APPUNTI DI METEOROLOGIA
Dispensa didattica per i corsi di qualifica per AAG del Convegno CMI - Rev. 3 - luglio 1999
A cura di Stefano Protto
1. ELEMENTI DI PREMESSA
1.1 DENSITÀ, TEMPERATURA, PRESSIONE, VOLUME E MOVIMENTO DELLE MASSE D’ARIA
a) Quando una quantità di aria assorbe calore:
• la sua temperatura aumenta,
• la sua pressione diminuisce,
• il suo volume aumenta e la sua densità diminuisce
• e quindi l’aria sale;
b) Quando una quantità di aria perde calore:
• la sua temperatura diminuisce,
• la sua pressione aumenta,
• il suo volume diminuisce e la sua densità aumenta
• e quindi l’aria scende,
c) Quando una quantità di aria, senza scambio di calore, si comprime (cioè la sua pressione aumenta):
• la sua temperatura aumenta;
d) Quando una quantità di aria, senza scambio di calore, si espande (cioè la sua pressione diminuisce):
• la sua temperatura diminuisce.
Le situazioni c) e d) corrispondono a trasformazioni termodinamiche adiabatiche (senza scambio di calore).
1.2. CONTENUTO DI ACQUA NELL’ARIA
a) L’aria può contenere acqua sotto forma
• di vapore,
• di liquido (gocce in sospensione di varia dimensione),
• di solido (grani o cristalli di ghiaccio);
b) L’aria, in date condizioni, non può contenere più di una determinata percentuale di vapore, oltre tale percentuale il
vapore eccedente condensa (diventa liquido); l’aria secca non contiene umidità; l’aria satura contiene la massima
quantità di vapore possibile:
c) Si chiama umidità relativa il rapporto percentuale tra la quantità di vapore realmente contenuto in un volume d’aria
e la quantità massima di vapore che essa può contenere a quella temperatura:
30°C
20°C
16°C
10°C
7°C
0°C
4,85
16%
28%
36%
52%
67%
100%
g di vapore / m3 di aria
7,27
9,41 13,65
24%
31%
45%
42%
54%
79%
53%
69% 100%
77% 100%
100%
17,31
57%
100%
30,40
100%
UMIDITÀ RELATIVE
la temperatura alla quale l’umidità in aria satura inizia a condensare (100% di umidità relativa)
è detta temperatura di rugiada, otre tale temperatura l’aria contiene acqua.
1.3. LA RADIAZIONE SOLARE
L’energia trasportata dalla radiazione solare che investe il globo terrestre è
• per il 42% riflessa nello spazio,
• per il 43% assorbita dalla superficie terrestre,
• per il 15% assorbita dall’atmosfera,
1
in altri termini: il terreno si scalda più rapidamente dell’aria e quindi è in grado di cedere calore agli strati d'atmosfera
più bassi scaldandone l’aria.
1.4. TEMPERATURA ATMOSFERICA
E’ la temperatura dell’aria atmosferica, essa dipende da molti fattori, varia nel corso delle 24 ore (escursione termica).
Per quanto detto sopra (1.3) essa diminuisce con la quota, coerentemente con i fenomeni descritti in 1.1. Nei primi 1011 Km di quota a 45° di latitudine, se l’aria è omogenea al variare della quota, la sua temperatura diminuisce di circa
10°C ogni 1000 m in aria secca
6,5°C ogni 1000 m in aria standard
5°C ogni 1000 m in aria umida
(gradiente verticale di temperatura). In particolari condizioni di aria non omogenea alle varie quote e/o in casi di
spostamento di masse d’aria a diverse temperature può capitare che a certe quote la temperatura dell’aria aumenti (inversione termica).
Si chiamano Isoterme le linee ideali che uniscono punti a stessa temperatura, orizzontalmente (cioè a quota costante) o
verticalmente (cioè al variare della quota su una superficie perpendicolare al terreno). E’ di rilevante importanza
l’isoterma di 0°C perchè a tale temperatura l’acqua passa dalla fase liquida alla fase solida (ghiaccia, quindi la pioggia
è neve o grandine). Orizzontalmente le isoterme sono linee chiuse, non essendo possibili “salti” di temperatura tra punti
contigui (la temperatura lungo una linea varia senza discontinuità, secondo un gradiente, appunto).
