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relazione modelli meteorologici
Tipologia: Guide, Progetti e Ricerche
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Dino Zardi Giorgio Doglioni COMPONENTI GRUPPO: Gabriele Leo matr. 235595 Cesare Zago matr. 237352
(FIG.2 situazione isobarica 22/03/16) Come si può notare dalla mappa ricavata da XYgrib delle 06:00 sono presenti centri di bassa pressione nell’America settentrionale, a sud-est della Groenlandia, nelle coste della Norvegia e nell’Africa settentrionale. Tali zone sono caratterizzate da un comportamento del vento di tipo ciclonico (il vento geostrofico è tangente alle isobare con senso antiorario). I centri di alta pressione si possono individuare a sud-ovest delle isole Azzorre e in Gran Bretagna, tali zone nono caratterizzate da un comportamento ciclonico, dove il vento geostrofico ha senso orario. 24 ore dopo la situazione è leggermente cambiata, il centro di bassa pressione dell’America settentrionale si è spostato verso nord, anche i centri di alta pressione (dell’oceano Atlantico e del nord America centrale) hanno migrato verso settentrione. Il centro di bassa pressione del mediterraneo si è anch’esso spostato a nord ed è ora sovrastante il centro Italia. (FIG.3 situazione isobarica 23/03/16)
Le correnti di getto si formano come conseguenza della differenza di temperatura tra il polo e l’equatore. Queste correnti di getto sono come de “fiumi” d’aria che percorrono la terra da ovest verso est, questo fenomeno si verifica tra i 20o^ e i 60o^ di latitudine dove la cella Ferrel si incontra con la polare (intorno ai 60o di latitudine) e con la cella di Hadley (intorno ai 20o^ di latitudine). Le interfacce tra queste celle (i gradienti barici, termici e di pressione delle 2 celle si interfacciano) generano le correnti di getto al confine tra la troposfera e la tropopausa (200-300 hPa, circa 11km di altitudine) con velocità elevate comprese tra i 200 e 400 km/h. Il profilo di queste correnti può essere ondulatorio (come si può notare dal modello grib del giorno analizzato) e non costante nel tempo generando centri di bassa (convergenza) e alta pressione (divergenza). (FIG.4 jet stream del 22/03/16) (FIG.5 jet stream del 23/03/16)
(FIG.6 temperatura a 850hPa delle 18:00) Come si può notare ci sono dei fronti caldi e freddi in prossimità dei centri di bassa pressione, ben identificabili in America settentrionale e Africa settentrionale, mentre a sud della Groenlandia si può notare comunque la forma tipica dell’interfaccia tra le due masse in un sistema a bassa pressione (una sorta di spirale), destinato poi a diventare un fronte occluso il 23/03/16. Il fronte freddo è generalmente più veloce del fronte caldo, col tempo l’ultimo sarà raggiunto dal primo dando vita ad un fronte occluso. Il centro di bassa pressione più occidentale ha anch’esso dato vita ad un fronte occluso (in questo caso freddo) in prossimità del centro di bassa pressione, mentre a sud-est si possono comunque notare i 2 fronti ora spostati verso il centro dell’oceano Atlantico. (FIG.7 temperatura al suolo delle 06:00 UTC) Come si può notare nelle figure 7 e 8 la temperatura al suolo non varia considerevolmente nell’arco delle 24 ore, si può comunque notare una considerevole differenza di temperatura tra la zona equatoriale e polare. Sono inoltre più fredde le coste dell’America settentrionale rispetto all’oceano aperto, ciò è
dovuto a componenti orografiche e ambientali tipiche della zona e alle correnti che si sviluppano in prossimità delle coste. (FIG.8 temperatura al suolo delle 18:00 UTC) 2.4 VENTO GEOSTROFICO Il vento geostrofico è un vento teorico che tiene conto esclusivamente dei contributi del gradiente di pressione e gli effetti della forza di Coriolis. Tale vento è orizzontale, dunque non è direttamente collegato a moti convettivi. Per definizione il vento geostrofico è perpendicolare sia al gradiente di pressione che al contributo della forza di Coriolis, di conseguenza risulta tangente alle isobare, in direzione oraria nei centri di alta pressione e antioraria nei centri di bassa pressione. Essendo un vento teorico non descrive a pieno le caratteristiche del vento reale al suolo in quanto quest’ultimo è influenzato da numerosi fattori (struttura orografica, soggezione a irradiazione e quindi a moti convettivi etc…). (FIG.9 vento geostrofico tangente alle isobare in un centro di bassa pressione delle 06:00 UTC, come si può notare ha senso antiorario in quanto segue un comportamento ciclonico) (FIG.10 vento geostrofico tangente alle isobare in un centro di alta pressione delle 18:00 UTC, come si può notare ha senso orario in quanto segue un comportamento anticiclonico)
