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

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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 H2O + CO2  CH2O + O2
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. H2O + CO2  CH2O + O2 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 : Elemento Simbolo % di Peso % di volume Peso Molare Azoto N2 75.52 78.09 28 Ossigeno O2 23.15 20.95 32 Argon A 1.28 0.93 40 Anidride carbonica CO2 0.046 0.03 44 Neon Ne 0.012 0.0018 20 Elio He 0.0007 0.0005 4 Metano CH4 0.0008 16 Krypton Kr 0.003 0.0001 84 Ozono O3 0 – 0.01 Variabile Vapore Acqueo H2O 0 - 4

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 : 0,3x106 J kg-1 K-1 a 0°C Ghiaccio Vapore : 2,8x106 J kg-1 K-1 a 0°C Pioggia/nubi Vapore 2,5x106 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 Struttura Termica dell’atmosfera Diagramma termico
km Termosfera 160 0,001 100 Mesopausa 80 0,01 Mesosfera 50 Stratopausa 1 chimica Stratosfera 16 100 Tropopausa dT/dz > - 2 [°c/km] dinamica 10 300 Troposfera H2O; dT/dz ≈ - 6 [°c/km] °C -60° 0° 10° hPa

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

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. estate 45 ° 30° inverno 200hPa

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 Stratosfera Acqua e nitrati Solo acqua
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. Acqua e nitrati Solo acqua

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 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 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 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. 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 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 P0 di 1000hPa:  =T(1000/P) R/ cp Con: T è la temperatura della particella a pressione P, R è la costante dei Gas per l’aria, cp 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 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 Sinottica / cicloni Mesoscala / celle convettive Locale / brezze

21 Masse d’aria, umidità Marittima: umida
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 Tipologie delle masse d’aria
Area polare, AP Generata ai poli da circolazione ciclonica AP ed AML si incontrano con un fronte al suolo 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 Area tropicale, AT È generata dagli anticicloni (fascia delle alte) ed è associata ai venti al suolo da est (alisei)‏

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 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 TROPOSFERA EVAPORAZIONE CONDENSAZIONE Superficie

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” 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 comporta che vi siano dei passaggi tra le diverse forme della stessa: da dinamica a potenziale e viceversa (evaporazione, condensazione ed altro) L’orografia contribuisce ad alterare i moti liberi atmosferici ( convezione forzata orografica, turbolenza, etc) 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 Principi di circolazione generale
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), 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. The variation in the solar radiation between the equator and the poles and the subsequent "meridional" (north-south) temperature gradient 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. The thermal imbalance between oceans and continents, along with the topography, are responsible for zonal asymmetries in the circulation

27 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) ALTA RESSIONE ALISEO

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

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

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

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

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. Caratteristiche: Trattasi della vorticità a scala sinottica (103Km) 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 Localizzazione e simbologia del fronte polare
70% 70% 15°C 75% 20°C settore occluso senza avvezione settore caldo con avvezione calda 15°C 70% 60% 75% settore freddo con avvezione fredda 10°C 20°C La localizzazione del fronte avviene al suolo; se ne distinguono tre settori in relazione al tipo di avvezione termica

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 freddo con avvezione fredda settore caldo con avvezione calda settore occluso senza avvezione

36 Schema di circolazione al suolo del FP

37 Schemi di evoluzione del FP
B tropopausa AT A AP

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

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

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

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

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 getto alisei equatore

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

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

46 Localizzazione e simbologia del fronte polare (tendenze)‏
70% 70% 15°C 75% 20°C settore occluso senza avvezione settore caldo con avvezione calda 15°C 70% dP/dt<0 dP/dt>0 60% 75% 10°C 20°C settore freddo con avvezione fredda

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.

