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Meteorologia tutto di tutto

 

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• Meteorologia

 

La meteorologia è una branca della scienze dell'atmosfera che studia i fenomeni fisici che avvengono nell'atmosfera terrestre e responsabili del tempo atmosferico. Lo studio dell’atmosfera è lo studio dei suoi parametri fondamentali e delle leggi fisiche che intercorrono tra essi: temperatura dell'aria, umidità atmosferica, pressione atmosferica, radiazione solare, vento e dei processi fisici che intercorrono tra essi; è uno studio sia sperimentale, che fa largo uso di osservazioni e misurazioni dirette e indirette a mezzo di sonde, razzi, palloni e satelliti meteorologici equipaggiati della necessaria strumentazione, sia teorico, facente cioè uso dell'astrazione propria del linguaggio della fisica matematica per la quantificazione delle leggi fisiche appartenenti alla fisica dell'atmosfera. I due approcci confluiscono nel risultato finale ovvero la creazione, l'implementazione e l'inizializzazione di modelli matematici in grado di ottenere una previsione o prognosi a breve scadenza dei vari fenomeni atmosferici (nubi, fronti, vento, precipitazioni tramite i cosiddetti modelli meteorologici) su un dato territorio (previsione del tempo).

 

Fonte : Wikipedia

 

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• Meteorologia

 

 

Atmosfera e meteorologia

L'atmosfera è l'involucro gassoso che avvolge la terra, trattenuto dalla gravità. L'atmosfera è costituita da una miscela di gas che diventa sempre più rarefatta con l'altezza. Anche il rapporto tra i diversi gas si fa differente in quota. Si calcola che più del 99% della massa gassosa sia contenuta nei primi 40 km di atmosfera.

Lo studio della porzione più bassa dell'atmosfera si esegue principalmente tramite palloni o aerei opportunamente attrezzati. Al di sopra dei 30 - 35 km l'aria è talmente rarefatta da non riuscire più a sostenere palloni e sonde, per cui si deve ricorrere a razzi. Continua ad esservi però una certa difficoltà ad ottenere dati accurati di quella parte di atmosfera compresa tra i 35 e i 160 km, poiché si tratta di quote troppo alte per aerei e palloni e troppo basse per porvi in orbita satelliti. I dati in nostro possesso per tale intervallo di altezza  sono stati  per lo più raccolti dai satelliti durante la fase di attraversamento.

Il limite superiore dell'atmosfera è puramente convenzionale. Alcuni autori lo pongono a 1500 km, altri a 2500 km, altri ancora a 5000 km. Si potrebbe affermare che l'atmosfera termina quando la sua densità diventa uguale a quella dello spazio interplanetario, ma si tratta di un dato non costante che risente dell'attività solare e dell'intensità del vento solare.
Una prima grande suddivisione separa l'atmosfera in bassa atmosfera o omosfera (fino a 100 km di altezza) e alta atmosfera o eterosfera (oltre i 100 km di altezza).

L'omosfera è detta così perché la sua composizione chimica è uguale in ogni sua parte. In altre parole i diversi gas che compongono il miscuglio gassoso mantengono inalterate le proporzioni reciproche, anche se naturalmente si fanno sempre più rarefatti con l'altezza. La sostanziale costanza nelle percentuali gassose dell'omosfera è legata ai fenomeni di rimescolamento che la caratterizzano.

L'eterosfera invece presenta una stratificazione dei diversi gas secondo il diverso peso molecolare. La sua composizione chimica risulta perciò diversa di quella della omosfera.

L'omosfera è costituita da un miscuglio di gas chiamato aria.
L'aria secca è composta per il 78% di azoto, per il 21% di ossigeno, per lo 0,03% di anidride carbonica e da piccolissime quantità di gas rari (0,01% in totale) come argo neon, elio, krypton, xeno idrogeno etc.
L'aria contiene inoltre quantità variabili di pulviscolo atmosferico, proveniente sia da fonti naturali (sferule vetrose provenienti dallo spazio, polveri vulcaniche, spore batteriche e granuli di polline) che da fonti artificiali legate alle attività antropiche (prodotti della combustione incompleta di legna, petrolio, carbone etc). Il pulviscolo atmosferico riveste una importanza particolare nei processi di condensazione dell'acqua. Esso va a costituire infatti i nuclei di condensazione, attorno ai quali si formano le gocce d'acqua. Se non vi fosse il pulviscolo atmosferico i fenomeni meteorologici si svolgerebbero con modalità differenti.

Infine l'aria contiene percentuali variabili di vapor acqueo. La sua concentrazione cresce normalmente con la temperatura dell'aria. A 30 °C si possono avere fino a 30 g di vapore per m3 d'aria.

Un'ulteriore suddivisione dell'atmosfera viene fatta in funzione dell'andamento della temperatura al crescere della quota. La temperatura presenta infatti delle progressive ed alternate variazioni in aumento ed in diminuzione all'aumentare dell'altezza, con caratteristiche inversioni termiche a certe quote.
Ciascuna inversione termica segna il passaggio da uno strato a quello successivo.

L'omosfera viene in tal modo suddivisa, in base al suo comportamento termico in troposfera, stratosfera e mesosfera.

Troposfera
La troposfera è lo strato a contatto con la superficie terrestre con spessore che varia da un minimo di 6 - 8 km sopra i poli, fino ad un massimo di 18 km all'equatore, a causa della rotazione terrestre. Il termine deriva dal greco "tropos", rivolgimento, poiché in essa sono comuni movimenti di masse d'aria sia orizzontali (venti) che verticali (correnti ascendenti e discendenti), che ne fanno la parte meglio rimescolata di tutta l'atmosfera. La troposfera è quindi sede di tutti i fenomeni meteorologici.
La troposfera è trasparente alla luce visibile, mentre è opaca alla radiazione infrarossa, che assorbe soprattutto per la presenza del vapor acqueo e dell'anidride carbonica.
Per questo motivo essa non viene riscaldata dall'alto, ma dal basso. Dalla superficie terrestre che riemette l'energia solare assorbita sotto forma di radiazione termica (radiazione di corpo nero, con un massimo di emissione nell'infrarosso). Il processo è noto come effetto serra e risulta tanto più intenso quanto maggiore e la percentuale di acqua e di anidride carbonica.
Questo comporta che la temperatura sia massima a contatto con la superficie terrestre e diminuisca con l'aumentare dell'altezza secondo un gradiente medio di 0,6°C ogni 100 m di altezza.
La diminuzione di temperatura si arresta ad una certa altezza per ricominciare a crescere. In corrispondenza di tale inversione termica, detta tropopausa, si fa convenzionalmente terminare la troposfera. L'inversione termica viene raggiunta a circa - 60°C (- 50°/-70°C).
Curioso è il fatto che la tropopausa risulti più fredda sopra l'equatore che sopra i poli, a causa della sua maggior altezza sopra di esso.

Stratosfera
Sopra la tropopausa inizia uno strato relativamente tranquillo detto stratosfera, che si estende fino ai 50 km circa di altezza. Possiede la stessa composizione chimica della troposfera, ma è di gran lunga più rarefatta. Il pulviscolo, l'anidride carbonica e il vapor acqueo sono praticamente assenti, anche in rare occasioni si possono osservare, ad un'altezza di circa 20-30 km, delle sottili nubi iridescenti dette nubi madreperlacee, formate probabilmente da minuscoli aghi di ghiaccio. Essendo praticamente assente qualsiasi moto turbolento all'interno dell'aria questa tende a stratificare.
All'interno della stratosfera, tra i 20 e i 30 km di altezza è presente il cosiddetto strato di ozono o ozonosfera. L'ozono (ossigeno molecolare triatomico) si produce dalla interazione della radiazione ultravioletta con l'ossigeno biatomico.

                                                      302  → 203

L'ozono risulta inoltre opaco alla radiazione ultravioletta. L'assorbimento di tale radiazione da parte dello strato di ozono, oltre a contribuire ad eliminare una radiazione altamente energetica e quindi pericolosa per la vita sulla terra, provoca un aumento dell'energia cinetica media delle particelle ed un conseguente aumento della temperatura.
Ciò spiega perché la stratosfera risulta più calda al suo limite superiore che a quello inferiore.
L'aumento di temperatura raggiunge un massimo a circa 50 km di altezza dove si possono raggiungere temperature di circa una quindicina di gradi (0 / +17°C). Dopo i 50 km la temperatura ricomincia a scendere. L'inversione termica, detta stratopausa, segna il limite di separazione tra la stratosfera e l'involucro superiore, la mesosfera.

Mesosfera
Qui la temperatura ricomincia a scendere fino alla mesopausa posta a circa 90 km, dove viene raggiunto il minimo assoluto di temperatura, intorno ai - 80°C (- 70°/- 90°C). Anche in questo caso si ritiene che ciò sia dovuto al fatto che tale strato è riscaldato dal basso, cioè dagli strati caldi dell'alta stratosfera.
Attorno ai 70-80 km di altezza si possono talora osservare, al crepuscolo d'estate, le sottili e brillanti nubi nottilucenti. La maggior parte delle meteore si disintegrano nella mesosfera.
Oltre la mesopausa la temperatura ricomincia a crescere e l’inversione termica segna praticamente il confine tra omosfera ed eterosfera.

Come abbiamo già detto nell'alta atmosfera i gas tendono a stratificarsi secondo il loro peso molecolare.
Tra i 100 e 200 km predomina l'azoto molecolare.
Tra i 200 e i 1100 km prevale l'ossigeno monoatomico prodotto dalla scissione dell'ossigeno molecolare da parte della radiazione solare.
Tra i 1100 e i 3500 km abbiamo uno strato di elio.
Sopra i 3500 km si trova l'idrogeno.

Dalla mesopausa in poi la temperatura cresce essenzialmente per assorbimento diretto della radiazione solare. l'eterosfera viene in pratica riscaldata dall'alto, in modo analogo a quanto avviene per la stratosfera. In base al suo comportamento termico l'eterosfera viene suddivisa in termosfera (o ionosfera) ed esosfera.

Termosfera
Nella termosfera la temperatura aumenta notevolmente fino a raggiungere a circa 500 km di altezza un valore massimo intorno ai 1500- 2000°C. Si tratta di temperature cinetiche in quanto i gas sono troppo rarefatti per produrre fenomeni sensibili di propagazione del calore. Se ponessimo un termometro al riparo dai raggi diretti del sole esso segnerebbe temperature molto inferiori agli 0°C, in quanto gli scambi di energia tra le molecole dell'aria ed il termometro sarebbero estremamente improbabili.

Esosfera
Oltre i 500 km la temperatura si stabilizza intorno ai valori massimi raggiunti. Al di sopra di tale altezza viene posta l'esosfera che arriva fino al limite esterno dell'atmosfera.

Oltre che in base al suo comportamento termico, l'eterosfera può essere descritta anche in relazione alla sua struttura elettrica.
La radiazione solare, soprattutto quella ad alta energia, come i raggi X ed i raggi cosmici (i quali però non hanno esclusivamente origine solare), è in grado di rompere legami chimici, producendo elementi allo stato atomico, e di strappare elettroni con formazione di particelle cariche o ioni. Mentre nella bassa atmosfera che è sufficientemente densa, tali particelle ritornano presto neutre tramite interazioni reciproche, nella alta atmosfera ciò non avviene. L'alta rarefazione, riducendo la probabilità delle interazioni (il cammino libero medio delle particelle è molto elevato), consente a molte particelle ionizzate di sopravvivere per periodi più lunghi.
La presenza di particelle ionizzate inizia al di sopra degli 80 - 90 km ed aumenta progressivamente fino a raggiungere un massimo intorno ai 300 km  (2 ioni ogni 1000 particelle) per poi diminuire. Per indicare tale fenomeno è stato introdotto il termine di ionosfera. La ionosfera coincide grosso modo con la termosfera.

La presenza di tali ioni hanno una grande importanza pratica poiché vengono usati come strati riflettenti per le onde elettromagnetiche usate nelle radiocomunicazioni.
Sono stati individuati 4 strati riflettenti:

- Strato D (60 - 80 km) riflette le onde lunghe
- Strato E (90 - 120 km) riflette le onde medie
- Strato F1 (200 - 250 km) riflette le onde corte
- Strato F2 (400 - 500 km) riflette le onde cortissime
Tali strati non sono in grado di riflettere le onde ancor più corte utilizzate per le trasmissioni televisive, le quali necessitano quindi di ripetitori a terra.

Sopra i 500 km quasi tutte le particelle sono ionizzate, ma l'atmosfera è talmente rarefatta che il loro numero per unità di volume è di gran lunga inferiore a quello che, sia pure in piccola percentuale, forma la ionosfera. La grande rarefazione di tali ioni ne accresce enormemente la vita media, così che essi non si muovono di moto casuale, ma vengono deviati dalle linee di forza del campo magnetico, andando a formare quella che viene chiamata magnetosfera.

La magnetosfera è a sua volta immersa nel vento solare (un flusso di elettroni e protoni). Il vento solare non è in grado di penetrare la magnetosfera, ma interagisce con essa deformandola e facendole assumere la caratteristica forma a goccia. La magnetosfera viene cioè compressa dalla parte del sole, mentre nella direzione opposta si allunga fino ad una distanza  di un migliaio di raggi terrestri.

Negli anni '50 sono infine state scoperte all'interno della magnetosfera delle zone di particelle ionizzate con un contenuto energetico molto superiore a quello delle particelle che costituiscono il resto della magnetosfera. Queste particelle sono confinate a formare due anelli concentrici che lasciano scoperti i poli, dette fasce di Van Allen.

- La prima, spessa circa 1500 km, è incentrata attorno ai 3000 km di altezza. E' più stabile e sembra costituita essenzialmente da protoni.
- La seconda, spessa circa 6000 km, è incentrata intorno ai 25000 km di altezza. E' meno stabile e sembra costituita essenzialmente da elettroni.

Non vi è ancora una spiegazione soddisfacente circa l'origine delle fasce di Van Allen.

Il fenomeno più spettacolare associato alla magnetosfera è sicuramente la formazione delle aurore polari. Si tratta della comparsa nel cielo notturno, a latitudini intorno ai 65° (sia nord che sud), di archi luminosi, che cambiano rapidamente di colore. Tali fenomeni sembrano essere associati ai brillamenti solari che generano variazioni nell'intensità del vento solare. In tal modo le particelle cariche, costituenti il vento solare, vengono catturate dal campo magnetico terrestre e nelle aree polari, dove le linee di forza si infittiscono e sono dirette perpendicolarmente alla superficie terrestre, cadono verso terra eccitando gli atomi che incontrano. Gli atomi eccitati ritornano poi allo stato fondamentale emettendo le loro caratteristiche righe spettrali. I colori tipici delle aurore polari sono infatti il rosso ed il verde dell'ossigeno atomico e varie tonalità di azzurro dovute all'azoto molecolare.

Radiazione solare, bilancio termico e isoterme
La quantità di energia solare che arriva su un cm2 di superficie terrestre al minuto, al limite superiore dell'atmosfera è detta costante solare e vale 2 cal/cm2 min (2 langley).
Le percentuali di radiazione assorbita e riflessa costituiscono il cosiddetto bilancio termico:

il 20% viene assorbito dall'atmosfera
il 30% viene riflesso dall'atmosfera nello spazio
il 50% raggiunge la superficie terrestre.

L'assorbimento è causato, come abbiamo già visto, essenzialmente dall'ozono, dall'anidride carbonica e dal vapor acqueo.
La riflessione è causata essenzialmente dalle nubi e dal pulviscolo atmosferico.

In realtà anche la superficie terrestre riflette radiazione, circa il 5%, che sommato al 30% riflesso dall'atmosfera, porta l'albedo terrestre al 35%.

Naturalmente tutta l'energia assorbita dall'atmosfera e dalla superficie terrestre si trasforma in calore, che la terra nel suo complesso riemette nello spazio circostante sotto forma di radiazione termica. Se ciò non avvenisse la terra sarebbe destinata a raffreddarsi o a surriscaldarsi progressivamente.

Il bilancio termico è costruito evidentemente su valori medi. Le regioni polari ricevono ovviamente molto meno calore di quello che riescono a dissipare. Il contrario avviene per le regioni intertropicali. Il bilancio energetico risulta effettivamente in pareggio solo per le regioni che si trovano intorno al 33° parallelo.
Naturalmente il bilancio viene riequilibrato dai movimenti di masse d'aria e d'acqua calde dalle regioni equatoriali alle regioni polari e fredde nella direzione opposta.

La temperatura atmosferica al suolo viene misurata nelle stazioni meteorologiche con un termometro a mercurio posto in una capannina meteorologica, situata in un luogo aperto ad un'altezza di circa 1 m dal suolo per non essere riscaldata direttamente dal terreno. La capannina viene inoltre di pinta di bianco per riflettere il più possibile i raggi solari e presenta pareti a persiana per favorire la circolazione dell'aria.
Il termometro è in grado di registrare sia la temperatura minima che la massima della giornata.
Facendo la media tra la temperatura minima e quella massima di un determinato giorno si ottiene la temperatura media diurna.
La temperatura media mensile si ottiene come media delle temperature medie diurne di tutti i giorni di un determinato mese. Infine facendo la media delle medie mensili si calcola la temperatura media annua.
Congiungendo con una linea punti della superficie terrestre che presentano la stessa temperatura media (di un certo mese o di un certo anno) si ottengono delle isoterme. Le isoterme vengono costruite dopo aver eliminato l'effetto della differenza di altitudine delle diverse località.

Fattori che determinano la temperatura
La temperatura di un luogo dipende fondamentalmente dalla latitudine. Infatti muovendoci dall'equatore verso i poli i raggi solari arrivano sulla superficie terrestre con sempre minor inclinazione con il risultato che la stessa energia radiante si distribuisce su di una superficie progressivamente maggiore.
Se non vi fosse dunque nessun altro fattore ad influenzare la temperatura le isoterme seguirebbero fedelmente l'andamento dei paralleli.

