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Corso di Meteorologia Generale per il Volo da Diporto o Sportivo (Parte Prima) Dr. Marco Tadini meteorologo U.M.A. Home Page - Ufficio Meteorologico Aeroportuale

IL PASSATO Apparecchi VDS di limitate prestazioni
Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS IL PASSATO Apparecchi VDS di limitate prestazioni Volo su tratte limitate in territorio noto Meteorologia “del contadino” Climatologia locale Noti i segni del tempo Morfologia del territorio Ogni pilota meteorologo di se stesso Meteorologia interpretata con il vissuto personale Superare con l’esperienza la mancanza di: informazioni meteo teoria meteorolgica

IL PRESENTE Apparecchi VDS di elevate prestazioni
Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS IL PRESENTE Apparecchi VDS di elevate prestazioni Volo su tratte estese anche in territori non noti Raid esteri Superare ed integrare la meteorologia “del contadino” Affiancare analisi macro meteorologica a climatologia locale Conoscere la situazione sinottica Ricorso a fonti aeronautiche ufficiali Definizione condimeteo al momento dell’attività: Combinazione delle analisi Ricondurre a situazione sinottica anche effetti a carattere locali Venti ed effetti orografici (turbolenze, wind-shear, MTW, ecc.) Nebbie e fenomeni di riduzione della visibilità Temporali

I PROBLEMI E LE CONSEGUENZE
Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS I PROBLEMI E LE CONSEGUENZE Difficile approccio alla materia Teorico e pratico La materia appare estremamente complessa “Tutto ciò è eccessivo per fare un voletto” A chi rivolgersi? Tendenza al “fai da te” Le conseguenze Incoscienza e faciloneria Scarsa conoscenza degli effetti della meteo sul volo Uso di informazioni meteo non aeronautiche Onnipotenza Sovrastima delle proprie possibilità e/o esperienza “Non è la prima volta che…”

LE RISPOSTE Una mentalità più “aeronautica”
Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS LE RISPOSTE Una mentalità più “aeronautica” Nella formazione degli allievi piloti come degli stessi istruttori Un istruttore non è solo un “vecchio” pilota Avere la coscienza di essere PILOTI Presentarsi come PILOTI con tutto ciò che ne consegue Combattere incoscienza e faciloneria La meteorologia è uno degli aspetti del volo Dare la medesima attenzione di un controllo motore Rapporti di incivolo per cause meteo Anche in aria chiara

DALLE CONCLUSIONI DI UNA COMMISSIONE D’INCHIESTA
Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS DALLE CONCLUSIONI DI UNA COMMISSIONE D’INCHIESTA RACCOMANDAZIONI La commissione d'inchiesta, a seguito delle risultanze delle indagini e delle analisi effettuate, ritiene di dovere proporre le seguenti raccomandazioni allo scopo di prevenire il ripetersi di eventi analoghi a quelli oggetto d'indagine: sensibilizzare i piloti affinché si informino sempre sulle reali condizioni atmosferiche presenti nella zona di operazione rispettando anche le regole previste dall’AIP – Italia (RAC 5-6-1).

Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS
IL BRIEFING PREVOLO Abituarsi al contatto con i centri meteo aeronautici Dal briefing orale al briefing completo Sapere dove cercare Servizi Aeronautici ENAV S.p.A. ed AMI In fase operativa vietare ogni informazione non certificata Internet solo per studio Sapere cercare e interpretare le informazioni Bollettini aeronautici Avvisi di sicurezza Carte aeronautiche NON CEDERE DI FRONTE ALLE PRIME DIFFICOLTA’ !! “Ma io per fare un voletto ho bisogno di tutto ciò ?” “SI!!”

IL BRIEFING PREVOLO Contattare un centro meteo aeronautico
Introduzione al Corso di Meteorologia Generale e Aeronautica per il VDS IL BRIEFING PREVOLO Contattare un centro meteo aeronautico Sapere CON CHI si sta parlando per sapere COSA chiedere Centro di previsione meteorologica (LIML o LIRF se ENAV) Centro di informazione meteorologica (altri aeroporti civili) Richiedere le informazioni appropriate Briefing orale Tipo di apparecchio (specificare ULM senza timore) Rotta o zona di volo Semplice lettura di bollettini e altre informazioni Bollettini degli aeroporti più prossimi alla rotta o zona di volo Se possibile, invio di una o due carte (SWC LL e FL050) Entrambe

METEOROLOGIA GENERALE
PROPRIETÀ DELL’ATMOSFERA TERMODINAMICA DELL’ATMOSFERA CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERICA CIRCOLAZIONE DELLE MEDIE ALTITUDINI IL VENTO - LE NUBI FENOMENI PERICOLOSI PER IL VOLO

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Proprietà dell’Atmosfera
ATMOSFERA TERRESTRE involucro di gas che circonda il pianeta subisce l’influenza della forza di gravità terrestre se gravità insufficiente: atmosfera dispersa nello spazio partecipa al moto planetario di rotazione terrestre la rotazione influenza le correnti atmosferiche subisce l’influenza della morfologia planetaria l’orografia influenza le correnti atmosferiche

COMPOSIZIONE ATMOSFERICA tra 0 e 100 km gas presenti ovunque in percentuali fisse azoto, ossigeno, gas nobili gas con variazioni percentuali in tempi lunghi anidride carbonica gas in quantità variabili ed a quote preferenziali ozono, vapore acqueo, pulviscolo atmosferico

COMPOSIZIONE ATMOSFERICA COMPONENTI PERMANENTI DELL’ARIA (primi 100 km) Azoto 78,08 % Ossigeno 20,94 % Argon 0,93 % Anidride Carbonica 0,03 % Idrogeno tracce Elio tracce

