Lezione 2

Masse d'aria, fronti, venti
Massa d'aria: di notevole spessore ed estensione, con caratteristiche
fisiche costanti e uniformi.
Fronte: zona di separazione tra masse d'aria diverse.
Fronte caldo: esteso centinaia di kilometri, con inclinazione di 0,5 z 1 r
(trasparenza) .
Fronte freddo: meno esteso (circa 80 km), con inclinazione di 5z 10r, con
perturbazioni più intense (trasparenza) .
Venti
Il riscaldamento disuniforme è causa della trasformazione di energia
termica in energia cinetica (che a sua volta si ritrasforma in energia
termica per attrito).
Relazione tra velocità del vento e gradiente di pressione
Il vento (componente orizzontale del vettore velocità relativa V
dell'aria) è generato da un gradiente orizzontale di pressione gradp.
Per individuare la relazione che lega V a gradp si utilizzano due
equazioni vettoriali.
Prima equazione:
aa = at + ar + ac
( a a accelerazione assoluta, a t accelerazione di trascinamento, a r
accelerazione relativa e a c . accelerazione complementare o di Coriolis).
Essendo a t trascurabile di fronte ad a a si può scrivere, proiettando
l'equazione vettoriale sul piano orizzontale (tangente alla superficie
terrestre)
a ao = a ro + a co,
(a ao , a ro e a co componenti sul piano orizzontale delle tre accelerazioni).
Seconda equazione:
E` la proiezione sul piano orizzontale della prima equazione cardinale
della dinamica, applicata a uno strato d'aria verticale ortogonale all'asse
x (diretto come gradp) .
Trascurando gli attriti, si ottiene l'espressione (con U densità dell'aria)
a ao = - 1 grad p.
U
Indicando con Z il vettore rotazione del sistema di riferimento (diretto
come l'asse di rotazione terrestre e con verso da sud a nord) si ha,
trascurando il componente verticale della velocità dell'aria,
ac = 2Z v V .
Il componente orizzontale a c o , che giace sul piano tangente alla
superficie terrestre, ha modulo che, indicando con I il modulo dell'angolo
di latitudine del punto considerato e con V il modulo della velocità del
vento, risulta dato dall'espressione
|a c o | = 2 Z V s i n I
Vento
.
geostrofico
Ipotesi: il moto dell'aria è un moto orizzontale uniforme (velocità del
vento V costante in modulo, direzione e verso).
Il vettore velocità risulta ortogonale al gradiente di pressione e in
ritardo (in senso orario) di 90 r . Il vento non soffia dalle alte alle basse
pressioni, bensì parallelamente alle isobare (che sono rette tra loro
parallele), lasciando a sinistra le basse pressioni e a destra le alte
pressioni (nell'emisfero settentrionale). In realtà il parallelismo è
approssimativo (l'angolo formato da V e gradp è maggiore di 90 r ), a
causa dell'attrito.
B
bassa
pressione
B
V
gradp
A
alta
pressione
AA
x
Il legame tra gradiente di pressione e velocità del vento è fornito
dall'espressione (dove U è la densità dell'aria, Z la velocità angolare della
Terra e I l'angolo di latitudine)
1 d p = 2Z V sin I.
U dx
La velocità calcolata del vento geostrofico è in buon accordo con le
velocità osservate nelle aree di bassa pressione (cicloniche) e in quelle di
alta pressione (anticicloniche) di grande estensione a quote maggiori di
1000 m. Alla quota della superficie terrestre la velocità del vento è 0,7
volte quella del vento geostrofico sugli oceani e 0,4 volte sulla
terraferma.
Vento
di
gradiente
Ipotesi: il moto relativo è permanente, con traiettoria giacente nel piano
tangente alla superficie terrestre e modulo V della velocità costante.
L'accelerazione relativa (centripeta) non è più trascurabile.
Nell'emisfero settentrionale il vento deve necessariamente girare in
senso orario quando la traiettoria è incurvata intorno a un centro di alta
pressione e in senso antiorario quando la traiettoria è incurvata intorno
a un centro di bassa pressione (regola di Buys-Ballot) .
