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Finalità Associazione “INMETEO” Dall’Art. 2 (Finalità dell’Associazione) dello Statuto dell’associazione NO PROFIT InMeteo Le specifiche finalità dell’Associazione di promozione sociale InMeteo sono: 1) Effettuare e pubblicare Bollettini Meteo e Previsioni del Tempo sul sito www.inmeteo.it (e relativi siti affiliati) e tramite i mass-media, fornendo un servizio di informazione e di divulgazione scientifica 2) Effettuare e favorire la ricerca e lo studio scientifico, organizzare convegni, seminari, conferenze e corsi di forma zione professionale; pubblicare il risultato di quanto suddetto sul web o tramite pubblicazioni particolari. a) Pubblicare la Rivista “InMeteo Magazine” con cadenza trimestrale per i soci e chi ne fa richiesta (a secon da delle modalità decise in comune accordo dal consiglio direttivo) b) Creare un sussidio per la pubblicazione di Libri di natura meteorologica e scientifica, soprattutto all’interno dell’associazione 3) Facilitare la riunione di appassionati di meteorologia attraverso il web, convegni e incontri. 4) L’installazione e la gestione, nell’osservanza delle relative norme legislative e regolamentari, di stazioni meteoro logiche e quant’altro utile allo studio dei specifici fenomeni, nonché di eventuali sistemi informatici ed informativi di collegamento. 5) Stipulare delle convenzioni con negozi e rivenditori autorizzati di materiale meteorologico e affine. 6) Fornire ai soci materiale informatico per migliorare il monitoraggio e l’attività meteorologica sul web. 7) Stipulare convenzioni con importanti centri di raccolta dati. 8) Elaborare strutture informatiche complesse ed utili alla meteorologia nell’ambito associativo ed esterno, mediante la costruzione di piattaforme adatte e la possibilità di offrire servizi di supporto. 9) La promozione di corsi di formazione e di aggiornamento per alunni ed insegnanti delle scuole di ogni ordine e grado. È doveroso porgere un ringraziamento particolare agli enti gemellati con la nostra associazione, e cioè l’Associazione MeteoNetwork e l’Osservatorio Astronomico Isaac Newton per il preziosissimo contributo pervenuto in redazione e quindi per la collaborazione che da questo numero in poi contribuirà a rendere alta la qualità della nostra rivita meteorologica. La redazione Per acquistare le vecchie copie di InMeteo Magazine è possibile inviare la richiesta a magazine@inmeteo.it specificando: -nome cognome -indirizzo -recapito telefonico -copia della ricevuta di versamento da effettuare al numero di postepay 4023 6004 5160 9764 intestata a Giancarlo Modugno Per una copia richiesta viene richiesta una donazione minima di 5 €; per copie moltiple la donazione richiesta minima è di 4,50€ a copia fino a 3 copie e di 3,50€ a copia fino a 5 copie. Sono disponibili i seguenti numeri: - InMeteo Magazine 2 (12 copie) - InMeteo Magazine 4 (5 copie) - InMeteo Magazine 3 (9 copie) - InMeteo Magazine 5 (17 copie) - InMeteo Magazine 7 (3 copie) Presidente: Vittorio Villasmunta Vice Presidente: Giancarlo Modugno Consiglio Direttivo: Giuseppe Conteduca, Francesco Montanaro, Pasquale Abbattista, Francesco Ladisa, Sante Barbano Tecnici Ufficiali: Francesco Galella, Pasquale Abbattista, Filippo Gorguglione Comitato Gargano:Sante Barbano, Giuseppe d’Altilia, Filippo Gurgoglione, Vincenzo Mastromatteo Soci onorari: Domenico Papandrea, Gabriele Ladisa Relazioni esterne: Tommaso Intini, Francesco Ladisa www.inmeteo.it Fondato il 3 Settembre 2005

I siti dell’associazione InMeteo WWW.INMETEO.IT WWW.PUGLIAMETEO.IT WWW.METEOLUCANIA.IT WWW.METEOBITONTO.IT WWW.VILLASMUNTA.IT WWW.METEOSGR.IT WWW.METEOGARGANO.COM WWW.METEOCORATOLIVE.IT WWW.METEORUVO.IT


InMeteo Magazine

Periodico trimestrale di InMeteo Associazione NO - PROFIT di Meteorologia

Anno 3 - Gennaio 2009 - Numero 8

sommario numero 1/2009

Direttore Responsabile Domenico Papandrea Capo Redattore Giancarlo Modugno Vice Capo Redattore Paolo De Luca Comitato di Redazione Giancarlo Modugno Vittorio Villasmunta Paolo De Luca Pasquale Abbatista Giuseppe Conteduca Fabio Dioguardi

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Risonanza stocastica applicata al clima di Giancarlo Modugno

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La Pianura Padana e il cuscino freddo

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La depressione sul Golfo di Genova

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La tramontana scura

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La notte dei ricercatori

a cura dell’Associazione LIMET

a cura dell’Associazione LIMET

a cura dell’Associazione LIMET

di Giancarlo Modugno

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Turbolenza

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Estremizzazione delle precipitazioni

Progetto Grafico e Composizione

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I siti consigliati

Giancarlo Modugno Pasquale Abbattista

13

Regimi del tempo con caratteristiche di...

Stampa

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Trend termo-pluviometrico, siccità e ...

Redazione E mail: magazine@inmeteo.it http://www.inmeteo.it

“Pubblicittà” - Roma

del Dott. Fabio Dioguardi

di Giancarlo Modugno

di Giancarlo Modugno

del Dott. Andrea Rossi

di Sante Barbano

Autorizzazione del Tribunale di Bari con decreto numero 8 del 28/02/2007

InMeteo Magazine e www.inmeteo.it sono due mezzi d’informazione che nascono con lo scopo di divulgare la scienza e la cultura meteorologica. Chiunque volesse contribuire con articoli e commenti agli articoli pubblicati può scriverci al seguente indirizzo mail: magazine@inmeteo.it


RISONANZA STOCASTICA APPLICATA AL CLIMA di Giancarlo Modugno - Vice Presidente “InMeteo”, Fondatore del portale www.inmeteo.it

Nel 1982 il Prof Roberto Benzi (professore nell’università di Tor Vergata a Roma) ha introdotto un concetto straordinario al sistema climatico non lineare e l’idea fu così geniale che successivamente fu utilizzata anche in molte altre applicazioni fisiche e mediche. Andiamo per gradi. I carotaggi effettuati ai poli hanno mostrato che negli ultimi 650 mila anni (tardo pleistocene) i valori di CO2 mostrano cicli di periodo pari a 100 mila anni circa. Un deficit di CO2 rispetto alla media è indice di forse presenza di ghiacci, mentre un surplus è indice di scioglimento dei ghiacci. Questi sono detti “cicli di Milankovich”. Inizialmente si pensò di associare l’andamento della temperatura globale (TG) alla variazione dell’eclittica (150 mila anni circa) ma effettivamente la variazione della radiazione entrante è molto piccola (si tratta del 5 per mille), ovvero una quantità decisamente piccola per poter mettere in atto cambiamenti climatici portando alle glaciazioni. Era chiaro che cercare un effetto di amplificazione era la cosa ragionevolmente più ovvia. Quantitativamente l’energia entrante dipende fortemente dall’albedo, ovvero il potere riflettente della superficie terrestre. Viene facile studiare quindi un processo dinamico che indichi il passaggio da waterworld (WW) a snowball (SB) (si considera la terra unicamente formata da oceani d’acqua e/o ghiaccio) e per fare ciò conviene parametrizzare l’andamento dell’albedo con una funzione quandratica della temperatura (questa è stato dimostrato che è molto buona come approssimazione). L’intersezione della funzione relativa all’energia utile e la funzione che indica la temperatura efficace di emissione al suolo indica in quali stati può venire a trovarsi il sistema: se solo SB, SB e WW, solo WW. Ci si rende conto che il sistema può assumere svariate situazioni visto che la costante solare è in continuo aumento (seppur di piccole quantità), il che porta a pensare ad un sistema intrinsecamente instabile. Ciò che però importa è capire se i punti di intersezione, caratteristici del clima generale (li chiameremo PIC) siano stabili o meno. Bisogna capire quanta energia si sta accumulando per poter sciogliere i ghiacci e quindi si cerca un potenziale per la funzione dei PIC. La derivata dell’energia nel tempo è funzione della differenza tra la prima funzione citata (energia utile, a sua volta dipendente dalla temperatura) e la funzione della temperatura di emissione. Questa differenza la chiamiamo G(Ts). La variazione della temperatura al suolo nel tempo è uguale a m(Ts) * G(Ts), con m funzione di accumulo dell’energia con la temperatura (sempre positivo).

