Relazione indici climatici

Relazione indici AO-NAO:

Si tratto di oscillazioni climatiche che si manifestano a medio breve termine.
L’oscillazione NAO (North Atlantic Oscillation) è una conseguenza della AO (Artic Oscillation) che avviene all’interno della stratosfera.
Ma in che modo?
In autunno, quando si forma il vortice polare (Polar Vortex), quest’ultimo può presentare variazioni, inerenti l’andamento termico, barico e di conseguenza sull’intensità dei suoi venti (West Wind)
Da questo possiamo facilmente intuire che si tratta di variazioni che interessano il periodo compreso tra fine settembre e fine marzo.

AO positivo: il vortice polare tende ad intensificarsi.
L’aria sovrastante il polo Nord inanzitutto tende a raffreddarsi, arrivando anche a sfiorare i -80°C in media-bassa stratosfersa, in tal modo aumentano i contrasti termici tra le alte e le basse latitudini, tutto questo inizialmente all’interno della stratosfera
Ciò produce di conseguenza ad un’intensificazione dei West Wind, che possono arrivare a toccare i 100 m/s, isolando maggiormente la colonna di aria fredda discendente che sovrasta il polo, intensificando in questo modo il vortice polare.
Una situazione di AO+ produce di conseguenza una situazione NAO+, infatti come ben sappiamo le depressioni nord atlantiche hanno sempre un certo legame con il vortice polare in inverno, poichè ne vengono alimentate dall’alto.
Un vortice polare più intenso, alimenta maggiormente le depressioni nord atlantiche, che tendono a scorrere a latitudini più elevate, sotto la spinta di un vortice polare più compatto, che resta confinato a latitudini più elevate.

NAO positiva: la pressione al polo diminuisce, mentre aumenta alle medie latitudini, aumentendo così i contrasti barici tra le varie latitudini.
La circolazione atmosferica all’interno della troposfera si intensifica (Jet Stream), spostando le celle Polare e di Ferrel, a latitudini più elevate e con esse il fronte polare stesso.
In poche parole le depressioni nord atlantiche (ciclone d’Islanda e delle Auteille), intensificandosi; intensificano di conseguenza gli anticicloni sub tropicali (anticiclone delle Azzorre e del Pacifico) che tendono a spastarsi di qualche grado, a latitudini più elevate con il resto della circolazione atmosferica (divisa in celle).
In questo modo l’aticiclone delle Azzorre, invade anche l’europa centro meridionale, compresa l’area mediterranea, congiungendosi sovente in queste situazioni con l’anticiclone termico Russo come ponte di alta pressione.
Risultato: sull’europa centro meridionale le precipitazioni sono scarse, ma con nebbie diffuse al suolo prodotte da situazioni di inversione termica (tipico di un area di alta pressione d’inverno), se tale situazione come sovente accade, persiste a lungo, le nebbie mattutine accentuano l’inversione termica giorno dopo giorno, con un insolazione ridotta alle basse quote.
Di conseguenza vi è un ulteriore intensificazione delle nebbie che tendono a divenire via via più persistenti con aria stagnante al suolo, dove aumentanoo pure le polveri fini che favoriscono a loro volta lo sviluppo di nebbie.
A latitudini nord europee invece, le profonde depressioni producono tempo mite e perturbato, con frequenti e forti precipitazioni accompagnate da venti molto forti, per il transito di intensi sistemi frotali associati a profonde depressioni extratropicali.

AO negativa: ritornando all’interno della stratosfera, il vortice polare può indebolirsi rispetto alla media.
L’aria sovrastante il polo guadagna alcuni gradi, questo produce un estensione ma anche un’indebolimento del vortice polare, con West Wind che tendono ad indebolirsi, isolando in minor misura la colonna d’aria fredda sovrastante il polo nord.
In questo modo ne alimenta meno le depressioni nord atlantiche che tendono di conseguuenza ad indebolirso e a spostarsi a latitudini inferioni.

NAO negativa: la pressione al polo tende ad aumentare, mentre tende a diminuire alle medie latitudini.
Diminuiscono i contrasti termici anche all’interno della troposfera, con linee bariche che tendenzialmente tendono a divenire più uniforni tra le varie latutudini.
La circolazione atmosferica all’interno della troposfera si indebolisce (Jet Stream), spostando le celle Polare e di Ferrel a latitudini inferiori.
In pratica, le depressioni nord atlantiche (ciclone d’islanda e della Auteille) indebolendosi; indeboliscono di conseguenza gli anticiloni posti a latitudini inferiori (anticilone delle Azzorre e del Pacifico), che tendono a confinarsi a latitudini prossime ai 25° di latutudine, lasciando spazio libero alle depressioni extratropicali di scorrere alle medie latitudini, il fronte polare come pure lo Jet Stream, in queste fasi scorrono alle medie latitudini, portando i sistemi frontali a scorrere alle nostre latitudini.
Risultato: mentre alle nostre medie latitudini le precipitazioni (anche nevose) cadono frequenti, alle alte latitudini il clima si presenta più freddo con scarse precipitazioni.
La condizione AO stratosferica, ha dunque un importante influsso sulla NAO troposferica, nell’arco di circa 15-20 giorni da quando prende vita la variazione all’interno della stratosfera.
Stratwarming: in situazioni piuttosto anomali, vi è una “bolla” d’aria calda che rimpiazza il vortice polare in inverno.
Normalmente lo Stretwarming ha origine dalla stratosfera sovrestante gli oceani Atlantico o Pacifico, poichè come ben sappiamo ciò è favorito dal fatto che gli oceani in inverno sono più caldi rispetto ai continenti, e con esso anche l’aria sovrastante.
Spesso dunque si forma un’anticiclone stratosferico, una sorta di bolla d’aria calda che può arrivare a sfiorare i +10°C se in alta stratosfera.
L’anticiclone stratosferico che normalmente prende vita a circa il trentesimo grado di latitudine, spostandosi verso il polo, preme contro il vortice polare, allungandolo (come vortice molto ovoidale).
Se lo Strewarming è abbastanza potente, l’anticilone stratosferico, continuerà a premere contro il vortice polare, fino a dividerlo in due vortici secondari che si spostano a loro volta sui continenti (Siberia e Canada) essendo più freddi.
A questo punto la “bolla” calda prende il posto del vortice polare per quanche giorno, il che trovandosi in un’area inusuale, molto fredda, lo Strewarnig perde presto forza raffreddandosi, cedendo nuovamente il posto al vortice polare che riprende a sua volta la sua posizione originale.
Se il fenomeno si verifica in pieno inverno, parliamo di anomalia, mentre se si verifica in tarda primavera, è un evento normale.
Infatti tutti gli anni in primavera inoltrata, il vortice polare stratosferico prodotto dalla lunga notte polare, cede il posto durante il lungo giorno polare ad un anticiclone polare in media-alta stratosfera.
Questo perchè durante il lungo giorno polare, in media-alta stratosfera la temperatura diviene maggiore sopra il polo con circa +20°C rispetto alle medie latitudini con circa 0°C.
Di conseguenza, la colonna d’aria fredda discendente e isolata da veloci correnti West Wind del vortice polare (depressione stratosferica), viene rimpiazzata da una lunga colonna d’aria calda ascendente isolata da veloci correnti East Wind dell’anticiclone estivo stratosferico.
Come già detto prima invece, se il fenomeno avviene in pieno inverno, si tratta chiaramente di un anomalia, che porta lo sviluppo di un’anticiclone di blocco all’interno della troposfera, sottostante l’area interessata dal fenomeno.
Se lo Strawarming parte all’interno della stratosfera sovrastante l’atlantico, questo provoca un promontorio anticiclonico, che dalle Azzorre si sposta fin sopra i poli congiungendosi alle base quote con l’anticiclone termico della Groenlandia, sospingendo in questo modo lungo il proprio fianco orientale aria gelida di origine Artica verso le latitudini inferiori, alimentando in tal modo depressioni nell’area mediterranea, date dal contrasto termico dell’aria gelida che scorre sopra un mare relativamente caldo, destabilizzando in questo modo l’atmosfera.
Depressione favorita dal vortice polare centrato a latitudini inusuali, e a sua volta innescata da una lingua depressionaria in media-alta troposfera, data dalla colata d’aria gelida indotta dal promontorio anticiclonico in atto sull’oceano Atlantico.
Il risultato di tali eventi, sovente sono importanti nevicate nell’area mediterranea e freddo intenso sull’Europa centro-orientale, mentre alle alte latitudini il clima si presenta molto più mite e soleggiato.
Lo Stratwarming, ha ripercussioni all’interno della troposfera, dopo circa 10 giorni, se questo avviene in media-bassa stratosfera, mentre si avviene in media-alta stratosfera anche dopo circa 20/25 giorni dall’evento.
Tutte queste variazioni climatiche a medio-breve termine, sarebbero più direttamente associate a piccole variazioni dell’attività solare per ciò che concerne le situazioni prevalenti nel corso degli anni, come pure al normale corso stagionale, durante l’inverno inoltrato, essendo il periodo più freddo dell’anno, la situazione più propensa è di tipo NAO+, mentre durante il resto della stagione, la situazione più propensa a diventa NAO- essedoci una lieve diminuzione dei contrasti termici tra polo e tropici.

Relazione indici QBO-AMO:

Vorrei postare due interessanti immagini, inerenti la temperatura oceanica, la prima rispecchia la situazione di maggio 2004:

La seconda invece è un animazione della situazione termica in tempo reale (da novembre 2007 a oggi)

Sappiamo che l’indice AMO, gioca un ruolo fondamentale a livello climatico, è una conseguenza più diretta della piovosità lungo le calme equatoriali.
Un aumento di intensità e della frequenza dei cicloni tropicali, favorisce un lieve abbassamento della temperatura oceanica, il che comporta un minor apporto di calore verso le alte latitudini, indotto dalla cicolazione oceanica, il che favorisce un’indice AMO-.
Viceversa una diminuzione dell’intensità e della frequenza dei cicloni tropicali, comporta ad un lieve aumento delle temperature oceaniche lungo le latitudini equatoriali, il che comporta a sua volta ad un maggior apporto di calore verso le alte latitudini.
Questo favorisce un’indice AMO+.

Si è comunque constatato che durante una fase QBO+, favorisce una maggior frequenza dei cicloni tropicavi, mentre durante le fasi QBO- tendono a diminuire, dunque questo mi lascia pensare che anche in questo senso esiste un rapporto tra i due indici.

AMO+ produce siccità negli USA:

A quanto sembra l’indice AMO gioca un ruolo determinante a livello climatico.
Regolando la zonalità del vento, definisce in gran misura la piovosità alle nostre medie latitudini.
Anche negli USA il secolo scorso è stato caratterizzato da periodi piovosi (1905-1930, il 1940, e 1976-1995) e periodi piuttosto siccitosi (1930, 1950-1960, e 1996-2004).
Tali importanti variazioni, potrebbero essere più direttamente associate a piccole variazioni termiche dell’oceano atlantico e del oceano Pacifico.
In presenza di un indice Pacific Decadal Oscillation (PDO) positivo, e di un indice Atlantic Multidecadal Oscillation (AMO) negativo: favorisce sembra una buona piovosità anche per il continente nord americano, ancora maggiore che in presenza di PDO e AMO entrambi in fase negativa.
Anche con entrambi i due indici negativi si hanno precipitazioni sostanzialmente buone ma non come in presenza di PDO+ e AMO-.
Invece in presenza di un indice AMO opposto le cose cambiano completamente, degli Stati Uniti la piovosità risulta molto più scarsa, e sovente gli stati centrali e occidentali sono attanagliati da lunghi periodi di siccità.
In presenza di PDO- e AMO+, la piovosità risulta lievemente inferiore in Canada, mentre gli stati centrali e meridionali la piovosità risulta molto più scarsa.
Viceversa in presenza di PDO e AMO entrambi in territorio positivo, sono le aree centrali e settentrionali degli USA a restare maggiormente povere di precipitazioni.
Globalmente comunque si è constatato che in presenza di AMO negativo, la piovosità globalmente aumenta parecchio anche per il continente nord amenticano, mentre in presenza di AMO+ la piovosità diminuisce.

A dimostrare tale tesi, sono stati molti anni di rilevamenti, in molte aree del continente nord americano e le statistiche sembrano confermare che la siccità su larga scala negli Stati Uniti, tende a essere associata prettamente a fasi AMO positive, che si sono verificate negli anni 1930, 1950 e dal 1995.

Un’altro indice non da meno importanza è senz’altro l’ENSO, che in fase positiva, favorisce siccità per il nord america e un’elevatissima piovosità nel centro america.
Gli effetti di quest’ultimo indice sono più noti a tutti.

Non è comunque nulla di così strano, considerando che gli effetti dell’indice AMO sono proprio quelli di definire la zonalità dei venti e dunque la frequenza perturbativa (come già spiegato molto bene da Pasquale).
L’indice NAO invece ha un’influenza riguardo la posizione latitudinare del flusso perturbato, comportando inoltre, in fasi positive, aumenti dei contrasti termici e barici tra le varie latitudini, di conseguenza un’intensificazione del flusso occidentale.
Molti ancora oggi associano la zonalità del vento unicamente all’indice NAO, quando in realtà è più direttamente associata all’indice AMO in sede europea.

Intanto una carta inerente l’anomalia termica registrata a cavallo tra i 1958 e il 1998.
In quel periodo ci si trovava in una fase AMO prevalentemete negativa e in una fase PDO prevalentemente positiva.
Riguardo all’indice NAO, prevalevano le fasi negative solo fino agli anni 70, poi prevalevano quelle positive nel complesso, sopratutto a cavallo tra il 1985 e il 1995.
La carta qui sotto, evidenzia che l’anomalia termica, seguiva prevalentemente lo stato degli indice AMO e PDO nel nostro emisfero.

Un altro indice fondamentale è senz’altro l’ENSO, notiamo infatti l’anomalia termica registrata tra dicembre 2006 e febbraio 2007 in europa, l’anomalia termica appare evidente in presenza di un indice ENSO+, sopratutto se associato ad un indice AMO+.
Riguardo agli indici AO e NAO, anch’essi presentavano un positività non particolarmente pronunciata, in presenza dunque di un VP piuttosto compatto, favorito da un indice QBO positivo in concomitanza con un’attività solare piuttosto bassa.
Secondo me fu proprio la positività di tutti questi indici, che combinati, favorirono l’inverno particolarmente caldo di quell’annata, anche se sembra che ad essere più determinante fu proprio la positività ENSO combinata con un indice AMO anch’esso molto positivo.

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:

Nevica sempre meno o la neve si scioglie più facilmente?

Sovente si sente la fatidica frase: “nevica sempre meno rispetto a 20-30 anni fa!!”.

Ma è corretto dire che nevica sempre meno anche in montagna rispetto a quanto non facesse anni fa o forse è più corretto affermare che quando nevica, la neve si scioglie più facilmente rispetto a qualche decennio fa.

La seconda affermazione sembrerebbe essere la più corretta, pur amettendo che vi sono state anche annate con periodi eccezionalmente secchi.

Ma cosa succede realmente?

Oggi sappiamo bene che a cambiare non è tanto in quantitativo effettivo delle precipitazioni, ma più che altro a cambiare è la modalità delle precipitazioni stesse che si manifestano in maniera più discontinua rispetto a quanto non facesse anni fa, lo stesso vale per le precipitazioni che in inverno si manifestano sotto forma di neve.

Negli ultimi anni registrano nevicate particolarmene intense durante gli inverni, con quantitativi talora eccezionali come succedeva anni addientro, l’unica differenza è quella che tali episodi possono essere seguiti da giornate con temperature particolarmente elevate per il periodo invernale, di conseguenza le nevi accumulate si sciolgono più velocemente.

Viceversa anni addietro, gli inverni risultavano decisamente più regolari, pertanto le nevi che si accumulavano in maniera più graduale durante la fredda stagione, si scioglieva piû difficilmente anche in presenza di belle giornate soleggiate.

Possiamo dunque affermare che il quntitativo nevoso inferiore dipende non tanto dall’accumulo effettivo delle precipitazioni nevose, tanto più dall’irregolarità dell’andamento termico e di conseguenza dall’irregolarità dell’accumulo precipitativo.

Ma da cosa è dovuta questa irregolarità degli ultimi inverni?

Oggi ci troviamo in “tempi” dove gli indici climatici favoriscono importanti scambi meridiani su scala globale, la zonalità del vento risulta inferiore rispetto circa 50-60 anni fa, di conseguenza giornate fredde possono alternarsi a giornate decisamente più calde, come periodi piovosi che si alternano a periodi secchi.

La zonalità del vento ceme detto risulta nettamente inferiore rispetto a quento non lo era decenni or sono, il che coincide con la sovraposizioni dei massimi dell’attività solare, di conseguenza aumentano le aminalie termice lungo i diversi paralleli longitudinali.

A tal proposito vorrei far riferimento alla teoria del professor Mazzarella per il semplice fatto che la trovo una teoria particolarmente interessante e basata su dati molto più realistici rispetto ad altre teorie oggigiorno più note.

Tale modello mette in relazione l’attività solare con la zonalità del vento su scala globale che si manifesta con una moltitudine di cicli climatici.

Infatti la zonalità stessa del vento è presa in considerazione come un indice climatico a se stante che assume un importanza fondamentale nel regolare l’andamento termico e pluviometro lungo i diversi paralleli latitudinali.

In sede Europea possiamo dire che la zonalità del vento si manifesta per mezzo degli indici climatici AO/NAO e AMO nelle scorse annate sovente in territorio positivo con conseguenti poderose rimonte anticicloniche alternate a profondi affondi depressionari.

L’andamento dell’indice NAO:

Andamento dell’indice AMO:

Prendendo in considerazione tutti questi paramentri è più facile capire in che modo l’accumulo delle nevi invernali sia oggi diminuito ripetto agli scorsi decenni.

È dunque presumibilmente corretto affermare che in futuro la modalità delle nevicate tornerà più similare a quella degli anni 50, quando in pianura si registravano quantitativi nevosi si 1 metro e mezzo o 2 metri durante l’inverno poichè episodi di maltempo non erano come oggigiorno seguiti da giornate troppo miti in grado di sciogliere più facilmente le nevi accumulate.

Nevicate frequenti anche in pianura:

Possiamo dire che l’inverno 2008/2009 è caratterizzato da frequenti e talora abbondanti precipitazioni nevose che nel Nord Ovest Italiano e nella Svizzera Italiana raggiungono spesso le pianure con quentitativi anche rilevanti.
In montagna i quantitativi nevosi hanno sfiorato i 2 metri di neve nella Svizzera Italiana sopra i 1000 metri di quota circa, mentre nell’area compresa tra le Alpi Vallesane e le Alpi Piemontesi, il manto nevoso ha raggiunto i 2 metri e mezzo (localmente è risultato anche maggiore).
Le intense nevicate di quest’anno sono state e sono tutt’ora favorite dalla presenza di determinate configurazioni bariche che si ripresentano con una certa regolarità.
Sovente si ha un’afflusso di aria fredda di origine continentale nei bassi strati della troposfera, correnti fredde che scorrono lungo il fianco Sud Occidentale di un centro Anticiclonico centrato sull’Est Europeo, questa situazione spesso precede un richiamo di miti correnti di Scirocco dal Nord Africa che scorrono lungo il fianco Orientale di una circolazione depressionaria che si genera nel Mediterraneo centro-Occidentale creando condizioni favorevoli a intense precipitazioni nevose fino a basse quote.
Infatti qui entra iin gioco la particolare conformazione orografica del territorio che caraterizza in Nord Italia grazie alla presenza della catena Alpina.
L’aria fredda che spesso precede fasi perturbate per la formazione di un minimo depressionario sull’area Mediterranea, resta “intrappolata” per giorni alle quote medio-basse dalla catena Alpina creando le cosidette sacche di resistenza sul Nord Ovest Italiano (Piemonte, Lombardia e Svizzera Italiana).
Le intense precipitazioni nevose sono prodotte dall’effetto di sbarramento da Sud delle miti correnti Nord Africane, che raccolgono molta umidità dal Mediterraneo durante l’avanzata verso Nord-Nord Ovest scorrendo sopra “cuscinetti” di aria fredda che come detto in precedenza restano “intrappolati” per giorni dalla presenza della catena Alpina.
L’avanzata dell’aria fredda nei bassi strati sovrastati dal’afflusso di aria caldo-umida produce una situazione da “fronte caldo” che può persistere per diversi giorni lungo il versante Sud Alpino per un’effetto di Stau e una situazione tipicamente favonica a Nord delle Alpi con conseguente tempo tendenzialmente più mite e soleggiato.
Una situazione che quest’anno si ripresenta regolarmente favorendo frequenti precipitazioni, che per giorni cadono sottoforma di abbondanti nevicate in grado si raggiungere a tratti le pianure del versante Sud Alpino.
Tali situazioni si è presentata con una certa frequenza anche durante il resto dello scorso anno 2008, motivo principale per la quale la piovosità a Sud delle Alpi è risultato superiore del 50-60% rispetto alla media, osservando l’andamento termico all’apparenza potrebbe sembrare inferiore rispetto alla media dato il buon iinnevamento che caratterizza la stagione invernale 2008/2009.
Ma l’attuale inverno 2008/2009 è realmente così freddo come potrebbe sembrare a primo acchito?
Secondo Meteosvizzera non è proprio così, ecco i dati raccolti dal servizio meteorologico della Svizzera Italiana:

Prendendo la stazione di Locarno-Monti come riferimento, la media della temperatura di dicembre 2008 e gennaio 2009 è di circa 3.2 °C, paragonata al valore dei due mesi del periodo di riferimento (1961-1990) di 3.5 °C, dunque soltanto qualche decimo inferiore al normale.
Ma solo pochi anni orsono (2005-2006) la temperatura è stata di appena 2.1 °C, rispettivamente di 2.8°C nel 2001-2002. A questi valori piuttosto rigidi si contrappone il 2006-2007 con 5.6 °C.
Assieme ai 6.0 °C del 1974-1975 essi rappresentano gli estremi più miti della serie, risalente al 1864.
All’altro estremo si situa invece il dicembre 1879 – gennaio 1880 con -0.7 °C (l’unico valore negativo della serie).
Cinque anni hanno avuto valori compresi tra 0.3 e 0.9 °C, tutti gli altri dei valori di 1°C o superiore.
L’intervallo decisamente più freddo ha avuto luogo tra il 1874 e il 1897 quando la media globale dei due mesi è stata di appena 2.1 °C, il periodo più mite si trova invece tra la fine degli anni ’80 e la fine degli anni ’90 con ben 4.2 °C!
Per l’attuale inverno, le stazioni situate a quote più elevate di quella di Locarno-Monti o di Lugano mostrano scarti negativi un po’ più importanti e anche al Nord delle Alpi lo scaro è più marcato.
A livello Svizzero (ciò che significa una media di 12 stazioni scelte poste in tutte le principali regioni climatiche del Paese), il gennaio 2009 è il più freddo da 22 anni (dal 1987).
Al Sud delle Alpi, prima del 1987 troviamo invece il 2006 con un gennaio più freddo dell’attuale.

Dati tratti da: Meteosvizzera

Flavio Scolari

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