Ciò non si verifica essenzialmente a causa di una ineguale distribuzione dei mari e delle terre emerse. Infatti l'acqua è caratterizzata da un calore specifico pari a circa 2,5 volte quello della terra. In altre parole l'acqua si riscalda e si raffredda molto più lentamente di quanto non facciano le aree continentali. Inoltre mentre assorbe calore l'acqua evapora ed il processo di evaporazione assorbe calore (calore latente) senza che aumenti la temperatura.
In tal modo la presenza di acqua tende a mitigare il clima, abbassando le temperature dei mesi caldi e restituendo il calore nei mesi freddi.

L'osservazione di una carte delle isoterme annue permette  di verificare tale ipotesi, infatti:
- l'isoterma più elevata (equatore termico) non coincide con l'equatore geografico ma presenta una latitudine media di 5°N, per la presenza di una maggior percentuale di terre emerse nell'emisfero boreale.
- Le isoterme dell'emisfero australe  risultano più regolari di quelle dell'emisfero boreale poiché corrono per lo più attraverso gli oceani.
- Le isoterme modificano il loro percorso, deviando rispetto ai paralleli, ogni qualvolta incontrano una terra emersa. (flettono verso nord).
Pressione atmosferica e isobare
La terra attrae gravitazionalmente il suo involucro gassoso. La forza con cui terra e atmosfera si attraggono non è altro che il peso dell'atmosfera. La forza che l'atmosfera esercita su ciascun cm2 della superficie terrestre è detta pressione atmosferica.
Si definisce pressione atmosferica normale o standard quella esercitata dall'atmosfera a 45°N, 0°C, 0 m s.l.m., in assenza di umidità (aria secca).
Essa vale 1 atm = 1033 g/cm2

Nel sistema cgs la forza si misura in "dine" , il cui simbolo è "dyn" (1 dina = forza necessaria per imprimere ad una massa di 1 g una accelerazione di 1 cm/s2).  Se sottoponiamo 1033 g all'accelerazione di gravità "g" =  986 cm/s2) otteniamo una forza di 1.013.000 dine

                             F = m a = 1033 * 986 = 1.013.000 dine

In meteorologia si usa come unità di misura della pressione il "bar" pari a 1.000.000 dine/cm2.
La pressione normale vale perciò 1,013 bar o 1013 millibar (mb).

La pressione atmosferica varia con la quota, l'umidità e la temperatura dell'aria.

Effetto della quota
Poichè alzandoci in quota diminuisce lo spessore di gas atmosferici che ci sovrasta, la pressione  diminuisce con l'altezza.
Il ritmo di diminuzione è naturalmente più elevato inizialmente, essendo la bassa atmosfera più densa rispetto all'alta atmosfera. Per lo stesso motivo la pressione atmosferica diminuisce con l'altezza più rapidamente nelle zone di alta pressione rispetto alle zone di bassa pressione.

Effetto dell'umidità
A parità di temperatura, l'aria umida è più leggera dell'aria secca. Sappiamo infatti dalle leggi che descrivono il comportamento dei gas che uno stesso volume di una qualsiasi miscela di gas alla stessa temperatura contiene sempre lo stesso numero di molecole. Ora, se una percentuale maggiore di queste molecole è costituita da vapor acqueo, il peso complessivo diminuisce in quanto l'acqua ha un peso molecolare inferiore (18) rispetto a quello dell'ossigeno molecolare (32) e dell'azoto molecolare (28).

Effetto della temperatura
L'aria calda è più leggera dell'aria fredda per due ragioni:
1) Secondo quanto previsto dalla legge di Gay-Lussac, all'aumentare della temperatura qualsiasi gas si espande e di conseguenza diminuisce la sua densità.
2)All'aumentare della temperatura aumenta la quantità di vapor acqueo che un medesimo volume di aria può contenere. L'aria calda tende perciò ad essere più umida e per questo più leggera.

La distribuzione della pressione sulla superficie terrestre, ridotta al livello del mare, è evidenziata tramite linee che congiungono punti aventi la stessa pressione, dette isobare.

Le isobare appaiono come linee curve chiuse irregolari concentriche. Si possono determinare due casi:

A)  Le isobare racchiudono altre isobare caratterizzate da valori via via crescenti. Le zone così delimitate si dicono zone di alta pressione o anticicloniche.

B) Le isobare racchiudono altre isobare caratterizzate da valori decrescenti della pressione. Le zone così delimitate vengono dette zone di bassa pressione o cicloniche.
Una certa area non può essere comunque definita di alta o bassa pressione se non relativamente ad un'altra.

                                         

I venti
La differenza di pressione esistente tra un'area ciclonica ed una anticilclonica tende ad essere compensata da un movimento orizzontale di masse d'aria, le quali si spostano dalla zona di alta pressione verso la zona  di bassa pressione.
Nelle zone di alta pressione l'aria fredda e asciutta, più pesante, tende infatti a scendere ed a divergere al suolo, venendo poi richiamata dalle zone di bassa pressione, dove l'aria calda ed umida tende a salire, creando una depressione al suolo.

                             

Se la terra non ruotasse i movimenti dei venti seguirebbero esattamente la direzione del vettore gradiente barico che congiunge il centro delle zone di alta pressione al centro delle zone di bassa pressione.

                          

In realtà i venti sono soggetti alla forza di Coriolis, per cui nell'emisfero boreale escono dalle zone di alta pressione, deviando verso destra con movimento antiorario, secondo quanto previsto dalla legge di Ferrel. Vengono poi richiamati dalle zone di bassa pressione, che imprimono loro un movimento antiorario. E' proprio il movimento vorticoso con cui i venti entrano nelle zone di bassa pressione che ha meritato loro il nome di zone cicloniche.

                

Naturalmente nell'emisfero australe la situazione è capovolta ed i venti escono dalle zone di alta pressione con movimento antiorario ed entrano nelle zone di bassa pressione con movimento orario.
In realtà i venti non si dispongono mai perfettamente lungo le isobare, ma le tagliano con un angolo che dipende dall'attrito che la massa d'aria produce con la superficie terrestre e che tende a contrastare l'adattamento dei venti alle isobare.
Infatti se i venti si formano sopra i mari, dove l'attrito è minore, tagliano le isobare con un'inclinazione di 10° circa, mentre sopra i continenti l'angolo può arrivare a 30-40°.

Tale comportamento viene riassunto dalla legge di Buys-Ballot, una legge empirica usata un tempo dai naviganti, secondo la quale, nel nostro emisfero, avendo il vento alle spalle, la zona di alta pressione si trova sempre a destra.

Fino a qualche tempo fa si riteneva che la circolazione osservata nella bassa troposfera si completasse in quota, nella alta troposfera, con dei venti di ritorno che chiudevano il movimento formando le cosiddette celle di Hadley.

 

                      

Oggi tale ipotesi è stata profondamente modificata, poiché le osservazioni in quota hanno confermato l'esistenza di tali venti di ritorno solo in casi particolari, per alcuni venti locali e periodici.

Tipici esempi di venti locali sono le brezze di mare e di terra, legati al diverso comportamento termico dei mari e delle terre ed agli squilibri barici che ne derivano. Durante il giorno infatti la terra si riscalda più rapidamente del mare diventando sede di una bassa pressione che richiama aria dal mare (brezza di mare). Durante la notte le condizioni bariche si capovolgono poiché la terra, raffreddandosi più rapidamente diventa sede di una zona di alta pressione che spinge aria verso il mare ancora caldo (brezza di terra).
Fenomeni analoghi si hanno con le brezze di monte e di valle, in cui di giorno si presenta un riscaldamento più rapido delle cime montuose rispetto alle vallate sottostanti, con formazione di una brezza che soffia da valle verso il monte (brezza di valle). Di notte si produce invece una brezza opposta che dal monte scende a valle (brezza di monte).

Contrasti barici analoghi, ma di proporzioni molto maggiori, che interessano cioè aree geografiche molto più vaste, possono produrre importanti movimenti di masse d'aria classificati come venti periodici. I venti periodici spirano in modo caratteristico solo in certe stagioni dell'anno. Ne sono un esempio i monsoni che d'estate soffiano dall'oceano Indiano verso l'Asia, portando aria calda ed umida (stagione delle piogge), mentre d'inverno soffiano, freddi ed asciutti, dal continente verso l'oceano.
I dati più recenti a disposizione sembrano però escludere una semplice interpretazione termica dei monsoni, visti come brezze di enormi proporzioni. Non essendo stata riscontrata in quota la presenza di contro-monsoni a chiudere la cella di Hadley, si ritiene oggi più probabile una interpretazione dinamica, legata alla circolazione atmosferica generale.

Circolazione generale dell'atmosfera
La circolazione generale dell'atmosfera è legata all'esistenza di imponenti sistemi di venti costanti che mantengono approssimativamente inalterate la loro direzione ed il loro verso durante tutto l'anno.
La dinamica di tali venti risulta peraltro diversa nella bassa e nell'alta troposfera, sebbene vi sia uno stretto collegamento tra i due sistemi.

1) Circolazione nella bassa troposfera
La struttura e la dinamica di tale circolazione è legata all'esistenza, in ciascun emisfero, di 2 zone di basse pressioni e 2 zone di alte pressioni, che si alternano dall'equatore ai poli seguendo l'andamento dei paralleli, a circa 30° di distanza l'una dall'altra. Per l'emisfero boreale la situazione è la seguente:

a) Basse pressioni equatoriali (da 5°S a 5°N), prodotte essenzialmente dalla gran quantità di radiazione solare ricevuta durante tutto l'anno.

b) Alte pressioni subtropicali (intorno ai 30°N), di origine non termica ma dinamica, legate alla circolazione in quota, nell'alta troposfera.

c) Basse pressioni subpolari (intorno ai 60°N), anche queste di origine dinamica, legate alla circolazione in quota.

d) Alte pressioni polari (sopra il polo Nord), originate essenzialmente dalle basse temperature polari.

Nell'emisfero australe la situazione è speculare.

 

 

 

              

Le 4 fasce a condizioni bariche alterne ed opposte generano 3 sistemi di venti costanti su ciascun emisfero.
a) Gli Alisei, che prendono origine dalle alte pressioni subtropicali e soffiano verso le basse pressioni equatoriali. Essendo deviati verso destra, gli alisei provengono da nord-est e sono per questo detti venti orientali.
b) I venti occidentali, che prendono sempre origine dalle alte pressioni subtropicali, ma vengono attirati dalle basse pressioni subpolari. Anch'essi deviati verso destra, soffiano da sud-ovest. Sono i venti che interessano le nostre latitudini.
c) i venti polari, che prendono origine dalle alte pressioni polari e si dirigono verso le basse pressioni subpolari, proveniendo, come gli alisei, da nord-est.

                    
Nelle zone equatoriali dove gli alisei boreali si incontrano con gli alisei australi, l'aria calda sale verticalmente, mentre lungo le fasce subtropicali dei due emisferi l'aria scende verticalmente. Sono le zone dette delle "calme equatoriali"  e delle "calme subtropicali", temute un tempo dai velieri che potevano rimanervi bloccati per settimane.

2)Circolazione nell'alta troposfera
Un tempo si riteneva che nell'alta troposfera esistessero dei venti di ritorno in corrispondenza dei tre sistemi di venti al suolo, in modo da chiudere la circolazione con la formazione di tre grandi celle di Hadley per emisfero.
In realtà sopra i 4-5 km la circolazione dei venti risulta in qualche modo semplificata.
Salendo in quota si trovano infatti una zona di basse pressioni sopra i poli ed una fascia di alte pressioni poco sopra l'equatore (intorno ai 15°N).
Si ritiene che tale inversione barica sia da collegare al fatto che salendo in quota la pressione atmosferica diminuisce più rapidamente nelle zone di alta pressione (dove la maggior parte dei gas sono compressi al suolo) rispetto a quelle di bassa pressione.
Ciò produce in quota un vento che soffia dalle alte pressioni subequatoriali verso le basse pressioni polari. Tali venti vengono deviati verso destra dalla forza di Coriolis, senza risentire dell'attrito della superficie terrestre. Raggiungono perciò l'equilibrio quando si dispongono parallelamente alle isobare, le quali, nell'alta troposfera corrono in pratica parallelamente ai paralleli. Si formano così dei venti occidentali in grado di effettuare l'intero giro del globo.

Tali venti raggiungono velocità elevatissime, dell'ordine di 2-300 km/h, intorno ai 30° e 60° di latitudine, formando due veri e propri fiumi d'aria, la cui velocità decresce dal centro verso l'esterno.
Tali venti, detti correnti a getto o jet-stream, furono scoperti per la prima volta durante la II guerra mondiale, quando gli aerei americani in volo ad alta quota verso ovest, ne vennero investiti subendo forti rallentamenti.

La corrente a getto più a nord si trova sopra il fronte polare (la superficie di separazione tra l'aria fredda polare e quella calda delle basse latitudini, detta aria tropicale). Essa è detta corrente a getto del fronte polare o GFP.

La corrente a getto più a sud è detta invece corrente a getto subtropicale o GST.
In corrispondenza dei due getti vi sono due bruschi salti nel livello della tropopausa, la quale passa da 15 a 13 km a livello del getto subtropicale e da 10 ad 8 km a livello del getto subpolare.

                  
Le correnti a getto presentano variazioni stagionali in latitudine, altezza e velocità. Le moderne teorie sulla circolazione generale dell'atmosfera ritengono che i principali fenomeni che si producono al suolo, come ad esempio l'evoluzione delle perturbazioni atmosferiche alle medie latitudini sia da ricondurre alla dinamica delle correnti a getto.

Alla dinamica del getto subpolare sembrano in particolare legate le due fasce di alte e basse pressioni che si formano al suolo in corrispondenza dei 30° e 60° di latitudine.
Sembra infatti che il getto subpolare sia il più instabile e sia soggetto periodicamente a perdere il suo andamento rettilineo per formare dei meandri, detti onde di Rossby, che si insinuano sempre più profondamente verso nord e verso sud.
Il fronte polare che separa l'aria calda delle medie latitudini dall'aria fredda polare, segue nella bassa troposfera l'andamento sinuoso del getto sovrastante. In tal modo delle cellule di aria calda si insinuano alle alte latitudini, mentre l'aria fredda polare viene spinta più a sud. Superato un certo livello le anse si strozzano lasciando sacche di aria calda verso i 60° e sacche di aria fredda verso i 30°.

                   

La corrente a getto riprende ora il suo aspetto rettilineo originario, ma l'immissione di aria fredda polare verso le basse latitudini e di aria calda tropicale alle alte latitudini, produrrebbe a cadute d'aria dal lato equatoriale e ad ascese d'aria dal lato polare. Si verrebbero in tal modo a creare le fasce anticicloniche subtropicali e cicloniche subpolari.

Umidità dell'aria e precipitazioni
La quantità di vapor d'acqua presente nell'aria può essere misurata attraverso due parametri: l'umidità assoluta (U.A.) e l'umidità relativa (U.R.).

- L'umidità assoluta è la quantità di acqua, espressa in grammi, presente in un m3 di aria (g/m3). Tale quantità è variabile e dipende dalla temperatura dell'aria. Maggiore è la temperatura, maggiore è la quantità d'acqua che può essere presente nell'aria.
Ad esempio a 10 °C un metro cubo d'aria può contenere al massimo 9,4 g di vapore (naturalmente ne può contenere anche meno), mentre a 30°C la quantità massima di vapore sale a 30 g/m3.
Quando l'aria contiene la massima quantità di vapore consentita dalla temperatura a cui si trova, si dice satura.
Normalmente è piuttosto raro che l'aria sia satura di vapor d'acqua. Quando ciò avviene, tutta l'umidità in eccesso è destinata a condensarsi formando corpi nuvolosi o nebbie.

- l'umidità relativa è il rapporto tra la quantità di vapor d'acqua effettivamente presente in un certo volume d'aria e la massima quantità che lo stesso volume d'aria potrebbe contenere a quella temperatura.
Se ad esempio a 30°C sono presenti 3g di vapor d'acqua per m3 d'aria, contro i 30 g che la stessa aria potrebbe contenere se fosse satura, l'umidità relativa è del 10% (3/30).
Ma se gli stessi 3 g fossero presenti in un m3 d'aria a 10°C, l'umidità relativa salirebbe oltre il 30% (3/9,4).

Le variazioni di umidità relativa si possono quindi produrre per:
a) variazione della quantità di vapor d'acqua presente per unità di volume d'aria;
b) variazione della temperatura dell'aria.

Quando, per uno dei due motivi suesposti o per una combinazione di entrambi, l'umidità relativa raggiunge il 100%, inizia il fenomeno della condensazione.
Data una massa d'aria con una certa umidità relativa, è detto punto di saturazione o punto di rugiada la temperatura alla quale l'umidità relativa raggiunge il 100%.

Se il punto di rugiada si trova sopra lo 0°C allora la condensazione dà luogo a minuscolo goccioline di acqua (20 - 50 m), che si formano intorno ai nuclei di condensazione offerti dal pulviscolo atmosferico.
Se il punto di rugiada si trova sotto lo 0°C si formano microscopici cristalli di ghiaccio.

Le dimensioni ed il numero di goccioline che si condensano per unità di volume dipende dal tipo di nuclei di condensazione presenti nel pulviscolo. I nuclei più efficaci nel favorire la condensazione sono quelli che portano cariche elettriche, anche parziali, essendo fortemente igroscopici.
La completa mancanza di nuclei di condensazione porta al fenomeno della sovrasaturazione. Si tratta di un fenomeno piuttosto raro, ma sembra che le precipitazioni più violente siano da imputarsi alla formazione di nubi sovrasature.