Prendendo un caso con tre PIC è facile intuire che, essendo questi punti di equilibrio, presenteranno un minimo o un massimo nel potenziale. Due di questi saranno necessariamente stabili, l’altro instabile. Si scopre che le variazioni energetiche relative alla variazione della costante solare non permettono il passaggio da uno stato di equilibrio all’altro, quindi deve esistere un’altra soluzione. La penultima affermazione equivale a dire che data la “storia del sole” non è possibile spiegare il passaggio da una SB a WW o alle vie di mezzo (stato attuale) in alcun modo. Inoltre vi è un paradosso: ipotizzando un determinato effetto serra (simile a quello attuale) e tornando indietro nel tempo si scopre che con una costante solare molto più bassa dopo la nascita del pianeta la TG avrebbe dovuto essere di circa 220 K (circa -50°C), il che richiederebbe la presenza di ghiacci su tutto il globo; questa situazione però non si è mai stata verificata, di conseguenza il parametro da cambiare è “l’effetto serra”: miliardi di anni fa, infine, è evidente che l’effetto serra era notevolmente più alto di oggi. Senza effetto serra la temperatura avrebbe continuato ad avere valori maggiori di 220 K ma non vicini ai 290 K attuali. Quindi? Seguendo il “ciclo ad isteresi” si evince che ci si trova in un altro stato, lontano da quello della SB. Parametrizzando la temperatura in funzione della latitudine e considerando la latitudine di “inizio comparsa dei ghiacci” e un coefficiente di diffusione atmosferica (trasporto meridiano dell’energia) si arriva, si arriva a formulare una funzione della latitudine dei ghiacci rispetto alla costante solare, la quale mostra che a seconda del punto in cui ci si trova rispetto al punto di stabilità si può terminare sia in un WW che in una SB. Qual è allora il motivo per cui avvengono variazioni climatiche significative? Abbiamo detto che la costante solare dipende dal tempo. L’idea geniale è stata di aggiungere del rumore bianco a questa funzione (cioè un entità che con tutte le frequenze possibili e con potenza totale costante nel tempo disturbi il sistema). L’effetto senza rumore bianco è simile a quello di un oscillatore armonico (si pensi al pendolo) con una forzante esterna (per esempio agitare un ramo attaccata ad un albero con frequenza costante), nel quale sotto determinate condizioni il sistema può passare momentaneamente in stati con temperature diverse. Matematicamente l’aggiunta del rumore bianco (funzione del tempo) all’oscillatore armonico permette di passare da uno stato all’altro tranquillamente con la frequenza stessa della forzante esterna, amplificando quindi il range di temperature permesse. Questo rumore è associabile alle numerose variazioni interne del sistema (NAO, ENSO, ecc).


LA PIANURA PADANA E IL CUSCINO FREDDO: Un indispensabile serbatoio d’aria fredda a cura dell’Associazione LIMET - MeteoLiguria

Chissà cosa accadrebbe se fosse passata l’idea di abbattere il passo del Turchino per eliminare la nebbia piemontese! Ovviamente non lo sapremo mai… Ma quell’idea aveva comunque un fondamento di base, scientifico e preciso: dai passi appenninici meno elevati avvengono, molto spesso, spostamenti d’aria di portata anche notevole, tra la Pianura Padana e la costa ligure, e che possono essere responsabili, d’inverno, di tutte quelle nevicate che si concentrano esclusivamente sul capoluogo ligure. La prima “regoletta” da imparare a memoria per comprenderne meglio il meccanismo è quella di sapere che l’aria fredda è più densa e più pesante di quella calda. Di conseguenza appare quasi scontato come in prossimità di zone limitrofe la pressione atmosferica al suolo risulterà più elevata dove l’aria fredda (più pesante) tenderà a premere con maggiore forza sul terreno rispetto all’aria calda e più leggera.

Durante la stagione invernale, a causa delle ripetute avvezioni fredde artiche, polari o continentali, la Pianura Padana, come fosse un catino, chiuso dalle Alpi e dagli Appennini settentrionali, si riempe d’aria fredda, creando un vero e proprio cuscinetto freddo che nella stragrande maggioranza dei casi riesce a stazionare al suolo e nei bassi strati per tutta la durata della stagione invernale. Tanto più saranno vigorose le ondate di gelo sul nord Italia quanto più il catino padano riuscirà ad intrappolare aria fredda e sempre più pesante.

Non è affatto raro che la costa ligure sia interessata da correnti meridionali di libeccio o di scirocco che innalzano le colonnine di mercurio sino ben oltre i 10/12°C, mentre la Pianura Padana, e in particolar modo la zona più occidentale, resta decisamente più fredda, con termiche anche prossime allo zero. Le correnti meridionali, incontrando la barriera appenninica, scorrono al di sopra del cuscino Questa semplice regoletta rappresenta, di fatto, una delle freddo sottostante, interagendo con esso solo marginalspiegazioni più semplici per capire la formazione del vento al mente e mantenendo inalterate le temperature rigide nei suolo: dove l’aria subisce una pressione più elevata tende, per bassi strati. natura e in mancanza di ostacoli, a spostarsi lateralmente in prossimità delle zone dove la pressione è minore.


LA DEPRESSIONE DEL GOLFO DI GENOVA: Una particolare configurazione osservata e studiata in tutto il mondo a cura dell’Associazione LIMET - MeteoLiguria Volendo tentare di riassumere in poche righe la natura e gli effetti della depressione del Golfo di Genova, possiamo dire che essa è, fondamentalmente, una figura di bassa pressione che si forma sottovento all’arco alpino-appenninico a causa dell’influenza esercitata da tale barriera orografica sullo scorrimento dell’aria in seno ai flussi perturbati occidentali, che vengono così “distorti” e rallentati nel loro progresso verso est. La particolare orografia, la conformazione geografica del golfo di Genova e l’effetto termodinamico del Mar Ligure concorrono a costituire questo centro di bassa pressione che talora si sviluppa sino a divenire un’importante figura isobarica, completamente autonoma rispetto al fronte atlantico da cui si era generata, che influenza le condizioni del tempo dell’intero Mediterraneo occidentale.

si hanno quindi venti da scirocco ad est del nucleo della depressione del Golfo di Genova (dal levante genovese allo spezzino), venti nord-orientali su Genova, settentrionali su Savona e nordoccidentali sulla provincia di Imperia. Per effetto di tale circolazione si hanno elevate piovosità nello spezzino e minori piogge nell’imperiese (“protetto” dalla catena alpina), oltre a particolari precipitazioni (con venti meridionali in quota e settentrionali al suolo) tra Savona e Genova, ove possono presentarsi in forma nevosa sino a livello del mare con frequenza assai maggiore che nel resto del territorio regionale: fra queste due città infatti le correnti settentrionali al suolo hanno “buon gioco” in quanto vengono richiamate dalle fredde vallate del versante padano (il cuscino freddo del capitolo precedente) tramite i valichi appenninici, che in zona presentano ovunque quote assai basse (Cadibona, Giovo, Turchino, Giovi, Creto, Scoffera). Per la Liguria, gli effetti più importanti della depressione Lo spostamento verso la costa dell’aria più fredda presente del Golfo di Genova riguardano l’intero territorio, influen- nel catino padano e nelle lunghe e strette vallate oltregiogo (in zando pesantemente i regimi pluviometrici (andamento gergo “travaso” padano) associato alla depressione del Golfo delle precipitazioni) di tutte e 4 le province ed i regimi di Genova rappresentano la causa principale delle nevicate più termometrici (andamento della colonnina di mercurio) importanti e storiche registrate da sempre a Genova e Savona. invernali di Genova e Savona. Appare chiaro come l’entità e la qualità del cuscino freddo presente nel catino padano sia di fondamentale importanza per La depressione centrata sul Golfo Ligure determina infatti poter vedere la neve a Genova e a Savona e del motivo per cui un regime di venti intensi, rapidamente variabili, in rota- la frequenza delle nevicate alle spalle delle due città, rispetto zione ciclonica intorno al centro di bassa pressione (tanto alla stragrande maggioranza delle località del nord Italia, Alpi più intensi e variabili quanto più è ridotto il raggio della escluse, sia decisamente maggiore. depressione);

LA TRAMONTANA SCURA Un “privilegio” esclusivo di savonese e genovesato a cura dell’Associazione LIMET - MeteoLiguria

E’ consuetudine, per la stragrande maggioranza dei liguri, collegare i regimi eolici di matrice settentrionale al bel tempo, secco e asciutto, magari un po’ freschetto, ma con cielo azzurro e bello luminoso. Generalmente, per la nostra regione, è proprio così: quando i centri di bassa pressione tendono a spostarsi verso est sud-est la pressione sulle regioni settentrionali (Liguria compresa) tende a risalire mentre scende più a sud, in quelle regioni interessate dal maltempo. La differenza di pressione (gradiente barico) tra nord e sud crea le condizioni per l’instaurarsi di correnti settentrionali, più o meno forti a seconda di quanto sia evidente la differenza barica, apportatrici, generalmente, di tempo stabile e soleggiato.

