ELEMENTI DI METEOROLOGIA
La meteorologia è la scienza che, attraverso lo studio dei fattori che regolano la dinamica dell'atmosfera e dell'idrosfera, cerca di prevedere l'evoluzione del tempo e del clima su scala regionale e globale.
I fattori che condizionano la dinamica meteorologica su scala planetaria sono: l'energia radiante derivante dal Sole che è il "motore" di ogni fenomeno che si verifica nell'atmosfera, i moti della Terra che determinano l'insolazione e la forma della Terra che determina la distribuzione dei raggi solari sulle varie zone della superficie terrestre e il movimento delle masse d'aria a basse quote, infine il mare che svolge la funzione di volano termico e di trasportatore di calore.
La diversa insolazione provoca un riscaldamento differente dell'atmosfera sia a livello planetario, sia a livello locale, inoltre genera un gradiente termico. Un altro fattore importante è la disponibilità di vapore acqueo: la quantità nei bassi strati dell'atmosfera varia tantissimo; inoltre l'umidità influenza le variazioni di pressione e di temperatura.
Quindi, la componente fondamentale del pianeta Terra e di tutti i fenomeni meteorologici è l'atmosfera, e l'esperienza quotidiana ci dimostra che non si tratta di una parte "tranquilla", basti osservare le immagini dei satelliti sempre più chiare sulla sua dinamicità.
L'atmosfera terrrestre: composizione e struttura dei vari strati
L' atmosfera terrestre è un miscuglio omogeneo di gas, vapore acqueo e pulviscolo atmosferico che circonda la Terra e la accompagna nei suoi movimenti grazie alla forza di gravità.
Essa è costituita dal 78 % di azoto, dal 21 % di ossigeno, dallo 0,93 % di argo, dallo 0,03 % di biossido di carbonio e la restante percentuale da altri gas.
Tra i gas il più abbondante è l'azoto, un gas inerte nella funzione respiratoria e reagisce raramente con le rocce o con i minerali, ma è importane per la vita in quanto viene fissato dai batteri azotofissatori alle radici delle leguminose che lo utilizzano per sintetizzare composti necessari al metabolismo delle piante.
Il biossido di carbonio, anche se presente in piccolissima percentuale, viene assorbito dai vegetali per effettuare la fotosintesi clorofilliana, inoltre grazie all'effetto serra contribuisce a trattenere le radiazioni infrarosse irradiate dalla superficie terrestre. L'ossigeno è il componente più importante dell'aria ed è presente nei bassi strati sotto forma di molecola biatomica, mentre nella stratosfera, è presente come molecola triatomica cioè Ozono, in grado di assorbire parte delle radiazioni ultraviolette nocive agli esseri viventi. Infine il vapore acqueo, la cui quantità è molto variabile, diminuisce rapidamente con la quota, e resta concentrato nella bassa troposfera ed è responsabile dei fenomeni meteorologici assieme al pulviscolo atmosferico costituito da polveri, sali, pollini, e serve da nucleo di condensazione del vapore acqueo. I gas nobili ( Ar, He, Kr, Rn), sono gas presenti in piccolissima quantità e possiedono una scarsa reattività chimica.
Il biossido di carbonio, anche se presente in piccolissima percentuale, viene assorbito dai vegetali per effettuare la fotosintesi clorofilliana, inoltre grazie all'effetto serra contribuisce a trattenere le radiazioni infrarosse irradiate dalla superficie terrestre. L'ossigeno è il componente più importante dell'aria ed è presente nei bassi strati sotto forma di molecola biatomica, mentre nella stratosfera, è presente come molecola triatomica cioè Ozono, in grado di assorbire parte delle radiazioni ultraviolette nocive agli esseri viventi. Infine il vapore acqueo, la cui quantità è molto variabile, diminuisce rapidamente con la quota, e resta concentrato nella bassa troposfera ed è responsabile dei fenomeni meteorologici assieme al pulviscolo atmosferico costituito da polveri, sali, pollini, e serve da nucleo di condensazione del vapore acqueo. I gas nobili ( Ar, He, Kr, Rn), sono gas presenti in piccolissima quantità e possiedono una scarsa reattività chimica.
L'armosfera, di solito viene suddivisa in involucri concentrici, detti zone, separati da supefici di discontinuità dette pause, in cui si verificano dei cambiameti del gradiente termico. In realtà non è semplice dividere l'atmosfera in parti ben delimitate, nè precisarne l'estensione: come ogni oggetto gassoso, non esite un limite che la separi dal plasma interplanetario, nè livelli precisi che ne identifichino le parti.
Per convenzione si considera un limite esterno dellìatmosfera terrestre la distanza alla quale le molecole d'aria cesssano di subire la forza di gravità e il campo magnetico terrestre. Queste condizioni si hanno a circa 60 mila Km sull'Equatore e a circa 30 mila sui poli, ma variano in funzione del vento solare.
Le zone in cui è suddivisa l'atmosfera a partire dal suolo sono:
Troposfera: è sede dei fenomeni meteorologici ed è anche la più densa dell'atmosfera. Qui sono concentrati i 3/4 dell'intera massa gassosa e quasi tutto il vapore acqueo dell'atmosfera. L'aria della troposfera viene riscaldata e raffreddata dalla supeficie terrestre ed è per questo motivo che la temperatura diminuisce di 0,65 °C ogni 100 metri: questo valore viene detto gradiente termico verticale . A causa della rotazione terrestre, la troposferaha uno spessore di 6 -8 Km ai Poli, e di 16 - 18 all'Equatore, dove al suo limite possiamo raggiungere temperature di circa -80 °C. Fino a circa 3 Km dal suolo, l'orografia e la presenza di oceani influenzano i venti e il gradiente termico verticale: sono tipiche della troposfera le inversioni termiche dovute alla vicinanza del suolo. Esse sono più frequenti nelle zone continentali: alle alte latitudini permangono tutta la stagione invernale e ai poli le inversini termiche sono condizioni normali. Si possono verificare anche in quota per lo slittamento di una massa d'aria fredda sotto una calda o viceversa. Le inversioni sono rare oltre i 4 Km di quota dove le variazioni di temperatura non si discostano quasi dalla norma e il riscaldamento del suolo non ha più effetto. Meteorologia e climatologia si occupano proprio di fenomeni che caratterizzano questo strato dell'atmosfera.
