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1 Università Tor vergata, Roma, Dipartimento Fisica corso di meterologia sinottica sezione naturalistica (L.De Leonibus, 2005)‏ le seguenti diapositive.

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1 1 Università Tor vergata, Roma, Dipartimento Fisica corso di meterologia sinottica sezione naturalistica (L.De Leonibus, 2005)‏ le seguenti diapositive sono di supporto al corso di meterologia sinottica e fanno liberamente riferiemnto alle seguenti pubblicazioni: “Principali masse d’aria e struttura caratteristica dell’atmosfera” - M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica n.1-2, 1996; “Sistemi a scala sinottica delle medie latitudini, il fronte polare della scuola norvegese.” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.3-4, 1996; “Sistemi a scala sinottica delle medie latitudini, struttura termica e campo del vento nel fronte” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.1-2,1997; “Sistemi a scala sinottica delle medie latitudini, la corrente a getto polare” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.1-2, 1998; “Sistemi a scala planetaria delle medie latitudini, le onde lunghe” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n.3-4, 1995; “Sistemi a scala sinottica delle basse latitudini, La corrente a getto sub tropicale e la corrente tropicale da est” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica, n , 1999; “Sistemi meteorologici a scala planetaria delle basse latitudini” M. Brunetti, G. Cacciola – Rivista Meteorologia Aeronautica – n.1-2, 1995 “Atmospheric Circulation Systems” - E. Palmen, C.W. Newton – Academic Press – 1969 Compendium of Meteorology WMO Vol. 1,2

2 0 Atmosfera Generalità Definizione: l’atmosfera è la miscela di gas che, attratti dalla forza gravitazionale avvolgono un corpo celeste. Genesi dell’atmosfera terrestre: Secondo l’ipotesi prevalente circa 4,5 miliardi di anni fa, la terra solida emise gas (acqua, azoto, sulfuri) generando un’atmosfera primitiva senza ossigeno. La vita vetegale sviluppatasi negli oceani, al riparo dalla radiazione UV, produsse Ossigeno come derivato della fotosintesi. H 2 O + CO 2  CH 2 O + O 2 A partire da 4 miliardi di anni fa, l’ossigeno popolò l’atmosfera schermando la superficie dalla radiazione UV del sole e permettedo lo sviluppo della vita su di essa. A sua volta la vegetazione superficiale, con la fotosintesi, incrementò l’ossigeno in atmosfera sino alla corrente miscela.

3 Composizione atmosferica La miscela corrente di gas atmosferici è : ElementoSimbolo% di Peso% di volumePeso Molare AzotoN2N OssigenoO2O ArgonA Anidride carbonica CO NeonNe ElioHe MetanoCH KryptonKr OzonoO3O3 0 – 0.01Variabile16 Vapore AcqueoH2OH2O0 - 4Variabile84

4 Importanza dell’acqua in atmosfera Ancorchè la percentuale di acqua in troposfera sia limitata ad un massimo del 4%, tale elemento è molto importante per il contributo energetico in forma di calore latente che scambia nei suoi passaggi di fase. Ghiaccio pioggia/nubi : 0,3x10 6 J kg -1 K -1 a 0°C Ghiaccio Vapore : 2,8x10 6 J kg -1 K -1 a 0°C Pioggia/nubi Vapore 2,5x10 6 J kg -1 K -1 a 0°C L’ENERGIA POTENZIALE DI UN VOLUME D’ARIA DIPENDE DALLA SUA TEMPERATURA E DAL SUO CONTENUTO DI ACQUA. Fusione Congel. Sublim. Deposiz. Evapor. Condens

5 Proprietà atmosferiche MESCOLAMENTO I gas costiutenti l’atmosfera, sono mescolati in modo omogeneo per moti turblenti sino a circa 100km di quota ( omosfera); da tale quota sino a 700 km le molecole si stratificano (eterosfera) per il solo moto di diffusione molecolare, a partire dal basso: azoto, ossigeno, elio ed idrogeno; dagli 800km in su, le collisioni molecolari si riducono e le molecole si disperdono nello spazio (exosfera). IONIZZAZIONE La radiazione inizzante solare (principalmente X e UV) viene assorbita (O2, CO2, H2O) quasi completamante a 60 km di quota, l’atmosfera da tale quota in su presenta particelle cariche (elettroni e ioni) ed è chiamata IONOSFERA, ha la proprietà di riflettere le onde radio con la sua superficie inferiore guidandole lungo la superficie terrestre.

6 Proprietà atmosferiche meteorologiche Per quanto interessa la meteorologia l’atmosfera è classificata in virtù della sua struttura termica verticale, in strati (sfere) separati tra loro da discontinuità del primo ordine (pause); a partire dall’alto sono elencati in: Termosfera Mesosfera Stratosfera Troposfera

7 7 km hPa 160 0° -60° 10° Stratopausa Mesosfera Termosfera Tropopausa dT/dz > - 2 [°c/km] Troposfera H2O; dT/dz ≈ - 6 [°c/km] °C Stratosfera Mesopausa Struttura Termica dell’atmosfera Diagramma termico chimica dinamica 1 0,01 0,

8 8 Troposfera ( hPa) La troposfera è lo strato dell’atmosfera che contiene circa 80% della massa atmosferica. La sua struttura termica è dovuta allo scambio di calore alla superficie (riscaldamanto ) tramite moti convettivi e turbolenti ed al raffreddamento adiabatico delle masse ascendenti, fattori che realizzano un profilo decrescente con la quota (dT/dz ≈ - 6°C/km.) In tale strato avvengono i moti atmosferici verticali di natura dinamica (gradiente di massa e temperatura orizzontale) e convettivi (gradiente termico verticale). La dinamica verticale si esaurisce con il ridursi del gradiente verticale ti temperatura.

9 9 Tropoapusa La tropopausa è la zona di “inversione” del gradiente di temperatura, per definizione ove dT/dz < -2°C/km. La temperatura e la quota della tropopausa varia con la latitudine, come conseguenza dell’ascesa (adiabatica) massima dei moti verticali, proporzionale alla temperatura alla superficie, massima ai tropici 16km e -80°C, minima ai poli (8 / 3 km e -40°C estate / -60°C inverno) I moti orizzontali atmosferici raggiungono il massimi locali dell’intensità del vento alla quota della tropopausa, dopo di che decrescono rapidamente per l’inversione del gradiente di temperatura ed il senso opposto del vento termico. Tale massimo del vento si realizza in luoghi definiti “getto” La tropopasua presenta delle fratture, in prossimità del fronte polare, ove avviene scambio di aria troposferica e stratosferica.

10 10 Tropopausa 0°C +38°C -50°C -80°C φ 7 km 16 km Il gradiente termico lungo la tropopausa in funzione della latitudine è crescente

11 11 Tropopausa La tropopausa presenta discontinuità orizzontali in prossimità del getto definite “rotture”. Su scala planetaria la tropopausa interseca l’isobara di 200hPa a latitudini diverse durante l’anno. 45° 30° estate inverno 200hPa

12 12 Stratosfera (100-1hPa) La stratosfera e la troposfera costituiscono il 99% della massa atmosferica Nella stratosfera l’atmosfera viene riscaldata dall’assorbimento della radiazione solare (Ultravioletta) da parte dell’Ozono (O3). Tale riscaldamento è massimo a circa 50Km di quota, ove si raggiunge un massimo di temperatura alle calotte polari a seconda della stagione ( continuità di esposizione alla rad. Solare), che è di -30°C in Inverno e +20°C in estate. Ciò determina una stratificazione termica stabile, gradiente termico positivo con la quota. Sussistono i venti e l’H2O è presente solo in traccie.

13 13 Stratosfera Nubi stratosferiche (nacreous clouds). La presenza in traccie dell’acqua e le basse temperature dell’inverno polare (-88°C/-78°C) permettono la condensazione di acido nitrico/solforico ed acqua a circa 15/20km di quota, tale fenomeno è visibile dalla superficie durante il tramonto e/o l’alba. Solo acqua Acqua e nitrati

14 14 MESOSFERA‏ (1 – 0.1 hPa) Al di sopra della stratosfera, sino alla quota di circa 85km la temperatura decresce con la quota in quanto al riscaldamento radiativo si aggiunge un rimescolamento dinamico orizzontale e verticale (diabatico) conseguente alla compensazione delle anomalie termiche stagionali polari della stratopasusa. Ciò produce minimi stagionali ai poli di -50°C in estate e -120°C in inverno. Nubi mesosferiche (Noctilucent clouds) L’instabilità verticale da luogo a convezione e formazione di nubi alla sommità dello strato (80km), costiuite cristalli di chiaccio su micronuclei di condensazione provenienti da polveri troposferiche (Vulcaniche? primo avvistamento 1885 due anni dopo l’eruzione del Kracatoa).

15 15 TERMOSFERA (< 0.001)‏ Al di sopra della Mesosfera prevale il riscaldmento provocato dall’assorbimento della radiazione ultravioletta dell’Ossigeno (O2  O + O). Ciò comporta un incremento della temeperatura con la quota con un massimo a 500km che varia a seconda dell’attività solare da 500°K a 2000°K. A questa bassa pressione la nozione di temperatura media è al limite dell’applicabilità in quanto la densità di massa è così bassa che le molecole possono considerarsi libere. ETEROSFERA: la stabilità orizzontale porta ad una stratificazione per componenti (a seconda del peso molare).

16 16 IONOSFERA (MESOSFERA-TERMOSFERA‏) AURORE: Le molecole atmosferiche ionizzate, a circa km di quota, quando sono colpite dal vento solare (particelle cariche) vengono eccitate elettronicamnte e, nel rilassare tale eccitazione, emettono luce ( verde e rossa/ossigeno, blu e viola/azoto)

17 17 1 Masse d’aria, caratteristiche In troposfera si definiscono come masse d’aria, quelle masse che presentano valori omogenei di proprietà conservative (parametri che si conservano durante il moto / trasportati dal moto). La definizione si è sviluppata con lo studio della fenomenologia alle medie latitudini di scala sinottica dei fronti (osservazioni superficiali). Con la conoscenza che si ha alle diverse quote, tale approccio mantiene una validità previa un’estensione della definizione alle tipologie delle diverse quote. In troposfera si definiscono come masse d’aria, quelle masse che presentano valori omogenei di proprietà conservative (parametri che si conservano durante il moto / trasportati dal moto). La definizione si è sviluppata con lo studio della fenomenologia alle medie latitudini di scala sinottica dei fronti (osservazioni superficiali). Con la conoscenza che si ha alle diverse quote, tale approccio mantiene una validità previa un’estensione della definizione alle tipologie delle diverse quote. I parametri conservativi principali sono: Temperatura umidità / percentuale di acqua (gas) per unità di volume, Altri parametri si derivano dalle relazioni conseguenti ai principi della termodinamica e l’equazione di stato ( temperatura potenziale Θ) e dalla conservazione del momento angolare (vorticità e vorticità potenziale). I parametri conservativi principali sono: Temperatura umidità / percentuale di acqua (gas) per unità di volume, Altri parametri si derivano dalle relazioni conseguenti ai principi della termodinamica e l’equazione di stato ( temperatura potenziale Θ) e dalla conservazione del momento angolare (vorticità e vorticità potenziale).

18 Masse d’aria Elenco delle caratterisitche che identificano una massa d’aria: temperatura umidità Variabilità del Gradiente termico lapse rate Stabilità Fenomeni (temporali, nebbie, etc..) Visibilità

19 19 Masse d’aria, caratteristiche Θ La temperatura potenziale θ, è quella cui arriverebbe una particella d’aria a pressione P se venisse portata ADIABATCAMENTE alla pressione superficiale P 0 di 1000hPa:  =T(1000/P) R/ c p Con: T è la temperatura della particella a pressione P, R è la costante dei Gas per l’aria, c p è la capacità del calore specifico a pressione costante  cresce con la quota per atmosfera stabile e decresce in atmosfera instabile;  è un parametro conservativo nelle trasformazioni adiabatiche secche e pertanto è un parametro conservativo delle masse d’aria nella loro dinamica (le identifica), in quanto nella troposfera le masse d’aria sono prossime ad avere un profilo adiabatico secco

20 20 Masse d’aria, dinamica Le masse d’aria acquisiscono le loro proprietà principalmente dagli scambi con la superficie, secondariamente dai processi dinamici e dallo scambio di calore latente che risulta dal cambiamento di fase dell’acqua. È possibile schematizzare il ciclo di una massa d’aria in fasi: Acquisizione delle proprietà attraverso uno stazionamento e transito ( scambio termico e di vapore) con regioni sorgenti (vaste superfici omogenee, oceani, mari, laghi, deserti, steppe, montagne, etc.)‏ Dispersione e mescolamento con altre masse d’aria tramite la circolazione a differenti scale Le masse d’aria acquisiscono le loro proprietà principalmente dagli scambi con la superficie, secondariamente dai processi dinamici e dallo scambio di calore latente che risulta dal cambiamento di fase dell’acqua. È possibile schematizzare il ciclo di una massa d’aria in fasi: Acquisizione delle proprietà attraverso uno stazionamento e transito ( scambio termico e di vapore) con regioni sorgenti (vaste superfici omogenee, oceani, mari, laghi, deserti, steppe, montagne, etc.)‏ Dispersione e mescolamento con altre masse d’aria tramite la circolazione a differenti scale Sinottica / cicloni Mesoscala / celle convettive Locale / brezze Sinottica / cicloni Mesoscala / celle convettive Locale / brezze

21 21 Masse d’aria, umidità Indipendente dalla latitudine vi sono caratteristiche specifiche di umidità che la massa d’aria acquisisce dalla superficie: Continentale : secca (calda o fredda)‏ Marittima: umida

22 22 Tipologie delle masse d’aria Area tropicale, AT È generata dagli anticicloni (fascia delle alte) ed è associata ai venti al suolo da est (alisei)‏ Area tropicale, AT È generata dagli anticicloni (fascia delle alte) ed è associata ai venti al suolo da est (alisei)‏ Area polare, AP Generata ai poli da circolazione ciclonica Area polare, AP Generata ai poli da circolazione ciclonica Area delle medie latitudini AML risultante dal mescolamento ciclonico dell’area polare con quella tropicale e con marcate differenze per le differenti superficie mare e terra. Area delle medie latitudini AML risultante dal mescolamento ciclonico dell’area polare con quella tropicale e con marcate differenze per le differenti superficie mare e terra. AML ed AT si incontrano con un fronte in quota AP ed AML si incontrano con un fronte al suolo

23 Principi di circolazione generale La circolazione generale dell’atmosfera è il flusso atmosferico medio planetario ed è generato in massima parte dalla distribuzione termica superficiale. Trattasi quindi di di una riduzione statistica di fenomeni che concorre alla determinazione delle sintesi climatiche.

24 TROPOSFERA Superficie Principi di circolazione generale Lo schema elementare stazionario per la circolazione atmosferica (TROPOSFERICA) è quello di una cella, allineata al gradiente termico superficiale, che converte l’energia potenziale in cinetica, con dissipazione ad opera dell’attrito (viscosità) ed acquista energia potenziale/calore dalla superficie (Sole) e di cambiamenti di fase del H2O EVAPORAZIONECONDENSAZIONE

25 25 Principi di circolazione generale I moti atmosferici orizzontali e verticali sono identificati con il termine di Circolazione Atmosferica e vengono rappresentati da leggi fisiche non lineari e non deterministiche ove i termini di base sono: Gli scambi radiativi “Radiative forcing” Gli scambi radiativi “Radiative forcing” che sono l’effetto sull’atmosfera prodotto dalla radiazione solare incidente (onde corte) e la radiazione ter. estre uscente (onde lunghe). Queste sorgenti d’energia hanno bilanci variabili in diverse parti del pianeta e producono effetti diversi sulla superficie e nei diversi livelli atmosferici. La conservazione dell’Energia La conservazione dell’Energia comporta che vi siano dei passaggi tra le diverse forme della stessa: da dinamica a potenziale e viceversa (evaporazione, condensazione ed altro) L’orografia L’orografia contribuisce ad alterare i moti liberi atmosferici ( convezione forzata orografica, turbolenza, etc) La forza apparente di Coriolis La forza apparente di Coriolis che ruota a destra i venti nell’emisfero boreale ed a sinistra in quello australe e mantiene regimi stazionari di vento in relazione al gradiente di pressione.

26 26 Principi di circolazione generale variation in the angle of the sun's rays 1.the substantial variation in the angle of the sun's rays as one moves from the equator to the poles, which makes the effect of solar radiation strongly dependent on latitude and on the earth's attitude with respect to the sun (i.e. on the season), differences between the temperature of the oceans and that of continents 2) the significant differences between the temperature of the oceans and that of continents -- land reacts to the seasonal change in solar radiation much faster than oceans do. (north-south) temperature gradien The variation in the solar radiation between the equator and the poles and the subsequent "meridional" (north-south) temperature gradien t produce "zonally symmetric" circulation (i.e. independent of longitude), which, as one moves towards the pole, gets progressively more strongly affected by the coriolis force and develops a zonal (east-west) component, until, at higher latitudes, the circulation becomes mostly zonal. thermal imbalance between oceans and continents, topography The thermal imbalance between oceans and continents, along with the topography, are responsible for zonal asymmetries in the circulation

27 ALTA RESSIONE ALISEO CIRCOLAZIONE TROPICALE Il sistema terra vede un bilancio radiativo positivo (riscaldamento) dall’equatore a 40° oltre tale latitudine il bilancio diviene negativo, la radiazione emergente prevale (raffreddamanto). Alle cause geometriche si aggiungono la maggiore dissipazione di radiazione per il crescere del percorso ottico ed il maggiore albedo delle nevi permanenti ai poli. Tale situazione insieme con l’effetto della rotazione riduce l’efficacia della cella elementare verticale (Hadley) alla fascia tropicale. Al suolo la zona è caratterizzata da venti stazionari da nord est (alisei) che ruotano in senso orario intorno alle zone di subsidenza (alte pressioni)

28 28 Schema di circolazione anticiclonica tropicale AA Alisei al suolo AML Sud ovest in quota “conveior belt” AT

29 CIRCOLAZIONE SINOTTICA Il forte gradiete termico orizzontale, che risulta alle latitudini oltre le alte pressioni stazionarie, genera una forte instabilità baroclina (squlibrio tra campo di massa e densità) tale che il mescolamanto delle masse polari con quelle meridonali (tropicali/medie latitudinii) avviene con vortici orizzontali della scala di migliaia di chilometri (cicloni e fronti ) dando lugo alla CIRCOLAZIONE SINOTTICA

30 30 struttura verticale delle masse d’aria 90°70°40° 0° 10km 12 km 18 km Fronte artico Fronte polare Tropopausa polare Fronte subtrop. Tropop. Tropicale sup. Tropop. Medie lat. AP AML Tropop. Tropicale inf. Gp AT

31 31 circolazione verticale delle masse d’aria 90°70°40° 0° 10km 12 km 18 km Fronte artico Fronte polare Tropopausa polare Fronte subtrop. Tropop. Tropicale sup. Tropop. Medie lat. AP AML Tropop. Tropicale inf. Gp AT divV<0

32 32 divV<0 circolazione verticale delle masse d’aria 90°70°40° 0° 10km 12 km 18 km Fronte artico Fronte polare Tropopausa polare Fronte subtrop. Tropop. Tropicale sup. Tropop. Medie lat. AP AML Tropop. Tropicale inf. Gp Gst AT divV<0 Getto polare da ovest Getto subtropicale da da ovest

33 33 2 Fronte polare Un gruppo di studiosi norvegesi, guidato da Bjerknes, nella prima metà del 900, sviluppò il modello del ciclone extratropicale noto come “teoria del fronte polare” (FP). Esso fornisce uno schema per organizzare, in un unico modello coerente, le osservazioni e le conoscenze teoriche permettendo la descrizione (e lo sviluppo) della fenomenologia associata. Un gruppo di studiosi norvegesi, guidato da Bjerknes, nella prima metà del 900, sviluppò il modello del ciclone extratropicale noto come “teoria del fronte polare” (FP). Esso fornisce uno schema per organizzare, in un unico modello coerente, le osservazioni e le conoscenze teoriche permettendo la descrizione (e lo sviluppo) della fenomenologia associata. Caratteristiche: Trattasi della vorticità a scala sinottica (10 3 Km) che "mescola" l’aria polare con quella delle medie latitudini costituendo, dal suolo alla tropopausa, una superficie di discontinuità per i parametri fisici caratteristici delle due masse d’aria: temperatura, umidità, Densità, vento. Caratteristiche: Trattasi della vorticità a scala sinottica (10 3 Km) che "mescola" l’aria polare con quella delle medie latitudini costituendo, dal suolo alla tropopausa, una superficie di discontinuità per i parametri fisici caratteristici delle due masse d’aria: temperatura, umidità, Densità, vento.

34 34 Localizzazione e simbologia del fronte polare La localizzazione del fronte avviene al suolo; se ne distinguono tre settori in relazione al tipo di avvezione termica settore occluso senza avvezione settore caldo con avvezione calda settore freddo con avvezione fredda 10°C20°C 15°C 60% 70% 75% 70%

35 35 Localizzazione e simbologia del fronte polare La localizzazione del fronte avviene al suolo; se ne distinguono tre settori in relazione al tipo di avvezione termica settore occluso senza avvezione settore caldo con avvezione calda settore freddo con avvezione fredda

36 36 Schema di circolazione al suolo del FP

37 37 Schemi di evoluzione del FP B A z AP AT tropopausa

38 38 Schemi di evoluzione del FP, instabile B A z AP AT tropopausa divergenza in quota Lo squilibrio tra convergenza al suolo e divergenza in quota (avvezione vorticità) “innesca” il fronte: la struttura baroclina si evidenzia div

39 39 Schemi di evoluzione del FP, sviluppo B A z AP AT tropopausa AP div Si incrementa la struttura baroclina, conversione di energia potenziale in cinetica

40 40 Schemi di evoluzione del FP, maturazione B A z AP AT tropopausa AP div Conv. La struttura baroclina inizia a decrescere, lo squilibrio tra divergenza in quota ed al suolo si riduce.

41 41 Schemi di evoluzione del FP, occlusione B A z AP AT tropopausa AP Configurazione “quasi barotropica”

42 42 FP a scala planetaria Allargando l’analisi alla scala planetaria, si osserva che i cicloni extratropicali realizzano lo scambio meridiano di calore e momento tra la zona polare e quella tropicale polo equatore alisei getto

43 43 Meccanismo di innesco della ciclogenesi (tendenze)‏ L’innesco è la riduzione del campo di massa al suolo per squilibrio tra divergenza in quota e convergenza la suolo, avvezione di aria meno densa. Tale squilibrio produce un minimo al suolo e quindi una tendenza negativa della pressione

44 44 Meccanismo di innesco della ciclogenesi (tendenze)‏ Tremine di divergenza (dinamico)‏ Termine di avvezione di densità (positivo avv. Fredda e negativo avv. Calda)‏

45 omega equation Termine di avvezione di vorticità Termine di avvezione di temperatura

46 46 tendenze Localizzazione e simbologia del fronte polare (tendenze)‏ settore occluso senza avvezione settore caldo con avvezione calda settore freddo con avvezione fredda 10°C20°C 15°C 60% 70% 75% 70% dP/dt>0 dP/dt<0

47 47 3. temperatura e vento nel FP Per il campo di temperatura il FP è il luogo di discontinuità del 1° ordine: il gradiente della temperatura non è definto Per il campo del vento il FP è il luogo ove è massimo il rotore del vento, la vorticità locale ha un massimo positivo (ciclonico) costituito principalmente dalla componente di shear. l livelli ove identificare tali caratteristiche sono da 500 a 300 hPa. Per il campo del vento il FP è il luogo ove è massimo il rotore del vento, la vorticità locale ha un massimo positivo (ciclonico) costituito principalmente dalla componente di shear. l livelli ove identificare tali caratteristiche sono da 500 a 300 hPa.

