Università Tor vergata, Roma, Dipartimento Fisica
corso di meterologia sinottica
sezione naturalistica
(L.De Leonibus, 2005)
le seguenti diapositive sono di supporto al corso di meterologia sinottica e fanno liberamente riferiemnto alle
seguenti pubblicazioni:
“Principali masse d’aria e struttura caratteristica dell’atmosfera” - M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista
Meteorologia Aeronautica n.1-2, 1996;
“Sistemi a scala sinottica delle medie latitudini, il fronte polare della scuola norvegese.” M. Brunetti, G.
Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.3-4, 1996;
“Sistemi a scala sinottica delle medie latitudini, struttura termica e campo del vento nel fronte” M. Brunetti,
G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.1-2,1997;
“Sistemi a scala sinottica delle medie latitudini, la corrente a getto polare” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista
Meteorologia Aeronautica, n.1-2, 1998;
“Sistemi a scala planetaria delle medie latitudini, le onde lunghe” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista
Meteorologia Aeronautica, n.3-4, 1995;
“Sistemi a scala sinottica delle basse latitudini, La corrente a getto sub tropicale e la corrente tropicale da
est” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.1-2-3-4, 1999;
“Sistemi meteorologici a scala planetaria delle basse latitudini” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista
Meteorologia Aeronautica – n.1-2, 1995
“Atmospheric Circulation Systems” - E. Palmen, C.W. Newton – Academic Press – 1969
Compendium of Meteorology WMO Vol. 1,2
1
0 Atmosfera Generalità
Definizione: l’atmosfera è la miscela di gas che, attratti dalla forza gravitazionale
avvolgono un corpo celeste.
Genesi dell’atmosfera terrestre:
Secondo l’ipotesi prevalente circa 4,5 miliardi di anni fa, la terra solida emise
gas (acqua, azoto, sulfuri) generando un’atmosfera primitiva senza ossigeno.
La vita vetegale sviluppatasi negli oceani, al riparo dalla radiazione UV,
produsse Ossigeno come derivato della fotosintesi.
H2O + CO2 CH2O + O2
A partire da 4 miliardi di anni fa, l’ossigeno popolò l’atmosfera schermando la
superficie dalla radiazione UV del sole e permettedo lo sviluppo della vita su
di essa. A sua volta la vegetazione superficiale, con la fotosintesi,
incrementò l’ossigeno in atmosfera sino alla corrente miscela.
Composizione atmosferica
La miscela corrente di gas atmosferici è :
Elemento
Simbolo
% di Peso
% di volume Peso Molare
Azoto
N2
75.52
78.09
28
Ossigeno
O2
23.15
20.95
32
Argon
A
1.28
0.93
40
Anidride
carbonica
Neon
CO2
0.046
0.03
44
Ne
0.012
0.0018
20
Elio
He
0.0007
0.0005
4
Metano
CH4
0.0008
0.00015
16
Krypton
Kr
0.003
0.0001
84
Ozono
O3
0 – 0.01
Variabile
16
Vapore Acqueo
H2O
0-4
Variabile
84
Importanza dell’acqua in
atmosfera
Ancorchè la percentuale di acqua in troposfera sia limitata ad un
massimo del 4%, tale elemento è molto importante per il contributo
energetico in forma di calore latente che scambia nei suoi passaggi di
fase.
Ghiaccio
Fusione
pioggia/nubi : 0,3x106 J kg-1 K-1 a 0°C
Congel.
Ghiaccio
Sublim.
Vapore : 2,8x106 J kg-1 K-1 a 0°C
Deposiz.
Pioggia/nubi
Evapor.
Vapore 2,5x106 J kg-1 K-1 a 0°C
Condens
L’ENERGIA POTENZIALE DI UN VOLUME D’ARIA DIPENDE DALLA
SUA TEMPERATURA E DAL SUO CONTENUTO DI ACQUA .
Proprietà atmosferiche
MESCOLAMENTO
I gas costiutenti l’atmosfera, sono mescolati in modo omogeneo per moti
turblenti sino a circa 100km di quota ( omosfera);
da tale quota sino a 700 km le molecole si stratificano (eterosfera) per il
solo moto di diffusione molecolare, a partire dal basso: azoto, ossigeno, elio
ed idrogeno;
dagli 800km in su, le collisioni molecolari si riducono e le molecole si
disperdono nello spazio (exosfera) .
IONIZZAZIONE
La radiazione inizzante solare (principalmente X e UV) viene assorbita (O2,
CO2, H2O) quasi completamante a 60 km di quota, l’atmosfera da tale quota
in su presenta particelle cariche (elettroni e ioni) ed è chiamata
IONOSFERA, ha la proprietà di riflettere le onde radio con la sua superficie
inferiore guidandole lungo la superficie terrestre.
Proprietà atmosferiche
meteorologiche
Per quanto interessa la meteorologia l’atmosfera è
classificata in virtù della sua struttura termica verticale, in
strati (sfere) separati tra loro da discontinuità del primo
ordine (pause); a partire dall’alto sono elencati in:
Termosfera
Mesosfera
Stratosfera
Troposfera
Struttura Termica dell’atmosfera
km
160
Diagramma termico
Termosfera
100
80
0,001
Mesopausa
0,01
Mesosfera
50
Stratopausa
1
chimica
dinamica
Stratosfera
16
100
10
300
Troposfera
hPa
Tropopausa
-60°
dT/dz > - 2 [°c/km]
H2O; dT/dz ≈ - 6 [°c/km]
°C
0°
10°
7
Troposfera (1000-200hPa)
La troposfera è lo strato dell’atmosfera che contiene circa 80%
della massa atmosferica.
