Il bilancio energetico dell’atmosfera
Dato Ea, contenuto energetico dell’atmosfera per unità di superficie
𝜕𝐸𝑎
𝜕𝑡 = 𝑅𝑎 + 𝐿𝑃 + 𝑆𝐻 − ∆𝐹𝑎 𝑅𝑇𝑂𝐴 − 𝑅𝑠
Differenza fra radiazione netta (SW+LW)
alla sommità dell’atmosfera (TOA) e alla superficie
Rilascio di calore latente per condensazione
Scambio di calore sensibile alla
superficie
Divergenza del trasporto orizzontale
di energia
La capacità dell’atmosfera di immagazzinare energia è molto limitata in particolare su scale lunghe e quindi il bilancio energetico si semplifica in ∆𝐹𝑎 = 𝑅𝑎 + 𝐿𝑃 + 𝑆𝐻
La figura 6.1 mostra:
- I massimi di LP in corrispondenza alle latitudini dove la precipitazione è più intensa (equatore ≈ 150W/m2, medie latitudini ≈ 80W/m2 )
- Il valor mediamente positivo di SH (mediamente negativo solo a latitudini polari) e il suo valore piccolo rispetto a LP - l’andamento relativamente uniforme di Ra e negativo (-90W/m2) che se non compensato dagli altri termini
determinerebbe un raffreddamento dell’atmosfera di 1.5°C al giorno)
- La divergenza di energia dall’equatore e la sua convergenza ai Poli (corrispondenti a un’esportazione/importazione di energia di circa ±100W/m2), mentre alle medie latitudini il contributo del trasporto è molto piccolo
Struttura generale della circolazione atmosferica
La fig.6.4 mostra la variazione con la latitudine e la quota della circolazione zonale nelle stagioni invernali
Sono evidenti due massimi, uno per ogni emisfero, collocati immediatamente sotto la tropopausa, che si intensificano e spostano verso l’equatore nella corrispondente stagione invernale. La variazione (come generalmente l’ampiezza delle manifestazioni del ciclo stagionale) è maggiore nell’emisfero Boreale che in quello Australe.
Alla superfice la circolazione zonale è verso est fra i 30 e 70deg e verso ovest nella fascia equatoriale compresa fra 30S e 30N
Struttura generale della circolazione atmosferica
La fig.6.5 mostra la variazione con la latitudine e con la quota della circolazione meridionale nelle stagioni invernali (un terzo pannello ne mostra la media annuale)
A livello annuale l circolazione è dominata da due celle quasi simmetriche, ciascuna che occupa una banda compresa fra l’equatore e i 30° , con un moto ascensionale all’equatore e due correnti discendenti ai tropici.
La media annuale risulta da due situazioni estreme, in cui la cella di hadley si attenua drammaticamente nella corrispondente stagione estiva, mentre al contrario si estende a occupare la porzione dell’emisfero opposto fino al tropico durante la stagione invernale
Coordinate cartesiane, geografiche, isobariche In un piano usualmente si usano le coordinate cartesiane x,y,z
In geografia si usano longitudine, latitudine e quota (coordinata radiale) : λ,ϕ,z
Localmente si può approssimare la superfice terrestre con il piano tangente adottando le trasformazioni 𝑢 = 𝑎 cos 𝜑 𝐷λ
