Circolazione generale

9. ATMOSFERA: PROPRIETÀ,
STRUTTURE BARICHE,
CIRCOLAZIONE GENERALE
Proprietà dell’Atmosfera
ATMOSFERA TERRESTRE
involucro di gas che circonda il pianeta
subisce l’influenza della forza di gravità terrestre
partecipa al moto planetario di rotazione terrestre
la rotazione influenza le correnti atmosferiche
subisce l’influenza della morfologia planetaria
l’orografia influenza le correnti atmosferiche
COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA
tra 0 e 100 km (ben rimescolata)
– gas presenti ovunque in percentuali fisse
(azoto, ossigeno, gas nobili )
Azoto : 78.084%
Ossigeno : 20.95%
Argon : 0.934%
Ne, He, H : tracce
– gas con variazioni percentuali in tempi lunghi (anidride carbonica, metano, N2O,…)
– gas in quantità variabili ed a quote preferenziali (ozono, vapore acqueo,..)
+ pulviscolo atmosferico (primi km)
COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA
tra 100 e 130 km: stessi gas, diverse percentuali – maggior presenza di ossigeno
tra 130 e 1100 km: prevalenza di azoto e ossigeno atomico
oltre 1100 km: prevalenza di elio ed idrogeno
COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA
AZOTO E OSSIGENO costituiscono oltre il 99%
dell’atmosfera ma non hanno alcun ruolo
nei fenomeni meteorologici
Le componenti variabili invece hanno grande importanza meteorologica:
-vapore acqueo (scambi energetici, limite alla dispersione del calore irradiato dalla Terra sotto forma di
radiazione infrarossa)
-pulviscolo atmosferico (naturale o artificiale, che influisce sulla formazione delle nubi, e che funge da
nucleo di condensazione).
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: TEMPERATURA
– variabilità di comportamento
– alternanza di massimi e minimi
– serie di strati a profilo termico uniforme
- strati di transizione a temperatura costante
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: TEMPERATURA
strati a profilo termico uniforme
–troposfera : temperatura decrescente con la quota
–stratosfera :temperatura crescente
–mesosfera : temperatura decrescente
– strati esterni ( termosfera, ionosfera, esosfera):
temperature crescenti (superiori al migliaio di gradi)
strati di transizione a temperatura costante
–tropopausa
–stratopausa
–mesopausa
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: TEMPERATURA
TROPOSFERA
– altezza variabile per rotazione terrestre
circa 8 km ai poli
circa 12 km latitudini intermedie
circa 18 km all’equatore
– temperatura diminuisce con la quota
valore medio s.l.m. : 15°C
valore medio a quota massima: - 55°C
– sede di tutti i fenomeni meteorologici
TROPOPAUSA
– spessore dell’ordine di una decina di km
– temperatura costante - 55°C
– presenza delle correnti a getto
Esempio:Milano-Linate, 5/8/08
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
diminuzione con la quota
Le molecole costituenti l’atmosfera sono tenute
vicine alla superficie terrestre per gravità.
Questo provoca una diminuzione rapida della
pressione nei primi livelli atmosferici.
Sotto i 5.5 km sono collocate più della metà delle
molecole atmosferiche, e quindi la pressione
diminuisce di circa il 50% nei primi 5.5 km.
Sopra questa quota la P continua a diminuire ma a
tasso sempre minore.
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
a temperatura di 15° e alla latitudine di 45° 15’ 13’’N
VALORE MEDIO DELLA PRESSIONE al livello del mare è
1 atm = 760 mmHg = 101325 N/m2 = 101325 Pa = 1013,25 hPa
1 Pa = 1N/m2 = 10 dine/cm2
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
l’aria è un fluido comprimibile
⇒ gli strati più bassi sono più compressi e più densi, in quanto sostengono il peso della maggior parte
dell’atmosfera
⇒ gli strati superiori sono meno compressi e meno densi (vi è meno aria che pesa al di sopra)
⇒ all’ aumentare della quota di riferimento, per variare la pressione di 1 hPa si devono considerare
variazioni di quota sempre più ampie
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
Variazioni stagionali di pressione STAGIONALI:
sono legate al riscaldamento / raffreddamento differenziati di alcune zone della terra in ragione dei
periodi dell’anno in cui si producono strutture bariche permanenti o semipermanenti.
