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9. ATMOSFERA: PROPRIETÀ, STRUTTURE BARICHE,

CIRCOLAZIONE GENERALE

Proprietà dell’Atmosfera

ATMOSFERA TERRESTRE

involucro di gas che circonda il pianeta

subisce l’influenza della forza di gravità terrestre

partecipa al moto planetario di rotazione terrestre

la rotazione influenza le correnti atmosferiche

subisce l’influenza della morfologia planetaria

l’orografia influenza le correnti atmosferiche

tra 0 e 100 km (ben rimescolata)

– gas presenti ovunque in percentuali fisse (azoto, ossigeno, gas nobili )

Azoto : 78.084%Ossigeno : 20.95%Argon : 0.934%Ne, He, H : tracce

– gas con variazioni percentuali in tempi lunghi (anidride carbonica, metano, N2O,…)

– gas in quantità variabili ed a quote preferenziali (ozono, vapore acqueo,..)

+ pulviscolo atmosferico (primi km)

COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA

tra 100 e 130 km: stessi gas, diverse percentuali – maggior presenza di ossigenotra 130 e 1100 km: prevalenza di azoto e ossigeno atomicooltre 1100 km: prevalenza di elio ed idrogeno


AZOTO E OSSIGENO costituiscono oltre il 99% dell’atmosfera ma non hanno alcun ruolo

nei fenomeni meteorologici

Le componenti variabili invece hanno grande importanza meteorologica:

-vapore acqueo (scambi energetici, limite alla dispersione del calore irradiato dalla Terra sotto forma di radiazione infrarossa)

-pulviscolo atmosferico (naturale o artificiale, che influisce sulla formazione delle nubi, e che funge da nucleo di condensazione).


– variabilità di comportamento

– alternanza di massimi e minimi

– serie di strati a profilo termico uniforme

- strati di transizione a temperatura costante

PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: TEMPERATURA

strati a profilo termico uniforme–troposfera : temperatura decrescente con la quota–stratosfera :temperatura crescente–mesosfera : temperatura decrescente– strati esterni ( termosfera, ionosfera, esosfera): temperature crescenti (superiori al migliaio di gradi)

strati di transizione a temperatura costante–tropopausa–stratopausa–mesopausa


TROPOSFERA

– altezza variabile per rotazione terrestre circa 8 km ai poli circa 12 km latitudini intermedie circa 18 km all’equatore

– temperatura diminuisce con la quota valore medio s.l.m. : 15°C valore medio a quota massima: - 55°C

– sede di tutti i fenomeni meteorologici

TROPOPAUSA

– spessore dell’ordine di una decina di km

– temperatura costante - 55°C

– presenza delle correnti a getto


Esempio:Milano-Linate, 5/8/08

PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità

Le molecole costituenti l’atmosfera sono tenute vicine alla superficie terrestre per gravità.

Questo provoca una diminuzione rapida della pressione nei primi livelli atmosferici.

Sotto i 5.5 km sono collocate più della metà delle molecole atmosferiche, e quindi la pressione diminuisce di circa il 50% nei primi 5.5 km.Sopra questa quota la P continua a diminuire ma a tasso sempre minore.

diminuzione con la quota


a temperatura di 15° e alla latitudine di 45° 15’ 13’’N

VALORE MEDIO DELLA PRESSIONE al livello del mare è

1 atm = 760 mmHg = 101325 N/m2 = 101325 Pa = 1013,25 hPa1 Pa = 1N/m2 = 10 dine/cm2


l’aria è un fluido comprimibile⇒ gli strati più bassi sono più compressi e più densi, in quanto sostengono il peso della maggior parte dell’atmosfera

⇒ gli strati superiori sono meno compressi e meno densi (vi è meno aria che pesa al di sopra)

⇒ all’ aumentare della quota di riferimento, per variare la pressione di 1 hPa si devono considerare variazioni di quota sempre più ampie



Variazioni stagionali di pressione STAGIONALI:

sono legate al riscaldamento / raffreddamento differenziati di alcune zone della terra in ragione dei periodi dell’anno in cui si producono strutture bariche permanenti o semipermanenti. (Es: Anticiclone delle Azzorre,Depressione sull’Islanda,Alta polare artica ed antartica,Anticiclone e depressione monsonica asiatica)


VARIAZIONI GIORNALIEREmeno di 1 hPa zone temperate, qualche hPa Tropici

Due massimi e due minimi nelle 24 ore

– massimi alle 10 e 22 localiminimi alle 16 e 4 locali

VARIAZIONI GEOGRAFICHE ALTIMETRICHE

VARIAZIONI GRAVIMETRICHE

VARIAZIONI TERMOMETRICHE


Oltre a quelle già citate, esistono variazioni della pressione “locali” o “di campo”

prodotte dai moti atmosferici a tutte le scale e responsabili del cambiamento repentino delle condizioni del tempo in una determinata zona del nostro pianeta.

Possono essere variazioni legate al gradiente orizzontale della pressione oppure ai moti verticali della massa d’aria.

AVVETTIVE - sono operate dal moto orizzontale di uno o più strati della colonna d’aria preesistente (in deflusso) con aria (in afflusso) più calda o più fredda

per CONVERGENZA o DIVERGENZA – legate all’incremento o depauperamento di massa d’aria per effetto di afflusso o deflusso orizzontale differenziato

dovute a MOTI VERTICALI - sono variazioni che causano in seno ad una sezione della colonna atmosferica un aumento o una diminuzione della densità.

CONFRONTO TRA PRESSIONI MISURATE

⇒occorre portare il dato di pressione al livello medio del mare(Mean Sea Level pressure):

– confrontare pressioni misurate in diverse località– determinare la variazione orizzontale della pressione– riferita a superficie di altezza costante (MSL)– tabelle trasformano pressione da misurata in MSL

riduzione a 0°C– necessaria con barometri a mercurio– mercurio caldo è meno denso del mercurio freddo– tabelle riducono a 0°C le letture del barometro

RIDUZIONE DELLA PRESSIONE AL LIVELLO DEL MARE (QFF)Per fare questa operazione si usa la formula ipsometrica di Laplace:

dove Tm = temperatura media della colonna d'aria della stazione di rilevamento al mare secondo l'atmosfera reale cioè:

Z = altitudine del barometroP° = QFFP = QFE

Il QFF è il valore di pressione con il quale vengono tracciate le isobare delle carte al suolo, quelle carte cioè , che sono mostrate nelle varie trasmissioni televisive di previsioni del tempo.

La pressione atmosferica essendo un valore puntuale,variabile nel tempo e nello spazio, deve avere degli orari di rilevamento ed un riporto topografico uguale per tutti, per poter essere comparato ed usato per elaborare le carte sinottiche della situazione al suolo

A tale proposito il tempo standard è quello di Greenwich,indicato nelle carte con UTC (Universal Time Coordinated) od anche tempo Z (Zulu).Gli orari stabiliti per le osservazioni sono i seguenti:

00.00 12.00 utc ore di osservazione sinottica di base

00.00 06.00 12.00 18.00 utc ore di osservazioni sinottiche principali

03.00 09.00 15.00 21.00 utc ore di osservazioni sinottiche intermedie

Le osservazioni dei vari parametri meteo delle stazioni di rilevamento del WMO (World Meteorological Organization) vengono eseguite nei 15 minuti precedenti l'orario standard, mentre la lettura della Pressione Atmosferica avviene esattamente all'ora standard stabilita.

Linee bianche: campo barico a livello del mare

Caratteristiche dell'Atmosfera Standard ICAO

International Civil Aviation Organization

Latitudine di 45°:

Aria secca (umidità relativa: 0%) priva di impuritàPressione atmosferica al livello medio del mare: 1 atm = 1013.25 hPaTemperatura al livello medio del mare: 15° CDensità dell'aria al livello medio del mare: 1.225 kg/m³Gradiente barico verticale: −1 hPa ogni 27 ft di altitudineGradiente termico verticale: −6.5 K ogni 1000 m di altitudine fino a 11000 m (quindi T = -56,5 °C alla tropopausa) Troposfera tra 0 e 11 km

Sulla base di questo, vengono stilate delle tabelle contenenti le caratteristiche dell'aria standard a diverse altezze, e vengono tarati gli altimetri di bordo dei velivoli.

SUPERFICI ISOBARICHE

⇒ superficie 3D di punti uguale pressione

rilevare quota punti con determinati valori pressione: sondaggio atmosferico

l’altezza di punti aventi uguale pressione:– varia da località a località– dipende condizioni aria al suolo– influisce sui movimenti masse d’aria in quota e suolo

costruzione di superfici isobariche:– unione punti di uguale pressionea quote diverse

SUPERFICI ISOBARICHE

su una superficie isobarica:

– tutti i punti hanno uguale pressione ma quote diverse

– isoipse uniscono punti stessa quota (intervalli di 40 o 60 metri)

– distanza tra superfici isobariche dipende dalla temperatura aria intermedia (temperatura alta, aria dilata, distanza cresce - temperatura bassa, aria comprime, distanza diminuisce)

-superfici isobariche standard (uso aeronautico): 850 hPa (1500 m)700 hPa (3000 m)500 hPa (5500 m)400 hPa (7000 m)300 hPa (9000 m)200 hPa : tropopausa

Geopotenziale : lavoro svolto per spostare verso l'alto ad una altezza h una massa d'aria unitaria. È nullo, per convenzione, al livello del mare.

Esempio:=1 kg x 9.8 N/kg x 1000 m = 9800 N m = 9800 J= energia geopotenziale

Energia geopotenziale / 9.8 = altezza geopotenziale = 1000 metri

L' altezza geopotenziale indicata sulle carte bariche si ottiene dal rapporto tra geopotenziale e forza di gravità media al livello del mare, che è circa 9.8 m/sec2; la sua unità di misura è il gpdam (geopotenziale per decametro) e risulta essere pressoché identica all'altitudine sul livello del mare del luogo preso in considerazione.

Esempio 2 : carta a 850 hPa

Esempio 1 : carta a 500 hPa

Strutture bariche

STRUTTURE BARICHE

Definito il valore “normale” della pressione atmosferica in aria “standard” , nelle in cui esiste una pressione superiore a quello “normale” siamo area di ALTA PRESSIONE mentre dove la pressione ha un valore minore siamo in aree di BASSA PRESSIONE.

ALTA PRESSIONE, ANTICICLONE o MASSIMO di PRESSIONE : area chiusa di pressioni dal valore crescente dalla periferia verso il centro con il massimo al centro.Gli anticicloni al suolo possono avere origine dinamica (“schiacciamento” di masse d’aria, es. anticiclone delle azorre) o termica (su aree fredde ad es. come l’anticiclone russo-siberiano)

BASSA PRESSIONE, DEPRESSIONE, CICLONE o MINIMO DEPRESSIONARIO: area chiusa di pressioni dal valore decrescente dalla periferia verso il centro con il minimo al centro. Un’area ciclonica presente al suolo si può originare per cause dinamiche (convergenza al suolo e risalita di masse d’aria, divergenza in quota) o termiche (es. uno strato di aria calda).

STRUTTURE BARICHE

PROMONTORIO : lingua di alta pressione che si protende da un anticiclone con valori di pressione decrescenti

SACCATURA : lingua di bassa pressione che si protende da una depressione con valori di pressione crescenti

SELLA BARICA : zona compresa tra due minimi depressionari e due anticicloni opposti; in essa la pressione e’ costante o quasi costante .

SELLA BARICA

SACCATURA

PROMONTORIO

STRUTTURE BARICHE

PENDIO : area compresa tra una depressione o saccatura e un anticiclone o promontorio contigui o comunque tra due zone dove esiste una differenza orizzontale di pressione.

AREA DI PRESSIONI LIVELLATE : zona in cui la pressione per grandi estensioni di spazio non presenta sostanziali variazioni.

PENDIO AREA DI PRESSIONI LIVELLATE

STRUTTURE BARICHE

Minim

i dep

ress

ionar

i

anticiclone

Pressione livellata

sella

pendio

promontorio

Circolazioneciclonica e anticiclonica

Vento al top del PBL e nella libera atmosfera

Forza di coriolis Vento geostrofico

L’effetto dell’attrito è trascurabile

vento di gradiente Da zone a HP a zone LP

Isobare curve e forza centrifuga_ cicloni

Nel caso in esame: la forza centrifuga è diretta come la Forza di Coriolis, in direzione opposta al vento di gradiente. La parcella d’aria in movimento quindi sarebbe portata ad allontanarsi dal centro di rotazione, ma questo non avviene perché esiste un meccanismo di ri-equilibrio delle forze grazie alla diminuzione della forza di Coriolis (v/figura).

Il vento risultante reale è quindi inferiore rispetto al vento geostrofico (subgeostrofico)

Nel caso in esame: la direzione della forza centrifuga è uguale a quella del vento di gradiente e opposta alla Forza di Coriolis.La parcella d’aria in movimento quindi sarebbe portata ad allontanarsi dal centro di rotazione, ma questo non avviene perché esiste un meccanismo di ri-equilibrio delle forze dato dall’aumento della forza di Coriolis (il vento di gradiente e la forza centrifuga non possono variare).Questo fa si che il vento risultante reale sia quindi notevolmente superiore rispetto al vento geostrofico (spergeostrofico)

Isobare curve e forza centrifuga_ anticicloni

Quindi l’effetto della forza curvatura delle isobare è il seguente:

Nelle isobare a curvatura anticiclonica, il vento è SUPERIORE rispetto al caso ipotetico di isobare rettilinee, a parità di gradiente barico.

Nelle isobare a curvatura ciclonica il vento è INFERIORE rispetto al caso ipotetico di isobare rettilinee, a parità di gradiente barico.

N.B. : Nella realtà si osservano venti molto più intensi in corrispondenza delle depressioni (cicloni) in quanto il gradiente barico è notevolmente superiore rispetto a quello degli anticicloni !

Notare che se all’Equatore la Forza di Coriolis è nulla, quindi:

XX

In prossimità dell’equatore possono esistere solo cicloni, non anticicloni.

Fra 30 e 10 ° N e S, la forza di Coriolis ancora presente permette di imprimere alle masse d’aria una curvatura ciclonica. Più le isobare sono curve, più i venti sono intensi!

ATTRITOSi risente dell’effetto dell’attrito, che fa variare l’intensità e la direzione del vento

Gli elementi superficiali di rugosità alterano la velocità del vento, e anche la direzione.Su tipiche aree continentali a 10 m dal suolo, l’angolo di deviazione è circa 30-40 gradi rispetto alla direzione del vento geostrofico. Sulle superfici marine è circa 15 gradi.Quindi quando una massa d’aria si sposta da una superficie all’altra variano sia la velocità del vento, sia la direzione.

Quando si considera l’effetto dell’attrito al suolo, oltre ad una diminuzione della velocità del vento si ha quindi un cambiamento di direzione.

Per i centri depressionari dell’emisfero nord, il flusso d’aria al suolo è diretto in senso antiorario verso il centro dell’area depressionaria. Questo provoca CONVERGENZA di masse d’aria in superficie (= divergenza in quota), risalita e formazione di pioggia e perturbazioni.

Per gli anticicloni dell’emisfero nord, il flusso d’aria al suolo è diretto in senso orario dal centro verso la periferia. Questo provoca DIVERGENZA di masse d’aria al suolo (= convergenza in quota), e subsidenza.

Visione d’insieme

È importante considerare le 3 dimensioni dei moti atmosferici

ATMOSFERA: CIRCOLAZIONE GENERALE

I moti d’aria nell’atmosfera (venti) si generano per differenze di pressione, a qualunque scala ci si trovi.Le differenze di pressione, a loro volta, possono essere dovute al differente riscaldamento di diverse regioni del globo (ad esempio, le zone tropicali/equatoriali ricevono maggiore energia rispetto alle alte latitudini).

Caso ipotetico : terra “omogenea” (no terre/oceani) e non in rotazione

Cella di Hadley unica

Caso reale : terra “non-omogenea” e in rotazione

Terra in rotazione, periodo 24 ore⇒ modello a singola Cella di Hadley non è più plausibile⇒ modello complesso di circolazione atmosferica basato su 3 celle:

1 – Cella di Hadley 0° - 30°N2 – Cella di Ferrell extratropicale 30°N - 60°N3 – Cella polare 60°N - 90°N

Cella di Hadley

Cella di Ferrell

Cella polare

Per capire i moti dell’atmosfera bisogna tenere conto di :1 - Legge di Coriolis 2 – Legge di conservazione momento assoluto angolare

LEGGE DI CORIOLISUna particella d'aria che viaggi dall'equatore verso il polo subisce una deviazione

verso destra nell'emisfero settentrionale e verso sinistra in quello meridionaledeviazione che va crescendo con la latitudine.

F (forza deviante o forza di Coriolis)F = 2 ω sen Φ V

ω = velocità angolare della Terra, costanteΦ = latitudineV = velocità dell’aria

Per capire i moti dell’atmosfera bisogna tenere conto di :1 - Legge di Coriolis 2 – Legge di conservazione momento assoluto angolare

LEGGE DELLA CONSERVAZIONE DEL MOMENTO ANGOLARE

Il momento assoluto della quantità di moto o momento angolare di una particella è COSTANTE.Quindi poiché all' aumentare della latitudine il raggio diminuisce mentre il momento è costante, la

velocità della particella deve necessariamente aumentare.quindi al crescere della latitudine aumenterà anche l'intensità del vento occidentale.

Questo genera negli alti strati dei massimi del vento da ovest chiamati correnti a getto.

La circolazione atmosferica generale è data dalla combinazione di

moti atmosferici verticali e orizzontali

Moti atmosferici verticali: Danno origine ai sistemi barici dinamici

Moti atmosferici orizzontali:Circolazione zonale e meridiana

⇓Estesa anche a tutta la circonferenza terrestre

⇒ fascia di ∼ 30° lat.

⇒ estesi su tutto lo spessore della troposfera

I moti atmosferici orizzontali meridiani e zonali danno origine al sistema di venti permanenti come:

- alisei (venti intertropicali)

-- venti occidentali (westerlies) delle medie latitudini

- venti orientali polari

MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI

Venti occidentali

alisei

Venti orientali

ALISEI (trade winds)

– quote inferiori a 1 - 2 km (venti al suolo)

– velocità (media ca. 13 nodi) e direzione (da NE em. Nord, da SE em.Sud) costanti lungo tutto l’anno.

–spirano tra latitudini Nord e Sud comprese tra 5° e 30°; la zona di convergenza all’equatore è compresa tra 3 e 5 ° lat. N e S (convergenza intertropicale ITCZ). E’ anche detta “zona di calme o equatoriali”, ed è situata fra gli alisei di nord-est e quelli di sud-est.

A causa delle notevoli correnti ascendenti si verificano spesso forti rovesci di pioggia, temporali e groppi nella ITCZ. Questa inoltre si sposta verso nord e verso sud seguendo il movimento annuo del sole.

–In quota la circolazione è invertita : controalisei– inversione periodica (scala diversi anni) alisei : El Niño


VENTI OCCIDENTALI (Westerlies)

-spirano nelle zone temperate tra circa 30 e 60 gradi di latitudine N e S, e sono prevalentemente diretti lungo i paralleli.L’interfaccia tra masse d’aria polari (marittime e continentali) e tropicali genera perturbazioni al flusso dei Westerlies.

Se i venti occidentali non subissero perturbazioni ma avessero moto perfettamente zonale lo scambio di masse d’aria tra le zone calde equatoriali e le zone fredde polari non potrebbe avvenire. Si accumulerebbe quindi calore nelle aree equatoriali/tropicali e si avrebbe un deficit nelle aree polari, che a sua volta porterebbe ad un aumento dei gradienti termici meridiani e ad una intensificazione dei venti.



In realtà si formano ondulazioni al flusso zonale che tendono a divenire sempre più ampie. Al suolo, lungo il tratto ascendente, queste onde corte (onde di Bjerknes) si evolvono fino a formare sistemi frontali (v/Figura).



In quota, talvolta queste ondulazioni (Onde di Rossby) diventano molto allungate in senso meridiano, fino a rompersi nella parte terminale formando vortici freddi (gocce fredde, v/figura) o anticicloni di blocco.


VENTI ORIENTALI POLARI (Polar Easterlies)

-spirano nelle zone polari N e S, sono prevalentemente diretti lungo i paralleli.

-negli strati atmosferici più bassi la direzione è dal polo (N e S) verso il 60° parallelo, mentre in quota è il contrario.


MOTI ATMOSFERICI VERTICALII movimenti verticali dell’atmosfera sono organizzati in “celle”.Le celle di Hadley in particolare, sono confinate tra l’equatore e i tropici (30°N e S) e sono composte da un ramo ascendente (salita in quota di aria calda) all’equatore e da un ramo discendente (discesa al suolo di masse d’aria) a latitudini subtropicali. In quota, si formano correnti meridiane verso i poli, al suolo correnti meridiane verso l’equatore.

Celle di Hadley

MOTI ATMOSFERICI VERTICALI

In concomitanza dei rami discendenti delle celle di Hadley si formano zone di alta pressione subtropicale; per divergenza, una parte dell’aria si dirige poi verso i poli, un’altra parte verso l’equatore. Al suolo, intorno a 30° N e S si formano zone di alta pressione permanente (di origine dinamica) come l’anticiclone delle Azzorre, mentre a livello equatoriale si ha una fascia di basse pressioni.

HP subtropicali




Alle alte latitudini è presente un'altra cella convettiva (cella di Hadley polare, o cella polare) simile a quella fra equatore e basse latitudini. Questa cella è caratterizzata da un ramo ascendente tra 60° N e S e da un ramo discendente in corrispondenza del polo.

In prossimità dei 60° N e S quindi, i movimenti d’aria sono prevalentemente ascendenti ed è presente una fascia permanente di bassa pressione, alla quale appartengono anche i cicloni (dinamici) d’Islanda e quello delle Aleutine.

L’alta pressione sulle aree polari è permanente.


Infine, tra 35° e 60° di latitudine in entrambi gli emisferi esiste una terza cella che è denominata “Cella di Ferrel”.

La cella di Ferrel tuttavia non è una buona rappresentazione della realtà, e appare spesso “discontinua”, a causa della forte variabilità nel regime dei westerlies.

LE CORRENTI A GETTO

In ciascun emisfero, in corrispondenza dei limiti superiori della troposfera e nella bassa stratosfera, scorrono le CORRENTI A GETTO (jet streams), velocissime (arrivano anche a 600 Km/h, ma velocità di 100-200 Km/h sono frequenti), la cui intensità aumenta con la quota e presenta un massimo intorno a 10 km di altezza (variabile, generalmente intorno a 250 hPa).

LE CORRENTI A GETTO

forte gradiente verticale e laterale dell’intensità

del vento

uno o più massimi di velocità

Responsabili delle correnti a getto sono le differenze di temperatura, che producono differenzedi pressione, e la rotazione della Terra. Quindi le correnti a getto segnano i confini tra aria caldae fredda e si trovano nelle aree (come le zone frontali) dove sono maggiori i gradienti di temperatura. In queste aree i gradienti di pressione sono maggiori proprio alla quota dove sitrovano le correnti a getto.

La direzione delle “jet streams” segue i paralleli, ma la sua posizione è molto variabile. La corrente a getto ha un piccolo spessore verticale (2-3 Km), relativamente stretta sul piano orizzontale (100-400 km), molto allungata nel senso delle correnti (qualche migliaio di chilometri) e sovrasta le zone di massimo contrasto termico al suolo tra masse di aria fredde e calde.

LE CORRENTI A GETTO

La linea di demarcazione tra masse d'aria polare e subtropicale è disposta a zigzag lungo i paralleli, a causa delle variazioni delle correnti occidentali. Di conseguenza anche la corrente a getto, costretta a seguire il fronte polare, acquista ampie oscillazioni meridiane che vengono chiamate onde di Rossby. La lunghezza d’onda è tipicamente nell’ordine di qualche migliaia di km.

Ondulazioni delle correnti occidentali a 500 mb

LE CORRENTI A GETTO

È importante legare ciò che succede in quota a ciò che succede al suolo

Lo sviluppo delle depressioni mobili (cicloni extratropicali delle medie latitudini) è legato alla divergenza in quota, in corrispondenza dei rami sudoccidentali delle ondulazioni della jet streampolare.

Strutture bariche semi-permanentiHP Azzorre-bermudaHP PacificoLP AleutineLP Islanda

Strutture bariche stagionali:HP SiberianaHP Canadese

Strutture bariche semi-permanenti

HP Azzorre-bermudaHP PacificoLP Islanda

Strutture bariche stagionali: si noti la bassa pressione sul continente asiatico.

ITCZ più a Nord rispetto a Gennaio

CIRCOLAZIONI TERMICHE

Prendono origine da gradienti barici in quota generati da gradienti orizzontali di temperatura dovuti al riscaldamento differenziale di superfici.

Esempio: i MONSONI

MONSONE ESTIVO MONSONE INVERNALE

Appendice

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