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Il vento

Il vento è lo spostamento orizzontale dell'aria causato dalla differenza di pressione atmosferica esistente fra zone adiacenti, differenza che a sua volta è causata dall'ineguale distribuzione del calore sulla superficie terrestre.

L'importanza del vento per quanto riguarda le condizioni atmosferiche risiede nel fatto che le grandi perturbazioni, collegate ai centri di bassa pressione che si formano intorno alle latitudini comprese fra 50 e 60° dovute al conflitto di masse d'aria polari, si muovono in seno alle correnti d'aria occidentali con direzione e velocità determinate essenzialmente dal vento. La direzione di provenienza del vento da utili informazioni sulle caratteristiche delle masse di aria in arrivo e quindi sui fenomeni atmosferici, sulle variazioni della temperatura e sulla quantità di umidità che possono manifestarsi.

28. La misura del vento.

Lo strumento per misurare la velocità del vento è chiamato anemometro (dal greco anemos= vento e metron= misura). E' costituito essenzialmente in una girandola a palette o a semisfere cave oppure in un'elichetta.

Le unità di misura che si utilizzano per la misurazione del vento sono:

il metro al secondo (m/sec),

il chilometro orario (Km/h),

il nodo (knot)

Per passare da un'unità di misura all'atra si può far uso di semplici relazioni e cioè:

1 nodo = 1,8 Km/h = 0,5 metri/secondo.

1 metro al secondo = 2 nodi = 3,6 Km/h.

1 Km/h = 0,56 nodi = 0,28 metri/secondo.

In assenza di strumenti per la sua misurazione, la velocità del vento può essere stimata osservando gli effetti che esso produce sugli alberi, sul fumo dei camini, sul pelo libero dell'acqua. Questi effetti sono codificati convenzionalmente un una scala messa a punto nel 1806 dall'ammiraglio inglese Francis Beaufort.

La pressione esercitata su una superficie esposta normalmente al vento può essere espressa dalla semplice relazione

P=1/2 QV²

dove P è la pressione in Kg/m²

Q è la densità dell'aria pari, in condizioni standard, a 0,132 Kg/m³ 

V è la velocità dell'aria in metri al secondo.

Esempio: un vento a 10 metri al secondo esercita una pressione di 106 Kg/m². 

Per ottenere indicazioni esatte circa le correnti effettivamente presenti negli strati prossimi al suolo, le misurazioni devono essere fatte lontano da ostacoli che possono deformare o modificare il flusso aereo. Se il terreno è pianeggiante e privo di ostacoli, il vento è comunemente misurato ad un'altezza di circa 10 metri.

29. Direzione del vento.

Oltre alla velocità è necessario anche conoscere la direzione di provenienza del vento. A questo scopo vengono utilizzati gli anemoscopi, dal greco anemos= vento e skopeo= osservo, costituiti di leggere banderuole metalliche  imperniate su un asse che passa per il loro centro di gravità. La direzione di provenienza del vento può essere espressa mediante l'angolo formato con il Nord geografico e contato in senso orario:

Il simbolo utilizzato per indicare sulle carte la direzione e la forza del vento consiste in una freccia orientata secondo la direzione del vento e in trattini (barbe o cocche) aggiunti sulla sinistra indicanti la velocità.

In maniera meno precisa la direzione del vento può essere espressa con i punti cardinali e intercardinali della Rosa dei Venti. Gli antichi avevano posizionato il centro della Rosa dei Venti in corrispondenza del basso Ionio associando ad ogni punto cardinale ed intercardinale il nome di un vento in base alla sua regione di provenienza. Si avrà pertanto che i punti cardinali avranno associato:

North =  La Tramontana ha origini antiche, è un vento freddo generalmente secco e piuttosto forte che soffia da Nord verso Sud. Può raggiungere velocità di 60 Km/h ed è generalmente portatore di bel tempo. Scavalcando le Alpi e saltando il nord Italia esce fra i monti dell'Appennino e giunge secco sull'Italia centrale. E' quasi sempre il prolungamento del Maestrale, della Bora o del Foehn.

North-East = Il Grecale è un forte vento proveniente da nord est tipico del versante ionico e delle coste orientali della Sicilia. Spira con maggior frequenza nel periodo invernale ed è generato dall'azione concomitante di alte pressioni sui Balcani e di basse pressioni in movimento dal basso Tirreno verso sud est. Può raggiungere estrema violenza e persistere per più giorni. Nel Golfo del Leone è chiamato Gregal e, nelle Baleari, di Guergal a tutti i venti forti e freddi provenienti da nord est. Questi venti sono imputabili a situazioni meteorologiche diverse da quelle che fanno stabilire il nostro Grecale.

East = Il Levante è il  vento proveniente dai Balcani. D'inverno ha lontane origini russo - siberiane ed è per l'Italia la corrente di aria più fredda in assoluto. D'estate è al contrario un vento torrido proveniente sempre dall'infuocata penisola balcanica.

