APPUNTI CORSO PATENTE NAUTICA - Capitolo 5

CORSO PER LA PATENTE NAUTICA
APPUNTI DELLE LEZIONI TEORICHE
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capitolo 5

11) METEOROLOGIA ..... (prima parte)

I fenomeni meteorologici dipendono dalle variazioni dei tre parametri fondamentali che caratterizzano la particelle di aria nell'atmosfera:
- temperatura
- umidità
- pressione.
Se i valori di questi tre parametri fossero identici in tutti i punti dell'atmosfera, si avrebbe assenza di fenomeni meteorologici e perfetta stabilità. A seconda del modo in cui questi parametri differiscono in punti diversi dell'atmosfera si verificano diverse
tipologie di fenomeni meteorologici. Quindi, i valori dei parametri fondamentali in un dato punto non vanno analizzati in
termini assoluti, ma in termini relativi rispetto ad un altro punto. Questi differenziali tra punti diversi costituiscono l'informazione rilevante per comprendere i fenomeni atmosferici.
L'esistenza di una differenza di valori di uno di questi parametri tra due punti diversi mette in modo un ciclo di effetti che coinvolge tutti gli altri parametri con effetti di feedback sul parametro iniziale. E' quindi opportuno distinguere tra l'effetto di
impatto (o di equilibrio parziale) di una differenza di valori tra due punti diversi e il ciclo di effetti di secondo ordine (o di equilibrio generale) su tutti gli altri parametri. Ossia, tutti i parametri continuano a variare nel tempo in modo correlato e a mutare
ciclicamente in punti diversi dell'atmosfera. Trattandosi di un ciclo che genera un equilibrio generale dinamico, la sua analisi è possibile a partire da vari punti del ciclo
stesso. La situazione meteorologica locale in un dato punto del globo è l'effetto della interazione di condizioni locali e di condizioni globali. Tuttavia i meccanismi fondamentali che regolano le condizioni globali sono simili a quelli che governano le
condizioni locali, nel senso che l'andamento correlato dei tre parametri fondamentali è simile a livello locale e globale. La differenza fondamentale tra fenomeni locali e globali, a parte la scala, è data, come vedremo, dall'effetto della rotazione terrestre.
Per comprendere i fenomeni meteorologici è quindi opportuno partire dall'analisi locale per poi passare a quella globale
Alla luce di queste considerazioni, procederemo all'analisi dei fenomeni meteorologici con i seguenti passi:
a) analisi di ciascuno dei tre parametri separatamente per comprende gli effetti di impatto sull'atmosfera;
b) movimenti convettivi e formazione delle nuvole a livello locale, per effetto di un differenziale di temperatura tra due punti della superficie terrestre;
c) movimenti convettivi a livello globale per effetto del differenziale di temperatura tra polo e equatore, e della rotazione terrestre; venti prevalenti globali;
d) direzione e intensità del vento tra alte e basse pressioni;
e) formazione delle perturbazioni, sistemi frontali e linguaggio delle nubi.

