La pressione atmosferica

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1 La pressione atmosferica Nell'atmosfera ogni strato d'aria subisce una pressione che è dovuta al peso degli strati d'aria ad esso sovrastanti lungo la verticale. L'aria rimane quindi aderente alla superficie terrestre e partecipa al movimento di rotazione della Terra, appunto perché pesa. Poiché la pressione è un rapporto tra una forza e una superficie, generalmente negli usi meteorologici viene usata internazionalmente un'unità denominata millibar. In un medesimo luogo la pressione atmosferica presenta variazioni dovute a altitudine, temperatura e quantità di vapore acqueo. Con il crescere dell'altezza, diminuisce lo spessore della sovrastante massa aerea; diminuisce pertanto anche la pressione. Tale diminuzione dovrebbe giungere fino a quasi al vuoto perfetto in corrispondenza del limite esterno dell'atmosfera. Tale diminuzione non è però proporzionale all'altezza; essendo infatti gli strati bassi dell'atmosfera più densi degli strati più elevati, la pressione decresce sempre meno rapidamente man mano che ci si eleva. Sapendo inoltre che l'aria è tanto più densa quanto più bassa è la temperatura, ne risulta che la diminuzione della pressione con l'altezza è più rapida nell'aria fredda che non in quella calda. E' possibile ritenere che la pressione si dimezza ogni 5000 metri di quota. Così da 1020 mb al livello del mare si passa a circa 510 mb alla q uota di 5000 metri; a circa 255 alla quota di metri e così via. ISOBARE E CONFIGURAZIONI BARICHE Se l'atmosfera che avvolge la nostra terra fosse perfettamente immobile rispetto alla terra stessa, se non vi fossero pertanto spostamenti di aria fredda o calda, non vi fossero fenomeni di evaporazione o di condensazione, né variazioni di temperatura diurna o annuale, la pressione in un dato luogo mostrerebbe sempre un valore costante. La pressione varia con il tempo, sia meteorologico, sia cronologico ma varia anche da luogo a luogo. La pressione può essere in un determinato momento, alta in una località e bassa in un'altra. Si ha pertanto una distribuzione della pressione atmosferica a un determinato livello che può essere posta in evidenza riportando su una carta geografica, in corrispondenza di ciascuna località, il valore della pressione, e tracciando delle linee che uniscano i luoghi in cui la pressione presenta il medesimo valore. Queste linee prendono il nome di isobare. Il tracciamento delle isobare pone in rilievo configurazioni caratteristiche dette sistemi barici. I principali sono individuati in: Aree anti cicloniche (Anticicloni): successione di isobare, quasi circolari e concentriche che si chiudono intorno ad un centro presentante un massimo di pressione (le isobare presentano valori crescenti dalla periferia verso il centro).

2 Cicloni (aree cicloniche) aree in cui l aria, più calda e ricca in vapore acqueo, si sposta verso l alto e converge vorticosamente al centro Quando si parla da aree cicloniche e anticicloniche non ci si riferisce a valori assoluti della pressione, ma si esprime un concetto relativo Dove le isobare sono molto vicine la pressione cambia rapidamente; dove sono lontane le variazioni bariche sono poco accentuate. Una valutazione esatta di queste variazioni si ottiene tramite il gradiente barico orizzontale. Il gradiente barico orizzontale è la differenza di pressione esistente tra due punti e la distanza che li separa, misurata perpendicolarmente alle isobare (unità di misura: 1mbar/111 km, cioè la differenza in millibar per ogni grado meridiano di distanza)

3 Il vento E il flusso d'aria parallelo al suolo, che prende origine in modo naturale nell'atmosfera, per effetto di differenze di pressione atmosferica tra due zone geografiche; le differenze nella distribuzione orizzontale della pressione atmosferica causano trasferimenti d aria che tendono a ristabilire l equilibrio barico (i movimenti verticali dell aria sono classificati come correnti). Le differenze di pressione da cui si originano i venti sono da ricondurre a gradienti di temperatura (cioè differenze termiche) causati da una diversa insolazione o da differenti proprietà termiche delle superfici raggiunte dalla radiazione solare (per esempio tra continenti e oceani). Il vento quindi soffia dalle zone di alta pressione verso le zone di bassa pressione e la sua intensità, cioè la velocità che può raggiungere è determinata da due fattori : 1. la differenza di pressione fra le zone interessate; 2. la distanza fra le zone di differente pressione. Quanto sopra è espresso dalla formula del gradiente barico :