1.5. LA PRESSIONE ATMOSFERICA
Quella al suolo può essere intesa in prima approssimazione come il peso della “colonna” d'aria atmosferica che grava su
un'unità di superficie di terreno; in quota come il peso della frazione di “colonna” da quella quota in alto, quindi la
pressione diminuisce con la quota, coerentemente con i fenomeni descritti in 1.1. Mediamente la pressione dell’aria al
livello del mare è pari alla pressione esercitata da una colonna di mercurio alta 760 mm, da qui l’uso di misurare la
pressione in mm di mercurio (mm Hg), altra unità di misura di pressione usata in meteorologia è il millibar (mb) o ectopascal
1 mb = 0,75 mm Hg = 3/4 mm Hg
1 mm Hg = 1,333 mb = 4/3 mb
al livello del mare la pressione è quindi mediamente di 1013 mb. In aria secca a 45° di latitudine, la pressione diminuisce di circa 1 mb ogni 8m di aumento di quota negli strati inferiori dell’atmosfera (gradiente verticale di pressione;
su tale fenomeno si basa il funzionamento degli altimetri).
Il vento è lo spostamento dell’aria mossa dalle differenze di pressione tra zone diverse. L’aria ad una determinata pressione (densità) viene risucchiata nei volumi occupati da aria a minore pressione (minore densità).
Si chiamano Isobare le linee ideali che uniscono punti
a stessa pressione, orizzontalmente (cioè a quota costante) o verticalmente (cioè al variare della quota su
una superficie perpendicolare al terreno). Le superfici
isobariche sono il luogo dei punti a stessa pressione
nell’atmosfera. Al livello del mare l’isobara di 1013
mb separa le “alte” dalle “basse” pressioni, tuttavia tale linea di separazione è poco significativa, infatti ciò
che più conta è il valore relativo della pressione, espresso dai gradiente (quanto la pressione varia lungo
la distanza), perché maggiori sono i gradienti e maggiormente le masse d’aria sono risucchiate nelle zone
a pressione minore; l’addensarsi delle isobare indica
gradienti crescenti. In altri termini un forte gradiente
orizzontale tra due punti entrambi a pressione superiore (o inferiore) ai 1013 mb al livello del mare genera fenomeni più importanti che un debole gradiente orizzontale tra
due punti rispettivamente a pressione inferiore e superiore ai 1013 mb. Ma l’aria risucchiata dalle basse pressioni deve
poi andare da qualche parte, essa risale: n minimo relativo di pressione al suolo, cioè una zona nella quale la pressione è
inferiore rispetto alle zone circostanti, indica la presenza di moti ascensionali dell’aria in quella zona, moti tanto più
importanti quanto più forte è il gradiente orizzontale di pressione. Nelle carte meteo con una rappresentazione orizzontale di isobare ad incremento costante (5 mb nella figura), la densità delle isobare in una zona, fornisce una idea del valore del gradiente orizzontale di pressione: più dense sono le isobare, maggiore è il gradiente. Orizzontalmente le isoba-
2
re sono linee chiuse: come la temperatura, anche la pressione varia senza discontinuità tra punti contigui (secondo un
gradiente).
2. CIRCOLAZIONE DELL’ATMOSFERA
2.1 ASPETTI GENERALI
Il riscaldamento causato dalla radiazione solare mette in movimento l’aria atmosferica (moti convettivi). Le masse
d’aria si spostano tendendo a posizionarsi alla quota cui corrispondono la temperatura e la pressione dell’aria stessa in
condizioni statiche:
• l’aria al suolo (ulteriormente riscaldata dal terreno, rispetto a quella in quota) tende a salire,
• l’aria in quota, relativamente più fredda tende a scendere a sostituire l’aria calda in ascesa.