A) I PARAMETRI FONDAMENTALI

11.1) TEMPERATURA E MOVIMENTI CONVETTIVI

Il calore rende l'aria più leggera e la fa salire di quota tanto più rapidamente quanto maggiore è il differenziale di temperatura rispetto all'aria fredda circostante Quindi se in un punto A la temperatura dell'aria è maggiore che nell'area B circostante ad A,
l'aria in A tenderà a salire verso l'alto in una colonna sovrastante il punto A. Questa colonna ascendente di aria calda viene chiamata CORRENTE TERMICA o semplicemente TERMICA. Si noti che per la formazione di una termica non è rilevante la temperatura assoluta dell'aria, ma la differenza di temperatura tra l'aria nella termica e l'aria circostante. Ossia l'aria in una termica è calda in relazione all'aria circostante e soprattutto sovrastante. La temperatura dell'aria al suolo in due punti A e B può differire per un diverso
irraggiamento solare o per le diverse capacità di assorbimento e conduzione del calore del materiale di cui la superficie terrestre è fatta nei due punti. L'acqua si riscalda meno rapidamente della terra se colpita dai raggi solari, e viceversa si raffredda più
rapidamente in assenza di irraggiamento. L'erba e i boschi sono soggetti a variazioni di temperatura inferiori che il cemento e l'asfalto, e così via. La corrente termica sarà quindi più intensa nei punti che si scaldano maggiormente per effetto dell'irraggiamento solare. Al di fuori di una termica, a quote più elevate l'aria è più fredda. La variazione della temperatura dell'aria rispetto alla quota si chiama GRADIENTE TERMICO VERTICALE, ed è pari a circa 0.5 - 0.8 gradi per ogni cento metri. Questo è tuttavia un valore medio. Il gradiente verticale può arrivare da 0 fino a 1.5° per ogni cento metri. Anche in una termica l'aria si raffredda salendo di quota. In questo caso, tuttavia, il tasso di raffreddamento ha un valore molto preciso e prende il nome di GRADIENTE ADIABATICO. In una termica, il raffreddamento ha luogo perché al crescere della
quota diminuisce la pressione (vedi oltre), e quindi l'aria si espande. Come per ogni gas, l'espansione provoca un raffreddamento senza cessione di calore all'esterno, ossia adiabatico. Il gradiente adiabatico è pari:
- a -1° ogni 100 metri se l'umidità relativa dell'aria è inferiore al 100% ossia in assenza di condensazione; in questo caso viene anche detto gradiente adiabatico secco;
- a -0.6° ogni 100 metri se l'umidità relativa è pari al 100% e quindi si ha condensazione. Quando c'è condensazione il gradiente adiabatico diminuisce in
valore assoluto perché la condensazione comporta una cessione di calore dall'acqua all'aria che contrasta l'effetto del gradiente adiabatico secco (vedi oltre). Quando l'aria sale in una termica sopra un punto A della superficie terrestre, si crea
una depressione (un vuoto d'aria) vicino al suolo in prossimità di A. Questa depressione richiama aria dalle zone circostanti il punto A vicino al suolo. Quindi la presenza di una termica implica movimenti d'aria (venti) al suolo che convergono verso il punto da cui la termica si alza. Poiché l'aria converge verso la base di una termica, attorno alla termica avremo movimenti di aria discendenti verso terra per riempire il risucchio generato al suolo dalla termica.
Il ciclo di movimento d'aria (calda) ascendente lungo un termica e di aria (fredda) discendente intorno ad una termica viene detto MOVIMENTO CONVETTIVO. L'intensità della termica e dei movimenti convettivi da essa generati dipende dal differenziale di temperatura tra l'aria nella termica e l'aria circostante, per ogni livello di quota. Questo differenziale di temperatura a parità di quota tra l'aria della termica e l'aria esterna dipende dalla differenza di temperatura al suolo e dalla differenza tra il
gradiente termico verticale e il gradiente adiabatico. Se ad esempio il gradiente adiabatico è inferiore in valore assoluto al gradiente verticale, vuol dire che salendo di quota l'aria nella termica è relativamente sempre più calda dell'aria fuori dalla termica. Quindi in questo caso la termica avrà un'espansione verticale maggiore e genererà movimenti convettivi più intensi.
Lo stesso tipo di movimento convettivo ha luogo in un pentola di acqua portata al punto di ebollizione: l'acqua è scaldata al centro dal fuoco; quindi sale al centro richiamando acqua fredda dai lati. Arrivando in superficie, l'acqua calda al centro viene sospinta verso i lati dove si raffredda e scende per ricominciare il ciclo una
volta raggiunta la base. L'atmosfera si dice STABILE, quando già a basse quote l'intensità della termica si esaurisce perché l'aria nella termica ha la stessa temperatura dell'aria circostante. L'atmosfera si dice INSTABILE quando fino a quote molto elevate l'aria nella termica è più calda dell'aria circostante. Poiché il gradiente adiabatico è dato e costante (-1 grado o -0.6 gradi rispettivamente senza o con condensazione), la stabilità dell'atmosfera dipende dal gradiente termico verticale.
Se il gradiente termico verticale è in valore assoluto maggiore del gradiente adiabatico, l'atmosfera è instabile perché salendo di quota l'aria nella termica diventa relativamente più calda dell'aria esterna salendo di quota. Se il gradiente termico verticale è inferiore al gradiente adiabatico, l'atmosfera è stabile perché l'aria che sale nella termica si raffredda più rapidamente dell'aria
circostante salendo di quota. Questa situazione di aria relativamente calda in quota fuori dalla termica, è detta
situazione di INVERSIONE TERMICA. E' tipica delle situazioni di alta pressione in inverno in cui l'irragiamento solare scalda gli strati superiori dell'aria, mentre in basso (in valle) l'aria a contatto del suolo rimane fredda. Quindi il gradiente verticale è minimo e le termiche non possono svilupparsi verticalmente.