Ma allora perché d’inverno capita spesso che a Savona e a Genova piova o nevichi con forti correnti di tramontana? Gran parte della risposta a questa domanda dovreste averla già intuita e compresa nei capitoli precedenti riguardanti la depressione del Golfo di Genova e il cuscino freddo in Pianura Padana. Mancava solo il nome a questo straordinario fenomeno di “travaso” padano verso la costa ligure dell’aria fredda presente oltregiogo in concomitanza alla presenza di un centro di bassa pressione sul golfo ligure: la Tramontana scura.


Ovviamente il nome deriva dal fatto che a differenza della normale tramontana apportatrice di tempo bello e stabile questa è accompagnata da condizioni di tempo instabili o perturbate. Quando tutte le condizioni termometeo-climatiche risultano perfette per la neve a Savona e a Genova è facile per chiunque poter osservare due fenomeni atmosferici conseguenti all’ingresso della Tramontana scura e l’inizio delle nevicate: il crollo termico repentino, che a volte può raggiungere valori anche di 8/10°C in un arco temporale brevissimo e la direzione delle nubi che, a differenza e contrariamente alla tramontana (scura) al suolo, provengono dal mare.

appunto, presente nella pianura piemontese viene richiamata dalla depressione, letteralmente risucchiata dagli unici tratti appenninici in cui può farlo, un po’ come se un pezzo di Pianura Padana si staccasse e piombasse su Genova e Savona confinando i venti meridionali in mare aperto e alle quote superiori, che scorrendo al di sopra della stessa Tramontana scura creano contrasti più accentuati dando origine a precipitazioni piovose o nevose più intense e persistenti.

In condizioni di avvezioni molto fredde e gelide da est nord-est la neve può raggiungere il suolo anche in quelle località della Liguria e delle due riviere che non beneficiano degli effetti straordinari della Tramontana scura. Quando invece la nevicata è legata esclusivamente all’utilizzo del freddo presente nel catino Come abbiamo spiegato in precedenza, il capoluogo padano la stessa Genova, nell’ambito del suo stesso territorio ligure genovese e la città di Savona si trovano proprio comunale può presentare notevoli aspetti differenti, con i quarallo sbocco di grandi vallate, circondate da passi appen- tieri di Pegli e Prà a ponente e quelli di Quinto e Nervi a levante ninici di alture modeste (ad esempio il passo di Cadibona che, protetti maggiormente da rilievi montuosi più elevati e per Savona e il passo del Turchino e quello dei Giovi per quindi meno esposti al freddo “travaso” padano, possono essere Genova). interessati da precipitazioni piovose mentre nel resto della città, Voltri compresa (passo del Turchino alle spalle) nevica abbonQuindi in presenza delle condizioni ottimali, depressione dantemente. sul golfo e cuscino freddo oltregiogo, l’aria fredda,

LA NOTTE DEI RICERCATORI di Giancarlo Modugno - Vice Presidente “InMeteo”, Fondatore del portale www.inmeteo.it

sebbene negli ultimi anni vi siano segnali positivi per la Il 26 settembre 2008 si è tenuto un convegno dal titolo “Ruolo dei cambiamenti climatici sulla Puglia” presso il CNR di Bari, in tendenza. Sono stati mostrati vari collegamenti tra il regime pluviometrico e vari fattori (scala nazionale, scala occasione della consueta “Notte dei ricercatori”. Sono intervelocale, stagione, periodi, ecc). Escludendo però l’effetto nuti ricercatori del CNR, dell’ARPA e del CRA. termico effettivamente le piogge sono diminuite non del 61% ma del 30%. Il convegno si è aperto con l’intervento del Dott.Vito de Pasquael (CNR-ISSIA), il quale ha mostrato i principi base per cui Infine è stato l’intervento del Dott.Domenico Ventrella (CRA-SCA) a concludere il convegno. Il suo intervensi possa parlare di cambiamento climatico, le possibili cause e to era centrato sugli effetti relativi all’agricoltura ed l’utilizzo delle telerilevazioni da satellite per questo processo. ha spiegato che a seconda dell’aumento di temperaIl Dott. Nicola Ungaro (ARPA PUGLIA) ha tenuto un interestura (previsto sull’Europa tra i 2 e i 5°C in un secolo) sante intervento sulle modifiche dell’ambiente marino nel mar saranno possibili vari scenari agricoli dato che le piante Adriatico a seguito del riscaldamento delle acque marine: il reagiscono in modo diverso ai vari stress climatici. In fenomeno principale riguarda una redistribuzione delle specie animali e vegetali che un tempo era “bloccata” sia dalla barriera particolare vi sono piante che aumentano la propria naturale della penisola salentina (verso il Mar Ionio) sia dal regi- produzione in presenza dell’aumento di CO2 e altre (o anche le stesse) che la diminuiscono in caso di aumento me termiche quasi-regolare. Sono state mostrate alcune immagini di specie che fino a tempo fa non erano presenti nel bacino di temperatura. La combinazione di questi effetti, tuttavia, è per una generica lieve diminuzione della produtadriatico; tutto ciò potrebbe intaccare anche il regime di pesca tività. Come reagire a questi cambiamenti? Attraverso futuro, sia in bene sia in male. Particolarmente interessante è l’adattamento e la mitigazione: il primo riduce gli effetti stata anche la piccola presentazione sul controllo delle specie negativi dei cambiamenti climatici, il secondo riduce la vegetali (mucillagine, alga “Killer”). concentrazione dei gas serra; i due processi non sono in Successivamente il Dott.Maurizio Polemio (CNR-IRPI) ha mostrato il ruolo dei cambiamenti climatici sulle risorse idriche contrasto ma gli effetti si noterebbero sicuramente in un pugliesi. Sulla base dello studio di 121 stazioni meteorologiche prossimo futuro. dal 1821 al 2005, si è riscontrata una diminuzione rilevante del 61% delle precipitazioni,

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TURBOLENZA del Dott. Fabio Dioguardi - Socio e Redattore InMeteo Introduzione La turbolenza è un fenomeno tanto complesso quanto ubiquitario nei fluidi naturali, tra i quali l’atmosfera. Erroneamente questo fenomeno viene spesso trascurato, quasi trattato come un caso particolare, mentre l’atteggiamento nei confronti della turbolenza dovrebbe essere l’opposto proprio perché la maggior parte dei flussi in natura sono turbolenti. Lo strato limite atmosferico, i fiumi, le colonne eruttive, le correnti termiche che generano i temporali, le emissioni dalle ciminiere: questi sono solo alcuni esempi di flussi turbolenti. Ma cos’è la turbolenza? Come si genera? Come si può quantificare? In questo articolo si cercherà di dare risposte semplici e concrete a queste domande. Origine della turbolenza Un flusso si dice turbolento quando il suo campo di velocità è costituito da moti complessi e fluttuanti in tutte le direzioni, sovrapposti a un moto medio. Questa definizione è opposta a quella di flusso laminare, il quale può essere immaginato come costituito da una serie di strati di fluido sovrapposti che si muovono senza interferire con gli strati adiacenti, ovvero senza fluttuazioni di velocità nello spazio e nel tempo. Esiste un parametro adimensionale che, in base al valore che assume, permette di distinguere tra un flusso turbolento e uno laminare. Questo parametro, dato dal rapporto tra le forze inerziali agenti sul fluido e le forze viscose, è il Numero di Reynolds:

