Inversione termica



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La meteorologia e la sua terminologia

INDICE


A

Acqua - Aerosol - Albedo - Anticiclone Russo/Siberiano - Anticicloni - Atmosfera -

Aria fredda in Italia



7

B

Boundary Layer - Brezza - Bulbo umido - Burian

4

C

Cambiamenti del tempo - Cape - Cicloni - Clima - Convergenza - Corrente del golfo - Cut off

7

D

Dew point - Divergenza

2

E

El nino - Evapotraspirazione

2

F

Figure bariche - Foehn - Fronti - Fulmini

4

G

Galaverna - Geopotenziali - Gragnola - Gradiente termico verticale - Grandine -

Gust front



6

H

-

-

I

Indice di calore - Interpretare le mappe - Inversione termica

3

J

Jet stream

1

L

Lifted index - Limite neve

2

M

Masse d’aria fredda - Masse d’aria calda - Modelli - Monsoni -

Movimenti verticali d’aria



5

N

Nao - Nebbia - Neve - Nubi

4

O

Omega

1

P

Pcai - Perturbazioni in Italia - Pressione

3

Q

Qbo

1

R

Radiosondaggi - Raggi ultravioletti

2

S

Shelf cloud - Spaghetti - Squall line - Ssta - Stau - Stratwarming

6

T

Temperatura - Temporali - Tendenza barometrica - Tornado

4

U

Umidità

1

V

Velocità verticali - Vento - Visibilità - Vorticità

4

W

Wejkoff - Westerlies - Wind shear

3

Z

Zero termico - Zero assoluto

2

Totale termini - 74 Totale pagine - 70

A
Acqua

Il vapore acqueo contenuto nell’atmosfera, seppur presente in concentrazioni limitate, riveste un ruolo fondamentale negli scambi energetici atmosferici.



Le transizioni di fase

I processi di transizione di fase sono molto importanti in quanto responsabili di scambi di

grosse quantità di energia. Le transizioni di fase che avvengono nel verso della freccia richiedono energia:
Solido  Liquido FUSIONE

Solido  Vapore SUBLIMAZIONE

Liquido  Vapore EVAPORAZIONE
Le transizioni di fase che avvengono nel verso della freccia liberano energia:
Solido  Liquido SOLIDIFICAZIONE

Solido  Vapore BRINAMENTO

Liquido  Vapore CONDENSAZIONE
Si definisce calore latente, l’energia termica necessaria per la transizione di fase di 1 kg di sostanza. Per convezione si assume positiva l’energia richiesta, negativa quella liberata:

Calore latente di condensazione - 2.500.000 J/kg

Calore latente di evaporazione + 2.500.000 J/kg

Calore latente di fusione - 330.000 J/kg

Calore latente di solidificazione + 330.000 J/kg

Calore latente di sublimazione - 2.830.000 J/kg

Calore latente di brinamento + 2.830.000 J/kg

L’evaporazione di 1 kg di acqua richiede energia (2.500.000 J). Tale energia viene ceduta durante la condensazione.



Le grandezze igrometriche

L’aria può essere considerata una miscela di due gas: vapore acqueo e aria secca. La massa di vapore acqueo che può essere contenuta in una massa d’aria, ad una data temperatura e pressione, ha un limite superiore che viene raggiunto in condizioni di saturazione.

In tale condizione un eventuale eccesso di vapore acqueo condensa formando goccioline di acqua (acqua nella fase liquida). La massa di vapore acqueo che può essere contenuta in una massa d’aria aumenta con la temperatura e diminuisce con la pressione.

Pressione di vapore

In una miscela di gas, ogni componente esercita una pressione che è pari a quella che eserciterebbe se occupasse da solo il volume a disposizione (legge delle pressioni parziali di Dalton). La pressione di vapore rappresenta quindi la pressione esercitata dal vapore acqueo. Essa è proporzionale alla percentuale di vapore acqueo presente nell’atmosfera. Se una particella di aria ha pressione pari a 1000 hPa ed è composta dal 78% di azoto, 21% di ossigeno e 1% di vapore acqueo, la pressione parziale del vapore acqueo è pari a 10 hPa (1% di 1000 hPa). La pressione di vapore esercitata in condizioni di saturazione viene definita pressione di vapore saturo e rappresenta il valore massimo in quelle condizioni di temperatura e pressione.



Aerosol

Il particolato atmosferico (aerosol) è l’insieme delle particelle solide (polveri) o liquide (goccioline) che si trovano in sospensione nella bassa atmosfera per cause naturali o anche tropogeniche. Gli aerosol sono costituiti in prevalenza da particelle di sale marino, polveri, solfati, nitrati, sostanze organiche e fumi. La loro origine è associata ad una ricca varietà di processi quali la combustione, la condensazione in piccole particelle di alcuni gas reattivi come conseguenza di processi chimici o fotochimica, la dispersione nell’atmosfera di particelle solide in seguito all’erosione del suolo ad opera di agenti atmosferici, la dispersione di soluzioni saline che all’atto dell’evaporazione immettono sale marino nell’atmosfera.

Le particelle che si formano per condensazione sono solitamente sferiche, le altre possono essere cristalli, fibre, agglomerati o frammenti irregolari. Per praticità, tutte le particelle sono descritte in termini di diametro sferico equivalente, definito come il diametro di una sfera avente lo stesso volume della particella di aerosol. Il diametro può andare da 10-3 micron fino a 100 micron.