B bassa pressione
V
V
B
gradp
gradp
A
A alta pressione
x
Il legame tra velocità del vento e gradiente di pressione è fornito
dall'equazione
1 d p = + V 2 + 2Z V sin I
r
U dx
(il segno positivo vale per traiettoria incurvata intorno a un centro di
bassa pressione, quello negativo per traiettoria incurvata intorno a un
centro di alta pressione).
Vento
ciclostrofico
Quando la latitudine è molto bassa (aree equatoriali) o quando la
curvatura delle traiettorie è molto pronunciata (perturbazione di
notevole intensità) nell'espressione trovata per il vento di gradiente è
possibile trascurare l'accelerazione complementare di fronte a quella
relativa.
Il legame tra velocità del vento e gradiente di pressione è fornito
dall'equazione
1 dp = V2 .
r
U dx
La traiettoria è sempre incurvata intorno a un centro di bassa pressione.
Correnti a getto: nell'alta troposfera e nella stratosfera. Forti gradienti
verticali (5 z 10 m/s km) e orizzontali (0,05 m/s k m ) .
Limite inferiore convenzionale della velocità dell'asse del getto: 30 m/s
(oppure 55 mph).
Sono state scoperte durante la seconda guerra mondiale (trasparenze) .
La
circolazione
generale
atmosferica planetaria)
dell'atmosfera
(o
circolazione
Ricordando l'esistenza della tropopausa e applicando il principio della
conservazione del momento della quantità di moto si ottiene lo schema
della circolazione meridiana (trasparenza) .
L'esistenza della zona delle alte pressioni subtropicali e di quella delle
basse pressioni subpolari suggerisce lo schema a tre celle (di Hadley e
polare, termicamente dirette, e di Ferrel, termicamente indiretta)
(trasparenza) .
L'osservazione contraddice anche lo schema a tre celle: nella cella di
Ferrel la direzione dei venti è sempre da ovest; inoltre i vortici hanno
una componente orizzontale. Nella cella di Hadley si hanno celle di alta
pressione (trasparenza). La componente orizzontale è molto sviluppata
nella cella di Ferrel (che è un insieme di correnti sinuose con vortici più
che una cella). (Trasparenze con le tre celle.)
La cella di Hadley
L'aria calda equatoriale sale, provocando rovesci di pioggia, poi si
raffredda e ridiscende nella zona subtropicale (in corrispondenza di una
corrente a getto). Alisei. Possibile fronte intertropicale, debole. Vicinanza
tra zona umida e zona asciutta (instabilità del clima in certe zone: siccità
del Sahel).
Corrente a getto subtropicale: stadi di indice alto e di indice basso.
Suddivisione della cella in alcuni grandi vortici obliqui intorno a centri di
alta pressione stabili.
La cella polare
Una zona di alte pressioni polari si riscontra stabilmente solo
nell'Antartide, in corrispondenza dell'oceano Indiano. Zone di basse
pressioni subpolari stabili sono solo quella della depressione d'Islanda e
quella delle Aleutine.
La cella di Ferrel
Descrizione.
Azione mitigatrice sul clima.
Le correnti occidentali non sono termicamente omogenee.
Le correnti occidentali si spostano verso l'equatore in inverno.
Le differenze di temperatura si concentrano in fronti (trasparenza) .
A ogni fronte è associata una corrente a getto.
Due fronti polari e un fronte artico nel Pacifico (trasparenza). Un fronte
polare e un fronte artico nell'Atlantico. Un fronte nel Mediterraneo.
Saccature e promontori nelle correnti occidentali.
A 3000 onde di Rossby (da tre a sei) (trasparenza) .
Onde di Bijerknes sulle onde di Rossby (trasparenza).
Indirizzi
Internet
per
figure
relative
alle
tre
celle:
http://www.srh.noaa.gov/jetstream/global/jet.htm
http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter10/graphics/th...