(Es: Anticiclone delle Azzorre,Depressione sull’Islanda,Alta polare artica ed antartica,Anticiclone e
depressione monsonica asiatica)
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
VARIAZIONI GIORNALIERE
meno di 1 hPa zone temperate, qualche hPa Tropici
Due massimi e due minimi nelle 24 ore
– massimi alle 10 e 22 locali
minimi alle 16 e 4 locali
VARIAZIONI GEOGRAFICHE ALTIMETRICHE
VARIAZIONI GRAVIMETRICHE
VARIAZIONI TERMOMETRICHE
PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità
Oltre a quelle già citate, esistono variazioni della pressione “locali” o “di campo”
prodotte dai moti atmosferici a tutte le scale e responsabili del cambiamento repentino
delle condizioni del tempo in una determinata zona del nostro pianeta.
Possono essere variazioni legate al gradiente orizzontale della pressione oppure ai moti
verticali della massa d’aria.
AVVETTIVE - sono operate dal moto orizzontale di uno o più strati della colonna d’aria
preesistente (in deflusso) con aria (in afflusso) più calda o più fredda
per CONVERGENZA o DIVERGENZA – legate all’incremento o depauperamento di
massa d’aria per effetto di afflusso o deflusso orizzontale differenziato
dovute a MOTI VERTICALI - sono variazioni che causano in seno ad una sezione della
colonna atmosferica un aumento o una diminuzione della densità.
CONFRONTO TRA PRESSIONI MISURATE
⇒occorre portare il dato di pressione al livello medio del mare
(Mean Sea Level pressure):
– confrontare pressioni misurate in diverse località
– determinare la variazione orizzontale della pressione
– riferita a superficie di altezza costante (MSL)
– tabelle trasformano pressione da misurata in MSL
riduzione a 0°C
– necessaria con barometri a mercurio
– mercurio caldo è meno denso del mercurio freddo
– tabelle riducono a 0°C le letture del barometro
RIDUZIONE DELLA PRESSIONE AL LIVELLO DEL MARE (QFF)
Per fare questa operazione si usa la formula ipsometrica di Laplace:
dove Tm = temperatura media della colonna d'aria della stazione di rilevamento al mare
secondo l'atmosfera reale cioè:
Z = altitudine del barometro
P° = QFF
P = QFE
Il QFF è il valore di pressione con il quale
vengono tracciate le isobare delle carte al
suolo, quelle carte cioè , che sono mostrate
nelle varie trasmissioni televisive di previsioni
del tempo.
La pressione atmosferica essendo un valore puntuale,variabile nel tempo e nello spazio,
deve avere degli orari di rilevamento ed un riporto topografico uguale per tutti, per poter
essere comparato ed usato per elaborare le carte sinottiche della situazione al suolo
A tale proposito il tempo standard è quello di Greenwich,indicato nelle carte con UTC
(Universal Time Coordinated) od anche tempo Z (Zulu).Gli orari stabiliti per le osservazioni
sono i seguenti:
00.00 12.00
utc
ore di osservazione sinottica di base
00.00 06.00 12.00 18.00 utc ore di osservazioni sinottiche principali
03.00 09.00 15.00 21.00 utc ore di osservazioni sinottiche intermedie
Le osservazioni dei vari parametri meteo delle stazioni di rilevamento del WMO (World
Meteorological Organization) vengono eseguite nei 15 minuti precedenti l'orario standard,
mentre la lettura della Pressione Atmosferica avviene esattamente all'ora standard stabilita.
Linee bianche: campo barico a livello del mare
Caratteristiche dell'Atmosfera Standard
ICAO
International Civil Aviation Organization
Latitudine di 45°:
Aria secca (umidità relativa: 0%) priva di impurità
Pressione atmosferica al livello medio del mare: 1 atm = 1013.25 hPa
Temperatura al livello medio del mare: 15° C
Densità dell'aria al livello medio del mare: 1.225 kg/m³
Gradiente barico verticale: −1 hPa ogni 27 ft di altitudine
Gradiente termico verticale: −6.5 K ogni 1000 m di altitudine fino a 11000 m
(quindi T = -56,5 °C alla tropopausa)
Troposfera tra 0 e 11 km
Sulla base di questo, vengono stilate delle tabelle contenenti le caratteristiche dell'aria
standard a diverse altezze, e vengono tarati gli altimetri di bordo dei velivoli.
SUPERFICI ISOBARICHE
⇒ superficie 3D di punti uguale pressione
rilevare quota punti con determinati valori pressione: sondaggio atmosferico
l’altezza di punti aventi uguale pressione:
– varia da località a località
– dipende condizioni aria al suolo
– influisce sui movimenti masse d’aria in quota e suolo
costruzione di superfici isobariche:
– unione punti di uguale pressione
a quote diverse
SUPERFICI ISOBARICHE
su una superficie isobarica:
– tutti i punti hanno uguale pressione ma quote diverse
– isoipse uniscono punti stessa quota (intervalli di 40 o 60 metri)
– distanza tra superfici isobariche dipende dalla temperatura aria intermedia
(temperatura alta, aria dilata, distanza cresce - temperatura bassa, aria comprime,
distanza diminuisce)
-superfici isobariche standard (uso aeronautico):
850 hPa (1500 m)
700 hPa (3000 m)
500 hPa (5500 m)
400 hPa (7000 m)
300 hPa (9000 m)
200 hPa : tropopausa
Geopotenziale :
lavoro svolto per spostare verso l'alto ad una altezza h una massa d'aria unitaria.
È nullo, per convenzione, al livello del mare.
Esempio:
=1 kg x 9.8 N/kg x 1000 m = 9800 N m = 9800 J= energia geopotenziale
Energia geopotenziale / 9.8 = altezza geopotenziale = 1000 metri
L' altezza geopotenziale indicata sulle carte bariche si ottiene dal rapporto tra
geopotenziale e forza di gravità media al livello del mare, che è circa 9.8 m/sec2; la sua
unità di misura è il gpdam (geopotenziale per decametro) e risulta essere pressoché
identica all'altitudine sul livello del mare del luogo preso in considerazione.
Esempio 2 : carta a 850 hPa
Esempio 1 : carta a 500 hPa
Strutture bariche
STRUTTURE BARICHE
Definito il valore “normale” della pressione atmosferica in aria “standard” , nelle in cui esiste una
pressione superiore a quello “normale” siamo area di ALTA PRESSIONE mentre dove la pressione
ha un valore minore siamo in aree di BASSA PRESSIONE.
ALTA PRESSIONE, ANTICICLONE o MASSIMO di PRESSIONE : area chiusa di
pressioni dal valore crescente dalla periferia verso il centro con il massimo al centro.
Gli anticicloni al suolo possono avere origine dinamica (“schiacciamento” di masse
d’aria, es. anticiclone delle azorre) o termica (su aree fredde ad es. come l’anticiclone
russo-siberiano)
STRUTTURE BARICHE
BASSA PRESSIONE, DEPRESSIONE, CICLONE o MINIMO DEPRESSIONARIO:
area chiusa di pressioni dal valore decrescente dalla periferia verso il centro con il
minimo al centro. Un’area ciclonica presente al suolo si può originare per cause
dinamiche (convergenza al suolo e risalita di masse d’aria, divergenza in quota) o
termiche (es. uno strato di aria calda).
STRUTTURE BARICHE
PROMONTORIO : lingua di alta pressione che si protende da un anticiclone con valori di
pressione decrescenti
SACCATURA : lingua di bassa pressione che si protende da una depressione con valori di
pressione crescenti
SELLA BARICA : zona compresa tra due minimi depressionari e due anticicloni opposti; in
essa la pressione e’ costante o quasi costante .
SACCATURA
PROMONTORIO
SELLA BARICA
STRUTTURE BARICHE
PENDIO : area compresa tra una depressione o saccatura e un anticiclone o promontorio
contigui o comunque tra due zone dove esiste una differenza orizzontale di pressione.
AREA DI PRESSIONI LIVELLATE : zona in cui la pressione per grandi estensioni di spazio
non presenta sostanziali variazioni.
PENDIO
AREA DI PRESSIONI LIVELLATE
pen
d
io
sel
la
Minimi depressionari
anticiclone
promontorio
Pressione
livellata
Circolazione
ciclonica e anticiclonica
Vento al top del PBL e nella libera atmosfera
L’effetto dell’attrito è trascurabile
vento di gradiente
Da zone a HP a zone LP
Forza di coriolis
Vento geostrofico
Isobare curve e forza centrifuga_ cicloni
Nel caso in esame: la forza centrifuga è diretta come la Forza di Coriolis, in direzione opposta al
vento di gradiente. La parcella d’aria in movimento quindi sarebbe portata ad allontanarsi dal
centro di rotazione, ma questo non avviene perché esiste un meccanismo di ri-equilibrio delle
forze grazie alla diminuzione della forza di Coriolis (v/figura).