11.2) UMIDITÀ, UMIDITÀ RELATIVA

Nell'aria è sempre presente dell'acqua, in forma gassosa (vapor d'acqua), liquida o solida (ghiaccio). L'UMIDITA' è la quantità di vapore acqueo contenuto in un dato volume di aria. Per
ogni livello di temperatura esiste una quantità massima di vapore acqueo che un metro cubo d'aria può contenere. Se a quella temperatura la quantità di vapore aumenta oltre la soglia massima si ha condensazione e l'acqua contenuta nell'aria passa dallo stato gassoso allo stato liquido. L'aria calda può contenere una maggiore quantità di acqua allo stato di vapore che
non l'aria fredda. Ad esempio, intorno ai 25 gradi l'aria può contenere fino a 30 grammi di acqua allo stato di vapore in un metro cubo. Intorno ai 5 gradi può contenere al massimo 7 grammi. L'UMIDITA' RELATIVA, ad una temperatura data, è il rapporto tra la quantità di vapore acqueo contenuto in un metro cubo d'aria e la quantità massima di acqua che l'aria può contenere a quella temperatura. Ad esempio se l'aria contiene 7 grammi di acqua in vapore a 5 gradi, l'umidità relativa è del 70% circa. La stessa quantità di acqua a 25 gradi genera un umidità relativa di circa 16%. L'igrometro è lo strumento che misura l'umidità relativa, ed è solitamente basato sulla proprietà per cui la lunghezza dei capelli si modifica con l'umidità. Quando l'umidità relativa è pari al 100% si ha condensazione del vapore acqueo, ossia il passaggio dell'acqua dallo stato gassoso allo stato liquido. Si dice anche che l'aria è satura d'acqua. Nel considerare la relazione tra umidità, umidità relativa e temperatura è essenziale
chiarire a parità di quale delle tre grandezze si intende considerare la relazione tra le altre due. Sono quindi possibili le seguenti affermazioni.
- A parità di umidità, al crescere della temperatura l'umidità relativa diminuisce e quindi l'aria diventa più secca. Viceversa, se la temperatura diminuisce l'umidità relativa aumenta.
- A parità di umidità relativa, l'aria calda è più umida dell'aria fredda perché contiene una maggiore quantità di vapore acqueo.
- A parità di temperatura, un aumento dell'umidità provoca un aumento dell'umidità relativa. Considerando dal punto di vista dell'umidità il movimento convettivo dell'aria generato da una termica sopra un punto A, si può affermare che:
- data la quantità di acqua contenuta nell'aria alla base della termica, vicino al punto A, il riscaldamento del suolo in A, riscalda l'aria vicino al suolo e quindi diminuisce l'umidità relativa dell'aria vicino al suolo;
- tuttavia l'aria calda comincia a salire lungo la termica, raffreddandosi adiabaticamente di 1 grado ogni cento metri;
- il raffreddamento adiabatico, provoca un aumento della umidità relativa man mano che l'aria sale;
- se la termica è sufficientemente intensa il raffreddamento continua man mano che l'aria sale fino a raggiungere una quota alla quale si ha condensazione, ossia l'umidità relativa diventa pari al 100%:
- se l'aria nella termica continua a salire anche oltre questa quota, il che accade se continua ad essere più calda dell'aria circostante, la condensazione dell'acqua implica una cessione di calore dall'acqua all'aria, detta CALORE LATENTE DI CONDENSAZIONE;
- per effetto del calore latente di condensazione il raffreddamento adiabatico è meno intenso (-0.6 gradi ogni cento metri) quando l'umidità relativa è pari al 100%.
- per converso, quando l'umidità relativa è pari al 100%, l'aria è relativamente più nuova forza alla intensità alla termica.
- alla quota in cui la termica si esaurisce inizia il movimento di discesa dell'aria fredda ai lati della termica. Questa aria discendente si riscalda adiabaticamente di 1 grado ogni cento metri per tutta la discesa anche alle quote in cui, salendo si
raffreddava, di solo 0,6 gradi per effetto della condensazione;
- quindi l'aria discendente arriva al suolo nell'area B circostante il punto A più calda di quando era partita da A;
- inoltre se c'è stata condensazione in una termica, l'aria che scende fuori dalla termica è relativamente più secca anche perché ha lasciato l'umidità nella termica;
- per entrambi i motivi nella zona B di alta pressione, arriva aria secca dall'alto, che è fredda in alto ma si riscalda notevolmente quando arriva al suolo, perdendo ulteriormente umidità relativa.
Un ciclo analogo di variazioni correlate di temperatura e umidità relativa si ha quando un flusso d'aria incontra un rilievo, ad esempio un vento meridionale che incontra le alpi da sud e genera l'EFFETTO FOHN a nord:
- incontrando la catena montuosa l'aria sale di quota raffreddandosi adiabaticamente di 1 grado ogni cento metri;
- per via del raffreddamento adiabatico aumenta l'umidità relativa;
- se il punto di condensazione viene raggiunto (umidità relativa pari al 100%) si ha (vedi oltre) formazioni di nuvole cumuliformi con possibili precipitazioni a sud delle alpi;
- dopo il punto di condensazione il raffreddamento adiabatico è inferiore per via della condensazione (-0.6 gradi ogni cento metri)
- quando la massa d'aria supera il crinale alpino e inizia a scendere dal lato nord si riscalda adiabaticamente più rapidamente di quanto si è raffreddata dal lato sud perché siamo in condizioni di gradiente adiabatico secco
- l'aria discendente diventa quindi progressivamente più secca perché l'umidità relativa diminuisce, e, a parità di quota risulta più calda a nord che a sud delle alpi
- per questo il fohn è un vento caldo
Per lo stesso motivo, i venti prevalenti occidentali che incontrano la Sierra negli Stati Uniti, generano precipitazioni e terre fertili a ovest e deserti a est della Sierra stessa.