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dove ρ è la densità del fluido, U la sua velocità, L una sua lunghezza caratteristica (ad esempio lo spessore del flusso), μ la viscosità. In prima analisi si può affermare che quando Re assume valori elevati, ovvero quando le forze inerziali prevalgono nettamente su quelle viscose (le prime favoriscono la turbolenza, le seconde la inibiscono), il flusso è turbolento; viceversa quando Re assume valori bassi il flusso è laminare. Questo fu verificato per la prima volta nel 1883 da Osborne Reynolds in una serie di esperimenti. In questi esperimenti l’acqua veniva fatta scorrere a velocità differenti in tubi trasparenti di raggio via via diverso; dell’inchiostro era inserito in questi flussi d’acqua. A velocità sufficientemente basse l’inchiostro seguiva percorsi dritti e regolari, a testimonianza di un flusso laminare. A velocità sufficientemente elevate e a una certa distanza dal punto di ingresso, l’inchiostro si mescolava con l’acqua e, ad una osservazione più dettagliata, mostrava distintamente dei moti vorticosi. Reynolds definì il valore critico di Re per il passaggio al flusso turbolento pari a 2000. In realtà non esiste un singolo valore critico che divide nettamente il regime di flusso laminare da quello turbolento. Esiste piuttosto un intervallo di transizione, in cui il flusso

mostra delle instabilità che sono precursori della turbolenza. In questo intervallo accade che le instabilità presenti del fluido (piccole fluttuazioni di velocità, leggeri spostamenti delle linee di flusso dalla loro posizione e forma stabile, ecc.) vengono inibite sempre meno dalla viscosità del fluido stesso, finché non si arriva ad un valore tale che l’inibizione diventa totalmente insufficiente e il flusso diviene stabilmente turbolento. In generale quindi si distinguono tre intervalli di Re a cui corrispondono tre regimi di flusso: 1) Re < 500: regime laminare 2) 500 < Re < 2000: regime transizionale, in cui il flusso mostra caratteri laminari ma diviene turbolento al primo disturbo o perturbazione 3) Re > 2000: regime turbolento Come già accennato, la turbolenza non è l’eccezione ma la norma dei flussi naturali. Si può affermare che fluidi a bassa viscosità come l’aria o l’acqua diventano turbolenti non appena cominciano a muoversi. La dimostrazione di ciò è relativamente semplice. Considerando ad esempio un flusso di acqua spesso 1 m con densità pari a 1000 kg/m3 e viscosità μ = 0.001 Pa*s, si ricava che l’acqua diventa turbolenta ad una velocità superiore a 0.002 m/s, assumendo il valore critico dell’inizio della turbolenza proposto da Reynolds (Re = 2000):

Questa velocità critica per l’aria, e quindi l’atmosfera, sarebbe ancora più bassa in quanto la densità è maggiore (ρ = 1225 kg/m3 al suolo) e la viscosità è inferiore (μ = 0.0000183 Pa*s). Lo stato di moto di un flusso turbolento è estremamente complesso in quanto è costituito da strutture vorticose di tutte le scale spaziali e temporali possibili. La descrizione analitica di questo moto, data dalla soluzione delle equazioni classiche della fluidodinamica (note come equazioni di Navier-Stokes) ma modificate per tenere conto delle parti fluttuanti del moto, è impossibile per quasi tutti i problemi fluidodinamici (ad eccezione di pochi casi particolari) ed è ancora più impensabile per un flusso turbolento. Inoltre per i flussi turbolenti è ancora estremamente difficile e dispendioso trovare anche delle soluzioni di tipo numerico (ovvero risolvere le equazioni con metodi approssimati come avviene per i modelli previsionali), mentre questo problema non si pone più per altri tipi di flusso. La simulazione dei flussi turbolenti si può fare quasi esclusivamente semplificando le equazioni dato che le potenze di calcolo disponibili sono ancora troppo basse per permettere di simulare direttamente un flusso turbolento in tempi ragionevoli (DNS, Direct Numerical Simulation).


Le semplificazioni più usate attualmente sono le LES (Large Eddy Simulation) e le RANS (Reynolds Averaged Navier Stokes Equations): le prime sono delle simulazioni in cui si applica una sorta di filtro dimensionale alle scale della turbolenza, permettendo quindi la simulazione dei vortici di dimensioni superiori ad un certo limite imposteo; le RANS invece consistono nelle normali equazioni della fluidodinamica ma mediate nel tempo, in modo da confinare l’effetto delle fluttuazioni in un termine, detto Stress di Reynolds, che viene ricavato da modelli semi-empirici. Quest’ultima è la tecnica più utilizzata attualmente. Di seguito cercheremo di entrare un po’ più nel dettaglio della descrizione fisica del moto turbolento, che è la base fondante del ragionamento che porta a definire le RANS.

Fig. 1: rappresentazione dell’andamento temporale della velocità fluttuante (linea continua) e della velocità media (linea tratteggiata). Da Furbish, 1997.

Velocità e pressioni tempo mediate. Le equazioni dei flussi turbolenti. Nella trattazione di un flusso turbolento conviene separare il moto in una parte media e in una fluttuante. Considerando le tre componenti della velocità (u, v, w) e la pressione, possiamo esprimere questo concetto nel modo seguente:

dove, considerando la componente u, u è il termine medio e u’ quello fluttuante. La media che si considera è di tipo temporale, ovvero la quantità viene mediata in un intervallo di tempo T non casuale. Ad esempio u è così espresso:

che è il modo matematico per esprimere la media di una funzione continua in un intervallo. Il valore dell’intervallo di tempo su cui si calcola la media è, come appena anticipato, non casuale in quanto deve soddisfare due requisiti: 1) T deve essere molto più lungo delle durate tipiche delle fluttuazioni; 2) T non deve essere così lungo da mascherare eventuali variazioni nel tempo della stessa velocità media. Un fatto molto importante, essenziale per la semplificazione delle equazioni di Navier-Stokes per ottenere le RANS, è che la media delle velocità fluttuanti è pari a zero. Questo proprietà importantissima si deduce facilmente dalla figura 1 La media di una funzione continua, in matematica, è dato come detto dall’integrale della funzione stessa diviso per l’ampiezza dell’intervallo. Dalla fig. 1 si vede come l’integrale di u è uguale all’area al di sotto del valore costante u ed è quindi diverso da zero, e di conseguenza è diversa da zero la media di u. L’integrale di u’ è uguale all’area compresa tra la curva u(t) e u (poiché dall’eq. 3 si ha che u’ = u - u ) e poiché, statisticamente, u(t) sta al di sopra o al di sotto di u per tempi e valori uguali, l’integrale si annulla e di conseguenza la media temporale del valore fluttuante è pari a zero. Per cui:

Quindi le equazioni della fluidodinamica per la turbolenza, ottenute sostituendo ai valori di velocità le somme date dall’eq. 3, si semplificano molto dopo aver effettuato la media temporale delle intere equazioni grazie alla proprietà dell’eq. 5. Tuttavia la media temporale non elimina tutte le componenti fluttuanti dalle equazioni; nella derivazione delle equazioni per i flussi turbolenti infatti si vengono a creare dei termini del tipo u’^2,w’^2,u’v’,v’,w’, ecc. la cui media temporale non è uguale a zero ed è proprio la presenza di questi termini a rendere le RANS diverse e più complesse rispetto alle semplici equazioni di Navier-Stokes. Nelle equazioni questi termini risultano moltiplicati per la densità ρu’^2, ρu’w’ e costituiscono uno stress (forza agente su una superficie) detto Stress di Reynolds che rappresenta una fonte di stress. Lo stress di Reynolds si aggiunge a quello dovuto alla viscosità propria del fluido e rende conto di una importante caratteristica della turbolenza, ovvero il suo carattere fortemente dissipativo. I vortici, le fluttuazioni di velocità fanno spendere molta più energia ad un flusso di quanto non ne spenderebbe se fosse laminare. Il flusso di un fluido sarebbe estremamente più veloce se questo fluido si muovesse di moto laminare piuttosto che turbolento; il vento ad esempio si muoverebbe a decine di migliaia di m/s se non fosse turbolento. Per risolvere le RANS è necessario introdurre un modello per la valutazione dello stress di Reynolds, ed è questa la principale approssimazione in cui si incorre con questo metodo di soluzione del moto turbolento. Di estremo interesse è lo studio dei flussi turbolenti prossimi ad un substrato, quale può essere il vento in prossimità del suolo. Per fare questo bisogna entrare nella complessa teoria del Boundary Layer Turbolento, la quale potrebbe essere oggetto di un prossimo articolo. Bibliografia Centro Epson Meteo (2003) – Manuale di Meteorologia. Alpha Test Furbish D. J. (1997) – Fluid Physics in Geology. An Introduction to Fluid Motions in Earth’s Surface and Within the Crust. Oxford University Press Pope S. B. (2000) – Turbulent Flows. Cambridge University Press

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ESTREMIZZAZIONE DELLE PRECIPITAZIONI SULLA REGIONE PUGLIA NEL TRENTENNIO 1973-2003 di Giancarlo Modugno - Vice Presidente “InMeteo”, Fondatore del portale www.inmeteo.it

La descrizione dell’andamento degli accumuli precipitativi è uno dei punti fondamentali per la determinazione del clima di una regione insieme ai valori termici. Per quanto riguarda le precipitazioni bisogna distinguere in analisi quantitativa e analisi qualitativa: entrambe concorrono per determinare un quadro completo e dettagliato di quella che è la situazione in una certa zona e poter fare distinzione con le altre zone. Nell’ultimo secolo l’andamento degli accumuli presenta una decisa diminuzione negli ultimi decenni e per molte regioni del sud Italia si inizia a parlare di desertificazione. Uno studio dell’IRPI (vedasi “Trend termo-pluviometrico, siccità e disponibilità di acque sotterranee in Italia meridionale” in questo numero) spiega dettagliatamente questa situazione. Le problematiche relative alla diminuzione delle piogge sulla nostra regione già si sono fatte sentire in questi ultimi anni (ne è un piccolo esempio la diminuzione dei raccolti dei prodotti come le olive, le quali hanno una forte necessità di acqua) ma dando una prima occhiata ai dati disponibili delle medie annuali sembrerebbe che le anomalie siano poco significative (si guardi a titolo d’esempio la distribuzione per la città di Bitonto).