Il vento risultante reale è quindi inferiore rispetto al vento geostrofico (subgeostrofico)
Isobare curve e forza centrifuga_ anticicloni
Nel caso in esame: la direzione della forza centrifuga è uguale a quella del vento di gradiente e
opposta alla Forza di Coriolis.
La parcella d’aria in movimento quindi sarebbe portata ad allontanarsi dal centro di rotazione, ma
questo non avviene perché esiste un meccanismo di ri-equilibrio delle forze dato dall’aumento
della forza di Coriolis (il vento di gradiente e la forza centrifuga non possono variare).
Questo fa si che il vento risultante reale sia quindi notevolmente superiore rispetto al vento
geostrofico (spergeostrofico)
Quindi l’effetto della forza curvatura delle isobare è il seguente:
Nelle isobare a curvatura anticiclonica, il vento è SUPERIORE rispetto al caso ipotetico di isobare
rettilinee, a parità di gradiente barico.
Nelle isobare a curvatura ciclonica il vento è INFERIORE rispetto al caso ipotetico di isobare
rettilinee, a parità di gradiente barico.
N.B. :
Nella realtà si osservano venti molto più intensi in corrispondenza delle
depressioni (cicloni) in quanto il gradiente barico è notevolmente
superiore rispetto a quello degli anticicloni !
Notare che se all’Equatore la Forza di Coriolis è nulla, quindi:
X
X
In prossimità dell’equatore possono esistere solo cicloni, non anticicloni.
Fra 30 e 10 ° N e S, la forza di Coriolis ancora presente permette di imprimere alle
masse d’aria una curvatura ciclonica. Più le isobare sono curve, più i venti sono intensi!
ATTRITO
Si risente dell’effetto dell’attrito, che fa variare l’intensità e la direzione del vento
Gli elementi superficiali di rugosità alterano la velocità del vento, e anche la direzione.
Su tipiche aree continentali a 10 m dal suolo, l’angolo di deviazione è circa 30-40 gradi rispetto
alla direzione del vento geostrofico.
Sulle superfici marine è circa 15 gradi.
Quindi quando una massa d’aria si sposta da una superficie all’altra variano sia la velocità del
vento, sia la direzione.
Quando si considera l’effetto dell’attrito al suolo, oltre ad una diminuzione della velocità del vento si
ha quindi un cambiamento di direzione.
Per i centri depressionari dell’emisfero nord, il flusso d’aria al suolo è diretto in senso antiorario
verso il centro dell’area depressionaria. Questo provoca CONVERGENZA di masse d’aria in
superficie (= divergenza in quota), risalita e formazione di pioggia e perturbazioni.
Per gli anticicloni dell’emisfero nord, il flusso d’aria al suolo è diretto in senso orario dal centro verso
la periferia. Questo provoca DIVERGENZA di masse d’aria al suolo (= convergenza in quota), e
subsidenza.
Visione d’insieme
È importante considerare le 3
dimensioni dei moti atmosferici
ATMOSFERA:
CIRCOLAZIONE GENERALE
I moti d’aria nell’atmosfera (venti) si generano per differenze di pressione, a
qualunque scala ci si trovi.
Le differenze di pressione, a loro volta, possono essere dovute al differente
riscaldamento di diverse regioni del globo (ad esempio, le zone tropicali/equatoriali
ricevono maggiore energia rispetto alle alte latitudini).
Caso ipotetico : terra “omogenea” (no terre/oceani) e non in rotazione
Cella di Hadley unica
Caso reale : terra “non-omogenea” e in rotazione
Terra in rotazione, periodo 24 ore
⇒ modello a singola Cella di Hadley non è più plausibile
⇒ modello complesso di circolazione atmosferica basato su 3 celle:
1–
2–
3–
Cella di Hadley
Cella di Ferrell extratropicale
Cella polare
0° - 30°N
30°N - 60°N
60°N - 90°N
Cella polare
Cella di Ferrell
Cella di Hadley
Per capire i moti dell’atmosfera bisogna tenere conto di :
1 - Legge di Coriolis
2 – Legge di conservazione momento assoluto angolare
LEGGE DI CORIOLIS
Una particella d'aria che viaggi dall'equatore verso il polo subisce una deviazione
verso destra nell'emisfero settentrionale e verso sinistra in quello meridionale
deviazione che va crescendo con la latitudine.