48 48 Sezione verticale per T 5 km 10 km -10° - 15° -20° - 30° -40° - 50° - 60° -70° Trop. AP (fredda)‏ Trop. AT (calda)‏ strat. (calda)‏ strat. (fredda)‏ -70° - 60° tropopausa

49 49 Sezione verticale per T e FP 5 km 10 km -10° - 15° -20° - 30° -40° - 50° - 60° -70° Trop. AP (fredda)‏ Trop. AT (calda)‏ strat. (calda)‏ strat. (fredda)‏ -70° - 60° tropopausa I luoghi di massimo gradiente orizzontale individuano la ZONA FRONTALE, (Thermal Front Parameter / TFP)

50 50 Sezione verticale per T, FP e V 5 km 10 km -10° - 15° -20° - 30° -40° - 50° - 60° -70° Trop. AP (fredda)‏ Trop. AT (calda)‏ strat. (calda)‏ strat. (fredda)‏ -70° - 60° tropopausa 200km/h 150 km/h 80 km/h 60 km/h Salendo con la quota nella troposfera, il susseguirsi di gradienti termici concordi porta il vento ad intensificarsi In prossimità della tropopausa, il gradiente cala e nella troposfera si inverte il verso e quindi opera in senso contrario al vento riducendone l’intensità. Il luogo di massimo del vento è definto getto, esso sta tra la 300 e 200hPa

51 51 Sezione orizzontale per T Una sezione sezione piana del campo di temperatura può essere la superficie a 500 hPa, dove è identificabile l’intersezione della superficie frontale nel luogo di massimo gradiente di temeperatura (ispessimento delle isoterme)‏

52 52 Sezione orizzontale per T e FP Nel luogo di massimo gradiente di temperatura (ispessimento delle isoterme) è identificabile l’intersezione della superficie frontale.

53 53 TFPgetto Sezione orizzontale per T, FP e getto div conv div In uno schema di causa effetto, è la forte baroclinicità dei bassi strati (vento termico che incrementa il vento con la quota) che innesca la ciclogenesi. Nel luogo di massimo gradiente di temperatura (ispessimento delle isoterme) è identificabile l’intersezione della superficie frontale (FP). In corrispondenza di tale luogo la configurazione in alta quota può concorrere alla ciclogenesi e presentare un massimo del vento (getto). Ricorda sezione tecnica 8.3

54 54 Sezione verticale per T e V 5 km 10 km -10° - 15° -20° - 30° -40° - 50° - 60° -70° Trop. AP (fredda)‏ Trop. AT (calda)‏ strat. (calda)‏ strat. (fredda)‏ -70° - 60° tropopausa getto 200km/h 150 km/h 80 km/h 60 km/h

55 55 Situazione iniziale AT AP

56 56 Ciclogenesi (intrusione AP)‏ B suolo Vedi satrep

57 57 4. Corrente a getto Storicamente, con il crescere delle osservazioni in quota, sin dalla prima metà del 1900 si rileva un incremento dell’intensità del vento con la quota in corrispondenza di un contrasto frontale, Le osservazioni prima della seconda guerra mondiale furono scarse e disomogenee, 1904 vento di 50 nodi a 4000mt 1912 vento di 100 nodi a mt Dines ipotizzò una relazione tra il fenomeno e la baroclinicità frontale (1911)‏ A partire dal dopoguerra lo sviluppo del traffico aereo in alta quota ha permesso una descrizione coerente e continua del fenomeno, ciò insieme con gli sviluppi teorici e tecnici della modellistica numerica, ha permesso di integrare il fenomeno nei modelli di circolazione troposferica generale. Storicamente, con il crescere delle osservazioni in quota, sin dalla prima metà del 1900 si rileva un incremento dell’intensità del vento con la quota in corrispondenza di un contrasto frontale, Le osservazioni prima della seconda guerra mondiale furono scarse e disomogenee, 1904 vento di 50 nodi a 4000mt 1912 vento di 100 nodi a mt Dines ipotizzò una relazione tra il fenomeno e la baroclinicità frontale (1911)‏ A partire dal dopoguerra lo sviluppo del traffico aereo in alta quota ha permesso una descrizione coerente e continua del fenomeno, ciò insieme con gli sviluppi teorici e tecnici della modellistica numerica, ha permesso di integrare il fenomeno nei modelli di circolazione troposferica generale.

58 58 Corrente a getto definizione WMO A seguito di osservazioni sistematiche derivanti dal traffico aereo in quota (10.000mt), nel 1958 il WMO definisce formalmente il fenomeno getto (jet stream) come: l’asse di corrente massima, vento massimo, intensità maggiore di 60 nodi, Collocato orizzontalmente ad una quota tra troposfera e stratosfera, di estensione lineare di ≈10 3 km, larghezza di ≈10 2 km, spessore ≈10 1 km con shear del vento in verticale superiore a 10 m / sec km ed in orizzontale superiore a 5 m / sec km, A seguito di osservazioni sistematiche derivanti dal traffico aereo in quota (10.000mt), nel 1958 il WMO definisce formalmente il fenomeno getto (jet stream) come: l’asse di corrente massima, vento massimo, intensità maggiore di 60 nodi, Collocato orizzontalmente ad una quota tra troposfera e stratosfera, di estensione lineare di ≈10 3 km, larghezza di ≈10 2 km, spessore ≈10 1 km con shear del vento in verticale superiore a 10 m / sec km ed in orizzontale superiore a 5 m / sec km, 200 hPa 300 hPa

59 59 Tipologie e genesi del getto La genesi del getto è la forte baroclinicità (contrapposizione frontale), il verso è prevalentemente occidentale: Fronte polare – getto polare (Vmax ~ 200 nodi)‏ Fronte subtropicale (quota, cella Hadley) – getto subtropicale (Vmax ~ 300 nodi)‏ Regimi stagionali (tropicali Asia e Africa) – getto orientale tropicale La genesi del getto è la forte baroclinicità (contrapposizione frontale), il verso è prevalentemente occidentale: Fronte polare – getto polare (Vmax ~ 200 nodi)‏ Fronte subtropicale (quota, cella Hadley) – getto subtropicale (Vmax ~ 300 nodi)‏ Regimi stagionali (tropicali Asia e Africa) – getto orientale tropicale