4 I = (Pa - Pb ) / d in cui I è l intensità del vento che è direttamente proporzionale alla differenza di pressione fra le due zone Pa e Pb e inversamente proporzionale alla loro distanza d Le aree caratterizzate da pressione atmosferica alta rispetto alla zona circostante si chiamano anticicloni. Un anticiclone è costituito da una massa d aria che, per effetto della forza di Coriolis, tende a ruotare in senso orario nell emisfero settentrionale e in senso antiorario in quello meridionale. Il flusso d aria non corre in maniera diretta da un punto all altro, cioè con stessa direzione della forza di gradiente, ma subisce una deviazione dovuta alla forza di Coriolis che tende a spostarlo verso destra nell emisfero settentrionale e verso sinistra nell emisfero meridionale. Tuttavia alle basse quote (meno di 600 m) è necessario tenere anche conto dell azione dell attrito con la superficie terrestre che è in grado di modificare, la direzione del vento di circa 10 sul mare e sulla terra, rendendo il percorso dall alta pressione alla bassa pressione più diretto. La velocità del vento, o meglio la sua intensità, dipende dal gradiente barico, cioè dalla distanza delle isobare, e si misura con uno strumento chiamato anemometro Alla deviazione dovuta all effetto Coriolis si aggiunge anche quella dovuta all attrito con la superficie terrestre. Tali deviazioni sono dirette verso destra nell emisfero settentrionale e verso sinistra nell emisfero meridionale e variano secondo l altitudine. Alle alte quote il vento soffia praticamente parallelo alle isobare e questa deviazione massima diminuisce avvicinandosi alla superficie terrestre a causa dell attrito. L influenza dell attrito è differente, sul mare determina una variazione di 10 /20, mentre sul suolo i valori salgono a 30 /40. A causa dell interazione di queste forze possiamo osservare che, nel nostro emisfero, il vento tende ad entrare nelle aree di bassa pressione con direzione antioraria, mentre tende ad uscire dalle aree di alta pressione con direzione oraria, così che il movimento delle masse d aria risulta quello raffigurato nella figura qui appresso

5 I venti sono classificati in dominanti, stagionali, locali e ciclonici; questi ultimi comprendono cicloni, uragani e tornado. Venti periodici a ritmo stagionale L'aria che sovrasta la terraferma è in estate più calda e in inverno più fredda di quella che si trova a contatto con la superficie del mare (contrasti analoghi ai venti locali ma su spazi più ampi). Durante l'estate i continenti tendono quindi a divenire sede di basse pressioni e i venti tendono a spirare dal mare verso terra; al contrario, in inverno, i continenti sono sede di alte pressioni, e pertanto i venti spirano da terra verso il mare (dalle coste della Somalia alla Cina orientale). L esempio più classico di venti stagionali è costituito dai monsoni, venti che interessano le regioni sud-orientali dell Asia. Così, da novembre a marzo, i monsoni soffiano da nord-est (dal mare verso il continente, apportando piogge copiosissime), mentre per il resto dell anno spirano nella direzione opposta, da sud-ovest (dal continente verso il mare, freddi e secchi). Questi ultimi, sono di solito accompagnati da intense piogge nell'india e in tutto il Sud-Est asiatico e costituiscono la principale caratteristica del clima di quelle regioni. Venti locali o brezze