In realtà la distribuzione va guardata anche sotto l’aspetto qualitativo: in che modo le piogge si distribuiscono nell’arco dell’anno? Una prima analisi dei dati mostra che molto spesso le precipitazioni si concentrano in pochi eventi, aumentando il rischio di non essere assorbite dal terreno in quanto troppa acqua che vi arriva tende ad occupare il posto dell’acqua già presente che non ha il tempo di rendersi disponibile per le coltivazioni, con il risultato che l’acqua utile è molto minore del solito. Quanto è diffusa questo comportamento negli ultimi anni?

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Ho stabilito un indice empirico (Indice di Estremizzazione Eventi Precipitativi, IE abbreviato) per cercare di riassumere quantità e qualità in un solo numero e l’ho testato su alcune città della Puglia grazie alla disponibilità dei dati della Protezione Civile Regione Puglia; vista l’elaborazione dei dati ho infine stabilito empiricamente la validità dell’indice calcolato (comprensivo di errore statisitco) stabilendo una percentuale di riuscita dell’indice stesso per ogni città campione. L’indice è proporzionale al rapporto tra pioggia caduta in un anno e giorni in cui questa è caduta, il tutto sommato algebricamente ad un indice correttivo che tiene conto dell’anomalia dei due dati (adeguatamente pesati) rispetto alla loro media climatica. In formula:


IE = (Ac / Gg) + ((Ac – AcMed)/ 100) + ((Gg – GgMed)/10) Dove Ac = Accumuli totali annui AcMed = media trentennale Gg = Giorni di accumuli in un anno GgMed = media trentennale Le stazioni prese in analisi ricoprono omogeneamente il territorio pugliese e sono: Foresta Umbra, Manfredonia, Lucera, Bitonto, Altamura, Taranto, Lecce. La percentuale di riuscita per ogni città è mostrata nella seguente tabella

Trattandosi di un approccio empirico riterremo abbastanza soddisfacente una riuscita media del 78%, tenendo conto che per alcune stazioni l’indice ha dato una buona percentuale di riuscita e quindi bisognerebbe tener conto per ogni stazione magari anche di fattori locali (latitudine, altitudine, ecc). Qui di seguito riporto il grafico dell’indice per ogni città .

STAZIONE FORESTA UMBRA

STAZIONE LUCERA

STAZIONE MANFREDONIA

STAZIONE LECCE

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STAZIONE ALTAMURA

STAZIONE TARANTO

Legenda dell’Indice di Estremizzazione

L’estremizzazione risulta proporzionale all’indice: bassi valori indicano eventi abbastanza “fortunati” e ben distribuiti durante l’anno; alti valori indicano problematiche prima discusse. Dai risultati dell’analisi si evince che climaticamente le città presentano le seguenti caratteristiche:

Come si può notare l’andamento dell’estremizzazione media è mediamente positivo per tutte le stazioni studiate, il che conferma che su tutta la regione vi è un chiaro segnale di estremizzazione e le precipitazioni tendono ad accumularsi sempre più irregolarmente sia all’interno dell’anno sia all’interno del periodo climatico: si noti, infatti, che per ogni grafico è raro riscontrare una linerarità nelle serie di dati (anche volendo tralasciare annate come il 1976, 1985, 1993 che a mio parere sono da ritenere influenzate da eventi particolare – per es. nel 1991 vi è stata l’eruzione del Pinatubo e gli effetti si sono sentiti nei due anni successivi su tutto il mondo).

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Questa è un’analisi abbastanza empirica ma per una migliore descrizione sarebbe meglio affidarsi ad un’elaborazione delle reti neurali artificiali dei dati per ogni stazione della Puglia. Tuttavia volendo effettuare una prima analisi generale, si riscontra che le zone che più risentono dell’estremizzazione del clima sono quelle più “in alto” (Foresta Umbra è a circa 1000 mt, Bitonto a 150 mt, Altamura 450 mt, Lucera 250 mt; Manfredonia ricopre invece un caso a parte essendo geograficamente chiusa dal Gargano alle precipitazioni), mentre le zone marittime e costiere come Lecce e Taranto sono molto poco influenzate. Risulta a mio parere molto sorprendente il risultato che si ottiene cercando una correlazione tra le anomalie termiche sull’Europa (dati NOAA) e l’indice d’estremizzazione medio sulla Puglia (risultato ancora più circoscrivibile alle anomalie medie sulla regione Puglia). Si possono analizzare i seguenti grafici che mostrano l’andamento delle suddette grandezze ed è facile notare che vi è un andamento molto simile tra le varie curve. Ho deciso di inserire l’andamento sia della media dell’IE sulle varie zone sia la stessa media però pesata con la percentuale di riuscita empirica, il tutto per cercare di capire se un termine risulta più preciso dell’altro in alcune condizioni. L’analisi correlativa è mostrata nella tabella relativa e restringere l’indagine all’ultimo decennio mostra una correlazione sorprendentemente più alta, proprio quando l’IE è aumentato in tutta la regione: risulta chiaro che l’estremizzazione degli eventi precipitativi è molto bene correlata con le anomalie termiche, in particolar modo quelle sulle temperature minime (si notino i picchi del 1975, 1977, 1984, 1986, 1991, 1994, 1998, 2001, uno ogni circa 4 anni). In parole povere più un’anomalia termica è marcata positivamente più gli eventi risultano estremi (mediamente).

In rosso: IE medio in blu: IE medio pesato delle percentuali di riuscita per ogni stazione in giallo: anomalie termiche sulle medie europee (amplificate di un fattore 5 per la visualizzazione) PROSSIMA FIGURA in giallo: anomalie termiche massime sulle medie europee (amplificate di un fattore 5 per la visualizzazione) in verde: anomalie termiche minime sulle medie europee (amplificate di un fattore 5 per la visualizzazione)

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I SITI CONSIGLIATI di Giancarlo Modugno - Vice Presidente “InMeteo”, Fondatore del portale www.inmeteo.it http://www.villasmunta.it/mediateca/mediateca.htm a questo link il Ten. Colonnello inserisce periodicamente diverse presentazioni powerpoint e documenti in pdf: essi affrontano argomenti che vanno dall’osservazione del tempo in ambito generale e/o aeronautico alla climatologia, dalla didattica al servizio meteorologico aeronautico, dai rilevamenti satellitari alla modellistica. Sono disponibili molti corsi di aggiornamento, manuali e presentazioni di conferenze, nonché software. http://www.ncdc.noaa.gov/gcag/index.jsp Il sito della NOAA mette a disposizione dati meteorologici dal 1880 al 2007 e ne permette l’analisi attraverso la costruzione “self service” di mappe e di serie di dati. Sono disponibili sia i dati sulle anomalie termiche medie sia le anomali sulle minime e le massime. http://visibleearth.nasa.gov/ La NASA inserisce su questo sito immagini ad altissima risoluzione del pianeta Terra in svariate situazioni, nonché è possibile studiare numerose simulazioni in molti ambiti scientifici (atmosfera, biosfera, criosfera, idrosfera, oceani, paleoclima, radiazione solare, attività solare, ecc).