circondano, soprattutto nel ciclone dell’America settentrionale dove la copertura nuvolosa è quasi totale. Degno di nota è il comportamento del ciclone localizzato a sud tra la Groenlandia e l’Islanda, la zona libera da nubi coincide infatti con la massa d’aria calda compresa tra i due fronti (vista nel paragrafo 2.3), a significare che tale massa d’aria è particolarmente secca con un punto di rugiada basso (vista anche la temperatura al suolo relativamente bassa in quella zona del globo). La situazione del 23/03/16 vede il centro di bassa pressione nordamericano coperto quasi nella sua interezza da nubi mentre sono presenti alcune nubi sovrastanti i centri di alta pressione e destinate a divergere in seguito, si nota inoltre che in entrambi i modelli i centri di bassa pressione mediterraneo e sottostante Groenlandia e Islanda risulta meno coperto dalle nubi, ciò è probabilmente dovuto ad un terreno più arido e meno coperto da acqua rispetto agli altri centri. Il centro di bassa pressione centrale continua invece ad avere la forma spiegata in precedenza. (FIG.13 copertura nuvolosa del 22/03/16) (FIG.14 copertura nuvolosa del 23/03/16)
Le precipitazioni sono molto influenzate dai fronti caldi e freddi, più intense e di breve durata nei freddi e meno intense e più prolungate nel tempo nei fronti caldi. Come si può osservare nelle figure 15 e 16 le precipitazioni seguono i fronti caldi e freddi anche durante il loro spostamento visto nel paragrafo 2.3. Sono anche osservabili precipitazioni in altre zone non in prossimità di centri di bassa pressione, questo può essere dovuto a numerosi fattori (come, ad esempio, l’orografia della zona). (FIG.15 precipitazioni del 22/03/16) (FIG.16 precipitazioni del 23/03/16) L’umidità relativa rappresenta il rapporto tra il rapporto di mescolamento della massa d’aria e quello alla sua saturazione ad una determinata temperatura, indica quanto vapore acqueo deve essere aggiunto o quando la temperatura deve essere diminuita per arrivare alla saturazione. Si può notare (nelle figure 17 e
(FIG.19 cape del 22/03/16) (FIG.20 cape del 23/03/16) (FIG.19 cin del 22/03/16) (FIG.20 cin del 23/03/16) 2.6.1 PSEUDOSONDAGGI Il software XYgrib permette di effettuare pseudo radiosondaggi in determinati punti tramite il comando “skewT-logP”, dove il comportamento della singola particella d’aria, dell’ambiente circostante e della temperatura di rugiada vengono graficati in funzione della temperatura e della pressione (rappresentazione logaritmica della) pressione. In tale grafico vengono inoltre mostrate le adiabatiche secche, sature e le isoigrometriche. Tale grafico viene chiamato “Nomogramma di Herlofson”. (FIG.21 rappresentazione dei 3 punti analizzati) LEGENDA GRAFICI: o Giallo: particella d’aria o Rosso: ambiente circostante o Blu tratteggiato: temperatura di rugiada o Verde: adiabatiche secche
o Verde tratteggiato: adiabatiche sature o Viola: isoigrometriche Punto 1 Il punto 1 è stato selezionato nell’africa settentrionale, in prossimità del centro di bassa pressione mediterraneo. In questo particolare punto si può notare un comportamento variante dell’atmosfera. La linea gialla (la particella d’aria) ha una temperatura maggiore dell’ambiente circostante (linea rossa) in due tratti distinti, queste aree (colorate in giallo sul grafico) rappresentano il potenziale di energia di flottazione (CAPE), sono dunque presenti moti convettivi senza il contributo di forze esterne (atmosfera instabile). Si può inoltre notare come a 500 hPa (~5600 m s.l.m.) la temperatura di rugiada e dell’ambiente circostante coincidano, si può supporre una formazione di nubi a tale altitudine. A 300 hPa (~9200m s.l.m.) si osserva una brusca variazione di temperatura dovuta al passaggio dalla troposfera alla tropopausa (l’ultima caratterizzata da una stabilità elevata). Il valore del CIN è irrisorio, favorendo moti convettivi dovuti al valore (>0) del CAPE. Tra gli 800 e 700 hPa si può osservare una zona con gradiente di temperatura positivo (la temperatura dell’ambiente aumenta salendo di quota), è questo tratto di atmosfera che rende possibile la zona stabile tra le due aree del CAPE (zona instabile a potenziale convettivo). (FIG.23 parametri del punto 1) (FIG.24 zoom del punto 1) (FIG.22 nomogramma di Herlofson del punto 1) Punto 2 Il punto 2 è localizzato nell’oceano Atlantico centro occidentale alla stessa altitudine della Florida. Questo punto è di particolare interesse in quanto l’aria risulta particolarmente secca nelle basse altitudini, come si può notare dalla temperatura di rugiada molto ridotta (rappresentata dalla curva blu).