6 In scala minore rispetto alle variazioni stagionali di pressione e temperatura, si verificano analoghi cambiamenti diurni, dagli effetti simili ma più limitati nello spazio. Particolarmente in estate, la terra è relativamente più calda del mare durante il giorno e più fredda durante la notte. Le differenze di pressione che si producono in questo modo instaurano un sistema di brezze diretto verso terra durante il giorno e verso mare durante la notte. Queste brezze possono raggiungere una distanza di 50 km dalla costa, sia nell'entroterra sia in mare aperto. (vedi figure esplicative qui sotto) L aria calda normalmente si trova più vicina al suolo che è la fonte del calore; poiché essa è meno densa e quindi più leggera di quella fredda, tende a portarsi verso l alto. L aria che sale è sottoposta a pressione sempre minore e si espande perché le particelle che la compongono possono distribuirsi in un volume maggiore. Anche il calore si distribuisce su un volume maggiore, per cui la temperatura diminuisce. Poiché l espansione avviene senza cessione di calore o assorbimento di calore dall aria circostante, si dice adiabatica. L aria che è salita verso l alto viene sostituita da aria più fredda e più densa che si dirige verso il basso (subsidenza). Si instaura così una circolazione verticale convettiva, che dobbiamo immaginare suddivisa in celle o bolle. Il

7 meccanismo che abbiamo descritto si verifica continuamente nell atmosfera terrestre, ed è alimentato dal calore solare. Convezione. Quando l'aria calda, meno densa, sale verso l'alto, si crea un'area di bassa pressione. L'aria poi si raffredda e scende verso il suolo creando una zona di alta pressione. Alla base di una colonna d aria ascendente si forma una zona di bassa pressione, mentre dove l aria scende verso il suolo si forma una zona di alta pressione. Si chiama gradiente barico il rapporto tra la differenza di pressione atmosferica che si instaura tra due punti e la loro distanza orizzontale. Quanto più elevata è la differenza di pressione tra due masse d aria e minore è la loro distanza, tanto maggiore risulta il gradiente barico o la forza di gradiente. L atmosfera tenta costantemente di ripristinare l equilibrio, e quindi l aria si muove dalle zone di alta pressione verso quelle di bassa pressione, generando in tal modo i venti. Tanto maggiore è la forza di gradiente tra una zona di alta pressione e una di bassa pressione tanto maggiore sarà la velocità con cui l aria si sposterà da una zona all altra.

8 I venti e la forza di Coriolis I venti sono masse d'aria in movimento che possono raggiungere estensioni di centinaia di chilometri soffiando sempre da zone di alta pressione (aree anticicloniche) verso zone di bassa pressione (aree cicloniche). Il vento può essere un fenomeno locale o di ampia portata, può essere secco o carico di umidità, freddo o caldo, debole o molto intenso. L'intensità (cioè la velocità) che un vento può raggiungere dipende dalla differenza di pressione tra la zona di origine e quella di destinazione e dalla distanza tra le due zone e viene calcolata con la formula del gradiente barico: La formula del gradiente barico mette in evidenza il fatto che l'intensità del vento (G) è direttamente proporzionale alla differenza di pressione tra le due aree e inversamente proporzionale alla loro distanza.

9 Occorre comunque tenere presente che, avvicinandosi al suolo, il vento viene rallentato a causa dell'attrito con la superficie terrestre, mentre alle alte quote è libero di correre senza ostacoli. Il rallentamento dovuto all'attrito è sensibile soprattutto in presenza di catene montuose, mentre è minimo sulla superficie dei mari e degli oceani. La direzione seguita dal vento dovrebbe essere quella del gradiente (perpendicolare alle isobare) ma questa regola non viene rispettata a causa di due fattori: a) la forza deviante (forza di Coriolis) dovuta alla rotazione terrestre b) l'attrito con il suolo. In conseguenza del fatto che la Terra ruota su se stessa, il vento subisce una deviazione nel suo moto che nell'emisfero nord è diretta verso destra rispetto alla direzione del gradiente mentre nell'emisfero sud è diretta verso sinistra. Effetto Coriolis nell'emisfero nord La deviazione dovuta alla forza di Coriolis risulta massima alle alte quote mentre diminuisce al suolo a causa dell'attrito. Tra la direzione del gradiente (che è perpendicolare alle isobare) e la direzione del vento c'è mediamente un