La sua struttura termica è dovuta allo scambio di calore alla
superficie (riscaldamanto ) tramite moti convettivi e turbolenti
ed al raffreddamento adiabatico delle masse ascendenti , fattori
che realizzano un profilo decrescente con la quota (dT/dz ≈ 6°C/km.)
In tale strato avvengono i moti atmosferici verticali di natura
dinamica (gradiente di massa e temperatura orizzontale) e
convettivi (gradiente termico verticale).
La dinamica verticale si esaurisce con il ridursi del gradiente
verticale ti temperatura.
8
Tropoapusa
La tropopausa è la zona di “inversione” del gradiente di
temperatura, per definizione ove dT/dz < -2°C/km.
La temperatura e la quota della tropopausa varia con la latitudine ,
come conseguenza dell’ascesa (adiabatica) massima dei moti verticali ,
proporzionale alla temperatura alla superficie, massima ai tropici 16km
e -80°C, minima ai poli (8 / 3 km e -40°C estate / -60°C inverno)
I moti orizzontali atmosferici raggiungono il massimi locali
dell’intensità del vento alla quota della tropopausa, dopo di che
decrescono rapidamente per l’inversione del gradiente di temperatura
ed il senso opposto del vento termico.
Tale massimo del vento si realizza in luoghi definiti “getto”
La tropopasua presenta delle fratture, in prossimità del fronte
polare, ove avviene scambio di aria troposferica e stratosferica.
9
Tropopausa
-50°C
Il gradiente termico lungo
la tropopausa in funzione
della latitudine è crescente
7 km
0°C
φ
+38°C
16 km -80°C
10
Tropopausa
La tropopausa presenta discontinuità orizzontali in prossimità del
getto definite “rotture”.
Su scala planetaria la tropopausa interseca l’isobara di 200hPa a
latitudini diverse durante l’anno.
estate
45°
30°
inverno
200hPa
11
Stratosfera (100-1hPa)
La stratosfera e la troposfera costituiscono il 99% della massa
atmosferica
Nella stratosfera l’atmosfera viene riscaldata dall’assorbimento della
radiazione solare (Ultravioletta) da parte dell’Ozono (O3).
Tale riscaldamento è massimo a circa 50Km di quota, ove si raggiunge
un massimo di temperatura alle calotte polari a seconda della stagione
( continuità di esposizione alla rad. Solare), che è di -30°C in Inverno e
+20°C in estate . Ciò determina una stratificazione termica stabile,
gradiente termico positivo con la quota.
Sussistono i venti e l’H2O è presente solo in traccie.
12
Stratosfera
Nubi stratosferiche (nacreous clouds) .
La presenza in traccie dell’acqua e le basse temperature dell’inverno polare (-88°C/-78°C)
permettono la condensazione di acido nitrico/solforico ed acqua a circa 15/20km di quota,
tale fenomeno è visibile dalla superficie durante il tramonto e/o l’alba.
Acqua e nitrati
Solo acqua
13
MESOSFERA0.1 – 1) hPa)
Al di sopra della stratosfera, sino alla
quota di circa 85km la temperatura
decresce con la quota in quanto al
riscaldamento radiativo si aggiunge
un rimescolamento dinamico
orizzontale e verticale (diabatico)
conseguente alla compensazione delle
anomalie termiche stagionali polari
della stratopasusa.
Ciò produce minimi stagionali ai poli di
-50°C in estate e -120°C in inverno.
Nubi mesosferiche (Noctilucent clouds)
L’instabilità verticale da luogo a
convezione e formazione di nubi alla
sommità dello strato (80km), costiuite
cristalli di chiaccio su micronuclei di
condensazione provenienti da polveri
troposferiche (Vulcaniche? primo
avvistamento 1885 due anni dopo
l’eruzione del Kracatoa).
14
TERMOSFERA (< 0.001)
Al di sopra della Mesosfera prevale il riscaldmento provocato
dall’assorbimento della radiazione ultravioletta dell’Ossigeno (O2 O
+ O). Ciò comporta un incremento della temeperatura con la quota con
un massimo a 500km che varia a seconda dell’attività solare da 500°K
a 2000°K.
A questa bassa pressione la nozione di temperatura media è al limite
dell’applicabilità in quanto la densità di massa è così bassa che le
molecole possono considerarsi libere.
ETEROSFERA: la stabilità orizzontale porta ad una stratificazione per
componenti (a seconda del peso molare).
15
IONOSFERA (MESOSFERA-TERMOSFERA)
AURORE:
Le molecole atmosferiche ionizzate, a circa 50-80 km di quota, quando
sono colpite dal vento solare (particelle cariche) vengono eccitate
elettronicamnte e, nel rilassare tale eccitazione, emettono luce ( verde e
rossa/ossigeno, blu e viola/azoto)
16
1 Masse d’aria, caratteristiche
In troposfera si definiscono come masse d’aria, quelle masse che presentano
valori omogenei di proprietà conservative (parametri che si conservano durante
il moto / trasportati dal moto).
La definizione si è sviluppata con lo studio della fenomenologia alle medie
latitudini di scala sinottica dei fronti (osservazioni superficiali).