A causa della sfericità del globo i raggi solari (che giungono approssimativamente paralleli, per la grandissima distanza
Sole-Terra) sono più concentrati alle latitudini basse (verso l’Equatore giungono quasi perpendicolarmente) e meno
concentrati alle latitudini alte, quindi il terreno (e l’aria) si scaldano di più alle latitudini basse. L’inclinazione dell’asse
di rotazione terrestre Nord-Sud fa sì che l’incidenza non sia perpendicolare proprio all’Equatore, inoltre, la rotazione
della Terra attorno al Sole, ad inclinazione costante dell’asse Nord-Sud, determina una variazione stagionale
dell’incidenza dei raggi solari, determinando l’alternarsi di stagioni calde e fredde.
Polo N
Equatore
Sole
raggi solari
Polo S
Se l’asse Nord-Sud fosse perpendicolare al piano di rivoluzione attorno al Sole (assenza di stagioni), trascurando gli
effetti dell’accelerazione dovuta al moto di rotazione attorno all’asse Nord-Sud, si avrebbe una circolazione atmosferica
del tipo mostrato nella figura qui sotto
L’aria calda in ascesa determina una BASSA PRESSIONE (quindi una espansione che ne abbassa adiabaticamente la
temperatura) e quella in discesa determina una ALTA PRESSIONE (quindi una compressione che ne innalza adiabaticamente la temperatura).
3
Le basse temperature polari e le alte temperature equatoriali creano una struttura a celle di alte e basse pressioni che, in situazione di quasi-equilibrio (assenza
di grosse perturbazioni) e del tipo mostrato nella figura accanto.
In realtà però, la circolazione generale dell’atmosfera è invece assai più complicata a causa degli effetti della stagionalità e della forza di Coriolis (debole
forza deviante ortogonale alla direzione del moto circolare di rotazione terrestre):
La circolazione verticale dai Poli all’Equatore si spezza, separata da una fascia intorno ai tropici nella quale la circolazione è
governata da fenomeni complessi e poco stabili, la circolazione
non ha comunque un andamento diretto Nord-Sud o Sud-Nord,
ma subisce uno spostamento laterale per cui risulta obliqua; gli
andamenti nei due emisferi sono simmetrici.
2.2. CORRENTI NELLA ZONA INTERMEDIA
Poichè comunque le masse d’aria che circolano a nord e a sud
della zona intermedia sono a temperature medie diverse, scambi
di calore tra le zone devono avvenire; ed in effetti avvengono
attraverso la zona intermedia sotto forma di correnti occidentali
(emisfero Nord) in quota che oscillano irregolarmente tra le latitudini maggiori e minori con una lunghezza d’onda da 1.000 a
10.000 Km. Le ondulazioni veicolano in quota masse d’aria
calda a Nord e masse d’aria fredda a Sud. Sulle creste delle ondulazioni in particolare si hanno le situazioni seguenti:
• a Nord aria calda di origine meridionale viene a trovarsi sopra
ad aria più fredda che ne impedisce la discesa, in una situazione stabile (alta pressione in quota), e lentamente avviene lo
scambio di calore con l’aumento della temperatura dell’aria
sottostante che così riassorbe umidità (dissolvimento di nubi,
tendenza al bel tempo); se l’aria meridionale è umida,
4
l’abbassamento della sua temperatura determina condensazione del vapore e nuvole in alta quota;
• a Sud aria fresca di origine settentrionale viene a trovarsi sopra aria più calda determinando una situazione instabile perchè l’aria fredda tende a scendere sotto quella calda (bassa
pressione in quota) generando turbolenze veloci e veloce raffreddamento dell’aria inferiore che, se umida, sviluppa grandi
nubi ad andamento verticale e piogge.
A volte dalle creste si staccano delle “bolle” di aria diversa da
quella circostante.
Nell’emisfero Nord le creste meridionali delle ondulazioni
corrispondenti a basse pressioni in quota determinano correnti
curvate in senso antiorario (curvatura ciclonica), la zona di
bassa pressione è detta saccatura, nelle creste settentrionali si
determinano correnti curvate in senso orario (curvatura anticiclonica), la zona di alta pressione è detta promontorio.
F
C
C
Gli scambi di calore orizzontali avvengono trasversalmente
alle correnti perchè l’ondulazione provoca allungamenti meridionali della zona fredda e settentrionali della zona calda, le
conseguenti correnti trasversali favoriscono l’insorgere sulle
correnti di ulteriori ondulazioni di lunghezza d’onda minore il
cui passaggio per un punto determina rapide oscillazioni di
temperatura e quindi instabilità.