10 angolo di Nel nostro emisfero il vento tende quindi a entrare nelle aree di bassa pressione con direzione antioraria, mentre tende a uscire dalle aree di alte pressioni con direzione oraria. La forza di Coriolis induce, nelle masse d'aria, un movimento rotatorio e le masse d'aria, anziché fluire direttamente dalle zona di alta pressione a quelle di bassa pressione, ci si arrotolano intorno, dando luogo ad enormi vortici: i cicloni e gli anticicloni. La forza di Coriolis e' una forza inerziale. Con le forze inerziali ci misuriamo ogni volta che andiamo in treno o in automobile. Sono forze che si oppongono al "cambiamento" di velocita' sia come intensita' che come direzione (e' proprio ciò che accade nelle frenate e nelle curve in automobile o in treno). La forza di Coriolis in particolare riguarda il moto di un corpo che si trova in un sistema di riferimento rotante (come la Terra). Se il corpo è in quiete, si manifesta soltanto una forza centrifuga. Se invece il corpo è in moto esso "tende a conservare" la velocita' dovuta al suo moto, oltre a quella impressagli dalla rotazione; in piu', la velocita' impressagli dalla rotazione varia mentre il corpo si sposta. Una corrente d'aria che si diriga dal punto A del polo nord verso il punto B dell'equatore, parte da un punto in cui la velocità lineare è minima e si dirige verso il punto in cui la velocità lineare è massima. Poiché mantiene la sua velocità iniziale resta "indietro", rispetto alla rotazione della Terra. Al contrario una corrente che proviene dall'equatore avra' una velocita' lineare maggiore di quella che dovrebbe avere vicino ai poli per seguire la rotazione terrestre, e percio' "girera' piu' veloce della Terra", cioe' deviera' ancora verso la sua destra. Questo nell'emisfero settentrionale. Nell'emisfero meridionale la deviazione sarà invece verso la sinistra della corrente d'aria.

11 Circolazione generale dell'atmosfera Tra suolo, atmosfera e oceani avvengono continui scambi di materia ed energia. L atmosfera assorbe calore dalla superficie terrestre; questo calore fa aumentare la sua energia potenziale, quindi la sua capacità di fare un lavoro, come spostare masse d aria. Poiché la maggior parte del calore e della luce solare cadono sulle regioni equatoriali, l assorbimento di calore da parte dell atmosfera non è uniforme; si creano così differenze di temperatura da zona a zona, cioè gradienti termici orizzontali. Ai gradienti termici corrispondono gradienti barici, ossia differenze di pressione. Per favorire l uniforme distribuzione del calore, l atmosfera cerca di attuare, su distanze di migliaia di chilometri, un mescolamento tra l aria fredda polare e l aria calda equatoriale. Tuttavia l equilibrio termico non viene mai raggiunto, perché il Sole che è una fonte di energia praticamente inesauribile, ricrea continuamente le differenze attraverso le sue radiazioni. L aria fredda si muove dunque dai poli verso l equatore e l aria calda in verso opposto. Masse d aria con caratteristiche molto diverse entrano in contatto e in conflitto tra loro, innescando una varietà di fenomeni, alcuni diluiti nel tempo, altri concentrati in pochi istanti. La parte inferiore dell atmosfera è quindi sede di una infinità di fenomeni, causati in primo luogo dalla diversità con cui il sole riscalda le calotte polari e la fascia equatoriale. Il principale protagonista di questi fenomeni è il vapore acqueo.

12 Circolazione globale nella bassa troposfera Nella bassa troposfera la circolazione dell'aria è fortemente influenzata dalla presenza e dalla disposizione delle masse continentali e dei rilievi e dal diverso comportamento termico dei mari rispetto ai continenti. Nei fluidi, e quindi anche nell'aria, i trasferimenti di calore avvengono per convezione con la formazione di celle convettive. Nella bassa troposfera la circolazione si suddivide in tre grandi celle convettive per ciascun emisfero che danno vita ad altrettanti sistemi di venti All Equatore l aria sale lungo una colonna di chilometri e quindi si muove in direzione dei poli. Durante il suo movimento verso Nord viene deviata verso est per l effetto Coriolis. Inoltre, poiché i paralleli sono cerchi progressivamente sempre più piccoli, quest aria viene anche ammassata e compressa man mano che procede verso Nord (nell emisfero boreale). Fra i 25 e i 35 gradi di latitudine nord la compressione fa aumentare la densità fino a costringere una parte degli strati superiori di aria a discendere, creando sulla superficie

