento. Alcuni simboli indicano il contributo della posizione del getto, altri la velocità del vento, e altri ancora l’importanza della variazione principale del vento. Questo grafico aiuta a capire quale tra questi fattori sia predominante nel definire la variabilità del vento zonale.

Grafico (c) – Spostamento del Getto Associato a Cambiamenti nel Modello del Vento

• Asse Orizzontale: Latitudine di mescolamento degli eddies.
• Asse Verticale: Misura dello spostamento del getto associato a variazioni standard nella struttura del vento.
• Punti: Mostrano la reattività del getto a variazioni interne nella dinamica del vento, con variazioni più ampie che suggeriscono una maggiore sensibilità del getto a tali cambiamenti.

In sintesi, la Figura 13 fornisce un’analisi comprensiva di come le latitudini di mescolamento influenzano la posizione e la variabilità del getto azionato dagli eddies, evidenziando specifici contributi alle componenti della variabilità del vento.

Riassunto della Sezione: Dinamica del Getto Azionato dagli Eddies

Con il progressivo allontanamento del getto azionato dagli eddies da un getto subtropicale fisso si osservano cambiamenti significativi nella sua dinamica:

• Modalità Principale di Variabilità: Il comportamento del getto azionato dagli eddies cambia da un impulso iniziale a un più marcato spostamento meridionale.
• Bimodalità della Latitudine del Getto: La latitudine del getto azionato dagli eddies diventa bimodale, segnalando la presenza di un getto libero che determina autonomamente le proprie latitudini critiche e di un getto che rimane confinato tra la sua barriera critica verso il polo e il getto subtropicale.

7. Implicazioni dei Getti Eddy-Driven nella Variabilità Atmosferica e nel Cambiamento Climatico

La struttura e la variabilità dei getti guidati dai vortici è fortemente controllata dalla posizione delle latitudini critiche e dalla rottura delle onde di vortice. Alle alte latitudini, gli effetti del parametro bbb sulla propagazione delle onde di Rossby sul lato verso il polo del getto provocano cambiamenti nell’interazione tra il flusso medio e i vortici, causando la transizione del principale modo di variabilità da uno spostamento a un impulso del getto. La presenza di un forte getto subtropicale vicino al bordo equatoriale di un getto guidato dai vortici riduce la variabilità del getto guidato dai vortici fissando le regioni di rottura delle onde. Man mano che la sorgente dei vortici si allontana dai venti subtropicali, la latitudine del getto guidato dai vortici diventa bimodale, con un regime che descrive un getto guidato dai vortici libero e un altro regime che descrive un getto guidato dai vortici influenzato dal getto subtropicale.

Questo lavoro identifica un aumento robusto nella scala di lunghezza dei vortici man mano che il getto guidato dai vortici si trova a latitudini più elevate in un modello barotropico non lineare, evidenziando che la latitudine del getto guidato dai vortici e la scala caratteristica dei vortici sono inestricabilmente collegate. Abbiamo scoperto che in entrambe le integrazioni completamente non lineari e quasi lineari, la lunghezza del vortice può essere predetta dalla teoria lineare delle onde di Rossby, che prevede un aumento della scala di lunghezza dei vortici di circa il 5% per un getto a medie latitudini che si sposta verso nord dal 46,8°N al 52,8°N. Questa percentuale di aumento è in buon accordo con quanto osservato nelle simulazioni del riscaldamento globale (Kidston et al. 2010), suggerendo che l’aumento della scala dei vortici in questi complessi GCM possa essere una semplice conseguenza delle dinamiche barotropiche.

Sebbene questo lavoro abbia analizzato un modello barotropico idealizzato, la domanda “come potrebbe cambiare il modello di variabilità atmosferica con uno spostamento polare del getto?” è applicabile all’atmosfera reale. Questo lavoro suggerisce che le “modi annulari” passeranno da uno spostamento a un impulso dei venti zonali medi zonali man mano che il getto guidato dai vortici si sposta verso il polo con il cambiamento climatico. Ulteriori analisi di modelli più complessi e osservazioni sono necessarie per determinare se i meccanismi barotropici descritti qui sono l’interpretazione più parsimoniosa dei comportamenti osservati e modellati dei getti guidati dai vortici.

La figura 14 presenta una serie di grafici che esaminano le caratteristiche di un getto guidato dai vortici a diverse latitudini di mescolamento. I grafici sono divisi in tre colonne, ognuna corrispondente a diverse latitudini di agitazione, indicate come 55 gradi nord, 60 gradi nord e 65 gradi nord. Ecco una descrizione dettagliata di ciascun grafico:

1. Istogrammi della frequenza di latitudine del getto guidato dai vortici (grafici a-c): Questi grafici mostrano la distribuzione giornaliera della latitudine del getto guidato dai vortici per diverse latitudini di agitazione. Le linee rappresentano il vento zonale totale, il getto subtropicale fisso, e il getto zonale guidato dai vortici risultante. Si osserva come la posizione del getto varia in risposta alle diverse latitudini di agitazione.
2. Profili del vento zonale medio zonale (grafici d-f): Questi grafici mostrano i profili del vento zonale medio, composti quando la latitudine del getto guidato dai vortici è sotto o sopra i 54 gradi nord. Questo mette in evidenza come la posizione del getto influenzi la distribuzione del vento zonale.
3. Valore di K moltiplicato per il raggio della Terra (grafici g-i): Questi grafici sono composti in modo simile ai precedenti e mostrano la velocità di fase ponderata dalla potenza della vorticità alla latitudine del getto. Il punto pieno indica la latitudine del getto guidato dai vortici.

Ogni serie di grafici illustra come le proprietà del getto, come la sua posizione e la sua intensità, cambiano in risposta alle variazioni nelle latitudini di agitazione. Questi dati sono cruciali per comprendere la dinamica atmosferica e la risposta dei getti alle forze esterne, con implicazioni significative per i modelli climatici e meteorologici.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/68/12/jas-d-11-039.1.xml