La concentrazione degli aerosol è estremamente variabile nel tempo e nello spazio, ed è maggiore nelle vicinanze delle sorgenti quali città, mari o vulcani attivi. Parte del pulviscolo atmosferico si comporta da nucleo di condensazione già in presenza di una modesta sovrasaturazione dell’ 1-2%.

Il processo di formazione delle goccioline a partire dalla condensazione del vapore sui nuclei igroscopici è chiamato enucleazione eterogenea. La formazione di goccioline a partire dalla semplice condensazione del vapore in presenza di elevati valori di sovrasaturazione o di temperature fortemente negative è, invece, nota come enucleazione omogenea. I nuclei di condensazione sono particelle il cui diametro va da 0,1 micron fino a 4 micron. La categoria più numerosa è quella con diametro inferiore a 0,2 micron; tali nuclei sono i primi a dare inizio al processo di formazione delle droplet all’interno di una massa d’aria satura e pertanto ad essi sono associate goccioline più grandi all’interno della nube. Le gocce più grandi, avendo una maggiore tensione superficiale rispetto a quelle più piccole, tendono a ingrossarsi a spese di queste ultime, fino a raggiungere le dimensioni di una goccia di pioggia.

La concentrazione dei nuclei di condensazione nell’atmosfera è di 500-1000 particelle per cm3, che corrisponde al numero di gocce che mediamente si formano in una nube.

Un’importante classificazione del nuclei igroscopici può essere fatta distinguendo fra i nuclei attivi a temperature positive e quelli attivi a temperature negative. In base a questa distinzione è possibile classificare i nuclei igroscopici in:


  • nuclei di condensazione: nuclei attivi a temperature positive che favoriscono la formazione di goccioline in seguito alla condensazione del vapore acqueo.

  • nuclei glaciogeni: nuclei attivi a temperature negative che agevolano la formazioni di cristalli di ghiaccio. Se la formazione avviene a partire dal congelamento di goccioline d’acqua sopraffuse i nuclei glaciogeni sono detti di ghiacciamento, mentre nel caso di formazione di cristalli direttamente dalla sublimazione del vapore acqueo i nuclei glaciogeni sono detti di sublimazione.


Albedo

La radiazione solare, oltre ad essere assorbita e diffusa nell’attraversare l’atmosfera, viene anche parzialmente riflessa verso lo spazio ad opera delle nubi, dei gas atmosferici e della superficie terrestre. Si definisce albedo il rapporto fra l’energia riflessa e quella totale incidente sulla superficie considerata.




Tipo di superficie

Albedo

Nubi sottili

4%

Nubi spesse

85%

Mare calmo

2-5%

Mare agitato

2-10%

Foresta equatoriale

5-15%

Foresta delle latitudini medio - alte in estate

15-20%

Praterie e campi coltivati

15-20%

Savana tropicale

20-25%

Sabbia

25-30%

Are intensamente urbanizzate

15-25%

Neve vecchia

50-70%

Neve fresca

80-90%


Anticiclone Russo/Siberiano

L’anticiclone russo-siberiano è la figura termica per antonomasia; si genera in autunno (fra ottobre e novembre) nelle steppe siberiane più interne del continente asiatico, dove già in quel periodo la temperatura durante il giorno rimane di molti gradi al di sotto dello zero.


Il peso dell’aria fredda favorisce la nascita di questa figura così maestosa, duratura e stabile nella sua posizione, e la mantiene fino a primavera inoltrata, portando il gelo e il secco agli abitanti della Siberia.
Come tutti gli anticicloni termici la sua struttura si sviluppa fra il suolo ed i 2-3 km di quota, mentre più in alto è presente una struttura di bassa pressione o (più abitualmente) una "palude barica" (un’area molto vasta dove la pressione è livellata sugli stessi valori ovunque). In alcune occasioni, a seconda del movimento delle depressioni atlantiche alle medie latitudini, parte di quest’aria fredda può "traboccare" oltre gli Urali, portando alla formazione di una cellula anticiclonica termica fra la Scandinavia e la Russia Bianca. Se oltretutto questo rovesciamento avviene con violenza e rapidità, la spinta verso ovest può essere talmente intensa da permettere all’aria gelida di arrivare fin verso il Mediterraneo; in queste occasioni si genera il vento denominato "Burian", che ci ha fatto visita per l’ultima volta il 26 dicembre 1996 quando le temperature sono crollate sotto lo zero anche nelle ore più calde un po’ su tutto il centro-nord Italia.

Anticicloni

Gli anticicloni sono zone di alta pressione sulla superficie terrestre a forma circolare o ellittica, che causano modeste variazioni dei parametri meteorologici. Al loro interno i venti sono deboli, spesso a regime di brezza, e soffiano in senso orario nell’emisfero boreale e antiorario in quello australe. L’aria, essendo pesante, si comprime, si riscalda e diventa più secca (fenomeno detto subsidenza), dissolvendo spesso le nubi. In presenza di un anticiclone, però, durante l’inverno possono formarsi nebbie o foschie a causa delle inversioni termiche nei pressi del suolo, mentre durante l’estate il forte riscaldamento del suolo può causare la formazione improvvisa di cumulonembi con i conseguenti temporali di calore.


Gli anticicloni possono essere di diversi tipi:

  • Anticicloni dinamici: sono legati alla circolazione generale dell’atmosfera ed interessano i tropici in tutte le stagioni. Sono caldi, occupano l’intera troposfera e, specialmente d’inverno, possono stazionare per settimane sulla stessa zona (anticicloni di blocco), impedendo l’ingresso delle perturbazioni, che vengono deviate lungo i bordi settentrionali o meridionali del sistema anticiclonico. Un tipico esempio dell’emisfero boreale è dato dall’anticiclone delle Azorre, che riveste grande importanza nell’evoluzione meteorologica europea. Mentre d’estate esso può arrivare ad occupare l’intero bacino del Mediterraneo, apportando condizioni prolungate di bel tempo, d’inverno si ritira in genere nei suoi luoghi di origine consentendo, perciò, alle perturbazioni atlantiche di giungere sino al Mar Mediterraneo. Nelle stagioni intermedie, invece, l’anticiclone delle Azorre si sposta continuamente, determinando tempo molto variabile.