13 terrestre le aree tropicali di alta pressione, relativamente calme. La subsidenza inibisce la formazione di nubi e questa è la ragione per cui molti grandi deserti si trovano fra le latitudini 30 N e 30 S. Quando l aria discendente raggiunge il suolo, una parte fluisce verso l Equatore, deviando verso ovest (nell emisfero nord) e chiude la prima cella. Quest aria forma gli alisei, venti costanti che soffiano stabilmente da nord-est nell emisfero nord e da sud-est nell emisfero sud. Questa prima cella è quindi caratterizzata da divergenza verso l alto e da convergenza verso il suolo. La zona di convergenza viene anche detta zona delle calme equatoriali perché al suolo non si avvertono spostamenti di aria. All'equatore, la locale direzione verticale forma un angolo retto con l'asse di rotazione della Terra. Questo fa sì che l'effetto Coriolis non abbia qui importanza come non è molto importante sulla maggior parte delle latitudini tropicali. Nella fascia delle medie latitudini (da 30 a ) si ha un altra cella di circolazione. Parte dell aria divergente alla superficie vicino alla latitudine di 30 N si muove verso il polo ed è deviata ad est per l effetto Coriolis formando i venti prevalenti occidentali. A circa 60 N l aria risale, si raffredda, si condensa e forma nuvole e precipitazioni. Parte dell aria che risale ritorna verso i tropici dove scende nuovamente per chiudere la seconda cella. In tal modo, ai tropici la pressione si mantiene permanentemente alta. Nella zona polare, a Nord di si ha una cella analoga a quella di Hadley con aria che sale lungo il fronte polare, scende ai poli e quindi si sposta verso Sud. L aria che discende ai poli si raffredda e provoca l alta pressione sopra i

14 poli. L aria che si sposta verso sud viene deviata a destra dalla forza di Coriolis formando i venti polari orientali. Quando, nel loro moto verso i poli, i venti occidentali incontrano i freddi venti polari, a causa dell interazione fra masse d aria calda e le masse d aria fredda si origina una fascia di perturbazioni che è nota come fronte polare. Esiste un fronte polare nell emisfero settentrionale e un fronte polare nell emisfero meridionale. È lungo il fronte polare che, come vedremo, si spostano le numerose perturbazioni delle medie latitudini. Il fronte polare si sposta nel corso dell anno: si eleva in latitudine durante l estate e discende in inverno; nell emisfero nord, può giungere fino alla latitudine del Mediterraneo in inverno, mentre in estate si posiziona alla latitudine della Scozia e della Norvegia.

15 Deviazione della direzione dei venti causata dal moto di rotazione della Terra (effetto Coriolis). Circolazione nell alta troposfera Intorno ai 5000 metri di altitudine le condizioni di pressione risultano invertite rispetto a quelle della bassa troposfera, ossia la pressione atmosferica della zona equatoriale è più alta di quella delle zone polari. L'aria sollevata nella fascia equatoriale tende a essere richiamata verso i poli. Si originano quindi venti che spirano dall equatore (alta pressione) verso i poli (bassa pressione). Questi venti vengono deviati a causa della rotazione terrestre e quindi si muovono da ovest verso est, secondo la direzione dei paralleli, alla velocità costante di km/h. Essi sono chiamati correnti occidentali d alta quota ed interessano quasi tutto il globo. Nella fascia intertropicale è invece presente una più ristretta corrente orientale. Il fatto che l altezza della tropopausa vada diminuendo dalla zona tropicale (16 km) alle zone polari (10 km) fa aumentare gradualmente la velocità delle correnti occidentali. Ai limiti della troposfera, in vicinanza della tropopausa, queste correnti sono il più veloce tra i flussi atmosferici, e prendono il nome di correnti a getto (jet stream), venti che hanno velocità variabile dai 60 km/h nella stagione estiva, ai 150 km/h con punte di km/h in inverno quando i contrasti termici sono più accentuati. Le correnti a getto trascinano i venti occidentali, che viaggiano a quote più basse, dando luogo ad una circolazione nelle direzione dei paralleli che viene detta circolazione zonale. In ciascun emisfero ci sono due correnti a getto: una corrente a getto polare ad alta latitudine (45-60 ) e una corrente a getto subtropicale a bassa latitudine (25-30 ). Le correnti a getto polari si trovano alla quota di 10 km, mentre le subtropicali si trovano alla quota di km. Le correnti a getto non seguono perfettamente la direzione dei paralleli ma serpeggiano formando meandri con anse e promontori. I promontori si spingono a Sud e sono sedi di basse pressioni; le anse sono rivolte a Nord e sono sedi di alte pressioni. Promontori ed anse sono quindi rispettivamente aree cicloniche e aree anticicloniche.