11.3) PRESSIONE ATMOSFERICA

Per via del peso dell'aria, l'atmosfera esercita una pressione sulla superficie terrestre che a livello del mare è pari al peso di un colonna di 760 mm di mercurio = 1013 millibar = 1013 hectopascal. Questa è anche la pressione esercitata dal peso di un
chilo su un centimetro quadrato. La pressione diminuisce salendo di quota perché quote più alte sono sovrastate da una colonna d'aria di altezza inferiore e quindi meno pesante. Più precisamente, diminuisce di 1 millibar ogni 8 metri di quota. Su questo principio si basa il funzionamento degli altimetri.
Anche alla stessa quota, tuttavia, la pressione in due punti diversi dell'atmosfera può essere differente. Consideriamo ad esempio il punto A sottostante una termica e un punto B nell'area che circonda la termica:
- nel punto A l'aria calda sale verso l'alto e quindi si crea una depressione;
- nel punto B l'aria scende dall'alto e quindi si crea un aumento di pressione.
I punti di tipo A costituiscono quindi zone di bassa pressione mentre i punti di tipo B costituiscono zone di alta pressione.
Affinché la quota a cui avviene la misurazione non impedisca di valutare se ci si trova in una situazione di alta o bassa pressione, le pressioni vengono tipicamente riportate a livello del mare, ricordando che 8 metri equivalgono ad un millibar. Quindi, indipendentemente dalla quota, si ha alta pressione in un dato punto della superficie terrestre se la pressione riportata a livello del mare è maggiore di 1013 millibar, e viceversa. Anche in questo caso, però, più che il valore assoluto della pressione contano i differenziali di pressione per definire zone di alta o bassa
pressione. Le carte della pressione riportano curve di livello (isobare) che rappresentano i luoghi della superficie terrestre con eguale pressione a livello del mare. Un'alta pressione è quindi rappresentata da una seria di linee curve concentriche in cui
ai cerchi più interni sono associati livelli di pressione superiori.
Una bassa pressione è invece rappresentata da una seria di linee curve concentriche in cui ai cerchi più interni sono associati livelli di pressione inferiori. Una zona di pressione livellata, è una zona compresa tra due isobare di uguale valore Così come l'aria fuori esce da un pneumatico bucato perché la pressione interna è
superiore a quella esterna, differenze di pressione alla stessa quota generano movimenti di aria, ossia venti, dalle zone di alta pressione alle zone di bassa pressione. I venti sono tanto più intensi quando maggiore è il GRADIENTE BARICO tra due
punti, ossia il differenziale di pressione per unità di distanza. Vedi oltre nella sezione 11.9 la descrizione di un metodo per calcolare l'intensità e la direzione del vento servendosi di una carta barometrica. I movimenti convettivi analizzati sopra con riferimento alla temperatura possono essere analizzati anche in riferimento alla pressione. Consideriamo una situazione iniziale in cui ad ogni quota la pressione sia identica sopra il punto A e sopra il punto B. Ovviamente la pressione diminuisce con la quota
in entrambe le colonne d'aria, ma diminuisce in modo uguale.
Analogamente identiche sono ad ogni quota anche le temperature nelle due colonne d'aria. L'aria in basso è più calda di quella in alto, ma il gradiente verticale è identico. Abbiamo quindi una situazione di perfetta stabilità. Si noti che in questa situazione, in
entrambe le colonne l'aria più densa è concentrata in basso. Anche per questo salendo di quota diminuisce la pressione.
Supponiamo ora che il sole riscaldi il punto A. L'aria calda si espande e sale sopra A. Al suolo, il barometro segna ancora la stessa pressione in A e in B, se non lasciamo comunicare le due colonne d'aria. In quota invece le pressioni sono diverse. L'aria
calda salita in A fa si che a quote elevate ci sia più pressione sopra A che sopra B, dove l'aria in quota è rimasta poco densa. In quota, quindi, A è una zona di alta pressione e B una zona di bassa pressione. Si verifica quindi un movimento di aria da
A a B. Questo spostamento è parte del movimento convettivo legato allo sviluppo della termica. Lo spostamento di aria da A a B risucchia aria verso l'alto sopra A, contribuendo a pompare la termica. Solo quando questo si verifica il barometro al suolo in A inizia a registrare una caduta di pressione, perché in quota l'aria si sposta da A a B. Viceversa in B la pressione aumenta perché l'aria nella colonna sopra B diventa più densa. A fronte del vento da A a B in quota, al suolo si ha vento da B ad A. E l'insieme di questi flussi d'aria (da B ad A al suolo; ascendente sopra A; da A a B in quota; discendente sopra B) costituiscono una cella convettiva.