F (forza deviante o forza di Coriolis)
F = 2 ω sen Φ V
ω = velocità angolare della Terra, costante
Φ = latitudine
V = velocità dell’aria
Per capire i moti dell’atmosfera bisogna tenere conto di :
1 - Legge di Coriolis
2 – Legge di conservazione momento assoluto angolare
LEGGE DELLA CONSERVAZIONE DEL MOMENTO ANGOLARE
Il momento assoluto della quantità di moto o momento angolare di una particella è COSTANTE.
Quindi poiché all' aumentare della latitudine il raggio diminuisce mentre il momento è costante, la
velocità della particella deve necessariamente aumentare.
quindi al crescere della latitudine aumenterà anche l'intensità del vento occidentale.
Questo genera negli alti strati dei massimi del vento da ovest chiamati correnti a getto.
La circolazione atmosferica generale è data dalla combinazione
di
moti atmosferici verticali e orizzontali
Moti atmosferici verticali:
Danno origine ai sistemi barici dinamici
Moti atmosferici orizzontali:
Circolazione zonale e meridiana
⇓
⇒
estesi su tutto lo spessore della troposfera
⇒ fascia di ∼ 30° lat.
Estesa anche a tutta la circonferenza terrestre
MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI
I moti atmosferici orizzontali meridiani e zonali danno origine al sistema di venti permanenti come:
Venti orientali
- alisei (venti intertropicali)
-- venti occidentali (westerlies) delle medie latitudini
- venti orientali polari
Venti occidentali
alisei
MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI
ALISEI (trade winds)
– quote inferiori a 1 - 2 km (venti al suolo)
– velocità (media ca. 13 nodi) e direzione (da NE em. Nord,
da SE em.Sud) costanti lungo tutto l’anno.
–spirano tra latitudini Nord e Sud comprese tra 5° e 30°; la
zona di convergenza all’equatore è compresa tra 3 e 5 ° lat.
N e S (convergenza intertropicale ITCZ). E’ anche detta “zona
di calme o equatoriali”, ed è situata fra gli alisei di nord-est e
quelli di sud-est.
A causa delle notevoli correnti ascendenti si verificano
spesso forti rovesci di pioggia, temporali e groppi nella ITCZ.
Questa inoltre si sposta verso nord e verso sud seguendo il
movimento annuo del sole.
–In quota la circolazione è invertita : controalisei
– inversione periodica (scala diversi anni) alisei : El Niño
MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI
VENTI OCCIDENTALI (Westerlies)
-spirano nelle zone temperate tra circa 30 e 60 gradi di latitudine N e S, e sono
prevalentemente diretti lungo i paralleli.
L’interfaccia tra masse d’aria polari (marittime e continentali) e tropicali genera
perturbazioni al flusso dei Westerlies.
Se i venti occidentali non subissero
perturbazioni ma avessero moto
perfettamente zonale lo scambio di
masse d’aria tra le zone calde equatoriali
e le zone fredde polari non potrebbe
avvenire.
Si accumulerebbe quindi calore nelle
aree equatoriali/tropicali e si avrebbe un
deficit nelle aree polari, che a sua volta
porterebbe ad un aumento dei gradienti
termici
meridiani
e
ad
una
intensificazione dei venti.
MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI
VENTI OCCIDENTALI (Westerlies)
In realtà si formano ondulazioni al flusso zonale che tendono a divenire sempre più ampie.
Al suolo, lungo il tratto ascendente, queste onde corte (onde di Bjerknes) si evolvono fino a formare
sistemi frontali (v/Figura).
MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI
VENTI OCCIDENTALI (Westerlies)
In quota, talvolta queste ondulazioni (Onde di Rossby) diventano molto allungate in
senso meridiano, fino a rompersi nella parte terminale formando vortici freddi (gocce
fredde, v/figura) o anticicloni di blocco.
MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI
VENTI ORIENTALI POLARI (Polar Easterlies)
-spirano nelle zone polari N e S,
sono prevalentemente diretti
lungo i paralleli.
-negli strati atmosferici più bassi la
direzione è dal polo (N e S) verso
il 60° parallelo, mentre in quota è
il contrario.
MOTI ATMOSFERICI VERTICALI
I movimenti verticali dell’atmosfera sono organizzati in “celle”.
Le celle di Hadley in particolare, sono confinate tra l’equatore e i tropici (30°N e S) e sono
composte da un ramo ascendente (salita in quota di aria calda) all’equatore e da un ramo
discendente (discesa al suolo di masse d’aria) a latitudini subtropicali. In quota, si formano
correnti meridiane verso i poli, al suolo correnti meridiane verso l’equatore.