16 Le onde, chiamate onde di Rossby, si spostano da Ovest a Est, e con esse queste celle che sono fonti di perturbazioni e responsabili dell instabilità del tempo nelle zone a media latitudine. Le celle non sono un fenomeno continuo, ma si formano e si dissipano periodicamente senza regolarità. Superata una certa ampiezza, le onde si strozzano alla base e le celle si separano. Le celle di alta pressione, contenenti aria fresca restano circondate da aria calda, mentre quelle di bassa pressione, che contengono aria calda, restano intrappolate nella zona settentrionale fredda. Riassumendo, le teoria moderne sulla circolazione dell atmosfera sostengono che tutti i fenomeni che si svolgono al suolo ai limiti della troposfera dipendono dalla posizione in latitudine, dalla velocità e dall ampiezza delle ondulazioni delle correnti zonali: il sistema di venti della fascia intertropicale sarebbe un fenomeno secondario, conseguenza e non causa della circolazione generale: Gli alisei vengono interpretati come correnti orientali zonali che a contatto con il suolo subiscono una torsione a causa dell attrito (infatti sopra gli 800 m spirano nella loro direzione originaria, da Est a Ovest, e ancora più in alto, intorno ai 9 km scompaiono per lasciare posto ai venti occidentali, che soffiano ad ogni latitudine fino a quote superiori alla tropopausa) I monsoni non vengono più interpretati come gigantesche brezze di mare e di terra, il monsone SW, che si stabilisce nel semestre estivo sopra l oceano indiano e l India non è che la corrente occidentale equatoriale, che in estate migra verso l emisfero boreale; il monsone di NE che spira nel semestre invernale sull oceano indiano, è la normale corrente dell aliseo, che si ristabilisce d inverno a quelle latitudini A queste cause dinamiche si sovrappongono però sempre i fattori termici della concezione classica: in prossimità della S terrestre essi accentuano la loro azione, rinforzando la velocità e mascherando la direzione delle originarie correnti zonali. L UMIDITA DELL ARIA E LE PRECIPITAZIONI Il vapore acqueo proviene principalmente dalla continua evaporazione del mare e anche dalla traspirazione delle piante; l intensità dell evaporazione varia soprattutto con la T ma anche con la velocità del vento e con la secchezza