REGIMI DEL TEMPO CON CARATTERISTICHE DI PERSISTENZA NEGLI INVERNI DEGLI ANNI 2000 A cura del Dott. Andrea Rossi, Comitato Scientifico Meteonetwork. Le configurazioni-tipo o “weather regimes” invernali sono disposizioni ricorrenti di anomalia dei centri barici aventi carattere di persistenza su differenti scale temporali. A differenza dei pattern degli indici teleconnettivi, le configurazioni-tipo vengono osservate durante il corso della stagione con frequenza e durata molto variabile. Quindi, possono persistere per pochissimi giorni e ricorrere spesso durante l’inverno. Ne consegue che esse descrivono in modo ottimale l’assetto dinamico delle configurazioni meteorologiche e dunque divengono dei sistemi descrittivi per le previsioni di medio e di lungo termine. Il lavoro pionieristico di Plaut e Simonnet ha permesso di classificare tutte le configurazioni bariche e circolatorie invernali in area euro-atlantica a partire dal 1882 e fino al 2000 [1]. Essi hanno esteso la stagione invernale anche ai mesi “border line” di novembre e marzo e dunque hanno classificato 18.060 giorni invernali. Il risultato finale comprende 5 cluster che discriminano su base probabilistica ciascuna configurazione barica giornaliera: 1) AR (Atlantic Ridge): blocking barico sull’oceano con correnti da nord-ovest sull’Europa; 2) BL (Blocking): anticiclone centrato su Polonia e Paesi Baltici; 3) GA (Greenland Anticyclone): centro di alta pres

sione sulla Groenlandia e di bassa alle medie latitudini atlantiche; 4) WBL (Western Blocking): anticiclone centrato tra la Scozia e l’Islanda; 5) ZO (flusso zonale, NAO+): forti westerlies tra il nord-atlantico e la Russia europea. Un altro studio simile è quello di Fil e Dubus [2]. Questi risultati si sono dimostrati molto efficaci per descrivere il pattern di riferimento su scala mensile o stagionale e dunque hanno un frequente impiego nei modelli concettuali di previsioni stagionali. Tuttavia su scala più limitata intra-mensile, si osservano alcune varianti che ricorrono frequentemente. Inoltre il cambiamento climatico, se da un lato ha fatto perdere importanza ad alcuni di essi, dall’altro ha fatto assumere molta più importanza ad altri, differenziandoli attraverso le loro varianti. Lo scopo di questo lavoro è quello di illustrare l’insieme delle configurazioni-tipo del recente passato che hanno durata minima di 2-3 giorni e massima di 2-3 settimane, estendendo il lavoro di Plaut e Simonnet alle stagioni invernali degli anni 2000 (dicembre 2000 – febbraio 2008) e basandosi sugli archivi NCEP/NCAR [3] e Wetterzentrale [4].


Inizialmente sono state individuate le regioni geografiche sullo scacchiere euro-atlantico dove i campi di anomalia della pressione al livello del mare e delle altezze del geopotenziale a 500 hPa ricorrono, assumendo dei valori abbastanza evidenti e livellati. Le aree individuate e mostrate in figura 1 si definiscono omogenee dal punto di vista meteo-climatico e i numeri di riferimento per ciascuna area vengono definiti i suoi riferimenti di localizzazione (o posizione) sulla mappa.

d’azione positivo negativo sulla Russia Europea, localizzato in posizione 3 e quello opposto sulle Isole Britanniche. Attraverso le varie modalità dei 4 pattern descritti possiamo osservare sull’Europa un flusso occidentale zonale (westerlies) più o meno spinto. La NAO+ con un centro di anomalia negativo in posizione 5 ed uno positivo in posizione 1, implica un flusso zonale in ingresso all’Europa. Anche l’EA+ con un centro di anomalia negativo in posizione 6 ed uno positivo in posizione 2, implica un flusso sud-occidentale in ingresso all’Europa. A differenza dei precedenti, i pattern Eurasia 1 e 2 sono invece meridiani. Possiamo comunque osservare una componente antizonale nello Scandinavian pattern avendo un centro di anomalia sull’Europa sud-occidentale e positivo tra la Scandinavia e la Russia.

Per quanto detto, una anomalia negativa (che Figura 1 - Le 7 aree omogenee individuate: 0) Isole indicheremo brevemente col segno “–“) su una Britanniche e mari prospicienti; 1) Est Atlantico delle o più aree omogenee 4, 5 e 6 ed una positiva latitudini temperate; 2) Europa centro-occidentale; 3) (segno “+“) su una o più aree omogenee 1, 2 e Europa orientale; 4) Scandinavia e Russia nord-ovest; 3 modula un flusso mediamente zonale sul5) Nord Atlantico settore orientale; 6) Est Atlantico l’Europa. delle medie latitudini. Risulta quindi abbastanza intuitivo associare un indice di zonalità, Z, alle varie configuUn approccio abbastanza diffuso ed intuitivo per indi- razioni-tipo andando a moltiplicare il segno viduare le aree omogenee viene ottenuto analizzando dell’anomalia per la localizzazione dell’area i centri di anomalia dei pattern teleconnettivi [5] che omogenea presa negativa in 4, 5 e 6. Per esemsullo scacchiere euro-atlantico fanno riferimento ai pio, la NAO che ha un’anomalia negativa in 5 seguenti pattern: NAO, EA, EURASIA 1 e 2. e positiva in posizione 1 e 2, impone un flusso Se prendiamo per esempio la North Atlantic Oscilzonale sull’Europa centro-settentrionale ed ha lation (NAO) osserviamo che essa ha un centro di un indice di zonalità pari ad 8 (Tabella 1). anomalia negativo per le altezze del geopotenziale che corrisponde alla depressione semipermanente Dal punto di vista formale, se Anom(C,i) è il d’Islanda ed uno positivo che corrisponde all’alta segno dell’anomalia, -1 e +1 (0 se non indicapressione delle Azzorre estesa all’area mediterranea. ta), del regime di persistenza C in posizione i, Questi sono localizzati, rispettivamente, nei settori 5, allora l’indice di zonalità di C è calcolato at1 e 2. traverso la seguente formula espressa in forma L’East Atlantic (EA) presenta un centro di anomacompatta: lia negativo sull’Atlantico delle medie latitudini di fronte all’Irlanda ed uno positivo sul sud Europa. La loro localizzazione è relativa pertanto alle aree 6 e 2, rispettivamente. Analogo ragionamento Il pattern Eurasia 1 (Scandinavian pattern, SCAND) ha un centro d’azione positivo tra la Scandinavia ed il nord-ovest della Russia, permettendo l’identificazione dell’area 4, ed uno negativo tra l’Europa sud-occidentale ed il vicino oceano, ancora in posizione 1 e 2. Infine il pattern Eurasia 2 (EA/WR) ha un centro


Tabella 1 – Esempio di applicazione per il calcolo dell’indice Z attraverso la localizzazione delle aree omogenee.

Questo indice ci è utile per ordinare le varie configurazioni-tipo sulla base della loro propensione ad un regime del tempo freddo invernale in Europa. Il sistema di riconoscimento delle configurazioni-tipo su base giornaliera si basa sull’assegnamento dei centri di anomalia a ciascuna delle 7 aree omogenee. Otteniamo così tanti sottoinsiemi di mappe con valori positivi e negativi in ciascuna posizione. Essi possono essere raggruppati tra loro con un opportuno procedimento allo scopo di ottenere un insieme minimo di raggruppamenti che poi altro non sono che l’insieme di tutte le configurazioni-tipo. Passiamo ora a descrivere le varie configurazioni-tipo nell’ordine decrescente del loro indice di zonalità Z. Descrizione delle Configurazioni-Tipo invernali 2000-2008. Il regime Zonale (ZO) La caratteristica principale è quella di avere anomalie di geopotenziale a 500 hPa distese longitudinalmente sull’Europa, con quella positiva a sud di quella negativa. Quindi sull’Europa meridionale si trova una fascia di geopotenziali più alti della norma mentre a nord di essa si trova una fascia di opposta anomalia (Figura 2). L’indice di zonalità corrispondente è pari a Zzo = 11.

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L’analisi del getto a 200 hPa del pattern ZO evidenzia un jetstream molto intenso in ingresso dall’Atlantico che penetra fino agli Urali pur stemperandosi notevolmente in questa sua progressione (Tabella 2, prima riga). Al suolo, la pressione media vede un centro di bassa pressione islandese di 992 mb decentrato di poco a sud-ovest rispetto all’isola. L’alta pressione antagonista delle Azzorre è piuttosto bassa di latitudine e disloca un massimo sulla Spagna (Figura 4.B). Figura 2 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa della configurazione-tipo Zonale.

Con queste premesse, il quadro termico-precipitativo è orientato al: a)secco e caldo sul settore mediterraneo, area 2: b)umido e caldo sul settore continentale, area 3; c)umido e temperato sul settore centro-settentrionale, area 0; d)umido e freddo sul settore atlantico, area 6. e)inoltre il tempo è poco piovoso e più caldo della media sull’estremo nord-atlantico tra il Mar di Norvegia e l’Islanda.


