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Discussione: Onda P, modelli nel caos e previsioni sballate.

  1. #1
    ADMIN AND WEATHER EXPERT L'avatar di Fulvio
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    Predefinito Onda P, modelli nel caos e previsioni sballate.

    Cari amici, vi starete chiedendo come mai succedono eventi estremi inusuali, come di recente in Sicilia e Sardegna ma non solo, come mai, le previsioni sono ancora meno affidabili del solito.... ricordo sono previsioni non certezze...dopo le 72 ore una previsione modellistica decresce di affidabilità in maniera esponenziale. Ecco da un po di tempo i modelli sbarellano di brutto perché? Ve lo accenno, poi ve lo dirà chi la materia la mastica veramente come pochi sulla rete. Comanda l'onda P e non gli index teleconnettivi e quindi è tutto stravolto, perché se prendete una frusta e la usate....a seconda della forza che imprimete avrete una reazione....ecco cominciate a capire....la frusta, l'onda P......cosa la muove?

  2. #2
    FISICO DELL' ATMOSFERA - RESPONSABILE SCIENTIFICO METEOLAND L'avatar di Andrew
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    Preso atto dello stato generale di confusione che circola in merito alle dinamiche di interazione tropo-stratosferica nella stagione invernale, il nostro lavoro si propone di fare chiarezza gettando così le basi per un ampliamento delle conoscenze sulle dinamiche atmosferiche (in questo senso saranno ben accette eventuali proposte di lavoro da chiunque voglia collaborare).
    Per meglio comprendere i meccanismi di propagazione d’onda planetaria è bene soffermarci e fare una breve digressione sulle leggi fisiche che descrivono le principali strutture della circolazione generale dell’atmosfera e chiarire concetti come onda di rossby e bilancio geostrofico.
    La principale caratteristica di una particella d’aria nella libera atmosfera, in assenza di attriti/barriere orografiche, è rappresentata dall’avere un moto pressochè orizzontale (moti quasi piani). Questo dipende dal fatto che lo spessore della colonna d’aria atmosferica, sia in rapporto allo sviluppo longitudinale che verticale della Terra, è molto esiguo e pertanto la scala orizzontale dei moti è molto più grande della scala verticale. Da ciò scaturisce un’importante conseguenza ovvero che si può assumere una pressione idrostatica anche quando il fluido è in moto e quindi considerare che il gradiente di pressione orizzontale tra due punti non dipende dalla coordinata verticale. Per questa ragione, ed anche per semplificare la restituzione grafica, sulle mappe dei modelli la coordinata verticale viene espressa in coordinate isobariche (come pressione ad una certa quota) piuttosto che in termini di densità.
    La causa per la quale il vento soffia sempre parallelamente alle isobare risiede nell’equilibrio geostrofico ovvero l’accelerazione che subisce una particella dovuta al gradiente di pressione tra due punti, che tenderebbe a spostarla sulla retta che li unisce, a causa della rotazione terrestre, la forza di Coriolis, proporzionale alla velocità del corpo in moto, agisce deviando la particella verso destra senza modificarne la velocità.
    Forza di Coriolis è pari= 2uΩsinФ
    u e’ la velocità della particella di fluido considerata
    Ω e’ la velocità angolare della Terra (7.29*10-5 s-1 ),
    Ф è la latitudine.
    In genere la grandezza 2ΩsinФ chiamata parametro di Coriolis viene indicata con la lettera f.
    La forza di Coriolis e’ massima al polo (Ф = 90°, sin Ф = 1) ed e’ nulla all’equatore (Ф = 0, sinФ =0).

    La forza di pressione invece è la forza che si manifesta per effetto delle differenze di pressione che esistono nell’ambito di un fluido . La forza di pressione per unita’ di massa si esprime nel modo seguente:
    Fp = - (1/ρ). (D(p)/Dy)
    Ρ è la densita del fluido
    (D(p)/Dy) è la differenza di pressione tra due punti


    La velocità orizzontale per la quale la forza di Coriolis bilancia esattamente la forza orizzontale di pressione, si chiama “vento geostrofico”.
    Fc + Fp = 0
    ovvero
    2uΩsinФ = -(1/ρ) (Dp/Dy)
    u = -(1/ρf) (Dp/Dy)
    Da questa equazione si comprende come le velocità zonali sono strettamente legate alle variazioni di pressione e la sua componente, moti quasi piani, è parallela alle isobare.

    Tuttavia la fluidodinamica ci ha sperimentalmente mostrato che i fluidi viscosi in rotazione con indotto un gradiente termico periferia- centro di rotazione, tendono ad assumere moti ondulatori con spettri di frequenza e gradi di turbolenza dipendenti sia dal gradiente termico, sia dalla velocità angolare di rotazione. Quando a causa di una simile perturbazione una particella si porta a più a nord di latitudine accade che in riferimento ad essa il parametro f di Coriolis, che risulta proporzionale al seno della latitudine, tende ad aumentare. Se f aumenta, affinchè la vorticità assoluta si conservi, deve simultaneamente verificarsi una diminuzione della vorticità relativa. In altre parole la curvatura della linea di corrente diviene anticiclonica. In maniera del tutto simmetrica, se la particella d’aria scende f diminuisce e per compensare detta diminuzione la vorticità relativa deve aumentare facendo divenire ciclonica la linea di corrente. Ciò rende possibile la formazione di un treno di onde in seno alla corrente occidentale, note come onde di Rossby.

  3. #3
    FISICO DELL' ATMOSFERA - RESPONSABILE SCIENTIFICO METEOLAND L'avatar di Andrew
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    Queste onde quindi, per effetto della variazione del gradiente termico tendono ad assumere un pattern ondulatorio. Se poi introduciamo elementi perturbatori come imponenti catene montuose trasversali alla circolazione zonale ed il continuo alternarsi di terre ed oceani, allora si può intuire come queste oscillazioni possano essere più facilmente promosse e dunque influenzare in modo importante ampie zone della superficie terrestre. Sono infatti le oscillazioni del getto connesse alle onde di Rossby che consentono all’aria polare di scendere di latitudine provocando quindi un globale trasferimento di energia dalle basse alle alte latitudini.
    Arrivati a questo punto è importante focalizzare l’attenzione su alcuni aspetti fondamentali:
    1) per quanto detto, l’attività e l’importanza delle onde di Rossby tende ad aumentare con l’incremento degli elementi perturbatori in grado di innescarle. A questo proposito nell’emisfero settentrionale, in virtù della particolare dislocazione delle terre emerse e del gran numero di importanti catene montuose, è molto più frequente la formazione di grosse onde in grado di veicolare ingenti masse d’aria polare verso sud.
    2) le onde più energetiche responsabili delle discese polari più importanti e durature sono quelle stazionarie. Esse infatti, proprio in virtù della loro stazionarietà, riescono a bloccare per lungo tempo la normale circolazione westerly, favorendo movimenti meridiani o retrogradi delle masse d’aria di origine polare.
    3) le onde, per ragioni legate alla conservazione della quantità di massa, possono divenire stazionarie solo al di sopra degli oceani. Per questa ragione le onde principali sono l’onda pacifica (wave 1) e l’onda atlantica (wave 2).
    I movimenti iniziali che portano ad un deciso disturbo del Vortice Polare (VP), sono legati sempre ai fenomeni di propagazione dell’onda planetaria più importante, ovvero l’onda asiatico-pacifica (wave 1).

    Quando si sviluppa un onda stazionaria sul pacifico (PNA+), il getto tende ad invadere il comparto americano impattando le montagne rocciose: tale dinamica innesca una un ondulazione nel getto, che in “alcuni frangenti” nella successiva rotazione può divenire stazionaria sul comparto atlantico (NAO-), bloccando la normale circolazione zonale ed innescando una discesa d’aria polare sull’Europa. È chiaro quindi che per poter interpretare con tali movimenti, bisogna aver compreso il concetto di stazionarietà dell’onda.
    A tale scopo partiamo da una formula ben nota in letteratura che consente di ricavare la lunghezza delle onde stazionarie a partire dal valore della velocità media zonale U:
    V = U – K•L2 (1)
    dove:
     V è la velocità con cui l’onda tende a traslare seguendo la normale circolazione westerly;
     U è la componente media verso ovest delle correnti occidentali (flusso zonale);
     K è il parametro di Rossby determinato dalla seguente relazione:.
    K = (ω•cosf)•(1/2•p•R2) (2)

    In cui w è la velocità angolare della terra (pari a 7,2685•10-5rad/s), R = 6480 Km è il raggio terrestre e f la latitudine di riferimento per la quale si vuole effettuare il calcolo.
    Dalla (1) si può facilmente constatare che, a parità di U, la velocità V di traslazione delle onde di Rossby decresce fortemente al crescere della loro lunghezza d’onda e che quindi le onde corte sono più veloci di quelle lunghe. Le onde stazionarie, come dice la parola stessa, si hanno se la velocità di propagazione V è nulla (V = 0). Imponendo tale condizione ed invertendo la formula, si riconosce che un’onda è stazionaria se la lunghezza d’onda L assume il valore critico (lunghezza critica) dato da:
    Lc = (U/K)½ (3)

  4. #4
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    Da questa si vede chiaramente che all’aumentare della velocità zonale media U aumenta la lunghezza e dunque il livello di energia che l’onda deve possedere per risultare stazionaria. Il meccanismo di propagazione d’onda non è bidimensionale in quanto le onde si propagano sempre anche sulla verticale. Poiché durante l’inverno la struttura del Vortice Polare (VP), caratterizzata da un gradiente termico negativo e da una circolazione westerly più intensa alle quote progressivamente maggiori, si estende sino in prossimità della stratopausa, le onde più energetiche si propagano sino in alta stratosfera. Poiché come visto, le onde più energetiche sono anche le più lunghe, la propagazione verticale è strettamente correlata alla lunghezza e al numero di onde in azione (wavenumber): all’aumentare di tale parametro diminuisce infatti la media delle onde e dunque la loro capacità di divenire stazionarie e propagarsi ai livelli superiori dell’atmosfera. Viceversa, poiché la lunghezza critica dell’onda stazionaria Lc è proporzionale all’intensità U delle correnti zonali (vedi formula 3), affinchè un onda più corta (e dunque meno energetica) riesca a propagarsi verticalmente le velocità zonali devono essere mediamente più basse (e quindi diminuisce la velocità critica di propagazione Uc). Da ciò si capisce che il wavenamber è una mera conseguenza che descrive semplicemente il livello di disturbo che il vortice subisce e che dipende dall’attuale livello energetico delle onde e dall’intensità delle correnti zonali stesse.
    Fissati questi concetti di base, possiamo andare oltre introducendo il ben noto fenomeno dello stratwarming. L’obiettivo è quello di capire la reale genesi di questo affascinante fenomeno nonché la sua reale capacità di condizionare le dinamiche atmosferiche.
    Gli stratwarming altro non sono che improvvisi riscaldamenti stratosferici conseguenti ai meccanismi di propagazione ed infrangimento delle onde planetarie. Quando un'onda planetaria raggiunge la stratosfera, deposita il suo momento esterly, decelerando la corrente a getto stratosferica invernale che come detto è westerly: la deposizione di quantità di moto est nella stratosfera polare ("breaking wave"), produce per attrito l’improvviso fenomeno del riscaldamento. Da ciò si deduce che in nessun caso lo stratwarming è un fenomeno a se stante in grado di favorire episodi di gelo alle medie latitudini, ma una semplice conseguenza dell’azione intrusiva delle onde planetarie nel vortice polare invernale. Al contrario si può certamente asserire che il verificarsi degli stratwarming costituisce un passo fondamentale per le sorti dell’inverno europeo, con riferimento soprattutto alla fase più importante della stagione invernale (da metà gennaio in poi). Cerchiamo di capire insieme il perché di questa affermazione.
    Durante la stagione autunnale, a causa della scomparsa della radiazione solare sul polo, anche in stratosfera tende ad invertirsi il gradiente termico e ad instaurarsi quindi una circolazione di tipo westerly, con conseguente formazione del Vortice Polare Stratosferico. In questa fase, molto delicata, si verifica quasi sempre un certo disaccoppiamento (tale fenomeno molto importante sarà oggetto di future trattazioni) tra circolazione troposferica e circolazione stratosferica, in quanto i disturbi (che hanno origine in troposfera) non possono propagarsi sino alle quote superiori. All’inizio della stagione invernale il VP si presenta come una struttura unica, che si estende dalla troposfera sino al limite superiore della stratosfera (anche se può permanere una certa disomogeneità nelle caratteristiche fisico-termidinamiche tra le varie “sezioni” verticali). In questa fase il Vortice, soprattutto nella sua porzione medio alta, tende ad approfondirsi raggiungendo l’apice della sua intensità. Contemporaneamente però, a partire dal comparto asiatico (hp siberiano e catena dell’Himalaya), cominciano a partire i primi disturbi che si traducono nella formazione delle prime onde ad alto livello energetico.
    Queste, in un contesto di velocità zonali molto elevate ed in via di approfondimento, non possiedono le caratteristiche (lunghezza ed energia) tali da consentire una completa propagazione sino alle quote più elevate. Pertanto tali onde, non avendo i requisiti di stazionarietà, tendono ad infrangersi rapidamente alle quote medio-basse e ad essere traslate molto velocemente sul settore canadese, generando i primi Canadian Warming (CW) della stagione. Tale fenomeno si traduce successivamente in una fase DA+ che comporta un rafforzamento del getto in atlantico ed una nuova migrazione dei centri di vorticità verso l’Eurasia.

  5. #5
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    Il nuovo e più forte impatto del getto (per conservazione del momento angolare) con il continente asiatico porta alla formazione di una nuova onda Pacifica, più energetica della precedente. A tal proposito il livello energetico di un onda è “proporzionale” alla veemenza con cui il getto impatta l’elemento perturbante all’atto della sua formazione (è ovvio che in questo senso gioca un ruolo fondamentale l’estensione dello snow cover/hp siberiano da cui il famoso predictor di Cohen) . Detta dinamica si conclude quando riesce finalmente ad innescarsi un onda altamente energetica in grado di presentarsi stazionaria sul Pacifico ad ogni livello isobarico: tale circostanza produce un riscaldamento stratosferico che in alcuni casi può raggiungere anche notevole intensità a partire dalle quote più elevate (MMW). A prescindere dalle rare ripercussioni dirette ed istantanee della dinamica che porta a detto riscaldamento (si parla di ripercussioni della dinamica e non del riscaldamento in quanto anch’esso è una mera conseguenza), essa segna sempre un passaggio fondamentale per le sorti della fase successiva della stagione. Si parla in questo caso di condizionamento da Major Warming, che nei casi più eclatanti può durare per un periodo molto lungo.

  6. #6
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    Ora è di fondamentale importanza sottolineare che proprio una notevole lunghezza dell’onda pacifica (wave 1) costituisce la genesi di un evento di tipo MMW split. Difatti, come testimoniano gli stessi vettori ep-flux, un onda estremamente lunga impiega svariati giorni prima di iniziare a divenire convergente sul polo ed il tempo che intercorre dal momento della sua formazione sino alla sua completa intrusione risulta molto esteso. Mano mano che l’onda tende a divenire intrusiva le velocità zonali diminuiscono (per fenomeni di attrito da cui si sviluppa il calore) e l’onda stessa tende a divenire più corta. Durante questo lungo periodo il Vortice tende progressivamente a disporsi in assetto ellittico, portando alla conseguente attivazione e propagazione dell’onda atlantica, che si genera proprio dall’ “impatto” del getto con il continente americano (montagne rocciose in particolare). Tuttavia in questa fase, poiché le velocità zonali (soprattutto alle quote medio-basse) risultano ancora molto elevate, anche l’onda atlantica per divenire ben stazionaria (presupposto fondamentale per assistere ad una lunga fase antizonale sull’Europa), deve risultare altamente energetica e raggiungere notevole lunghezza. Pertanto se l’asse iniziale (all’atto dell’innesco della wave 2) del basso VP risultasse anche di poco sfavorevole, l’onda atlantica non riuscirebbe ad acquisire quell’elevato livello di energia necessario per raggiungere la completa stazionarietà in un simile contesto, ed il flusso zonale atlantico riuscirebbe a ripartire “abbastanza” rapidamente.
    OSSERVIAMO ALLORA LA "PARTENZA" DELL'ONDA P IN QUEL DEGLI STATES ODIERNA :

  7. #7
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    IL MOVIMENTO ATTUALE DELLE ONDE SULL'EMISFERO BOREALE :