B) ANALISI LOCALE

11.4) MOVIMENTI CONVETTIVI E FORMAZIONE DI NUVOLE TEMPORALESCHE LOCALI

Le nuvole temporalesche si formano in presenza di movimenti convettivi quando il vapore acqueo contenuto nell'aria ascendente di una termica si condensa. Ciò accade quando il raffreddamento adiabatico fa aumentare l'umidità relativa dell'aria oltre la
soglia del 100%. Consideriamo ad esempio i movimenti convettivi che si formano lungo una costa per via del riscaldamento giornaliero.
- La terra si riscalda più rapidamente dell'acqua del mare durante il mattino.
- Si genera quindi una corrente termica sopra la terra che risucchia aria umida dal mare vicino al suolo.
- Tanto più umida è l'aria risucchiata alla base della termica tanto più intensa sarà la formazione di nuvole e maggiore il rischio di precipitazioni (vedi oltre).
- Tanto più elevato è il differenziale di temperatura tra la termica e l'aria circostante, tanto maggiore è la velocità di salita della termica
- La pressione al suolo sotto la termica diminuisce, quindi la costa diventa una zona di bassa pressione. Tanto più bassa quanto più intensa è la termica.
- L'aria umida inizia a salire lungo la termica raffreddandosi adiabaticamente di 1 grado ogni cento metri.
- Il raffreddamento adiabatico aumenta l'umidità relativa dell'aria.
- Il punto di condensazione è tanto più basso di quota quanto più alta è l'umidità relativa iniziale dell'aria per dato livello di temperatura.
- Quando il punto di condensazione viene raggiunto l'umidità relativa diventa pari al 100% e il vapore acqueo si condensa in goccioline e inizia a formare una nuvola.
- Poiché a parità di altre condizioni la condensazione avviene alla stessa quota in tutti i punti della termica, le nuvole iniziano a formarsi tutte alla stessa altezza, e hanno quindi una base a pari quota.
- La cessione di calore latente di condensazione fa si che l'aria satura nel punto di condensazione si riscaldi rispetto all'aria che circonda la termica, e questo da nuovo impulso alla termica.
- L'aria calda continua quindi a salire oltre il punto di condensazione, raffreddandosi ora solo di 0.6 gradi per ogni cento metri.
- Questo processo da luogo alla formazione di una nuvola cumuliforme, detta appunto cumulo.
- Se la termica, nonostante il calore latente di condensazione, non è molto intensa il cumulo non raggiunge una grande espansione verticale e quindi non raggiunge il punto in cui le gocce d'acqua si trasformano in ghiaccio. Tipicamente questo tipo di cumulo si dissolve senza portare precipitazioni quando verso sera
l'irraggiamento solare diminuisce. In questo caso non si hanno precipitazioni perché le gocce d'acqua sono troppo piccole e leggere per cadere mentre la spinta verticale della termica può essere molto forte.
- Se invece la termica è molto intensa (elevato calore rispetto all'aria circostante), e contiene molta umidità, l'espansione verticale del cumulo può continuare per una notevole altezza fino a raggiungere la tropopausa (il confine della troposfera, ossia
la parte più bassa dell'atmosfera). A livello della tropopausa l'atmosfera si riscalda (inversione termica) e quindi l'espansione verticale si ferma.
- Quando ciò accade il cumulo ha un'espansione verticale molto maggiore di quella orizzontale e nella parte superiore è costituito da particelle di ghiaccio, formatesi con la solidificazione delle gocce d'acqua intorno al pulviscolo atmosferico.
- Il raggiungimento della tropopausa da al cumulo la tipica forma di incudine rovesciata, ossia il cumulo si espande orizzontalmente nella parte alto, al livello della tropopausa. Questo tipo di formazione nuvolosa è un segno di probabile temporale. Il cumulo, in questo caso viene chiamato cumulonembo
- Nel momento in cui la termica si esaurisce, si ha un momento di calma di vento al suolo, perché termina il risucchio alla base della termica. Questa è la calma di vento che tipicamente precede la tempesta.
- Appena le particelle di ghiaccio diventano troppo pesanti rispetto alla forza di spinta verso l'alto della termica, precipitano al suolo in forma di grandine o in forma di pioggia,
- Durante la caduta le particelle di ghiaccio si fondono, almeno in parte, sottraendo calore all'aria (calore latente di fusione). Ecco perché la caduta della pioggia si accompagna tipicamente ad un raffreddamento dell'aria.
- Inoltre l'aria raffreddata dalla fusione del ghiaccio in pioggia diventa più pesante e cade quindi più rapidamente, generando i forti colpi di vento al suolo che accompagnano i temporali.
- Le termiche possono avere un'intensità notevole tale da generare un forte effetto di risucchio e quindi venti al suolo verso la termica fino ad oltre venti miglia dal centro della termica.