Origine e sviluppo del ciclone extratropicale
Origine del ciclone come onda di Bijerknes.
Convergenza a terra in corrispondenza di una corrente
(trasparenza) .
Meccanismo del ciclone, fino all'occlusione (trasparenza).
Origine dei cicloni (presso Terranova, Groenlandia, Islanda).
Flussi di aria da nord e da sud che si incontrano.
Famiglie di cicloni (trasparenza).
Variabilità del clima dovuta ai cicloni.
Influenza
a
getto
dell'orografia
Effetto meccanico (attrito, deviazione) e termico (diverso riscaldamento).
Effetto meccanico: s c h e r m a t u r a (Alpi e Appennini in Italia) e
sollevamento (dovuto alle montagne e alla scabrezza della terraferma).
Effetto termico: brezze di monte e di valle.
La circolazione atmosferica e i mari
L'effetto delle masse d'acqua sulla circolazione atmosferica
Acqua: assorbimento e trasporto di calore.
Effetto della distribuzione di terra e acqua sulla circolazione atmosferica.
Effetto sull'escursione media annua della temperatura.
Maggiore regolarità dei venti occidentali nell'emisfero australe.
Venti stagionali (monsoni) e altri (brezze di mare e di terra).
Le correnti marine
Trasportano circa il 25% del calore trasportato verso i poli.
Correnti superficiali, dovute al vento, e correnti termosaline, dovute alla
differenza di densità.
Andamento delle correnti di superficie (due trasparenze) .
Andamento delle correnti termosaline (trasparenza) .
Azione del vento: sollevamento di acqua fredda ed effetto di retroazione.
El Niño.
Indirizzi
Internet
per
figure
relative
alle
correnti
oceaniche
Per una carta delle correnti di superficie:
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/8q_1.html
Per una carta delle correnti di superficie e di profondità:
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/8q.html
La circolazione
Terra
atmosferica
e
il
clima
in
alcune
zone
della
Europa
Fattori del clima: depressione d'Islanda, anticiclone delle Azzorre,
anticiclone siberiano.
Correnti occidentali più confinate e meno forti in estate.
Effetto schermo di Pirenei, Alpi, Balcani.
Alternanza di anticiclone e correnti occidentali sul Mediterraneo.
Nel 70% dei casi le perturbazioni hanno origine nel golfo di Genova e nel
Mediterraneo.
I monsoni
Zona di convergenza intertropicale (trasparenza) .
Differenza tra Asia meridionale e Asia orientale.
Venti equatoriali occidentali.
Note sulle correnti a getto
La definizione di corrente a getto è convenzionale: corrente a getto è una fascia relativamente
stretta di forte vento, con velocità superiore a un certo limite, ai livelli superiori dell'atmosfera
(il limite della velocità si può assumere uguale sia a 30 ms-1, sia a 55 mph). La realtà è - a una
data quota - una distribuzione bidimensionale di velocità, all'interno della quale si individuano,
in base alla definizione assunta, le aree alle quali corrispondono delle correnti a getto. Aree
diverse si possono poi collegare tra loro, facendo riferimento alla distribuzione delle velocità
nelle zone esterne (dove le velocità sono inferiori al limite), così da farle apparire come parti di
una sola corrente a getto interrotta localmente. Effettuando il collegamento si possono anche
mettere in evidenza eventuali ramificazioni della corrente.
Nelle correnti a getto il vento soffia da ovest a est. Esse però cambiano forma, posizione,
estensione nell'arco di pochi giorni. Solo prendendo in considerazione delle medie fatte su
osservazioni ripetute in più anni nello stesso periodo si può individuare un "tipo" di corrente a
getto (per esempio il getto polare, o il getto subtropicale).
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.
Poichè i confini tra aria calda e aria fredda sono più marcati in inverno, in entrambi gli emisferi
le correnti a getto sono più forti in inverno.