𝐷𝑡 ; 𝑣 = 𝑎 𝐷𝜑
𝐷𝑡 ( la velocità verticale non viene modificata) Se inoltre si adotta la pressione come coordinate verticale 𝜔 = 𝐷𝑝
𝐷𝑡 = −𝜌𝑔𝑤 Si noti che 𝑑𝑥𝑑𝑦 = 𝑎2cos 𝜑 𝑑λ𝑑𝜑 , cioè le aree in
coordinate geografiche scalano con il coseno della latitudine. Questo spiega l’utilizzo non lineare adottato talvolta per mostrare l’andamento delle variabili in funzione della latitudine e fornire una percezione corretta della media complessiva
Medie zonali, medie temporali e trasporti meridionali Data una variabile generica x si definiscono
anomalia e media temporale 𝑥′ = 𝑥 − ҧ𝑥 dove ҧ𝑥 = 1
∆𝑡0∆𝑡𝑥𝑑𝑡
da ҧ𝑥 vi definiscono ulteriormente anomalia e media zonale ҧ𝑥∗ = ഥ𝑥 − 𝑥 dove ҧ𝑥 =ҧ 1
2𝜋02𝜋 ҧ𝑥𝑑λ Da cui 𝒙 = 𝒙′ + ഥ𝒙∗ + ഥ𝒙
dove ҧ𝑥 dipende da ϕ e p, 𝑥ഥ∗ da λ, ϕ e p e ഥ𝑥 ∗ =0 𝑥′ da λ,ϕ,p t e ഥ𝑥′ = 0
Se si vogliono calcolare le medie temporali e zonali di trasporti meridionali di temperatura, cioè le componenti del trasporto meridionale di calore si ha
𝒗𝑻 = 𝑣′ + ҧ𝑣∗ + 𝑣ҧ 𝑇′ + ത𝑇∗ + ത𝑇 = 𝒗′𝑻′ + ഥ𝒗∗𝑻ഥ∗ + ഥ𝒗 ഥ𝑻 dove tutti gli altri prodotti sono identicamente nulli in quanto 𝑇′ = ഥ𝑣′=0 ; ҧ𝑣∗ = ത𝑇∗ = 0
Questo significa che un contributo meridionale di calore si può decomporre in
• 𝒗 ഥഥ 𝑻 dovuto alla componente permanente e zonalmente uniforme (e.g. celle di Hadley e Ferrel)
• 𝒗ഥ∗𝑻ഥ∗ dovuto alle deviazioni permanenti dalla simmetria zonale (e.g. ondulazioni stabili della corrente a getto)
• 𝒗′𝑻′ dovuta ai transienti (e.g. Cicloni )
Fig.6.6.
Perturbazione geostrofica alle medie latitudini:
• Quando l’onda della pressione (linee di flusso) è sfasata verso est rispetto a quella in temperatura, il flusso di calore è verso nord
• Se le linee di sono inclinate come in figura ho trasporto verso nord di quantità di moto zonale Fig. 6.7 Onde planetarie stazionarie nell’emisfero nord
La loro presenza è associata alla forzante orografica (montagne rocciose) e ai contrasti termici determinati dalla circolazione oceanica
Fig.6.8
• Massimi del trasporto di calore verso i poli associati ai cicloni (instabilità baroclina) alle medie latitudini della bassa troposfera
• Ampiezza del ciclo stagionale, in particolare nell’emisfero boreale
Energia di una massa d’aria e suo trasporto meridionale
L’atmosfera contiene energia in 4 forme (tabella 6.1): interna (che dipende dalla temperatura dell’aria), potenziale (che dipende dalla quota), latente (che dipende dal contenuto di vapor acqueo) e cinetica (che dipende dalla velocità). Quest’ultime è trascurabile.
Ad una massa d’aria si assegna un valore di energia statica umida (per unità di massa) che deriva da ter contributi: termico, potenziale, latente:
𝑚𝑜𝑖𝑠𝑡 𝑠𝑡𝑎𝑡𝑖𝑐 𝑒𝑛𝑒𝑟𝑔𝑦 = 𝑐𝑝𝑇 + 𝑔𝑧 + 𝐿𝑞
Energia interna e potenziale sono legate fra di loro e variano in modo quasi proporzionale (nel caso di un’atmosfera secca, idrostatica, su una superficie perfettamente piana) il rapporto E_interna/E_potenziale vale 0.4.