11.5) GLI ELEMENTI NECESSARI PER LO SVILUPPO DI UN TEMPORALE LOCALE POMERIDIANO

Perché si sviluppi un temporale locale pomeridiano sono quindi necessarie tre condizioni:
- L'azione del sole che riscaldi in modo differenziato punti diversi della superfice generando differenziali di temperatura al suolo e correnti termiche ascensionali sopra i punti più caldi; tanto maggiore è il differenziale di temperatura al suolo tanto più probabile è il temporale a parità di altre caratteristiche
- Una atmosfera instabile (gradiente verticale superiore al gradiente adiabatico) tale quindi da mantenere anche a quote elevate i movimenti convettivi ascensionali
- Una umidità sufficiente dell'aria all'interno della termica, tale da generare un notevole calore latente di condensazione e quindi capace di dare nuova intensità alla termica dopo il punto di condensazione. E' importante osservare che, per le ragioni che vedremo, sia a livello locale che globale le perturbazioni tendono a muovere dai quadranti occidentali verso i quadranti
orientali. Se siamo ad oriente di una formazione cumuliforme è più probabile che l'eventuale temporale ci colpisca. Non dobbiamo farci trarre in inganno dal fatto che i venti al suolo puntino verso la
base dei cumuli. Questo è l'effetto del risucchio alla base della termica. Ciò che conta per stabilire la direzione verso cui il temporale muove sono i venti in quota, e di questi dobbiamo tenere conto per stabilire se il temporale ci colpisce o no.
Attenzione alla quiete prima della tempesta: è il momento di mettersi a secco di vele. I temporali locali possono anche verificarsi a seguito di un afflusso di aria fredda che
spinga improvvisamente verso l'alto aria calda e umida. E' questa la situazione tipica dei temporali generati dal passaggio di un fronte freddo, che vedremo in seguito.

C) ANALISI GLOBALE

11.6) EFFETTI DEL DIFFERENZIALE DI TEMPERATURA TRA POLO ED EQUATORE IN ASSENZA DI ROTAZIONE TERRESTRE

Poiché il sole colpisce il suolo con raggi perpendicolari all'equatore e obliqui ai poli, l'intensità del riscaldamento solare è maggiore all'equatore. Si ha quindi un differenziale di temperatura tra i poli e l'equatore. In assenza di rotazione terrestre questo differenziale genererebbe un movimento convettivo in ciascun emisfero tra l'equatore e i poli. Ossia, nell'emisfero boreale, si
formerebbe una termica all'equatore che risucchierebbe al suolo aria dai poli. Vi sarebbero quindi venti costanti da nord al suolo per effetto del risucchio della termica, e venti constanti da sud in quota che riporterebbe aria sopra il polo. Quindi il polo sarebbe una zona di permanente alta pressione mentre l'equatore
sarebbe una zona di permanente bassa pressione con formazione di nubi e precipitazioni. E analogamente nell'emisfero australe.
Si genererebbe quindi una cella convettiva globale in ciascun emisfero, detta cella di Hadley, dal nome del fisico Inglese che nel 18esimo secolo per primo la descrisse per spiegare il fenomeno degli Alisei. La rotazione terrestre da ovest a est interagisce con il movimento convettivo generato dal differenziale di temperatura tra poli ed equatore, determinando in questo modo i venti prevalenti in ciascun emisfero e i relativi fenomeni atmosferici.

11.7) L'EFFETTO DELLA ROTAZIONE TERRESTRE: FORZA DEVIANTE DI CORIOLIS

Per analizzare l'interazione tra la rotazione terrestre e la cella convettiva di Hadley, è necessario comprendere l'effetto della FORZA DEVIANTE DI CORIOLIS Per effetto della forza deviante di Coriolis, ogni flusso d'aria o di acqua subisce una deviazione verso destra nell'emisfero boreale (verso sinistra in quello australe) tanto più forte quanto maggiore è la velocità del flusso stesso e quanto maggiore è la latitudine a cui il flusso è osservato (ossia quanto più il flusso è vicino al polo).