COMPOSIZIONE ATMOSFERICA COMPONENTI VARIABILI DELL’ARIA (primi 100 km) Ozono quote di concentrazione: da 25 a 70 km Vapore acqueo quote di concentrazione: fino a km Pulviscolo quote di concentrazione: nei primi km

COMPOSIZIONE ATMOSFERICA azoto ed ossigeno costituiscono oltre il 99% dell’atmosfera non hanno alcun ruolo nei fenomeni meteorologici grande importanza meteorologica componenti variabili vapore acqueo pulviscolo atmosferico

COMPOSIZIONE ATMOSFERICA vapore acqueo primi km di altezza (fino a km) evaporazione da superfici liquide percentuali variabili (pochi gr/kg di aria) importanza meteorologica dovuta a scambi energetici scambiate 600 cal/g acqua durante condensazione/evaporazione limite alla dispersione del calore irradiato dalla Terra sotto forma di radiazione infrarossa (effetto serra)

COMPOSIZIONE ATMOSFERICA pulviscolo atmosferico particelle sospese nei bassi strati hanno origine: naturale (sale marino, ceneri vulcaniche) artificiale (residui processi di combustione  smog) importanza meteorologica dovuta a: proprietà igroscopiche (nuclei di condensazione)  formazione delle nubi

PROPRIETA’ ATMOSFERICHE pressione e densità diminuiscono con l’altezza temperatura variabilità di comportamento alternanza di massimi e minimi serie di strati a profilo termico uniforme (sempre crescente o decrescente) strati di transizione a temperatura costante

PROFILO TERMICO ATMOSFERICO strati a profilo termico uniforme troposfera temperatura decrescente stratosfera temperatura crescente mesosfera strati esterni: termosfera, ionosfera, esosfera temperature crescenti (superiori al migliaio di gradi) approssimazione gas perfetti strati di transizione a temperatura costante tropopausa stratopausa mesopausa

PROFILO TERMICO DELL’ATMOSFERA STRATI A PROFILO TERMICO STRATI A PROFILO TERMICO UNIFORME: TROPOSFERA, COSTANTE: TROPOPAUSA, STRATOSFERA, MESOSFERA, STRATOPAUSA, MESOPAUSA STRATI ESTERNI

TROPOSFERA E TROPOPAUSA troposfera altezza variabile per rotazione terrestre 8 km ai poli km latitudini intermedie 17 km all’equatore temperatura diminuisce con la quota valore medio s.l.m. : 15°C valore medio a quota massima: - 55°C sede di tutti i fenomeni meteorologici tropopausa spessore dell’ordine di una decina di km temperatura costante - 55°C presenza delle correnti a getto

PRESSIONE ATMOSFERICA DEFINIZIONE DI PRESSIONE IL PESO DELL’ATMOSFERA PER UNITÀ DI SUPERFICIE

PRESSIONE ATMOSFERICA LA PRESSIONE ATMOSFERICA PRESENTA UN ANDAMENTO DECRESCENTE CON QUOTA

PRESSIONE ATMOSFERICA valore medio pressione MSL a 0°C e 45° lat. 760 mmHg 1013 mb 1 atm unità corrente: ectoPascal hPa 1 hPa = 1mb 1013 hPa

MISURA DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA BAROMETRO A MERCURIO es.: barometro di Torricelli il più accurato necessita di correzioni per: altitudine riportare la lettura a livello del mare temperatura compensare dilatazione termica del mercurio molto fragile il mercurio è un veleno

MISURA DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA UTILIZZO DEL BAROMETRO DI TORRICELLI IN CONDIZIONI STANDARD: TEMPERATURA 0°C e LATITUDINE 45°

MISURA DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA UTILIZZO DEL BAROMETRO DI TORRICELLI IN CONDIZIONI STANDARD: TEMPERATURA 0°C e LATITUDINE 45° p(atm,std) = F / S = m g / S =Hg h S g / S = Hg h g essendo S sezione del tubo F forza peso colonna di mercurio m massa colonna di mercurio h = 0,76 m altezza colonna di mercurio V = m h volume colonna di mercurio g = 9,80665 m/s2 accelerazione di gravità Hg = 13595,5 kg/m3 densità del mercurio si noti che la pressione è indipendente: dalla sezione del tubo utilizzato (viene eliminato il termine S) dall’inclinazione del tubo (Leggi di Stevino e Pascal della statica dei fluidi)

MISURA DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA UTILIZZO DEL BAROMETRO DI TORRICELLI IN CONDIZIONI STANDARD: TEMPERATURA 0°C e LATITUDINE 45° p(atm,std) = Hg h g = 13595,5 kg/m3 ·9,80665 m/s2 ·0,76 m p(atm,std)  Pa 1 Pa (Pascal) = 1 N/m2 = 1 unità MKSA di pressione p(atm,std)  1013,27 hPa 1 hPa (ectoPascal) = 100 Pa - passando al sistema di unità CGS - 1 hPa = 100 N/m2 = 1000 dine/cm2 = 1000 baria = 0,001 bar = 1 mb (millibar) essendo 1 bar = baria 1 mb = 0,001 bar = 1000 baria 1 baria = 1 dina / cm2 = 0,1 N/m2 = 1 unità CGS di pressione p(atm,std)  1013,27 mb

MISURA DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA BAROMETRO ANEROIDE sistema meccanico impreciso facile trasporto utilizza capsula con vuoto all’interno solidale ad un ago capsula si espande o contrae per variazioni di pressione ago si muove su scala graduata lettura dei valori senza necessità di alcuna correzione

MISURA DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA BAROMETRO A MERCURIO E BAROMETRO ANEROIDE

DENSITA’ ATMOSFERICA MASSA DI ATMOSFERA CONTENUTA IN UN VOLUME UNITARIO

DENSITA’ ATMOSFERICA andamento decrescente con la quota 50% atm compreso nei primi 5,5 km 99,7% atm compreso nei primi 40 km a 40 km p = 0,27 ps.l.m. possibile definizione di una quota limite ? altezza oltre la quale non rintracciabile gas atmosferico non esiste un limite superiore atmosfera incandescenza meteoriti tra 100 e 300 km aurore polari a circa 1000 km alle alte quote gas atmosferico confuso con altri non terrestri vento solare