Il regime Atlantico (Atlantic Low, AL) Una profonda anomalia negativa nel campo barico al suolo e del geopotenziale è presente in area estatlantica, ad ovest delle Isole Britanniche, associata ad una profonda depressione presente a tutte le quote. La sua forma è molto circolare per cui a livello europeo i campi di opposta anomalia sono tutti periferici: dalle latitudini tropicali oceaniche fino al Mar Egeo, passando per il nord Africa e ancora, sulla Groenlandia e sul Mar Glaciale Artico. Tra tutti i regimi del tempo invernali, quello Atlantico dispone la massima intensità del getto alle latitudini temperate oceaniche. Il flusso si smorza in ingresso sull’Europa ma rimane molto più intenso del regime Zonale e presenta una maggiore componente sud-occidentale. Il campo di precipitazione presenta un generale surplus con un evidente nucleo di anomalia positiva tra la Bretagna, il Portogallo e l’oceano a sudovest dell’Irlanda. Altre due piccole aree di forte precipitazione sono localizzate sul centro-nord Italia e sulla Danimarca. Infine il quadro termico a 850 hPa vede una fascia settentrionale più fredda della media tra la Groenlandia e la Russia settentrionale mentre l’anomalia positiva è molto evidente e si accentua sulla zona continentale e Balcanica.

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Figura 3 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa della Depressione Atlantica, AL.

Il regime Anticiclonico dell’Europa centro-occidentale (Midwest-european High, MH) Questo è il terzo regime zonale dopo ZO e AL con un indice pari a Zmh = 3. La anomalie di geopotenziale a 500 hPa assumono una forma a cupola con massimi di 15 dam sulle Isole Britanniche. La sede di anomalia positiva comprende interamente i settori 1 e 2, mentre gli altri hanno tutti una piccola percentuale di anomalia negativa nelle zona periferica (Figura 4). L’indice di zonalità corrispondente è pari a Zmh = 3. Il getto d’alta quota presenta un dipolo tra le alte latitudini europee, in cui è moderatamente positivo (“zonalità alta”) e l’Europa centro-meridionale, in cui è negativo. Il massimo scorrimento da est ad ovest è situato tra sull’Europa occidentale (Tabella 2), area su cui al suolo la pressione media è massima mentre il centro di bassa pressione islandese di 992 mb si estende fino al mar Glaciale Artico nella zona delle Isole Svalbard.

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Figura 4 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa del regime Anticiclonico dell’Europa centro-occidentale.

Il quadro termico presenta un dipolo simile a quello del getto ma spostato più a sud: anomalia termica positiva fino a 4° su tutto il continente eccetto che sulle parti periferiche della Russia e del Mediterraneo dove le temperature sono più fredde della media di circa 2°. Il deficit pluviometrico è invece molto esteso ed evidente. Solo la Scozia, la Norvegia centrale, il Tirreno meridionale e il Mediterraneo orientale godono di un miglior apporto pluviometrico.


Il regime Anticiclonico Atlantico (Atlantic Ridge, AR) Un ridge anticiclonico strutturato a tutte le quote è presente alle latitudine temperate e medie dell’Oceano Atlantico, localizzato in posizione 1 e 6 (Figura 5). Il suo centro si trova un migliaio di chilometri a nord-ovest delle Isole Azzorre. La bassa pressione antagonista è centrata sul nord Atlantico, all’imbocco col mar Glaciale Artico, ed è estesa tra la Groenlandia e la Scandinavia in posizione 4 e 5. Una debole anomalia di geopotenziale che alimenta una depressione tra il nord Africa ed il Tirreno, è presente sui meridiani centrali europei.

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Figura 5 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa del ridge Anticiclonico Atlantico.

Con queste premesse il pattern è zonale anche se l’indice è basso (Zar = 2) con lo SCAND- come pattern descrittivo di spicco. L’anomalia negativa del getto di alta quota controlla tutta l’area soprastante al ridge mentre un massimo di flusso zonale si colloca a sud-ovest dell’Islanda e si estende debolmente all’Europa. Dal punto di vista precipitativo l’Europa si trova in generale surplus in cui spicca l’Italia centrale ed il triangolo Islanda-Scozia-Norvegia. L’assetto termico vede una netta suddivisone tra l’Europa sud-occidentale, in anomalia negativa fino a 3° ed il resto del territorio con massima anomalia sull’Atlantico a largo dell’Isola di Terranova (+5°) e sull’Europa sud-orientale (Crimea, +4°). Il regime Anticiclonico dell’Europa orientale (East-european High, EH) L’anticiclone dell’Europa orientale è la prima configurazione-tipo con caratteristiche di blocking barico che introduciamo. Questo è testimoniato dal fatto che il suo indice di zonalità è di poco negativo: Zeh = -1. Presenta una struttura tipica ben caratterizzata da anomalie positive molto forti. Tuttavia essa è inclinata con la quota: mentre l’anomalia positiva di geopotenziale è tra l’area 3 e la 4 quella al suolo si trova centrata in zona 3 ma è interessata anche l’Europa balcanico-danubiana (Figura 6). Questa configurazione-tipo è molto secca sul continente tanto che solo i bacini meridionali si trovano a beneficiare di un surplus precipitativi. L’assetto termico invece è orientato al grande freddo sulla parte meridionale e soprattutto sui Balcani (oltre i -6° di differenza dalla media) perché l’anomalia del getto in quota fa si che fredde correnti da est provenienti dall’area caucasica e dalle steppe del Kazakistan si portino verso il cuore dell’Europa.

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Figura 6 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa del regime Anticiclonico dell’Europa orientale.

Il Blocking barico sulla Scandinavia (Scandinavian Blocking, SB) Una alta pressione di blocco a tutte le quote si evidenzia sulla penisola scandinava e si estende alle aree periferiche dell’Artico Europeo: Russia settentrionale, Mar di Barents, Isole Svalbard (Figura 7). I valori medi di questo blocking sono di tutto rilievo: 20 dam a 500 hPa associati a oltre 1036 mb al suolo (Tabella 2). Il blocco presenta un dipolo con la depressione antagonista si localizza verso sud-ovest, sull’Italia, con centro sul Tirreno settentrionale ed il pattern descrittivo di rilievo è lo SCAND+.


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Il dipolo barico induce un forte flusso antizonale nell’area di separazione tra le i due centri e dunque dispone venti gelidi di provenienza artico-continentale (Nova Zemlija e Mar di Kara) proprio sull’Europa centrale. Per questo motivo l’indice di zonalità è negativo: Zsb = - 6. Il quadro precipitativo presenta un generale deficit con le eccezioni dell’Italia e del Mediterraneo centrale e settore Egeo mentre il nord-ovest in questi ultimi anni appare un po’ più penalizzato. Figura 7 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa del Blocking Scandinavo.

L’assetto termico è invece orientato al gelo, con anomalie fino a -4°/-5° sulle Alpi, mentre sull’Oceano Atlantico dove ci sono anomalie positive che diventano rilevanti spostandosi verso nord in direzione del Mar Glaciale Artico. Il regime Depressionario Europeo (Europe Low, EL) Una profonda saccatura artico-marittima molto allungata in latitudine è presente sull’Europa a tutte le quote (Figura 8). Sono interessate le aree dalla 2 alla 4 e questo è reso possibile da un blocking barico ben strutturato a tutte le quote dell’Atlantico centrale. Questo coinvolge anche il settore est-atlantico (6) ed in parte il 5. Il blocking sbarra ogni tipo di flusso zonale e le correnti sono tutte settentrionali sulle coste atlantiche; l’indice di zonalità è Zel = - 7. Dal punto di vista precipitativo si ha un eccesso generalizzato con massimi ancora una volta sull’Italia, sul Mediterraneo occidentale e sul Mar del Nord. A parte casi localizzati sulle coste ed immediato entroterra, raramente la precipitazione non sarebbe nevosa: l’assetto termico è infatti notevolmente depresso ed in modo generalizzato, con punte di - 6°/- 8° rispetto alle medie su un’estesa area centro-europea.

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Figura 8 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa del regime Depressionario Europeo (Europe Low).

Il Blocking delle Isole Britanniche (British Blocking, BB) Un blocco barico al flusso zonale da manuale, si erge maestoso sull’Europa. Presenta un core circolare alimentato da aria calda di derivazione subtropicale che è centrato sulle Isole Britanniche (locazione 0, Figura 9). La forma complessiva del blocking barico è tuttavia slanciata verso nord fin sulla Groenlandia e le Isole Svalbard. E’ altresì contornato da tre centri periferici di bassa pressione: il più profondo è localizzato ad est sulla catena degli Urali, il secondo è situato ad ovest sull’Atlantico occidentale ed infine il terzo è localizzato a sud, tra la penisola Iberica ed il nord Africa. Il blocking barico, espressione del pattern teleconnettivo EA/WR+, sbarra il flusso zonale alle medie latitudini e pone le basi per una divergenza del getto sul Canada, ben visibile sulla carta delle anomalie del jetstream: il flusso principale compie il periplo del blocking attorno al 75° parallelo mentre quello secondario è costretto a scorrere a latitudini tropicali, intorno al 25°/30°N. L’indice di zonalità è bassissimo: Zbb = - 9.