Stratosfera: i componenti gassosi rimangono in proporzioni costanti, ma sono sempre più rarefatti; si trovano tracce di vapore acqueo che danno origini a nubi madreperlacee costituite forse da cristalli di ghiaccio. La temperatura dell'aria nella bassa stratosfera è molto bassa, ma oltre i 20 Km , sale rapidamente perchè a questa quota è presente lo strato di ozono, detto comunemente ozonosfera: in questa zona i raggi UV provocano la trasformazione dell'ossigeno molecolare in ossigeno atomico che si combina nuovamente con una molecola di ossigeno biatomico per dare origine all'ozono. Grazie a queste reazioni fotochimiche, lo strato di ozono asorbe i raggi UV impedendo loro di raggiungere la superficie terrestre. L'ozono non è una molecola stabile, e si scinde facilmente tornando a molecole biatomiche di Ossigeno. E' fondamentale per la vita, che questo equilibrio non venga alterato, per esempio dall'immissione di sostanze inquinanti che ne accelerano il processo di distruzione.
Mesosfera: si estende fino a una quota di 80 km ed è caratterizzata da un'accentuata rarefazione dei gas, e da un aumento di quelli più leggeri a discapito degli altri. In questo strato la temperatura diminuisce e raggiunge valori intorno ai - 90°C e quasi al suo limite si possono osservare le nubi nottilucenti, costituite probabilmente da cristalli di ghiaccio e polveri finissime forse derivanti dalla distruzione delle meteoriti.
Termosfera: è la zona compresa tra 80 e 600 km circa, le percentuali dei componenti gassosi variano e la densità assume valori sempre minori. La temperatura sale oltre i 1000 C, i raggi con lunghezza d'onda inferiore a 0,2 mm, pur essendo una porzione minima della radiazione solare, sono sufficienti a dare molta energia alle rare molecole di ossigeno e di azoto rimaste. A queste quote si misurano solo temperature "cinetiche" che indicano il livello di energia del moto molecolare: in un gas molto rarefatto la velocità delle molecole può essere molto elevata anche se la quantità di calore totale è molto bassa. A questa quota, perciò, la temperatura di un corpo come il termometro sarebbe piuttosto alta grazie ai raggi solari ricchi di energia, ma sempre molto inferiore agli oltre 1000 gradi del gas circostante.
Per convenzione si considera un limite esterno dellìatmosfera terrestre la distanza alla quale le molecole d'aria cesssano di subire la forza di gravità e il campo magnetico terrestre. Queste condizioni si hanno a circa 60 mila Km sull'Equatore e a circa 30 mila sui poli, ma variano in funzione del vento solare.
Le zone in cui è suddivisa l'atmosfera a partire dal suolo sono:
Troposfera: è sede dei fenomeni meteorologici ed è anche la più densa dell'atmosfera. Qui sono concentrati i 3/4 dell'intera massa gassosa e quasi tutto il vapore acqueo dell'atmosfera. L'aria della troposfera viene riscaldata e raffreddata dalla supeficie terrestre ed è per questo motivo che la temperatura diminuisce di 0,65 °C ogni 100 metri: questo valore viene detto gradiente termico verticale . A causa della rotazione terrestre, la troposferaha uno spessore di 6 -8 Km ai Poli, e di 16 - 18 all'Equatore, dove al suo limite possiamo raggiungere temperature di circa -80 °C. Fino a circa 3 Km dal suolo, l'orografia e la presenza di oceani influenzano i venti e il gradiente termico verticale: sono tipiche della troposfera le inversioni termiche dovute alla vicinanza del suolo. Esse sono più frequenti nelle zone continentali: alle alte latitudini permangono tutta la stagione invernale e ai poli le inversini termiche sono condizioni normali. Si possono verificare anche in quota per lo slittamento di una massa d'aria fredda sotto una calda o viceversa. Le inversioni sono rare oltre i 4 Km di quota dove le variazioni di temperatura non si discostano quasi dalla norma e il riscaldamento del suolo non ha più effetto. Meteorologia e climatologia si occupano proprio di fenomeni che caratterizzano questo strato dell'atmosfera.
Stratosfera: i componenti gassosi rimangono in proporzioni costanti, ma sono sempre più rarefatti; si trovano tracce di vapore acqueo che danno origini a nubi madreperlacee costituite forse da cristalli di ghiaccio. La temperatura dell'aria nella bassa stratosfera è molto bassa, ma oltre i 20 Km , sale rapidamente perchè a questa quota è presente lo strato di ozono, detto comunemente ozonosfera: in questa zona i raggi UV provocano la trasformazione dell'ossigeno molecolare in ossigeno atomico che si combina nuovamente con una molecola di ossigeno biatomico per dare origine all'ozono. Grazie a queste reazioni fotochimiche, lo strato di ozono asorbe i raggi UV impedendo loro di raggiungere la superficie terrestre. L'ozono non è una molecola stabile, e si scinde facilmente tornando a molecole biatomiche di Ossigeno. E' fondamentale per la vita, che questo equilibrio non venga alterato, per esempio dall'immissione di sostanze inquinanti che ne accelerano il processo di distruzione.
Mesosfera: si estende fino a una quota di 80 km ed è caratterizzata da un'accentuata rarefazione dei gas, e da un aumento di quelli più leggeri a discapito degli altri. In questo strato la temperatura diminuisce e raggiunge valori intorno ai - 90°C e quasi al suo limite si possono osservare le nubi nottilucenti, costituite probabilmente da cristalli di ghiaccio e polveri finissime forse derivanti dalla distruzione delle meteoriti.
Termosfera: è la zona compresa tra 80 e 600 km circa, le percentuali dei componenti gassosi variano e la densità assume valori sempre minori. La temperatura sale oltre i 1000 C, i raggi con lunghezza d'onda inferiore a 0,2 mm, pur essendo una porzione minima della radiazione solare, sono sufficienti a dare molta energia alle rare molecole di ossigeno e di azoto rimaste. A queste quote si misurano solo temperature "cinetiche" che indicano il livello di energia del moto molecolare: in un gas molto rarefatto la velocità delle molecole può essere molto elevata anche se la quantità di calore totale è molto bassa. A questa quota, perciò, la temperatura di un corpo come il termometro sarebbe piuttosto alta grazie ai raggi solari ricchi di energia, ma sempre molto inferiore agli oltre 1000 gradi del gas circostante.
Questa zona è anche chiamata ionosfera, perché buona parte dei gas subisce una
Ionizzazione da parte delle radiazioni solari ad alta energia. Ciò porta a latitudini di 65º N e S la formazione di fenomeni luminosi noti come aurore polari, causate dal' interazione tra il vento solare e le fasce di Van Allen; la fascia più interna è ricca di protoni, mentre la più esterna è costituita da elettroni. Entrambe si muovono ad altissima velocità lungo le linee di forza del campo magnetico e, durante i massimi di attività solare "traboccano" alle alte latitudini in direzione dei poli magnetici.
Esosfera: è la parte più esterna dell'atmosfera e la meno conosciuta, manca di un limite superiore e sfuma fino a confondersi con il vento solare; la temperatura cinetica dei gas tende ad aumentare e prevalgono atomi di elio e, più esternamente atomi di idrogeno. Se la velocità delle particelle rimane inferiore alla "velocità di fuga", essse percorrono orbite ellittiche e possono allontanarsi e rientrare, ma se la loro velocità è maggiore sfuggono definitivamente. La zona dove gli aotmi sono ormai fuori dal campo gravitazionale, viene chiamata frangia dell'atmosfera; in genere si estende fino a circa 2500 Km; inoltre l'involucro dell'atmosfera non è perfettamente sferico, dagli strati più esterni una parte dei gas rarefatti dà origine a una forma di goccia o coda verso la parte non illuminata della superficie terrestre a causa dell'interazione con il vento solare. Effetto serra e bilancio termico (vedi post "Questo pazzo clima")
La pressione atmosferica e i venti
La pressione atmosferica è la forza esercitata da una colonna d'aria sull'unità di superficie. Viene definita pressione normale quella misurata a livello del mare, a 0°C e latitudine 45°, equivalente al peso di una colonnina di Hg alta 760 mm, con una sezione di un cm quadrato.
Nel sistema Internazionale, l'unità di misura della pressione atmosferica è il Pascal, ma in meteorologia viene anche usato il millibar:
1 atm = 760 mm Hg = 1013 millibar = 1013 hPa
Lo strumento utilizzato per misurare la pressione atmosferica è il barometro, ideato da Torricelli nel 1643; oltre ai barometri a mercurio, sono diffusi i barometri aneroidi (senza liquido), nei quali la pressione viene misurata dalla deformazione elastica che essa produce sulle pareti di un recipiente di metallo entro cui è stato fatto il vuoto. Per la registrazione continua della pressione si usano particorari barometri, chiamati barografi. Registrando la pressione con questi ultimi, si può notare che in ogni luogo della Terra la pressione atmosferica è soggetta a variazioni periodiche e occasionali, che dipendono dall'altitudine, dalla temperatura e dall'umidità dell'aria.
- La pressione dipende principalente dall'altitudine: elevandosi dal livello del mare, decresce il peso della massa d'aria sovrastante; tale diminuzione però non è costante: è più accentuata nei bassi strati dell'atmosfera, più densi e quindi più pesanti e più lentamente negli strati superiori, in generale la pressione atmosferica si dimezza ogni 5000 m di quota.
- La pressione diminuisce all'aumentare della temperatura; con il riscaldamento l'aria si dilata, diventa meno densa ed esercita una pressione minore. Al contrario, con il raffreddamento l'aria subisce una contrazione diventando più densa e pesante e, tende a portarsi verso il basso.
- La pressione inoltre diminuisce con l'aumentare dell'umidità: nell'aria secca sono presenti prevalentemente molecole di Ossigeno e Azoto, in un uguale volume di aria umida, sono presenti anche molecole d'acqua che hanno una massa inferiore; quindi quanto più elevata è la percentuale di umidità, tanto minore sarà la pressione atmosferica esercitata sull'unità di superficie.
Le carte delle isobare permettono l'identificazione di aree cicloniche e aree anticicloniche: le prime sono caratterizzate da P minore rispetto ai valori normali e nelle quali i valori della P diminuiscono verso le isobare più interne; nelle zone anticicloniche invece i valori aumentano dalle isobare più eterne a quelle più interne.
Dove le isobare sono molto vicine la pressione cambia rapidamente, dove sono più distanziate, le variazioni bariche sono meno accentuate. Un' esatta valutazione di tali variazioni si ottiene considerando il gradiente barico orizzontale, che è il rapporto tra la differenza di pressione te due punti e la distanza che li separa.
Le differenze nella distribuzione orizzontale della pressione causano spostamenti d'aria che tendono a ristabilire l'equilibrio barico, esplicando anche la funzione di trasporto di calore; questi movimenti d'aria sono i venti. Essi non soffiano perpendicolarmente alle isobare, in quanto sono influenzati dalla Forza di Coriolis, la quale fa deviare i venti verso destra nell'emisfero boreale e verso sinistra in quello australe. Il flusso d'aria quindi esce dalle zone di alta pressione in senso orario nel nostro emisfero ed entra nella zone di bassa pressione in senso antiorario.
I venti assumono spesso il nome della località in cui spirano, la direzione viene indicata con i punti cardinali di provenienza ed è fornita dalle banderuole. La velocità dei venti è tanto più elevata quanto maggiore è la differenza di pressione che li ha generati. La velocità si esprime in Km /h o in nodi (miglia marine all'ora) e viene misurata per mezzo degli anemometri.
Circolazione generale dell'atmosfera
Studiando l'andamento generale della pressione atmosferica e dei venti sulla superficie terrestre, dobbiamo distingure tra ciò che accade nella bassa troposfera, dove la circolazione delle masse d'aria è influenzata dalla presenza di mari, terre emerse e rileivi e, quanto si verifica nella parti più alte, dove questi fattori si risentono in modo trascurabile.
Al suolo, simmetricamente rispetto all'Equatore, si distinguono zone di alta e bassa pressione, in particolare troviamo due zone di alta pressione polare, due zone di basse pressioni subpolari (situate alle latitudini dei circoli polari), due zone di alte pressioni subtropicali ed infine la zona delle basse pressioni equatoriali.
Circolazione generale dell'atmosfera
Studiando l'andamento generale della pressione atmosferica e dei venti sulla superficie terrestre, dobbiamo distingure tra ciò che accade nella bassa troposfera, dove la circolazione delle masse d'aria è influenzata dalla presenza di mari, terre emerse e rileivi e, quanto si verifica nella parti più alte, dove questi fattori si risentono in modo trascurabile.
Al suolo, simmetricamente rispetto all'Equatore, si distinguono zone di alta e bassa pressione, in particolare troviamo due zone di alta pressione polare, due zone di basse pressioni subpolari (situate alle latitudini dei circoli polari), due zone di alte pressioni subtropicali ed infine la zona delle basse pressioni equatoriali.
La distribuzione delle zone di alta e bassa pressione, fa sì che si possano distinguere tre diversi sistemi di venti costanti, la cui direzione è influenzata dalla Forza di Coriolis. essi spirano tutto l'anno nella stessa direzione e vengono classificati in: alisei, venti occidentali e venti polari.
Le teorie classiche propongono l' esistenza di tre celle convettive per ogni emisfero: la cella di Hadley, la cella temperata e la cella polare.
La cella di Hadley prende il nome dal suo scopritore il quale si limitò a descrivere la circolazione tropicale realizzando il modello di cella più semplice: l'energia solare che ogni giorno giunge all'Equatore riscalda enormi masse d'aria che si dilatano e si solevano cariche di vapore; in quota la colonna d'aria si raffredda, il vapore condensa dando origine alle piogge torrenziali tipiche dei climi equatoriali. Giunta in quota, l'aria ormai secca, si sposta verso i tropici dissipando lentamente il calore e, giunta ai tropici ha una temperatura molto più bassa e una densità maggiore che la fa scendere progessivamente. Scendendo si comprime e si riscalda causando classico clima secco tropicale. Una volta a bassa quota, l' aria è richiamata verso l'Equatore dal riscaldamento che luogo lungo le zone equatoriali e il ciclo ricomincia. La cella di Hadley è un moto convettivo che non si interrompe mai compresa tra i tropici e l'Equatore.
La cella di Ferrel fu descritta nel 1865 da Ferrel il quale aveva adattato il modello di Hadley alle latitudini medio - alte: egli propose che non tutta l'aria che dai Tropici torna al suolo inverte la rotta per fluire verso l'Equatore, ma in parte prosegue verso i Poli innescando un nuovo movimento convettivo che raggiunge i 60° di latitudine; qui l'aria più calda entra in contatto con quella più fredda proveniente dai Poli che la spinge in quota e di qui torna a latitudini più basse scendendo al suolo in prossimità dei Tropici. A differenza della cella di Hadley, questa non è una cella convettiva vera e propria e il suo percorso non è stabile; alle medie latitudini, infatti, il riscaldamento non è costante e le correnti d'aria sono continuamente deviate; questo modello è realistico solo in linea di massima, infatti masse d'aria più fresca e umida possono derivare anche dalle correnti tropicali che passano sulla superficie marina, e masse d'aria più secche possono derivare da correnti polari che passano sui continenti. Quindi la circolazione della cella di Ferrel prevede, l'incontro tra masse d'aria con caratteristiche diverse che interagendo fra loro danno origine alle perturbazioni atmosferiche.
La cella Polare si genera a causa delle basse temperature presenti sulle calotte polari, l'aria diventa densa e scivola verso latitudini inferiori; dove, a contatto con la cella di Ferrel si riscalda e si espande in quota invertendo il moto. Questa cella è regolare come quella di Hadley, il clima è stabile e caratterizzato da basse temperature e basissima umidità, che ostacolano le prepcipitazioni atmosferiche; le nevicate sono molto rare e si accumulano al suolo per anni. La situazione cambia al limite della cella di Ferrel dove le precipitazioni nevose sono frequenti in quanto le masse d'aria si sono riscaldate e caricate di vapore, salendo in quota giungono al punto di rugiada, condensano e scaricano l'umidità sotto forma di precipitazioni atmosferiche.
La circolazione dell'alta troposfera assume caratteri diversi da quella al suolo, in quanto viene a mancare l'azione frenante dell'attrito causato all'orografia, questo porta ad un aumento della velocità dei venti e si invertono le condizioni bariche intorno ai 5000 metri. Si generano flussi d'aria diretti dall'Equatore verso i poli; la rotazione terrestre devia questi flussi, trasformandoli in venti occidentali che si muovono da Ovest verso Est. In alta quota quindi, la circolazione generale si svolge secondo l'andamento dei paralleli.
La moderna meteorologia ha accertato che oltre ai 5000 metri di quota, in entrambi gli emisferi, scorrono dei venti occidentali con velocità che può raggiungere i 500 Km / h chiamati correnti a getto (o jet streem). Si è anche costatata la presenza di una corrente occidentale equatoriale, che scorre durante tutto l'anno dall'Africa occidentale al Pacifico.
Le correnti a getto sono considerate dei veri e propri "fiumi d'aria" , che circolano sinuosamente intorno al globo, mantenendo il loro asse ad una quota di circa 12 Km. In ogni emisfero si origina una corrente a getto subtropicale ed una corrente a getto del fronte polare.
Studiando le jet screem che soffiano ad alta velocità, al confine con la cella di Hadley e di Ferrel, Rossby osservò che ogni tanto subiscono dei rallentamenti. Quando una massa d'aria perde velocità comincia a ondeggiare: egli osservò lo sviluppo di onde che, con un ciclo evolutivo di 5/6 giorni, crescevano di ampiezza e frequenza e poi si annullavano. Queste onde si formano con una precisa successione di tempi e si estendono dai 30 ai 60 gradi di latitudine. Questa dinamica provoca un trasferimento di energia dalle basse alle alte latitudini soprattutto per il distaccarsi di sacche d'aria tipiche delle correnti d'alta quota e, formano delle Anse profonde fino a quote più basse che, rompendosi, creano zone di alta pressione alle alte latitudini e zone di bassa pressione a latitudini inferiori.
- Alisei: sono venti che spirano da NE nell'emisfero boreale e da SE nell'emisfero australe, convergono nella zona delle basse pressioni equatoriali, la loro velocità è di circa 20 Km/h. La convergenza degli alisei deli oppposti emisferi provoca la formazione di correnti d'aria ascendenti detta zona delle calme equatoriali.