  8. #8
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    Le ondulazioni (onde di Rossby), una volta innescatesi, tendono a divenire via via più ampie, fino a raggiungere alternativamente le zone equatoriali e polari. A questo punto le singole onde, divenute ormai molto allungate nel verso dei meridiani, tendono a rompersi nella parte terminale (cut-off), isolando vortici a circolazione oraria, pieni di aria calda (anticicloni di blocco) alle alte latitudini, e vortici pieni di aria fredda (gocce fredde) a circolazione antioraria alle basse latitudini. Con questo processo si realizza un riscaldamento delle zone polari e un raffreddamento di quelle equatoriali. Lungo il tratto ascendente delle ondulazioni tendono a formarsi onde più corte (onde di Bjerknes) dalla cui evoluzione prendono poi origine i fronti, tipici sistemi responsabili a loro volta del maltempo che investe contemporaneamente vaste aree delle medie latitudini.
    In parole povere le onde di Rossby sono marcate ondulazioni della corrente a getto grazie alle quali si realizzano intensi scambi meridiani tra diverse le diverse celle. Dette ondulazioni sono responsabili della maggior parte dei fenomeni perturbati che investono l’Europa occidentale, nonché delle discese gelide alle nostre latitudini. Detto in modo semplicistico, le onde di Rossby sono (talvolta) associate agli anticicloni di blocco lungo i quali scorre aria più fredda di estrazione artica. Quello delle onde di Rossby è comunque un fenomeno di estrema importanza, di maggiore interesse soprattutto per le vicende meteorologiche del nord emisfero.

  9. #9
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    Per molti di noi i fenomeni atmosferici costituiscono quasi il paradigma dell'imprevedibilità. La natura improvvisa e spesso drammatica di molti cambiamenti nello stato dell'atmosfera contrasta con i forti condizionamenti che storicamente tali cambiamenti hanno imposto alle società umane. Ancora oggi vi sono abbondanti esempi (dai cicloni tropicali alle semplici nevicate) di come perfino società tecnologicamente molto avanzato possono subire danni gravi in ​​conseguenza di fenomeni meteorologici o essere condizionate, nelle loro scelte di politica, dalle prospettive di evoluzione climatica. Ancora maggiore è ovviamente l'impatto sui paesi meno sviluppati, in cui la quantità e la natura delle precipitazioni sono determinanti per la stessa sopravvivenza delle popolazioni. Il problema della previsione meteorologica è, pertanto, di enorme rilevanza pratica e negli ultimi decenni si è legato, in modo sempre più stretto, ai problemi della previsione dell'evoluzione del clima (ovvero dell'andamento dei valori medi dei parametri atmosferici nell'arco di decenni o addirittura di secoli) e della previsto dei livelli di inquinamento atmosferico. Delineeremo una breve storia dei modelli matematici per la previsione meteorologica e dei metodi numerici sviluppati nel corso del XX secolo per rendere praticamente possibili previsioni meteorologiche accurate su una descrizione matematica dello stato dell'atmosfera. Infine presenteremo alcuni risultati recenti della ricerca condotta presso il laboratorio MOX in questo settore.

  10. #10
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    IN CONCLUSIONE SI PUO' ASSERIRE CHE I MODELLI PRINCIP. , QUALI -- ECMWF - GFS - JMA - GEM CAN. - NASA - ICON DWD - ECC. ,

    SEGUENDO IN MODO DIRETTO GLI INDEX STAGIONALI PREPOSTI COME A.O. - N.A.O. - ENSO - ed i Multiannuali quali PDO - QBO - E SOPRATTUTTO AMO ,
    IN QUESTO FRANGENTE D'ASSESTAMENTO NUOVO CLIMATICO DOVUTO A DUE FEEDBACK PRINCIPALI

    [ LOW ACTIVITY SUN and AGW ] TALI INDICI SONO SURCLASSATI DALLA FORZA DI RIEQUILIBRIO RADIANTE MODULATA DALLA REIDISTRIBUZIONE ENERGETICA DELLE ONDE PLANETARIE ,

    RAGION PER CUI LA PREVISIONE METEOROLOGICA SUBISCE QUEST'INFUENZA FACENDO PER COSI' DIRE PASSARE UN ATTIMO IN 2° PIANO IL VALORE DEGLI INDEX.

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