60 60 Corrente a getto polare Il getto polare ha scala planetaria ed in una configurazione istantanea la corrente si compone di segmenti spezzati o rami, disposti in modo ondulatorio secondo le configurazioni di geopotenziale. Il verso prevalente è verso est, ma nel caso di saccature retrograde può avere componente verso ovest Il getto polare ha scala planetaria ed in una configurazione istantanea la corrente si compone di segmenti spezzati o rami, disposti in modo ondulatorio secondo le configurazioni di geopotenziale. Il verso prevalente è verso est, ma nel caso di saccature retrograde può avere componente verso ovest

61 61 Getto retrogrado Saccatura a grande sviluppo meridiano retrograda

62 62 Getto, configurazioni stagionali Le rappresentazioni medie mensili (luglio e gennaio) permettono di identificare due configurazioni stagionali di riferimento per l’emisfero boreale Configurazione estiva Quattro onde “salite” sopra i 60° nord 0° Configurazione invernale tre onde “scese” sino a 50° nord Europa orientale Asia orientale America

63 63 Getto polare, collocazione Il luogo di massimo gradiente di temperatura sull’isobara di 500hPa indica la posizione del getto che si realizzerà alle quote superiori

64 64 Getto distribuzione dello shear Considerato che lo shear normale al getto (dV/ds) sia il termine principale della vorticità relativa ξ Si ha che lo shear è limitato dal criterio di instabilità dinamica nei promontori (anticloni): dV/ds

65 65 Getto, moto del massimo di vento Un ramo di getto può essere composto da più massimi di isotache (jet streak) che hanno uno spostamento lungo il ramo stesso t t+dt

66 66 Getto, intensità Rilevando che i massimi del getto sono simili sia nelle saccature sia nei promontori V pr ~V sa ed assumendo valida l’approssimazione di vento di gradiente per il vento alle quote del getto, per cui V pr ~1,7Vg pr e V sa ~1/2Vg sa si ottiene che il vento geostrofico della saccatura è circa tre volte quello del promontorio: Vg sa ~ 3Vg pr Rilevando che i massimi del getto sono simili sia nelle saccature sia nei promontori V pr ~V sa ed assumendo valida l’approssimazione di vento di gradiente per il vento alle quote del getto, per cui V pr ~1,7Vg pr e V sa ~1/2Vg sa si ottiene che il vento geostrofico della saccatura è circa tre volte quello del promontorio: Vg sa ~ 3Vg pr

67 67 Getto, intensità Ciò comporta che a parità di gradiente di geopotenziale sulle superfici isobariche, il contributo degli spessori (gradiente delle isopache / baroclinicità) è superiore nella saccature: i gradienti termici orizzontali sono più intensi nelle saccature ovvero la verticalità del Fronte è maggiore Ciò comporta che a parità di gradiente di geopotenziale sulle superfici isobariche, il contributo degli spessori (gradiente delle isopache / baroclinicità) è superiore nella saccature: i gradienti termici orizzontali sono più intensi nelle saccature ovvero la verticalità del Fronte è maggiore

68 68 Viene generata da: baroclinicità in quota del fronte tropicale conservazione del momento angolare nella porzione in quota della cella di Hadley (rotazione a destra della corrente verso il polo)‏ Lo shear è legato a circolazione anticiclonica tropicale Nello emisfero boreale si dispone stabilmente nella fascia tra 35° e 25° di latitudine Viene generata da: baroclinicità in quota del fronte tropicale conservazione del momento angolare nella porzione in quota della cella di Hadley (rotazione a destra della corrente verso il polo)‏ Lo shear è legato a circolazione anticiclonica tropicale Nello emisfero boreale si dispone stabilmente nella fascia tra 35° e 25° di latitudine 0° Europa orientale Asia orientale America 30° 5. Corrente a getto subtropicale

69 69 30° Quota tra 250 e 150 hPa 25° 35° esempio

70 70 Corrente a getto subtropicale 250 hPa 100 hPa Si colloca ad una quota tra 250 e 100 hPa (superiore di quella del getto polare) Ha massimo di vento superiore a quello polare sino a 250 nodi presenta una sezione meno schiacciata e piu centrata in quota (il gradiente tremico orizzontale è concntrato nella parte alta della troposfera e degrada simmetricamente in troposfera Si colloca ad una quota tra 250 e 100 hPa (superiore di quella del getto polare) Ha massimo di vento superiore a quello polare sino a 250 nodi presenta una sezione meno schiacciata e piu centrata in quota (il gradiente tremico orizzontale è concntrato nella parte alta della troposfera e degrada simmetricamente in troposfera

71 71 Fase getto polare e getto subtropicale (Krishnamurti)‏ I due getti sono legati ad un fronte al suolo (polare) ed uno in quota (tropicale) Ciò fa si che le onde polari (saccature) sono in controfase con quelle tropicali (asse del getto subtropicale)‏ I due getti sono legati ad un fronte al suolo (polare) ed uno in quota (tropicale) Ciò fa si che le onde polari (saccature) sono in controfase con quelle tropicali (asse del getto subtropicale)‏ Altezza media invernale della superficie di 500hPa A 47° nord Latitudine media invernale del getto subtropicale emisfero nord 0° 180°

72 72 Intensità massima getto subtr. (Krishnamurti)‏ Dallo sfasamento delle due configurazioni, si ha la massima differenza tra venti meridiani (confluenza) nelle zone ove le creste (getto tropicale) sono in opposizione al massimo sprofondamento a sud della saccatura polare. Graficando l’andamento dell’intensità del vento medio del getto subtropicale esso risulta massimo sottovento alla confluenza. Dallo sfasamento delle due configurazioni, si ha la massima differenza tra venti meridiani (confluenza) nelle zone ove le creste (getto tropicale) sono in opposizione al massimo sprofondamento a sud della saccatura polare. Graficando l’andamento dell’intensità del vento medio del getto subtropicale esso risulta massimo sottovento alla confluenza. 0° 180° Latitudine dell’asse del getto medio inv. subtr. Intensità del getto subtrop. Inv. (32.5°N) Differenza del vento meridano inv. V 15°N –V 50°N Confl. Diffl.