RELAZIONE TRA PRESSIONE E QUOTA l’aria è un fluido comprimibile se l’aria non fosse comprimibile (es.: acqua):  ad ogni quota, stesso numero di molecole in uguali volumi di aria  uguali variazioni di pressione per uguali variazioni quota  legge lineare di variazione della pressione in realtà l’aria è comprimibile:  gli strati più bassi sono più compressi e più densi sostengono il peso della maggior parte atmosfera  gli strati superiori sono meno compressi e meno densi vi è meno aria che pesa al di sopra  all’aumentare della quota di riferimento: per variare pressione di 1 hPa si devono considerare variazioni di quota sempre più ampie

RELAZIONE TRA PRESSIONE E QUOTA VARIAZIONI DI QUOTA CORRISPONDENTI AD UNA VARIAZIONE DI PRESSIONE DI 1 hPa t = costante = 0°C 8 metri al livello del mare 16 metri a 5500 metri 32 metri a metri 64 metri a metri

RELAZIONE TRA PRESSIONE E TEMPERATURA a seguito di variazioni di temperatura al suolo:  variazioni densità aria  variazioni di pressione variazioni di pressione al suolo: stagionali estate: max su oceani - min su continenti (inverno opposto) giornaliere meno di 1 hPa zone temperate, qualche hPa Tropici due massimi e due minimi nelle 24 ore massimi alle 10 e 22 locali minimi alle 16 e 4 locali irregolari dinamiche compressioni e rarefrazioni aria legate a circolazione generale termiche legate all’andamento del tempo (perturbazioni) variazioni anche consistenti (10-20 hPa)

RELAZIONE PRESSIONE-QUOTA-TEMPERATURA CONFRONTO TRA PRESSIONI MISURATE riduzione al livello medio del mare (Mean Sea Level): confrontare pressioni misurate in diverse località determinare la variazione orizzontale della pressione riferita a superficie di altezza costante (MSL) tabelle trasformano pressione da misurata in MSL riduzione a 0°C necessaria con barometri a mercurio mercurio caldo è meno denso del mercurio freddo:  colonna Hg più alta per equilibrare stessa pressione atm tabelle riducono a 0°C le letture del barometro

RELAZIONE PRESSIONE-QUOTA-TEMPERATURA RIDUZIONE DELLA PRESSIONE AL MSL QFE pressione reale all’altezza di un aeroporto QFF riduzione QFE a MSL in atmosfera reale aggiunge al QFE la pressione equivalente all’altezza luogo la correzione è funzione: p0 pressione al livello inferiore p pressione al livello superiore  coefficiente dilatazione termica dei gas  = 1/273 t temperatura media strato considerato (dato incognito!) trasformazione tramite tabelle

SUPERFICI ISOBARICHE costruire superficie 3D di punti uguale pressione rilevare quota punti con determinati valori pressione sondaggio atmosferico l’altezza di punti aventi uguale pressione: varia da località a località dipende condizioni aria al suolo influisce sui movimenti masse d’aria in quota e suolo costruzione di superfici isobariche: unione punti di uguale pressione a quote diverse

SUPERFICI ISOBARICHE su una superficie isobarica: tutti i punti hanno uguale pressione ma quote diverse isoipse uniscono punti stessa quota (intervalli di 40 o 60 metri) distanza tra superfici isobariche: dipende dalla temperatura aria intermedia temperatura alta, aria dilata, distanza cresce temperatura bassa, aria comprime, distanza diminuisce massime o minime altezza di superfici isobariche corrispondono max o min pressioni in quota superfici isobariche standard (uso aeronautico): hPa

COSTRUZIONE DI CARTE METEOROLOGICHE CARTE DI PUNTI AD ALTEZZA COSTANTE le ISOBARE uniscono i punti di ugual pressione

COSTRUZIONE DI CARTE METEOROLOGICHE CARTE DI PUNTI A PRESSIONE COSTANTE Le ISOIPSE uniscono i punti di uguale altezza

I.S.A. : ICAO STANDARD ATMOSPHERE proprietà a MSL (Mean Sea Level), latitudine 45° temperatura  15°C pressione  760 mmHg = 1013,25 hPa peso molec.  28,966 densità  1,226 kg/m3 umidità rel.  15% temperatura 15°C al MSL troposfera (da MSL a 11 km) temperatura decresce di 0,65°C /100m (gradiente termico verticale ) tropopausa: 11 km  -56,5° C da 11 a 20 km  costante

I.S.A. : ICAO STANDARD ATMOSPHERE livelli isobarici standard Pressione Altitudine Temperatura hPa m ft °C ,3 ,5 ,6 ,2 ,7 ,6 ,5 ,5 ,9 ,7 ,0 ,5

ALTIMETRIA altimetri tarati in atmosfera I.S.A. regolazione altimetri per altitudine sul MSL QFF: indicazioni errate se andamento temperatura non è I.S.A. introduzione del QNH QNH riduzione QFE a MSL in atmosfera standard aggiunge al QFE la pressione equivalente all’altezza luogo funzione della variazione standard della temperatura gradiente termico verticale  = 0,65°C / 100 metri obbligo regolare altimetri su QNH: fuori da spazi aerei controllati sotto altezza 3000 ft negli spazi aerei controllati sotto livello transizione