SPIEGAZIONE INTUITIVA DELLA FORZA DEVIANTE DI CORIOLIS
Per comprendere questo fenomeno è essenziale comprendere che esso è originato non da un effetto della rotazione terrestre sul flusso in questione, ma da un effetto della rotazione terrestre sul sistema di riferimento di chi osserva il flusso. In altri termini,
non è il flusso in questione ad essere deviato. Per effetto della rotazione ruota invece l'osservatore e il suo sistema di coordinate di riferimento. Questo fa si che dal punto di vista dell'osservatore il flusso subisca una deviazione verso destra rispetto alla
direzione tangenziale. Immaginiamo un disco musicale che rappresenti l'emisfero boreale su una superficie piana. Il centro intorno a cui il disco ruota è il polo nord, mentre la circonferenza del disco è l'equatore. La terra gira da ovest a est. Quindi, vista da sopra il polo nord, la terra gira in senso antiorario. Lo stesso assumiamo per il nostro disco. L'opposto accade per l'emisfero
australe. Infine, inseriamo il disco in un piano cartesiano con origine nel centro di rotazione. Immaginiamo ora di tracciare sul disco una linea verticale, lungo l'asse negativo delle ordinate a partire dal polo nord, mentre il disco ruota. Anche se la matita mantiene un moto rettilineo lungo l'asse delle ordinate, la traccia della matita sul disco descriverà una curva verso destra. Il motivo è che, pur essendo costante la velocità angolare di ciascun punto del disco, la velocità tangenziale è nulla al polo nord e massima
all'equatore. La matita rappresenta un flusso d'aria con motto rettilineo da nord a sud rispetto alle coordinate cartesiane (che rappresentano in un questo contesto un sitema di riferimento assoluto). Un osservatore posto ad una latitudine compresa tra il polo e l'equatore percepisce invece il flusso come un vento da nord est, perché essendo l'osservatore solidale con la superficie terrestre, viene "proiettato" dalla rotazione terrestre contro il flusso d'aria, provenendo dalla destra del flusso stesso. Per via della rotazione terrestre, l'osservatore si muove trasversalmente rispetto alla direzione propria del vento che per inerzia rimane invariata in senso assoluto, ossia da nord a sud. All'osservatore quindi sembrerà che il vento venga da nord est, e che descriva
una curva verso destra, rispetto alla direzione del vento) passandogli intorno. Se ripetiamo l'esperimento partendo dall'equatore e tracciando con la matita un segmento rettilineo lungo l'asse negativo delle ordinate verso il polo nord, osserviamo
che il segmento tracciato sul disco ruotante in senso orario descrive anche in questo caso una curva verso destra. Ossia, l'osservatore posto sulla superficie del disco percepisce un vento di sudest che gira sempe più a sud man mano che il flusso si
avvicina al polo. Posizioniamo ora la matita in un punto qualsiasi dell'asse negativo delle ordinate tra il polo e l'equatore, e tracciamo un segmento rettilineo parallelo alle ascisse verso destra ossia nel secondo quadrante del piano cartesiano. La matita ora rappresenta un flusso d'aria da ovest a est. Anche in questo caso la traccia della matita sul disco descrive una curva verso destra fino all'equatore, perché la matita procede con moto rettilineo mentre la superficie del disco (l'osservatore) ruota. L'osservatore in questo caso percepisce un vento da nord-ovest che gira da ovest man mano che ci si allontana dall'equatore.
Analoga deviazione verso destra ha luogo nel caso di un flusso d'aria da est verso ovest (matita che si muove in modo rettilineo verso sinistra dall'asse negativo delle ordinate)..
Se osserviamo le tracce della matita sul disco in ciascuno dei quattro casi sopra descritti è evidente che la distorsione rispetto alla direzione tangenziale del flusso in un dato punto (i.e. la curvatura della traccia) è maggiore, a parità di altre
caratteristiche, vicino al centro del disco, ossia vicino al polo, che non vicino all'equatore. Ciò dipende dal fatto che mentre la velocità angolare della terra è costante, la velocità tangenziale dei punti della superficie terrestre varia con la latitudine. La forza deviante di Coriolis è quindi maggiore al crescere della latitudine
La forza deviante Coriolis è una illusione dell'osservatore posto su una superficie che ruota incontrando una flusso che si muove con movimento rettilineo inerziale rispetto a coordinate assolute. Dal punto di vista dell'osservatore questo effetto appare come
una forza che distorce verso destra il flusso d'aria agendo perpendicolarmente alla direzione del flusso stesso, con la seguente formula:
F = 2 ? V Sen f
dove:
- F è la forza di accelerazione di Coriolis in metri per secondo quadrato
- ? è la velocità angolare della terra in radianti al secondo, pari a 6.28/ (24 x 3200)
- V è la velocità del flusso d'aria
- Sen f è il seno dell'angolo di latitudine, definito in modo che risulti pari a zero all'equatore e a pari a 1 ai poli.
Quindi l'accelerazione deviante di Coriolis è tanto maggiore quanto maggiore è la velocità del flusso e la latitudine dell'osservatore.