Con la conoscenza che si ha alle diverse quote, tale approccio mantiene una
validità previa un’estensione della definizione alle tipologie delle diverse quote.
I parametri conservativi principali sono:
•Temperatura
•umidità / percentuale di acqua (gas) per unità di volume,
Altri parametri si derivano dalle relazioni conseguenti ai principi
della termodinamica e l’equazione di stato ( temperatura
potenziale Θ) e dalla conservazione del momento angolare
(vorticità e vorticità potenziale).
17
Masse d’aria
Elenco delle caratterisitche che identificano
una massa d’aria:
•temperatura
•umidità
•Variabilità del Gradiente termico lapse rate
•Stabilità
•Fenomeni (temporali, nebbie, etc..)
•Visibilità
Masse d’aria, caratteristiche Θ
La temperatura potenziale θ, è quella cui arriverebbe una particella
d’aria a pressione P se venisse portata ADIABATCAMENTE alla
pressione superficiale P0 di 1000hPa:
=T(1000/P) R/ cp
Con:
T è la temperatura della particella a pressione P,
R è la costante dei Gas per l’aria,
cp è la capacità del calore specifico a pressione costante
cresce con la quota per atmosfera stabile e decresce in atmosfera
instabile;
è un parametro conservativo nelle trasformazioni adiabatiche secche
e pertanto è un parametro conservativo delle masse d’aria nella loro
dinamica (le identifica), in quanto nella troposfera le masse d’aria sono
prossime ad avere un profilo adiabatico secco
19
Masse d’aria, dinamica
Le masse d’aria acquisiscono le loro proprietà principalmente
dagli scambi con la superficie, secondariamente dai processi
dinamici e dallo scambio di calore latente che risulta dal
cambiamento di fase dell’acqua.
È possibile schematizzare il ciclo di una massa d’aria in fasi:
Acquisizione delle proprietà attraverso uno stazionamento e
transito ( scambio termico e di vapore) con regioni sorgenti
(vaste superfici omogenee, oceani, mari, laghi, deserti, steppe,
montagne, etc.)
Dispersione e mescolamento con altre masse d’aria tramite la
circolazione a differenti scale
Sinottica / cicloni
Mesoscala / celle convettive
Locale / brezze
20
Masse d’aria, umidità
Indipendente dalla latitudine vi sono caratteristiche specifiche
di umidità che la massa d’aria acquisisce dalla superficie:
Continentale : secca (calda o fredda)
Marittima: umida
21
Tipologie delle masse d’aria
Area polare, AP
Generata ai poli da circolazione ciclonica
AP ed AML si incontrano con un fronte al suolo
Area delle medie latitudini AML
risultante dal mescolamento ciclonico dell’area polare con quella tropicale e
con marcate differenze per le differenti superficie mare e terra.
AML ed AT si incontrano con un fronte in quota
Area tropicale, AT
È generata dagli anticicloni (fascia delle alte) ed è associata ai venti al
suolo da est (alisei)
22
Principi di circolazione generale
La circolazione generale dell’atmosfera è il
flusso atmosferico medio planetario ed è
generato in massima parte dalla distribuzione
termica superficiale. Trattasi quindi di di una
riduzione statistica di fenomeni che concorre
alla determinazione delle sintesi climatiche.
Principi di circolazione generale
Lo schema elementare stazionario per la circolazione
atmosferica (TROPOSFERICA) è quello di una cella,
allineata al gradiente termico superficiale, che converte
l’energia potenziale in cinetica, con dissipazione ad opera
dell’attrito (viscosità) ed acquista energia potenziale/calore
dalla superficie (Sole) e di cambiamenti di fase del H2O
EVAPORAZIONE
TROPOSFERA
Superficie
CONDENSAZIONE
Principi di circolazione generale
I moti atmosferici orizzontali e verticali sono identificati con il termine di
Circolazione Atmosferica e vengono rappresentati da leggi fisiche non
lineari e non deterministiche ove i termini di base sono:
Gli scambi radiativi “Radiative forcing” che sono l’effetto
sull’atmosfera prodotto dalla radiazione solare incidente (onde corte) e la
radiazione ter. estre uscente (onde lunghe). Queste sorgenti d’energia
hanno bilanci variabili in diverse parti del pianeta e producono effetti diversi
sulla superficie e nei diversi livelli atmosferici.
La conservazione dell’Energia comporta che vi siano dei passaggi tra
le diverse forme della stessa: da dinamica a potenziale e viceversa
(evaporazione, condensazione ed altro)
L’orografia contribuisce ad alterare i moti liberi atmosferici ( convezione
forzata orografica, turbolenza, etc)
La forza apparente di Coriolis che ruota a destra i venti nell’emisfero
boreale ed a sinistra in quello australe e mantiene regimi stazionari di vento
in relazione al gradiente di pressione.
25
Principi di circolazione generale
1.the substantial variation in the angle of the sun's rays as one
moves from the equator to the poles, which makes the effect of solar
radiation strongly dependent on latitude and on the earth's attitude with
respect to the sun (i.e. on the season),
2) the significant differences between the temperature of the
oceans and that of continents -- land reacts to the seasonal change
in solar radiation much faster than oceans do.
The variation in the solar radiation between the equator and the poles and
the subsequent "meridional" (north-south) temperature gradient
produce "zonally symmetric" circulation (i.e. independent of longitude),
which, as one moves towards the pole, gets progressively more strongly
affected by the coriolis force and develops a zonal (east-west) component,
until, at higher latitudes, the circulation becomes mostly zonal.
The thermal imbalance between oceans and continents, along
with the topography, are responsible for zonal asymmetries in the
circulation
26
CIRCOLAZIONE TROPICALE
Il sistema terra vede un bilancio radiativo positivo (riscaldamento)
dall’equatore a 40° oltre tale latitudine il bilancio diviene negativo, la
radiazione emergente prevale (raffreddamanto). Alle cause geometriche si
aggiungono la maggiore dissipazione di radiazione per il crescere del
percorso ottico ed il maggiore albedo delle nevi permanenti ai poli.
Tale situazione insieme con l’effetto della rotazione riduce l’efficacia della
cella elementare verticale (Hadley) alla fascia tropicale. Al suolo la zona è
caratterizzata da venti stazionari da nord est (alisei) che ruotano in senso
orario intorno alle zone di subsidenza (alte pressioni)
Schema di circolazione anticiclonica tropicale
A
A
28
CIRCOLAZIONE SINOTTICA
Il forte gradiete termico orizzontale, che risulta alle
latitudini oltre le alte pressioni stazionarie, genera una
forte instabilità baroclina (squlibrio tra campo di massa
e densità) tale che il mescolamanto delle masse polari
con quelle meridonali (tropicali/medie latitudinii) avviene
con vortici orizzontali della scala di migliaia di chilometri
(cicloni e fronti ) dando lugo alla CIRCOLAZIONE
SINOTTICA
struttura verticale delle masse d’aria
18 km
Tropop. Tropicale sup.
12 km
Tropop. Tropicale inf.
Gp
Tropop. Medie lat.
Gp
10km
Tropopausa polare
AT
AML
AP
90°
70°
40°
0°
30
circolazione verticale delle masse d’aria
18 km
Tropop. Tropicale sup.
12 km
Tropop. Tropicale inf.
Gp
Tropop. Medie lat.
divV<0
Gp
10km
Tropopausa polare
AT
AML
AP
divV<0
90°
70°
40°
0°
31
circolazione verticale delle masse d’aria
18 km
Getto
polare
da ovest
Tropop. Tropicale sup.
Getto
subtropicale
da da ovest
12 km
Tropop. Medie lat.
divV<0
Gp
10km
Tropop. Tropicale inf.
Gst
Tropopausa polare
AT
AML
AP
divV<0
90°
70°
40°
0°
32
2 Fronte polare
Un gruppo di studiosi norvegesi, guidato da Bjerknes, nella prima metà
del 900, sviluppò il modello del ciclone extratropicale noto come
“teoria del fronte polare” (FP).
Esso fornisce uno schema per organizzare, in un unico modello
coerente, le osservazioni e le conoscenze teoriche permettendo la
descrizione (e lo sviluppo) della fenomenologia associata.
Caratteristiche:
Trattasi della vorticità a scala sinottica (103Km) che "mescola" l’aria
polare con quella delle medie latitudini costituendo, dal suolo alla
tropopausa, una superficie di discontinuità per i parametri fisici
caratteristici delle due masse d’aria:
temperatura,
umidità,
Densità,
vento.
33
Localizzazione e simbologia del fronte polare
70%
15°C 70%
15°C
settore occluso
senza avvezione
15°C
20°C
70%
settore freddo con
avvezione fredda
La localizzazione del fronte
avviene al suolo; se ne
distinguono tre settori in
relazione al tipo di avvezione
termica
60%
10°C
75%
settore caldo con
avvezione calda
75%
20°C
34
Localizzazione e simbologia del fronte polare
La localizzazione del fronte avviene al suolo; se
ne distinguono tre settori in relazione al tipo di
avvezione termica
settore freddo con
avvezione fredda
settore caldo con
avvezione calda
settore occluso
senza avvezione
35
Schema di circolazione al suolo del FP
36
Schemi di evoluzione del FP
z
B
tropopausa
AT
AP
A
37
Schemi di evoluzione del FP, instabile
1
V
V
x
,y
x
,y
x
,y
x
,y
f
z
div
B
tropopausa
AT
A
AP
Lo squilibrio tra convergenza al suolo e
divergenza in quota (avvezione
vorticità) “innesca” il fronte:
la struttura baroclina si evidenzia
38
Schemi di evoluzione del FP, sviluppo
z
div
tropopausa
B
AT
A
AP
AP
Si incrementa la struttura baroclina,
conversione di energia potenziale in cinetica
39
Schemi di evoluzione del FP, maturazione
z
div
Conv.
tropopausa
B
AT
A
AP
AP
La struttura baroclina inizia a decrescere, lo squilibrio tra
divergenza in quota ed al suolo si riduce.
40
Schemi di evoluzione del FP, occlusione
z
Configurazione
“quasi barotropica”
tropopausa
B
AT
A
AP
AP
41
FP a scala planetaria
Allargando l’analisi alla scala planetaria, si osserva che i cicloni
extratropicali realizzano lo scambio meridiano di calore e momento tra
la zona polare e quella tropicale
polo
getto
alisei
equatore
42
Meccanismo di innesco della ciclogenesi (tendenze)
L’innesco è la riduzione del campo di massa al suolo per
squilibrio tra divergenza in quota e convergenza la suolo,
avvezione di aria meno densa.