73 73 scala planetaria 6. Sistemi scala planetaria medie latitudini, tipolgie a scala planetaria la circolazione delle medie latitudini distingue: ONDE LUNGHE - ROSBY configurazioni alla quota geostrofica (500 hPa) e superiore:  fase tra geopotenziale e spessori/isoterme troposfera quasi barotropica  in numero da 3 (L≈9400 km) a 6 (L≈4700 km)  velocità di fase ( nodi)‏  debole div/conv e w ONDE LUNGHE - ROSBY configurazioni alla quota geostrofica (500 hPa) e superiore:  fase tra geopotenziale e spessori/isoterme troposfera quasi barotropica  in numero da 3 (L≈9400 km) a 6 (L≈4700 km)  velocità di fase ( nodi)‏  debole div/conv e w L ONDE CORTE configurazioni al di sotto della quota geostrofica (850 hPa e suolo):  sfasatura tra geopotenziale e spessori/isoterme, troposfera baroclina  velocità di fase ( nodi)‏  forte div/conv e w ONDE CORTE configurazioni al di sotto della quota geostrofica (850 hPa e suolo):  sfasatura tra geopotenziale e spessori/isoterme, troposfera baroclina  velocità di fase ( nodi)‏  forte div/conv e w

74 74 configurazioni ondulatorie quota e suolo I cicloni che con i relativi fronti si dispongono nella parte sottovento dell'asse di saccatura dell'onda lunga (zona divergente / diffluente) sono più intensi di quelli sottovento all'asse del promontorio

75 75 configurazioni ondulatorie e mescolamento di masse d'aria Alta suolo alisei Aria Trop. Aria Polare I fronti polari associati alle onde lunghe portano aria polare a confluire (mescolarsi) al suolo con quella tropicale dei venti delle alte tropicali (Alisei)

76 76 schemi fenomenologici delle onde lunghe (OL)‏ OL si accordano con grandi centri di azione, anticicloni e seguono leloro posizioni stagionali (es. aticiclone delle azzore) - Rosby i schemi seguenti furono sviluppati in ausilio alla prognosi, quando la modellistica numerica non permetteva ancora previsioni. Restano validi per la loro capacità di sintesi concettuale e come strumenti di controllo e stima di confidenza delle NWP. Lo "sviluppo" delle saccature in quota è favorito dal passaggio di aria polare (fredda) sui mari (caldi). - Sutcliff Le grandi catene montuose provocano OL - Charney

77 77 indici di attività delle onde lunghe ALTO INDICE ALTO INDICE di onde in quota (~500hPa)‏ piccola ampiezza (limitate alle alte latitudini (sopra 40°N)‏ alta velocita di fase (progressive)‏ nella zona ciclogenetica fortemente baroclina, si sviluppano FP Katafronti gradienti di geopotenziale e spessori addensati in quota ALTO INDICE ALTO INDICE di onde in quota (~500hPa)‏ piccola ampiezza (limitate alle alte latitudini (sopra 40°N)‏ alta velocita di fase (progressive)‏ nella zona ciclogenetica fortemente baroclina, si sviluppano FP Katafronti gradienti di geopotenziale e spessori addensati in quota

78 78 basso indice BASSO INDICE BASSO INDICE di onde in quota (~500hPa)‏ grande ampiezza, sprofonda alle basselatitudini (30°N)‏ bassa velocita di fase, stazionarie e retrograde nella zona ciclogenetica debolmente baroclina, si sviluppano FP Anafronti si realizza il mescolamento della AML con AT che sale e AP che scende BASSO INDICE BASSO INDICE di onde in quota (~500hPa)‏ grande ampiezza, sprofonda alle basselatitudini (30°N)‏ bassa velocita di fase, stazionarie e retrograde nella zona ciclogenetica debolmente baroclina, si sviluppano FP Anafronti si realizza il mescolamento della AML con AT che sale e AP che scende

79 79 stima di velocità di fase delle onde di Rosby

80 80 espressione semplificata per le velocità di fase delle onde di Rosby

81 81 numero delle onde di rosby

82 82 aumento del numero di onde onda di rosby (retrograda discontinua)‏ nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla configurazione toitale:

83 83 aumento del numero di onde onda di rosby (retrograda discontinua)‏ nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla configurazione toitale: LSLS

84 84 aumento del numero di onde onda di rosby (retrograda discontinua)‏ nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla configurazione toitale: LSLS

85 85 aumento del numero di onde onda di rosby (retrograda discontinua)‏ nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla configurazione toitale: LSLS

86 86 aumento del numero di onde onda di rosby (retrograda discontinua)‏ nel caso dello sviluppo di un onda di lunghezza superiore alla lunghezza d'onda stazionaria il moto retrgrado si arresta con il configurarsi di una onda stazionaria che aggiunge un onda alla configurazione totale: LSLS

87 87 riduzione del numero di onde di Rosby "cut off"

88 88 riduzione del numero di onde di Rosby "cut off"

89 89 riduzione del numero di onde di Rosby "cut off“

90 90 7. Sistemi scala planetaria alle basse latitudini ZCIT Alle latitudini subtropicali la fenomenologia a grande scala dipende da una zona di convergenza al suolo ZCIT, che si dispone in prossimità dell’equatore solare (termico) con dislocazioni più marcate sulle aree continentali. La circolazione verticale è schematizzata dalle celle di Hadley che danno convergenza al suolo (alisei) divergenza in quota e flussi verso i poli Tale condizioni producono nella ZCIT sviluppi convettivi complessi sino a scale orizzontali di 10 3 km

91 91 Basse latitudini, deriva della ZCIT e FIT ZICT FIT Nelle zone in cui la ZICT deriva verso il polo rispetto l’equatore termico, si ha un’intrusione di aria equatoriale ed un conseguente fronte intertropicale FIT nella troposfera tra due masse d’aria distinte per umidità e temperatura NordSud 5 km 10 km 15°