17 dell aria della S evaporante. La traspirazione è influenzata principalmente dall insolazione. La quantità di vapor d'acqua presente nell'aria può essere misurata attraverso due parametri: l'umidità assoluta (U.A.) e l'umidità relativa (U.R.). L'umidità assoluta è la quantità di acqua, espressa in grammi, presente in un m 3 di aria (g/m 3 ). Tale quantità è variabile e dipende dalla temperatura dell'aria. Maggiore è la temperatura, maggiore è la quantità d'acqua che può essere presente nell'aria. (diminuisce dalle regioni equatoriali - 20/25g.m -3 - alle regioni polari 1/2 g. m -3 ) L'umidità relativa è il rapporto tra la quantità di vapor d'acqua effettivamente presente in un certo volume d'aria e la massima quantità che lo stesso volume d'aria potrebbe contenere a quella temperatura. Le variazioni di umidità relativa si possono quindi produrre per: a) variazione della quantità di vapor d'acqua presente per unità di volume d'aria; b) variazione della temperatura dell'aria. L U.R. varia in senso in verso rispetto alla T: diminuisce nelle zone e nei periodi più caldi e aumenta nelle zone e nei periodi più freddi (diminuisce anche con l altitudine, ma molto irregolarmente) Quando l'umidità relativa raggiunge il 100%, inizia il fenomeno della condensazione (cioè quando l aria è satura di vapore acqueo, ogni eventuale eccesso deve essere eliminato: condensazione o sublimazione, quando la T è molto bassa; ad un eccesso di vapore si può giungere o per aggiunta di vapore o per raffreddamento dell aria già satura). Data una massa d'aria con una certa umidità relativa, è detto punto di saturazione o punto di rugiada la temperatura alla quale l'umidità relativa raggiunge il 100%. Le nubi e le nebbie Le nebbie sono costituite, come le nubi, da goccioline liquide formatesi per i processi ricordati precedentemente (aumento del contenuto di vapore dovuto ad effetto dell evaporazione di una superficie sottostante o al raffreddamento per emissione di energia radiante, per contatto dell aria con una superficie fredda o per mescolanza di una massa d ari più fredda). Si formano attorno a nuclei di condensazione vicino al suolo, quando l aria umida si trova a contatto con superfici fredde. Le nubi sono costituite da piccolissime gocce d acqua o da cristalli di ghiaccio. Queste gocce sono dovute alla condensazione del vapore acqueo contenuto nell atmosfera intorno a minuscole impurità chiamate nuclei di condensazione (cristalli di sale, pulviscolo, granelli di polline, ecc.). Le diverse formazioni dipendono dalla temperatura alla quale avviene la condensazione. Quando la condensazione si verifica a temperature inferiori a quella di solidificazione dell acqua, le nuvole sono solitamente composte di

18 cristalli di ghiaccio, mentre quelle formate in aria più calda sono di solito composte da gocce di acqua. Anche il movimento dell aria influisce sulla formazione di nubi. Le nuvole che si formano in aria calma tendono ad apparire laminari o stratificate, mentre quelle formatesi in condizioni di vento o in aria con forti correnti verticali hanno l aspetto di torri. Formazione delle nubi Mentre una massa d aria sale di quota e si raffredda, diminuisce gradualmente la quantità di vapore acqueo che può contenere. Quando la massa d'aria raggiunge il punto di rugiada, essa diviene satura di vapore acqueo e inizia a condensare. Il punto di rugiada e quindi la quota dove ha inizio la condensazione variano a seconda dell umidità iniziale dell aria ascendente: tanto più alta è l umidità iniziale, tanto più basso sarà il livello al quale avrà luogo la condensazione. Nubi e precipitazioni Le nubi non sono masse di aria e acqua inerti, ma sono in un continuo stato di disfacimento e riformazione, in quanto una parte del prodotto della sublimazione o della condensazione si porta normalmente verso il basso, ma rievapora quando incontra strati di aria più caldi. Quando le goccioline d acqua o le particelle di ghiaccio raggiungono dimensioni tali da non potere essere più sostenute dall aria, hanno luogo le precipitazioni. Non tutti i tipi di nubi generano le precipitazioni: esse provengono solo dalle nubi a notevole spessore, con la base a quota non molto elevata, in particolare da nubi miste, costituite da particelle di acqua e ghiaccio (nembostrati, cumulinembi e nembi) Distribuzione delle precipitazioni Disuguale (zone aride e umide, ma esistono variazioni anche nella stessa località nel corso dell anno) Periodi di osservazione lunghi valori medi Rappresentazione tramite isoiete (linee che congiungono i luoghi che ricevono la stessa quantità media di precipitazioni annue o mensili)