Le goccioline che formano le nubi cadono verso il basso con velocità ridottissime. Esse sono infatti rallentate dall'attrito con l'aria e dalla spinta idrostatica legata al principio di Archimede.
Si calcola che una goccia di 20 m cada, nell'aria immobile, con una velocità di 72 m/h.
Ma normalmente in una nube sono presenti correnti ascensionali che impediscono la caduta di tali goccioline , tenendole in sospensione.

Affinché una nube produca una precipitazione è necessario che le microscopiche goccioline o i minuscoli cristalli di ghiaccio si uniscano a formare particelle di dimensioni tali da non poter più essere sostenute dall'aria. Una goccia di pioggia ha un diametro compreso tra un decimo di millimetro e qualche millimetro.
Il processo di fusione delle goccioline è detto coalescenza ed è favorito dai moti convettivi ascensionali dell'aria all'interno delle nubi. La continua agitazione cui sono sottoposte le goccioline ne facilità infatti l'incontro e la fusione.

Quando i moti convettivi all'interno della nube sono particolarmente intensi, le gocce possono essere portate più volte nelle regioni più elevate del corpo nuvoloso, dove la temperatura è inferiore agli 0°C. Qui si formano dei nuclei di ghiaccio che ricadendo nelle parti più basse della nuvola si ricoprono di un ulteriore velo d'acqua. Il processo può ripetersi più volte con la conseguente deposizione di diversi strati ghiacciati concentrici che troviamo a caratterizzare i chicchi di grandine.

La formazione dei corpi nuvolosi e delle nebbie avviene per immissione di ulteriore umidità grazie all'evaporazione di una superficie liquida o, più frequentemente, per una diminuzione della temperatura all'interno di una massa d'aria che in tal modo raggiunge il punto di rugiada.

Il raffreddamento di una massa d'aria può avvenire per contatto dell'aria con una superficie fredda, per mescolamento con una massa d'aria più fredda o in seguito ad un movimento di ascesa con relativa espansione adiabatica. Naturalmente i diversi meccanismi di raffreddamento possono agire anche congiuntamente.

- La modalità di gran lunga più frequente attraverso la quale si formano i corpi nuvolosi è la  risalita di aria calda nelle zone di bassa pressione. L'aria, scaldata dalla superficie terrestre, si espande e, diventata più leggera, inizia a salire. Durante l'ascensione l'aria si raffredda sia perché viene a contatto con masse d'aria che a quote superiori sono più fredde, sia perché salendo viene a trovarsi a pressioni inferiori ed è perciò costretta ad espandersi a spese della sua energia interna (espansione adiabatica).

- In altri casi una massa d'aria in movimento orizzontale è costretta a risalire semplicemente per la presenza di rilievi montuosi o in seguito all'incontro di una massa d'aria più fredda e densa che le si incunea sotto. In tal modo si raffredda sia per contatto con la superficie più fredda che per l'espansione adiabatica dovuta alla risalita.

Gradiente adiabatico secco ed umido
Finche la temperatura della massa d'aria in risalita rimane inferiore al punto di rugiada l'umidità relativa risulta inferiore al 100%. Non producendosi condensazione durante la risalita la diminuzione di temperatura risulta molto efficiente. Essa segue il cosiddetto gradiente adiabatico secco (cioè in assenza di condensazione) che prevede una diminuzione di 1°C per ogni 100 m di altezza.

Una volta raggiunto il punto di rugiada inizia il fenomeno di condensazione con liberazione di calore latente. Il calore latente che si libera rende meno efficiente la diminuzione di temperatura prodotto dal movimento ascensionale dell'aria che risulta essere di 0,6°C per ogni 100 metri di altezza, valore conosciuto come gradiente adiabatico umido (cioè in presenza di condensazione).

 

 

Nefoscopia
La nefoscopia è quella parte della meteorologia che studia e classifica le nubi in base alla loro forma, alla loro altezza ed alla loro dinamica.
In generale le nubi si possono dividere in due grandi classi: stratiformi e cumuliformi.
Le nubi stratiformi sono poco spesse e molto estese in senso orizzontale, mentre le nubi cumuliformi sono in genere molto estese in senso verticale e dalla forma massiccia e globulare.

Le nubi vengono poi classificate in funzione della loro altezza nella troposfera in nubi alte (sopra i 6000 m, tipici sono i cirri), nubi medie (tra i 2500 e i 6000 m) , nubi basse (sotto i 2500 m) e nubi a sviluppo verticale (sono i cumulonembi che possono attraversare l'intera troposfera).

Non tutte le nubi possono dare precipitazioni. In genere producono più facilmente precipitazioni le nubi a grande sviluppo verticale e quelle che presentano la base a quote non molto elevate.
La distribuzione delle precipitazioni sulla superficie terrestre viene rappresentata tramite le isoiete. Le isoiete sono curve che uniscono punti della superficie terrestre che presentano la stessa piovosità media (annua o mensile) espressa in mm di pioggia caduta.

La nebbia può essere considerata una nube stratiforme che si produce al suolo. Essa si forma quando una massa d'aria calda e umida si raffredda a contatto con la superficie terrestre.

Perturbazioni atmosferiche
Le precipitazioni non sono quasi mai legate a situazioni meteorologiche strettamente locali, ma sono di solito distribuite su di un vasto territorio in cui il tempo è perturbato.
Come abbiamo già avuto modo di dire le perturbazioni si formano in corrispondenza delle zone di bassa pressione dove l'aria sale e l'umidità condensa. Nelle zone di alta pressione il tempo tende invece ad essere bello, poiché l'aria scendendo è in grado di assorbire l'eventuale nuvolosità.
Le zone perturbate sono dunque zone cicloniche, ma la dinamica dei cicloni delle medie latitudini o extratropicali è completamente diversa da quella dei cicloni tropicali e verrà perciò trattata separatamente.

A) Perturbazioni delle medie latitudini (cicloni extratropicali)
Per comprendere la dinamica delle perturbazioni delle medie latitudini è necessario introdurre il concetto di massa d'aria e di fronte.
In meteorologia una massa d'aria è una porzione di troposfera estesa orizzontalmente anche qualche migliaio di chilometri la quale, avendo stazionato a lungo sopra una certa regione, ha acquistato particolari caratteristiche di temperatura, umidità e densità che tende a mantenere anche quando si sposta e viene a contatto con masse d'aria di origine e caratteristiche diverse.
Le masse d'aria che si originano alle alte latitudini vengono dette artiche o polari, mentre quelle che si originano alle basse latitudini vengono dette tropicali.

Le superfici di confine che separano masse d'aria a densità differenti, una delle quali più calda e, come spesso avviene, più umida sono chiamate superfici frontali. L'intersezione della superficie frontale con la superficie terrestre viene detta fronte, anche se il termine viene spesso usato come sinonimo di superficie frontale.
Il fronte in realtà non è una linea netta, ma una fascia larga qualche chilometro. Ma a livello di una carta geografica, i fronti vengono segnati in modo soddisfacente con delle linee.

La superficie frontale non è mai verticale, ma sempre lievemente inclinata verso la massa d'aria più fredda cosicché quest'ultima forma una specie di cuneo a terra al di sopra del quale si trova l'aria calda.

                

In relazione al tipo di movimento reciproco che caratterizza le masse d'aria si distinguono 4 tipi di fronte: stazionario, caldo, freddo e occluso.

a) Fronte stazionario
Si produce un fronte stazionario quando le masse d'aria scorrono lateralmente l'una rispetto all'altra. In tal caso il fronte non si muove e viene perciò detto stazionario. Sulle carte geografiche il fronte stazionario viene così rappresentato

                               

 

In effetti il fronte stazionario rappresenta più una situazione ideale che una realtà, poiché normalmente le masse d'aria tendono a muoversi perpendicolarmente al fronte, provocandone lo spostamento in un senso o in un altro. A seconda della direzione del movimento si può distinguere un fronte caldo ed un fronte freddo.

b) Fronte caldo
Si produce quando la linea del fronte si muove in modo tale che l'aria calda occupa progressivamente regioni precedentemente occupate dall'aria fredda. Il fronte caldo viene rappresentato così

                                            

Il fronte viene detto caldo poiché le zone interessate dal passaggio di questo fronte vedono alzarsi la temperatura.
Mentre il cuneo di aria fredda si ritira, sospinto dall'aria calda, quest'ultima risale lungo la superficie frontale, si raffredda per espansione adiabatica e per contatto con l'aria fredda ed inizia a formare caratteristici corpi nuvolosi di tipo stratiforme. Le precipitazioni che ne seguono sono anch'esse caratteristiche, in genere con piogge di intensità moderata, ma di grande durata.

                 

b) Fronte freddo
Si produce quando la linea del fronte si muove in modo tale che l'aria fredda viene ad occupare l'area che prima occupava l'aria calda. Il fronte caldo viene rappresentato sulle carte in questo modo:

 

                                      

La particolare dinamica dei fronti freddi fa si che il cuneo freddo che avanza costringa l'aria calda ad impennarsi anziché scivolare dolcemente sopra la superficie frontale. Contemporaneamente la superficie frontale tende ad incurvarsi a causa del maggior attrito che la massa d'aria fredda che avanza trova a contatto con la superficie terrestre, rispetto all'attrito prodotto in quota.

L'aria calda sale così quasi verticalmente, producendo corpi nuvolosi caratteristici di tipo cumuliforme.
Anche le precipitazioni sono tipiche, prevalentemente con piogge molto intense, acquazzoni, ma di breve durata.

 

                        

c) Fronte occluso   
Si produce un fronte occluso quando un fronte freddo raggiunge un fronte caldo (il fronte freddo è in genere più rapido del fronte caldo poiché proviene da latitudini maggiori e la forza di Coriolis, a parità di altre condizioni è proporzionale al seno della latitudine).
Il fronte occluso viene rappresentato sulle carte in questo modo

                                        

Il tempo provocato da un fronte occluso è in genere associato all'aria calda compressa e costretta a salire tra le due masse d'aria fredda, con formazione di una zona ciclonica. Le formazioni nuvolose sono più complesse, generalmente di tipo cumuliforme. Le precipitazioni sono piuttosto intense e di breve durata.

Sulle carte il fronte occluso è sempre associato al fronte freddo e caldo che si stanno unendo ed alla zona di bassa pressione che si è costituita.

                                    

I fronti come sono stati finora descritti influiscono continuamente sulle condizioni meteorologiche delle medie latitudini, essendo associati con sistemi di basse pressioni detti cicloni extratropicali. Questi cicloni sono fenomeni discontinui. In altre parole iniziano a formarsi quando un fronte freddo si avvicina ad un fronte caldo e si esauriscono pian piano con la formazione del relativo fronte occluso, il quale torna poi a diventare un fronte stazionario quando la zona di bassa pressione si è dissolta.
Durante la loro evoluzione tali cicloni non stazionano su di una stessa regione, ma si muovono da ovest ad est interessando regioni diverse.

Sviluppo ed evoluzione dei cicloni extratropicali
Secondo il modello classico i cicloni extratropicali si formano in conseguenza di modificazioni nella dinamica della corrente a getto subpolare e del fronte polare ad essa associato.
Abbiamo già detto che il fronte polare separa le masse d'aria tropicali, associate ai venti occidentali, dalle masse d'aria polari, associate ai venti polari.
Fintantoché la corrente a getto subpolare rimane relativamente rettilinea e costante anche il fronte sottostante non subisce variazioni e può essere descritto come un fronte stazionario. con un'attività ciclonica praticamente assente.

La formazione di increspature ne fronte polare responsabili della successiva formazione delle zone cicloniche si ritiene sia da mettere in relazione con brusche accelerazioni del getto sovrastante. Questi punti in cui la velocità del getto aumenta sono detti massimi del getto. L'accelerazione del getto produce una rarefazione in quota che richiama aria dal basso creando una zona di bassa pressione al suolo. In altre parole sotto ciascun massimo del getto si forma in corrispondenza del fronte polare una zona di bassa pressione.

Al suolo tale zona di bassa pressione richiama aria fredda da nord e aria calda da sud, con classico movimento antiorario. Si forma così un fronte caldo ad est ed un fronte freddo ad ovest  che increspano il fronte polare.

         

 

Man mano che il fenomeno procede le masse d'aria in movimento assumono il tipico aspetto dei venti antiorari che entrano nelle zone cicloniche.
Il ciclone ha a questo punto un diametro tipico che va dagli 800 ai 1600 km.
Il fronte freddo avanza più rapidamente dando luogo ad un fronte occluso. La completa occlusione determina infine la scomparsa dell'increspatura del fronte polare che aveva dato luogo alla perturbazione. Vengono infine ripristinate le condizioni del fronte stazionario e torna il bel tempo.

I cicloni delle medie latitudini si presentano in genere in gruppi di 4 o 5 chiamati famiglie di cicloni, con una vita media di 6-7 giorni. Il grado di maturità dei cicloni di una stessa famiglia aumenta da Ovest verso Est. In altre parole il ciclone più ad Ovest si trova allo stadio iniziale, mentre il ciclone più ad est avrà ormai raggiunto lo stadio di completa occlusione.

   

Poichè i massimi del getto si muovono all'interno della corrente da ovest verso est con una velocità di circa 40 - 50 km/h, essi trascinano le famiglie di cicloni ad essi associate nella stessa direzione e con la stessa velocità. In realtà le famiglie cicloniche non risultano quasi mai rigorosamente disposte secondo i paralleli da ovest ad est. A seconda infatti che il massimo del getto ad esse associato stia risalendo o scendendo un'onda di Rossby, la direzione sarà SW → NE o NW → SE.

Inoltre la latitudine medie di tali famiglie cicloniche varia durante l'anno con lo spostarsi dell'asse del getto più a nord o più a sud, in relazione al movimento apparente del sole tra i due tropici. Così l'Europa meridionale viene investita d'inverno dalle famiglie cicloniche che si spostano a sud assieme al getto subpolare. Mentre d'estate, quando l'asse del getto torna più a nord, portando il cattivo tempo sull'Europa settentrionale, l'Europa meridionale viene investita dalle alte pressioni subtropicali, che nelle nostre zone prende il nome di anticiclone delle Azzorre.

B) Perturbazioni delle basse latitudini (cicloni tropicali o intertropicali)
Il concetto di perturbazione atmosferica così come viene intesa alle nostre latitudini è privo di significato nella fascia intertropicale.

I cicloni tropicali, noti anche come tifoni o uragani, sono infatti perturbazioni violentissime, ma di ampiezza limitata, avendo un diametro che può giungere al massimo a circa 500 km.
Si sviluppano sempre sopra gli oceani, nella zona delle calme equatoriali, dove si incontrano gli Alisei provenienti dai due emisferi, in corrispondenza di masse d'aria particolarmente calde ed umide.
A differenza dei cicloni delle medie latitudini non presentano superfici frontali e non sono associati a veri e propri anticicloni.
Si ritiene che sia proprio l'incontro degli Alisei a generare le condizioni necessarie al prodursi di tali perturbazioni.
I cicloni tropicali sono caratterizzati da una differenza di pressione tra il centro e la periferia elevatissima, dell'ordine di 50 - 60 mb. Tale enorme gradiente barico è in grado di far raggiungere ai venti velocità di 2-300 km/h.
Man mano che i venti si avvicinano verso il centro del ciclone con tipico moto a spirale, vengono letteralmente aspirati verso l'alto dalla fortissima depressione presente al centro.
Durante la risalita l'umidità si condensa dando origine ad un muro cilindrico di cumulonembi alto fino a 12 km, il quale racchiude una zona circolare di circa 20 km di diametro, detta occhio del ciclone, in cui l'aria, perfettamente calma e senza copertura nuvolosa, scende lentamente scaldandosi. All'interno dell'occhio del ciclone non piove ed è possibile vedere il sole.

Un ciclone tropicale può essere definito come una efficientissima macchina termica, alimentata dall'enorme quantità di calore latente liberata durante la condensazione. La liberazione di calore latente riscalda infatti ulteriormente l'aria, accelerandone il moto ascensionale.
L'energia messa in gioco in un giorno da un ciclone di medie dimensioni è dell'ordine di 1012 kwh, più di quanto l'uomo riesca a produrre in tutto il mondo nello stesso arco di tempo.

Dal mare, dove si forma, il ciclone migra, sospinto dagli Alisei verso NW. Una volta raggiunta la terraferma il ciclone perde rapidamente forza, sia perché viene meno la fonte di aria calda e umida, sia per il maggior attrito che i venti sviluppano con la superficie terrestre.
La forza distruttiva di un ciclone è enorme. Il suo effetto devastante è dovuto oltre che alla enorme velocità dei venti, anche alla brusca diminuzione di pressione. Sugli edifici, specialmente se porte e finestre sono chiuse, il brusco sbalzo barico causa una violentissima spinta verso l'esterno, in grado di far letteralmente volare i tetti.
Tenendo presente che la differenza di pressione tra esterno ed interno è di circa l'8% (60 mb su 760 mb) e che la pressione normale e di circa 1 kg/cm2, la spinta verso l'esterno sarà di circa 0,08 kg/cm2, pari a 800 kg/m2. Ciò significa che su un tetto di 100 m2 agisce una spinta di circa 80 tonnellate.

 

fonte: rodomontano.altervista.org

 

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• Meteorologia

 

METEOROLOGIA

Paolo Valisa

 

1. L'ATMOSFERA

• GLI STRATI DELL'ATMOSFERA

La terra ha un diametro di 13000 Km e l'atmosfera è un sottile guscio di gas  di poche decine di Km che protegge la sua superficie dal freddo e dalle radiazioni ionizzanti dello spazio interplanetario. E' composta da: 78% Azoto, 21% Ossigeno +1% di altri gas e una percentuale variabile di vapor d'acqua (0-4%).
Negli strati più alti, tra 80 e 120 Km di altezza, sfavillano le stelle cadenti e le aurore boreali ma tutti i fenomeni meteorologici si svolgono entro i primi 8-15 Km, nello strato più denso che viene chiamato troposfera. La tropopausa, con un aumento brusco di temperatura, separa la troposfera dalla stratosfera che si estende al di sopra fino a 50 Km di quota e che viene riscaldata dall'assorbimento della radiazione solare da parte dell'Ozono (ossigeno triatomico che ci protegge dai raggi ultravioletti). La tropopausa è pressochè invalicabile per le nubi e le masse d'aria sottostanti poiché non possono salire nell'aria più calda della stratosfera. Il limite della troposfera varia con la latitudine e le condizioni meteorologiche. In prossimità dei poli la tropopausa si trova a circa 7-8 Km mentre all'equatore la si trova verso i 15 Km di quota a causa delle forti correnti convettive che gonfiano la troposfera verso l'alto.