(FIG.29 parametri del punto 3) (FIG.27 zoom del punto 2) (FIG.28 nomogramma di Herlofson del punto 3) 3.MESOSCALA L’analisi su scala locale si concentra sull’Italia settentrionale e, più nello specifico, sulla zona alpina, zona di interesse meteorologico visto l’importante ruolo che la catena montuosa svolge sul meteo locale. Lo studio sulla scala locale viene effettuato tramite XYgrib e panoply durante il 23 marzo 2016. 3.1 SITUAZIONE BARICA L’Italia centrale si trova “inghiottita” da un centro di bassa pressione. Nella nostra zona di interesse si può notare come ci sia un gradiente di pressione con direzione sud-nord, essendo a nord rispetto al centro del ciclone. Il vento geostrofico ne risulterebbe quindi parallelo ma la presenza delle alpi rende lo studio del vento più complesso e non approssimabile con il vento geostrofico. (FIG.1 distribuzione delle quote nell’area di interesse) (FIG.2 situazione barica dell’area di interesse)
(FIG.3 vento orizzontale 06:00 UTC) (FIG.4 vento verticale 06:00 UTC) (FIG.5 vento orizzontale 12:00 UTC) (FIG.6 vento verticale 12:00 UTC)
(FIG.11 copertura nuvolosa delle 06:00 UTC) (FIG.12 umidità relativa a 2m dal suolo, 06:00 UTC) (FIG.13 umidità relativa 850hPa, 06:00 UTC) (FIG.14 precipitazioni alle 03:00 UTC) (FIG.15 precipitazioni alle 09:00 UTC)
(FIG.16 precipitazioni alle 15:00 UTC) (FIG.17 precipitazioni alle 21:00 UTC) 3.4 RADIAZIONE SOLARE Le radiazioni solari seguono per forza di cose l’esposizione dell’area di interesse verso il sole, non sono quindi registrate radiazioni prima che il sole sorga dopo il tramonto. Alle 03:00 UTC la radiazione incidente è nulla in quanto è ancora notte, si iniziano a vedere cambiamenti dalle 06:00 quando il sole fa le prime apparizioni. L’intensità delle radiazioni parte da est per poi spostarsi verso ovest (seguendo appunto il sole). Come si può notare la radiazione non è regolare su tutta la superficie perché la copertura nuvolosa impedisce l’irradiazione della superficie sottostante. L’individuazione delle nubi tramite lo studio delle radiazioni incidenti sulla superficie risulta essere un buon metodo in assenza di dati più specifici, si può infatti notare la coerenza delle radiazioni con la copertura nuvolosa mostrata nella figura 11. Si nota come il punto con maggiore incidenza siano le alpi occidentali con valori che raggiungono gli 830 wm-2^ mentre le marche risultano sempre carenti di radiazioni vista l’abbondante presenza di nubi (nella zona di Ancona non si superano i 50 wm-2). Anche le alpi orientali riscontrano poche radiazioni dovute alla copertura nuvolosa (sui 200-300 wm-2), mentre la pianura padana risulta sempre soggetta a radiazione solare. Già dalle 18:00 UTC si evince che il tramonto è avvenuto vista la totale mancanza di radiazioni (FIG.18 RADIAZIONI 03:00 UTC) (FIG.19 RADIAZIONI 06:00 UTC) (FIG.20 RADIAZIONI 09:00 UTC) (FIG.21 RADIAZIONI 12:00 UTC) (FIG.22 RADIAZIONI 15:00 UTC) (FIG.23 RADIAZIONI 18:00 UTC)
