Importanza dell’ozonosfera

Per indici climatici che avvengono all’interno della stratosfera (QBO), perde di valore se associato a oscillazioni che avvengono al di sopra della copertura nuvolosa.
Ma qual’è il mezzo con il quale l’attività solare possa influire l’indice QBO?
Qui entra in gioco l’ozonosfera, poichè sappiamo che la concentrazione dell’ozono dipende molto dalla radiazione solare.
Da questo si potrebbe credere che la maggior parte dell’ozono si trovi sopra i tropici, invece non è così, questo perchè è comunque un gas che viene trasportato dai venti che si riscontrano all’interno della stratosfera, una circolazione stratosferica denominata indice BDC (Brewer Dobson Circulation).
Sopra i tropici, l’aria tende a salire (moto ascendente) spostandosi verso i poli, prima di ridiscendere, creando in tal modo una cella circolatoria simile a quella di Handly.

L’andamento dell’ozono ha comunque un proprio ciclo stagionale associato a variazioni stagionali della radiazione solare alle alte latitudini.

Sappiamo dunque che la concentrazione dell’ozono dipende dall’irradiamento solare e variazioni cicliche dell’attività solare producono flutuazioni della concentrazione dell’ozono del circa 8%.
Esiste una variazione ciclica pluriennale legata all’attività solare che viene definita ciclo solare; dura circa 11 anni e comporta una fluttuazione dell’ozono pari all’1-2%.
Mentre l’indice QBO provoca una variazione quantitativa dell’ordine del 2-4%, poichè durante le fasi dell’indice QBO si assiste ad un intensificazione del indice BDC (associato alla concentrazione dell’ozono ai poli), questo perchè durante le fasi di East Wind (QBO-) i venti si è riscontrato che sono più forti che durante le fasi di West Wind (QBO+), un aumento della concentrazione dell’ozono, in genere coinsiste ad un aumento termico, poichè l’ozono assorbe molto bene la luce UV solare, dunque viceversa, una diminuzione della concentrazione dell’ozono in genere coinsiste ad una diminuzione termica, tutto questo sopra le regioni polari all’interno della stratosfera.
Dunque di base, le fasi QBO- favoriscono un VP disturbato e più soggetto a onde planetarie (onde di Rossby), favorendo di conseguenza un indice AO anch’esso negativo.
Viceversa le fasi QBO+, favoriscono un irrobustimento del VP polare, provocando una diminuzione della concentrazione dell’ozono ai poli, il raffreddamento stratosferico derivante, ne favorisce un’indice AO anch’esso positivo.
Certamente mi riferisco a situazioni basilari, poichè come abbiamo già visto, l’indice QBO si comporta in maniera completamente diversa a seconda dell’attività solare, probabilmente ciò è dovuto al fatto che anche l’attività solare determina, come detto prima, piccole variazioni della concentrazione dell’ozono stratosferico.

L’ozono ha un alto potere assorbente nei confronti dei raggi UV solari, questo può produrre certamente lievi variazioni termiche all’interno della stratosfera dell’ordine pochi gradi centigradi, sembra poco, invece gli effetti fotochimici derivanti sono assai rilevanti…

In definitiva tutti i fenomeni climatici che avvengono all’interno della stratosfera, sono anch’essi associati all’attività solare per mezzo dello strato di ozono.
L’articolo qui riportato spiega con straordinaria precisione il complesso rapporto che esiste tra l’attività solare e gli indici QBO/AO per mezzo dell’ozonosfera:

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Consiglio vivamente di leggerlo, ne vale la pena

si è constatato che in genere le fasi QBO negative potrebbero favorire estati tendenzialmente più calde in europa, già solo per l’andamento dei venti, poichè spirando da est verso ovest, contrastano il flusso occidentale delle medie latitudini all’interno della troposfera, indebolendolo di conseguenza.
In estate favorisce un estensione dell’anticiclone africano verso l’area mediterranea, poichè l’aria calda riesce a risalire verso latitudini più elevate senza essere bloccata dalle miti correnti oceaniche dell’atlantico.
Viceversa un indice QBO+, favorisce estati tendenzialmente più fresche, poiche i venti stratosferici sopra le fasce tropicali, favoriscono il flusso occidentale delle medie latitudini, in questo modo l’aria calda dal nord africa raggiunge con maggior difficoltà l’area mediterranea, poichè viene bloccata maggiormente dalle miti correnti oceaniche.
Ovviamente mi sto riferendo ad una situazione molto basilare, in quanto il risultato definitivo per questo genere di indici, sembrano essere dettato proprio dalla quantità di ozono stratosferico che varia certamente in rapporto all’attività solare con lo stato dell’indice QBO.