- Venti occidentali: soffiano dalle zone di alta pressione subtropicali, verso le zone di basssa pressione subpolari, latitudine N e S. I venti occidentali hanno un diverso comportamento nei due emisferi; questo dipende dal fatto che nel nostro emisfero è situata la maggior parte di terre emerse, quindi subiscono l'attrito con il suolo e i rilievi; nell'emisfero neridionale, invece sono molto intensi, in quanto sono presenti solo oceani. In realtà questi venti sono sono poco regolari per direzione e velocità soprattutto nell'emisfero settentironale, dove portano aria calda e umida sulle coste occidentali dei continenti, spingendosi anche all'interno.
- Venti polari: che provengono dalle zone di alta presione polare e convergono con le pbasse pressioni subpolari e risentono dell'attrito con la superficie terrestre. sono venti poco conosciuti che portano aria fredda fino alle regioni temperate e, nella zon di convergenza con correnti d'aria calda portano alla formazione di estese perturbazioni atmosferiche.
Le teorie classiche propongono l' esistenza di tre celle convettive per ogni emisfero: la cella di Hadley, la cella temperata e la cella polare.
La cella di Hadley prende il nome dal suo scopritore il quale si limitò a descrivere la circolazione tropicale realizzando il modello di cella più semplice: l'energia solare che ogni giorno giunge all'Equatore riscalda enormi masse d'aria che si dilatano e si solevano cariche di vapore; in quota la colonna d'aria si raffredda, il vapore condensa dando origine alle piogge torrenziali tipiche dei climi equatoriali. Giunta in quota, l'aria ormai secca, si sposta verso i tropici dissipando lentamente il calore e, giunta ai tropici ha una temperatura molto più bassa e una densità maggiore che la fa scendere progessivamente. Scendendo si comprime e si riscalda causando classico clima secco tropicale. Una volta a bassa quota, l' aria è richiamata verso l'Equatore dal riscaldamento che luogo lungo le zone equatoriali e il ciclo ricomincia. La cella di Hadley è un moto convettivo che non si interrompe mai compresa tra i tropici e l'Equatore.
La cella di Ferrel fu descritta nel 1865 da Ferrel il quale aveva adattato il modello di Hadley alle latitudini medio - alte: egli propose che non tutta l'aria che dai Tropici torna al suolo inverte la rotta per fluire verso l'Equatore, ma in parte prosegue verso i Poli innescando un nuovo movimento convettivo che raggiunge i 60° di latitudine; qui l'aria più calda entra in contatto con quella più fredda proveniente dai Poli che la spinge in quota e di qui torna a latitudini più basse scendendo al suolo in prossimità dei Tropici. A differenza della cella di Hadley, questa non è una cella convettiva vera e propria e il suo percorso non è stabile; alle medie latitudini, infatti, il riscaldamento non è costante e le correnti d'aria sono continuamente deviate; questo modello è realistico solo in linea di massima, infatti masse d'aria più fresca e umida possono derivare anche dalle correnti tropicali che passano sulla superficie marina, e masse d'aria più secche possono derivare da correnti polari che passano sui continenti. Quindi la circolazione della cella di Ferrel prevede, l'incontro tra masse d'aria con caratteristiche diverse che interagendo fra loro danno origine alle perturbazioni atmosferiche.
La cella Polare si genera a causa delle basse temperature presenti sulle calotte polari, l'aria diventa densa e scivola verso latitudini inferiori; dove, a contatto con la cella di Ferrel si riscalda e si espande in quota invertendo il moto. Questa cella è regolare come quella di Hadley, il clima è stabile e caratterizzato da basse temperature e basissima umidità, che ostacolano le prepcipitazioni atmosferiche; le nevicate sono molto rare e si accumulano al suolo per anni. La situazione cambia al limite della cella di Ferrel dove le precipitazioni nevose sono frequenti in quanto le masse d'aria si sono riscaldate e caricate di vapore, salendo in quota giungono al punto di rugiada, condensano e scaricano l'umidità sotto forma di precipitazioni atmosferiche.
La circolazione dell'alta troposfera assume caratteri diversi da quella al suolo, in quanto viene a mancare l'azione frenante dell'attrito causato all'orografia, questo porta ad un aumento della velocità dei venti e si invertono le condizioni bariche intorno ai 5000 metri. Si generano flussi d'aria diretti dall'Equatore verso i poli; la rotazione terrestre devia questi flussi, trasformandoli in venti occidentali che si muovono da Ovest verso Est. In alta quota quindi, la circolazione generale si svolge secondo l'andamento dei paralleli.
La moderna meteorologia ha accertato che oltre ai 5000 metri di quota, in entrambi gli emisferi, scorrono dei venti occidentali con velocità che può raggiungere i 500 Km / h chiamati correnti a getto (o jet streem). Si è anche costatata la presenza di una corrente occidentale equatoriale, che scorre durante tutto l'anno dall'Africa occidentale al Pacifico.
Le correnti a getto sono considerate dei veri e propri "fiumi d'aria" , che circolano sinuosamente intorno al globo, mantenendo il loro asse ad una quota di circa 12 Km. In ogni emisfero si origina una corrente a getto subtropicale ed una corrente a getto del fronte polare.
Studiando le jet screem che soffiano ad alta velocità, al confine con la cella di Hadley e di Ferrel, Rossby osservò che ogni tanto subiscono dei rallentamenti. Quando una massa d'aria perde velocità comincia a ondeggiare: egli osservò lo sviluppo di onde che, con un ciclo evolutivo di 5/6 giorni, crescevano di ampiezza e frequenza e poi si annullavano. Queste onde si formano con una precisa successione di tempi e si estendono dai 30 ai 60 gradi di latitudine. Questa dinamica provoca un trasferimento di energia dalle basse alle alte latitudini soprattutto per il distaccarsi di sacche d'aria tipiche delle correnti d'alta quota e, formano delle Anse profonde fino a quote più basse che, rompendosi, creano zone di alta pressione alle alte latitudini e zone di bassa pressione a latitudini inferiori.
Monsoni brezze e venti locali
I Monsoni sono venti "periodici" che spirano nella stessa direzione e che, a intervalli regolari cambiano il senso di provenienza.
I Monsoni sono tipici delle regioni tropicali è interessano le regioni indiane e il sud-est-asiatico. Durante la stagione estiva, enormi masse d'aria umida si spostano dal mare verso il continente. L 'aria spinta in quota dai massicci himalayani, perde l'enorme carico di umidità portando precipitazioni torrenziali. Nella stagione invernale, le masse d'aria secca si spostano dalle pianure asiatiche verso l'oceano. Oggi i monsoni sono considerati come variazioni stagionali della corrente a getto subtropicale; sono molto intensi e vengono deviati dalla rotazione terrestre. Nell'emisfero sud sono quasi assenti in quanto mancano le masse continentali che influenzano tale circolazione atmosferica.
Le Brezze sono venti periodici che viariano direzione, intensità e velocità influenzati dalla conformazione del suolo. Le brezze variano con ciclo giornaliero e il verso cambia ogni dodici ore. I principali tipi di brezze sono quelle di mare e di terra, di monte e di valle, e di lago e di riva.
Le brezze di mare e di terra si originano a causa della differenza del calore specifico, infatti una massa d'acqua si riscalda molto più lentamente rispetto alla terraferma è così l'aria presente sopra una difesa d'acqua si scalda o si raffredda più lentamente di quella presente sulla superficie terrestre. Questa variazione ha un ciclo diurno è lungo le coste marine o lacustri si traduce in una particolare circolazione. Durante il giorno la terraferma e l'aria si riscaldano più rapidamente dell'acqua; si origina così una zona di bassa pressione, sull'acqua invece l'aria più fresca forma una zona di l'età pressione che genera la brezza di mare che si avverte fino a 30 Km circa dalla costa.
Durante la notte il suolo perde calore,così sulla terraferma si origina una zona di alta pressione che genera la brezza di terra.
Le brezze di lago e di riva hanno lo stesso comportamento, mentre quelle di monte e di valle si originano a causa del contrasto termico esistente tra le valli, ricche di vegetazione, e le pendici dei monti: i venti che si originano di giorno spirano dalla valle verso le alture, mentre di notte dalle pendici verso la valle.
Un vento particolare e' il föhn tipico di tutte le regioni pedemontane. Quando una massa d'aria umida risale ungo un versante, l'aria si raffredda e giunge al punto di rugiada condensando, e dà' origine ad abbondanti piogge. Superato lo spartiacque, si fa man mano più secco ed è costretto a scendere, comprimendosi adiabaticamente e riscaldandosi. Esso può causare lo scioglimento repentino delle nevi e talvolta causare slavine.
Umidità dell'aria
Il vapore acqueo, pur essendo in quantità molto variabile, è uno dei componenti più importanti dell'atmosfera. Proviene principalmente dall'evaporazione delle distese oceaniche, ma anche da laghi, corsi d'acqua e in piccola percentuale dalla traspirazione delle piante.
L'evaporazione aumenta all'aumentare della temperatura ed è favorita dalla presenza di vento e da aria secca; la traspirazione invece è Influenzata dal' insolazione e si verifica solo durante il di'.
L'umidità viene misurata con l'igrometro che è uno strumento che sfrutta le caratteristiche della materia: ad esempio l'igrometro a capello si basa sulla proprietà igroscopica dei capelli che cambiano lunghezza con l'umidità dell'ambiente circostante.
L'umidità assoluta è la quantità in grammi di vapore acqueo contenuta in un metro cubo d'aria; è massima nelle regioni equatoriali, dove l'evaporazione è più intensa, ed è minima nelle regioni polari . Essa può variare da luogo a luogo, ma non può assumere qualunque valore, infatti per ogni temperatura, esiste una quantità massima di vapore acqueo che un volume d'aria può contenere.La quantità massima espressa in grammi di vaporeche può essere contenuta in un mero cubo d'aria ad una determinata temperatura, viene definita limite di saturazione. Questo valore cresce all'aumentare della temperatura: l'aria calda contiene più vapore acqueo dell'aria fredda.
L'umidità relativa è il rapporto tra l'umidità assoluta e il limite di saturazione dell'aria ad una determinata temperatura. Questo rapporto si esprime in percentuale, quindi l'aria è satura di vapore quando l'umidità relativa è pari al 100% . L'midità relativa varia da luogo a luogo e anche nella stessa località , varia con l'evaporazione e con la temperatura.
Se il vapore presente nell'aria rimane costante, un aumento della temperatura fa diminire l'umidità assoluta, mentre una diminuzione della temperatura ne provoca un aumento.
I valori medi più bassi di umidità relativa si misurano nelle regioni desertiche tropicali, mentre i valori massimi si registrano durante l'inverno delle regioni temperate costiere alle medie latitudini.
Le nubi e le precipitazioni
Quando l'aria è satura di vapore acqueo, ogni eccesso deve esere eliminato, ciò avviene attraverso la condensazione cioè il passaggio dell'acqua dallo stato aeriforme a quello liquido, oppure attraverso la sublimazione che consiste nel passagio diretto dallo stato aeriforme allo stato solido, quando la temperatura è molto bassa. La consensazione dà luogo a manifestazioni diverse, a seconda se avviene in prossimità del suolo o in quota.
Nel primo caso, quando uno strato d'aria umida si rova a contatto con una superficie fredda e la temperatura raggiunge il punto di rugiada si origina la nebbia.
L'umidità assoluta è la quantità in grammi di vapore acqueo contenuta in un metro cubo d'aria; è massima nelle regioni equatoriali, dove l'evaporazione è più intensa, ed è minima nelle regioni polari . Essa può variare da luogo a luogo, ma non può assumere qualunque valore, infatti per ogni temperatura, esiste una quantità massima di vapore acqueo che un volume d'aria può contenere.La quantità massima espressa in grammi di vaporeche può essere contenuta in un mero cubo d'aria ad una determinata temperatura, viene definita limite di saturazione. Questo valore cresce all'aumentare della temperatura: l'aria calda contiene più vapore acqueo dell'aria fredda.
L'umidità relativa è il rapporto tra l'umidità assoluta e il limite di saturazione dell'aria ad una determinata temperatura. Questo rapporto si esprime in percentuale, quindi l'aria è satura di vapore quando l'umidità relativa è pari al 100% . L'midità relativa varia da luogo a luogo e anche nella stessa località , varia con l'evaporazione e con la temperatura.
Se il vapore presente nell'aria rimane costante, un aumento della temperatura fa diminire l'umidità assoluta, mentre una diminuzione della temperatura ne provoca un aumento.