Tale squilibrio produce un minimo al suolo e quindi una
tendenza negativa della pressione
43
Meccanismo di innesco della ciclogenesi (tendenze)
L' espression e per la variazion e di pressione al suolo,
fu derivata da Bjerknes, ipotizzand o :
valida l' approssima zione idrostatic a per p della quota h : p gdz;
h
il fluido incompress ibile
d
0
V
dt
t
p
e con queste due ipotesi esprimere la derivata di p : gVdz;
t h
h
in cui si possono distinguer e i termini dei moti orizzontal i da queli verticali :
p
g xy Vdz gVz gVz h
t h
h
consideran do in tale espression e che la densità sia 0 ad infinto
e che la velocità verticale sia nulla al suolo, si ottiene la seguente equazione
che lega la tendenza al suolo alla divergenza orizzontal e in quota :
p
g xy Vdz g xy Vdz g V xy dz
t 0
0
0
0
Tremine di divergenza
(dinamico)
Termine di avvezione
di densità (positivo
avv. Fredda e
44
negativo avv. Calda)
omega equation
Termine di
avvezione di
vorticità
Termine di
avvezione di
temperatura
Localizzazione e simbologia del fronte polare (tendenze)
70%
15°C 70%
15°C
settore occluso
senza avvezione
15°C
20°C
70%
dP/dt>0
60%
10°C
75%
settore caldo con
avvezione calda
dP/dt<0
75%
20°C
settore freddo con
avvezione fredda
46
3. temperatura e vento nel FP
Per il campo di temperatura il FP è il luogo di discontinuità
del 1° ordine: il gradiente della temperatura non è definto
Per il campo del vento il FP è il luogo ove è massimo il rotore
del vento, la vorticità locale ha un massimo positivo
(ciclonico) costituito principalmente dalla componente di
shear.
l livelli ove identificare tali caratteristiche sono da 500 a 300
hPa.
47
Sezione verticale per T
- 60°
-70°
strat. (fredda)
strat. (calda)
10 km
tropopausa
-70°
- 60°
- 50°
-40°
- 30°
Trop. AT (calda)
-20°
5 km
Trop. AP (fredda)
- 15°
-10°
48
Sezione verticale per T e FP
I luoghi di massimo gradiente
orizzontale individuano la ZONA
FRONTALE, (Thermal Front
Parameter / TFP)
strat. (calda)
10 km
tropopausa
- 60°
-70°
strat. (fredda)
-70°
- 60°
- 50°
-40°
- 30°
Trop. AT (calda)
-20°
5 km
Trop. AP (fredda)
- 15°
-10°
49
Sezione verticale per T, FP e V
- 60°
In prossimità della tropopausa, il gradiente cala e
nella troposfera si inverte il verso e quindi opera in
senso contrario al vento riducendone l’intensità.
-70°
strat. (fredda)
-70°
- 60°
- 50°
strat. (calda)
200km/h
10 km
tropopausa
Il luogo di massimo
del vento è definto
getto, esso sta tra la
300 e 200hPa
5 km
80 km/h
150 km/h
-40°
60 km/h
- 30°
Trop. AT (calda)
-20°
- 15°
Trop. AP (fredda)
-10°
Salendo con la quota nella troposfera, il
susseguirsi di gradienti termici concordi
porta il vento ad intensificarsi
50
Sezione orizzontale per T
Una sezione sezione piana del campo di temperatura può essere la
superficie a 500 hPa, dove è identificabile l’intersezione della
superficie frontale nel luogo di massimo gradiente di temeperatura
(ispessimento delle isoterme)
51
Sezione orizzontale per T e FP
Nel luogo di massimo gradiente di
temperatura (ispessimento delle
isoterme) è identificabile
l’intersezione della superficie
frontale.
52
Sezione orizzontale per T, FP e getto
conv
div
In corrispondenza di tale
luogo la configurazione in
alta quota può concorrere
alla ciclogenesi e
presentare un massimo del
vento (getto).
div
conv
In uno schema di causa effetto, è la forte
baroclinicità dei bassi strati (vento termico
che incrementa il vento con la quota) che
innesca la ciclogenesi.
Nel luogo di massimo gradiente di
temperatura (ispessimento delle
isoterme) è identificabile
l’intersezione della superficie
frontale (FP).
Ricorda sezione
tecnica 8.3
53
Sezione verticale per T e V
- 60°
-70°
strat. (fredda)
-70°
- 60°
- 50°
strat. (calda)
10 km
tropopausa
200km/h
80 km/h
getto
150 km/h
-40°
60 km/h
- 30°
Trop. AT (calda)
-20°
5 km
Trop. AP (fredda)
- 15°
-10°
54
Situazione iniziale
AT
AP
55
Ciclogenesi (intrusione AP)
suolo
Vedi
satrep
56
4. Corrente a getto
Storicamente, con il crescere delle osservazioni in quota, sin dalla prima
metà del 1900 si rileva un incremento dell’intensità del vento con la quota
in corrispondenza di un contrasto frontale,
Le osservazioni prima della seconda guerra mondiale furono scarse e
disomogenee,
1904 vento di 50 nodi a 4000mt
1912 vento di 100 nodi a 10.000 mt
Dines ipotizzò una relazione tra il fenomeno e la baroclinicità frontale
(1911)
A partire dal dopoguerra lo sviluppo del traffico aereo in alta quota ha
permesso una descrizione coerente e continua del fenomeno, ciò
insieme con gli sviluppi teorici e tecnici della modellistica numerica, ha
permesso di integrare il fenomeno nei modelli di circolazione troposferica
generale.