South-East = Lo Scirocco condiziona il tempo del Mediterraneo meridionale. E' originato dagli afflussi di aria di origine africana e si stabilisce in presenza di bassa pressione situata sulla Tunisia- Canale di Sicilia, oppure sul Mediterraneo nord occidentale. Spira da sud est ed in origine è un vento caldo e secco poichè proviene dal deserto. Ma passando sul mare si carica di umidità ed arriva sulle coste italiane come un vento umido e foriero di piogge. Può soffiare con violenza sullo Ionio e sul basso e medio mare Adriatico quando il centro depressionario si sposta verso la Sicilia. Infatti la configurazione del bacino adriatico, la cui maggiore lunghezza è secondo la direzione del vento, favorisce anche l'incanalamento di quelle correnti aeree che non hanno esattamente quella direzione. Alla sua azione, in periodo di alta marea, è legato il fenomeno dell'acqua alta a Venezia. Lo Scirocco può instaurarsi in tutte le stagioni ma la sua massima frequenza si osserva in primavera (sfruttato dalle rondini per riuscire ad attraversare il Mediterraneo) ed in autunno.

Lo Scirocco può essere anticiclonico quando è asciutto e chiaro ed associato alla presenza sul Mediterraneo di una profonda depressione a ovest o nord ovest e di un'alta pressione ad est o sud est. In queste condizioni lo Scirocco soffia con direzione costante sull'Adriatico, dura molti giorni  e solleva mare grosso.

Lo Scirocco ciclonico invece è caratterizzato da un forte vento, cielo nuvoloso, nebbia e pioggia intermittente. Si instaura quando una profonda depressione, proveniente dal Mediterraneo occidentale o dall'Africa settentrionale si avvicina ai mari occidentali italiani.

Nei bacini occidentali lo Scirocco è talvolta appena avvertito e soffia solamente come vento foraneo nelle ore calde della giornata. Quando lo stesso vento spira lungo la costa libica è chiamato Ghibli.

South = Austro, vento caldo ed umido che spira da sud.

South-West= Il Libeccio (africo per i latini) proviene da sud ovest ed è molto frequente nei bacini occidentali dove fa sentire i suoi effetti fin nel Golfo di Genova. Essendo strettamente legato alle depressioni che si formano sul Mediterraneo occidentale può instaurarsi anche improvvisamente  con estrema violenza ed elevato fattore di turbolenza. All'insieme dei fenomeni che accompagnano  questi parossismi, le cui conseguenze talvolta sono molto gravi e si fanno sentire soprattutto sulle coste tirreniche, si da il nome di libecciata. In Adriatico il Libeccio è un vento sporadico e d'estate può durare solamente qualche ora.

West= Il Ponente è un vento fresco che spira da Ovest sinonimo e sintomo di instabilità. E' il vento che insegue le veloci perturbazioni provenienti dall'Atlantico delle nostre latitudini.

North-West= Maestrale è chiamato Mistral nel Golfo del Leone e adiacenze, proviene da nord ovest ed attraverso la valle del Rodano si precipita nel Golfo del Leone acquistando velocità e secchezza. Insieme con la Bora è il vento che assume le maggiori velocità. Può instaurarsi in tutte le stagioni pur essendo più frequente in primavera ed in inverno. A Marsiglia raggiunge spesso forza 9 con raffiche che superano i 100 Km/h. Si forma quando nel Golfo del Leone o a sud est di esso si stabilisce una depressione e contemporaneamente si ha un' alta pressione dal Golfo di Guascogna alle Alpi. Può durare da poche ore fino a tre o quattro giorni apportando bel tempo e nuvolosità irregolare che però invade completamente il cielo. Lo stesso vento sulle coste settentrionali della Sardegna, della Sicilia e su quelle tirreniche è il nostro Maestrale che, pur avendo le stesse caratteristiche del Mistral, non è altrettanto violento. I fortunali da nord ovest sul mare Adriatico sono di breve durata ed hanno maggiore violenza e persistenza nel Canale d'Otranto dove producono una forte agitazione del mare.

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La circolazione atmosferica sul Mediterraneo è determinata dall'azione combinata o isolata di alcune configurazioni bariche. Da maggio a settembre si afferma solitamente un promontorio di alta pressione collegato all'anticiclone delle Azzorre all'interno del quale i gradienti barici sono modesti. Tuttavia all'inizio ed alla fine del periodo questo promontorio frequentemente si ritira consentendo l'ingresso nel bacino del Mediterraneo di aria fredda proveniente dall'Atlantico settentrionale la quale da luogo ad estese manifestazioni temporalesche. Da ottobre ad aprile il Mediterraneo viene a trovarsi in una zona di sella limitata: nel senso sudovest- nordest dall'anticiclone delle Azzorre (A2), dall'anticiclone Russo (A1) nel senso nordovest- sudest, dalla depressione permanente d'Islanda (B1) e dalla depressione del Sahara (B2). 