In genere, al passaggio delle ondulazioni (sia ad onda lunga
che corta) su un punto si verifica che al seguito delle saccature arriva cattivo tempo, mentre al seguito dei promontori arriva il bel tempo.
3. LE NUBI
Le nubi non sono altro che acqua eccedente il contenuto possibile in aria satura (Vedi 1.2), tale acqua può essere vapore
addensato, liquido sotto forma di goccioline, solido sotto forma di aghi o cristalli di ghiaccio in sospensione. La condensazione del vapore è innescata da impurità presenti nell’aria (pulviscolo) che fungono da nuclei di condensazione.
Le nubi possono essere trasportate dalle masse d’aria in movimento dovuto alla circolazione dell’atmosfera oppure possono generarsi localmente. In questo secondo caso è necessario che l’aria sia instabile, cioè ad alta umidità relativa, e
che vi sia forte riscaldamento (tipico in estate) che spinga l’aria in alto talchè ad una determinata quota inizi a condensare producendo grosse nubi ad andamento verticale.
3.1. NUBI CUMULIFORMI
Sono costituite da masse di vapore rilasciato dall’aria calda satura in moto ascensionale. La salita a quote cui corrisponde minore pressione senza che il calore dell’aria possa essere ceduto ad altra aria (salvo la periferia della massa ascensionale) è una trasformazione adiabatica che determina aumento di volume della massa d’aria e diminuzione della sua
temperatura. Se l’aria è satura la diminuzione della temperatura sotto il punto di rugiada produce rilascio di acqua e
formazione della nube, che si presenta inizialmente come un batuffolo globulare bianco, poi va crescendo assumendo
un andamento sempre più verticale e torreggiante scurendosi (cumulo-nembo) per l’acqua presente in quantità crescenti in fase liquida che tende a scendere per il maggior peso dando pioggia quando le correnti ascensionali non riescono
più a vincere la caduta per gravità: possono aversi così temporali anche violenti cui segue però sempre il sereno dopo
che l’aria ha scaricato l’umidità in eccesso. Se il riscaldamento genera correnti ascensionali tali da portare l’acqua condensata a quote a temperatura di 0°, si ha formazione di ghiaccio e cade grandine, accompagnata da discesa veloce di
aria raffreddata, i moti dell’aria nella cellula temporalesca sono quindi molto turbolenti e generano elevate quantità di
elettricità statica all’origine dei fulmini. Quando l’aria contiene poca umidità il processo descritto non riesce a compiersi nell’arco della giornata e, con il diminuire del riscaldamento solare i moti ascensionali si arrestano o si invertono e
non piove o le nubi si dissolvono al tramonto.
5
3.2. NUBI STRATIFORMI
Diversa è la situazione di cielo nuvoloso estesamente, scuro, in movimento orizzontale, in questo caso si tratta di aria
instabile spostata da fenomeni come quelli descritti nel precedente cap.2, l’evoluzione di tale situazione è descritta più
avanti. Le nubi hanno un aspetto stratificato in quota, con spessore non elevato (stratocumuli) per una inversione termica sopra il tetto delle nubi (“mare di nubi”, frequente in montagna), indice di una situazione non troppo instabile; oppure le nubi sono scure, a più strati, anche di elevato spessore, (altostrati) indice di elevata instabilità.
Gli altostrati ed alto-cumuli si formano a quote di 3-6000 m , testimoniano di una situazione instabile ad evoluzione
lenta oppure residuano dal dissolvimento di cumulo-nembi dopo i temporali ed in questo caso, se non segue una perturbazione veloce (quindi in presenza di venti deboli in quota o aria stabile al seguito), sono premonitori di stabilità.
I cirri e cirro-strati sono nuvole di alta quota, striature bianche nel cielo, formate da ghiaccio. Quando sono estese
possono significare cattivo tempo in arrivo, quando tendono ad abbassarsi nell’arco della giornata assumendo aspetto
più cumuliforme (nuvole “a pecorelle”) e/o formando un velo sempre più spesso sino a oscurare il disco solare, allora si
è in situazione di instabilità eventualmente anche forte.
La nebbia è in sostanza una nube al suolo. Può trattarsi di vera e propria nube (frequente in montagna) o di uno strato di
piccolo spessore (anche solo diecine di m) dovuto alla condensazione di umidità presente in aria al suolo in contatto
con aria fredda secca soprastante “schiacciata” da alta pressione, in presenza di sufficiente riscaldamento diurno,
l’umidità viene riassorbita dall’aria e riforma nebbia al tramonto attraverso il fenomeno inverso. In assenza di vento,
l’aria in queste condizioni può stazionare molto a lungo producendo giornalmente il ciclo suddetto, quindi la conformazione orografica può favorire o sfavorire formazione di nebbie in determinate zone (e in funzione delle stagioni).
La neve si ha quando la temperatura dell’aria è sotto lo zero e l’umidità, condensando, gela.
La grandine invece è pioggia già formata in quota che traversando strati d’aria a temperatura inferiore allo zero, ghiaccia.
4. EVOLUZIONE LOCALE
4.1. MOTO VORTICOSO DELL’ARIA
Si è detto che le masse d’aria tendono a muoversi dalle alte pressioni alle basse. Ma questo moto non può essere diretto,
per due motivi:
• la limitata e non istantanea comprimibilità dell’aria a bassa pressione “pressata” da quella in arrivo ad alta pressione, per cui non vi è un volume subito disponibile ad accogliere l’aria in arrivo (a meno che la zona di bassa pressione sia luogo di importanti correnti ascensionali, nel qual caso i fenomeni ventosi possono assumere intensità notevoli;
• per l’effetto deviante della forza di Coriolis (perpendicolare alla direzione del moto);
pertanto l’aria segue percorsi curvi “avvitandosi” intorno ai minimi e massimi di pressione. Nell’emisfero Nord la curvatura intorno alle alte pressioni è oraria (anticiclonica), quella attorno alle basse pressioni è anti-oraria (ciclonica).
Quindi le correnti non sono perpendicolari alle isobare, come si potrebbe credere, ma ruotano intersecandole con angoli
tanto minori quanto il gradiente barico è debole e tanto maggiori (verso l’ortogonalità) quanto è forte il gradiente barico: un rapido levarsi ed aumentare del vento in presenza di annuvolamento progressivo (avvicinarsi di aria instabile)
prelude a cattivo tempo, così come una veloce diminuzione della pressione, sempre in presenza di vento e formazione
di cumuli.
Al suolo la situazione è diversa a causa dell’attrito tra massa d’aria in movimento e terreno (in particolare in montagna,
ove l’attrito è assai maggiore per la conformazione accidentata del terreno): la forza resistente di attrito riduce l’effetto
6
deviante della forza di Coriolis rendendo il moto degli strati d’aria bassi più diretto dall’alta alla bassa pressione, inoltre l’aria più bassa è costretta a seguire gli accidenti orografici, per cui, in montagna al suolo, si possono avere venti la
cui direzione è molto diversa da quella generale dell’intera massa d’aria in movimento; fondamentalmente il vento si
incanala nelle valli, in particolare se i dislivelli e le pendenze ai lati della valle sono importanti; il vento si accentua sulle creste e in particolare in corrispondenza delle depressioni delle creste stesse (passi e forcelle).
Tenendo presente che l’atmosfera ha uno spessore di circa 10.000 m, si intuisce come le grandi catene montagnose
condizionino il clima, potendo deviare le correnti, frenare i venti e alterare l’umidità delle masse d’aria sopra- e sottovento (effetto Stau e Foehn; Vedi più avanti). In particolare, per l’Italia, la barriera alpina tende a bloccare e deviare
verso sud lungo la valle del Rodano al Mediterraneo le umide correnti atlantiche da NO e verso NE verso l’altipiano
svizzero quelle da E e ESE, proteggendo la pianura Padana; la barriera Appenninica blocca e incanala lungo l’Adriatico
le correnti fredde provenienti dalla Russia, proteggendo il versante tirrenico.
4.2. FRONTI
a) Quando una massa d’aria più fredda si trova al seguito di una
massa d’aria più calda, essa tende ad incunearsi sotto
quest’ultima (Vedi 1.1. a,b) spostandola violentemente verso
l’alto. Il moto ascensionale dell’aria calda genera una bassa pressione locale. La superficie di separazione delle due masse d’aria
a diversa temperatura si chiama Fronte. Si parla di Fronte
Freddo quando aria fredda si incunea sotto aria più calda. Se
l’umidità relativa è forte, nella zona a bassa pressione nei pressi del contatto tra le due masse d’aria si formano nubi a forte
sviluppo verticale che danno spesso pioggia. La bassa pressione locale ha un effetto di risucchio sull’aria fredda accelerandone l’avanzamento: i fronti freddi si spostano velocemente.
b) Quando una massa d’aria più calda si trova al seguito di una
massa d’aria più fredda, essa tende a scivolare sopra
quest’ultima (Vedi 1.1. a,b). Si parla allora di Fronte Caldo.
Se l’umidità relativa è forte, si formano nubi stratificate lungo
il piano inclinato del fronte (cirri alle quote maggiori, nembostrati a quelle inferiori).
I fronti caldi si spostano lentamente rispetto ai fronti freddi.
4.3. SERIE DI FRONTI
Nelle ondulazioni intermedie (Vedi 2.2.) si ha la formazione successiva di fronti caldi e freddi:
La diversa velocità dei fronti caldo precedente e freddo successivo genera delle componenti locali di vento che tendono
a comprimere l’ondulazione come rappresentato nella figura seguente, in alto, in pianta (con la simbologia standard di
fronte freddo e caldo) e, sotto, nel piano verticale lungo il taglio X-Y, quando il fronte freddo raggiunge quello caldo e
si forma il cosiddetto Fronte Occluso:
7
Il ciclo è quindi il seguente:
1. comparsa di Strati connessi al fronte caldo lento e che preannunciano il cattivo tempo (sicuro se la temperatura è
in aumento),
2. venti caldi (relativamente),
3. pressione in diminuzione,
4. comparsa di Nembi e/o Cumulo-nembi,
5. folate di vento laterale che preannunciano l’imminente precipitazione,
6. precipitazione (più o meno violenta e lunga),
7. venti freddi,
8. pressione in aumento e temperatura in diminuzione,
9. miglioramento.
3.5. LE BREZZE
In montagna spirano le Brezze, venti dovuti al diverso riscaldamento dell’aria da parte del terreno, il quale mantiene più
o meno a lungo il calore assorbito durante il giorno. Poiché le rocce e i terreni nudi hanno minore inerzia termica dei
terreni complessi coperti da vegetazione, si riscaldano e raffreddano più rapidamente di questi ultimi, e allora si hanno
scambi di calore attraverso lo spostamento delle masse d’aria tra le varie tipologie di terreno; siccome i terreni sono tanto più poveri di vegetazione quanto più la quota è maggiore si avranno spostamenti d’aria lungo i pendii:
NOTTE
GIORNO
freddo
caldo
freddo
caldo
3.6. STAU E FOEHN
Quando in montagna sui versanti sopravento spirano correnti umide, si hanno venti relativamente freddi con condensazione dell’umidità (Stau) che diventano relativamente caldi e più secchi (Foehn) passando ai versanti sottovento.
Se il vento in arrivo fosse perfettamente secco (umidità relativa 0%), salendo lungo il versante sopravento, l’aria si raffredderebbe al ritmo di 1°C per 100m di quota; e scendendo dall’altro versante, sottovento, si scalderebbe nella stessa
proporzione (Vedi figura qui sotto). Le due trasformazioni sono adiabatiche.
8
Se però l’aria è umida, il suo raffreddamento provoca condensazione e pioggia sul versante sopravento; la condensazione rallenta il raffreddamento al ritmo di 0,6°C per 100m, mentre sul versante opposto l’aria, ormai secca, si riscalda
al ritmo di 1°C per 100m e quindi è calda, relativamente alla partenza (a parità di quota).