I valori medi più bassi di umidità relativa si misurano nelle regioni desertiche tropicali, mentre i valori massimi si registrano durante l'inverno delle regioni temperate costiere alle medie latitudini.
Le nubi e le precipitazioni
Quando l'aria è satura di vapore acqueo, ogni eccesso deve esere eliminato, ciò avviene attraverso la condensazione cioè il passaggio dell'acqua dallo stato aeriforme a quello liquido, oppure attraverso la sublimazione che consiste nel passagio diretto dallo stato aeriforme allo stato solido, quando la temperatura è molto bassa. La consensazione dà luogo a manifestazioni diverse, a seconda se avviene in prossimità del suolo o in quota.
Nel primo caso, quando uno strato d'aria umida si rova a contatto con una superficie fredda e la temperatura raggiunge il punto di rugiada si origina la nebbia.
la nebbia è costituita da goccioline d'acqua sospese nell'aria satura di vapore e si forma in seguito alla condensazione dell'umidità presente nell'atmosfera in vicinanza del suolo.Un banco di nebbia contiene meno acqua di una nube, in quanto le goccioline hanno dimensioni inferiori e sono più rarefatte. e la densità è ancor più ridotta in caso di foschia. le nebbie vengono distinte in due tipi:
- nebbie di irraggiamento: si formano di notte quano, in assenza di vento, la temperatura del suolo diminuisce bruscamente e causa un graduale raffreddamento dell'aria, fino a quando viene raggiunto il punto di rugiada. Queste nebbie sono tipiche delle zone in cui sono presenti bacini d'acqua, fitta vegetazione che, per traspirazionme arricchiscono l'aria di umidità. Le nebbie della Pianura Padana hanno questa origine.Si parla di nebbie calde, se la temperatura è superiore agli 0°C, di nebbie fredde, se la temperatura è sotto lo zero ( queste nebbie sono in ogni caso costituite da goccioline d'acqua a causa del fenomeno della sopraffusione)
- nebbie di avvezione: si originano quando il vento porta una massa d'aria calda e umida sopra un suolo freddo; l'aria si raffredda e il vapore condensa; sono nebbie di avvezione quelle che si formano sul Mare dell Nord, in seguito all'arrivo di aria calda da latitudini inferiori. Anche nelle zone tropicali si può formare la nebbia se la temperatura si abassa a causa di aria di origine artica:
Se la condensazione avviene in quota si formano le nubi, costituite da goccioline d'acqua condensate attorno al pulviscolo atmosferico (costituito da particelle piccolissime di cloruro di sodio, acido solforico, polveri di carbone, pollini) e rimangono sospese nell'aria, assieme ad aghetti di ghiaccio che si formano a temeprature inferiori a 0°C. Le nubi non sono masse d'aria inerti, ma si dissolvono e si riformano in continuazione.
Le nubi vengono classificate in base alla quota in nubi basse fino ai 2000 m di quota; in nubi medie tra i 2000 e i 6000 m di quota, nubi alte al di sopra dei 6000 m di quota. un'altra categoria di nubi sono quelle a sviluppo verticale (cumulonembi) le quali hanno la base a quote basse, si estendono fino ad alte quote ed hanno un aspetto cumuliforme.
Quando le goccioline d'acqua, o i cristalli di ghiaccio, raggiungono dimensioni tali da non peter più essere sostenute dall'aria, allora hanno luogo le precipitazioni. Queste non si originano in tutti i tipi di nubi, ma solamente da quelle a sviluppo verticale, costituite da particelle d'acqua e di ghiaccio.
Le precipitazioni più comuni e più frequenti sono rappresentate dalla pioggia; le minuscole gocce d'acqua, urtandosi tra loro, per il fenomeno della coalescenza, si accrescono fino a quando non diventano gocce di pioggia. Ovviamente le gocce non giungono tutte al suolo, se le dimensioni sono inferiori agli 0,06 mm in presenza di vento, queste non ce la fanno a cadere; le dimensioni più comuni di una goccia d'acqua sono intorno ai 3 - 6 mm; se le gocce superano gli 8 mm vengono distrutte dall'attrito con l'aria.
Se la temperatura negli strati inferiori dell'atmosfera è al di sotto degli 0°C, i cristalli di ghiaccio non fondono e possono aggregarsi formando i fiocchi di neve.
I fiocchi di neve mantengono sempre una simmetria
esagonale, come il reticolo cristallino del ghiaccio.
La grandine, infine, può essere considerata come un fenomeno sporadico, connesso con le nubi temporalesche e si origina nei cumulonembi.
I chicchi di grandine si formano a causa dei moti convettivi che portano le goccioline d'acqua sopraffuse verso la parte alta del cumulonembo. Qui a causa delle basse temperature congelano, e ritornano alla base della nube, dove si ricopre di altra acqua, viene riportato in quota e gela. Questo fenomeno si ripete più volte dino a quando il chicco ha raggiunto massa tale da precipitare verso il suolo. I chicchi di grandine hanno dimensioni che vanno dai 5 mm ai 5 cm e sono caratteriszzati dalla caratteristica statificazione alternata da ghiaccio traspèarente a ghiaccio lattiginoso che li rende opachi.
La grandine spesso produce gravi danni alla colture; per questo motivo gli scienziati hanno cercato di impedire la formazione di granuli di grandi dimensioni atraverso l'inseminazione delle nubi con cristalli di ioduro d'argento (che servono da nuclei di consensazione), in modo da renderei chicchi di minori dimensioni, ma questo metodo non ha avuto successo.
Le perturbazioni atmosferiche
Le ossevazioni strumentali compiute a scala globale, hanno dimostrato che il tempo atmosferico non cambia in maniera disordinata, ma è possibile riconoscerne i vari tipi che si ripetono più o meno con le stesse modalità; essi sono regolati dalle aree di alta e bassa pressione. Si è inoltre constatato che, accanto alle alte o basse pressioni srtagionali, esisotno anticicloni o cicloni temporanei che permangono solo alcuni giorni cambiando la loro posizione e la loro struttura di ora in ora. In particolare, i cicloni temporanei danno luogo a forti venti e a moti ascendenti d'aria con conseguente raffreddamento, formazione di nubi e precipitazioni; quindi possono essere considerati come perturbazioni atmosferiche. Secondo le moderne teorie, le più importanti perturbazioni sono i: cicloni tropicali e i cicloni extratropicali. Qui tratteremo in particolare i cicloni extratropicali che sono caratteristici delle medie latitudini.