La prevalenza di uno dei suddetti centri di azione da luogo sul Mediterraneo ai venti caratteristici che soffiano su zone ben delimitate. Questi venti, oltre a quelli citati in precedenza nella Rosa dei Venti, sono la Bora ed il Foehn.

La Bora è un vento discendente (catabatico) che proviene da est-nordest. E' tipica delle regioni carsiche e, attraverso la porta della Bora (Trieste), si riversa sul Mare Adriatico settentrionale con raffiche violente che possono anche superare abbondantemente i 100 chilometri orari. Si distingue in Bora chiara e Bora scura. La prima è quella che ha maggiore velocità e apporta temperatura più rigida e cieli sereni. La Bora chiara, detta anche anticiclonica, si stabilisce quando sull'Europa centro-orientale viene a trovarsi un anticiclone digradante verso l'Adriatico, senza che si formi su questo mare una depressione. Si cioè uno scivolamento di aria fredda verso zone con temperature più elevate. La Bora scura si manifesta quando una zona di alta pressione risiede sull'Europa centrale, mentre sull'Italia c'è bassa pressione. La Bora scura è accompagnata da cielo nuvoloso ed è meno violenta della Bora chiara ma, mentre quest'ultima è limitata alle coste dell'alto adriatico, la Bora scura può soffiare con violenza fin sulle coste orientali dell'Italia centrale.

Il Foehn (in italiano Favonio dal latino favonius, favère, far crescere) è un vento relativamente caldo e molto asciutto che, attraverso le vallate alpine, discende con irruenza verso la Pianura Padana e da qui, valicati i modesti contrafforti dell'Appennino settentrionale, si spinge anche sulle coste dell'alta Toscana. Il Foehn si origina in concomitanza con forti venti settentrionali di aria fredda provenienti dall'Atlantico settentrionale e convogliati contro l'arco alpino. In tali situazioni, l'accumulazione di masse di aria sopravvento alla catena delle Alpi fa aumentare la pressione atmosferica mentre nel lato sottovento si origina una profonda depressione.

Quando soffia il Foehn la temperatura subisce un rapido e sensibile aumento, mentre l'aria diviene limpida; le nubi sono assenti, a parte quelle di tipo lenticolare, quasi sempre isolate e con i bordi frastagliati (altocumuli). Il Foehn soffia prevalentemente d'inverno e in primavera con una frequenza molto variabile. Le regioni più interessate dal Foehn sono l'alta Lombardia e il Piemonte in cui si registrano mediamente una decina di giornate all'anno (anche 40 giorni se si considerano i micro Foehn della durata di poche ore).

Alla confluenza delle vallate alpine con la Pianura Padana il Foehn può superare la velocità di 100 km/h. Il manifestarsi di questo fenomeno produce, durante la stagione invernale e primaverile, il distacco di valanghe, a causa del repentino aumento della temperatura. Presupposto per la genesi del Foehn e di altri venti analoghi cosiddetti discendenti è la presenza di catene montuose piuttosto elevate.

Vediamo in concreto che cosa accade.

Un vento che spira in direzione perpendicolare rispetto ad una catena montuosa quando impatta con quest'ultima è costretto a sollevarsi salendo fin sulle creste da dove poi ridiscende a valle sul versante opposto.

Durante la salita la temperatura dell'aria diminuisce per raffreddamento adiabatico mediamente di un 1°C ogni 100 m. Nell'aria in ascesa è presente vapore acqueo che, con il raffreddamento, condensa formando in questo modo nuvole e precipitazioni sul versante sotto vento (Stau). Durante questo fenomeno si libera calore latente di condensazione, che riscalda l'aria e quindi il raffreddamento adiabatico si riduce a circa 0.5 / 0.61°C ogni 100 metri di salita.

Durante la discesa (sul versante sottovento) avviene un riscaldamento progressivo, in media di 1°C ogni 100 metri di perdita di quota dovuto al processo di compressione adiabatica.

Riassumiamo:

raffreddamento adiabatico con perdita di 1°C ogni 100 metri fino al raggiungimento della quota di saturazione, quota alla quale per effetto del raffreddamento la massa di aria raggiunge il suo punto di saturazione o punto di rugiada condensando sotto forma di pioggia il vapore acqueo in essa contenuto. 

dalla quota corrispondente al punto di rugiada fino alla sommità della catena montuosa si avrà una perdita di circa 0,5°C ogni 100 metri.

sul versante opposto riscaldamento di 1°C ogni 100 metri di caduta per riscaldamento adiabatico.

