Circolazione generale dell’atmosfera

Nell’osservare le carte del tempo si nota la presenza di centri di alta e di bassa pressione che abbracciano aree geografiche anche molto estese e nell’ordine di migliaia di chilometri di diametro. Alcuni di questi centri barici non rilevano considerevoli cambiamenti di posizione, fra una carta e la successiva, mentre altri centri, con estensioni più ridotte, mostrano dei movimenti più o meno regolari. Il mutamento e lo spostamento di questi ultimi è associato al contemporaneo spostamento delle perturbazioni. Le condizioni meteorologiche, nella fascia delle medie latitudini, dipendono essenzialmente da questi centri di azione che fanno spostare le masse d’aria. Vedremo come dallo scontro fra queste masse di aria, aventi caratteristiche fisiche diverse, si originano le depressioni mobili ed i fronti responsabili del maltempo generalizzato su vaste aree delle medie latitudini.
Nel corso di un anno il pianeta Terra riceve dal Sole la stessa quantità di energia, sottoforma di calore, che poi la superficie terrestre irraggia verso lo spazio. La quantità di energia che una località riceve dal Sole in una giornata, dipende dall’inclinazione dei raggi solari e dalla durata dell’insolazione, in altri termini dalla latitudine e dalla stagione. Alla sommità dell’atmosfera giungono in media 2 calorie/cm2 al minuto delle quali circa il 60% viene assorbito e il rimanente 40 % riflesso e diffuso verso l’alto.

Nelle regioni polari la radiazione incidente è sempre inferiore alla radiazione emessa e il contrario accade nelle regioni equatoriali e subtropicali.

La forma geometrica della terra implica che l’angolo di incidenza della radiazione solare, ovvero l’ angolo tra i raggi del sole e la perpendicolare alla terra nel punto di incidenza, varia con la latitudine e precisamente decresca dai poli verso l’equatore.

Ne consegue che le zone equatoriali ricevono durante l’anno una quantità di calore dal Sole superiore a quella riemessa verso lo spazio. Al contrario ai Poli il bilancio tra calore ricevuto e calore perso è negativo.

Le regioni delle latitudini inferiori ai 30° sono caratterizzate da un guadagno di energia, mentre quelle situate a latitudini più alte accusano un deficit energetico netto. Un trasporto di calore dall’equatore verso i poli è necessario perchè non si abbia un perenne aumento della temperatura all’equatore ed una diminuzione costante ai poli.

Questo trasferimento di calore viene effettuato dall’atmosfera la cui circolazione teorica sarebbe quella riportata nella figura precedente (frecce ellittiche rosse e blu- prima teoria elaborata nel 1735 da Hadley) se le sole cause dello spostamento fossero di natura termica e se la Terra non ruotasse attorno al proprio asse (forza di Coriolis).

Il calore assorbito dalla Terra intorno all’Equatore scalda le masse d’aria sovrastanti che, dilatandosi diventano meno dense e più leggere, salgono verso la troposfera. Questa risalita d’aria genera nei bassi strati zone di bassa pressione (associate a condizioni meteo perturbate), mentre in quota l’apporto di aria dagli strati sottostanti crea una zona di alta pressione. Ai Poli invece il bilancio termico negativo genera un raffreddamento dell’aria che essendo più densa si porta dagli strati superiori, dove si crea una zona di bassa pressione, verso il suolo, dove al contrario si genera un’alta pressione. Quindi al suolo masse d’aria fredda vengono spinte dall’alta pressione polare verso la bassa pressione equatoriale, mentre in quota l’aria calda viene spinta dalle alte pressioni equatoriali verso le basse pressioni polari.

Nell’emisfero settentrionale le masse d’aria che, alle alte quote, si muovono per cause termiche dall’equatore verso il polo vengono deviate verso est, infatti, attorno ai 30° di latitudine nord, le correnti in quota sono a componente occidentale. Da queste latitudini la massa d’aria ritorna verso l’equatore con correnti al suolo che prendono la direzione nord est (alisei) sempre a causa della forza deviante (cellula di Hadley). Questo accumulo di aria di origine subtropicale determina al suolo, intorno ai 30° di latitudine una cintura di alta pressione (A)- l’anticiclone delle Azzorre fa parte di questa cintura.

Alle alte latitudini è presente un’altra cella convettiva (cellula di Hadley polare) simile a quella fra equatore e basse latitudini. Questa cella è caratterizzata, negli strati prossimi al suolo, da una fascia di basse pressioni (B) intorno ai 60° di latitudine (esempio il ciclone d’Islanda) e di un’alta pressione in corrispondenza del polo.

La fascia delle medie latitudini denominata zona delle correnti occidentali è continuamente interessata dal passaggio di numerose depressioni che apportano tempo perturbato su vaste aree geografiche.
45. La circolazione atmosferica in superficie.

La circolazione atmosferica osservata in superficie a scala planetaria non ha l’andamento regolare indicato nella figura precedente poichè la superficie terrestre non è uniformemente liscia. Questo schema ideale trova riscontro solamente in corrispondenza degli oceani ma non sopra i continenti per due motivi:

a) perchè l’acqua degli oceani assorbe ed immagazzina, più della terraferma, l’energia solare;

b) perchè l’orografia determina una rilevante azione di disturbo sul libero fluire delle correnti aeree.

Nello specifico, nella stagione primaverile ed in quella estiva, gli strati superficiali della terraferma si riscaldano più rapidamente e più intensamente di quelli del mare e per questo motivo sopra i continenti tendono a formarsi aree di bassa pressione.

Nella stagione autunnale, la terraferma perde più rapidamente del mare il calore immagazzinato nella stagione calda, per cui sui continenti si originano vaste aree fredde di alta pressione, mentre sopra gli oceani si instaurano condizioni di bassa pressione.

A causa di questo comportamento termico stagionale, differente fra oceani e continenti, sulle pianure russo-siberiane e sul Canada si formano, nella stagione invernale, zone anticicloniche e d’estate zone di bassa pressione.

Questo modello, che rispetto al quello di Hadley trova abbastanza riscontro nelle osservazioni, non va però inteso come immobile. La circolazione descritta nella figura precedente è solo una situazione media, non è infatti raro che il Ciclone d’Islanda si spinga con profonde saccature fino alle latitudini del Mediterraneo o che l’Anticiclone delle Azzorre raggiunga le isole britanniche.

I Cicloni dell’Islanda e delle Aleutine.

A causa della presenza di terre emerse, la fascia di basse pressioni intorno al 60° nord si riduce, nella realtà, a due sole depressioni permanenti note con i nomi di “Ciclone d’Islanda” e di “Ciclone delle Aleutine”. La loro posizione, anche se fluttuante come già detto in precedenza, è caratterizzata da un minimo depressionario sull’Oceano Atlantico Settentrionale ed un altro sull’Oceano Pacifico Settentrionale, in prossimità del Circolo Polare Artico. Il Ciclone d’Islanda ricopre un ruolo particolare nelle vicende atmosferiche che interessano il continente europeo, perchè è il luogo in cui si ha la genesi di tutte le perturbazioni che poi si muovono verso le medie latitudini del continente.

Gli anticicloni delle Azzorre e del Pacifico settentrionale.

La maggior variabilità stagionale della pressione nelle aree continentali fa si che la fascia di alta pressione intorno ai 30° di latitudine tenda a stabilizzarsi permanentemente solo in corrispondenza degli oceani. E’ il caso dell’Anticiclone del Pacifico settentrionale e dell’anticiclone delle Azzorre. Le periodiche espansioni dell’anticiclone delle Azzorre verso il continente europeo e verso il Mar Mediterraneo relegano a latitudini più alte il movimento delle depressioni mobili e delle perturbazioni, apportando lunghi intervalli di bel tempo sulle nostre regioni.

L’incontro fra le correnti provenienti dal Polo Nord e quelle di origine tropicale danno origine alle perturbazioni che teoricamente arriverebbero in un flusso continuo, ad ondate successive, per tutto l’arco dell’anno sul continente europeo trasportate dalle correnti caldo umide di origine atlantica.

Nella realtà questo non accade e sulle nostre regioni non piove regolarmente per tutto l’arco dell’anno. Esistono due stagioni ben distinte, oltre che per la differenza di temperatura, anche per una diversa distribuzione delle precipitazioni: la stagione estiva solitamente asciutta e quella invernale, unita alle stagioni intermedie, caratterizzate da una maggiore piovosità.