  • Anticicloni termici: occupano le aree più fredde della Terra, come i Poli e d’inverno la Siberia, e a causa della loro grande estensione si muovono molto lentamente, Verso i 4000-5000 metri, però, essi sono sostituiti da cicloni o depressioni, poiché la pressione atmosferica diminuisce più rapidamente nell’aria fredda che nell’aria calda per effetto della compensazione barica.

  • Anticicloni mobili o di chiusura: si trovano fra due depressioni e sono prodotti dall’afflusso di masse d’aria fredda. Al contrario degli altri anticicloni, questi sono interessati da venti forti e sono molto piccoli, per cui si spostano rapidamente, provocando un miglioramento del tempo soltanto temporaneo (1 o 2 giorni al massimo)

In generale comunque alle zone di alta pressione cioè in presenza di anticicloni, il tempo risulta durante il giorno, stabile soleggiato e assenza di precipitazioni, escludendo comunque i casi particolari.
Atmosfera

L'atmosfera terrestre è composta prevalentemente da azoto (78%) e da ossigeno (21%), con piccole percentuali di argo (0,9%), anidride carbonica e altri gas. Questo particolare miscuglio di gas costituisce l'aria. L'atmosfera costituisce un sistema dinamico molto complesso: movimenti e spostamenti sono responsabili dei diversi climi e del tempo meteorologico, delle perturbazioni e dei venti. Naturalmente non esiste un'altezza precisa ove l'atmosfera ha il suo limite ma per convenzione tale limite è fissato a 1.000 chilometri, oltre questa altezza troviamo il vuoto interplanetario. L'atmosfera viene divisa in fasce, ognuna delle quali ha temperature e caratteristiche differenti. Lo strato più prossimo alla crosta è la troposfera, compresa tra 0-15 km da terra, dove avvengono tutti i fenomeni meteorologici che conosciamo. Sopra si trova la stratosfera, compresa tra 15-50 km, che include una fascia di ozono che ripara la Terra dalle radiazioni ultraviolette provenienti dal Sole. Più in alto si incontra la mesosfera, 50-90 km, dove ha luogo il curioso fenomeno delle nubi nottilucenti. L'alta mesosfera fa parte di quella regione elettromagnetica chiamata di ionosfera: questo strato non si lascia attraversare dalle onde radio ma le riflette sulla Terra, dove vengono captate. Le regioni della parte superiore dell'atmosfera sono meno conosciute e non hanno grande influenza su ciò che accade sulla superficie terrestre. Oltre la mesosfera troviamo la termosfera - compresa tra i 90 e i 500 km da terra circa - una grande zona, molto calda, anch'essa permeata dalla ionosfera. Lo strato più esterno, infine, è l'esosfera, compresa tra i 500 e i 1.000 km circa da terra, oltre la quale incomincia il vuoto interplanetario.


Aria fredda in Italia

Le masse d’aria fredda che raggiungono la nostra Penisola possono essere divise in due categorie:



  • Correnti artiche marittime

  • Correnti continentali

Vi sono anche le polari marittime, ma queste in genere non partono mai dai grossi scossoni in campo termico. Le correnti artiche marittime vengono da nord, dal Circolo Polare Artico. Sono messe in moto da una rimonta anticiclonica che si allunga fino al nord Atlantico, bloccando le miti correnti da ovest. Si tratta di aria fredda soprattutto alle quote superiori, di conseguenza si presente instabile e apportatrice di rovesci nevosi. A contatto con il Mediterraneo, in genere, forma depressioni per contrasto termico, con tempo perturbato specie al centro e al sud. Le correnti fredde continentali sono di norma le più gelide di tutte. Vengono da est, dalla Siberia. In questo caso a veicolarle verso l’Italia ci pensa il famigerato anticiclone russo, che con un gelido abbraccio ingloba gran parte del Continente Europeo. L’anticiclone, tuttavia, ha bisogno della collaborazione di una depressione situata tra il Mari Ionio e la Grecia. Tali correnti sono l’espressione dell’inverno più crudo e freddo! In genere si tratta di aria gelida a livello del suolo. Di conseguenza ha comportamento scarsamente instabile, ma può contrastare con aria più umida in loco e determinare abbondanti nevicate da “scorrimento”. Se l’avvezione fredda è particolarmente massiccia e veloce si parla di Burian, il vento freddo della Steppa! Questa forte corrente fredda porta abbondanti nevicate nelle zone esposte, quindi sul medio-basso Adriatico e il retrostante Appennino. Se ad una situazione di Burian fa seguito un respiro più umido dall’Atlantico, tutto il nord Italia viene investito da abbondanti nevicate, specie sull’Appennino Ligure, sulle Alpi e sul Piemonte.

B
Boundary Layer

Il Boundary Layer (PBL) è caratterizzato da un attivo rimescolamento verticale dovuto alla turbolenza ossia ai moti vorticosi generati dagli ostacoli al suolo, dall’attrito viscoso interno e dai moti convettivi innescati dalle bolle d’aria calda che si sviluppano sui suoli surriscaldati dai raggi solari. Per di più tale strato assorbe la maggior parte del calore e del vapore emessi dalla superficie terrestre. L’altezza del PBL, ossia l’estensione verticale fin dove si avvertono le influenze diurne del suolo, non è costante durante il giorno ma dipende dall’intensità del rimescolamento termico.