La figura 6.9 mostra per l’emisfero boreale come i tre contributi (prime tre righe) e il loro totale (quarta riga) vengano trasportati verso nord dalla circolazione media meridionale (colonna di sn) e dalle fluttuazioni
temporali e zonali (colonna di dx). In verticale sono riportati i mesi dell’anno
• La circolazione media svolge un ruolo maggioritario per tutte le componenti fino a 30N, le fluttuazioni temporali e zonali lo svolgono nella banda fra 30N e 70N
• Il ciclo annuale della colonna di sn corrisponde alla migrazione dell’ITCZ attraverso l’equatore e al conseguente cambiamento di segno dei trasporti
• Il ciclo annuale nella colonna di dx corrisponde all’intensificarsi dei cicloni nella stagione invernale e al conseguente aumento dello scambi di masse fredda e calda in direzione meridionale
La figura 6.11, mostra il ruolo dominante (in percentuale ) della circolazione meridionale media (MMC) nella fascia equatoriale dei cicloni (transient eddy) alle medie latitudini
Flusso meridionale di vapore nell’atmosfera
Convergenza (fig.6.12) del trasporto meridionale di umidità (da confrontare con la figura 5.2 che mostra la
distribuzione della precipitazione) risulta da due contributi principali (entrambi localizzati nella porzione inferiore della troposfera):
• Celle di Hadley che trasportano umidità dai tropici verso l’equatore
• cicloni e onde planetarie che trasportano umidità dalla banda tropicale verso le medie e alte latitudini (a dx,fig 6.13, la distribuzione con la quita)
Conservazione del momento angolare
La conservazione del momento angolare (figura 6.14) per una massa d’aria con velocità zonale u rispetto alla superficie terrestre è
𝑎 cos 𝜑 Ω𝑎 cos 𝜑 + 𝑢 = 𝑐𝑜𝑠𝑡𝑎𝑛𝑡𝑒
Quindi una massa ferma rispetto alla superficie che si sposta dall’equatore fino alla latitudine ϕ acquisisce una velocità 𝑢𝜑 = Ω𝑎sin2𝜑
cos 𝜑
In pratica al limite settentrionale della cella di Hadley (30oN) una particella d’aria dovrebbe aver acquisito una velocità verso est di circa 130m/s
Questo non avviene perché attriti di natura
turbolenta la rallentano progressivamente fino alle velocità tipiche delle correnti a getto dell’alta
troposfera (40m/s)
elementi della circolazione generale atmosferica (fig.6.18)
- l’associazione dell’ITCZ con la fascia delle basse pressioni tropicali
- Le variazioni stagionali della distribuzione delle basse pressioni, tendenzialmente sopra gli oceani in inverno e sopra i continenti in estate, causate dalla diversa capacità termica della superficie continentali e oceaniche e la tendenza delle basse pressioni a formarsi sopra la superficie a temperatura maggiore (questo è aa base della fenomenologia dei Monsoni)
elementi della circolazione generale atmosferica (fig. 6.17)
- (a) l’intensificazione della corrente a getto sottovento dell’altopiano del Tibet e delle montagne rocciose, sopra l’Oceano Pacifico e Atlantico, rispettivamente e l’associazione con i cicloni alle medie latitudini
- (b) L’associazione di questi massimi con il ruolo dei transienti (cicloni) nel trasporto meridionale di calore 6.5 Circolazione a grande scala e clima
Climi desertici (fig.6.21) 6.5.2 climi desertici associati a
- ramo discendente della circolazione di Hadley nella fascia fra 10° e 40° in entrambi gli emisferi (esempio Sahara)
- collocazione sottovento di catene montuose che bloccano l’apporto di aria umida (deserti centrali del Nord America e della Patagonia)
- Deserti costieri dove la presenza di una corrente fredda inibisce moti ascensionali e quindi la condensazione in atmosfera
relazione fra clima e circolazione
6.5.1. Climi monsonici con aria umida che soffia dal mare verso la terra alla fine dell’estate producendo abbondanti piogge e il la situazione opposta alla fine dell’inverno (fig.6.19 e 6.20)
climi tropicali asciutti e umidi
Il bacino delle Amazzoni riceve più di 2m di precipitazione ogni anno. Le condizioni sono dovute all’orientamento della regione rispetto ai venti da oriente che portano grandi quantità di umidità dall’Atlantico.
Il flusso continua fino alla barriera costituita dalle Ande che impediscono al vento di transitare attraverso il continente senza produrre precipitazione. La convezione, una volta iniziata è sostenuta dall’ulteriore flusso di aria umida
dall’Atlantico. La pioggia segue la declinazione solare cosicché la stagione delle piogge è sfasata di 6 mesi ai due lati opposti dell’equatore (fig.6.23)
6.5.4 regimi stagionali tropicali in cui la precipitazione è legata al massimo dell’insolazione e avviene in coincidenza al suo passaggio sulla zona (costa dell’Africa equatoriale), ma eventualmente penalizzato dalla distanza dall’oceano (aree
semiaride ai bordi meridionali del Sahara) e caratterizzata da grande variabilità interannuale (Sahel). In queste aree esiste una retroazione positiva per cui la diminuzione della vegetazione intensifica la diminuzione delle piogge, aumentando l’albedo della superficie (fig.6.24 e 6.25)
Climi umidi tropicali (circolazione di Walker)
6.5.3 climi midi tropicali (valori di precipitazione totale annua superiore ai 2m) causati dalla convergenza verso l’equatore di masse d’aria umida e relativi moti ascensionali con massimi che tendono a essere marcati nell’emisfero estivo (foreste equatoriali in Africa, Indonesia e America) e associate alla circolazione di Walker lungo l’equatore (fig.6.22)