Questo non significa che il flusso di aria calda e umida durante l’estate si interrompe ma semplicemente viene deviato leggermente più a nord, sull’Inghilterra, sulla Germania e sulle regioni Scandinave dove durante l’estate piove più abbondantemente.

La causa di questo altalenare da sud verso nord e viceversa trova una spiegazione nell’espansione e nel restringimento dell’anticiclone delle Azzorre.

Riprendendo il concetto generale delle celle di convezione che stanno alla base della circolazione atmosferica a livello planetario, è possibile verificare che durante l’estate, a causa di un maggiore irraggiamento solare dell’emisfero nord una massa d’aria notevolmente più grande sarà richiamata all’equatore dai tropici. Massa d’aria che verrà rimpiazzata da aria d’alta quota fredda e secca che discenderà a livello del mare. Questo fenomeno, che si verifica in prossimità dei tropici e, nel nostro caso sopra le Azzorre, crea un’ampia zona anticiclonica di alte pressioni che sospinge le perturbazioni provenienti dal Polo e dal Canada a latitudini più elevate.

La differenza di temperatura che esiste fra le aree equatoriali e le aree polari determina la formazione di tre grandi blocchi di aria omogenea a carattere quasi permanente: due in corrispondenza delle calotte polari, relativamente freddi e poveri di vapore acqueo ed uno fra i due tropici, relativamente caldo e ricco di vapore acqueo.

Fra questi due blocchi, all’incirca fra i 30° ed i 60° di latitudine, scorre in ciascun emisfero un vasto fiume di aria a temperatura intermedia, con direzione prevalentemente secondo i paralleli ed al quale è stato dato il nome di corrente occidentale (12). L’intensità di questa corrente aumenta man mano che si sale di quota e raggiunge il massimo attorno ai 10-12 chilometri di altezza. All’interno delle correnti occidentali ed ai limiti superiori della troposfera, scorre un fiume aereo velocissimo chiamato corrente a getto (jet stream si sono registrati venti anche a 600 Km/h, ma velocità di 100-200 Km/h sono frequenti).

La corrente a getto è il fenomeno equivalente delle correnti oceaniche ma, a differenza di queste ultime, cambia di giorno in giorno la propria posizione all’interno della fascia occupata dalle correnti occidentali. La corrente a getto ha un piccolo spessore verticale (nell’ordine dei 2-3 Km), relativamente stretta sul piano orizzontale (100-400 km), molto allungata nel senso delle correnti (qualche migliaio di chilometri) e sovrasta le zone di massimo contrasto termico al suolo tra masse di aria fredde e calde.

La corrente a getto ha una notevole importanza per la genesi delle depressioni mobili, poichè la sua presenza sulla verticale delle aree dove più forte è il contrasto termico tra alte e basse latitudini non è casuale. Infatti le correnti occidentali risultano essere tanto più veloci quanto è maggiore la differenza di temperatura fra le masse di aria che stazionano sull’equatore e quelle che sovrastano il polo. Quando questa differenza di temperatura è molto grande viene a determinarsi un maggiore dislivello barico fra la cintura di alta pressione attorno ai 30° di latitudine e la fascia di bassa pressione attorno ai 60°. Questa differenza di pressione atmosferica tenderebbe a far aumentare indefinitamente anche la velocità delle correnti occidentali se queste, a causa della velocità, non diventassero instabili ad una quota oscillante fra i 3.000 ed i 12.000 metri. Questa instabilità genera grandi moti ondulatori sul piano orizzontale (onde planetarie o onde lunghe di Rossby). Il crescere dell’ampiezza delle onde fa penetrare sempre più le masse di aria calda tropicale verso le regioni polari e le masse di aria fredda verso le regioni equatoriali determinando in tal modo, fra le zone polari e quelle tropicali, uno scambio termico a grandissima scala che attenua il contrasto determinato dalla diseguale distribuzione della radiazione solare.

La corrente a getto.

Si definisce corrente a getto una corrente stretta, forte e concentrata lungo un asse quasi orizzontale, situata nella troposfera superiore e nella stratosfera, caratterizzata da un forte gradiente verticale e laterale dell’intensità del vento che presenta uno o più massimi di velocità. In genere la lunghezza di una corrente a getto è di diverse migliaia di km, la sua larghezza di qualche centinaia di km e la sua altezza di qualche km. La velocità del vento è normalmente maggiore di 60 kts, lo shear verticale è di 5/10 metri al secondo per chilometro, quello orizzontale di 5 m\sec per 100 km, le nubi caratteristiche sono i cirri e la quota alla quale si trova il suo asse è intorno ai 250 hpa. Le principali correnti a getto sono il getto polare e quello subtropicale. Di minore importanza sono il getto equatoriale e quello artico.