Di giorno, quando la Terra è riscaldata dal Sole, vi è un trasferimento di calore verso l’alto, soprattutto a opera delle termiche e la profondità del PBL si spinge in genere fino a 1-2 km. Invece di notte la Terra si raffredda più rapidamente dell’atmosfera cosicché è l’atmosfera a cedere calore al suolo per irraggiamento. Il conseguente raffreddamento dello strato d’aria più prossimo al suolo tende ad annullare il rimescolamento turbolento cosicché il PBL in genere è inferiore a 100 metri.

Tale andamento periodico dell’altezza del PBL, legato al ciclo giornaliero del Sole, può essere interrotto alle medie latitudini, dal passaggio delle tipiche perturbazioni del tempo a grande scala, nelle quali vento e nubi influenza il PBL in misura maggiore del ciclo diurno del calore e delle caratteristiche del suolo. All’interno del PBL vi sono due strati particolarmente legati alle caratteristiche del suolo. Il primo, denominato Laminar Boundary Layer, è uno strato non turbolento aderente alla superficie terrestre, avente pochi millimetri di spessore che costituisce una specie di cuscinetto rispetto allo strato d’aria immediatamente sovrastante, il Turbolent Surface Layer (SL). Nello Sl la turbolenza raggiunge la massima intensità, soprattutto a causa dei vortici a scala più piccola generati prevalentemente dalla rugosità del suolo. Di giorno lo SL si estende fino ad un’altezza di 50-100 metri, ma di notte, in coincidenza dell’abbassamento del top del PBL si riduce ad appena pochi metri.


Brezza

Classificare le brezze come venti non è proprio esatto perché in genere i venti dipendono dalla disposizione delle figure bariche che nelle diverse stagioni dominano la scena meteorologica di una località, inoltre le brezze a differenza dei venti da avvezione (così vengono chiamati quelli legati al passaggio di una perturbazione) non presentano quasi mai raffiche impetuose come magari può manifestarsi un vento legato ad una circolazione ciclonica. Se ne deduce quindi che generalmente le brezze sono legate a figure bariche alto pressorie, si manifestano durante le fasi di tempo stabile ovvero in regime anticiclonico. Per capire il meccanismo del funzionamento delle brezze bisogna innanzitutto tenere conto che la radiazione solare incidente sul suolo terrestre scalda quest’ultimo in maniera diversa a seconda del tipo di suolo su cui impatta. Ci sono tipi di suolo maggiormente predisposti a scaldarsi con una certa rapidità e altri che invece hanno una rapidità di riscaldamento meno accentuata. Il suolo a seconda delle sue caratteristiche si riscalda in maniera disomogenea e avremo quindi zone che presenteranno temperature più alte nei primi strati d’aria sovrastanti e altre zone con temperature più basse. L’atmosfera riceve calore e quindi si riscalda per conduzione e per convenzione. Il riscaldamento per conduzione è il processo di riscaldamento del suolo che, una volta ricevuti i raggi solari, riprometta il calore verso l’alto per via del riscaldamento dei primi strati di terreno. Il riscaldamento per convenzione è il processo di riscaldamento legato alle leggi della termodinamica secondo cui le masse d’aria che presentano temperature più calde rispetto alle masse nelle immediate vicinanze più fredde, tendono a salire. Per cui l’aria calda va a sostituire, salendo, l’aria più fredda che albergava nell’altezza in cui l’aria calda è appena sopraggiunta, l’aria fredda avendo un peso specifico inferiore, tende a scendere e così il moto ascendente dell’aria più calda trasporta calore laddove in precedenza vi erano temperature più basse. Le superfici liquide invece tendono a riscaldarsi molto lentamente e impiegano altrettanto tempo per raffreddarsi. I moti dell’aria sia verticali che orizzontali vengono messi in moto proprio dalle differenze termiche tra masse d’aria vicine. La differenza termica mette in moto la brezza e questo accade perché l’aria calda tende a risucchiare l’aria fredda, questo risucchio genera la ventilazione ovvero lo spostamento d’aria, l’intensità della brezza è direttamente proporzionale alla differenza termica che si attua, maggiormente le temperature dei due luoghi posti a breve distanza divergono, maggiore sarà l’intensità della brezza e viceversa.


Bulbo umido

E’ la più bassa temperatura che si può ottenere per evaporazione di acqua nell'aria a pressione costante. Il nome deriva dalla tecnica di porre un pezzo di garza bagnato sul bulbo di un termometro a mercurio e di soffiare aria sul rivestimento per favorire l'evaporazione. Poiché il processo di evaporazione assorbe calore, il termometro si abbasserà a una temperatura inferiore rispetto ad un termometro a bulbo secco posto nella stessa posizione. La temperatura di bulbo umido e la temperatura di bulbo secco, determinate contemporaneamente affiancando due termometri, permettono tra l'altro di determinare il punto di rugiada e l'umidità relativa.

In pratica, calcolare la temperatura di bulbo umido, vuole dire calcolare la temperatura che raggiungerebbe l’aria con una umidità del 100%.
Burian

Il burian, in italiano burano, è un vento gelido proveniente dalle steppe più remote della Russia, in zone siberiane. Esso frequentemente staziona in quelle zone, molto spesso si spinge in Asia, al di là degli Urali, e qualche volta, magari “spinto” da desideri di nuove conquiste, si dirige alle nostre latitudini, coinvolgendo pure la nostra Italia.