11.8) LE TRE CELLE CONVETTIVE DI CIASCUN EMISFERO E I VENTI PREVALENTI

L'idea iniziale di Hadley secondo cui una unica cella convettiva mette in relazione la bassa pressione sopra all'equatore e l'alta pressione sopra il polo nord è inesatta per due motivi principali.
1) L'intensità della termica equatoriale è tale che intorno ai 30° di latitudine il risucchio inizia a richiamare aria dall'alto. Si crea quindi una cella convettiva tra l'equatore (bassa pressione) e i 30° (alta pressione). Analogamente, il riscaldamento della superficie terrestre intorno ai 60°, rispetto alla temperatura delle calotte polari è tale da generare una termica a quella latitudine. Si genera quindi una cella convettiva con bassa pressione intorno ai
60° e altra pressione sul polo. La zona compresa tra i 30 e i 60 gradi diventa quindi una cella intermedia compresa tra l'alta pressione dei 30° e la bassa pressione dei 60°. Quindi, indipendemente dalla rotazione terrestre non si ha un'unica cella
convettiva tra polo ed equatore. Si osservano invece le tre celle sopra descritte.
2) Poichè la terra ruota da ovest verso est, per effetto della legge di Coriolis i flussi d'aria generati da ciascuna di queste tre celle convettive subiscono una deviazione verso destra rispetto alla loro direzione. Nella prima cella, tra l'equatore e i 30°, i venti al suolo avranno quindi una direzione da nord est a sud ovest (invece che da nord a sud), e prendono il nome di ALISEI.
Sono i venti molto regolari e costanti che i velieri usano per traversare l'Atlantico da est a ovest. In quota, i venti generati da questa cella prendono una direzione da sudovest a nordest
per effetto della rotazione terrestre, e vengono chiamati CONTROALISEI. Anche nella cella settentrionale, tra i 60° e il polo, i venti al suolo hanno andamento prevalente da nord est a sud ovest, mentre quelli in quota, che vanno verso il polo,
hanno un andamento da sud ovest verso nord est.
Nella cella intermedia i venti prevalenti vanno da ovest verso est con un andamento oscillatorio determinato dalla variare della distanza tra l'alta pressione dei 30° e la bassa pressione dei 60°. A seconda dell'irraggiamento solare e delle stagioni dell'anno
infatti, l'alta pressione dei 30 può spostarsi verso nord, oppure la bassa pressione dei 60° può spostarsi verso sud.
Questi spostamenti danno luogo alle oscillazioni di cui si è detto, ma a tutti gli effetti pratici, i venti al suolo in questa fascia intermedia del globo anno un andamento prevalente da ovest a est. E' proprio questo andamento prevalente che spiega come mai le masse d'aria che determinano i fenomeni atmosferici nelle nostre regioni si spostino da ovest verso est.
La regola che predice l'esistenza di una cintura di altre pressione intorno ai 30°, di una cintura di basse pressioni sui 60° e di una zona di alta pressione al polo, è soggetta ovviamente a variazioni ed eccezioni nei due emisferi a seconda della disposizione dei
continenti e delle masse d'acque. In realtà il nord meteorologico, è spostato verso la Siberia, dove si registrano temperature molto inferiori rispetto ai poli. Un altra zona di alta pressione e basse
temperature è sopra il Canada. In entrambi i casi, questo è l'effetto delle masse continentali. Un'altra importante eccezione è costituita dal colossale sistema di brezze e relativi differenziali di pressione generato dal continente Indiano, e che da luogo al fenomeno dei monsoni. E' tuttavia una regola valida nell'Atlantico dove identifichiamo in particolare l'alta pressione sulle Azzorre, detta ANTICICLONE DELLE AZZORRE e la BASSA PRESSIONE SOPRA L'ISLANDA. Durante l'estate, l'aumento del riscaldamento all'equatore fa si che l'anticiclone delle
Azzorre si sposti verso nord est generando una situazione di stabilità e bel tempo sull'Italia. Va notato inoltre che le masse d'aria che da sud muovono verso nord sono tipicamente calde ed umide, mentre quelle che da nord muovono verso sud sono tipicamente più fredde e secche. L'incontro di queste masse d'aria genera le perturbazioni che interessano le nostre zone geografiche.

 fonte: http://www.iue.it/Personal/Ichino/appunticorso8.pdf.