Anticiclone Nord Africano in estate:

Sovente in estate, l’anticiclone Nord Africano, arriva ad interessare l’area mediterranea, durante quelle annate ove l’antciclone delle Azzorre “manca”.
L’anticiclone delle Azzorre è un sistema dinamico, ossia indotto dalla circolazione atmosferica generale, quasi sempre presente, anche se alcune annate, durante le calde estati (sopratutto di questi ultimi anni), l’area anticiclonica si idebolisce sensibilmente, cedendo il posto ad un’area depressionaria.

L’area depressionaria centrata sul medio atlantico, sospinge aria molto calda e secca nella media-alta troposfera, dal Nord Africa (deserto) verso l’europa centro-meridionale, lungo il proprio fianco orientale, sviluppando un potente anticiclone visibile a partire dagli 850 hPa.
Infatti l’anticiclone Nord Africano, è un sistema che interessa prevalentemente la media-alta troposfera, mentre al suolo si maschera con pressione piuttosto livellata, l’aria molto calda richiamata in quota dall’area depressionaria centrata sulle Azzorre, provoca per lungo tempo una situazione molto stabile, con temperature che in estate possono salire giorno dopo giorno, fino a raggiungere i +40°C in molte regioni dell’europa centro-meridionale, in assenza pressochè totale di precipitazioni.
Non appena l’anticiclone Nord Africano dopo settimane di persistenza, cederà, consentendo in tal modo il transito di aria più fresca di origine oceanica (fronte freddo), questo procurerà una sistuazione esplosiva, con lo sviluppo di improvvisi e violenti temporali, al quale spesso vi sono associati: grandine, nubifragi, trombe d’aria.
Viceversa, durante le estati tendenzialmente più fresche, l’anticiclone delle Azzorre fa da “padrone” per le condizioni climatiche europee.
Generalmente favorisce estati non particolarmente calde, poichè essendo centrato sull’oceano, sospinge tiepide correnti dal atlantico verso l’area mediterranea, che destabilizzando lievemente l’atmosfera, consente lo sviluppo di isolati temporali serali.
Inoltre quando l’anticiclone cede lungo il proprio fianco orientale, può favorire una massiccia avanzata di aria fresca, che dal nord atlantico o dal nord europa, si riversa sull’europa centro-meridionale, favorendo in tal modo, lo sviluppo di fronti freddi, portatrici di piogge e temporali.

In realta possiamo anche affermare, che tra anticiclone delle azzorre e anticiclone nord africano, non vi è molta differenza, può anche essere considerata una posizione diversa dello stesso sistema anticiclonico, alcune annate (o periodi dell’anno) si mantiene centrato prettamente sul medio atlantico, altre invece in prossimità del nord africa.

Sopra il VP: la circolazione inversa:

Ebbene, il VP è un fenomeno invernale che avviene entro i primi 80 chilometri di quota (alta mesosfera).
Nella parte alta, il VP “risucchia” aria molto fredda dall’alto, aria che può raggiungere i -100°C a circa 60 km di altezza e che viene isolata da veloci venti West Wind indotti a loro volta dai forti contrasto termici che vi sono tra le diverse latitudini.

Una raffigurazione dei venti zonali che si riscontrano all’interno della stratosfera:
il rosso indica i West Wind (emisfero invernale), mentre il blu i East Wind (emisfero estivo), dalla carta possiamo notare molto bene in che modo il VP, in inverno influenzi lo Jeat Stream in alta troposfera, questo tende certamente ad intensificarsi in presenza del VP invernale poichè ne viene favorito, contrariamente all’estate, dove East Wind sovrastanti ne sfavoriscono la loro avanzata verst est.