Il suo “viaggio” allora verso di noi, non è ostacolato da alcuna barriera alpina, con esso non può esistere una sua trasformazione in foehn, poiché questo gelidissimo grecale, attraversando velocemente le repubbliche orientali dell’Europa, varca vorticosamente i nostri confini dalle regioni di nord-est, propagandosi successivamente in tutta la penisola. Inutile dire che i valori termici, allora, subiscono un crollo a picco…ma non solo. Sovente tale fenomeno è accompagnato da autentiche bufere di neve, anche se il loro apporto non  e’ considerevole.

La parola Burian in russo significa tempesta di neve. Con la parola Burian in Italia si indica una irruzione di aria fredda di matrice prettamente continentale proveniente dalle pianure Russo-Siberiane-Sarmatiche. Questo tipo di irruzione non è molto frequente in quando per il suo avvento deve venirsi a creare un HP termico ovvero una Anticiclone che nasce per lo scorrimento di aria fredda dall'artico verso il continente Russo. Tale scorrimento (aria fredda su superficie continentale) va a creare moti discendenti dell'aria in quando l'aria fredda scorrendo su una superficie già di per se fredda per le sue caratteristiche continentali come si è detto provoca moti discendenti dell'aria, si ha così la nascita del Famigerato Anticiclone Termico Russo-Siberiano vero promotore del gran freddo Europeo, non basta solo l'avvento di questo Hp termico affinché il burian si manifesti nella nostra penisola, ci sono diversi fattori che ne determinano il nostro coinvolgimento: serve infatti “una catapulta per il freddo”. In vari episodi a svolgere questo importante ruolo sono state le depressioni mobili atlantiche che nella maggior parte dei casi sono scaturite dal semi-perenne ciclone d’Islanda. Queste depressioni poi entrando nel mediterraneo vanno in ciclogenesi approfondendosi sul Golfo di Taranto per ragioni orografiche e se sull'est Europeo vi è “L'orso”, (così viene chiamato in gergo l'Hp termico Russo) spesso il gran freddo con la relativa accentuazione dell'instabilità sul versante adriatico viene catapultato verso di noi grazie alla disposizione delle correnti lungo il margine nord-orientale delle isobare al suolo del minimo che come si è detto va ad approfondirsi sul mar Ionio. Tuttavia spesso è anche capitato che la perturbazione atlantica catapultatrice del freddo continentale verso l'adriatico, è passata un pò troppo, in questo modo il minimo non è andato ad approfondirsi sullo Ionio ma sull'Egeo, in questi casi il gran freddo seppur richiamato in minima parte genera Stau.



C
Cambiamenti del tempo

I cambiamenti del tempo sono sempre o molto spesso preannunciati da numerosi fattori che considerati singolarmente o meglio ancora presi nell’insieme fanno capire l’evoluzione del tempo a breve termine. Alcuni di essi possono sembrare insignificanti ma non è così, possono dare molte informazioni. Questi fattori sono le nubi, il vento, il cielo, la visibilità ed il barometro.

Per quanto riguarda le nubi si può dire che in presenza di cirri provenienti dai quadranti occidentali (W) o meridionali (S), sono generalmente segno di precipitazioni vicine; i cirri possono anche preannunciare l’arrivo di una bassa pressione mentre, i cirri del tipo “filobus” si possono considerare la prima manifestazione di una perturbazione ancora lontana. I cirri ad uncino invece sono segni di precipitazioni più certe. Invece i cumuli ad evoluzione diurna sono segno di tempo stabile mentre i cumuli in rapido sviluppo verticale sempre al mattino possono preannunciare imminenti temporali.

Con l’osservazione del vento invece si può ad esempio capire che un improvviso cambiamento della sua direzione è indice di cambiamento del tempo; se, ancora, il vento aumenta d’intensità e sia a componente meridionale (S), ci si aspetta un peggioramento. Invece, le regolari brezze di terra o di mare anticipano il bel tempo, con la dissoluzione degli annuvolamenti cumuliformi. Per quanto riguarda la colorazione del cielo si può dire che un colore azzurro molto profondo con visibilità eccezionale indica condizioni del tempo instabili. Inoltre, un progressivo trapasso dall’azzurro al bianco al grigio, accompagnato da foschia, indica un prossimo cambiamento del tempo. Invece un azzurro chiaro spesso indice il permanere del bel tempo. Per quanto riguarda la visibilità, una sua progressiva diminuzione e i graduale intorbidamento dell’atmosfera indica un cambiamento del tempo con precipitazioni. Un cambiamento della pressione è significativo per capire le condizioni del tempo prossimo. Se la pressione aumenta o rimane costante e contemporaneamente aumenta la temperatura, in estate, indica un miglioramento del tempo. Se la pressione aumenta e diminuiscono temperatura ed umidità, in inverno, si avrà un miglioramento del tempo. Se invece la pressione diminuisce, in inverno, e invece temperatura ed umidità aumentano, è indizio del peggioramento del tempo. In estate, una diminuzione della pressione con temperatura in diminuzione e umidità in aumento, porta cattivo tempo. In inverno, una rapida diminuzione della pressione può essere l’avviso dell’avvicinarsi di una tempesta o di una violenta perturbazione.