ALTIMETRIA QNE valore superficie standard 1013 hPa altimetro settato su QNE indica livelli di volo obbligo regolare altimetri su QNE: fuori da spazi aerei controllati al di sopra altezza 3000 ft negli spazi aerei controllati al di sopra livello transizione su oceani o zone dove non disponibili informazioni aggiornate Standard Pressure Regions su carte aeronautiche aeromobili con altimetro su QNE: possibile assicurare adeguata separazione verticale

SISTEMI BARICI AL SUOLO riportare su carta geografica: posizione stazioni di misura pressione pressione ridotta al livello del mare tracciare le isobare collegare località con uguale pressione MSL le isobare si tracciano ad intervalli di 4 hPa può essere necessario interpolare evidenziare le zone dove la pressione: aumenta progressivamente (alta pressione - anticicloni) diminuisce progressivamente (bassa pressione - cicloni)

SISTEMI BARICI AL SUOLO

SISTEMI BARICI AL SUOLO ANTICICLONI zone di pressione crescente verso l’interno pressione alta relativamente ai valori circostanti

SISTEMI BARICI AL SUOLO ANTICICLONI indicati con la lettera H sulle mappe meteo valore medio centrale  1024 hPa registrati anche valori oltre i 1050 hPa divergenza al suolo: aria in quota viene richiamata al suolo espulsa dal centro verso l’esterno esce assumendo rotazione oraria il processo si oppone alla formazione di nubi convergenza in quota

SISTEMI BARICI AL SUOLO CICLONI (o DEPRESSIONI o CENTRI DI MINIMA) zone di pressione decrescente verso l’interno pressione bassa relativamente ai valori circostanti

SISTEMI BARICI AL SUOLO CICLONI indicati con la lettera L sulle mappe meteo valore centrale raramente sotto 980 hPa convergenza al suolo aria richiamata dall’esterno verso il centro entra assumendo rotazione antioraria nel centro viene innalzata in quota processo favorevole alla formazione di nubi divergenza in quota

SISTEMI BARICI AL SUOLO CICLONI la convergenza dell’aria favorisce lo sviluppo di nubi

GRANDEZZE TERMODINAMICHE
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica GRANDEZZE TERMODINAMICHE energia esprime la capacità di un corpo a compiere lavoro energia cinetica posseduta da un corpo grazie al suo movimento proporzione al quadrato della velocità Ec=½mv2 temperatura (di un solido, liquido o gas) relativamente alle particelle costituenti è: indice del loro grado di agitazione correlata alla loro velocità media  en. cinetica media calore forma di energia da un corpo ad altro con diversa temperatura

DEFINIZIONI E CONVERSIONI
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica SCALE TERMOMETRICHE DEFINIZIONI E CONVERSIONI

PROPAGAZIONE DEL CALORE
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica PROPAGAZIONE DEL CALORE conduzione tipico dei solidi tra due corpi a contatto o tra parti stesso corpo convezione tipico dei fluidi correnti convettive: si scalda una sezione di fluido le molecole si spostano all’interno del fluido trasporto di energia cinetica  trasporto di calore

PROPAGAZIONE DEL CALORE
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica PROPAGAZIONE DEL CALORE irraggiamento (trasferimento radiativo) propagazione nel vuoto alla velocità luce tipico del sistema Sole - Terra assenza di materia onde elettromagnetiche assorbite e trasformate in calore corpo emittente: quantità di radiazione emessa dipende dalla temperatura corpo assorbente: quantità di radiazione assorbita dipende dalla superficie albedo: rapporto tra radiazione riflessa e radiazione totale

ALBEDO RELAZIONE TRA ALBEDO - TEMPERATURA E ALBEDO
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ALBEDO RELAZIONE TRA ALBEDO - TEMPERATURA E ALBEDO CARATTERISICA DI ALCUNE SUPERFICI TERRESTRI

BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO Sole e Terra emettono energia con un massimo: Sole: regione visibile VIS dello spettro elettromagnetico Terra: regione infrarossa IR dello spettro elettromagnetico radiazione solare VIS raggiunge il suolo terrestre atmosfera trasparente a radiazione solare VIS riscaldamento Terra per assorbimento di radiazione solare IR Terra emette radiazione infrarossa IR emissione IR Terra parzialmente dispersa nello spazio parziale assorbimento di radiazione IR da parte atmosfera riscaldamento atmosfera e riemissione di radiazione IR Terra assorbe emissione IR atmosfera riscaldamento Terra (effetto serra)

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO MASSIMI DI EMISSIONE ENERGETICA SOLARE (VISIBILE) E TERRESTRE (INFRAROSSO) Sole e Terra presentano emissione caratteristica di corpi neri, rispettivamente a temperature di 6000 K e 255 K

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO il sistema Terra + atmosfera: riceve 100 unità di radiazione dal Sole: 30 disperse (albedo totale) 70 assorbite: 19 da nubi e atmosfera 51 dal suolo la superficie terrestre emette: 6 unità IR disperse nello spazio 111 unità assorbite IR dall’atmosfera l’atmosfera terrestre emette: 64 unità IR disperse nello spazio 96 unità assorbite dalla superficie terrestre

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO il sistema Sole / Terra + atmosfera: unità IR disperse nello spazio: 64+6=70  bilancio con le 70 assorbite  equilibrio radiativo la superficie terrestre: unità ricevute: 51 sole + 96 IR = 147 unità disperse: 6 IR +111 IR = 117  fuori bilancio vi è radiazione in eccesso da dissipare altrimenti la superficie terrestre brucerebbe

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO trasferimento di calore sensibile: sensibile: che si può misurare (termometri) calore si sposta da una località all’altra variazioni di temperatura in superficie trasferimento di calore latente: calore assorbito dall’acqua che evapora CALORE LATENTE DI EVAPORAZIONE 600 calorie per trasformare in vapore 1 gr acqua le correnti convettive trasportano vapore (e energia) vapore che condensa restituisce la stessa l’energia CALORE LATENTE DI CONDENSAZIONE 600 cal per ogni gr di vapore che condensa

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO RADIAZIONE SOLARE INCIDENTE E BILANCIO ENERGETICO

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica BILANCIO TERMICO ATMOSFERICO TRASFERIMENTO DI CALORE SENSIBILE E LATENTE

ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA
Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA curva insolazione solare ha il massimo a mezzogiorno curva emissione IR terrestre ha il massimo alcune ore dopo tempo necessario a superficie terrestre per assorbire radiazione solare VIS e riemettere radiazione IR l’aria si scalda assorbendo radiazione infrarossa temperatura massima giornaliera viene registrata nel primo pomeriggio

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA sovrapponendo le due curve di emissione: se curva insolazione supera curva emissione IR:  aumento della temperatura temperatura sale fino curva IR supera curva sole:  incrocio tra due curve segna massima diurna  circa metà pomeriggio temperatura cala fino curva sole supera curva IR:  incrocio tra due curve segna minima notturna  subito dopo sorgere del sole

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA MASSIME E MINIME GIORNALIERE IN FUNZIONE DELLE CURVE DI IRRAGGIAMENTO SOLARE E DI EMISSIONE INFRAROSSA TERRESTRE

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA notte: forte emissione IR e assenza di irraggiamento con cielo sereno radiazione IR dispersa nello spazio il terreno si raffredda (raffreddamento radiativo) l’aria è un cattivo conduttore di calore solo lo strato di aria vicino suolo diviene freddo al suolo aria più densa che a quote successive assenza di rimescolamento convettivo alterato il profilo termico della bassa troposfera si forma una inversione termica

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA RISCALDAMENTO DIURNO E DEFINIZIONE DI CALORE SPECIFICO

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Cenni di Termodinamica Atmosferica ESCURSIONE TERMICA GIORNALIERA RAFFREDDAMENTO NOTTURNO E FORMAZIONE DI INVERSIONE TERMICA

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Circolazione Atmosferica
CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERICA cause fondamentali differente riscaldamento nelle diverse regioni del globo riscaldamento maggiore nelle zone tropicali, minore nelle polari necessità di trasferire calore da equatore verso poli fine ultimo della circolazione generale atmosferica ridistribuzione del calore solare (calore sensibile) riduzione del divario termico tra equatore e polo

CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERICA caso ipotetico Terra non in rotazione e superficialmente omogenea (oceani)  unica circolazione convettiva meridiana a scala emisferica  Cella di Hadley: salita di aria in quota all’equatore flusso in quota verso i poli discesa di aria al suolo ai poli flusso in superficie verso equatore

CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERICA caso reale Terra in rotazione con periodo 24 h modello a singola Cella di Hadley non più plausibile modello complesso di circolazione atmosferica da unica circolazione meridiana a sistema di tre circolazioni: meridiana interpropicale o Cella di Hadley 0° - 30°N extratropicale o Cella di Ferrel 30°N - 60°N cella polare 60°N - 90°N la rotazione terrestre interviene sulla circolazione atmosferica introduzione della forza deviante o deviazione di Coriolis

FORZA DEVIANTE o DEVIAZIONE DI CORIOLIS NELL’EMISFERO NORD, UN CORPO IN MOVIMENTO VIENE DEVIATO VERSO DESTRA RISPETTO AD UN OSSERVATORE AL SUOLO

EFFETTI DELLA FORZA DEVIANTE SIMMETRIA CIRCOLAZIONE EMISFERO SUD deviazione Coriolis agisce in direzione opposta circolazione atmosferica speculare emisfero nord a seguire sempre riferimento a emisfero nord sostituire “nord” con “sud” per riferirsi all’emisfero sud emisfero nord: alisei da nord-est emisfero sud: alisei da sud-est “est” e “ovest” si mantengono inalterati nei due emisferi venti permanenti medie latitudini sempre occidentali

CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERICA circolazione come insieme di moti a diversa scala scala moti atmosferici moti verticali massima estensione: intero spessore troposfera moti orizzontali meridiani forte componente in direzione meridiana massima estensione: fascia latitudinale di  30° moti orizzontali zonali forte componente in direzione paralleli massima estensione: intera circonferenza terrestre

CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERICA conseguenze venti permanenti superficiali nordorientali intertropicali (alisei) venti occidentali medie latitudini (westerlies) venti orientali polari sistemi barici dinamici (a carattere permanente) basse equatoriali alte subtropicali basse polari alte artiche

SISTEMI BARICI DINAMICI originati dai moti verticali aria moti conseguenti dinamica circolazione generale fasce circumpolari di: bassa pressione corrispondenza alle fasi ascendenti di aria in quota equatore, circoli polari alta pressione corrispondenza alle fasi discendenti di aria al suolo tropici, calotte artiche (poli) nuclei barici dinamici punti di massimo e minimo barico relativo interni alle fasce anticicloni rinforzati su Azzorre, Bermuda, Pacifico orientale cicloni accentuati su Aleutine e Islanda mantengono stesso andamento in quota e al suolo H (oppure L) in quota su H (oppure L) al suolo

CIRCOLAZIONI TERMICHE originano da gradiente orizzontali di temperatura inizialmente superfici isobariche parallele suolo in assenza di gradiente barico diverso riscaldamento del suolo a pressione costante l’aria scaldata si espande e diminuisce la densità l’aria raffreddata si contrae e diminuisce la densità superfici isobariche inclinate all’aumentare della quota si origina gradiente barico in quota alta pressione su zona calda bassa pressione su zona fredda

CIRCOLAZIONI TERMICHE aria fluisce in quota da zona calda verso zona fredda perdita di massa in colonna d’aria su zona calda diminuisce pressione al suolo su zona calda guadagno di massa in colonna d’aria su zona fredda aumenta pressione al suolo su zona fredda gradiente barico al suolo opposto a quello in quota aria fluisce al suolo da zona fredda verso zona calda circolazione al suolo come flusso di ritorno di quelle in quota