57
Corrente a getto definizione WMO
A seguito di osservazioni sistematiche derivanti dal traffico aereo in quota
(10.000mt), nel 1958 il WMO definisce formalmente il fenomeno getto (jet
stream) come:
•l’asse di corrente massima, vento massimo, intensità maggiore di 60 nodi,
•Collocato orizzontalmente ad una quota tra troposfera e stratosfera,
•di estensione lineare di ≈103km, larghezza di ≈102 km, spessore ≈101 km
•con shear del vento in verticale superiore a 10 m/sec km ed in orizzontale
superiore a 5 m/sec km ,
200 hPa
300 hPa
58
Tipologie e genesi del getto
La genesi del getto è la forte baroclinicità
(contrapposizione frontale), il verso è prevalentemente
occidentale:
•
Fronte polare – getto polare (Vmax ~ 200
nodi)
•
Fronte subtropicale (quota, cella Hadley) – getto
subtropicale (Vmax ~ 300 nodi)
•
Regimi stagionali (tropicali Asia e Africa) – getto
orientale tropicale
59
Corrente
Il getto polare ha scala planetaria ed in una
aconfigurazione
getto polareistantanea la corrente si compone
di segmenti spezzati o rami, disposti in modo
ondulatorio secondo le configurazioni di
geopotenziale.
Il verso prevalente è verso est, ma nel caso di
saccature retrograde può avere componente verso
ovest
60
Getto retrogrado
Saccatura a
grande sviluppo
meridiano
retrograda
61
Getto, configurazioni stagionali
Le rappresentazioni medie mensili (luglio e gennaio) permettono di identificare due
configurazioni stagionali di riferimento per l’emisfero boreale
Configurazione invernale
tre onde “scese” sino a 50° nord
Asia
orientale
0°
America
Europa
orientale
0°
Configurazione estiva
Quattro onde “salite” sopra i
60° nord
62
Il luogo di
massimo
gradiente di
temperatura
sull’isobara di
500hPa indica la
posizione del
getto che si
realizzerà alle
quote superiori
Getto polare,
collocazione
63
Getto distribuzione dello shear
Considerato che lo shear
normale al getto (dV/ds)
sia il termine principale
della vorticità relativa ξ
Tale limitazione non
sussiste nelle saccature
e la vorticità relativa
può superare quella di
trascinamento
dV/ds ≈ 5f
Si ha che lo shear è
limitato dal criterio di
instabilità dinamica
nei promontori
(anticloni):
dV/ds<f
E pertanto la
vorticità relativa non
supera quella di
trascinamento della
rotazione terrestre
64
Getto, moto del massimo di vento
Un ramo di getto può essere composto da più massimi di isotache
(jet streak) che hanno uno spostamento lungo il ramo stesso
t
t+dt
65
Getto, intensità
Rilevando che i massimi del getto sono simili sia
nelle saccature sia nei promontori
Vpr ~Vsa
ed assumendo valida l’approssimazione di vento
di gradiente per il vento alle quote del getto, per
cui
Vpr ~1,7Vgpr e Vsa ~1/2Vgsa
si ottiene che il vento geostrofico della saccatura
è circa tre volte quello del promontorio:
Vgsa ~ 3Vgpr
66
Getto, intensità
Ciò comporta che a parità di gradiente di
geopotenziale sulle superfici isobariche, il
contributo degli spessori (gradiente delle
isopache / baroclinicità) è superiore nella
saccature:
i gradienti termici orizzontali sono più intensi
nelle saccature ovvero la verticalità del
Fronte è maggiore
67
5. Corrente a getto subtropicale
Viene generata da:
•baroclinicità in quota del fronte tropicale
•conservazione del momento angolare nella porzione in quota
della cella di Hadley (rotazione a destra della corrente verso il
polo)
•Lo shear è legato a circolazione anticiclonica tropicale
Nello emisfero boreale si dispone stabilmente nella fascia tra 35° e
25° di latitudine
30°
Asia
orientale
America
Europa
orientale
0°
68
esempio
Quota tra 250 e 150 hPa
35°
30°
25°
69
Corrente a getto subtropicale
Si colloca ad una quota tra 250 e 100 hPa (superiore di quella del getto polare)
Ha massimo di vento superiore a quello polare sino a 250 nodi
presenta una sezione meno schiacciata e piu centrata in quota (il gradiente
tremico orizzontale è concntrato nella parte alta della troposfera e degrada
simmetricamente in troposfera
100 hPa
250 hPa
70
Fase getto polare e getto subtropicale (Krishnamurti)
I due getti sono legati ad un fronte al suolo (polare) ed uno in quota (tropicale)
Ciò fa si che le onde polari (saccature) sono in controfase con quelle tropicali
(asse del getto subtropicale)
Altezza
media
invernale
della
superficie
di
500hPa
A 47°
nord
180°
Latitudine
media
invernale
del getto
subtropicale
emisfero
nord
0°
180°
71
Intensità massima getto subtr. (Krishnamurti)
Dallo sfasamento delle due configurazioni, si ha la massima
differenza tra venti meridiani (confluenza) nelle zone ove le creste
(getto tropicale) sono in opposizione al massimo sprofondamento a
sud della saccatura polare.
Differenza del
vento meridano
inv.
V 15°N –V 50°N
Graficando l’andamento dell’intensità del vento medio del getto
subtropicale esso risulta massimo sottovento alla confluenza.
Confl.
Diffl.
180°
0°
Intensità del
getto
subtrop.
Inv.
(32.5°N)
180°
Latitudine
dell’asse
del getto
medio inv.
subtr.
72
6. Sistemi scala planetaria medie latitudini,
tipolgie
a scala planetaria la circolazione delle medie latitudini distingue:
ONDE LUNGHE - ROSBY
configurazioni alla quota geostrofica (500 hPa)
e superiore:
fase tra geopotenziale e spessori/isoterme
troposfera quasi barotropica
in numero da 3 (L≈9400 km) a 6 (L≈4700
km)
velocità di fase ( 0 - 15 nodi)
debole div/conv e w
L
ONDE CORTE
configurazioni al di sotto della quota
geostrofica (850 hPa e suolo):
sfasatura tra geopotenziale e
spessori/isoterme, troposfera
baroclina
velocità di fase ( 20 - 40 nodi)
forte div/conv e w
73
configurazioni ondulatorie quota e suolo
I cicloni che con i relativi fronti si dispongono
nella parte sottovento dell'asse di saccatura
dell'onda lunga (zona divergente / diffluente)
sono più intensi di quelli sottovento all'asse
del promontorio
74
configurazioni ondulatorie e mescolamento di masse d'aria
I fronti polari associati alle onde lunghe portano aria
polare a confluire (mescolarsi) al suolo con quella
tropicale dei venti delle alte tropicali (Alisei)
Alta suolo
75
schemi fenomenologici delle onde lunghe (OL)
i schemi seguenti furono sviluppati in ausilio alla prognosi, quando la
modellistica numerica non permetteva ancora previsioni.
Restano validi per la loro capacità di sintesi concettuale e come strumenti
di controllo e stima di confidenza delle NWP.
OL si accordano con grandi centri di azione,
anticicloni e seguono leloro posizioni stagionali
(es. aticiclone delle azzore) - Rosby
Lo "sviluppo" delle saccature in quota è
favorito dal passaggio di aria polare
(fredda) sui mari (caldi). - Sutcliff
Le grandi catene montuose
provocano OL - Charney
76
indici di attività delle onde lunghe
ALTO INDICE di onde in quota (~500hPa)
•
•
•
•
piccola ampiezza (limitate alle alte latitudini (sopra 40°N)
alta velocita di fase (progressive)
nella zona ciclogenetica fortemente baroclina, si sviluppano
FP Katafronti
gradienti di geopotenziale e spessori addensati in quota
77
basso indice
BASSO INDICE di onde in quota
(~500hPa)
•
•
•
•
grande ampiezza, sprofonda alle basselatitudini
(30°N)
bassa velocita di fase, stazionarie e retrograde
nella zona ciclogenetica debolmente baroclina, si
sviluppano FP Anafronti
si realizza il mescolamento della AML con AT che
sale e AP che scende
78
stima di velocità di fase delle onde di Rosby
Assumendo
che
per
le
onde
lunghe
in
quota
valgano
le
seguenti
approssima
zioni
:
"troposfera
quasi
barotropic
a"
,
convergenz
aedivergenza
media
sulla
configuraz
ione
trascurab
ile,
situazione
di
alto
indice,
moto
medio
prevalente
mente
zonale
(u
v);
corrente
zonale
uniforme
(uu).
Si
esprime
lavelocità
di
fase
in
funzione
della
velocità
zonale,
latitudine
e
lunghezza
d'
onda
:
K
2
2
cos
Cu 2 L
;
con
K
4
R
che
risulta
decrescere
al
crescere
della
latitudine
ed
alla
lunghezza
d'
onda.
79
espressione semplificata per le velocità di fase delle onde di Rosby
ponendo a 0 la velocità di fase
K
0 u 2 L2 ;
4
si ottiene la lunghezza d' onda stazionari a :
LS 2
u
K
K 2
LS ;
4 2
con questa si può esprimere la velocità di fase in funzione della differenza
della lunghezza d' onda rispetto quella stazionari a :
K 2
C
( LS L2 )
2
4
ottenedo semplici relazioni per
onda progressiv a : LS L,
e la velocità zonale corrispond ente alla onda stazionari a : u
stazionari a : LS L
e retrograda : LS L;
80
numero delle onde di rosby
La
lunghezza
d'
onda
è
posta
in
relazione
con
il
numero
totale
di
onde
(n)
K
2
nel
modo
seguente
:L
n
da
cui
la
velocità
di
fase
si
può
esprimere
come
funzione
delle
onde
tota
:
2
K
K
C
u 2 2;
4
n
con
questa
espression
e
si
ha
che
la
velocità
di
fase
cresce
con
il
cresce
del
numero
delle
onde
(configura
zione
di
Alto
Indice)
81
aumento del numero di onde onda di rosby
(retrograda discontinua)
nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla
lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il
configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla
configurazione toitale:
82
aumento del numero di onde onda di rosby
(retrograda discontinua)
nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla
lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il
configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla
configurazione toitale:
LS
83
aumento del numero di onde onda di rosby
(retrograda discontinua)
nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla
lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il
configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla
configurazione toitale:
LS
84
aumento del numero di onde onda di rosby
(retrograda discontinua)
nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla
lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il
configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla
configurazione toitale:
LS
85
aumento del numero di onde onda di rosby
(retrograda discontinua)
nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla
lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il
configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla
configurazione totale:
LS
86
riduzione del numero di onde di Rosby
"cut off"
87
riduzione del numero di onde di Rosby
"cut off"
88
riduzione del numero di onde di Rosby
"cut off“
89
7. Sistemi scala planetaria alle basse latitudini
Alle latitudini subtropicali la fenomenologia a grande scala
dipende da una zona di convergenza al suolo ZCIT, che si
dispone in prossimità dell’equatore solare (termico) con
dislocazioni più marcate sulle aree continentali.
La circolazione verticale è
schematizzata dalle celle di
Hadley che danno convergenza
al suolo (alisei) divergenza in
quota e flussi verso i poli
Tale condizioni producono nella
ZCIT sviluppi convettivi
complessi sino a scale
orizzontali di 103 km
90
Basse latitudini, deriva della ZCIT e FIT
Nelle zone in cui la ZICT deriva verso il polo rispetto
l’equatore termico, si ha un’intrusione di aria
equatoriale ed un conseguente fronte intertropicale
FIT nella troposfera tra due masse d’aria distinte per
umidità e temperatura
10 km
5 km
Nord
Sud
15°
15°
91
Basse latitudini, modelli di circolazione, “a condotto”
Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici
orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE.
Permangono circolazione di alte che producono un condotto superficiale con
convergenza in ingresso (ove hanno luogo i moti convettivi) e divergenza
in uscita ove si attenuano i moti convettivi (alternanza di complessi nuvolosi
e sereno lungo la ZCIT.)
Alta
Alta
92
Basse latitudini, modelli di circolazione, “a ponte”
Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici
orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE.
Si possono produrre due basse in quota che producono in uscita una
diffluenza / divergenza in quota (ove hanno luogo i moti convettivi) e
confluenza /convergenza in entrata ove si attenuano i moti convettivi
(alternanza di complessi nuvolosi e sereno lungo la ZCIT.)
Bassa
Bassa
93
Basse latitudini, modelli di circolazione, “a deriva”
Nelle aree equatoriali ove si contrastano terre con oceani (africa occidentale - atlantico, India - Oceano
Indiano),
si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali per bassa inerzia termica delle terre rispetto gli
oceani
ed ha luogo una FORTE VARIAZIONE STAGIONALE dello ZCIT.
Si produce una circolazione di bassa sulla terra dell'emisfero in estate che contrasta con un alta
sull'oceano nell'emisfero opposto (inverno).
Bassa
Alta
94
Basse latitudini, modelli di circolazione, “a deriva”
Nelle aree equatoriali ove si contrastano terre con oceani (africa occidentale - atlantico, India - Oceano
Indiano),
si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali per bassa inerzia termica delle terre rispetto gli
oceani
ed ha luogo una FORTE VARIAZIONE STAGIONALE dello ZCIT.
Si produce una circolazione di bassa sulla terra dell'emisfero in estate che contrasta con un alta
sull'oceano nell'emisfero opposto (inverno).
Le circolazioni concorrono ad uno spostamento della divergenza verso la bassa.
Bassa
Alta
95
modello di "deriva " descritto dalla vorticità assoluta
ricordando che la vorticità assoluta η è
scomposta in relativa (ξ) e terrestre (f) si ha:
η=ξ+f
con le differenze di segno tra i due emisferi.
e la relazione della derivata in realzione alla
divergenza orizzontale in quota
Alta
boreale:
1
d
ξ > 0 cicl.
V
altro
x
,
y
f >0
dt
si ha che la divergenza positiva in quota
è stata trascinata nell'emisfero australe
con la configurazione invernale boreale
(bassa boreale - alta australe)
d η/dt
η
divx,y V
Pn-Pe
-
+
+
Pe-Po
-
+
+
Po-Ps
-
-
-
PN:η >0; ξ>0, f >0
PE: η >0; ξ>0, f =0
equatore
P0: η =0; ξ>0, f <0
australe
ξ < 0 cicl.
f <0
Ps: η <0; ξ<0, f <0
Bassa
96
modello africa occidentale, "condotto inverno boreale"
ALTA
Sul continente prevale un
vento da nord est secco
Harmattan
ALTA
97
modello africa occidentale, "deriva estate boreale"
ALTA
BASSA
ALTA
Sul continente entra il
MONSONE DI GUINEA da
sud ovest umido con pioggie
e fronti inter.
98
“DERIVA” AFRICANA ESTIVA
FIT
99
modello indiano
ALTA (himalaia)
In estate boreale, l'alta oceanica tende a salire
a nord, mentre l'alta termica dell'altopiano
Himalaiano persiste. Ciò anche per il
riscaldamento più intenso dell'altopiano, che vi
produce una massa d'aria relativamante più
calda di quella a pari quota proveniente
dall'oceano.
15°
ALTA
o°
La circolazione a condotto si colloca a nord e
sul continente entrano i monsoni da est con
fronti intertropicali a grandi gradienti termici (le
precipitazioni contribuiscono al riscaldamento
dell'aria).
In inverno l'alta australe
Questo fronte produce un getto orientale
scende a Sud, i gradienti
(200hPa di circa100nodi).
termici si riducono ed il getto
viene sostituito da quello
subtropicale da ovest
100
INVERNO BOREALE
fascia della ZCIT
101
ESTATE BOREALE
fascia della ZCIT
102
Per ulteriore documentazione, esempi, modelliconcettuali ed
interpretazione immagini, si rimanda al sito:
http://www.zamg.ac.at/eumetrain/
http://www.zamg.ac.at/docu/Manual/start.htm