I cicloni extratropicali
Le perturbazioni atmosferiche che interessano le nostre latitudini, sono molto meno violente, ma più diffuse dei cicloni tropicali; e ad esse è legato il tempo nelle nostre regioni. La loro formazione è dovuta all'incontro tra masse d'aria con caratteristiche diverse :quando esse si incontrano, si forma una stretta fascia di transizione in cui temperatura ed umidità variano rapidamente; questa fascia interseca la superficie terrestre secondo una linea curva e irregolare detta fronte. I fronti possono essere classificati in freddi, caldi ed occlusi.
Le perturbazioni atmosferiche che interessano le nostre latitudini, sono molto meno violente, ma più diffuse dei cicloni tropicali; e ad esse è legato il tempo nelle nostre regioni. La loro formazione è dovuta all'incontro tra masse d'aria con caratteristiche diverse :quando esse si incontrano, si forma una stretta fascia di transizione in cui temperatura ed umidità variano rapidamente; questa fascia interseca la superficie terrestre secondo una linea curva e irregolare detta fronte. I fronti possono essere classificati in freddi, caldi ed occlusi.
Un fronte freddo si origina quando una massa d'aria fredda occupa una zona in cui si trovava precedentemente aria calda. Quella fredda, in rapido avanzamento e più densa, si incunea sotto quella calda che è costretta a salire in quota raffreddandosi velocemente, il vapore acqueo in essa contenuto si condensa in nubi cumuliformi che danno origine a precipitazioni temporalesche e, la temperatura al suolo diminuisce.
Un fronte caldo si origina quando una massa d'aria calda in avanzamento sostituisce, su una porzione di territorio, l'aria fredda che da esso si sta ritirando. L'aria calda meno densa, scorre sopra a quella fredda lungo una superficie poco inclinata, raffreddandosi lentamente: il vapore condensa in nubi stratificate che possono dare origine a deboli piogge e la temepratura al suolo aumenta.
Un fronte occluso si origina quando un fronte freddo più veloce, raggiunge un fronte caldo più lento che lo precede: l'aria calda viene sollevata e privata del contatto con il suolo con conseguente diminuzione della temperatura. Le cartteristiche di un fronte occluso sono miste, poichè ci sono due superfici forntali, tra l'aria calda e le due masse d'aria fredda sottostanti, una quasi verticale e l'altra inclinata; si formeranno quindi nella prima nubi cumuliformi e piogge persistenti, mentre nella seconda nubi stratificate e piogge deboli.
Secondo questa teoria, le perturbazioni alle medie latitudini derivano dall'incontro, tra masse d'aria di origine tropicale e masse d'aria fredda di origine polare. Di solito l'incontro avviene sugli oceani creando vaste aree depressionarie, il cui movimento assume un andamento rotatorio.
All'inizio del processo, le correnti fredde e quelle calde scorrono parallelamente lungo un fronte stazionario; nel fronte si origina una lieve ondulazione che si amplia fino a diventare una grande saccatura. In seguito so formano un fronte caldo, prodotto dall'aria tropicale che si muove verso N-E, e un fornte freddo, prodotto dall'aria polare che si sposta verso S-E; i fronti assumono un movimento rotatorio in senso antiorario a causa della Forza di Coriolis, e si formano due sistemi frontali che producono precipitazioni. Il fronte freddo, più veloce raggiunge il fronte occluso con aria fredda al suolo e aria calda in quota e si scaricano gli ultimi residui
di umidità. Le masse d'aria perdono il movimento rotatorio e il fronte occluso diventa stazionario e si ripristinano le condizioni di bel tempo.
La scoperta delle correnti a getto ha portato all'elaborazione di nuove ipotesi sull'origine dei vortici depressionari, che si originerebbero da saccature che si formano quando queste correnti perdono velocità e si muovono in modo ondulato spostando verso Nord aria calda che entra a contatto con il fornte polare (onde di Rossby).
Un fronte caldo si origina quando una massa d'aria calda in avanzamento sostituisce, su una porzione di territorio, l'aria fredda che da esso si sta ritirando. L'aria calda meno densa, scorre sopra a quella fredda lungo una superficie poco inclinata, raffreddandosi lentamente: il vapore condensa in nubi stratificate che possono dare origine a deboli piogge e la temepratura al suolo aumenta.
Un fronte occluso si origina quando un fronte freddo più veloce, raggiunge un fronte caldo più lento che lo precede: l'aria calda viene sollevata e privata del contatto con il suolo con conseguente diminuzione della temperatura. Le cartteristiche di un fronte occluso sono miste, poichè ci sono due superfici forntali, tra l'aria calda e le due masse d'aria fredda sottostanti, una quasi verticale e l'altra inclinata; si formeranno quindi nella prima nubi cumuliformi e piogge persistenti, mentre nella seconda nubi stratificate e piogge deboli.
Secondo questa teoria, le perturbazioni alle medie latitudini derivano dall'incontro, tra masse d'aria di origine tropicale e masse d'aria fredda di origine polare. Di solito l'incontro avviene sugli oceani creando vaste aree depressionarie, il cui movimento assume un andamento rotatorio.
All'inizio del processo, le correnti fredde e quelle calde scorrono parallelamente lungo un fronte stazionario; nel fronte si origina una lieve ondulazione che si amplia fino a diventare una grande saccatura. In seguito so formano un fronte caldo, prodotto dall'aria tropicale che si muove verso N-E, e un fornte freddo, prodotto dall'aria polare che si sposta verso S-E; i fronti assumono un movimento rotatorio in senso antiorario a causa della Forza di Coriolis, e si formano due sistemi frontali che producono precipitazioni. Il fronte freddo, più veloce raggiunge il fronte occluso con aria fredda al suolo e aria calda in quota e si scaricano gli ultimi residui
di umidità. Le masse d'aria perdono il movimento rotatorio e il fronte occluso diventa stazionario e si ripristinano le condizioni di bel tempo.
La scoperta delle correnti a getto ha portato all'elaborazione di nuove ipotesi sull'origine dei vortici depressionari, che si originerebbero da saccature che si formano quando queste correnti perdono velocità e si muovono in modo ondulato spostando verso Nord aria calda che entra a contatto con il fornte polare (onde di Rossby).