CIRCOLAZIONI TERMICHE EFFETTO DI DIVERSO RISCALDAMENTO AL SUOLO SU UN CAMPO BARICO UNIFORME: AVVIO DI CIRCOLAZIONE TERMICA IN QUOTA

CIRCOLAZIONI TERMICHE EFFETTO DI DIVERSO RISCALDAMENTO AL SUOLO SU UN CAMPO BARICO UNIFORME: CIRCOLAZIONE TERMICA COMPLETA

CIRCOLAZIONI TERMICHE stesso origine per fenomeni a scale molto diverse: mesoscala (centinaio di km): brezze sinottica (decine di migliaia di km): monsoni campi barici di origine termica andamento in quota opposto rispetto al suolo H (oppure L) al suolo con L (oppure H) in quota caratteristiche della circolazione termica: vento al suolo da zone fredde verso zone calde inversione periodica della circolazione esempi di circolazioni termiche brezze: periodo di dodici ore monsoni: periodo di sei mesi

CIRCOLAZIONI TERMICHE ESEMPI DI CIRCOLAZIONI A MESOSCALA: BREZZE DI MARE E BREZZE DI VALLE

CIRCOLAZIONE EXTRATROPICALE insieme di circolazioni frazionate variabilità in intensità ed estensione incontro tra masse aria fredda polare e calda tropicale separate dalla linea del fronte polare formazione di vortici (cicloni extratropicali) serie vortici ciclonici separati da cellule anticicloniche scambio termico internamente a ciascun vortice afflusso di aria calda anteriormente al vortice afflusso di aria fredda posteriormente al vortice

CIRCOLAZIONE EXTRATROPICALE i cicloni extratropicali fenomeni caratterizzati da: scala spaziale ordine centinaia di miglia scala temporale ordine alcuni giorni depressioni interne al campo barico (perturbazioni) energia da discontinuità termica del fronte polare muovono da ovest verso est vortici inseriti nel flusso dei venti occidentali detti anche minimi frontali cicloni frontali

CIRCOLAZIONE EXTRATROPICALE il fronte polare separa masse d’aria fredda polare e calda tropicale circa latitudine 60°N fascia bassa pressione polare convergenza dei venti superficiali venti orientali polari venti occidentali medie latitudini

CICLOGENESI DELLE MEDIE LATITUDINI FORMAZIONE DI CICLONI EXTRATROPICALI fase stazionaria fronte polare stabile attraverso linea fronte rapida variazione di temperatura e umidità wind shear

CICLOGENESI DELLE MEDIE LATITUDINI fase sviluppo creazione punto di minimo barico lungo fronte polare elevato gradiente termico deformazione “ad onda” della linea fronte polare fronte freddo e caldo avvio rotazione antioraria masse aria intorno a minimo approfondimento minimo e formazione ciclone ciclone inserito nel flusso occidentale trasla verso est a kt

CICLOGENESI DELLE MEDIE LATITUDINI fronte caldo ad est del minimo dove ciclone “spinge” aria calda verso nord fronte freddo ad ovest del minimo dove ciclone “tira” aria fredda verso sud settore caldo tra i due fronti a sud del minimo

CICLOGENESI DELLE MEDIE LATITUDINI fase maturità fronte freddo raggiunge e sovrappone fronte caldo formazione occlusione settore caldo spinto in quota aumento pressione centrale progressivo indebolirsi ed esaurirsi del vortice ripristino linea fronte polare

FRONTI definizione FRONTE: zona di transizione tra due diverse masse d’aria proprietà estensione orizzontale ordine centinaia miglia estensione temporale ordine settimana classificati in base al movimento freddo massa aria fredda in avanzamento caldo massa aria calda in avanzamento stazionario assenza movimenti apprezzabili occluso fronte freddo sovrappone fronte caldo

FRONTI proprietà per definizione, il fronte identificato su carte al suolo ma la superficie frontale ha estensione tridimensionale in quota si hanno fenomeni riconducibili a fronte al suolo i fronti non sono linee o superfici sottili transizione tra masse d’aria avviene in una zona frontale spessori caratteristici da 0.5 a più di 100 miglia spessore inferiore in prossimità suolo aumenta con quota sede di fenomeni pericolosi per il volo forte turbolenza e wind shear

FRONTE CALDO zona dove aria calda sostituisce aria fredda traslazione da SW a NE dietro fronte aria più calda e umida rappresentato da linea rossa con semicerchi diretti verso aria fredda in direzione del moto

FRONTE CALDO aria calda scivola lenta su aria fredda aria calda meno densa e pesante di quella fredda aria calda scivola su cuneo di aria fredda superficie frontale inclinata di pochi gradi

FRONTE CALDO formazione di nubi stratiformi innalzandosi, aria calda raffredda e condensa lenta risalita produce nubi stratiformi nubi con dimensione orizzontale preponderante nubi di altezza decrescente ad approssimarsi del fronte NUBI ALTE: cirri, cirrostrati NUBI MEDIE: altocumuli, altostrati NUBI BASSE: strati, nembostrati

FRONTE CALDO

FRONTE CALDO precipitazioni appaiono con altostrati pioggia debole o moderata, pioviggine, neve debole intensità, lunga durata a volte evaporano prima del suolo (virga) variazioni caratteristiche vento: ruota da SSE a SSW temperatura: lento aumento lieve flessione se presenza di virga pressione: rapida diminuzione umidità relativa: lento aumento, rapido nelle precipitazioni visibilità: peggioramento

FRONTE FREDDO zona dove aria fredda sostituisce aria calda traslazione da NW a SE dietro fronte aria più fredda e secca rappresentato da linea blu con triangoli diretti verso aria calda in direzione del moto