Facciamo un esempio immaginando:

un rilievo montuoso alto 1.500 metri.

la temperature dell'aria nel versante sotto vento pari a 18°C

l'umidità relativa dell'aria nel versante sotto vento pari al 90%

il punto di saturazione dell'aria ad una temperatura di 13°C pari a circa 500 metri di altitudine.

Durante il superamento della catena montuosa si ha una fase di sollevamento forzato ed una di successiva discesa come si vede nella figura sopra riportata.

L'aria ad una temperatura di 18°C salendo si raffredda perdendo 1°C ogni 100 metri di quota raggiungendo la temperatura di saturazione intorno ai 500 metri (adiabatica secca).

Nei successivi 1.000 metri il vapore acqueo condensa trasformandosi in pioggia e rilasciando calore latente di condensazione che fa perdere all'aria solamente 0,5°C ogni cento metri di quota (adiabatica satura).

L'aria arriverà in cima alla catena montuosa ad una temperatura di circa 8°C perdendo 8°C rispetto alla temperatura che aveva a fondovalle.

Scendendo il versante sotto vento, ormai meno umida, l'aria si riscalda di 1°C ogni 100 metri di caduta (adiabatica secca) raggiungendo il fondo ad una temperatura di circa 23°C, avendo guadagnato circa 15°C, ed un'umidità relativa pari al 40%.

Ecco spiegato come un vento settentrionale, che in origine è fresco ed umido, riesce a riscaldare  il versante alpino italiano portando giornate secche, miti e con cielo terso fin nel cuore della Pianura Padana.

Su scala planetaria altri venti variabili o locali cioè che soffiano irregolarmente nelle zone temperate quando si vengono a formare aree cicloniche o anticicloniche sono:

Bise. Vento freddo e secco proveniente da Nord o nord-est che interessa le zone montuose della Francia meridionale, soprattutto in inverno e con situazione di alta pressione sul Nord Europa.

Blizzard. Sono venti di tempesta associati ad irruzione di aria di origine artica sul Nord America. Portano quasi sempre neve.

Chamsin (dall'arabo khamasin, 50). Vento caldo e secco che spira sul delta del Nilo da aprile a giugno. Dura da 3 a 5 giorni.

Chergui. Vento proveniente da Est caldo e secco che spira sul Marocco in primavera ed estate.

Chinook (dal nome di una tribù pellerossa del nord-ovest degli Usa). Vento caldo e asciutto che soffia da nord-ovest, sulle Montagne Rocciose (USA), prevalentemente in primavera e in autunno.

Etesiens Vento relativamente fresco che spira da nord sull’Egeo in Estate.

Ghibli (dall'arabo qibli, meridionale). Vento del deserto, molto caldo e carico di sabbia, che soffia per circa trenta giorni l'anno sui territori della Tunisia, della Libia e dell'Egitto.

Harmattan (dal sudanese haameta'n). Vento caldo e secco, molto violento che spira sui territori dell'Africa Occidentale. Proviene da nord-ovest, in inverno e in primavera.

Levantes Vento caldo che spira in Estate da est sulla zona di Gibilterra. Il vento contrario proveniente da ovest, cioè dall’Atlantico, viene chiamato Vendeval, e può giungere come vento di sud-ovest sino alle Baleari.

Marin. Vento di sud-ovest che investe nella stagione invernale la costa meridionale tra Francia e Spagna

Meltem. Vento fresco da nord-est o nord, che spira nella stagione estiva sul Bosforo e sul mar Egeo (è il nome turco del vento Etesiens).

Norther. Vento da Nord che spira in Cile nella stagione fredda accompagnato da pioggia.

Pampero (da pampa). Vento freddo e umido che spira da ovest, tra luglio e settembre, soprattutto sul Rio de la Plata (Argentina).

Papagayo. Vento forte che spira nei mesi freddi da NE nei mari delle Grandi Antille (Costa Rica).

Shamal. Vento che spira nel Golfo Persico proveniente da NW, associato ad aria secca con sospensione di sabbia del deserto, talvolta accompagnato da temporali.

Vendeval. Vento contrario al Levante che spira da ovest sulla zona di Gibilterra, può giungere come vento di sud-ovest fino ai Balcani.

30. Il vento e la pressione atmosferica.

Se si riportano su una carta geografica le posizioni delle stazioni meteorologiche che misurano la pressione atmosferica e se accanto ad ognuna si annota la pressione ridotta al livello del mare, si può stabilire dove la pressione è alta e dove la pressione è bassa. Se poi si uniscono i punti di una zona più o meno vasta dove la pressione è uguale con delle linee chiamate isobare (dal greco isos= uguale e baros= peso)si definisce lo stato del tempo nella zona stessa. Nelle zone di bassa pressione, sulle carte indicate con la lettera B oppure L (lower), le isobare sono rappresentate con linee ellittiche piuttosto regolari e la pressione atmosferica diminuisce dalla periferia verso il centro. Nelle zone di alta pressione, sulle carte indicate con la lettera A oppure H (hight), le isobare sono meno regolari e la pressione cresce dalla periferia verso il centro.

Nelle alte pressioni, il cui diametro può superare i 3.000 Km, la pressione atmosferica si aggira fra i 1.020 ed i 1.030 hPa, il cielo si presenta di solito sereno ed il vento, poco intenso, circola in senso orario.

Nelle basse pressioni, il cui diametro non va oltre le poche centinaia di chilometri, la pressione atmosferica è raramente inferiore ai 980 hPa, il vento è molto intenso e vi circola in senso antiorario.

Questo ha validità per l'emisfero boreale, nell'emisfero australe vale l'esatto contrario, il senso di circolazione del vento è invertito.

Gradiente barico orizzontale. la dinamica dell'atmosfera obbedisce a principi relativamente semplici secondo i quali la differenza di pressione tra due punti di un fluido situati sullo stesso piano orizzontale genera una spinta che fa muovere il fluido dal punto in cui la pressione è più alta verso il punto in cui la pressione è più bassa. L'aria tende quindi a spostarsi dai centri di alta pressione verso i centri di bassa pressione con una velocità direttamente proporzionale alla differenza di pressione esistente fra le due zone ed inversamente proporzionale alla loro distanza. Si chiama gradiente barico orizzontale il rapporto fra la differenza di pressione di due isobare e la loro distanza. Consideriamo due isobare Pa e Pb distanti fra loro di una quantità pari a L, aventi una differenza di pressione Pa-Pb. Visto che le particelle di aria tendono a spostarsi da Pa verso Pb è ovvio che quanto più ravvicinate cono le isobare tanto più veloce sarà il movimento dell'aria.

Gradiente barico orizzontale= (Pa-Pb) : L

Come unità di misura del gradiente si sceglie l'ettopascal sulla distanza di 1° di latitudine cioè pari a 111 Km. Facciamo un esempio ed ammettiamo che fra due punti distanti 222 Km, cioè due unità di lunghezza di 111 Km, la differenza di pressione sia 4 hPa, il valore numerico del gradiente sarà: 4:2 = 2.

Un gradiente normale è di solito inferiore a 2.

Gradienti che superano il valore di 4 o 5 denotano venti molto violenti.

Dalla lettura delle carte meteorologiche si può avere un'idea della velocità del vento in una determinata zona: più le isobare sono ravvicinate maggiore sarà la velocità del vento.

La Forza di Coriolis (matematico francese che fu il primo a dimostrare nel 1804 gli effetti del fenomeno). Per effetto delle differenze di pressione, le particelle d'aria dovrebbero muoversi perpendicolarmente alle isobare seguendo cioè la via più breve. Sennonchè altre forze, in apparenza debolissime, agiscono in modo da far discostare le particelle d'aria dalla traiettoria sopra citata. La forza principale che entra in gioco è la forza di Coriolis, altrimenti detta forza deviante.

A causa della rotazione della Terra, il piano orizzontale di un osservatore ruota attorno ad un asse verticale con un movimento massimo ai Poli e nullo in corrispondenza dell'equatore. Se nell'emisfero boreale un oggetto mobile si sposta da 0 verso un punto terrestre situato in P il mobile si dirige, rispetto allo spazio, in linea retta verso P che però raggiunge nel momento in cui il punto P, trascinato dalla rotazione terrestre, si troverà in P1.

Il moto del mobile da 0 in P, rispetto alla Terra, non sarà rettilineo ma descriverà una curva. Questa forza che, nell'emisfero settentrionale, fa deviare ogni cosa mobile verso la destra del proprio movimento, relativamente ad un osservatore che si trovi sulla superficie terrestre, si chiama appunto forza di Coriolis.

Legge di Buys-Ballot. (Christoph Hendrik Buys Ballot 1817-1890- Meteorologo olandese). Se la direzione del vento non è modificata da ostacoli posti nelle dirette vicinanze dell'osservatore, ponendo le spalle al vento che soffia nei bassi strati si può risalire all'ubicazione dei centri di alta e bassa pressione responsabili del vento osservato. Nell'emisfero nord il centro di bassa pressione si trova alla sinistra leggermente spostato in avanti dell'osservatore, mentre il centro di alta pressione si trova a destra leggermente spostato indietro. Nell'emisfero sud le direzioni sono invertite.

Interessante potrebbe anche essere sapere che il vento delle quote superiori guida il cammino delle nubi alte, come quello degli strati bassi atmosferici pilota il fumo dei camini, fa sventolare le bandiere e muove i cumuli e gli strato cumuli. Attraverso l'osservazione dei segnali (nubi, bandiere e fumi) si può distinguere il cammino del vento superiore dal cammino di quello inferiore. Una regola empirica per eseguire una previsione sul tempo potrebbe essere questa. Volgendo le spalle al vento inferiore, si osservi (attraverso lo spostamento dei cirri) la direzione del vento superiore. Se le nubi provengono dalla nostra sinistra, il tempo volge ad un peggioramento, mentre se le nubi provengono dalla nostra destra è previsto un miglioramento.

31. Il vento e la temperatura.

Il vento e la temperatura sono strettamente legati dal fatto che il primo dei due è il principale responsabile delle variazioni locali della temperatura, mentre la diversa distribuzione orizzontale della temperatura è la causa indiretta dello spostamento delle masse di aria. Abbiamo già viste che dove il suolo è maggiormente riscaldato, il conseguente sollevamento dell'aria più calda da origine agli strati adiacenti al suolo, un centro di bassa pressione, mentre sopra alle zone interessate da un raffreddamento tende a formarsi un centro di alta pressione. Queste differenze bariche provocate dal diverso riscaldamento, o raffreddamento,  danno origine a venti diretti inizialmente dalle alte verso le basse pressioni. Successivamente i venti subiscono una deviazione verso destre, nel nostro emisfero, per l'azione della forza di Coriolis o forza deviante. Per lo stesso motivo la circolazione generale dell'atmosfera è determinata indirettamente dal diverso riscaldamento fra i Poli e l'Equatore, mentre su scala più ristretta, altri venti come i Monsoni, sono originati dal diverso riscaldamento dei continenti rispetto agli oceani vicini. I venti locali di origine termica si sovrappongono al vento causato dalle differenze bariche modificandone l'intensità e la direzione. Nella stagione estiva, in condizioni di alta pressione, i venti legati alla circolazione su vasta scala sono piuttosto deboli e pertanto vengono sostituiti dalle brezze che diventano i veri venti dominanti.

32. Le brezze.

Brezza di mare. Durante il giorno, sotto l'azione della radiazione solare, la terra si riscalda più del mare adiacente e pertanto, sulla terra, si origina un'area di bassa pressione, mentre l'aria più fredda che sovrasta il mare acquista una pressione leggermente superiore. A causa di questa differenza di pressione si genera uno spostamento di aria, negli strati prossimi al suolo, dal mare verso la terraferma, mentre negli strati atmosferici immediatamente superiori le correnti seguono il percorso inverso.

Sulle coste italiane la brezza di mare si fa sentire da aprile a settembre mentre è poco frequente nel periodo invernale a causa della modesta differenza di temperatura fra il mare e la terraferma. Anche in una giornata in cui il cielo è coperto la brezza è molto debole o spesso nulla. La brezza di mare si origina nelle immediate vicinanze delle coste ed il suo sviluppo è preannunciato da improvvise raffiche (mai superiori ai 10 nodi) e dalla altrettanto improvvisa rotazione del vento verso la costa, preceduta da una fase di calma o di venti variabili.

L'arrivo della brezza di mare sulla terraferma è segnalato da un aumento della velocità del vento e da un repentino abbassamento della temperatura. La velocità massima, anche di 8-10 nodi, viene raggiunta nelle ore pomeridiane quando la differenza termica fra il mare e la terraferma raggiunge il suo apice. La distanza dalla costa verso l'entroterra alla quale questi venti si propagano non supera solitamente i 40 Km; verso il largo la loro estensione è ancora minore. Il fronte di avanzata della brezza di mare verso la costa è spesso manifestata da una fila di cumuli di bel tempo disposti parallelamente fra loro. Nel tardo pomeriggio si calma il vento.

Le brezze di mare si instaurano sotto costa attorno alle 10 del mattino ma se c'è vento contrario da terra ritardano e possono manifestarsi solamente per qualche ora dal tardo pomeriggio. Se il vento contrario da terra è superiore agli 8-10 nodi è poco probabile che la brezza di mare riesca ad instaurarsi. In questo caso l'effetto della brezza di mare si manifesta indirettamente con la graduale diminuzione della velocità del vento proveniente dall'entroterra nel corso della giornata. Se in condizioni di cielo sereno e venti deboli la brezza di mare non si sviluppa significa che l'atmosfera è instabile per la presenza nei bassi strati di un'inversione termica da subsidenza che impedisce, sulla terraferma, il movimento verticale delle correnti convettive.

Nella sua fase iniziale, quando il vento è ancora debole,  la brezza di mare ha una direzione perpendicolare alla costa. Successivamente, con l'aumentare della velocità, tende ad orientarsi, nel nostro emisfero, verso la destra del proprio movimento, finchè nel tardo pomeriggio soffia quasi parallela alla costa. A causa del maggiore attrito incontrato dal vento nel passare dal mare alla terraferma, le brezze di mare risultano più deboli sulla terra che sul mare, mentre l'accumulo di aria nelle immediate vicinanze della costa ne fa aumentare la velocità.

La Brezza di terra trae le sue origini nel più rapido raffreddamento notturno della terraferma rispetto al mare adiacente. La pressione atmosferica più alta sulla terraferma sposta l'aria dagli strati prossimi al suolo verso il mare, mentre negli strati immediatamente superiori le correnti soffiano in senso contrario e cioè dal mare verso terra.

Nella stagione estiva la brezza di terra si instaura verso le ore 22 per finire verso le ore 07 raggiungendo la sua massima velocità fra le 04 e le 06. Sul mare non si estende per più di 10-12 chilometri dalla costa. Il passaggio dalla brezza di mare a quella di terra e viceversa è preceduto da calma di vento che può avere una durata anche di  tre ore in corrispondenza del periodo in cui la temperatura della terraferma e quella del mare si equivalgono.

Brezza di valle. L'aria che circonda i rilievi montuosi si riscalda e si raffredda più velocemente di quella che sovrasta le pianure adiacenti. Poichè sui rilievi, con cielo sereno ed assenza di ventilazione, la pressione atmosferica assume valori inferiori a quelli delle pianure vicine, si genera uno spostamento di aria dalla pianura verso i rilievi. Sulle zone pianeggianti il trascinamento dell'aria verso la catena montuosa si avverte fino ad una distanza di 30-40 chilometri dalle montagne. le brezze di valle sono frequenti nel periodo estivo mentre nel periodo invernale sono generalmente assenti.

Brezza di monte. Nelle ore notturne la pressione atmosferica più alta che si instaura sui rilievi montuosi rispetto alle aree pianeggianti adiacenti, spinge l'aria più fredda verso le pianure. A differenza della brezza di valle, la brezza di monte è presente in tutte le stagioni e nel periodo invernale persiste anche durante le ore diurne.

33. Andamento del vento con l'altezza.

In assenza di brezze o di deformazioni del flusso aereo a causa di ostacoli, il vento dovrebbe obbedire alla legge di Buys-Ballot e cioè lasciare, nel nostro emisfero, le basse pressioni a sinistra e le alte pressioni a destra. In realtà questo avviene nella libera atmosfera e cioè a quote superiori ai 1.000-1.500 metri. Nella bassa troposfera invece il movimento dell'aria è influenzato, oltre che dalla forza di gradiente e dalla forza deviante, anche dai moti convettivi ed in misura maggiore dall'attrito esercitato dal suolo sull'atmosfera in movimento e dall'attrito derivante dallo scorrimento fra strati di aria adiacenti. L'effetto dell'attrito è quello di diminuire la velocità del vento, ma visto che l'attrito diminuisce con l'aumentare della quota, la velocità del vento aumenta man mano che si sale verso l'alto. Un vento di 8 Km/h sul pelo dell'acqua corrisponde ad un vento di 15 Km/h ad un metro di altezza, ad un vento di 20 Km/h a due metri di altezza, ad un vento di 25 Km/h a otto metri di altezza ed ad un vento di 30 Km/h a quindici metri di altezza. nello strato superficiale, fino a circa 150 metri dal suolo, la forza di attrito è di gran lunga superiore alla forza di gradiente e alla forza deviante. Il vento non subisce variazioni di direzione apprezzabili con la quota e risulta deviato sulla sinistra del moto rispetto alla direzione del vento nella libera atmosfera.

Vento geostrofico. Oltre i 1.000-1.200 metri di quota, non essendo più presente la forza di attrito, il movimento dell'aria è determinato esclusivamente dalla forza di gradiente e dalla forza deviante. A queste altezze il vento, chiamato vento geostrofico, si dispone parallelamente alle isobare mantenendo immutata la direzione e raggiunge la massima velocità ad un'altezza di 8-9 Km. A queste quote, in presenza della corrente a getto, la velocità del vento può essere superiore ai 200-400 Km/h.

34. La direzione del vento e la previsione del tempo.

Quando l'angolo formato dalla direzione del vento al suolo e la direzione del vento in quota (visibile dal cammino delle nuvole), supera i 90°, ciò preannuncia l'arrivo di masse di aria con caratteristiche termiche differenti dall'aria esistente e quindi un cambiamento del tempo. Si avrà un peggioramento se il vento al suolo soffia in direzione contraria rispetto  a quella con cui si muovono le nubi, eccetto il caso in cui il fenomeno sia legato alle brezze o a modificazioni locali del flusso nei bassi strati dovuto all'orografia della zona. Al contrario quando le direzioni del vento al suolo ed in quota sono parallele significa che non si avranno cambiamenti del tempo a breve durata.

35. La turbolenza del vento.

In presenza di venti deboli, suolo privo di ostacoli ed atmosfera stabile, le correnti aeree scorrono, ai vari livelli, in strati paralleli e la sua velocità, in un dato punto, è costante. Se la velocità del vento è superiore agli 8-10 nodi ed il suolo è accidentato e pieno di ostacoli, qua e la alcuni filetti fluidi si staccano dal flusso principale formando dei vortici che determinano una brusca variazione della velocità e della direzione del vento. Questa agitazione dell'aria è chiamata turbolenza. L'aumento brusco della velocità del vento dovuto alla turbolenza si chiama raffica che può anche raggiungere una velocità doppia rispetto a quella del vento medio. Le coste alte, in presenza di vento di terra, possono originare a qualche centinaio di metri dal litorale venti discendenti rafficosi.

36. Variazione locale dell'intensità e della direzione del vento.

Nelle depressioni i gradienti barici sono più forti che negli anticicloni, pertanto all'avvicinarsi di una depressione (segnalata da una caduta di pressione nell'ordine dei 2-3 hPa in 3 ore) il vento aumento regolarmente d'intensità. Dopo il passaggio della depressione si ha solitamente un aumento della pressione (anticiclone mobile). Dato che negli anticicloni i gradienti barici sono normalmente deboli, l'arrivo dell'anticiclone mobile è accompagnato da una diminuzione del vento. Il vento può variare la sua direzione per svariati motivi. Le variazioni che si manifestano a brevi intervalli di pochi secondi o pochi minuti sono dovuti al passaggio di vortici turbolenti di origine meccanica (per attrito o per ostacoli) o di origine termica (convezione). In presenza di situazioni temporalesche, il vento inizia a rinforzare dirigendosi verso la nube temporalesca. Dopo il passaggio della nube temporalesca il vento si attenua gradualmente ed assume la precedente direzione. Anche il passaggio delle perturbazioni determina variazioni di direzione del vento. Prima del passaggio del fronte il vento proviene solitamente dai quadranti meridionali. Successivamente al suo passaggio si orienta dai quadranti nord occidentali. Le variazioni permanenti di direzione del vento che si manifestano lentamente sono associate allo spostamento dei centri di alta e di bassa pressione. In questo caso le aree interessate dalle variazioni sono molto estese.

37. Gli alisei.

Gli alisei sono i venti che soffiano regolari per tutto l'anno verso l'equatore. L'aria dell'equatore, fortemente riscaldata dal Sole, tende a salire formando una corrente ascensionale e lasciando sotto di sé una zona di bassa pressione. Una volta salita, l'aria si raffredda e si sviluppano le piogge caratteristiche del clima umido delle zone equatoriali. Perso il vapore acqueo e divenuta fredda, l'aria ridiscende a nord e a sud dell'equatore, in due fasce simmetriche di altra pressione (alte pressioni subtropicali). Poiché i venti spirano dalle zone di alta pressione verso quelle di bassa pressione, la differenza tra le alte pressioni subtropicali e le basse pressioni equatoriali dà origine a uno spostamento d'aria verso l'equatore: gli alisei (NE trade winds e SE trade winds). 

Gli alisei hanno velocità mediamente costante di circa 30 chilometri orari. Nell'emisfero boreale soffiano da nord-est verso l'equatore, nell'emisfero australe da sud-est verso l'equatore. Se la Terra non girasse su se stessa i venti si muoverebbero da nord e da sud in direzione dell'equatore, seguendo la via diretta dei meridiani: tuttavia a causa del moto di rotazione terrestre da ovest verso est vengono deviati.

38. Indice di raffreddamento Wind Chill.

L'origine di questo importantissimo indice, oggi il più diffuso indice di disagio fisico per la stagione fredda, risale da un esperimento scientifico condotto nel 1941 in Antartide da P. Sisple e C. Passel. Questi ricercatori misurarono il tempo che un panno umido impiegava a congelare e trovarono un risultato che all'epoca aveva dell'eccezionale: a parità di temperatura il panno impiegava meno tempo a congelare quando soffiava vento.

In seguito questo indice fu applicato per descrivere quale sia la reale temperatura avvertita da un organismo umano in relazione alla temperatura e alla velocità del vento presente in quell'istante. Il vento, accrescendo l'evaporazione, aumenta di conseguenza l'asportazione di calore corporeo e, in presenza di basse temperature, crea condizioni di forte disagio da freddo.

Per il calcolo del Wind Chill (WC) viene utilizzata un'equazione empirica che tiene conto della temperatura dell’aria e della velocità del vento:

WC= (33+(Ta-33) x (0,474+0,454+V- (0,0454 x V))

Dove abbiamo:

Ta è la temperatura dell'aria espressa in °C.

V è la velocità del vento espressa in m/s.

T_air = temperatura attuale dell'aria espressa in °C
V₁₀ = Velocità del vento a 10 metri dal suolo espressa  in km/h

Calcolatore Wind Chill

Inserire il valore della temperatura in °C e la velocità del vento in Km/h.

Cliccare su Calcola Wind Chill e legger il risultato

N/A non applicabile. Valore fuori range per il calcolo (la temperatura avvertita è uguale alla temperatura effettiva).

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