1.2      CIRCOLAZIONE GLOBALE
La radiazione solare provoca un maggiore riscaldamento dei tropici rispetto alle regioni polari e la circolazione generale dell'atmosfera trasporta il calore in eccesso dell'equatore verso i poli compensando in parte lo squilibrio termico.
Il riscaldamento all'equatore delle masse d’aria in prossimità del suolo provoca lo sviluppo di cellule convettive (cellula di Hadley) che portano dapprima l’aria calda in quota (innalzando la tropopausa) e quindi la trasportano verso latitudini più elevate.
Alle medie latitudini l’aria calda incontra l’aria fredda discendente dai poli e il contrasto termico alimenta le basse pressioni e le perturbazioni, ove le masse d’aria si miscelano, influenzando il tempo della nostra regione alpina.
La direzione prevalente dei venti è determinata dalla rotazione terrestre che avviene in senso antiorario e cioè da Ovest verso Est. All’equatore l’aria viene accelerata dalla frizione con il suolo quasi alla stessa velocità di rotazione terrestre senza mai poterla superare (e ne risultano venti che quindi soffiano da Est verso Ovest, chiamati alisei).
Le masse d’aria equatoriali, giunte alle medie latitudini, conservando in parte la velocità (momento angolare) che avevano all’equatore si trovano a ruotare più rapidamente del suolo sottostante dando origine al movimento da Ovest verso Est che quotidianamente sperimentiamo alle nostre latitudini.
Al fine di mantenere temperature stazionarie sul pianeta, il flusso di calore (e quindi di masse d'aria) deve essere massimo verso i 40° di latitudine. Ed è qui che infatti si concentra la corrente più intensa che viene chiamata corrente a getto.
La corrente a getto segna il confine tra le masse d'aria equatoriali, che la spingono verso i poli, e le masse d'aria polari che la deviano invece verso l'equatore. Ne risulta un percorso sinuoso da W verso E nella media atmosfera che governa gli spostamenti delle alte e basse pressioni più prossime al suolo.

•     PRESSIONE E ALTEZZA

 

Pressione atmosferica, altezza e quantità di ossigeno disponibile sono strettamente correlate. Inoltre la variazione di pressione atmosferica è alla base del funzionamento degli altimetri. Vale la pena dunque per l'alpinista approfondire un poco le conoscenze sulla pressione atmosferica.
I gas della nostra atmosfera sono attratti verso la superficie dalla forza di gravità. In condizioni di equilibrio idrostatico, il peso di ogni volume di aria è compensato da una differenza di pressione, che è maggiore nella parte bassa e minore nella parte alta.
Ne consegue che la pressione diminuisce alzandosi di quota poiché è minore il peso della colonna d'aria sovrastante.
Siccome la densità dell'aria (e quindi il suo peso specifico) è proporzionale alla pressione (come noto per i gas vale P=krT dove P è la pressione, r è la densità, T è la temperatura assoluta, k è una costante), l'aumento di pressione alle basse quote sarà maggiore che non a grandi altezze a pari dislivello.
La legge che esprime la pressione in funzione della quota (Z espressa in Km) è infatti esponenziale e, per condizioni medie di temperatura (atmosfera standard) vale:

P=1013,25x[1-0.0225576xZ]5.255877                                                        (1)

La pressione è espressa in hPa, unità di misura esattamente corrispondente ai vecchi milliBar. Talvolta è ancora usato il mmHg e la conversione è allora assai semplice essendo P [mmHg]=3/4 P [hPa].
La formula (1) è utilizzata negli altimetri per fornire la quota raggiunta. L'altimetro è infatti un barometro (misuratore di pressione) graduato in metri e non in hPa.
Siccome (come si evince anche dalla legge dei gas) la densità dell'aria varia con la temperatura, la (1) è solo approssimata e quando la temperatura varia sensibilmente dal valore standard, occorrerà apportare correzioni all'altimetro. Tali procedure sono descritte in maggiore dettaglio nel capitolo dedicato all'orientamento.
Per utilizzare l'altimetro come barometro è utile ricordare che la pressione atmosferica varia di 1 hPa ogni 8 metri di quota al livello del mare, oppure ogni 10 m alla quota di 1500 metri, oppure ogni 12 m alla quota di 3000 metri.
Supponiamo di trovarci in rifugio a 1500 metri e di leggere la quota altimetrica alla sera. Se la quota letta in un tempo successivo (ad esempio al mattino prima di partire per l'escursione) è aumentata di 30 metri, significa che la pressione è calata di 30/10=3 hPa. Come vedremo, non è un buon segno! Viceversa se la quota diminuisce, la pressione aumenta.
La formula (1) ad una altezza di 4000 metri fornisce una pressione di 616 hPa, che è solo il 60% rispetto a quella al livello del mare. Cio' significa che anche la quantità di ossigeno disponibile per la respirazione è diminuita dello stesso fattore. Il nostro fisico a quote elevate deve percio’ mettere in atto dei meccanismi di adattamento che in parte compensano la minore quantità di ossigeno e per fare cio’ ha bisogno di un tempo di acclimatamento. Il mancato acclimatamento o allenamento alla quota comporta rischi anche seri per la salute quale il “mal di montagna acuto”.

 

•    UMIDITA'

L’atmosfera contiene una percentuale variabile di vapor d’acqua (tra 0 e 4% in peso) che puo’ eventualmente condensare in goccioline e formare le nubi quando supera il limite di condensazione.
Il limite di condensazione varia con la temperatura dell’aria. Più l’aria è calda e maggiore sarà il quantitativo di acqua che puo’ essere contenuta allo stato di vapore. 
Cosi ad esempio alla temperatura di 0 °C il massimo quantitativo di acqua allo stato di vapore per ogni Kg di aria è di 4 grammi, il massimo quantitativo di vapore sale a 8 gr a 10 °C, 15 gr a 20° C e 28 gr a 30 °C.
L’umidità relativa indica il quantitativo di vapor d’acqua rispetto al massimo possibile ad una certa temperatura. Cosi il 100% di umidità relativa non significa che ci troviamo nell’acqua ma più realisticamente che non possiamo più aggiungere vapore d’acqua all’aria senza che questo condensi in minute goccioline. Cioè abbiamo raggiunto la “saturazione” dell’aria.  Con alcuni esempi concreti il concetto risulterà più chiaro. Abbiamo visto che alla temperatura di 20 °C, un volume di 1 m3 di aria (che pesa circa 1 Kg) puo’ contenere allo stato di vapore al massimo 15 gr di acqua (dunque 15 gr=100% UR). Se faccio evaporare un grammo di acqua in più questo formerà goccioline attorno ai nuclei di condensazione formando una nube.
Una nube potrebbe anche essere formata per raffreddamento della massa d’aria, anche se inizialmente non satura.
Si consideri infatti aria a 20° con il 50% di umidità relativa che quindi contiene 15/2=7.5 gr di acqua allo stato di vapore. Se la massa d’aria viene raffreddata a 10° C, l’umidità relativa sale al 95% mentre a 0° siamo in saturazione poiché a questa temperatura solo 4 grammi possono restare sospesi allo stato di vapore. I restanti 7.5 – 4 = 3.5 gr condensano in goccioline di nube o in rugiada o brina.

In montagna l’aria è sempre molto fredda e quindi anche valori elevati di umidità relativa corrispondono a valori irrisori di umidità in termini assoluti. Ecco perché la perdita di liquidi attraverso la respirazione diviene molto importante e deve essere compensata bevendo molto. La bassissima umidità è anche il motivo dell’eccellente conservazione dei manufatti in legno alle alte quote.

 

• TEMPERATURA E VENTO

Temperatura e vento sono i parametri che producono la sensazione di freddo.
In montagna occorre tenere presente che in media la temperatura diminuisce di 6 gradi ogni 1000 metri di quota e quindi l’alpinista deve essere equipaggiato per affrontare temperature eventualmente sotto zero anche se in città il clima è caldo e afoso.
Per aiutare nella scelta dell’equipaggiamento e valutare le condizioni delle salite in ghiaccio o misto, i bollettini meteo forniscono la quota dello “zero termico” che è la quota a cui si rileva una temperatura di zero gradi in aria libera, cioè’ molto distante dal suolo.
Per comprendere meglio il significato dello zero termico si tenga presente che la temperatura dell’aria varia solamente quando è a contatto con il terreno che si scalda di giorno (in presenza di sole) e si raffredda durante la notte per irraggiamento, cioè emettendo radiazione infrarossa. L'aria che si trova lontano dal suolo non risente degli effetti di riscaldamento/raffreddamento del ciclo diurno poiché è trasparente alla radiazione solare e la sua temperatura varia solamente per l'apporto di masse d'aria più calde o più fredde o a causa (come vedremo) di movimenti ascendenti o discendenti.
Cio' significa che la temperatura notturna in prossimità del suolo alla quota dello zero termico sarà più bassa di zero gradi (anche diversi gradi, se il cielo è sereno e in assenza di vento poichè maggiore è l'effetto dell' irraggiamento) mentre in giornata sarà sopra lo zero.
Lo zero termico determina anche la quota limite della precipitazione nevosa che puo' scendere normalmente fino a 300-500 m sotto la quota dello zero termico.

La temperatura non è il solo parametro che determina la sensazione di freddo. Il vento gioca infatti un ruolo molto importante nel raffreddamento dell'alpinista, portando un continuo ricambio dell'aria a contatto della pelle che quindi dissipa una maggiore quantità di calore. Le linee del grafico sul potere refrigerante del vento indicano le condizioni che portano alla stessa sensazione di freddo. Ad esempio la sensazione quasi dolorosa di “molto freddo” che si ottiene in assenza di vento tra  -20° e -30° si ha anche a soli 0 gradi ma con vento che soffia a 40 Km/h.  Congelamenti locali alla pelle soprattutto del naso e orecchie, qualora esposti al vento, si possono verificare anche a –10°.
In montagna è possibile che il vento superi i 100 Km/h ma già al di sopra dei 60 Km/h è difficile procedere controvento.

 

 

 

• IL TEMPO DELLE MEDIE LATIDUDINI

 

Il tempo delle medie latitudini, e quindi della regione alpina, è determinato dal succedersi di masse d'aria con particolari caratteristiche. Le alte e le basse pressioni. Queste ultime sono sempre associate a regioni di forte contrasto termico (chiamate "perturbazioni") che arrecano i principali episodi di cattivo tempo.  Le alte pressioni sono invece associate a moti discendenti che tendenzialmente portano il bel tempo. Per questo in meteorologia è di fondamentale importanza conoscere la distribuzione geografica della pressione.

 

2.1 LE ISOBARE E IL VENTO SINOTTICO

Il campo di pressione atmosferica viene riportato sulle carte geografiche mediante linee di ugual pressione chiamate isobare (vedi figura). Nelle carte al suolo (le più comuni), le isobare corrispondenti a valori di pressione inferiori a 1015 hPa delimitano zone di bassa pressione mentre le isobare corrispondenti a valori superiori a 1015 hPa corrispondono alle zone di alta pressione. 
Come vedremo parlando delle alte e delle basse pressioni, le isobare forniscono anche informazioni sulla direzione dei venti (nella figura frecce in grigio) poiché alte e basse pressioni hanno sempre un preciso verso di rotazione. Il vento in quota è diretto quasi esattamente lungo le isobare (a quella quota) ruotando in senso orario attorno agli anticicloni e in senso antiorario attorno alle basse pressioni. Alle basse quote, a causa dell’attrito con il suolo, la direzione del vento è sempre lungo le isobare ma leggermente (da 10 a 30 gradi) inclinata verso il centro di bassa pressione ove l’aria dunque converge con moto a spirale.
La velocità del vento è infine proporzionale al gradiente di pressione. Più le isobare sono vicine e maggiore sarà la velocità del vento.   Alla latitudine di 45 gradi, la velocità del vento arriva a xx Km/h per un gradiente di pressione di 5hPa/300 Km mentre sale a xx Km/h con un gradiente barico di 10 hPa/300 Km. Naturalmente questi valori di velocità del vento sono solamente indicativi  in montagna dove l’effetto “imbuto” puo’ fortemente accelerare l’aria mentre una parete sottovento puo’ risultare quasi del tutto riparata. Sono invece molto prossimi al vero per un aereo che non risente degli effetti degli ostacoli.

 

2.2 L'ALTA PRESSIONE

Un anticiclone è una specie di montagna di aria che esercitando una maggior pressione sugli strati sottostanti, tende ad abbassarsi (subsidenza). L’aria dei bassi strati, per lasciar posto a quella discendente, si allontana verso le zone di bassa pressione (divergenza).
L'aria che scende dalle alte quote aumenta di pressione e si riscalda. Il riscaldamento, a sua volta (vedi paragrafo sull’umidità relativa), allontana l’aria dal punto di rugiada. Per questo troviamo aria calda e secca (quindi senza nubi) in quota durante un regime anticiclonico.
Gli anticicloni ruotano lentamente in senso orario. Questa rotazione si sviluppa a causa della conservazione del momento angolare della massa d'aria inizialmente in quiete che quindi possiede velocità di rotazione pari a quella della terra, diminuita del fattore seno della latitudine. Quando l'aria si espande (divergenza) la sua velocità diminuisce un po’ come succede per una pattinatrice sul ghiaccio che ruota su se stessa velocemente e che allarga le braccia per rallentare. Ad un osservatore al suolo (che non si accorge di ruotare alla stessa velocità della terra) sembrerà che la massa d’aria ruota in senso opposto.
La rotazione degli anticicloni è comunque molto lenta poiché infatti non potrà mai diminuire più della velocità di rotazione terrestre, diminuita del fattore seno della latitudine.
Siccome ad una bassa velocità di rotazione corrisponde un blando gradiente di pressione, nel caso degli anticicloni osserveremo sempre sulle carte meteorologiche delle linee isobare poco curve e ben distanziate.  Vedremo che le cose sono invece molto diverse per le basse pressioni.
E' bene infine citare un altro tipo di alta pressione, creata dall'accumularsi di aria fredda nei bassi strati dell'atmosfera quale è l'alta pressione invernale russo-siberiana che talvolta arriva a lambire le Alpi portando ondate di gelo (anche in quota). In questo caso l'alta pressione è creata dal maggior peso dell'aria fredda e non dalla subsidenza dell'aria. Difatti ad una alta pressione di questo tipo al suolo spesso corrisponde addirittura una bassa pressione in quota.
Alte pressioni termiche di questo tipo si possono formare sulle Alpi su scala molto locale, ad esempio sulle gelide superfici dei ghiacciai con effetto sulla circolazione delle brezze oppure in valli chiuse entro cui scivolano le masse di aria fredda dai pendii soprastanti.

2.2.1 ALTA PRESSIONE INVERNALE

Durante i mesi invernali (in particolare Dicembre e Gennaio) il bilancio radiativo della superficie terrestre alle medie latitudini è negativo. Cio' significa che durante una notte serena il suolo irraggia nell'infrarosso più energia di quanta non ne riceva dal sole di giorno. La superficie terrestre diviene quindi molto fredda e raffredda per conduzione anche l'aria dei bassi strati.  Se durante questi mesi si instaura un regime di alta pressione, la massa d’aria tiepida discendente scorre divergendo al di sopra del sottile strato di aria fredda prossimo al suolo formando una zona di inversione termica, cioè uno strato ove la temperatura cresce con l'altezza.
L'inversione diviene un tappo invalicabile per l'aria fredda dei bassi strati poiché in quota l'aria è più calda e quindi più leggera.
Il ricambio di aria diviene scarsissimo e nello strato sotto l'inversione si accumulano umidità e inquinanti urbani e spesso il cielo appare plumbeo a causa di strati di nubi basse che si formano sotto l'inversione termica. 
In montagna si osserva cosi il mare di nebbia o nubi sulla pianura, il cielo è sereno e limpido e si gode di temperature incredibilmente elevate per la stagione. Non è raro con forti anticicloni ritrovare in Gennaio lo zero termico anche a 3000 metri.

2.2.2 ALTA PRESSIONE ESTIVA - LE BREZZE

Un’alta pressione estiva è normalmente un periodo di bel tempo stabile. Le uniche nubi che si formano sono i "cumuli di bel tempo".
Il forte riscaldamento del terreno e delle rocce a causa dell’irraggiamento solare diurno provoca un altrettanto forte riscaldamento degli strati di aria prossimi al suolo soprattutto sui versanti meridionali. Quest'aria riscaldata si stacca da terra come le bolle d'aria in una pentola d'acqua in ebollizione. Queste correnti ascendenti prendono il nome di "termiche" e sono ben conosciute da tutti coloro che praticano il volo a vela. L'aria che si solleva con le termiche è rimpiazzata da altra aria proveniente dalla valle. Il vento cosi generato viene chiamato brezza di valle.
L'aria ascendente trasportata dalle termiche, salendo si raffredda e condensa formando nuvole cumuliformi, ma in regime anticiclonico ad una certa altezza il miscelamento con aria più mite e secca interrompe il moto ascendente e la formazione di nubi che restano dunque appiattite, senza sviluppo verticale. Si formano cosi i cumuli di bel tempo durante le ore più calde, che si dissolvono poi a sera, quando cessa il moto ascendente delle termiche.   Per questo si parla anche di cumuli a "sviluppo diurno".  Saranno descritti più in dettaglio nel paragrafo concernente la stabilità atmosferica.
Durante la notte i pendii montani si raffreddano più rapidamente della valle e l'aria più fredda e quindi più pesante scivola dai pendii verso il fondo-valle dando luogo alla brezza di monte.
Come si vede in condizioni anticicloniche stabili viene a mancare il vento sinottico, rimpiazzato da venti ciclici che seguono il ritmo notte-giorno che prendono il nome di brezze.  Una specie di respiro delle montagne.
Durante condizioni anticicloniche estive l’alpinista deve anche prestare attenzione alla quota dello zero termico che puo’ salire ben oltre i 4000 metri. Con queste temperature molti itinerari di ghiaccio o misto divengono impraticabili per rischio di distacco di valanghe di neve bagnata e seracchi e crollo di ponti di neve. 