FRONTE FREDDO aria fredda spinge via violentemente aria calda aria fredda più densa e pesante di quella calda aria fredda si incunea sotto quella calda aria calda sbalzata lungo la linea frontale

FRONTE FREDDO formazione di nubi cumuliformi innalzandosi, aria calda raffredda e condensa violento innalzamento produce nubi cumuliformi nubi con dimensione verticale preponderante cumuli, cumulonembi nubi disposte lungo la linea frontale precipitazioni rovesci di pioggia, temporali forte intensità, breve durata

FRONTE FREDDO

FRONTE FREDDO variazioni caratteristiche vento: ruota da SSW a WNW con raffiche temperatura: rapida diminuzione pressione: rapido aumento umidità relativa: diminuzione visibilità: buona, tranne che nelle precipitazioni

Un ciclone extratropicale, ripreso dal satellite polare NOAA il giorno 18 Luglio 2001 alle ore 5.24 UTC.

ESAURIMENTO DI UNA PERTURBAZIONE fronte caldo e freddo ruotano attorno minimo barico fronte freddo più rapido di quello caldo raggiunge e si sovrappone a quello caldo si forma occlusione o fronte occluso (caldo o freddo) si ripristina la linea del fronte polare stazionario a meno di nuovi squilibri (afflussi di aria esterna al ciclone)

FRONTE OCCLUSO

FRONTE OCCLUSO A CARATTERE FREDDO A CARATTERE CALDO

FRONTE OCCLUSO FREDDO l’aria fredda post fronte freddo più fredda rispetto a quella pre fronte caldo aria calda intermedia completamente innalzata dal suolo condensazione rilascia calore latente ultima energia disponibile per ciclone terminano i processi di innalzamento aria umida il ciclone inizia a morire tempo meteorologico condizioni prefrontali calde prima del passaggio occlusione piogge e rovesci al passaggio dell’occlusione condizioni postfrontali fredde dopo il passaggio occlusione

FRONTE OCCLUSO CALDO l’aria fredda post fronte freddo più calda di quella pre fronte caldo scivola su questa, come in normale fronte caldo aria calda intermedia completamente innalzata dal suolo tempo meteorologico simile a fronte caldo precipitazioni più intense vento più a raffiche e variabile

Corso di Meteorologia Generale per il VDS Il Vento
spostamento orizzontale di masse d’aria origine da: variazioni di temperatura dislivello barico tra due regioni rotazione terrestre forze coinvolte: forza di gradiente forza deviante forza centrifuga forza d’attrito

FORZA DI GRADIENTE origina il movimento delle masse d’aria moto dalle regioni di H a quelle di L pressione moto perpendicolarmente alle isobare intensità proporzionale al dislivello barico

FORZA DEVIANTE O DI CORIOLIS DEVIAZIONE DI CORIOLIS (Emisfero Nord) un corpo in movimento viene deviato verso destra rispetto ad un osservatore al suolo la deviazione dipende da latitudine e velocità: a parità di latitudine: venti deboli: deviazione minore venti intensi: deviazione maggiore a parità di velocità: venti equatoriali: deviazione minore venti polari: deviazione maggiore

FORZA CENTRIFUGA moto di masse d’aria su traiettoria curvilinea aria soggetta ad una forza centrifuga avente: direzione perpendicolare alla traiettoria verso esterno alla curvatura intensità: proporzionale alla velocità del vento inversamente proporzionale al raggio traiettoria (isobara) forza centrifuga significativa in caso di: alte velocità isobare di corto raggio

FORZA D’ATTRITO azione dell’ambiente sui bassi strati atmosfera la forza di attrito: varia con la natura e la configurazione terreno più intesa su terreno accidentato, meno sul mare diminuisce con la quota (nulla a 1000 metri circa) si oppone al movimento massa d’aria intensità proporzionale al movimento massa d’aria

MATEMATICAMENTE…. su una massa d’aria unitaria agiscono le seguenti forze: f. di gradiente G(unità di massa) = (1/) (p/x) f. deviante D(unità di massa) = 2  v sen  f. centrifuga C(unità di massa) = v2 / r f. di attrito A(unità di massa) = K v  densità aria p/x dislivello barico (variazione di pressione con distanza)  velocità angolare Terra; ( = 729 10-7 rad/s) v velocità vento  latitudine geografica (sen equat = 0; sen poli = 1) r raggio curvatura traiettoria (isobara) K coefficiente d’attrito

COMPOSIZIONE DELLE FORZE VENTO IN QUOTA o GEOSTROFICO vento di gradiente vento geostrofico propriamente detto vento geostrofico con componente ciclostrofica VENTO AL SUOLO

VENTO DI GRADIENTE caso: D = 0 assenza di movimento: v = 0 lungo linea Equatore: se  = 0°  sen  = 0 Terra non in rotazione:  = 0 ( MOLTO IPOTETICO !! ) C = 0 traiettoria rettilinea A = 0 vento in quota allora: massa d’aria soggetta solo a forza di gradiente G muove da alte verso basse pressioni ha direzione perpendicolare a isobare

VENTO DI GRADIENTE

VENTO GEOSTROFICO caso: C = 0 traiettoria rettilinea A = 0 vento in quota particella di aria a riposo: inizia movimento per effetto sola forza di gradiente G non appena velocità del vento v  0: particella risente forza deviante di Coriolis D

VENTO GEOSTROFICO la deviazione di Coriolis: aumenta con velocità vento produce una rotazione direzione vento verso destra quando D uguaglia G: il vento ha direzione parallela alle isobare la deviazione di Coriolis non ha più effetto altrimenti vento spirerebbe contrario a G (impossibile)

VENTO GEOSTROFICO

MATEMATICAMENTE…. EQUAZIONE DEL VENTO GEOSTROFICO G + D = 0  G = D sostituendo i valori di G e D si ottiene: VELOCITA’ DEL VENTO GEOSTROFICO v = (1/)  (p/x) / 2  sen  v = (1/f )  (p/x)