Cape

Cape (indice), è un indice di stabilità che misura l’energia totale di galleggiamento acquistata da una massa d’aria. L’unità di misura dell’indice è J/Kg. Un indice di 1200, ad esempio, sta ad indicare che ogni Kg di aria durante l’ascesa, ha ricevuto 1220 Joule. L’indice CAPE (Convective Available Potential Energy) è molto utile per avere una previsione ed una mappatura delle zone in cui si possono verificar temporali, proprio in base all’energia in gioco nell’aria. In base ai valori di questo indice, vengono tratte determinate conclusioni:




Valori CAPE

Caratteristiche del temporale

0< I < 500

Assenza di temporali

501 < I < 1000

Possibili di temporali isolati

1001 < I < 2000

Temporali abbastanza probabili

I > 2001 

Probabili forti temporali;

possibili trombe d'aria





Cicloni

Il ciclone in meteorologia è una regione atmosferica in cui la pressione p minore di quella delle regioni circostanti alla stessa altitudine. In generale è un’area di bassa pressione individuabile a livbello del mare da isobare decrescenti verso il punto minimo, detto Centro del ciclone, su una superficie a pressione costante, da isoipse decrescenti verso il centro. Nell’emisfero boreale, nel ciclone l’aria è soggetta ad un sistema di venti circolanti in senso antiorario, mentre nell’emisfero australe in senso orario, ovunque con una componente di moto convergente verso il centro.



I cicloni possono essere di diversi tipi:



  • Cicloni dinamici: sono di natura fredda, cioè contengono al loro interno aria più fredda delle zone adiacenti poiché nascono in prossimità del circolo polare (artico e antartico) ad opera delle veloci correnti occidentali in quota (la cosiddetta “corrente a getto”) che generano potenti “risucchi” di aria verso l’alto. Poiché sono freddi, sono presenti a tutte le quote. Tali cicloni si muovono lentamente da ovest verso est e comprendono i fronti caldi e freddi più noti come “perturbazioni”.

  • Cicloni termici: sono invece costituiti da aria più caldi delle zone adiacenti e, per questo, si esauriscono con la quota, poiché nell’aria calda la pressione diminuisce più lentamente con la quota. Si formano nelle zone equatoriali o, d’estate, all’interno dei continenti. Laddove la temperatura di partenza è molto elevata e la quantità di vapor acqueo molto abbondante, come nei cicloni tropicali, i fenomeni assumono carattere molto violento: si parla allora di “uragani”, “tifoni” e via dicendo, eventi possibili solamente in prossimità dei tropici e, comunque, sul lato orientale dei continenti – quindi non riguardano l’Europa. Un esempio, “in piccolo” di ciclone termico è un temporale estivo, generato appunto dal surriscaldamento del suolo e che, solitamente, ha vita molto breve.



Clima

Il clima è l’insieme degli stati dell’atmosfera osservati su di un periodo di tempo sufficientemente lungo (30 anni secondo l’Organizzazione Meteorologica Mondiale - OMM).

Il clima della Lombardia può essere descritto per diverse scale, da quella macroclimatica (es. il clima europeo), a quella mesoclimatica (es. il clima padano, alpino e insubrico), fino a giungere al clima locale e al microclima.

In Lombardia si possono notare una serie di elementi fisici che incidono profondamente sul clima:



  • la relativa vicinanza del Mediterraneo, fonte di masse d’aria umide e miti

  • la presenza dell’Arco Alpino e dell’Appennino, barriere in grado di creare notevoli discontinuità orografiche

  • la presenza di tutti i principali laghi prealpini italiano con il ben noto effetto sul clima

  • la presenza di una delle maggiori conurbazioni europee: l’area metropolitana milanese

Ciò giustifica la distinzione in tre mesoclimi principali, quello padano, quello alpino e dei laghi e quello insubrico, ai quali si deve aggiungere il clima delle aree urbane.

Il clima Padano, è relativamente uniforme dal punto di vista climatico, con piogge limitate ( da 600 a 1000 mm), ma ben distribuite nell’anno, temperature medie tra 11 e 14°C, nebbie frequenti, vento ridotto ed elevate umidità relative con frequenti episodi temporaleschi.

In inverno l’area padana presenta sovente uno strato di aria fredda in vicinanza del suolo che, in assenza di vento, determina la formazione di gelate e di nebbie spesso persistenti.

Il passaggio alla stagione primaverile risulta di norma brusco e caratterizzato da perturbazioni che determinano periodi piovosi di una certa entità. L’attività temporalesca vede il suo apice nel periodo estivo quando si registrano elevati accumuli di energia utile per innescarla e sostenerla.

In autunno il tempo è caratterizzato dal frequente ingresso di perturbazioni atlantiche, che possono dare luogo a precipitazioni di entità rilevante.

Il clima Alpino è invece caratterizzato da temperature invernali rigide, temperature estive poco elevate, piogge piuttosto abbondanti concentrate nel periodo estivo, intensa radiazione solare e ventosità elevata.

Il clima urbano è caratterizzato da temperature sensibilmente superiori a quelle delle aree rurali circostanti (isola di calore), alterati sono anche i livelli di precipitazioni, di umidità relativa e di radiazione solare.
Convergenza

Se in un determinato volume di atmosfera giunge più aria di quanta non se ne vada, allora si avrà, all'interno di tale volume, un accumulo. In altre parole è in atto una convergenza. Analizzando i campi di vento (o le isoipse) si possono identificare aree di convergenza laddove si ha confluenza del flusso oppure dove il vento tende a rallentare nella direzione del moto.