 

• LA BASSA PRESSIONE

Le masse d’aria tendono a muoversi dalle zone di alta pressione per convergere verso i centri di bassa pressione. Affinchè la pressione resti sempre inferiore che nelle regioni circostanti, nei centri di bassa pressione vi sono condizioni per cui l’aria delle basse quote ha movimenti ascendenti e muovendosi verso l’alto lascia spazio a nuove masse d’aria che possono cosi convergere nel centro depressionario. Come si vede la situazione è simmetrica rispetto a quella che si verifica negli anticicloni.
Anche le basse pressioni ruotano a causa della rotazione terrestre. Mano a mano che le masse d’aria convergono verso il centro depressionario, per conservare il momento angolare, aumentano la loro velocità nello stesso senso del moto di rotazione terrestre, cioè in senso antiorario. Più ravvicinate sono le isobare e maggiore sarà la velocità dei venti che ruotano attorno al centro depressionario. Al contrario degli anticicloni, per le depressioni non esistono limiti alla distanza delle isobare e quindi alla velocità dei venti.
In una depressione l’ascendenza delle masse d’aria porta al loro raffreddamento con la quota e spesso alla condensazione con formazione di nubi. Ecco perché con la bassa pressione il tempo è generalmente nuvoloso.
Al contrario delle alte pressioni dinamiche (paragrafo precedente) che sono semplici bolle di aria calda discendente, le depressioni delle medie latitudini sono sistemi complessi in cui si mescolano masse di aria fredda e calda. L'ascendenza in alta quota è provocata dalla corrente a getto. Le zone di contatto delle differenti masse d’aria (fronti) sono quelle con tempo maggiormente perturbato e quelle che meriteranno una maggiore descrizione nei dettagli.
Esistono anche altri tipi di basse pressioni. Di interesse per la meteorologia alpina sono le gocce fredde (vedi paragrafo) che in estate possono portare violenti e improvvisi temporali.
Sono invece esclusivamente limitati alla fascia equatoriale i cicloni tropicali, in cui l'ascendenza è dovuta al grande riscaldamento della superficie del mare e si concentra nell'occhio del ciclone attorno a cui girano spirali nuvolose.  Non saranno trattate in questa dispensa.

2.3.1 I CICLONI DELLE MEDIE LATITUDINI

Abbiamo già accennato al fatto che le basse pressioni delle medie latitudini sono macchine termodinamiche molto complesse che originano in quota nelle sinuosità della corrente a getto e traggono la loro energia dal contrasto termico delle masse d'aria che in esse si mescolano.
Scendiamo in qualche dettaglio.
La corrente a getto che serpeggia come abbiamo già visto nel primo capitolo tra i 5000 e 10000 metri di quota, scorre inizialmente lungo i paralleli, alimentata dal contrasto termico tra poli ed equatore. Questo flusso è pero' instabile qualora per qualunque motivo (catena montuosa, limite continente-oceano etc…) la corrente a getto non è più parallela alle linee isoterme (baroclinicità). La perturbazione si amplifica e la corrente a getto diviene ondeggiante. La velocità del vento nelle curvature cicloniche e in quelle anticicloniche non è pero' la stessa. Come mostrato dalla figura, nelle curvature cicloniche il vento è più lento poiché la forza centrifuga in parte compensa l'attrazione verso il centro della depressione dovuto al gradiente barico e quindi nella regione indicata con un cerchio tende ad entrare meno aria di quella che esce. Dunque si crea una depressione in quota (divergenza) che richiama aria dai bassi strati. Il movimento ascendente provoca il raffreddamento e quindi la condensazione delle nubi. Si è formata una zona di maltempo che si sposterà come tutta la corrente a getto da Ovest verso Est.
La descrizione della nostra depressione non è certo completa. Il movimento rotatorio impresso all'aria convergente nel centro depressionario porta sempre più a contatto l'aria fredda discendente dai poli nei ventri della corrente a getto con quella calda che risale dai tropici. Nelle zone di contatto l'aria fredda provoca la condensazione del vapor d'acqua contenuto nell'aria calda e quindi la formazione di nubi. Le zone di contatto ove si concentrano le nubi vengono chiamate fronti e saranno descritte in più dettaglio nel prossimo paragrafo. La depressione, una volta originatasi dalla divergenza in quota, si sviluppa a causa della condensazione del vapor d'acqua che rilascia una grande quantità di calore latente. L'aria satura ascendente riscaldandosi si espande al di fuori della zona ciclonica creando le condizioni per una nuova ascendenza dal basso.
Anche un robusto e continuo apporto di aria fredda puo' rafforzare una depressione, rinnovando sempre i contrasti termici e la divergenza in quota.

 

2.3.2   FRONTI E NUBI: LE PERTURBAZIONI

Come abbiamo visto nel capitolo precedente, i cicloni delle medie latitudini sono macchine termiche che portano a contatto masse d'aria calde e fredde. Le regioni di contatto vengono dette fronti. Il termine fronte venne utilizzato per la prima volta dal fisico norvegese Bjerknes, che indago' il comportamento dei cicloni durante la prima guerra mondiale. Probabilmente sembro' naturale usare quel termine trattandosi di masse d'aria che si fronteggiano come due eserciti contrapposti.
Come illustrato dalla figura, i fronti sono generalmente due e nel loro insieme costituiscono una perturbazione. Il primo fronte separa l'aria calda da quella preesistente prima dell'arrivo della perturbazione, il secondo separa l'aria calda da quella fredda.  I fronti sono ben identificabili nell'atmosfera poiché sono superfici di brusca discontinuità della temperatura e del vento.
Il fronte caldo è formato da una lunga superficie di contatto di aria calda che sovrascorre l'aria più fresca preesistente. Le nubi che lo annunciano si trovano a grande altitudine, fino a un paio di migliaia di Km davanti al fronte al suolo, e sono per questo composte da cristalli di ghiaccio. Hanno aspetto tenue e filamentoso e prendono nome di cirri. Talvolta presentano un aspetto uncinato a causa della precipitazione (aghi di ghiaccio) che si stacca dalla nube principale e prima di evaporare scendendo viene sospinta da venti in quota con direzione o intensità differenti di quelli della nube sovrastante formando filamenti uncinati. Non sempre questo tipo di nubi annuncia una perturbazione, in estate ad esempio i cirri sono tutto cio' che resta di un temporale ormai esauritosi.
I cirri costituiscono invece un segno premonitore di peggioramento del tempo quando si associano ad abbassamento della pressione (che l'alpinista puo' valutare con il proprio altimetro), ad una rotazione dei venti dal settore Sud e un aumento della foschia. Tali segni premonitori sono più marcati in inverno, quando il fronte caldo è più attivo a causa del contrasto termico con la temperatura più bassa dell'aria continentale.  I cirri possono essere individuati anche durante la notte poiché la velatura del cielo che essi producono dà luogo ad aloni attorno alla luna e alle stelle più brillanti.
Associate ai cirri o, in estate più spesso a cielo sereno, possono comparire nubi "a pesce o lenticolari". Anche queste formazioni sono premonitrici di un peggioramento. Ne tratteremo più diffusamente nel prossimo paragrafo.
Alcune ore dopo i cirri, che si trovano oltre gli 8000 m e quindi non lambiscono neppure le vette più alte, affluiscono via via nubi stratificate con base sempre più bassa che giunge fino ad avvolgere le cime. Sono gli Strati e i Nembostrati.  La foschia o la nebbia risale fin nelle valli con forte riduzione della visibilità e cominciano le precipitazioni. Il vento proviene da Sud. Le piogge o la neve termina con il passaggio del fronte freddo che porta nubi cumuliformi e determina la rotazione del vento da Nord. Il comportamento del fronte freddo è molto diverso a seconda delle stagioni, assai più marcato e pericoloso in estate.
In estate i fronti caldi sono assai blandi e in alcuni casi neppure visibili poiché è già molto calda l’aria presente sull’Europa. I fronti freddi giungono dunque senza preavviso con brusco calo della pressione e soprattutto con temporali intensi che si sviluppano molto rapidamente. L’aria surriscaldata e umida nelle valli e sulla pianura viene infatti sollecitata alla convezione (e quindi allo sviluppo di grandi cumuli o cumulonembi) dal cuneo di aria fredda che sopraggiunge.
Passata la linea frontale con i suoi temporali, segue aria più fresca e secca entro cui si sviluppano cumuli di bel tempo a causa della convezione della superficie riscaldata. Questa tipica nuvolosità cellulare rende facilmente riconoscibile nelle foto del satellite il cuneo di aria fredda (nella foto dell’esempio precedente, l’aria fredda scende dall’Islanda attraverso le Isole Britanniche)

2.3.3 I FRONTI OCCLUSI

I fronti perturbati più attivi sono quelli descritti nel paragrafo precedente in cui la zona di discontinuità tra aria fredda e aria calda si accentua al suolo ma puo’ accadere che il fronte sia presente anche solo in quota. Si parla allora di fronte “occluso”.
I fronti occlusi sono più deboli dei fronti al suolo poichè in altitudine l'aria più fredda contiene meno vapor d'acqua che puo' potenzialmente trasformarsi in pioggia o neve.
Le occlusioni sono segno di maturità e invecchiamento di un vortice depressionario e si formano quando l'aria del settore freddo si incontra e si mescola con l'aria antistante la perturbazione annullando, almeno in prossimità del suolo, i contrasti termici.
I fronti occlusi si formano con una certa frequenza nei mesi invernali quando perturbazioni atlantiche transitano sopra l'Europa continentale. Il settore freddo di queste perturbazioni è composto da aria marittima, mitigata dallo scorrimento sull'oceano, mentre l'aria presente sull'Europa (Germania o Pianura Padana, ad esempio) è in questa stagione molto fredda (vedi paragrafo sugli anticicloni invernali). Quando queste masse d'aria vengono a contatto, l'aria marina sovrascorre quella continentale e il fronte occluso si comporta un poco alla maniera del cuneo del fronte caldo: percio' è detta occlusione calda. Più rare, nella regione alpina, sono le occlusioni di tipo freddo che si comportano come fronti freddi.

 

 

 

 

2.3.4 I FRONTI E L’ARCO ALPINO. ONDE, SBARRAMENTO E FAVONIO

L’arco alpino modifica sensibilmente la traiettoria dei venti, delle perturbazioni e l’entità delle precipitazioni sui diversi versanti. E’ inoltre la causa di ondulazioni nelle correnti ad alta quota che possono creare vortici al suolo, in particolare sul Tirreno.
L’effetto di sbarramento della catena montuosa si accentua quando la massa d’aria che si avvicina raggiunge la saturazione durante l’ascensione forzata, prima di valicare le Alpi. Qualora cio’ non si verifichi, come ad esempio nel caso di un fronte caldo ancora in avvicinamento (figura a lato), la catena montuosa si limita ad introdurre delle ondulazioni nel flusso di aria. Nei ventri delle onde orografiche (dove cioè l’aria si muove verso l’alto) possono eventualmente formarsi delle nubi stazionarie denominate “cumuli lenticolari” o talvolta anche “nubi a pesce”. Generalmente sono segno di peggioramento imminente.
Infatti, all’approssimarsi del fronte, l’aria si fa via via più carica di umidità e il raffreddamento dovuto alla ascensione forzata provoca la condensazione di nubi sul versante sopravvento (ove si possono verificare precipitazioni intense) e sulle montagne di confine. E’ il caso della figura a lato ove nella parte superiore è tratteggiata una situazione di sbarramento a Sud delle Alpi. Una depressione sul Mediterraneo sospinge aria umida da SE verso le Alpi. Il sollevamento dovuto all’ostacolo delle Alpi provoca intense precipitazioni in Val Padana e sulle nostre Prealpi. Sul versante N-alpino pero’ la nuvolosità arriva attenuata e puo’ addirittura splendere il sole. Infatti l’aria che ricade sull’altro versante ha già scaricato la propria umidità. E’ quindi secca, asciutta e mite, poiché riscaldata dal calore di condensazione di tutta la pioggia caduta a Sud e scende fino alle pianure N-alpine sotto forma di vento chiamato Fohn. La seconda parte della figura illustra una situazione simile che si verifica al passaggio di una perturbazione proveniente da NW. Il grosso delle precipitazioni in questo caso si scarica a Nord delle Alpi e il passaggio del fronte sulla pianura padana con ristabilimento di un cuneo di alta pressione sulla Francia richiama un vento di caduta mite, asciutto e tiepido  chiamato Favonio.
Analogamente, una perturbazione che discenda da Nord verso le Alpi viene di norma completamente arrestata sul versante N-alpino. A Sud, con tempo soleggiato ma ventoso, si puo’ osservare il muro di nuvolosità che si accalca contro la Alpi e tracima di poco dalle creste confinali.
La situazione di sbarramento si modifica sostanzialmente durante i mesi estivi, quando l’aria calda presso il suolo è ricca di umidità e potenzialmente instabile. In questi casi una perturbazione che valica le Alpi (solitamente da Nord verso Sud poiché in estate la corrente perturbata si sposta a latitudini più settentrionali), porta aria fredda in quota che innesca una forte convezione con la formazione di violenti temporali sia sul lato sopravvento che su quello sottovento.

 

• STABILITA' ATMOSFERICA

In molti fenomeni meteorologici svolge un ruolo importante la stabilità atmosferica. Ad esempio nella formazione di nebbie e inversioni termiche invernali o di temporali estivi.
La stabilità dell’atmosfera dipende dal profilo termico. Se è presente dell’aria calda in prossimità del suolo e aria fredda in quota, l’aria calda più leggera tenderà a salire per prendere il posto dell'aria fredda, innescando cosi dei moti convettivi. L’atmosfera è dunque instabile. Al contrario, quando è presente aria più fredda (e quindi più pesante) al suolo e più mite in quota, la stratificazione è stabile.
Una trattazione corretta della stabilità atmosferica deve pero’ tenere conto del fatto che salendo con la quota la pressione diminuisce e se immaginiamo di sollevare una particella di aria dal suolo, questa si espanderà a causa della ridotta pressione. All’espansione farà seguito un raffreddamento pari a 1 grado ogni 100 metri se l’aria è secca.
Siccome il gradiente termico medio dell’atmosfera è di 0.6 gradi ogni 100 metri, la nostra particella che sale dal suolo si troverà sempre più fredda e più pesante dell’aria circostante. Dunque tenderà a ridiscendere alla posizione di partenza. L’atmosfera è mediamente stabile.
L’instabilità viene introdotta soprattutto a causa del vapore acqueo presente nell’aria.
Quando una particella di aria contenente vapore si solleva, questa si raffredda fino alla temperatura di rugiada. Un ulteriore sollevamento, invece di produrre un raffreddamento, produce un cambio di stato del vapore che diventa liquido (goccioline di nube) e dunque puo’ accadere che la particella si venga a trovare ad una certa quota più calda dell’aria circostante e dunque sia spinta a salire ulteriormente.
Motivo di instabilità ascensionale dell’aria è dunque il riscaldamento del suolo e la presenza di umidità nei bassi strati (afa estiva, ad esempio) oppure l’avvezione di aria fredda in quota. Stabilità è invece provocata da aria asciutta e mite in quota (anticiclone dinamico) o dal forte raffreddamento degli strati prossimi al suolo in inverno.
E’ talora possibile che si formi, soprattutto nei mesi invernali, una inversione termica con aria fredda a basse quote e aria più calda al di sopra. Lo strato di inversione è allora cosi stabile da formare una barriera invalicabile ai moti ascendenti dell’aria (vedi anche paragrafo riguardante gli anticicloni invernali).

 

3.1 TEMPORALI

La valutazione della stabilità atmosferica trova la sua migliore applicazione nella previsione della probabilità di temporali. I temporali sono infatti provocati da una forte instabilità atmosferica che si crea soprattutto durante le giornate estive con forte soleggiamento e alta umidità al suolo (clima afoso). L’aria surriscaldata alle basse quote diviene più leggera e tende a salire. Innalzandosi si raffredda e raggiunge il punto di condensazione (LCL= Lifting Condensation Level) ove si iniziano a formare le nubi cumuliformi. La figura a lato mostra l’origine dell’energia del temporale. E’ illustrato un diagramma termodinamico di una tipica situazione estiva. La linea spessa e grigia indica l’andamento della temperatura dell’aria con la quota. La temperatura della particella surriscaldata che si innalza dal suolo diminuisce dapprima al ritmo di 1°/100 m ma quando raggiunge la condensazione (LCL) la sua temperatura diminuisce solamente di 0.6°/100 m ed allora potrà esistere una quota alla quale sarà più calda dell’aria circostante. L’ascensione sarà allora accelerata dal galleggiamento e si formerà una grande nube torreggiante cumuliforme. L’area tra le curve della temperatura della particella e dell’atmosfera (colorata in grigio) rappresenta l’energia potenziale di galleggiamento (o convezione) e viene indicata come CAPE (Convective Available Potential Energy). E’ questa l’energia del temporale!
Se l’aria in quota è invece mite e secca, la particella perde la sua umidità e ben presto si troverà definitivamente più fresca dell’aria circastante. La sua corsa verso l’alto è terminata. L’atmosfera è stabile e si formeranno solamente cumuli di bel tempo!
Figura: Evoluzione di un cumulonembo, grande cumulo temporalesco.
All’interno di un temporale, l’aria calda che sale produce la condensazione di grandi quantitativi di umidità. Quando la temperatura nella parte alta della nube (incudine) raggiunge i –37 gradi, inizia a formarsi ghiaccio che produce una rapidissima condensazione delle goccioline in chicchi di ghiaccio che raccolgono l’umidità circostante.
I chicchi di grandine possono salire e scendere più volte all’interno della nube, sospinti dalle correnti ascensionali. Infine, quando sono troppo pesanti precipitano al suolo, dove quasi sempre giungono sotto forma di goccioloni, occasionalmente grandine.
La discesa della grandine e delle gocce all’interno della nube trascina con sé l’aria fredda delle alte quote, ancor più raffreddata dalla parziale evaporazione dell’acqua delle gocce. Quest’aria fredda si schianta al suolo al posto dell’aria afosa dando origine alle raffiche di vento fresche tipiche dei temporali con notevole riduzione della temperatura. All’interno di un temporale il livello dello zero termico puo’ scendere anche di migliaia di metri e passare da 4000 m a 1000-1500 m nel giro di pochi minuti.
Con la discesa dell’aria fredda si ristabilisce l’equilibrio termico dell’atmosfera e il temporale si esaurisce (normalmente la durata è compresa tra 15 e 60 minuti) ma le raffiche di aria fredda possono scalzare nuova aria calda producendo un nuovo cumulonembo e un nuovo temporale, poco innanzi a quello che si va esaurendo.
Nella figura della pagina precedente si riconoscono le fasi del temporale. 1) Si forma un grande cumulo torreggiante, 2) La sommità del cumulo raggiunge la tropopausa 3) Si forma l’incudine e i cristalli di ghiaccio. Si innesca la pioggia e la grandine. 4) Il cumulo, svuotato della propria umidità si dissolve.
Bisogna dire che in montagna non è facile osservare queste fasi evolutive di un temporale, spesso ci si trova dentro una nube e ci si puo’ solo chiedere se quello è un grande cumulo temporalesco oppure una nube meno imponente e innocua.
Alcune utili osservazioni ci possono pero’ aiutare a capire se l’atmosfera è instabile oppure no. Se ad esempio la foschia è spessa e arriva fino ad alta quota (2-3000 m), allora significa che non è presente una alta pressione e che abbonda l’umidità nei fondovalle. Il rischio di temporali è elevato.  Viceversa se l’aria è limpida, allora segnala la presenza di un anticiclone che asciuga l’umidità con i suoi moti discendenti e il rischi di temporali sarà basso.

 

3.2 I FULMINI

Lo sviluppo dei fulmini, legati ai temporali, riveste grande interesse per l’alpinista e l’escursionista poiché questi sono tra i fenomeni meteorologici più pericolosi in montagna.
La frequenza di fulmini varia infatti da pochi impatti/Km2/anno in pianura fino a 100 fulmini//Km2/anno sulle creste alpine.
La presenza di punte e la scarsità del terreno accentuano infatti le differenze di potenziale elettrico tra suolo e nube.
Un cumulonembo temporalesco si comporta come un generatore di corrente elettrostatica. I ripetuti saliscendi delle goccioline di acqua e ghiaccio nella nube separano la carica elettrica concentrando la carica positiva (acquisita per strofinio dalle particelle più piccole) alla sommità della nube. Quando la differenza di potenziale tra nube e nube o nube-terreno supera il milione di Volts/metro puo’ partire la scarica che dura meno di 1/1000 secondo ma trasporta fino a 300'000 Ampere di corrente.
Le norme da tenere presente per l’alpinista al fine di ridurre i rischi di folgorazione sono semplici:
Abbassarsi il più possibile da vette e creste.  Non toccare con il proprio corpo punti distanti per evitare di fungere da ponte conduttivo. Ad esempio, se possibile, restare rannicchiati su una cengia, senza toccare la parete. Allontanarsi il più possibile da cavi metallici (ferrate etc …).   Liberarsi di oggetti metallici e appuntiti (piccozze, altre parti metalliche) e riporle lontano da se.
Un fitto bosco puo’ essere un buon riparo dal temporale. Non cosi un albero isolato che invece attira a se i fulmini con il proprio effetto punta.

 

 

 

fonte: www.caivarese.it

 

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• Meteorologia

 

Elementi di Meteorologia Aeronautica

Fenomeni Pericolosi
Per Il Volo

 

Barozzi Alessandro
Majorana Domenico
Marelli Daniele
Sansone Omar
Vaiano Davide

 

 

Indice:
Generalità                                                                                pag.  2
Turbolenza                                                                               pag.  2
Wind Shear                                                                              pag.  5
Temporali                                                                                 pag.  8
Precipitazioni                                                                          pag. 11
Icing                                                                                        pag. 12
Riduzione della visibilità                                                          pag. 16
Eruzioni vulcaniche                                                                 pag. 17

 

 

 

 

 

Generalità
La meteorologia aeronautica è la scienza che descrive i fenomeni meteorologici pericolosi per il volo.
Questi sono:

• La Turbolenza
• Il Wind Shear
• I Temporali e le Precipitazioni
• L’Icing (o Ghiacciamento)
• La Riduzione della Visibilità (nebbia)
• Le Eruzioni Vulcaniche

La Turbolenza e Il Wind Shear
Dal punto di vista aeronautico sono considerati due fenomeni distinti, ma sono in realtà l’una l’effetto e l’altro la causa dello stesso fenomeno: la deviazione indesiderata dell’aereo dalla propria traiettoria di volo con sobbalzi e scossoni (turbolenza), provocata da rapida variazione in direzione e/o intensità del vento (wind shear).
Per consuetudine la turbolenza è considerata un fenomeno negativo in tutte le fasi di volo, il wind shear è considerato negativo solo a bassa quota.

Definizione di Turbolenza
Secondo l’ICAO la turbolenza è l’insieme di scossoni cui è soggetto un aereo in volo quando incontra correnti ascendenti, discendenti o raffiche di vento. Questa definizione è basata sulle sensazioni dell’equipaggio e dei passeggeri, dipende dal tipo e dallo stato dell’aereo e dalla reazione del pilota.

Classificazione delle Turbolenze
Come per la definizione, anche la classificazione è basata sulle reazioni del velivolo.
In funzione della sua intensità essa è divisa in:

• Leggera (Light), con momentanee e leggere variazione di assetto e quota dell’aereo, che però non comportano difficoltà nel mantenere la traiettoria e la quota di volo.
• Moderata (Moderate), con variazioni di assetto più intense che tuttavia non condizionano la condotta del volo.
• Forte (Severe), con ampie, repentine e brusche variazioni di assetto e quota; il velivolo risulta fuori controllo e può subire leggeri danni strutturali.
• Estrema (Extreme), nella quale l’aereo, violentemente sbattuto e totalmente incontrollabile, subisce gravi danni strutturali.

 

In base ai fenomeni meteorologici che la producono,essa è divisa in:

• Convettiva, generata dai temporali;
• Meccanica, generata dall’incontro delle correnti d’aria con gli ostacoli del terreno;
• Turbolenza in Aria Chiara (CAT), generata dall’energia del flusso dell’aria;
• Turbolenza di Scia, non è un fenomeno meteorologico, ma i suoi effetti sono analoghi a quelli della turbolenza meteorologica.

La Turbolenza Convettiva
E’ prodotta dalla coesistenza delle correnti ascendenti e discendenti generate dai moti convettivi.
L’attività convettiva è maggiore nelle ore più calde del giorno (specialmente d’estate) e sui terreni montuosi o collinosi. La presenza delle correnti ascendenti è segnalata dalle nubi cumuliformi; se essa dà luogo alla formazione di cumulonembi, la turbolenza sviluppatasi diventa violentissima non solo sotto la nube ma anche sotto la base e tutto intorno, per un raggio che può raggiungere le 20 NM.

La Turbolenza Meccanica
E’ generata dall’incontro delle correnti d’aria con gli ostacoli del terreno oppure dallo scorrimento tra due correnti d’aria di diversa velocità e/o direzione; in questi casi, sottovento al flusso dell’aria, si possono formare dei vortici dovuti alla rottura del flusso laminare, i quali generano turbolenza.

Tale turbolenza è provocata anche dalle onde di montagna o orografiche (MTW), le quali si formano quando il flusso del vento incontra una catena montuosa.
Si formano più facilmente quando:

• La direzione del vento è perpendicolare alla catena montuosa;
• Lo strato di aria è stabile al livello della catena;
• La velocità del vento è di almeno 25 KTS e in aumento con la quota;

 

Se l’aria è umida le MTW sono rese visibili dalle caratteristiche nubi associate:

• Nubi lenticolari;
• Nubi di rotore (su creste di particolare ampiezza).

Turbolenza in Aria Chiara
E’ un tipo di turbolenza da scorrimento che si incontra quasi sempre solo ad alta quota, che si manifesta in un’aria priva di nubi.
I fenomeni meteorologici ad essa associati sono:

• La Corrente a Getto (Jet stream), una forte corrente in quota concentrata lungo un’asse quasi orizzontale, caratterizzata da un forte vento;
• Saccature e Depressioni in quota, che possono portare variazioni di vento ai loro bordi e dunque turbolenza;
• Le onde orografiche.

Turbolenza di Scia
Generata da vortici controrotanti prodotti alle estremità alari, che si allargano con rotazione opposta; questi vortici raggiungono diametri di grandezza dell’apertura alare.

 

 

Il Wind Shear
Secondo l’ICAO, il wind shear è una variazione nella direzione e/o velocità del vento, includendo correnti ascendenti o discendenti. E’ distinto in orizzontale e verticale. L’ICAO prevede una classificazione in quattro parti a seconda dell’intensità:

• Leggero (Light), tra 0-4 KTS
• Moderato (Moderate), tra 5-8 KTS
• Forte (Strong), tra 9-12 KTS
• Severo (Severe), >12 KTS

In base alla persistenza, il wind shear è classificato in:

• Non transitorio, quando la sua durata è nell’ordine delle ore, ed è associato a fronti, fronti di brezza e onde orografiche;
• Transitorio, quando la sua intensità è maggiore e la durata è nell’ordine dei minuti; è più pericoloso, la sua scala spaziale è nell’ordine dei metri, è difficile da prevedere e da segnalare ed è associato a nubi temporalesche o convettive.

Cause del Wind Shear
Il wind shear è storicamente associato alle forti correnti discendenti presenti al di sotto delle nubi temporalesche, ma essendo una variazione di vento, si può verificare anche in altri fenomeni meteorologici.

E’ causato dal moto di masse d’ aria con differente velocità che vengono a contatto tra loro, ovvero da diverse accelerazioni di masse d’ aria vicine; l’orografia del sito può essere determinante.

Le sorgenti significative del wind-shear sono principalmente tre:

• Correnti d’ aria a basso livello ( low level jet );
• Zone frontali di transizione a scala sinottica (synoptic scale frontal zone);
• Raffiche da fronti temporaleschi (thunderstorm gust from).

Wind Shear Orizzontale
E’ una rapida variazione della componente longitudinale del vento.

Si può trovare:

• Nel fronte delle raffiche associato ai temporali;

       - la discesa delle precipitazioni dal Cb trascina con sé una colonna di aria fredda.
- l’aria impatta con il suolo e si espande lateralmente (forma il fronte delle raffiche).
- il fronte s’incunea sotto l’aria calda richiamata dal basso dal Cb.
- lungo la linea del fronte l’aereo incontra forti variazioni di vento.

• Attraversando un fronte freddo:

       - in questo caso la superficie frontale è tuttavia più spessa, e l’aereo ha il tempo di adattarsi alla variazione incontrata.

• Nel flusso del vento attorno a ostacoli notevoli:

 - edifici o altre costruzioni lungo la pista possono creare una “zona d’ombra” per il flusso del vento
- l’orografia locale può provocare variazioni brusche del flusso del vento dominante (aeroporto Palermo Punta Raisi, dove la presenza del monte a ridosso dell’aeroporto, in caso di Scirocco, provoca episodi di wind shear di forte intensità).

• In altre situazioni di discontinuità:

 - scorrimento reciproco tra correnti d’aria; la diversità di direzione e/o intensità delle correnti genera wind shear.

• Nei fronti delle brezze:

 - la transizione tra il vento di brezza e il vento dominante al suolo può generare wind shear.

Fronte delle Raffiche

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Wind Shear Verticale
E’ dato da ogni incontro con correnti ascendenti o discendenti.
L’origine delle correnti discendenti più intense può essere:

• Orografica (MTW e Foehn)
• Convettiva (temporali)

Le correnti discendenti più violente sono quelle associate alle celle temporalesche: vengono classificate in downburst e microburst a secondo della loro estensione orizzontale

Downburst e Microburst
Downburst: generalmente associate ai temporali, hanno un diametro di 3-4 NM in quota e 15 NM in prossimità del suolo.

Microburst: associate a violenti temporali o a forti rovesci da TCU (cumuli a torre).

• Possono trovarsi anche sotto le nubi verticali non ancora allo stato di maturazione.
• Possono essere associata a virga (pioggia che evapora prima di toccare il suolo).
• Il diametro è inferiore di 2 NM.
• Sono state osservate anche discendenze di velocità maggiori di 1800 ft/min a 200 ft GND.

Microburst
Effetti del Wind Shear sugli Aeromobili
La pericolosità del wind shear dipende da:
- tipo di aereo
- fase di volo
- scala e durata del wind shear
- intensità del wind shear
Il più pericoloso è il LLWS ( Low Level Wind Shear).
Si verifica quando il wind shear si presenta nei primi 600 metri:
- lungo il sentiero di avvicinamento
- nella fase terminale di atterraggio
- nella fase iniziale di decollo

Effetti del Wind Shear Orizzontale e Verticale
Gli effetti del wind shear orizzontale sono:

• una diminuzione e/o un aumento del vento di testa e/o di coda,che provocano:

 -  riduzione della portanza;

• abbassamento del sentiero di avvicinamento o di decollo.
• Un aumento del vento di testa o una diminuzione del vento di coda provocano:

 -  aumento della portanza;

• innalzamento del sentiero di avvicinamento o di decollo.

Gli effetti del wind shear verticale sono:

• Una diminuzione dell’angolo che porta ad una diminuzione di portanza
• abbassamento della traiettoria dell’aereo.

I Temporali
Il temporale è una perturbazione locale caratterizzata da:

• Nubi del tipo cumulonembo;
• Breve durata;
• Fenomeni elettrici;
• Forti raffiche di vento;
• Violente correnti verticali;
• Rovesci di pioggia o grandine.

All’interno del temporale si possono produrre tutti i fenomeni meteorologici pericolosi per il volo:

• Turbolenza e wind shear;
• Ghiaccio;
• Riduzione di visibilità.

 

Condizioni favorevoli alla formazione dei Temporali
Le condizioni favorevoli alla formazione dei temporali sono:

• La presenza di aria umida in uno strato considerevole;
• La presenza di un meccanismo di sollevamento dell’aria, che può essere:

 - orografico; l’aria è costretta a salire in presenza di rilievi montuosi.
- frontale; l’aria sale perché sospinta da altra aria che la scalza.
- convergenza; l’aria converge in un punto ed è costretta a salire.
- termico; l’aria a contatto con il suolo, più calda di quella circostante, è più leggera e sale verso l’alto.

• Aria instabile:

 - la diminuzione della temperatura con la quota dell’atmosfera è superiore a quella della particella d’aria che si solleva; essa sarà sempre più calda dell’aria circostante e continuerà a salire, e tenderà a formare una nume a forte sviluppo verticale.

Tipi di Temporale
Sono abitualmente divisi in temporali di massa d’aria e temporali frontali, a seconda del meccanismo che porta alla loro formazione.
Temporali di massa d’aria:

• Sono prevalentemente di tipo convettivo;
• Sono dovuti al riscaldamento del suolo da parte del sole;

Temporali frontali:

• Sono più frequenti nei fronti freddi che in quelli caldi;
• Si possono formare anche davanti al fronte (temporali prefrontali);

Temporali di Massa d’Aria
Possono essere composti da una o più celle temporalesche: il diametro di ciascuna cella è inferiore a 10 Km. Lo sviluppo di una singola cella avviene in tre fasi, dette ciclo vitale del temporale:

• La fase di formazione di cumulo
• La fase di maturità o di massimo sviluppo
• La fase di dissolvimento

Il ciclo vitale di ciascuna cella dura mediamente
1-2 ore.

Ciclo vitale del Temporale

• Fase di formazione, o di cumulo, caratterizzata dalla formazione della nube temporalesca, inizialmente TCU, nella quale prevalgono le correnti ascendenti.
• Fase matura:

 - inizia con la precipitazione
- è caratterizzata dalla presenza di lampi e tuoni
 - la circolazione all’interno della nube è ben organizzata e presenta correnti ascendenti associate a correnti discendenti

• In questa fase si presentano il “Gust front” e le forti correnti discendenti (microburst)
• È la fase più pericolosa per il volo
• Fase di dissipazione: è caratterizzata da sole correnti discendenti

La Nube Temporalesca
E’ certamente il fenomeno meteorologico più pericoloso per il volo per aerei di qualunque dimensione.
Sebbene la maggior parte delle nubi a sviluppo verticale non riescano a maturare e a diventare temporali, ogni temporale nasce da un cumulo.
Durante lo stadio di formazione del cumulo, la nube si gonfia e cresce verticalmente sotto l’azione della corrente ascensionale, la cui velocità può superare i 15 m/sec.
Inizialmente le gocce d’acqua sono piccole ma per l’aggregazione il loro volume cresce a mano a mano che cresce la nube. Sotto l’azione combinata del loro peso e della corrente ascendente (basso-alto), le gocce sono sottoposte a continui sfregamenti reciproci, visibili attraverso lampi e udibili attraverso i tuoni.
L’aria ascendente riesce a trascinare grosse gocce d’acqua al di sopra della quota dello zero termico, dove si formano i granuli di grandine; quando diventano troppo pesanti, cadono.
Durante la discesa, la pioggia fredda trascina con sé una grande quantità d’aria creando una  corrente fredda discendente che coesiste con quella ascendente: a questo punto la cellula temporalesca ha raggiunto la maturazione, e l’inizio delle precipitazioni ne è il segnale.

Sistemi per Evitare i Temporali
Volando in VFR i temporali si possono evitare perché si vedono.
Volando in IFR, invece, per vederli ed evitarli si necessita di un radar meteoo dello STORMSCOPE.
Mediante una semplice antenna a telaio (come quella dell’ADF) lo STORMSCOPE è in grado di captare l’energia elettromagnetica emessa dalle scariche elettriche dei temporali. Rappresentando sullo schermo la posizione delle scariche rispetto all’aereo consente al pilota di vedere dove si trovano i temporali anche quando vola nelle nubi.

 

 

 

 

 

Le Precipitazioni
Le precipitazioni sono l’insieme di particelle d’acqua, liquide o solide, che cadono dalle nubi fino al suolo.
A seconda della loro intensità sono classificate deboli, moderate o forti.
A seconda della loro durata nel tempo sono classificate come continue o intermittenti.
Fanno parte delle Precipitazioni:

• Pioggia e pioviggine; si distinguono per dimensione delle gocce (goccioline di pioviggine d < 0.5 mm; goccioline di pioggia d > 0.5 mm). Oltre alla possibile formazione di ghiaccio, non hanno altri effetti rilevanti se non una riduzione della visibilità in proporzione alla loro intensità.

Durante l’atterraggio e le principali operazioni al suolo condotte ad elevata velocità si possono verificare effetti di aquaplaning.

• La Grandine; è la precipitazione più pericolosa in assoluto. Si forma quando gocce d’acqua solidificano all’interno di un cumulonembo e durante ripetuti spostamenti verticali si aggregano ad altre gocce sopraffuse che ghiacciano a loro volta al momento del contatto.

        Oltre che dentro e sotto il CB, la grandine può essere incontrata anche a notevole distanza dal temporale, catapultata oltre la sommità del CB dalle correnti ascensionali e spinta dal vento anche fino a 20NM oltre la nube.

• La Neve; l’effetto negativo più rilevante è la riduzione della visibilità. Causa seri problemi anche durante le manovre al suolo condotte a qualsiasi velocità. Per queste ragioni vengono emessi gli Snowtam.

Icing
Formazione di un deposito di ghiaccio sulla struttura dell’aeromobile o sul motore.

La formazione può avvenire:

• per congelamento di acqua sopraffusa.
• attraverso il processo di deposizione, nel quale il vapore acqueo è trasformato in ghiaccio senza passare dallo stato liquido.

Il ghiaccio si può formare:

• in volo nelle nubi;
• in aria chiara;
• a terra.

Effetti Pericolosi Dell’Icing

• Alterazione del flusso aerodinamico lungo i profili deformati dagli accumuli di ghiaccio:

l’alterazione di tale flusso provoca una diminuzione della portanza e un aumento della resistenza: la velocità di stallo raggiungere valori talmente elevati da rendere impossibile oltre alla salita, anche il mantenimento del semplice volo livellato.

• Ostruzione delle prese d’aria di alimentazione dei motori.
• Ostruzione della presa dinamica e blocco dell’avvisatore di stallo.
• Nel motore può portare a perdite di potenza.
• Appesantimento dell’aereo.
• Mancanza di visibilità anteriore (pericolosa in atterraggio).

Icing in volo nelle nubi
I fattori che contribuiscono alla formazione di ghiaccio in nube sono divisi in fattori meteorologici e fattori aerodinamici.
I fattori meteorologici sono:

• il contenuto di acqua sopraffusa;
• il contenuto di cristalli di ghiaccio;
• la temperatura;
• l’umidità;
• la distribuzione delle gocce e dei cristalli.

I fattori aerodinamici sono:

• l’efficienza di cattura delle gocce da parte dell’aereo;
• la velocità dell’aereo;
• La temperatura superficiale dell’aereo.

Condizioni necessarie per la formazione di ghiaccio in nube:

• La presenza di gocce d’acqua allo stato di sopraffusione.
• La temperatura ambiente e/o delle superfici dell’aeromobile sia inferiore a 0°C

L’acqua sopraffusa è:

• Acqua liquida con temperatura inferiore a 0°C
• E’ frequente a temperature comprese tra 0° e -15°C
• E’ uno stato di equilibrio critico facilmente perturbabile.

Ogni perturbazione provoca l’immediato ghiacciamento delle gocce, quindi anche il contatto con un corpo solido 

Congelamento
Generalmente il processo di congelamento avviene perché una goccia che si trova a temperature inferiori a 0°C incontra i nuclei di congelamento,attorno ai quali si attiva il processo.
I nuclei di congelamento sono:

• attivi a temperature inferiori a -15°C;
• in numero crescente al decrescere della temperatura;
• più frequenti in gocce grosse.

• Le gocce di pioggia (diametro > 1 mm) congelano a temperature comprese tra -15°C e -20°C.
• Le gocce di nube (10-20 μ) congelano a T ≈ -30°C.
• Anche le più piccole sono congelate a T = -40°C (l’ultima temperatura alla quale si può trovare acqua sopraffusa in nube).
• L’impatto delle superfici dell’aeromobile con l’acqua sopraffusa provoca il congelamento.

 

• Se le gocce di nube sono piccole e la temperatura è inferiore a -20°C,poiché la temperatura della goccia (che si trova a 0°C) è più alta dell’aria circostante,il processo è immediato.
• Se le gocce di nube sono grandi e la temperatura è attorno a 0°C,il processo è più lento; di conseguenza le gocce hanno il tempo di spalmarsi sulla superficie del velivolo per poi congelare.

Quindi:

• Se la temperatura ambiente è di poco inferiore a 0°C:
• il congelamento è più lento;
• ogni goccia ha il tempo di spalmarsi sulla superficie dell’aeromobile;
• le gocce si fondono assieme prima di congelare;
• la formazione di ghiaccio che ne consegue è ben aderente,compatta e solida (ghiaccio vetroso).
• Se la temperatura ambiente è molto bassa:
• le gocce congelano prima di unirsi;
• la formazione di ghiaccio è friabile (ghiaccio granuloso).

Contenuto d’acqua in nube
Un altro fenomeno meteorologico che va tenuto in considerazione è il contenuto complessivo di acqua nella nube.
Valori indicativi:

• il valore massimo si ha nelle nubi tropicali (0,008 Kg/m3) a circa 8 Km sopra la base della nube e attorno a -10°C;
• nelle regioni temperate il valore è 0,005 Kg/m3 a 6 Km sopra la base della nube a circa -25°C;

Occorre analizzare i casi di nubi miste, dove sono presenti contemporaneamente acqua e cristalli di ghiaccio, e il caso in cui vi sia presenza di precipitazione.
Nelle nubi miste,la presenza di ghiaccio induce il congelamento dell’acqua sopraffusa eventualmente presente diminuendo così la possibilità di formazione di ghiaccio. In una nube recente il fenomeno è attivo solo se la temperatura è inferiore a -15°C; in una nube di vecchia formazione è necessario un meccanismo di rimpiazzo del vapore come nel caso di nubi convettive e fronti.
La precipitazione ha due effetti contrapposti:

• le gocce d’acqua sopraffusa diminuiscono per coalescenza
• La precipitazione d’altro canto aumenta il contenuto d’acqua della nube per caduta dagli strati superiori della nube.

In sintesi si può dire che il contenuto di acqua in nube è difficile da determinare.

Icing in volo, in aria chiara
In aria chiara (priva di nubi) si può formare ghiaccio al carburatore:

• L’aria aspirata dal carburatore si espande raffreddandosi;
• La benzina sottrae calore all’aria per evaporare;
• Entra aria umida, e in tal caso, può raffreddarsi sotto zero e sotto il punto di rugiada, oltre al fatto che i depositi di ghiaccio diminuiscono la sezione di aspirazione: ne consegue una diminuzione della potenza del motore.

Rimedi:

• Termometro per monitorare la temperatura  del carburatore
• Dispositivo di riscaldamento del carburatore

 

 

Principali Tipologie di Ghiaccio
Ghiaccio brinoso, hoarfrost:

• aspetto di cristalli di ghiaccio leggero, simile a brina;
• si forma in aria chiara per sublimazione del vapore acqueo;
• si forma a terra e in volo; fa da base per la formazione di altri tipi di ghiaccio;

Ghiaccio granuloso, rime ice:

• struttura opaca, porosa;
• si forma per congelamento di piccole gocce di acqua sopraffusa;
• si forma nelle nubi e nella pioviggine, tra -10°C e -20°C;

Ghiaccio vetroso, clear ice:

• ghiaccio chiaro, compatto, trasparente, aderente;
• si forma per congelamento di grosse gocce di acqua sopraffusa;
• si forma nelle nubi tra 0°C e -10°C.

Icing, Classificazione

• Tracce: il ghiaccio diventa percettibile. Sebbene non vengano utilizzati i sistemi de-icing/anti-icing non è rischioso, purché non si resti in tali condizioni per un tempo elevato (oltre un’ora).
• Leggero: il rateo di accumulazione potrebbe creare problemi se il volo è prolungato in quest’ambiente

  (oltre un’ora). Un uso occasionale dei sistemi deicing/anti-icing rimuove/previene l’accumulo.
Non presenta un problema se il sistema deicing viene utilizzato.

• Moderato: il rateo di accumulo è tale che anche incontri brevi diventano potenzialmente rischiosi e l’uso dei sistemi deicing/anti-icing diventano necessari.
• Estremo: il rateo di accumulo è tale che i sistemi deicing/anti-icing falliscono nel ridurre il rischio.
• Si rende necessaria un’inversione immediata di rotta.

Icing, Conclusioni
Si può dire che l’icing in nube è pericoloso tra 0°C e -10°C, ed è più frequente tra       -4°C e -10°C:

• Se T < -10°C si forma ghiaccio più friabile
• Se T < -40°C il problema non esiste.

Le nubi più pericolose per l’icing sono,nell’ordine:

• Cumuli e cumulonembi, che hanno un alto contenuto di gocce di dimensioni maggiori;
• Nembostrati, che nella parte inferiore hanno una consistente densità di gocce d’acqua;
• Nubi stratiformi in generale, con temperature molto basse e in caso di lunga permanenza in essa

Riduzione della Visibilità
I fenomeni meteorologici di riduzione della visibilità sono:

• la nebbia
• la foschia
• la caligine
• il fumo
• le nubi basse
• le tempeste di sabbia
• le tempeste di polvere
• le eruzioni vulcaniche
• forti precipitazioni
• le tempeste di neve

Nei nostri aeroporti il fenomeno più frequente e che porta a riduzioni di visibilità più critiche è la nebbia.

Tipologie di Visibilità
Meteorological Visibility

• Di giorno: la massima distanza alla quale un oggetto di notevoli dimensioni, può essere visto sullo sfondo del cielo all’orizzonte
• Di notte: massima distanza alla quale può essere vista una lampada di moderata intensità
• È una misura della trasparenza dell’atmosfera in direzione orizzontale
• È misurata al suolo

Runway Visual Range, RVR (Portata Visuale di Pista)

• La massima distanza, nella direzione del decollo o dell'atterraggio, alla quale la pista o le luci di pista o gli appositi contrassegni che la delimitano sono visibili da una posizione situata sopra un determinato punto sul suo asse, ad un'altezza corrispondente al livello medio degli occhi del pilota al punto di impatto. A tale scopo, un'altezza di circa 5 metri è considerata come corrispondente al livello medio degli occhi del pilota al punto di contatto.
• Si misura nel caso in cui la visibilità meteorologica lungo la pista sia al di sotto di 1500 m.

 

 

Nebbia
Definizione:
il fenomeno meteorologico di riduzione della visibilità orizzontale al di sotto di 1000 m dovuta alla presenza di gocce d’acqua o cristalli di ghiaccio. Quando la visibilità è ridotta a valori inferiori a 5000 m e superiori a 1000 m si parla di foschia.

La nebbia, a seconda del meccanismo che porta alla sua formazione, può essere suddivisa in:

• Nebbia di massa d’aria, a sua volta divisa in nebbia da irraggiamento e nebbia da avvezione
• Nebbia frontale
• Nebbia di vapore

Eruzioni Vulcaniche
Devono essere subito segnalate da chi le osserva e/o prevede e tali informazioni devono essere riportate prontamente a conoscenza dei piloti.
Il pericolo più rilevante è costituito dall’incontro con le nubi di cenere che le eruzioni scagliano nell’atmosfera fino a quote che possono superare di parecchio la tropopausa.
Gli organi più vulnerabili sono i motori (specialmente se a turbina) che ingerendo le ceneri, cominciano a intasarsi e cessano di funzionare per soffocamento.
Le ceneri possono causare seri inconvenienti anche sugli aeroporti nelle vicinanze del vulcano che ha eruttato: infatti rendono impossibile il rullaggio a causa della totale riduzione di visibilità, danneggiano i motori e intasano le prese esterne degli aerei (es. quelle degli strumenti a capsula).

 

 

fonte: www.iopilota.com

 

• Fine articolo Meteorologia tutto di tutto

 

• Meteorologia

 

- La meteorologia e le sue variabili -

Prima di vedere come si possano interpretare le previsioni meteorologiche che possiamo trovare via internet o attraverso i vari bollettini, è necessario comprendere le basi della meteorologia stessa.
La meteorologia si occupa dello studio dei movimenti dell’atmosfera, in particolare tra il suolo ed i  7-8 Km ai poli e i 14-16 km all’equatore (11-12 Km alla nostra latitudine) . E’ questa infatti lo strato all’interno del quale si svolgono tutti i fenomeni meteorologici. E’ utile sottolineare che il ridotto spessore di questo strato rende tali fenomeni notevolmente influenzati dall’orografia.

Sono due le principali variabili che vengono prese in considerazione: la pressione P e la temperatura T.
Pressione: definita come una forza per unità di superficie, la pressione è il peso della colonna d’aria che sta sopra ad unità di area. Come è facile comprendere, la pressione diminuisce alzandosi di quota (la quantità d’aria sopra di noi diminuisce). La pressione, posta a valore 1000 unità quella al suolo, cala circa di 100 unità ogni km di altezza.
Temperatura: l’atmosfera viene scaldata dal Sole. La temperatura della stessa viene quindi influenzata sia dalla presenza o meno del sole (giorno e notte) sia dall’inclinazione con la quale i raggi solari colpiscono la crosta terrestre (oltre ad altri fattori locali, come la presenza di specchi d’acqua più o meno grandi – l’acqua ha una capacità termica maggiore della terra). E’ da sottolineare che il riscaldamento dell’atmosfera non avviene per irraggiamento diretto dal Sole. Essendo l’aria trasparente, non assorbe energia dai raggi luminosi se non in minima parte. Il riscaldamento si ha invece dal basso. La superficie terrestre, non potendo essere attraversata dai raggi solari, si scalda e trasferisce questo calore all’atmosfera. Per questo la temperatura dell’atmosfera, contrariamente a quanto ci si aspetterebbe, diminuisce con la quota. Il fattore di diminuzione è tra i 6° e i 12° al km .

Formazione dei venti

Facciamo ora un’analisi di come si genera un vento (in seguito faremo un’analisi più approfondita anche dal punto di vista matematico).
Come abbiamo precedentemente detto, la temperatura del suolo e quindi dell’atmosfera dipende dall’inclinazione con la quale i raggi solari vanno a colpire il suolo, o meglio con la “quantità” di raggi che vanno a colpire una unità di superficie.
Ne risulta quindi che l’atmosfera all’altezza dell’equatore è più calda di quella a latitudini crescenti.
Dal momento che la densità dell’aria è inversamente proporzionale alla temperatura (nell’ipotesi di gas perfetto abbiamo ) l’aria calda equatoriale tenderà a salire verso l’alto lasciando sotto di se dei vuoti che verranno riempiti da aria più fredda. Si avrà quindi un vento diretto dalle alte latitudini verso l’equatore.
La spinta dovuta al vuoto determinato dalla salita dell’aria calda equatoriale non è però l’unica forza che agisce sulla massa d’aria. Questa viene infatti deviata dalla forza di Coriolis (che analizzeremo più approfonditamente in seguito) il cui effetto è di deviare verso destra le masse d’aria in movimento nell’emisfero settentrionale e verso sinistra quelle nell’emisfero australe.
Si vanno così a creare i venti che (come gli alisei) si muovono da est verso ovest o da ovest verso est, a seconda della latitudine.
Ma avevamo precedentemente detto che il moto delle masse d’aria dovuto al maggior riscaldamento dell’equatore è diretto dai poli verso l’equatore. Sarebbe quindi corretto pensare che tutti i venti si muovano da est verso ovest nell’emisfero settentrionale e, viceversa, da ovest verso est nell’emisfero australe. Il fatto che questo non sia verificato è sempre dovuto alla forza di Coriolis. Deviando la massa d’aria in movimento, questa si trova a muoversi lungo i paralleli non potendo più procedere verso l’equatore. In particolare si vengono a determinare tre “celle” per emisfero, con limiti ai 30° e ai 60° di latitudine (sia nord che sud), all’interno delle quali i venti si muovono in verso opposto rispetto a quelle confinanti.