92 92 Basse latitudini, modelli di circolazione, “a condotto” Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE. condotto superficiale con convergenza in ingresso (ove hanno luogo i moti convettivi) e divergenza in uscita ove si attenuano i moti convettivi Permangono circolazione di alte che producono un condotto superficiale con convergenza in ingresso (ove hanno luogo i moti convettivi) e divergenza in uscita ove si attenuano i moti convettivi (alternanza di complessi nuvolosi e sereno lungo la ZCIT.)‏ Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE. condotto superficiale con convergenza in ingresso (ove hanno luogo i moti convettivi) e divergenza in uscita ove si attenuano i moti convettivi Permangono circolazione di alte che producono un condotto superficiale con convergenza in ingresso (ove hanno luogo i moti convettivi) e divergenza in uscita ove si attenuano i moti convettivi (alternanza di complessi nuvolosi e sereno lungo la ZCIT.)‏ Alta

93 93 Basse latitudini, modelli di circolazione, “a ponte” Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE. in uscita una diffluenza / divergenza in quota (ove hanno luogo i moti convettivi) e confluenza /convergenza in entrata ove si attenuano i moti convettivi Si possono produrre due basse in quota che producono in uscita una diffluenza / divergenza in quota (ove hanno luogo i moti convettivi) e confluenza /convergenza in entrata ove si attenuano i moti convettivi (alternanza di complessi nuvolosi e sereno lungo la ZCIT.)‏ Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE. in uscita una diffluenza / divergenza in quota (ove hanno luogo i moti convettivi) e confluenza /convergenza in entrata ove si attenuano i moti convettivi Si possono produrre due basse in quota che producono in uscita una diffluenza / divergenza in quota (ove hanno luogo i moti convettivi) e confluenza /convergenza in entrata ove si attenuano i moti convettivi (alternanza di complessi nuvolosi e sereno lungo la ZCIT.)‏ Bassa

94 94 Basse latitudini, modelli di circolazione, “a deriva” Nelle aree equatoriali ove si contrastano terre con oceani (africa occidentale - atlantico, India - Oceano Indiano), si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali per bassa inerzia termica delle terre rispetto gli oceani ed ha luogo una FORTE VARIAZIONE STAGIONALE dello ZCIT. Si produce una circolazione di bassa sulla terra dell'emisfero in estate che contrasta con un alta sull'oceano nell'emisfero opposto (inverno). Nelle aree equatoriali ove si contrastano terre con oceani (africa occidentale - atlantico, India - Oceano Indiano), si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali per bassa inerzia termica delle terre rispetto gli oceani ed ha luogo una FORTE VARIAZIONE STAGIONALE dello ZCIT. Si produce una circolazione di bassa sulla terra dell'emisfero in estate che contrasta con un alta sull'oceano nell'emisfero opposto (inverno). Bassa Alta

95 95 Basse latitudini, modelli di circolazione, “a deriva” Nelle aree equatoriali ove si contrastano terre con oceani (africa occidentale - atlantico, India - Oceano Indiano), si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali per bassa inerzia termica delle terre rispetto gli oceani ed ha luogo una FORTE VARIAZIONE STAGIONALE dello ZCIT. Si produce una circolazione di bassa sulla terra dell'emisfero in estate che contrasta con un alta sull'oceano nell'emisfero opposto (inverno). Le circolazioni concorrono ad uno spostamento della divergenza verso la bassa. Nelle aree equatoriali ove si contrastano terre con oceani (africa occidentale - atlantico, India - Oceano Indiano), si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali per bassa inerzia termica delle terre rispetto gli oceani ed ha luogo una FORTE VARIAZIONE STAGIONALE dello ZCIT. Si produce una circolazione di bassa sulla terra dell'emisfero in estate che contrasta con un alta sull'oceano nell'emisfero opposto (inverno). Le circolazioni concorrono ad uno spostamento della divergenza verso la bassa. Bassa Alta

96 96 modello di "deriva " descritto dalla vorticità assoluta ricordando che la vorticità assoluta η è scomposta in relativa ( ξ) e terrestre ( f) si ha: η = ξ + f con le differenze di segno tra i due emisferi. e la relazione della derivata in realzione alla divergenza orizzontale in quota boreale: ξ > 0 cicl. f >0 australe ξ < 0 cicl. f <0 P N :η >0; ξ>0, f >0 P E : η >0 ; ξ>0, f =0 P 0 : η =0 ; ξ>0, f <0 P s : η <0 ; ξ<0, f <0 si ha che la divergenza positiva in quota è stata trascinata nell'emisfero australe con la configurazione invernale boreale (bassa boreale - alta australe)‏ Alta Bassa equatore ---Po-Ps ++-Pe-Po ++-Pn-Pe div x,y Vηd η/dt

97 97 modello africa occidentale, "condotto inverno boreale" ALTA secco Sul continente prevale un vento da nord est secco Harmattan

98 98 modello africa occidentale, "deriva estate boreale" ALTA Sul continente entra il MONSONE DI GUINEA da sud ovest umido con pioggie e fronti inter. BASSA

99 99 “DERIVA” AFRICANA ESTIVA equatore FIT GOT GST GOA Cell. Walker Harmattan Monsone di Guinea HCS HCN GOT

100 100 modello indiano In estate boreale In estate boreale, l'alta oceanica tende a salire a nord, mentre l'alta termica dell'altopiano Himalaiano persiste. Ciò anche per il riscaldamento più intenso dell'altopiano, che vi produce una massa d'aria relativamante più calda di quella a pari quota proveniente dall'oceano. i monsoni da est con fronti intertropicali La circolazione a condotto si colloca a nord e sul continente entrano i monsoni da est con fronti intertropicali a grandi gradienti termici (le precipitazioni contribuiscono al riscaldamento dell'aria). getto orientale (200hPa di circa100nodi). Questo fronte produce un getto orientale (200hPa di circa100nodi). ALTA (himalaia)‏ ALTA o° 15° In inverno getto subtropicale da ovest In inverno l'alta australe scende a Sud, i gradienti termici si riducono ed il getto viene sostituito da quello subtropicale da ovest

101 101 INVERNO BOREALE fasciadella ZCIT fascia della ZCIT

102 102 ESTATE BOREALE fasciadella ZCIT fascia della ZCIT

103 Per ulteriore documentazione, esempi, modelliconcettuali ed interpretazione immagini, si rimanda al sito:


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