Convergenza e divergenza sono assai importanti in quanto legati ai moti verticali. Consideriamo una zona vicino al suolo in cui vi sia convergenza. L'aria che giunge, non potendosi accumulare indefinitamente e non potendo muoversi verso il basso (a causa della presenza del suolo) inizierà a salire. I moti ascendenti arriveranno al più fino al limite della troposfera, dove la tropopausa stabile rappresenta un limite invalicabile. Qui si avrà divergenza orizzontale e l'aria si allontanerà dalla colonna di atmosfera considerata. Ma in questo modo, tramite i moti ascendenti, si avrà un calo di pressione al suolo che a sua volta genera convergenza, richiamando aria nei bassi strati. Lo stesso fenomeno si può vedere partendo da una divergenza in quota, la quale, sempre per conservazione della massa, richiama aria dai bassi strati. La risalita di aria produce un calo di pressione al suolo e conseguente convergenza. In questo modo alla convergenza o divergenza a grande scala è associato un moto verticale ascendente responsabile del maltempo. Si può fare il discorso inverso per moti verticali discendenti associati al tempo buono.
Corrente del golfo

La corrente del golfo è una corrente superficiale di acqua calda che parte dal golfo del Messico e si dirige verso il nord Atlantico, durante il suo percorso ad alta velocità perde umidità per evaporazione diventando una vera e proprio autostrada di acqua tiepida e salatissima. L’eccesso di salinità dell’acqua la rende via via più densa e nel nord Atlantico le masse superficiali cominciano a sprofondare verso gli abissi innescando un moto perpetuo profondo che richiama altra acqua calda superficiale dalle basse latitudini equatoriali verso nord. Questo circolo continuo è responsabile del clima mite delle nazioni europee più settentrionali e più occidentali.

A parità di latitudine, i gradi di scarto ad esempio, tra il mare che circonda l’Inghilterra ed il mare che invece tocca le sponde canadesi settentrionali, vanno dai 7 ai 10°C, notevoli in termini di clima, come dire in inverno la differenza tra una bufera di neve con -5°C e un rovescio di pioggia con +5°C.

Col passare degli anni, gli studiosi hanno notato che questa corrente, si sta via via indebolendo e il suo cammino viene ad interrompersi molti km prima, con la conseguenza che l’aria mite non arriva più a toccare le terre più ad est.

L’interruzione quindi non favorirebbe più l’arrivo di masse d’acqua calda verso nord e le temperature del nord Atlantico, del mare del Nord e persino della Manica, potrebbero diventare pericolosamente simili a quelle del mare del Labrador favorendo inverni lunghi e rigidi in Europa.
Cut-off

La goccia fredda è una figura sinottica che solitamente si trova in medio-alta troposfera ed è riconducibile al distacco, in seno ad una saccatura primaria, di un minimo di geopotenziale chiuso (cut-off) che tende ad isolarsi dalla saccatura madre. Il distaccamento solitamente avviene per l’inserimento di una figura alto pressoria mentre, il moto retrogrado avviene per merito dei venti o a causa di un blocco della “goccia fredda”. Quando una goccia fredda si forma nel periodo caldo generalmente, risulta essere molto più produttiva in fatto di precipitazioni. Invece durante il periodo freddo la previsione risulta essere più difficile ed è importante determinare l’esatto posizionamento dei minimi al suolo, in inverno inoltre le gocce sono sempre meno produttive che nel periodo caldo. Questa diversa produttività dei cut-off è determinata dall’ammontare dell’energia in gioco: nella stagione calda la potenza energetica è elevata e il contrasto dell’aria calda con quella fredda è molto accentuato anche ad alta quota, provocando più facilmente i temporali, ecco perché in inverno le “gocce fredde” sono meno produttive.



D
Dew point

Rappresenta il valore di temperatura al quale occorre raffreddare una massa di aria (a pressione costante) per far condensare il vapore acqueo in essa contenuta. La temperatura di rugiada diminuisce con l’umidità. Nelle giornate di favonio i valori di umidità sono molto bassi ed è abbastanza usuale che, nel periodo invernale, i valori della temperatura di rugiada assumano valori negativi. In una giornata con T +10°C e UR 20% la temperatura di rugiada è circa -12°C. Viceversa nelle calde e afose giornate estive i valori della TD possono anche essere superiori a 20°C. In una giornata con T +28°C e UR 65% la temperatura di rugiada è circa +21°C.

Spesso nelle zone sottovento a catene montuose, una rapida diminuzione della temperatura di rugiada è indice della presenza di effetto favonico. Quando l’aria è satura di vapore acqueo (UR=100%) il valore della temperatura di rugiada coincide con quello della temperatura.

L’aria può contenere solo quantità definite di vapore, che variano a seconda della temperatura: più l’aria è calda, maggiore è la quantità di vapore che può essere immagazzinata. Quando l’aria non è più in grado di ospitare altro vapore acqueo, si dice che ha raggiunto il punto di saturazione. La temperatura alla quale il vapore acqueo inizia a condensare è nota come punto di rugiada. Se la condensazione avviene vicino al suolo, le molecole d’acqua liquida tenderanno a raggrupparsi su varie superfici, formando piccole goccioline: la rugiada. Quando la temperatura delle superfici è inferiore al punto di congelamento, cioè il punto di rugiada è minore di 0°C, il vapore acqueo si trasforma immediatamente in cristalli di ghiaccio.


Divergenza

Al contrario si avrà divergenza se l'aria che abbandona il volumetto di atmosfera è in quantità superiore a quella che vi entra. Questo succede quando il flusso è diffluente, oppure quando il vento aumenta di intensità nel verso del moto.

