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.
44. Il trasferimento del calore.
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.
Sulla superficie terrestre si riscontrano: una fascia di basse pressioni all'equatore, una fascia di alte pressioni alle latitudini di circa 30°nord e sud, una fascia di basse pressioni alle latitudini di circa 60° nord e sud ed infine una fascia di alte pressioni in corrispondenza delle calotte polari. Nell'illustrazione è raffigurata la distribuzione dei centri barici al suolo nell'emisfero nord.
La fascia delle medie latitudini denominata zona delle correnti occidentali (12 westerlies) è continuamente interessata dal passaggio di numerose depressioni che apportano tempo perturbato su vaste aree geografiche.
1) Cellula di Hadley
2) Cellula di Ferrel
3) Cellula polare di Hadley
4) Divergenza
5) Convergenza
6) Ascendenza
7) Subsidenza
8) Zona delle calme equatoriali o Zona della convergenza intertropicale
9) Alisei di nord est
10) Alisei di sud est
11) Anticicloni subtropicali
12) Venti occidentali
13) Perturbazioni del Fronte polare
14) Venti orientali
Fra le masse di aria calde equatoriali e quelle fredde polari, intorno ai 30°-60° di latitudine, scorrono le grandi correnti occidentali delle zone temperate.
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.
46. 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.
47. 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.
Questo fenomeno si attenua durante l’inverno a causa del minore irraggiamento dell’emisfero nord e il conseguente minore spostamento di masse d’aria dal tropico del Cancro all’equatore. A conseguenza di ciò, l’anticiclone delle Azzorre si attenua permettendo una discesa verso sud delle perturbazioni.
48. Le correnti occidentali delle medie latitudini.
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 (approfondimento).
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.
Nel 1904 uno dei primi studiosi ad individuare la presenza di forti venti in quota fu Show. Utilizzando essenzialmente dati di analisi al suolo ed i rilevamenti dei venti fino alla quota di 4000 metri, scoprì che il vento aumentava di intensità passando da 3000 a 4000 metri assumendo una intensità di circa 50kts. In seguito nei pressi di Pavia furono scoperti e registrati venti di 95 kts (alla quota di 10 km). A seguito di varie osservazioni nel 1911 Dines avanzò l’ipotesi che fra un ciclone e l’anticiclone che lo precede, ad una certa quota, dovevano essere presenti venti di notevole intensità per la baroclinicità che l’atmosfera presenta. Lo stesso Dines, a seguito dei sondaggi atmosferici, dimostrò che in media l’intensità della circolazione orizzontale dei cicloni e degli anticicloni mobili cresce verso l’alto fino a livello della troposfera e decresce al di sopra. In seguito furono istituiti fitte reti di stazioni che effettuavano sondaggi attraverso i quali si evidenziò la presenza di forti venti in quota. Lo studio delle correnti a getto ebbe un grande impulso dopo la seconda guerra mondiale, quando l’esigenza del volo spinse ad approfondire la conoscenza di venti particolarmente forti in quota.