Ma in che modo?
L’ozono viene prodotto in presenza di irradiamento solare, dunque la maggior quantità di ozono stratosferico la si dovrebbe riscontrare lungo l’equatore poichè qui la radiazione solare è maggiore, ma non è affatto così poichè l’ozono è un gas che viene trasportato dai forti venti stratosferici verso i poli per compensare il deficit termico indotto da un minor irradiamento solare, con il risultato che la maggior concentrazione dell’ozono stratosferico, la si riscontra sopra i poli anzichè sopra l’equatore.
Da sotolineare il fatto che la concentrazione dell’ozono presenta ovvie variazioni stagionali stagionali, come variazioni quasi biennali.
Le prima oscillazioni sono più direttamente associate alle evidenti variazioni stagionali dell’irriadiazione solare sopra i poli, mentre nel secondo caso all’indice QBO e all’attività solare.
Nelle fasi QBO- i venti orientali sono mediamente più intensi dei venti occidentali associati ad un indice QBO+.
A questo indice climatico sono associate due distinte correnti sopra i due tropici terrestri e comprendono le quote del geopotenziale comprese tra i 10 e i 100 hPa (dai 35800 metri ai 16500 metri).
I venti associati all’indice QBO sono compresi tra i 20 e i 50 m/s, presentando una maggior intensità durante le fasi QBO-.
Questo favorisce a sua volta ad avere un indice BDC maggiore in presenza di QBO negativo, dunque una circolazione dell’ozono più forte.
In questo caso si possono avere concentrazioni di ozono maggiori sopra i poli, favorendo di conseguenza situazioni di Stratwarming.
Viceversa con indice QBO+ si ha un indebolimento dell’indice BDC, dunque una circolazione dell’ozono più debole.
In questo caso la concentrazione dell’ozono sopra i poli tende a diminuire, favorendo durante l’inverno un VP più freddo e dunque più compatto.
Inutile dire che nel primo caso favorisce estati più calde e inverni più freddi, mentre nel secondo caso inverni più miti e secchi ed estati più fresche e piovose.
Tuttavia sappiamo che l’indice QBO si comporta in maniera completamente diversa a seconda dell’attività solare.
Il motivo di questo stretto legame non è ancora conosciuto, pur sapendo che anche variazioni dell’attivitâ solare comportano a variazioni della concentrazione dell’ozono stratosferico.
L’indice QBO, come già detto, comporta a variazioni medie dell’ordine dei 3-4 punti percentuali della concentrazione dell’ozono sopra i poli, mentre l’attivitâ solare comporta a variazioni medie di un paio di punti percentuali.
Non a caso ho parlato di medie, proprio perchè queste variazioni non avvengono in maniera uniforme nel tempo, ma bensì si manifesta con eventi di Stratwarming o Stratallert, che possono produrre variazioni del 30-40% della concentrazione dell’ozono sopra le alte latitudini.
Già con un aumento di soli 2 punti percentuali si riscontrano forti ripercussioni a livello fotochimico, figuriamoci con variazioni del 40%
L’ozono come sappiamo assorbe molto bene la luce UV, dunque in condizioni di Stratwarming si possono verificare aumenti termici dell’ordine dei 60°C in pochi giorni.
Se l’evento di Stratwarming avviene attorno ai 30 hPa e l’aumento termico stratosferico arriva a 30°C in una settimana, si parla più tecnicamente di Sratallert, poichè potrebbe in seguito sfociare in Stratwarming e portare forti anomalie climatiche in sede troposferica.
Mentre se l’aumento termico è dell’ordine dei 50°C a partire dai 10 hPa in meno di una settimana si parla già subito di Stratwarming (potente) e in grado di procurare grosse anomalie climatiche in sede troposferica nell’arco di poche settimane.
Queste situazioni sono molto più frequenti con un undice QBO+ in concomitanza con un massimo dell’attività solare e con un indice QBO- in concomitanza con un minimo dell’attività solare, proprio perchè come abbiamo già visto prima, sia l’indice climatico stesso che l’attività solare, entrambi producono variazioni della concentrazione dell’ozono stratosferico, definendo di conseguenza l’andamento termico stratosferico.
L’indice QBO da tutto questo discorso, appare chiaro come influenzi l’indice AO che a sua volta influenza l’indice NAO.

Certo che tutti gli indici climatici sono fondamentali, infatti l’indice AMO potrebbe influenzare l’andamento termico della stratosfera polare, ma in che modo?
Oggi è noto che le situazioni di Stratwarming prendono luogo grazie alle onde planetarie (onde di Rossby), dunque in presenza di un flusso occidentale troposferico piuttosto ondulato.
I maggiori contrasto termici derivanti e dunque le perturbazioni ad esse associate, producono forti onde gravitazionali che si espangono fino alla basso stratosfera (circa 16 km di quota).
Non appena l’onda gravitazionale raggiunge la bassa stratosfera, si “infrange” come un onda oceanica fa appena raggiunge la spiaggia, questo produce un rimescolamento dell’aria sopra le medie latitudini e dunque anche un rimescolamento dell’ozono che tende a concentrarsi all’interno della “turbolenza” gravitazionale.
Da qui prende avvio lo Sratwarming per un effetto derivante.

Ma in definitiva, perchè le situazioni di Stratwarming sono più frequenti nel nostro emisfero boreale anzichè quello autrale?
Perchè è nell’emisfero nord che si riscontra la maggior parte delle terre emerse (continenti) con le principali catene montuose (Himalaya) e i maggiori contrasti termici tra oceani e continenti.
Tutto questo certamente ha un certo influsso sui venti che tendono a spirare con maggior irregolarità nella direzione e nell’intensità, favorendo in tal modo grandi turbolenze all’interno della troposfera.
Le onde planetarie, sopratutto quelle associate a perturbazioni atmosferiche e a temporali, in realtà arrivano ad influenzare anche altezze prossime ai 100 km, perturbando il flusso della circolazione generale del plasma ionosferico, con il risultato di nubi magnetizzate che possono assumere particolare importanza per coloro che praticano la radio amatoriale, pur trattandosi di eventi del tutto imprevvedibili.
In definitiva esiste un legame tra i vari indici climatici, l’indice QBO può favorire o sfavorire (a seconda dello stato dell’indice e dell’attivitâ solare) situazioni di Stratwarming, ma allo stesso tempo anche l’indice AMO può favorire o meno questo genere di eventi grazie al fatto che definisce la zonalità del vento.
Oggi ci troviamo in presenza di un indice AMO molto positivo, mentre siamo appena entrati in una fase di indice QBO- (Tropical East Wind) in concomitanza con un’attività solare piuttosto bassa, nel pacifico regna una fase ENSO negativa (avente anch’esso un rapporto con l’indice QBO in qualche modo, secondo i rilevamenti) e infine si riscontra un indice PDO positivo nel Pacifico centrale.
Tutto ciò mi lascia pensare che il prossimo inverno possa manifestarsi con forti anomalie climatiche, dunque con frequenti irruzioni di aria molto fredda, poichè tutti questi indici presi in considerazione, sembrano favorire questa situazione…pur considerando che siamo troppo lontani per poter effettuare delle proiezioni che siano attendibili.
Mi astengo nel riconfermare quanto tutti gli indici climatici siano fondamentali e in qualche modo associati l’uno all’altro, quelli sottostanti all’interno della troposfera, sono regolati piuttosto dalla copertura nuvolosa globale, mentre quelli sovrastanti all’interno della stratosfera, sono regolati piuttosto dall’ozono.
In entrambi i casi, la fonte di queste variazioni che poi incidono sull’andamento degli indici climatici resa il sole.

Ma l’indice QBO sembra influenzare anche il decadimento del pulviscolo atmosferico (aerosol) che comprende anche altezze della bassa stratosfera, in che modo?
I venti East Wiind associati ad una fase QBO- hanno una lieve ascendenza a latiitudini tropicali, quanso comporta che le polveri emesse fino alla bassa stratosfera dalle grandi eruzioni vulcaniche, restino sospese più a lingo surante una fase QBO-, anzichè durante una fase QBO+, quando i West Wind associati hanno una lieve discendenza sopra le latitudini tropicali, questo favorisce il decadimento delle polveri.
Le polveri di grandi eruzioni solari filtrano la luce solare, provocando un raffreddamento climatico, sopratutto se restano sospese più a lungo, dunque l’indice QBO potrebbe influire sul clima anche in questo senso.
Inoltre si è scoperto che un indice QBO+, favorisce una frequenza dei cicloni tropicali nell’atlantico, mentre un indice QBO-, favorisce un intensificazione dei monsone estivo nell’Asia sud-orientale con conseguente aumento delle piogge tropicali in queste aree.
Che rapporto abbia l’indice QBO con i monsoni stagionali e con l’indice AMO non si sa con esatezza, ma sembra che questo rapporto esista secondo anni di rilevamenti.
Inanzitutto dobbiamo sottolineare che l’inversione termica all’interno della stratosfera, impedisce veri e propri moti convettivi contrariamente a quanto accade all’interno della troposfera, l’inversione termica è data proprio dalla presenza di ozono che regna all’interno della stratosfera per il 90% del suo totale.
I venti all’interno della stratosfera appaiono dunque perloppiù orizzontali.
Una risposta più convincente anche se piuttosto incompleta nel decrivere tale legame è quella che i venti East Wind associati a QBO- avendo una lieve ascendenza, portino la troposfera ad altitudini leggermente superiori, mentre la lieve discendenza dei West Wind associati a QBO+ portino la tropopausa ad altezze lievemente inferiori, influenzando in tal modo l’altezza delle nubi nelle aree tropicali.
Un po come avviene nel corso le normale ciclo stagionale ai poli, qando il VP viene rimpiazzato da un anticiclone estivo nella medio-alta stratosfera, la divergenza dei venti produce lievi variazioni di confine della tropopausa e sopratutto della stratopausa.
Il normale ciclo stagionale:
Qui entra in gioco ancora una volta l’ozonosfera, poichè lo stadio di vita del VP dipende proprio dalla concentrazione dell’ozono che anch’esso presenta come già detto, un evidente ciclo stagionale connesso direttamente con l’irradiamento solare.
Già a febbraio il lento e prograssivo aumento dell’insolazione porta ad un graduale aumento della concentrazione di ozono sopra il polo.
Questo comporta ad un VP tendenzialmente sempre più disturbato e maggiormente soggetto a situazioni di Stratwarming.
Man mano che si procede verso l’estate la maggior insolazione porta ad un continuo aumento della concentrazione dell’ozono fino a quando verso inizio maggio si assiste ad un inversione dei venti stratosferici sopra i poli passando da West Wind (VP) a East Wind (mmer Anticyclone).
La buona concentrazione dell’ozono porta infatti ad un drastico aumento delle temperature stratosferiche che possono passare dai -80°C di inizio gennaio ai +20°C di inizio luglio.
Verso settembre invece la diminuzione di insolazione porta a far calare la concentrazione di ozono sopra i poli, questo porta ad una forte diminuzione termica, man mano che ci si avviina all’inverno questa tendenza continua con queso andamento fino a riproporre un VP stratosferico sopra il polo con correnti che da East Wind (mmer Anticyclone) si invertono a West Wind (VP).
Tra la fine di dicembre e l’inizio di gennaio si riscontra generalmente la fase del VP più intensa, che avente la temperatura più fredda risulta più compatto e meno soggetto a Strawarming, e il coclo riprende da capo.

Questo è il ciclo stagionale che regola la fine e l’inizio del VP stratosferico, che come possiamo constatare dipende tutto dalla concentrazione dell’ozono in rapporto all’insolazione.
Anzi, forse la stratosfera stessa non potrebbe esistere se non esistesse l’ozono, ma dato che esiste, possiamo dire che oltre a formare la stratosfera, definisce il normale ciclo stagionale e gli indici climatici che risiedono all’interno della stratosfera.

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: