Vento termico

Il vento termico è un concetto pratico in meteorologia per calcolare la variazione del vento tra due altitudini quando si conosce la struttura della temperatura della massa d'aria.

Definizione

In uno strato dell'atmosfera terrestre , delimitato da superfici isobare inferiore (p 0 ) e superiore (p 1 ), il vento V che soffia in un punto generalmente non è lo stesso, né dalla sua direzione o velocità, nella parte superiore. il basso dello strato. La differenza vettoriale rappresenta questo taglio verticale subito dal vento tra il fondo e la sommità dello strato e definisce il “Vento termico” (V T ):

{\ displaystyle {\ vec {V}} _ {T} = {\ vec {V}} (p_ {1}) - {\ vec {V}} (p_ {0})}

Il vento è dovuto ad un equilibrio tra le varie forze che sono il gradiente di pressione , la forza di Coriolis , la gravità , la forza centrifuga e l' attrito . Su larga scala, nota come scala sinottica , e abbastanza alta da rendere trascurabile l'attrito al suolo, la pressione e Coriolis rimangono le uniche forze dell'equazione. Questo è l' equilibrio geostrofico che dà il vento geostrofico . Il vento geostrofico lungo le x ed y assi a quota (Z) di pressione costante è definita in atmosfera libera come:

{\ displaystyle v_ {g} = {\ frac {g} {f}} {\ frac {\ partial Z} {\ partial x}} \ qquad e \ qquad u_ {g} = - {\ frac {g} { f}} {\ frac {\ partial Z} {\ partial y}}}

Il vento termico diventa quindi:

{\ displaystyle {\ vec {V}} _ {T} = {\ vec {V}} _ {g} (p_ {1}) - {\ vec {V}} _ {g} (p_ {0}) }

Secondo questo equilibrio, utilizziamo l'ipotesi idrostatica e la legge dei gas ideali per calcolare la relazione tra pressione (p) e temperatura (T) :

{\ displaystyle {\ frac {\ partial Z} {\ partial p}} = - {\ frac {RT} {gp}}}

Combinando queste equazioni, otteniamo la relazione che dà il vento termico ( ): ${\ displaystyle V_ {T}}$

{\ displaystyle {\ vec {V}} _ {T} = {\ vec {V}} _ {g} (p_ {1}) - {\ vec {V}} _ {g} (p_ {0}) = - \ left ({\ frac {R} {f}} \ right) \ int _ {p_ {0}} ^ {p_ {1}} \ left ({\ vec {k}} \ times {\ vec { \ nabla}} T \ right) d \ ln \ p}

$f$ = fattore (o parametro) di Coriolis = ; ${\ displaystyle 2 \ Omega Sin \ phi}$
v g e u g sono le componenti lungo xey del vento geostrofico;
$\ Phi$ è il geopotenziale;
$\Omega$ = Velocità angolare di rotazione della Terra;
$\ phi$ = latitudine;
R = costante dei gas ideali;
g = accelerazione gravitazionale = 9,81 m / s 2 ;
${\ vec k}$ lungo l'asse z.

Formulazione con temperature

Se prendiamo una temperatura media nello strato tra e come , l'equazione per il vento termico diventa: $p_ {0}$ ${\ displaystyle p_ {1}}$ ${\ displaystyle {\ bar {T}}}$

{\ displaystyle {\ vec {V}} _ {T} = - {\ frac {R} {f}} \ left ({\ vec {k}} \ times {\ vec {\ nabla}} {\ bar { T}} \ right) _ {p} ln \ left ({\ frac {p_ {1}} {p_ {0}}} \ right)}

o in forma differenziale

{\ displaystyle {\ frac {\ partial {\ vec {V}} _ {G}} {\ partial z}} = {\ frac {g} {fT}} \ left ({\ vec {k}} \ times {\ vec {\ nabla}} T \ right) _ {p}}

Nota: essendo le differenziazioni a pressione costante, possiamo scrivere la formula anche in funzione della temperatura potenziale .

$\ freccia destra$ Il vento termico è quindi perpendicolare al gradiente di T, con le temperature più basse a sinistra nell'emisfero settentrionale (a destra in quello meridionale).

Formulazione con geopotenziale

O se trasformiamo questa equazione utilizzando il geopotenziale : ${\ displaystyle \ Phi = \ int _ {0} ^ {h} g (\ phi, z) \, dz \, \ qquad {\ begin {case} g (\ phi, z) = acc {\ acute {e }} l {\ acute {e}} razione \ de \ la \ gravit {\ acute {e}} \ locale \\ z = altezza \ in relazione \ al \ livello \ medio \ del \ mare \ end { case}}}$

Che danno:

{\ displaystyle {\ vec {\ mathbf {V}}} _ {T} = {\ frac {{\ vec {\ mathbf {k}}} \ times {\ vec {\ nabla}} (\ Phi _ {1 } - \ Phi _ {0})} {f}}}

$\ freccia destra$ Il vento termico è quindi perpendicolare al gradiente , con il geopotenziale più basso a sinistra nell'emisfero settentrionale (a destra in quello meridionale). $\ Phi$

Nota : il vento termico è indeterminato vicino all'equatore poiché y è zero e diventa infinito. ${\ displaystyle \, f}$ ${\ displaystyle V_ {T}}$

Proprietà

Dalla formulazione del vento termico si possono dedurre tre proprietà:

È tangente alle linee di uguale valore della temperatura media - o dello spessore geopotenziale - nello strato;
Ai lati di queste isoline lascia le temperature medie più basse alla sua sinistra nell'emisfero nord, alla sua destra nell'emisfero sud;
La sua intensità è proporzionale al gradiente isobarico della temperatura media nello strato.

Uso

Fronti e correnti a getto

Secondo la definizione di cui sopra, una massa d'aria in cui la variazione di temperatura con l'altitudine è la stessa ovunque non avrà vento termico. Il vento sarà lo stesso a tutte le altitudini, questa è chiamata massa d'aria barotropica . D'altra parte, quando c'è una variazione della temperatura media quando ci muoviamo lungo x o y, ciò implica che il vento varierà con l'altitudine ed è quindi un'atmosfera baroclina .

In realtà, di solito ci sono contrasti termici nell'atmosfera. Infatti i poli e l'equatore non vengono riscaldati allo stesso modo dal Sole a causa dell'angolo di incidenza dei raggi solari. Poiché le temperature più fredde sono ai poli e le più calde all'equatore, il gradiente di temperatura è diretto verso l'equatore. Secondo la definizione di vento termico, seguirà la perpendicolare a questo gradiente (le isoterme ) e sarà in una direzione generale da ovest a est. Tuttavia, la distribuzione della temperatura non è uniforme a causa dei movimenti dell'aria e il vento termico è quindi facilmente individuabile su una mappa meteorologica dalle zone dove la temperatura cambia rapidamente: le zone frontali . La frontogenesi è il processo di formazione o intensificazione di questi fronti, associato al vento termico.

In queste zone, il vento cambia rapidamente con l'altitudine e dà origine alla corrente a getto . Tuttavia, durante la tropopausa , la temperatura diventa stabile prima di riscaldarsi nella stratosfera . Poiché la tropopausa è più bassa ai poli che all'equatore, il vento termico cambia quindi direzione a questo livello perché la temperatura si riscalda più rapidamente al nord, il che inverte il gradiente termico e quindi il vento termico. Questo è ciò che forma la parte superiore della corrente a getto.

Avvezione della temperatura

Se il vento geostrofico ruota con l'altitudine, trasporta aria di una certa temperatura da un'area all'altra che ha una temperatura diversa. Questa è l'avvezione calda o fredda, a seconda dei casi. Questo cambia la distribuzione termica e crea naturalmente un vento termico.

Un'avvezione di aria calda da parte del vento geostrofico creerà quindi un gradiente termico perpendicolare al vento e quindi un vento termico verso est che provoca una rotazione destrogira dei venti in quota. Il contrario si verifica per l'avvezione a freddo.

Note e riferimenti

World Meteorological Organization , "Thermal Wind" ( Internet Archive versione 27 maggio 2016 ) , su Eumetcal .
"Il vento termico" (versione del 22 novembre, 2008 sul Internet Archive ) , su Météo-France .
Holton 2004 , p. 68-71 dove il geopotenziale si trasforma in Z $\ Phi$
Flusso in equilibrio , Dipartimento di Scienze della Terra e dell'Atmosfera presso UQAM ( leggi online [PDF] ).
E. Monteiro, " Corso 8: la struttura verticale del vento geostrofico, il vento termico " [PDF] , la meteorologia dinamica , UQAM ,2020(accesso 9 febbraio 2020 ) .
"Frontogenesis" (versione del 3 marzo 2016 su Internet Archive ) , su Eumetcal .

Bibliografia

(en) James R. Holton , An Introduction to Dynamic Meteorology , Amsterdam, stampa accademica Elsevier,2004, 535 p. ( ISBN 0-12-354015-1 , leggi online )
Sylvie Malardel , Fondamenti di meteorologia: alla scuola del tempo , Tolosa, Cépaduès-éd.,2005, 314 p. ( ISBN 2-85428-631-6 )
(en) Tim Vasquez , Manuale sulle previsioni del tempo ,2002, 198 p. ( ISBN 0-9706840-2-9 )

Vedi anche

Link esterno

" Il principio del vento termico " , sull'École normale supérieure de Lyon