Possiamo pure notare, che il VP invernale, come l’anticiclone estivo, no fenomeni che interessano solo la stratosfera, ma bensì anche la medio-bassa mesosfera.
Al di sopra di questi due sistemi, si riscontrano due correnti inverse, ossia nell’emisfero estivo, la lunga colonna d’aria ascendente isolata da East Wind, interessa la mesosfera-stratosfera fino ad un’altezza di circa 80 km, mentre al si sopra sovrasta una circolazione inversa: una colonna d’aria discendente che viene isolata da correnti West Wind, fino ad un’altezza di circa 120 km (bassa termosfera).
Contrariamente nell’emisfero invernale, la lunga colonna d’aria fredda discendente, isolata da veloci correnti West Wind, viene sovrastata da una colonna d’aria ascendente, isolata da East Wind fino ad un’altezza di circa 120 km (bassa termosfera).
Al di sopra di queste circolazioni inverse, in entrambi i casi, l’andamento circolatorio ridiventa come quello sottostante gli 80 km, dunque West Wind in inverno e East Wind in estate.

Dobbiamo comunque dire, che la resistenza del vento a queste grandi altezze è minima, forse neanche perceppibile dall’uomo, infatti si parla di velocità con il quale la rerefatta aria si sposta.
A partire dai 60 km prende inizio la ionosfera, dunque nell’aria man mano che si sale, diviene sempre più alta la concentrazione ionica, di conseguenza man mano che si sale sopra i 60 km di altezza, l’aria diviene sempre più soggeta a processi elettromagnetici piuttosto che a fattori termici.
Ecco perchè a quote comprese tra i 60 km e i 150 km di altezza, si fa riferimento d due generi diversi di correnti, uno descrive ciò che concerne la circolazioni elettrica (ionosferica), l’altra la circolazione dell’aria allo stato neutro, dunque quella più direttamente soggetta a fattori termici.
Uno schema semplificato per ciò che invece concerne la circolazione ionosferica, più intensa nell’emisfero diurno.

Ma non mi soffermo a questo punto per non vagare troppo in altri argomenti, poichè il discorso si farebbe ben più complesso (a questo punto continua in: Vento aurorale).
Ritornanodo dunque a ciò che concerne la circolazioned dei venti “neutri”, il fatto che si riscontrano 3 tipologie di venti inversi, è in dotto dall’andamento termico con l’altezza.
In alta mesosfera durante l’inverno: l’aria è più fredda sopra i poli, mentre in bassa termosfera questa diviene più calda, per il fatto che la mesopausa si trova a quote inferiori rispetto alle latutudini inferiori e dunque la temperatura (cinetica) tende a riaumentare prima.
Risultato: strano ma vero, l’aria sopra i poli a 100 km di altezza, durante l’inverno è più calda rispetto a quella presente alle medie latitudini, ecco perchè vi è la risalita di correnti ascendenti che comprendono le quote comprese tra i 90 e i 120 km.
Viceversa accade nel emisfero stivo, quando le maggiori temperature misurabili in alta mesosfera sopra i poli, la risalita di correnti ascendenti più calde, provoca un inalzamento delaa masopausa, di conseguenza la temperatura continua a dimunuire fin verso i 100 km di altezza, dunque strano ma vero: a quelle altezze, la temperatura sopra i poli risuta più bassa rispetto alle latitudini inferiori, dove la temperatura (cinetica) è già in fase crescente con l’atezza, ecco perchè si produce lo sprofondamento dell’aria a quote comprese tra i 90 e i 120 km (una sorta di VP termosferico, tipico del emisfero estivo) .
Continuando a risalire, la circolazione ritorna ad essere parimenito, ossia identica a quella che si riscontra sotto gli 80 km di altezza per un processo analogo a quello appena descritto.
Tutte queste oscillazioni climatiche descritte in questo post, rispecchiano tutte quelle variazioni facenti parte del normale corso stagionale, che sempre più affascina gli osservatori per la loro complessa natura dinamica

L’effeto dei vento ooposti a circa 90 km di altezza (mesopausa) produce il fenomeno delle nubi nottilucenti:
in breve, sarebbero più probabilmente date dalla polvere meteorica.
In genere le piccole e numerose comete, si disintegrano a queste altezze, quando l’atrito dell’aria abbastanza densa, le “infiamma”.
La polvere rimanente, data dalla disintegrazione meteorica, viene compressa da correnti opposte, e stirata in strati sottili dalle veloci correnti mesosferiche che facilmente a queste altezze, superano i 90 m/s.
Infatti le nubi nottilucenti, contrariamente alle nubi madre perlacee, sono un fenomeno tipico del periodo estivo alle latitudini circumpolari: