Corso sulla convergenza e sulla divergenza
(Ultimo aggiornamento: 04/05/03
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Definire i termini convergenza e divergenza.
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Imparare a riconoscere le regole dello shear
della direzione e della velocità del vento.
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Imparare a riconoscere le aree di divergenza e di convergenza di masse
sulle carte di pressione al suolo.
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Identificare i livelli di uguale densità (isopycnic
level).
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Descrivere dettagliatamente gli effetti che la convergenza e la divergenza
inducono sui sistemi di pressione al suolo e le configurazioni ai livelli
superiori.
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Identificare le regole associate alla divergenza e alla convergenza.
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Si definisce convergenza
l'accumulo di aria, e divergenza
la rarefazione di aria, in una regione o in uno strato dell'atmosfera. Lo strato
di massima convergenza e divergenza si verifica tra i livelli 300 e 200
hPa. Questo strato coincide con quello dove registriamo i venti
massimi dell'atmosfera, e dove rintracciamo di solito i nuclei della corrente a
getto. I venti ad alta velocità sono direttamente correlati alla convergenza ed
alla divergenza. Gli effetti combinati della direzione e dell'intensità del
vento sono alla base dei flussi d'aria convergenti e divergenti.
Detto in parole povere, la convergenza è l'incremento di massa entro un
determinato strato di atmosfera, mentre la divergenza è la diminuzione di massa.
Affinché vi sia convergenza in un dato strato, i venti devono
determinare in quello strato un netto afflusso di aria. Generalmente, si associa
questo tipo di convergenza ad aree di bassa pressione, in cui la convergenza
dei venti verso il centro della depressione causa un incremento di massa
nell'area depressionaria e movimento ascendente dell'aria. In meteorologia, si
distinguono due tipi di convergenza, orizzontale e
verticale, in relazione
all'asse del flusso.
I venti in questa situazione producono un deflusso netto di aria all'esterno
dello strato. Si associa questo tipo di divergenza alle celle di alta
pressione, dove il flusso di aria è diretto dal centro alla periferia, causando
un movimento discendente.
Le forme più semplici di convergenza e divergenza sono
quelle che dipendono soltanto dalla direzione del vento. Non necessariamente due flussi di
aria devono muoversi in direzione opposta per provocare divergenza, oppure
dirigersi verso lo stesso punto per causare convergenza: ogni angolazione può
essere utile per creare un afflusso
netto di aria per convergenza oppure un deflusso netto per divergenza.
La convergenza si verifica quando l'intensità del vento cala
lungo la linea di flusso, il che equivale a dire che vi è accumulo di massa a
monte del flusso stesso.
Viceversa, si realizza divergenza quando il vento aumenta la
propria velocità a valle del flusso, significando che è in corso un
depauperamento di massa a monte del flusso.
L'intensità del vento, in relazione alla sua direzione,
rappresenta
altresì un notevole indicatore. Ad esempio, su una carta di analisi delle linee
di flusso è possibile analizzare sia la direzione che l'intensità del vento,
le variazione della velocità del vento lungo le linee di flusso, oppure la
convergenza o la divergenza delle linee medesime.
Di seguito riporto alcune delle combinazioni di variazione del vento in
velocità ed in direzione:
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in un campo di linee di flusso parallele (flusso del vento), se
l'intensità del vento decresce a valle (producendo un netto afflusso di
aria nello strato), è in atto convergenza. Se il flusso s'incrementa a
valle (deflusso netto di aria dallo strato), è in atto divergenza.
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in un'area di uniformi velocità del vento lungo il flusso, se le linee di
flusso divergono (si allargano a ventaglio), è in atto divergenza; se
invece le linee di flusso convergono, sta avendo luogo la convergenza.
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Normalmente, componenti di convergenza e di divergenza sono combinati tra
loro. La circostanza che le linee di flusso convergano o divergano non
necessariamente sta ad indicare convergenza o divergenza. Infatti, si deve
tener in buon conto la velocità del vento, cioè se essa è in aumento o in
diminuzione a valle oppure se le linee di flusso tendano ad allargarsi o a
ravvicinarsi
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Se, nel momento in cui osserviamo a valle delle linee di flusso,
l'intensità del vento aumenta e le linee divergono, allora è in atto
divergenza. Viceversa, se l'intensità diminuisce a valle e le linee di
flusso tendono a ravvicinarsi progressivamente, potremo parlare di
convergenza.
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Esistono altre situazioni in cui è più difficoltoso determinare se sia in
atto convergenza o divergenza, come quando la velocità del vento decresce a
valle e il flusso del vento diverge, oppure quando la velocità del vento
aumenta a valle e il flusso del vento converge. In tali evenienze, è necessario
compiere una speciale valutazione per determinare se vi è un afflusso o un
deflusso netto di aria.
In questa parte del corso, parleremo di convergenza e di divergenza
ai livelli elevati, in relazione alle configurazioni tipiche del profilo a valle e
dei modelli di avvezione che a tali configurazioni si accompagnano. L'avvezione nella bassa troposfera (ma anche l'avvezione
stratosferica) certamente gioca un ampio ruolo nei meccanismi di variazione
della pressione.
Poiché il termine "divergenza" sta a significare perdita di massa,
mentre "convergenza" denota guadagno di massa, il previsore si
interessa di divergenza o di convergenza di massa al fine di stimare variazioni
di pressione o di geopotenziale. Divergenza di massa nell'intera colonna d'aria
produce caduta di pressione o di geopotenziale, mentre convergenza di massa
nell'intera colonna d'aria provoca salita di pressione o di geopotenziale alla
base della colonna stessa.
La convergenza e la divergenza di massa hanno implicazioni sia nel campo
della densità che in quello della velocità. Ad ogni modo, si ritiene che C. e
D. di massa dell'atmosfera siano in larga parte contenuti entro due strati:
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all'incirca al di sotto di 600 hPa, vi è D. e C. di velocità
principalmente nello strato
d'attrito, che è circa un ottavo dell'altezza dello strato di
avvezione 1000-600 hPa, e possono essere trascurate, se confrontate al
trasporto di densità, nella valutazione del contributo alla variazione di
pressione attribuibile allo strato di avvezione.
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Al di sopra della 600 hPa, D. e C. di massa sono in gran parte conseguenza
della D. e C. orizzontale di velocità. Comunque, in alcuni casi,
l'avvezione stratosferica di densità può divenire fattore modificante.
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Lo strato al di sotto del livello 400 hPa 
può essere preso in esame come strato
di avvezione, mentre lo strato al di sopra del livello 400 hPa
probabilmente andrà considerato come strato di D. o di C. orizzontale. Inoltre,
lo strato di avvezione può essere immaginato come la zona in cui si verifica la
compensazione degli effetti dinamici degli strati atmosferici superiori.
A circa 8 km (26000 ft), la densità è pressappoco costante. Questo livello,
che è prossimo alla superficie di pressione 350 hPa, è denominato livello di
densità costante (isopycnic level), con variazioni di massa al di
sopra e al di sotto.
Poiché la densità a 200 hPa è solamente quattro settimi della densità al
livello di densità costante, la variazione di geopotenziale a 200 hPa dovrebbe
risultare il doppio di quella al livello di densità costante (350 hPa) affinché si
verifichino medesimi cambiamenti di geopotenziale/pressione. Di conseguenza, le variazioni di geopotenziale nella parte più bassa della stratosfera
tendono al massimo sebbene le variazioni di pressione siano al massimo al livello
di densità costante.
La variazione di pressione al livello di densità costante comporterà variazioni nella
corrispondente temperatura, al fine di mantenere costante la densità. E proprio
perché a questo livello la densità può definirsi quasi costante, le
necessarie variazioni di temperatura dovranno provenire da movimenti verticali.
Quando a questo livello le pressioni sono in aumento, la temperatura dovrà
anch'essa crescere per mantenere costante la densità. Un movimento discendente
apporterà un aumento della temperatura.
Analogamente, pressioni in diminuzione a questo livello richiedono decremento
delle temperature per tener costante la densità. Temperature decrescenti in
mancanza di avvezione possono essere provocate dalla salita attraverso questo
livello.
Perciò, al livello di densità costante, si
associa aumento del geopotenziale alla subsidenza, e la caduta dello stesso
alla convezione.
A 350 hPa, la subsidenza può essere conseguenza di convergenza orizzontale
al livello superiore, mentre la convezione potrebbe derivare da divergenza
orizzontale al livello superiore.
Dal momento che geopotenziali in aumento nella troposfera superiore si
risolvono in un sollevamento della tropopausa e della parte più bassa della
stratosfera, la massima convergenza orizzontale deve verificarsi fra il livello
di densità costante (350 hPa) e il livello medio della tropopausa (circa 250 hPa). Quanto
detto è dovuto all'inversione del movimento verticale tra tropopausa e livello
di densità costante. Perciò, il livello di massima convergenza orizzontale di velocità
deve essere tra 300 e 200 hPa e questo è il meccanismo principale alla base
dell'incremento di pressione o di geopotenziale negli strati superiori
dell'aria.
Analogamente, diminuzioni di geopotenziale sono provocate da divergenza
orizzontale della velocità con un massimo nel suddetto medesimo livello. Si ha
la massima divergenza in prossimità o poco al di sopra della tropopausa e più
in vicinanza della 200 hPa piuttosto che della 300 hPa.
Per tale ragione, è abbastanza realistico definire lo strato compreso tra le
superfici di pressione 300 e 200 hPa, come quello in cui si verifica la massima
convergenza e divergenza. Questo strato è anche quello in cui è normalmente
posizionato il cuore della corrente a getto. Inoltre, gli effetti cumulativi del
campo della temperatura media della troposfera causano il contrasto orizzontale
più notevole nel campo dei venti.
Il miglior livello per la determinazione della convergenza e della divergenza
è quello della 300 hPa. Tuttavia, poiché le informazioni al livello 300 hPa
sono insufficienti, spesso è più agevole determinare la presenza di C. e D. al
livello 500 hPa.
La normale distribuzione di D. e C. in relazione al movimento dei sistemi
barici è la seguente:
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Davanti al minimo, vi è C. a bassa quota e D. al di sopra, con il
livello di non-divergenza a circa 600 hPa.
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Nella parte posteriore del minimo, vi è di solito convergenza in alto e
divergenza presso il suolo.
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La convergenza ai bassi livelli davanti al minimo si
manifesta di solito nello
strato ove è in atto l'avvezione calda più intensa, e la D. ai bassi livelli
nella parte posteriore della depressione si verifica laddove vi è la maggior
avvezione fredda. La D. ai bassi livelli si evidenzia principalmente nello
strato d'attrito (approssimativamente 3000 ft) e si pensa che ricopra un ruolo
di minore importanza nella modifica dell'avvezione di spessore se comparata al
riscaldamento e al raffreddamento derivante dalla sottostante superficie.
Davanti alla depressione, l'aria si solleva a causa della convergenza a
bassa quota, con movimento ascensionale massimo al livello della non-divergenza e
che si annulla al livello di massima divergenza orizzontale (all'incirca a 300
hPa). Sopra questo livello, si hanno movimenti discendenti.
Dietro la depressione, è vero il contrario; il che equivale a dire movimento
discendente verso lo strato superficiale e movimento ascendente nell'alta
troposfera al si sopra del livello di massima convergenza
orizzontale. Nei
sistemi in approfondimento, la convergenza in alto alle spalle della depressione
è piccola o può essere anche negativa (= divergenza). In sistemi in
colmamento, la divergenza in alto da vanti alla depressione è piccola o anche
negativa (= convergenza).
Pertanto, nello sviluppo e nel movimento delle alte pressioni al suolo o
delle basse pressioni, sono coinvolte due circolazioni verticali, una al di
sotto e una al di sopra del livello 300 hPa. La circolazione verticale più
bassa è rivolta verso l'alto nelle aree depressionarie, e verso il basso negli anticicloni.
La circolazione verticale alle quote superiori implica movimento verso il basso nella
stratosfera sovrastante le aree depressionarie in sviluppo e movimento verso l'alto nell'alta
troposfera e bassa stratosfera dell'anticiclone in formazione (vedi figura).
Divergenza e abbassamento
del geopotenziale ai livelli
superiori sono associati ai venti ad alta velocità approssimanti
isoipse a debole gradiente e curvate ciclonicamente. La figura a lato
mostra che la massima caduta del geopotenziale normalmente si verifica
nella zona contrassegnata con una x, e cioè avanti ed a sinistra nella
direzione delle correnti più forti.
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Convergenza e aumento di geopotenziale
alle quote più
elevate si hanno con il verificarsi di una delle seguenti condizioni:
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Venti deboli diretti verso isoipse rettilinee o
curvate ciclonicamente e a forte gradiente.
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Venti forti diretti verso isoipse a debole
gradiente e curvate anticiclonicamente.
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La tecnica per determinare le aree di divergenza consiste nel porre
attenzione a quelle zone in cui i venti forti puntano verso gradienti più
deboli e che si presentano rettilinei. Quando l'inerzia porta una particella
d'aria ad alta velocità dentro una regione a debole gradiente, essa possiede
un'accelerazione di Coriolis troppo spinta per poter essere compensata dalla
suddetta debole forza di gradiente. Perciò subisce una deviazione a
destra.
Quanto detto ha per risultato un deficit di massa a
sinistra. Le particelle che
hanno subito la deviazione a destra devono penetrare pressioni (o geopotenziali) più
elevate e perciò sono costrette a rallentare finché non sono in equilibrio con
il gradiente più debole. Di qui in poi esse possono incanalarsi lungo il letto
delle isobare o del profilo esistente.
Se i gradienti deboli a valle possiedono curvatura ciclonica, la divergenza
conseguente all'afflusso di venti forti è ancora più marcata a causa
dell'effetto addizionale delle forze centrifughe.
L'effetto delle forze centrifughe su particelle veloci che curvano in senso
anticiclonico, è di estrema importanza nel processo che vede aria ad alta
velocità oltrepassare pronunciati promontori verso le adiacenti saccature,
provocando aumento di pressione sul lato occidentale della saccatura.
Se le particelle ad alta velocità puntano verso profili divergenti
e curvati ciclonicamente, si verificheranno ampie cadute del profilo
a valle, a sinistra dei venti forti. Infine, un forte gradiente di pressione si
produce a valle, alla destra dei venti forti, principalmente come conseguenza della
caduta di pressione alla sinistra della direzione dei venti forti nel
profilo ciclonico a debole gradiente di pressione. Normalmente, la
deviazione dell'aria verso pressioni più alte è così lieve, che risulta
davvero difficile osservarle in osservazioni di singolo vento.
Comunque, quando il campo della pressione è molto debole a destra dell'entrante flusso ad alta velocità,
si possono osservare angoli rilevanti tra vento e linee di
profilo, specialmente ai livelli più bassi, a causa
del trasporto di momento a valle come conseguenza della subsidenza, dove i
gradienti sono ancora più deboli. Questo capita talvolta in maniera così vasta
che il flusso del vento è considerevolmente più curvato in senso anticiclonico
rispetto alle linee del profilo stesso. In rari casi ciò determina centri di
circolazione anticiclonica fuori fase rispetto al centro di alta pressione. Tale
condizione è transitoria, rendendo necessaria una migrazione del centro di
pressione verso il centro di circolazione. Nei casi in cui il centro di alta
pressione e il centro del flusso del vento anticiclonico siano fuori fase, il
centro di pressione migrerà verso il centro della circolazione (che è di
solito al centro della convergenza di massa).
E' più consueto, comunque, che la componente del vento verso l'alta
pressione sia molto lieve, e a meno che i venti e le linee di profilo non siano
disegnate con grande precisione, la deviazione passa inosservata.
Overshooting (scavalcamento del profilo)
I venti ad alta velocità approssimanti un promontorio a forte
curvatura, causano l'aumento del geopotenziale a valle del promontorio, a causa
della fuoriuscita di aria ad alta velocità. E' noto
dall'equazione del gradiente del vento che, per un dato gradiente di pressione,
esiste una curvatura limite alla traiettoria di una particella d'aria che si
sposta ad una data velocità.
Spesso, sulle carte in quota, è possibile osservare promontori stazionari a
forte curvatura con venti intensi approssimanti il promontorio. L'esistenza di
ampi promontori  a forte
curvatura in genere comporta una saccatura ben sviluppata a valle, e spesso in
questa saccatura vi è un minimo freddo o in fase di cutoff.
I venti molto intensi in avvicinamento alla cresta del promontorio, a causa
delle forze centrifughe, non sono in grado di compiere la brusca curva imposta
dal profilo. Questi venti oltrepassano il promontorio conservando un moto
anticiclonico, ma con minore curvatura rispetto al profilo del promontorio
stesso, e lo attraversano in direzione delle basse pressioni (o dei bassi
geopotenziali) poste a valle. Quanto detto può concludersi in una qualunque
delle svariate conseguenze per la saccatura posta a valle, in relazione alla
configurazione originale del promontorio e della saccatura, ma tutte
queste conseguenze sono comunque basate sulla convergenza di massa nella
saccatura a seguito dello "scavalcamento" (overshooting) del
profilo del promontorio operato dal vento.
Esaminiamo, dunque, quattro effetti delle zone di overshooting:
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Colmamento della saccatura posta
a valle. E' ciò che succede quando il gradiente è forte sul lato
orientale della saccatura; cioè, esiste un alta pressione di blocco ad est
della saccatura.
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Accelerazione del minimo in
cutoff dalla sua posizione stazionaria. Questo accade in genere in
tutti i casi.
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Radicale riorientamento della
saccatura. Ciò accade, di solito, laddove la saccatura ha direzione
iniziale NE-SW, evolventesi in N-S e, in alcuni casi, in NW-SE dopo un tempo
sufficiente (36 ore).
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Questa situazione può effettivamente dar luogo al cutoff
del minimo nella zona più bassa della saccatura. Ciò si verifica,
il più delle volte, quando i venti intensi approssimanti il promontorio
provengono da sud-ovest e scorrono nel promontorio a latitudini
comparativamente alte rispetto alla saccatura. Questo frequentemente
riorienta la saccatura verso una più spiccata direzione NE-SW. Solitamente,
il riorientamento della saccatura si verifica simultaneamente ai casi 1 e
2.
PROMONTORI A FORTE CURVATURA
Velocita' effettive del vento
VENTI DI SUBGRADIENTE
IMPORTANZA DELLA CONVERGENZA E
DELLA DIVERGENZA
VARIAZIONI NELLA STABILITA'
EFFETTI SUL TEMPO
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