Il fenomeno è più vario se l’aria non perde tutta la sua umidità prima di scavalcare la cresta, comunque sull’altro versante scende aria più calda e si ha dissolvimento più o meno intenso di nubi che dipende dalla quantità di acqua residua,
dal dislivello in discesa, dalla temperatura relativa tra i versanti (si pensi ad aria che risale un pendio in ombra a nord e
scende a sud per un pendio assolato), e altri fattori diversi.
5. CARTE METEO E BOLLETTINI
Prima di una escursione è necessario consultare i bollettini meteo regionali disponibili su Internet e le carte (o “mappe“)
meteo al suolo e in quota previste nelle 8-12-24 ore (se caso anche 48 ore o tempi più lunghi, naturalmente la fidatezza
della previsione diminuisce con la distanza temporale), anch’esse scaricabili da Internet (p.es. il sito Eurometeo); esistono anche carte della copertura nuvolosa, della piovosità, della temperatura e dei venti (direzione e intensità). Le carte
di previsione sono tracciate tramite modelli matematici basati sia sulla fisica dell’atmosfera, sia su serie storiche dei dati
quotidianamente rilevati dalla rete di stazioni meteorologiche disperse sul territorio.
Tutti i dati risultanti da queste consultazioni vanno interpretati alla luce dell’orografia locale (è molto utile informarsi
dai locali circa il microclima; agricoltori e allevatori lo conoscono bene!).
In inverno è letteralmente vitale consultare i bollettini valanghe. In particolare si prenda nota della quota dello zero termico (quota alla quale la temperatura passa per lo zero (significa che le precipitazioni possono essere nevose; ed ha importanza per la valutazione dello stato del manto nevoso), tale quota varia nell’arco della giornata in funzione della radiazione solare (ora e copertura) e della velocità delle correnti.
Le carte al suolo, riportano la pressione rappresentata dai profili delle isobare e i fronti. Le carte in quota sono a pressione costante (geopotenziale), le curve rappresentano allora le quote isobariche (punti a stessa pressione alla loro
quota; p. es. la curva ). Le carte in quota, ai fini della previsione, vanno lette in base a quanto detto nel precedente paragrafo 2.2. Molte rappresentazioni attuali, scaricabili da Internet, sfruttano i colori per fornire rappresentazioni sovrapposte (p.es. pressione al sulo, potenziale geostazionario, temperatura e direzione del vento ad una determinata quota); sono disponibili tutte le possibili combinazioni, tanto da rendere concreto il rischio di insabbiarsi nell’analisi, sommersi da una valanga di rappresentazioni che riportano in modo diverso le stesse informazioni!
9
E’ possibile scaricare anche immagini satellitari (che danno conto della copertura nuvolosa), anche con la sovrapposizione di dati e curve. Non solo, si stanno diffondendo le telecamere accessibili da Internet per vedere in tempo reale la
situazione sul posto sempre tramite Internet.
CARTA METEO – SITUAZIONE AL SUOLO (mappa UKMO)
PREVISIONE AL SUOLO (MODELLO GFS –Global Forecast System)
10
CARTA IN QUOTA, GEOPOTENZIALE A 500 HECTOPASCAL E TEMPERATURA IN QUOTA,
SOVRAPPOSTA ALLA PRESSIONE AL SUOLO (GFS General Forecasting System)
Alcuni link Internet da cui scaricare bollettini, mappe, informazioni, ecc….
http://www.meteobarzio.it/Mappe%20Meteo.htm
http://www.tempoitalia.it/previsioni/meteo/italia.html
http://www.meteoam.it/modules.php?name=catopTecnica
http://www.3bmeteo.com/
http://www.meteogiornale.it/mappe/
http://weather.unisys.com/
http://www.ecmwf.int/
http://www.wetterzentrale.de/topkarten/
http://www.dcfe.unimi.it/meteo/mappe.htm
http://www.politicheagricole.it/UCEA/Dalam/Index.htm
http://www.meteolazio.com/
http://www.meteowebcam.it/
http://digilander.libero.it/meteocastelverde/link.htm
http://www.meteo.uni-koeln.de/meteo.php?show=En_We_We
(per bollettini valanghe)
http://www.meteomont.net/
CARTA DELLA VALANGOSITA’ TRATTA
DAL BOLLETTINO METEOMONT
11