VENTO GEOSTROFICO CICLOSTROFICO caso: C  0 traiettoria curvilinea A = 0 vento in quota equilibrio tra G, D e C: se circolazione ciclonica: G ha direzione interna L; C esterna D equilibra la differenza tra G e C: D = G - C se circolazione anticiclonica: G ed C hanno entrambe direzione esterna H D equilibra la somma tra G e C: D = G + C

VENTO GEOSTROFICO CICLOSTROFICO CIRCOLAZIONE CICLONICA

VENTO GEOSTROFICO CICLOSTROFICO CIRCOLAZIONE ANTICICLONICA

MATEMATICAMENTE…. EQUAZIONE VENTO CICLOSTROFICO G + D + C = 0  D = G  C caso “ + “: circolazione anticiclonica caso “ - “: circolazione ciclonica Componente ciclostrofica significativa in caso di: alte velocità isobare di corto raggio

In conclusione: il vento geostrofico è un vento teorico che: approssima bene il vento reale in quota ha velocità costante (vento stazionario) si muove parallelamente alle isobare lasciando: REGOLA DI BUYS BALLOT PER VENTO GEOSTROFICO emisfero nord: basse pressioni a sinistra - alte a destra emisfero sud: contrario velocità proporzionale al dislivello barico a pari distanza: maggiore differenza pressione, più alta velocità su una mappa meteo: isobare strette alta velocità vento

VENTO AL SUOLO Forza dovuta all’attrito (caso A  0) rallenta la velocità devia il vento geostrofico verso basse pressioni nulla oltre quota di 1000 metri

VENTO AL SUOLO sugli oceani: velocità  70% velocità vento geostrofico deviazione di 10°-20° direzione vento geostrofico sui continenti: velocità  40% velocità vento geostrofico deviazione di 40°-50° direzione vento geostrofico a quota di 1000 metri: attrito nullo vento geostrofico

VENTO AL SUOLO

MATEMATICAMENTE…. R = G + D + C + A EQUAZIONE GENERALE DEL VENTO se R = 0: la particella mantiene velocità costante Primo Principio Dinamica: un corpo tende a mantenere il proprio stato di quiete o di moto rettilineo uniforme, fino a quando non intervengono cause esterne (forze) a sollecitarlo. se R  0: variazione in velocità o direzione della particella Secondo Principio Dinamica: quando ad un corpo di massa m viene applicata una forza F, esso acquista un’accelerazione a, con verso e direzioni coincidenti alla forza, tale per cui F = m a

RAPPRESENTAZIONE DEL VENTO il vento viene: identificato con la direzione di provenienza il vettore vento: punta nel verso di scorrimento è munito di “barbe” in coda, che ne rappresentano l’intensità: 5 nodi: trattino corto 10 nodi:trattino lungo 50 nodi: triangolino

UNITA’ DI MISURA DEL VENTO l’intensità del vento viene misurata in: chilometri per ora KM/H metri per secondo M/S nodi KT 1 KT = 1,852 KM/H = 0,5144 M/S unità di misura: ICAO prevede KM/H la scelta è lasciata a decisione nazionale KT riconosciuto come standard a tempo indeterminato (anche l’Italia lo ha adottato) M/S utilizzato nell’est europeo

LA SCALA ANEMOMETRICA BEAUFORT

LA ROSA DEI VENTI Il nome dei venti è stato assegnato dai Veneziani, che chiamarono, avendo come centro il Mar Ionio: Grecale: da NE (Grecia) Maestrale: da NW (Venezia) Scirocco: da SE (Siria) Libeccio: da SW (Libia)

LA ROSA DEI VENTI

VENTI PARTICOLARI venti permanenti alisei (trade winds) venti occidentali (westerlies) venti periodici monsoni brezze di mare e di terra venti catabatici o di caduta il foehn

LE BREZZE DI MARE E DI TERRA ore diurne: suolo si scalda più velocemente del mare aria a contatto con il suolo: diviene più calda di quella a contatto con il mare si solleva in quota determina un richiamo dal mare di aria nei bassi strati  brezza di mare la brezza di mare: si manifesta dalla tarda mattinata intensità max nel pomeriggio si annulla in serata ore notturne: suolo si raffredda più rapidamente del mare nei bassi strati si determina un flusso contrario  brezza di terra (da mezzanotte a poco dopo alba)

LE BREZZE DI MARE E DI TERRA limitato strato atmosferico in quota hanno venti di ritorno: intensità più debole chiudono il ciclo verticale della circolazione intensità: modesta ( nodi) brezza di mare più forte brezza terra il regime delle brezze: viene solitamente mascherato da altri venti può modificare intensità e direzione venti persistenti

LE BREZZE DI MONTE E DI VALLE ore diurne: maggior riscaldamento dei pendii aria più leggera tende a portarsi in quota richiamo di aria da fondo valle  brezze di valle ore notturne: forte raffreddamento notturno aria lungo i pendii aria più pesante scivola a valle anche aiutata da gravità  brezze di monte

IL FOEHN: EFFETTO STAU-FOEHN vento di caduta caldo e asciutto (UR del 18-20%) aria fredda umida da Atlantico settentrionale: impatta l’arco alpino sopravvento aria umida in ascesa: si raffredda di -0,6°C/100m) scarica umidità (stau - foehn wall) sottovento aria secca in discesa: si scalda di +1°C/100m scende verso Pianura Padana (foehn) effetto stau-foehn: presente su tutte catene montuose nomi diversi: chinook sulle Montagne Rocciose ghibli in Libia

Una bella immagine di foehn ripresa dal satellite Meteosat, nel campo del visibile, il 10 Marzo 2000 alle ore UTC

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