Celle di Hadley
MOTI ATMOSFERICI VERTICALI
In concomitanza dei rami discendenti delle celle di Hadley si formano zone di alta pressione
subtropicale; per divergenza, una parte dell’aria si dirige poi verso i poli, un’altra parte verso
l’equatore. Al suolo, intorno a 30° N e S si formano zone di alta pressione permanente (di origine
dinamica) come l’anticiclone delle Azzorre, mentre a livello equatoriale si ha una fascia di basse
pressioni.
HP subtropicali
MOTI ATMOSFERICI VERTICALI
MOTI ATMOSFERICI VERTICALI
MOTI ATMOSFERICI VERTICALI
Alle alte latitudini è presente un'altra cella
convettiva (cella di Hadley polare, o cella
polare) simile a quella fra equatore e basse
latitudini. Questa cella è caratterizzata da un
ramo ascendente tra 60° N e S e da un ramo
discendente in corrispondenza del polo.
In prossimità dei 60° N e S quindi, i movimenti
d’aria sono prevalentemente ascendenti ed è
presente una fascia permanente di bassa
pressione, alla quale appartengono anche i
cicloni (dinamici) d’Islanda e quello delle
Aleutine.
L’alta pressione
permanente.
sulle
aree
polari
è
MOTI ATMOSFERICI VERTICALI
Infine, tra 35° e 60° di latitudine in
entrambi gli emisferi esiste una terza
cella che è denominata “Cella di Ferrel”.
La cella di Ferrel tuttavia non è una
buona rappresentazione della realtà, e
appare spesso “discontinua”, a causa
della forte variabilità nel regime dei
westerlies.
LE CORRENTI A GETTO
In ciascun emisfero, in corrispondenza dei limiti superiori della troposfera e nella bassa stratosfera,
scorrono le CORRENTI A GETTO (jet streams), velocissime (arrivano anche a 600 Km/h, ma
velocità di 100-200 Km/h sono frequenti), la cui intensità aumenta con la quota e presenta un
massimo intorno a 10 km di altezza (variabile, generalmente intorno a 250 hPa).
LE CORRENTI A GETTO
forte gradiente verticale
e laterale dell’intensità
del vento
uno o più massimi di velocità
Responsabili delle correnti a getto sono le differenze di temperatura, che producono differenze
di pressione, e la rotazione della Terra. Quindi le correnti a getto segnano i confini tra aria calda
e fredda e si trovano nelle aree (come le zone frontali) dove sono maggiori i gradienti di
temperatura. In queste aree i gradienti di pressione sono maggiori proprio alla quota dove si
trovano le correnti a getto.
LE CORRENTI A GETTO
La direzione delle “jet streams” segue i paralleli, ma la
sua posizione è molto variabile. La corrente a getto ha
un piccolo spessore verticale (2-3 Km), relativamente
stretta sul piano orizzontale (100-400 km), molto
allungata nel senso delle correnti (qualche migliaio di
chilometri) e sovrasta le zone di massimo contrasto
termico al suolo tra masse di aria fredde e calde.
La linea di demarcazione tra masse d'aria polare e subtropicale è disposta a zigzag lungo i paralleli,
a causa delle variazioni delle correnti occidentali. Di conseguenza anche la corrente a getto,
costretta a seguire il fronte polare, acquista ampie oscillazioni meridiane che vengono chiamate
onde di Rossby. La lunghezza d’onda è tipicamente nell’ordine di qualche migliaia di km.
Ondulazioni delle correnti occidentali a 500 mb
LE CORRENTI A GETTO
È importante legare ciò che succede in quota a
ciò che succede al suolo
Lo sviluppo delle depressioni mobili (cicloni
extratropicali delle medie latitudini) è legato alla
divergenza in quota, in corrispondenza dei rami
sudoccidentali delle ondulazioni della jet stream
polare.
Strutture bariche semi-permanenti
HP Azzorre-bermuda
HP Pacifico
LP Aleutine
LP Islanda
Strutture bariche stagionali:
HP Siberiana
HP Canadese
Strutture bariche semipermanenti
HP Azzorre-bermuda
HP Pacifico
LP Islanda
Strutture bariche stagionali: si noti
la bassa pressione sul
continente asiatico.
ITCZ più a Nord rispetto a Gennaio
CIRCOLAZIONI TERMICHE
Prendono origine da gradienti barici in quota generati da gradienti orizzontali di
temperatura dovuti al riscaldamento differenziale di superfici.
Esempio: i MONSONI
MONSONE ESTIVO
MONSONE INVERNALE
Appendice