Situazioni generali e loro analisi

Modelli di previsione

Per poter interpretare correttamente le previsioni del tempo, è necessario essere a conoscenza dei limiti ai quali i modelli che vengono correntemente utilizzati sono sottoposti.
Nella storia della meteorologia due sono stati i modelli finora utilizzati per ottenere delle previsioni: il metodo sinottico e quello numerico.
Il metodo sinottico si basa sull’analisi della situazione attuale e delle 48 ore precedenti. Noti i principali spostamenti d’aria intorno al globo, è compito dell’esperienza del metereologo prevedere la possibile evoluzione del tempo.
Questo metodo può portare a previsioni soddisfacenti solo per lassi di tempo piuttosto brevi (si può considerare affidabile una previsione sulle 12 ore).
Il metodo numerico lascia invece il compito dell’analisi della situazione ai calcolatori. Tale metodo, basato sulle equazioni differenziali alle derivate parziali, lascia al metereologo il solo compito di analizzare ed interpretare le carte fornite dal calcolatore, riportanti le previsioni dei campi di pressione, dei venti, delle temperature e di molti altri parametri interessanti per la meteorologia.
Il metodo numerico, grazie allo sviluppo della capacità di calcolo dei moderni calcolatori, può portare a previsioni di attendibilità generale (su grande scala) fino a 10 giorni e particolare (su piccola scala) tra i 2 e i 5 giorni.
Ma su quali dati si basa il metodo numerico?
La prima analisi viene fatta su una griglia di passo 80 km e copre l’intera superficie terrestre. Viene eseguita da tre soli enti, uno Asiatico, uno Europeo e uno Americano.
I dati forniti da questa prima analisi, vengono utilizzati dai centri locali per ottenere dei risultati più precisi, in genere con passo di griglia di 20 e 5 km. Queste ultime analisi hanno validità per circa due giorni.
I risultati che vengono forniti dal calcolatore sono in genere della cartine meteorologiche, dove vengono rappresentati graficamente i campi di pressione e i fronti, i venti o altre variabili meteorologiche di interesse (come la percentuale di copertura nuvolosa, la temperatura, le precipitazioni…). In generale, per ottenere informazioni sul vento, è sufficiente conoscere i campi di pressione.

Vento di gradiente

Come si può, noto il campo di pressione, determinare il vento?
Proviamo a dare un’infarinatura dell’analisi matematica necessaria a risolvere questo problema.
Il campo di pressione è un campo scalare. Considerando un campo di pressione ad una quota fissa rispetto al livello del mare (quello che generalmente ci viene fornito con le cartine), ad esempio a 10m, possiamo rappresentarlo con una superficie in uno spazio tridimensionale le in cui le coordinate x ed y rappresentano la posizione mentre la coordinata z rappresenta il valore della pressione a quel livello. L’evoluzione nel tempo del campo di pressione sarà rappresentata dalle modificazioni della superficie stessa.
Il nostro campo di pressione P, noto, verrà quindi a dipendere da x,y e t.

dove S è il vettore posizione di coordinate x,y.
La pressione è, per definizione, una forza per unità di superficie.
Calcolando il gradiente di P otteniamo dimensionalmente una forza ad unità di volume, che possiamo interpretare come la forza che il campo di pressione esercita su di un metro cubo d’aria.
Noto che la forza, per la legge della dinamica, è pari alla massa per l’accelerazione, possiamo sostituire ottenendo che il gradiente del campo di pressione è pari alla densità r - che sarà funzione della temperatura T e diversa per ogni x,y,t - per l’accelerazione a a cui è soggetta la massa d’aria che nell’istante t è contenuta nel volume V considerato.

In questo modo, esplicitando a, possiamo scrivere

dove, come già detto, a è l’accelerazione a cui è soggetto il fluido.
Nell’ipotesi che l’aria sia un fluido non viscoso e di assenza della forza di Coriolis possiamo quindi scrivere che la velocità della massa d’aria considerata, per le leggi del moto, sarà pari a:

La velocità della massa d’aria ha quindi direzione e verso del gradiente di pressione, ed intensità proporzionale al suo modulo.
(E’ utile sottolineare che, secondo il modello correntemente utilizzato nello studio dei fluidi, il volumetto di riferimento è fisso rispetto allo spazio. Questo viene attraversato da una massa d’aria avente velocità v variabile e funzione del tempo.)

Proviamo ora ad inserire l’accelerazione di Coriolis. Per ricavarla proviamo a studiarne le cause.
La Terra è in rotazione attorno al proprio asse con velocità angolare w. La legge del moto dei corpi rigidi impone che la velocità periferica di un corpo in moto rotatorio sia . Poiché il corpo si muove con velocità v, in un intervallo di tempo dt il raggio r aumenta di un tratto vdt. Possiamo quindi scrivere e quindi, essendo w una costante,derivando rispetto al tempo otteniamo , che rappresenta l’accelerazione di Coriolis.
La direzione di tale accelerazione, essendo data dal prodotto vettore tra la velocità angolare w e la velocità dell’aria v, è perpendicolare al piano contenente le due velocità e diretta secondo la regola della mano destra.
L’accelerazione reale alla quale è sottoposta la massa d’aria del volume preso in considerazione risulta quindi essere

Oltre a queste accelerazioni, nel momento in cui la massa d’aria inizia a deviare la sua traiettoria, entra in gioco l’accelerazione centripeta, pari a , che andrà a sommarsi alle altre due.

La velocità della massa d’aria si stabilizzerà quando la somma vettoriale delle tre accelerazioni sarà nulla. E’ utile sottolineare che nel caso di alte pressioni la velocità non può superare un certo limite, poiché l’accelerazione di Coriolis, l’accelerazione centrifuga e l’accelerazione di gradiente trovano una configurazione stabile (a di grad e centrifuga hanno la stessa direzione), mentre per le basse pressioni questo non avviene, e l’accelerazione di gradiente può aumentare illimitatamente la velocità (a di grad e centrifuga hanno direzione opposta e possono aumentare entrambe illimitatamente). Per questo motivo le alte pressioni sono meno pericolose delle basse (oltre al fatto che le prime portano bel tempo e le seconde brutto tempo).
Ricordiamo che in questa analisi sono state trascurate le forze di attrito, delle quali si risente fino a circa 10 m da terra. Le forze di attrito fanno in modo che il vento geostrofico (che non tiene conto delle forze di attrito) sia spostato un po’ a destra rispetto al vento terrestre. Da questo dipende la necessità di svergolare la randa in alto: all’aumentare dell’altezza la direzione del vento cambia.

Situazioni locali

Oltre al vento di gradiente, nell’analisi delle previsioni meteorologiche è necessario prendere in considerazione altri fattori, più o meno indipendenti dal campo di pressione davanti al quale possiamo trovarci, ma che influenzano notevolmente il vento

Brezze di Mare e Brezze di Terra

Le brezze di Marre e di Terra vengono generate allo stesso modo del vento di gradiente, causato però da sistemi di alte e basse pressioni locali e di minor intensità.
La causa delle brezze è la diversa capacità di assorbire ed emettere calore da parte dell’acqua e della superficie terrestre (calore specifico). In particolare, l’acqua ha un calore specifico più elevato della terra, tanto da non essere influenzata in maniera particolare dall’alternarsi del giorno e della notte.
La terra ne è invece fortemente influenzata, tanto che, scaldandosi durante il giorno e raffreddandosi durante la notte, crea un disequilibrio tra la temperatura dell’atmosfera “terrestre” e quella dell’atmosfera “marina”. Questo disequilibrio, come precedentemente detto, porta ad una variazione della densità dell’aria e quindi ad un instaurarsi di una bassa pressione (dove l’aria più calda tende a salire) e di una alta pressione (dove l’aria più calda tende a scendere).
Conseguentemente, si avrà uno spostamento d’aria dal mare alla terra o dalla terra al mare. Sempre a causa dell’accelerazione di Coriolis (in questo caso però di intensità minore) la brezza tenderà a ruotare verso destra fino a muoversi parallelamente alla costa.
Vediamo in particolare cosa succede durante una giornata.
Durante la notte la terra si è raffreddata, mentre il mare ha mantenuto in buona approssimazione la sua temperatura. Il mare è quindi più caldo della terra, quindi si avrà uno spostamento d’aria dalla terra verso il mare (brezza di terra). Durante il giorno, invece, la terra andrà scaldandosi fino a riottenere l’equilibrio termico. In seguito, il pomeriggio e la sera, si avrà la terra che sarà più calda del mare. Lo spostamento d’aria sarà quindi in direzione opposta, dal mare verso la terra (brezza di mare).

Groppi

La presenza di un fronte freddo può essere causa della nascita di sistemi temporaleschi. L’aria fredda, incuneandosi sotto l’aria calda per la sua maggiore densità, spinge quest’ultima verso l’alto con un conseguente raffreddamento. Il raffreddamento provoca la condensazione del vapore acqueo e quindi il temporale. Giunta in alto, l’aria si raffredda ulteriormente e, a non potendo ridiscendere direttamente a causa dei movimenti ascensionali all’interno del temporale (ricordiamo che la condensazione dell’acqua rilascia energia sotto forma di calore), scende ai lati. Una volta arrivata in prossimità della superficie del mare si apre a raggiera, formando un groppo. All’interno dei groppi, a causa della combinazione del vento “normale” e di quello provocato dal sistema temporalesco, il vento sarà molto variabile sia in intensità che in direzione. In particolare, all’ingresso della zona temporalesca da sopravvento il vento sarà piuttosto debole (le due componenti si sottraggono), mentre da sottovento sarà più forte (le due componenti si sommano).

Phon

Il Phon, vento caldo da nord, sembra essere in disaccordo con quanto precedentemente detto riguardo al riscaldamento del pianeta, ovvero che la temperatura sia maggiore verso l’equatore e minore verso i poli.
Il realtà tale fenomeno è spiegabile attraverso il principio esposto in nota 1.
Immaginiamo la presenza di un rilievo (quale possono essere le Alpi). L’aria umida in arrivo da Nord, scontrandosi verso le montagne, tende a salire. Salendo diminuisce di temperatura, provocando quindi la condensazione del vapore acqueo che si trasforma in nubi e quindi in pioggia.
A causa della condensazione, si ha una diminuzione di temperatura minore rispetto al caso in cui l’aria non contenesse vapore.
Le nubi non sono però in grado di raggiungere un altezza sufficiente a scavalcare la catena montuosa. La massa d’aria che ridiscende lungo l’altro versante risulta essere secca, e quindi il suo aumento di temperatura al variare della quota è maggiore rispetto alla sua salita. In questo modo l’aria, passando la catena montuosa, viene riscaldata e conseguentemente varia la sua densità.

Effetto Venturi

L’effetto Venturi si ha quando l’aria in movimento, incanalandosi in una valle o comunque in un passaggio che diminuisce di sezione, aumenta la sua velocità. Viceversa se la sezione aumenta.
Vediamo come questo accade in una situazione semplice come può essere il tubo di Venturi.
Essendo l’aria, per velocità subsoniche, in buona approssimazione incomprimibile, possiamo considerare la sua densità costante. Per la legge di conservazione della massa, la quantità di massa che entra nel tubo deve essere pari a quella che esce.
Possiamo quindi scrivere: dove V è un volume di aria che entra od esce dal tubo
potendo scrivere     
ed essendo la sezione (di ingresso o di uscita) e la densità costanti, otteniamo

Possiamo quindi dedurre che la velocità della massa d’aria è inversamente proporzionale alla sezione (c’è più vento a Riva del Garda rispetto a Sirmione!!)

 

Testo redatto da Gianluca
Articolo del sito: http://www.velaforfun.com

 

 

 

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• Meteorologia

 

Cos'è la METEOROLOGIA?

Il termine meteorologia deriva dal greco "METEOROS" ("le cose che stanno di sopra") e "LOGOS" ("discorso"). E' quindi quella SCIENZA CHE STUDIA IL COMPLESSO DEI FENOMENI ATMOSFERICI. Già civiltà antichissime (cinese, greca, romana) tentarono di spiegare e classificare i fenomeni atmosferici. Si deve ad Aristotele (384 - 322 a.C.) il primo trattato di meteorologia. Solo nel 1600 si ebbe la prima descrizione sui fenomeni meteorologici e le prime misurazioni delle grandezze fisiche meteorologiche. Infatti in questo periodo nacque il primo igrometro per la misurazione dell'umidità.

 

 

LA CARTA DEL TEMPO

La carta del tempo è utilizzata per capire che tipo di tempo è presente sulle regioni (sull’Italia per esempio) e per fare delle previsioni sul tempo che ci sarà in futuro.
Le carte del tempo si possono trovare sui quotidiani nella pagina dedicata alle previsioni, si vedono spesso in televisione e si possono trovare anche su internet.
Diciamo subito che su questo tipo di carta viene rappresentata la pressione atmosferica. La pressione atmosferica varia in genere tra 960 e 1070 millibar, se la pressione atmosferica è inferiore a 1013 millibar si parla di bassa pressione ed il tempo sarà probabilmente brutto con nuvole e pioggia, se è maggiore di 1013 si parlerà di alta pressione ed il tempo sarà bello. La pressione atmosferica è misurata attraverso il barometro (vedi fig. in basso)

 

Sulla carta del tempo vengono riportate delle linee che uniscono tutti i punti su una determinata area geografica avente uguale pressione atmosferica e sulle linee è riportato anche il valore numerico della pressione queste linee sono chiamate isobare. Nella carta del tempo le isobare sono di norma tracciate di 4 in 4 millibar.
Le zone di bassa pressione vengono indicate con la lettera B, le aree di bassa pressione sono anche indicate dalla lettera L (dall’inglese Low Pressure). Quelle di alta pressione con la lettera A, le alte pressioni sono indicate anche dalla lettera H (dall’inglese High pressure)
Poiché alla bassa pressione è associato il cattivo tempo, le aree di bassa pressione sono chiamate cicloni, mentre le aree di alta pressione associate al bel tempo sono chiamate anticicloni.

 

      

 

 

Attraverso la carta del tempo è possibile capire dove si trovano le nuvole. Le nuvole sono disposte lungo alcune  linee di spessore maggiore rispetto alle isobare chiamate linee frontali, queste linee si riconoscono perché al di sopra hanno dei semicerchi o dei triangolini.
Le linee con i semicerchi rossi indicano un fronte caldo, dove c’è il fronte caldo le nuvole sono sviluppate orizzontalmente. Le linee con i triangolini blu indicano il fronte freddo, lungo il fronte freddo le nuvole sono molto maestose, possono raggiungere grandi altezze e si sviluppano verticalmente.
Sia le nuvole che si trovano lungo il fronte freddo sia quelle localizzate lungo il fronte caldo portano pioggia.
Le nuvole del fronte freddo si formano quando dell’aria fredda si dirige verso dell’aria calda e la solleva, l’aria calda durante il sollevamento si raffredda con un conseguente aumento di umidità relativa e quando quest’ultima raggiunge il 100%, si formano le nuvole.
Le nuvole del fronte caldo, invece, si formano quando dell’aria calda in movimento incontra dell’aria fredda, l’aria calda, quindi, scorre al di sopra dell’aria fredda e salendo si raffredda e condensa sotto forma di nuvole.
Da queste osservazioni si capisce allora che le nuvole si formano quando due masse d’aria una calda ed una fredda vengono a contatto.
Il fronte caldo è costituito da nuvole molto alte chiamate cirri a cui seguono delle nuvole più basse e grigiastre che producono una pioggia che può durare anche molte ore.  Mentre il fronte freddo è formato da nuvole imponenti che danno luogo a piogge a carattere di rovescio (acquazzoni).

 

  

            Formazione di un fronte caldo                                  Formazione di un fronte freddo

 

 

 

 

 

 

Esiste un terzo tipo di linea frontale che indica il cosiddetto fronte occluso, su questa linea sono disegnati triangoli viola alternati a semicerchi, dove è tracciato il fronte occluso ci saranno delle piogge che entro poco tempo lasceranno spazio al bel tempo.  I tre tipi di fronti sono indicati sulla figura di pag. 2. Anche nella zona compresa tra il fronte caldo e quello freddo ci sono generalmente nuvole e pioggia

 

 

 

 

I fronti e quindi le nuvole non sono fermi ma si muovono.
Il movimento del fronte freddo è indicato dal lato verso cui sono rivolti i vertici dei triangolino e il movimento del fronte caldo è indicato dal lato verso cui sono rivolti i semicerchi.
Il fronte freddo è seguito da aria fredda mentre tra il fronte freddo e quello caldo si trova aria calda.

 

   
    

 

 

 

La carta del tempo permette anche di capire qual’è la direzione da cui soffia il vento e qual è la sua intensità. La direzione del vento si può ottenere con una regola molto semplice: il vento si muove in senso antiorario intorno alle aree di bassa pressione ed in senso orario intorno a quelle di alta pressione, seguendo, all’incirca, la direzione delle isobare, inoltre, il vento è più intenso lì dove le isobare sono più ravvicinate.
Viene spontanea la domanda: ma perché lì dove c’è bassa pressione il tempo è brutto?
La spiegazione è che un’area di bassa pressione indica che dell’aria calda si sta sollevando , ma sappiamo che più l’aria sale più essa si raffredda (infatti in montagna fa più freddo che in pianura).
Sappiamo anche che l’aria fredda è più umida di quella calda e più l’aria si raffredda più aumenta la sua umidità, di conseguenza l’aria in ascesa si raffredda e la sua umidità aumenta. Quando l’umidità raggiunge il 100% si formano le nuvole ed ecco perché lì dove c’è bassa pressione c’è cattivo tempo.
Nella figura in basso è indicata attraverso delle frecce la direzione del vento intorno alle aree di bassa ed alta pressione.

 
 

 

 

Esercizio:
stabilisci sulla carta del tempo seguente stabilisci

1. da che direzione spira il vento in Puglia
2. In quale zona della carta il vento è più intenso?
3. che tempo fa in Puglia
4. la temperatura in Puglia è alta o bassa?

 

 

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