Le regioni in cui le differenze di temperatura sono più forti sono quelle intorno ai 30r S/N e ai
50r-60r S/N. Qui dunque sono più forti anche i venti, e si trovano le due correnti a getto più
importanti. Nella regione dei 50r-60r N/S si trova il getto polare, in quella dei 30r N/S si trova il
getto subtropicale.
Le correnti a getto sono in genere più forti a est dei maggiori continenti. Possono anche
scomparire e riapparire altrove. La loro effettiva comparsa risulta dalla complessa interazione tra
parecchie variabili (come le posizioni dei sistemi di alta e di bassa pressione, delle masse d'aria
fredda e calda e i cambiamenti di stagione).
Le correnti a getto si spostano a nord in estate e a sud in inverno. Il getto polare può scendere in
inverno fino a 30r, mentre in estate si ritira a 50r-60r. Una corrente a getto "tipica" varia dunque
a seconda del periodo dell'anno che si considera (per esempio il mese di gennaio, o quello di
luglio).
Alle correnti a getto sono associati i fronti. Anche i fronti cambiano di forma, posizione ed
estensione. (Quindi anche per i fronti, per definire un "tipo" occorre effettuare una media nel
tempo.)
Il getto polare si trova al di sopra del fronte polare, in corrispondenza della separazione tra la
cella polare e quella di Ferrel. Il nucleo centrale del getto polare ha una velocità media di 160
kmh-1 in inverno e di 80 kmh-1 in estate.
Il getto polare varia molto dall'estate all'inverno. In inverno un ramo del getto polare si trova sul
Mediterraneo. A esso è associato il fronte mediterraneo, che esiste appunto solo in inverno.
Il getto subtropicale si trova in generale a 30r-40r N/S. Può essere caratterizzato non da marcati
contrasti di temperatura a terra, ma piuttosto da gradienti di temperatura relativamente forti nella
media troposfera.
Il getto subtropicale è generalmente più debole e situato a quota più alte di quelle a cui si trova il
getto polare. E` associato meno comunemente a cicloni che si spostano; può invece essere
accompagnato da periodi sporadici di forte convezione, con forti rovesci di pioggia.
Nell'emisfero settentrionale il getto subtropicale si indebolisce considerevolmente in estate, fin
quasi a sparire.
Quando il getto polare si spinge fino alle latitudini subtropicali, può fondersi con quello
subtropicale, formando una sola corrente a getto.
Nell'America del Nord il getto polare è generalmente vicino al confine tra Stati Uniti e Canada e
quello subtropicale vicino al confine tra Stati Uniti e Messico. In inverno, con un arrivo di aria
artica freddissima, il getto polare può spingersi fino alla parte meridionale degli Stati Uniti e
fondersi con quello subtropicale.
Nell'emisfero meridionale le correnti a getto sono meno variabili, perchè a causa della minore
estensione delle masse continentali i confini tra masse d'aria con diversa temperatura sono
soggetti a spostamenti minori.
Esistono altre correnti a getto, oltre a quella polare e a quella subtropicale.
Nelle regioni tropicali dell'emisfero settentrionale (sopra Africa, India e Sud-Est asiatico) c'è in
estate un getto ad alta quota detto getto tropicale da est. Questo getto si trova a 15r N sopra
regioni continentali ed è dovuto ai forti contrasti di riscaldamento nel senso della latitudine, che
ci sono sui continenti ma non sul mare.
Nella stratosfera c'è il getto della notte polare in inverno.
Indirizzi Internet per figure relative alle correnti a getto
Per immagini relative a situazioni osservate:
http://squall.sfsu.edu/crws/jetstream.hmtl
Per l'andamento medio delle correnti a getto:
http://www.srh.noaa.gov/jetstream/global/jet.htm
http://abyss.uoregoon.edu/~js/glossary/jet_streams.html
http://www.classzone.com/books/earth_science/terc/content/investig...
Indirizzi Internet per figure relative alle correnti oceaniche
Per una carta delle correnti di superficie:
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/8q_1.html
Per una carta delle correnti di superficie e di profondità:
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/8q.html