19 Le perturbazioni e i cicloni extratropicali Accanto alle vaste aree cicloniche e anticicloniche permanenti che interessano l'intero pianeta, si formano cicloni e anticicloni temporanei, che durano pochi giorni e che si mantengono costantemente in movimento sospinti dai venti dell'alta troposfera. A seconda della latitudine in cui avvengono i cicloni si dividono in due categorie: cicloni extratropicali e cicloni tropicali. I cicloni tropicali interessano la fascia compresa tra i tropici e sono determinati dalla convergenza di masse d'aria tropicali che si verifica nella zona di convergenza intertropicale (basse latitudini). I cicloni extratropicali si verificano alle medie latitudini di entrambi gli emisferi. Cicloni extratropicali Alle medie latitudini ad alta quota spirano le correnti a getto che scorrono velocemente da ovest a est con andamento rettilineo ma quando rallentano tendono a ripiegarsi in ampie ondulazioni (onde di Rossby) formando promontori di aria fredda polare e saccature di aria calda tropicale. I promontori di aria fredda scendono verso i tropici mentre le saccature di aria calda salgono verso i poli. A causa degli opposti movimenti, promontori e

20 saccature finiscono per staccarsi formando delle celle che si dirigono verso est. Le celle d'aria calda portandosi su regioni fredde diventano anticicloni mentre le celle d'aria fredda scaldandosi al passaggio su regioni calde diventano instabili e danno luogo a cicloni. Nel nostro emisfero gli anticicloni ruotano in senso orario mentre i cicloni ruotano in senso antiorario. Le masse d'aria, spostandosi, tendono a scontrarsi e dato che non si mescolano perché hanno caratteristiche fisiche diverse, producono situazioni di grande contrasto di temperatura e di turbolenza più o meno accentuata. La superficie di contatto tra due masse d'aria viene chiamata superficie frontale, mentre la sua proiezione al suolo prende il nome di fronte. Un fronte freddo si verifica quando una massa d aria più fredda (massa d aria polare) si dirige verso una regione dove già esiste una massa d'aria più calda (massa d aria tropicale). In questo caso, l aria fredda, più densa e pesante si incunea sotto l aria calda più leggera, sollevandola. Lungo la superficie del fronte dapprima si forma una lieve ondulazione verso il polo, che dà origine a un centro di bassa pressione, poi l ondulazione si accentua e l aria fredda solleva sempre più in alto quella calda. Si crea così una corrente di aria calda ascendente che per la rotazione terrestre, assume moto vorticoso (senso antiorario nell emisfero boreale orario in quello australe). Poi l aria calda viene definitivamente separata dal suolo, la velocità del vortice diminuisce, la depressione si colma e si estingue. Queste depressioni si formano in famiglie di 4 o 5 e si spostano da ovest a est (per i venti occidentali). Il fronte verso il quale convergono aria calda tropicale e aria fredda polare nel nostro emisfero si sposta verso Nord in estate e verso Sud in inverno (con lo spostarsi delle aree anticicloniche permanenti e stagionali) anche la traiettoria dei cicloni extratropicali oscilla durante l anno (maggior frequenza di perturbazioni in inverno) Depressioni e cicloni tropicali Profondissime depressioni bariche di limitata estensione si formano in prossimità dell equatore, dove l aria è molto calda e umida e gli alisei dei 2 emisferi vengono a diretto contatto tra loro o si incontrano con la corrente occidentale equatoriale. Un ipotesi per l origine di questo fenomeno è che i venti di provenienza opposta e l alta T producano forti moti ascendenti e rotatori, facendo nascere un vortice del diametro di poche decine di km che poi si allarga progressivamente. Il sollevamento dell aria umida marittima, che affluisce a ritmo sempre più intenso, provoca la condensazione del vapore acqueo e la liberazione del calore latente. Si origina una perturbazione con venti violentissimi, della durata di due o tre settimane, che si sposta dalla zona di formazione da E a Ovest, deviando gradualmente verso NO per la rotazione

21 terrestre (verso SO nell emisfero australe). Si presentano in determinate stagioni vicino ai tropici senza regolarità; si sviluppano sula mare e e si estinguono all arrivo sulla terra ferma e hanno maggior frequenza in tarda estate inizio autunno..

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