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

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

50 Sezione verticale per T, FP e V
- 60° 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. -70° strat. (fredda)‏ -70° - 60° strat. (calda)‏ - 50° 200km/h 10 km 80 km/h -40° tropopausa 150 km/h 60 km/h Il luogo di massimo del vento è definto getto, esso sta tra la 300 e 200hPa - 30° Trop. AT (calda)‏ -20° 5 km Trop. AP (fredda)‏ - 15° -10° Salendo con la quota nella troposfera, il susseguirsi di gradienti termici concordi porta il vento ad intensificarsi

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

53 Sezione orizzontale per T, FP e getto
conv div div In corrispondenza di tale luogo la configurazione in alta quota può concorrere alla ciclogenesi e presentare un massimo del vento (getto). Nel luogo di massimo gradiente di temperatura (ispessimento delle isoterme) è identificabile l’intersezione della superficie frontale (FP). conv 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. Ricorda sezione tecnica 8.3

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

55 Situazione iniziale AT AP

56 Ciclogenesi (intrusione AP)‏
B suolo Vedi satrep

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.

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 ≈103km, larghezza di ≈102 km, spessore ≈101 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 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

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

61 Saccatura a grande sviluppo meridiano retrograda
Getto retrogrado Saccatura a grande sviluppo meridiano retrograda

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

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 Getto polare, collocazione

64 Getto distribuzione dello shear
Considerato che lo shear normale al getto (dV/ds) sia il termine principale della vorticità relativa ξ Tale limitazione non sussiste nelle saccature e la vorticità relativa può superare quella di trascinamento dV/ds ≈ 5f Si ha che lo shear è limitato dal criterio di instabilità dinamica nei promontori (anticloni): dV/ds<f E pertanto la vorticità relativa non supera quella di trascinamento della rotazione terrestre

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

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

68 5. Corrente a getto subtropicale
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 5. Corrente a getto subtropicale 30° Asia orientale America Europa orientale 0°

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

70 Corrente a getto subtropicale
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 100 hPa 250 hPa

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)‏ Altezza media invernaledella superficie di 500hPa A 47° nord Latitudine media invernale del getto subtropicale emisfero nord 180° 0° 180°

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. Differenza del vento meridano inv. V 15°N –V 50°N Confl. Latitudine dell’asse del getto medio inv. subtr. Diffl. Intensità del getto subtrop. Inv. (32.5°N) 180° 0° 180°

73 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 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

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

76 schemi fenomenologici delle onde lunghe (OL)‏
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. OL si accordano con grandi centri di azione, anticicloni e seguono leloro posizioni stagionali (es. aticiclone delle azzore) - Rosby Lo "sviluppo" delle saccature in quota è favorito dal passaggio di aria polare (fredda) sui mari (caldi). - Sutcliff o Le grandi catene montuose provocano OL - Charney

77 indici di attività delle onde lunghe
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 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 stima di velocità di fase delle onde di Rosby

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

81 numero delle onde di rosby

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 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: LS

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: LS

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: LS

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: LS

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

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

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

90 7. Sistemi scala planetaria alle basse latitudini
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 103 km

91 Basse latitudini, deriva della ZCIT e 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 10 km 5 km Nord Sud 15° 15°

92 Basse latitudini, modelli di circolazione, “a condotto”
Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE. 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 Alta

93 Basse latitudini, modelli di circolazione, “a ponte”
Sulle superfici oceaniche equatoriali ove non si generano forti gradienti termici orizzontali stagionali, BASSA VARIAZIONE STAGIONALE. 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 Bassa

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). Bassa Alta

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. Bassa Alta

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 Alta boreale: ξ > 0 cicl. f >0 PN:η >0; ξ>0, f >0 PE: η >0; ξ>0, f =0 equatore si ha che la divergenza positiva in quota è stata trascinata nell'emisfero australe con la configurazione invernale boreale (bassa boreale - alta australe)‏ P0: η =0; ξ>0, f <0 australe ξ < 0 cicl. f <0 Ps: η <0; ξ<0, f <0 - Po-Ps + Pe-Po Pn-Pe divx,y V η d η/dt Bassa

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

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

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

100 modello indiano ALTA (himalaia)‏
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. 15° ALTA 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). Questo fronte produce un getto orientale (200hPa di circa100nodi). o° In inverno l'alta australe scende a Sud, i gradienti termici si riducono ed il getto viene sostituito da quello subtropicale da ovest

101 INVERNO BOREALE fascia della ZCIT

102 ESTATE BOREALE fascia della ZCIT

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