Conservazione del momento angolare

Conservazione del momento angolare
La conservazione del momento angolare (figura 6.14) per una massa d’aria con velocità zonale u rispetto alla
superficie terrestre è
𝑎 cos 𝜑 Ω𝑎 cos 𝜑 + 𝑢 = 𝑐𝑜𝑠𝑡𝑎𝑛𝑡𝑒
Quindi una massa ferma rispetto alla superficie che si sposta dall’equatore fino alla latitudine ϕ acquisisce una
velocità 𝑢𝜑 =
sin2 𝜑
Ω𝑎 cos 𝜑
In pratica al limite settentrionale della cella di Hadley (30oN) una particella d’aria dovrebbe aver acquisito una
velocità verso est di circa 130m/s
Questo non avviene perché attriti di natura turbolenta la rallentano progressivamente fino alle velocità tipiche delle
correnti a getto dell’alta troposfera (40m/s)
Struttura generale della circolazione atmosferica
La fig.6.4 mostra la variazione con la latitudine e la quota della circolazione zonale nelle stagioni invernali
Sono evidenti due massimi, uno per ogni emisfero, collocati immediatamente sotto la tropopausa, che si
intensificano e spostano verso l’equatore nella corrispondente stagione invernale. La variazione (come
generalmente l’ampiezza delle manifestazioni del ciclo stagionale) è maggiore nell’emisfero Boreale che in quello
Australe.
Alla superfice la circolazione zonale è verso est fra i 30 e 70deg e verso ovest nella fascia equatoriale compresa fra
30S e 30N
La fig.6.5 mostra la variazione con la latitudine e con la quota della circolazione meridionale nelle stagioni
invernali (un terzo pannello ne mostra la media annuale)
A livello annuale l circolazione è dominata da due celle quasi simmetriche, ciascuna che occupa una banda
compresa fra l’equatore e i 30° , con un moto ascensionale all’equatore e due correnti discendenti ai tropici.
La media annuale risulta da due situazioni estreme, in cui la cella di hadley si attenua drammaticamente nella
corrispondente stagione estiva, mentre al contrario si estende a occupare la porzione dell’emisfero opposto fino al
tropico durante la stagione invernale
Energia di una massa d’aria e suo trasporto meridionale
L’atmosfera contiene energia in 4 forme (tabella 6.1): interna (che dipende dalla temperatura dell’aria),
potenziale (che dipende dalla quota), latente (che dipende dal contenuto di vapor acqueo) e cinetica (che
dipende dalla velocità). Quest’ultime è trascurabile.
Energia interna e potenziale sono legate fra di loro e variano in modo quasi proporzionale (nel caso di
un’atmosfera secca, idrostatica, su una superficie perfettamente piana) il rapporto E_interna/E_potenziale
vale 0.4. Il valore complessivo dell’energia latente è inferiori di un ordine di grandezza.
Ad una massa d’aria si assegna un valore di energia statica umida che deriva da ter contributi: termico,
potenziale, latente:
𝑚𝑜𝑖𝑠𝑡 𝑠𝑡𝑎𝑡𝑖 𝑒𝑛𝑒𝑟𝑔𝑦 = 𝑐𝑝 𝑇 + 𝑔𝑧 + 𝐿𝑞
La figura 6.9 mostra per l’emisfero boreale come i tre contributi (prime tre righe) e il loro totale (quarta riga)
vengano trasportati verso nord dalla circolazione media meridionale (colonna di sn) e dalle fluttuazioni
temporali e zonali (colonna di dx). In verticale sono riportati i mesi dell’anno
• La circolazione media svolge un ruolo maggioritario per tutte le componenti fino a 30N, le fluttuazioni
temporali e zonali lo svolgono nella banda fra 30N e 70N
• Il ciclo annuale della colonna di sn corrisponde alla migrazione dell’ITCZ attraverso l’equatore e al
conseguente cambiamento di segno dei trasporti
• Il ciclo annuale nella colonna di dx corrisponde all’intensificarsi dei cicloni nella stagione invernale e al
conseguente aumento dello scambi di masse fredda e calda in direzione meridionale
La figura 6.11, mostra il ruolo dominante (in percentuale ) della circolazione meridionale media (MMC) nella
fascia equatoriale dei cicloni (transient eddy) alle medie latitudini
ruolo dei diversi tipi di circolazione e della morfologia continentale nelle condizioni regionali di piovosità e aridità
Il capitolo 6.1 evidenzia alcuni elementi della circolazione generale atmosferica
- l’intensificazione della corrente a getto sottovento dell’altopiano del Tibet e delle montagne rocciose, sopra l’Oceano
Pacifico e Atlantico, rispettivamente e l’associazione con i cicloni alle medie latitudini
- l’associazione dell’ITCZ con la fascia delle basse pressioni tropicali
- Le variazioni stagionali della distribuzione delle basse pressioni, tendenzialmente sopra gli oceani in inverno e sopra i
continenti in estate, causate dalla diversa capacità termica della superficie continentali e oceaniche e la tendenza delle
basse pressioni a formarsi sopra la superficie a temperatura maggiore (questo è aa base della fenomenologia dei Monsoni)
A dimostrazione della relazione fra clima e circolazione atmosferica vengono descritti:
6.5.1. Climi monsonici con aria umida che soffia dal mare verso la terra alla fine dell’estate producendo abbondanti piogge e il
la situazione opposta alla fine dell’inverno
6.5.2 climi desertici associati a
- ramo ascendente della circolazione di Hadley nella fascia fra 10° e 40° in entrambi gli emisferi (esempio Sahara)
- collocazione sottovento di catene montuose che bloccano l’apporto di aria umida (deserti centrali del Nord America e della
Patagonia)
- Deserti costieri dove la presenza di una corrente fredda inibisce moti ascensionali e quindi la condensazione in atmosfera
6.5.3 climi midi tropicali (valori di precipitazione totale annua superiore ai 2m) causati dalla convergenza verso l’equatore di
masse d’aria umida e relativi moti ascensionali con massimi che tendono a essere marcati nell’emisfero estivo (foreste
equatoriali in Africa, Indonesia e America) e associate alla circolazione di Walker lungo l’equatore
6.5.4 regimi stagionali tropicali in cui la precipitazione è legata al massimo dell’insolazione e avviene in coincidenza al suo
passaggio sulla zona (costa dell’Africa equatoriale), ma eventualmente penalizzato dalla distanza dall’oceano (aree semiaride ai
bordi meridionali del Sahara) e caratterizzata da grande variabilità interannuale (Sahel). In queste aree esiste una retroazione
positiva per cui la diminuzione della vegetazione intensifica la diminuzione delle piogge, aumentando l’albedo della superficie