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Figura 9 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa del Blocking barico delle Isole Britanniche (British Blocking, BB).


L’assetto termico-precipitativo è orientato al maggior caldo ed al maggior deficit rispetto alla media. Solo la Russia, la penisola Balcanica e quella Iberica hanno anomalie negative (anche marcate sul Mar Nero, -5°) e presentano precipitazioni in media o lieve surplus, più marcato sui bacini meridionali del Mediterraneo. Tabella 2 – Riassunto sintetico delle principali caratteristiche dei regimi del tempo invernali (Fonte NOAA)


Il Blocking Nordatlantico (North-atlantic Blocking, NB) Un’alta pressione, espressione del pattern teleconnettivo NAO-, blocca il flusso zonale alle alte latitudini oceaniche tra la Scozia e la Groenlandia (posizione 5). E’ contornata da un anello circolare di anomalie negative di geopotenziale a 500 hPa (posizioni 1, 2 e 3), facenti riferimento ad una profonda depressione sull’Europa occidentale (Figura 10). E’ la configurazione-tipo più antizonale tra i regimi del tempo analizzati con indice Znb = - 11. Da manuale è anche l’anomalia del getto ad alta quota (Tabella 2). Essa divide in tre fasce parallele il comparto euroatlantico: quelle più esterne (Groenlandia e latitudini temperate euro-mediterraneee) presentano un’anomalia positiva, quella interna alla latitudine delle westerlies Figura 10 – Localizzazione delle regioni di anomalia a 500 hPa delpresenta un’anomalia negativa.

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Blocking Nordatlantico (British Blocking, NB).

A questo regime è associata del tempo un’anomalia positiva di precipitazione sull’Europa meridionale (ad eccezione della Francia e dell’Italia di nord-ovest) e alle latitudini temperate oceaniche. Altrove vi è un deficit precipitativo. Il quadro termico si compone di una generalizzata anomalia negativa con punte fino ad oltre i -5° dalla media. Le eccezioni riguardano la penisola Balcanica meridionale e l’Italia meridionale da un lato, e le aree settentrionali localizzate in posizione 5, Islanda e Groenlandia, dall’altro. Concludiamo descrivendo la frequenza e la sequenza delle varie configurazioni-tipo che si sono alternate negli inverni dal 200001 fino a quello dello scorso anno. Nell’assegnazione di una configurazione-tipo all’anomalia barica occorsa in un prefissato giorno, si è considerato quella che minimizza l’”errore” dell’anomalia giornaliera sulle aree omogenee definenti il regime in oggetto, mediato sul numero delle stesse aree. Questo permette che, per esempio, quando si ha un esteso regime anticiclonico che comprende le aree 0, 1, 2, 5 e 6, sia associato di preferenza al BB che non al MH, perché con 4 aree di anomalia interessate anziché 3, è più simile al campo di anomalia giornaliera. Figura 11 – Frequenza delle configurazioni-tipo Nel grafico a torta di Figura 11 è riportata la frequenza relativa in termini percentuali dei vari regimi del tempo. Questa fornisce una chiara indicazione dell’importanza di ciascun pattern. Il regime prevalente è quello zonale seguito da quelli anticiclonici dell’Europa centro-occidentale e dell’Atlantico, rispettivamente. Se si esclude il regime di bassa pressione Atlantica, le configurazioni di blocco barico sono le meno frequenti in assoluto. Tra le configurazioni di blocco, le più infrequenti in assoluto sono quelle che dispongono il blocking alle alte latitudini, come il Blocking Nordatlantico o Scandinavo. Infine se consideriamo EH (con l’indice di zonalità quasi neutro) come il pattern di confine tra una configurazione zonale ed una di blocco, allora il complesso dei regimi zonali si è rivelato ampiamente più frequente di quello dei regimi di blocco con percentuali, del 54% contro il 34%. In Figura 12 è riportata l’occorrenza di tutti i regimi del tempo tra il primo dicembre ed il 28 (o 29) febbraio. Come si può evincere da uno sguardo d’assieme, il mese di febbraio e soprattutto la sua seconda parte, è stata quella più soggetta ai blocchi barici mentre il mese centrale di gennaio è stato il più zonale; addirittura i giorni dal 15 al 18 gennaio non hanno mai visto una configurazione di blocco. Anche il mese di dicembre è prevalentemente zonale e le configurazioni di blocco avvengono con più probabilità all’inizio ed alla fine del mese. Per concludere una curiosità: l’inverno in corso è uno dei pochi che è iniziato con una configurazione di blocco, l’EL, esattamente la stessa del 2004-05.

Cenni Statistici


Riferimenti bibliografici 1. Plaut G. e Simonnet E., Large-scale circulation classification, weather regimes, and local climate over France, the Alps and Western Europe. Climate Research, 2001, 17, 3003-324. 2. Fil C. e Dobus L., Winter climate regimes over the North Atlantic and European region in ERA40 reanalysis and DEMETER seasonal hindcasts. Tellus A, 2005, n. 57, 290-307. 3. http://www.cdc.noaa.gov/Composites/Day 4. http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html 5. http://www.cpc.noaa.gov/data/teledoc/telecontents.shtml

TREND TERMO-PLUVIOMETRICO, SICCITÀ E DISPONIBILITÀ DI ACQUE SOTTERRANEE IN ITALIA MERIDIONALE. di Sante Barbano - Consigliere InMeteo - www.meteogargano.com La ricerca condotta dal CNR analizza il trend termo-pluviometrico dell’Italia meridionale e i suoi effetti sulle risorse idriche, specie quelle sotterranee. L’analisi dei dati pluviometrici di 126 stazioni ha evidenziato, sul periodo 1921-2001, un calo delle precipitazioni sul 95% dell’area considerata. La tendenza negativa è visibile soprattutto a partire dal 1980. Nella serie temporale presa in esame si è notato che il deficit pluviometrico spesso è stato associato a valori termici oltre la media anche se la tendenza non è statisticamente lineare. La stagione che ha maggior peso su questa anomalia è quella invernale, mediamente la più piovosa a livello regionale, che copre circa il 75% dell’intera tendenza negativa. A causa dell’aumento dell’evapotraspirazione, conseguenza di temperature più alte, hanno poco peso le maggiori precipitazioni riscontrate in estate. Analizzando la figura 2 balza all’occhio la netta diminuzione delle precipitazioni nel trimestre dicembre-febbraio in tutte le regioni (Puglia, Basilicata, Calabria, Campania), mentre le anomalie sono più contenute in primavera e autunno; addirittura in controtendenza, come suddetto, il trimestre giugnoagosto dovuto generalmente a brevi eventi di forte intensità.


Per la Puglia risulta di estrema importanza valutare le conseguenze a livello idrico del trend su descritto, non avendo a disposizione risorse idriche superficiali significative è fondamentale determinare quelle sotterranee. Nella regione vengono contraddistinte, convenzionalmente, 4 unità idrogeologiche: Gargano, Tavoliere, Murgia e Salento. I pozzi pugliesi hanno un forte effetto memoria quindi prescindono in maniera molto rilevante dalle condizioni dei mesi passati. Ciò è maggiormente accentuato nel Tavoliere e nel Salento. Le relazioni tra variabili climatiche e piezometriche arriva fino a un ritardo di 1-4 mesi. L’effetto delle precipitazioni è risentito fino a un massimo di 2-3 mesi, mentre la migliore correlazione con la temperatura si registra con un ritardo di 4 mesi. Come si diceva, anche l’andamento delle temperature risulta importante come nel Tavoliere. Il clima della zona è semiarido e quindi molto soggetto alle variazioni termiche sia per il fenomeno dell’evapotraspirazione, che “regola” la disponibilità di piogge efficaci ai fini dell’infiltrazione, che per i diffusi emungimenti effettuati per compensare lo stress termico delle colture agricole. La tendenza piezomtrica risulta preoccupante per la regione Puglia dove la quantità di piogge è già ridotta: nel Tavoliere e nella Murgia si rilevano forti cali (soprattutto nelle aree interne), calo moderato nel Salento, sembrerebbe più attenuato invece sul Gargano pur se esiste poca documentazione a riguardo viste le difficoltà operative di monitoraggio. I rilievi effettuati tra il 2002 e il 2003 hanno confermato, se non ulteriormente peggiorato, il giudizio sullo stato delle unità piezometriche, specie in Salento e nel Tavoliere dopo i gravi periodi di siccità avutosi nel 2000-2002. Inoltre gli elementi raccolti segnalano un progressivo depauperamento delle falde idriche proprio dove si concentrano le acque sotterranee di migliore qualità.


INMETEO MAGAZINE 8