Convergenza e divergenza sono assai importanti in quanto legati ai moti verticali. Consideriamo una zona vicino al suolo in cui vi sia convergenza. L'aria che giunge, non potendosi accumulare indefinitamente e non potendo muoversi verso il basso (a causa della presenza del suolo) inizierà a salire. I moti ascendenti arriveranno al più fino al limite della troposfera, dove la tropopausa stabile rappresenta un limite invalicabile. Qui si avrà divergenza orizzontale e l'aria si allontanerà dalla colonna di atmosfera considerata. Ma in questo modo, tramite i moti ascendenti, si avrà un calo di pressione al suolo che a sua volta genera convergenza, richiamando aria nei bassi strati. Lo stesso fenomeno si può vedere partendo da una divergenza in quota, la quale, sempre per conservazione della massa, richiama aria dai bassi strati. La risalita di aria produce un calo di pressione al suolo e conseguente convergenza. In questo modo alla convergenza o divergenza a grande scala è associato un moto verticale ascendente responsabile del maltempo. Si può fare il discorso inverso per moti verticali discendenti associati al tempo buono.

E
El Niño

El Niño è un disturbo del sistema atmosferico oceanico del pacifico che, ha importanti ripercussioni su tutta la Terra, esso può causare forti venti e piogge molto abbondanti che possono durare anche per molte settimane con il conseguente rischio di alluvioni. L’effetto opposto al “El Niño” è “La Niña” che genera esattamente effetti opposti, cioè freddo intenso ed in inverno nelle zone interessate può nevicare anche per settimane.

In condizioni normali, i venti Alisei soffiano verso ovest lungo la fascia tropicale del Pacifico. Questi venti accumulano uno strato di acque calde superficiali nel Pacifico orientale. In questo modo la superficie del mare della regione indonesiana si solleva di mezzo metro rispetto a quella che bagna le coste dell'Ecuador. Anche la temperatura superficiale è di circa 8 gradi centigradi più alta rispetto a quella del Sud America: questo è dovuto alla risalita, nel Pacifico orientale, dei livelli profondi di acque fredde.

Nei periodi caratterizzati da "El Niño", gli Alisei si indeboliscono nelle regioni centrali e occidentali del Pacifico e, di conseguenza, il termoclino (lo strato di acque che sta al di sotto di quello superficiale, nel quale la temperatura si abbassa più velocemente rispetto agli altri strati) del Pacifico orientale si abbassano mentre si solleva quello occidentale. Le osservazioni al meridiano 110° Ovest mostrano, ad esempio, che durante il 1982-83 l'isoterma dei 17°C si ritirò a circa 150 metri di profondità. Questo fatto riduce l'efficienza della risalita delle correnti fredde e impedisce il rifornimento della zona eufotica da parte di acque ricche di nutrimento provenienti dal termoclino. Il risultato fu un aumento della temperatura superficiale e un drastico declino della produttività primaria che colpì i livelli più alti della catena trofica, compresa la pesca commerciale in queste regioni.

El Niño" può essere individuato attraverso le misure di temperatura superficiale.

Nel gennaio 1991, le temperature superficiali e i venti erano normali, con acque calde nel Pacifico occidentale (in rosso nel grafico centrale superiore) e acque fredde, chiamate "lingua fredda" (cold tongue) nel Pacifico orientale (in verde, nel grafico centrale superiore). I venti del Pacifico occidentale sono molto deboli mentre quelli orientali soffiano verso occidente (verso l'Indonesia).


Il grafico inferiore riguardante il gennaio 1991 mostra le anomalie rispetto alle medie di gennaio. In questo diagramma le anomalie sono molto piccole (giallo/verde) e indicano un gennaio "tipico".

Nel gennaio 1998 ci fu un picco delle condizioni El Niño. L'acqua calda (colore rosso nel pannello in alto a destra) si è diffusa dal Pacifico occidentale verso Est (in direzione del Sud America) mentre le "lingue fredde" (colore verde) si sono indebolite e i venti del Pacifico occidentale, normalmente calmi, soffiano con forza in direzione Est, spingendo l'acqua calda vero oriente. Le anomalie mostrano chiaramente che l'acqua del Pacifico equatoriale è molto più calda rispetto a un normale gennaio.

Nel gennaio 1997 ci fu una condizione particolarmente fredda ("La Niña"). La lingua fredda (in blu) è più fredda del solito di circa un grado centigrado. Talvolta (ma non sempre ) gli eventi denominati  La Niña seguono El Niño. 



La Niña Normalità El Niño
Evapotraspirazione

L'evapotraspirazione è un parametro usato in agrometeorologia. Consiste nella quantità d'acqua (riferita all'unità di tempo) che dal terreno passa nell'aria allo stato di vapore per effetto congiunto della traspirazione, attraverso le piante, e dell'evaporazione, direttamente dal terreno. È spesso indicata nei manuali con la sigla ET. Il concetto ingloba due processi nettamente differenti, in quanto l'evaporazione esulerebbe a rigore dalla coltura, tuttavia non è possibile attualmente scorporare i due fenomeni e trattarli distintamente in modo attendibile. D'altra parte ai fini pratici interessa il consumo effettivo sia per evaporazione sia per traspirazione. L'unità di misura è il mm (millimetro), inteso come altezza della massa d'acqua evaporata e traspirata, oppure il m3/ha (metro cubo ad ettaro). Essendo un fenomeno climatico inverso a quello delle precipitazioni, per convenzione si usa il millimetro in modo da rendere il parametro direttamente comparabile con le precipitazioni. In ogni modo, tenuto conto che una massa liquida di 1 mm d'altezza che si estende su una superficie di 1 ha occupa il volume di 10 m3, 1 mm di evapotraspirazione equivale ad un consumo di 10 m3/ha.





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