Capitolo 4 - L'Influenza dell'Atmosfera

Il sole e l'atmosfera guidano direttamente o indirettamente quasi tutti i processi dinamici dell'oceano. Le sorgenti dominanti di energia sono la luce solare, l'evaporazione, l'emissione infrarossa della superfice marina ed il calore sensibile del mare da venti caldi o freddi. I venti guidano la circolazione marina fino alla profondità di un kilometro. Il vento ed il mescolamento della marea guidano le correnti più profonde dell'oceano.

Il mare, a sua volta, é la sorgente dominante del calore che guida la circolazione atmosferica. La distribuzione irregolare della perdita e del guadagno di calore da parte del mare guida i venti dell'atmosfera. Il calore solare riscalda i mari tropicali, che evaporano, trasferendo calore all'atmosfera sotto forma di vapore acqueo. Il calore é rilasciato quando condensa diventando pioggia. I venti e le correnti portano il calore verso i poli, dove é perso nello spazio.

Poiché l'atmosfera guida l'oceano e l'oceano guida l'atmosfera, dobbiamo considerare l'oceano e l'atmosfera come un sistema dinamico accoppiato. In questo capitolo vedremo lo scambio di momento tra l'atmosfera e l'oceano. Nel Capitolo 5, esploreremo gli scambi di calore. Nel Capitolo 14 vedremo come l'oceano e l'atmosfera interagiscono nel Pacifico per produrre El Niño.

4.1 La terra nello Spazio

L'orbita della Terra intorno al Sole é quasi circolare ad una distanza media di 1.5 × 10⁸ km. L' eccentricità dell'orbita é piccola: 0.0168. Così la Terra é per 103.4% più lontana dal Sole all'afelio che al perielio, il momento in cui é più vicino al Sole. Il Perielio ricorre ogni anno in gennaio, ed il tempo esatto cambia di 20 minuti ogni anno. Nel 1995 , accadde il 3 gennaio. L'asse di rotazione terrestre é inclinato di 23.45° sul piano dell'orbita terrestre intorno al Sole (Figura 4.1). L'orientazione é tale che il Sole é propio sopra all'equatore negli equinozi primaverile ed autunnale, che cadono il 21 marzo ed il 21 settembre di ogni anno.

Figura 4.1 La Terra nello spazio. L'ellitticità dell'orbita della Terra intorno al Sole e l'inclinazione dell'asse di rotazione relativo al piano dell'orbita della Terra porta ad una ineguale distribuzione del calore ed alle stagioni.

La latitudine di 23.45° Nord e Sud sono il Tropico del Cancro e del Capricorno rispettivamente. The tropics lie equatorward of these latitudes. Come risultato dell'eccentricità dell'orbita terrestre, L'insolazione solare massima, mediata sulla superfice della Terra, accade ai primi di gennaio ogni anno. Come risultato dell'inclinazione dell'asse di rotazione della Terra, l'insolazione massima in ogni luogo fuori dai tropici accade intorno il 21 giugno nell'emisfero nord e intorno il 21 dicembre in quello sud.

Se l'insolazione fosse ridistribuita rapidamente ed efficientemente sulla terra, la temperatura massima dovrebbe cadere in Gennaio. Viceversa, se il calore fosse scarsamente ridistribuito, La temperatura massima nell'emisfero nord accadrebbe in estate. Così é chiaro che il calore non é cos' rapidamente ridistribuito dai venti e dalle correnti marine.

4.2 Il Sistema Atmosferico del Vento

La figura 4.2 mostra la distribuzione della pressione atmosferica a livello del mare, mediata nel periodo 1979-2001. La mappa mostra forti gradienti di pressione tra i 40° e i 60° di latitude sud, i quaranta ruggenti, gradienti più deboli nei subtropici intorno a i 30° di latitudine, trade-winds da est nei tropici, e gradienti più deboli da est vicino l'equatore. La pressione atmosferica é il risultato di una distribuzione irregolare del calore solare. Il vento sorpra la superfice del mare é parallela alle isolinee di pressione costante, ed la velocità del vento é proporzionale al gradiente della pressione (la spaziatura delle isolinee). Le figure 4.4A e 4.4B mostrano la distribuzione dei venti superficiali, mediata in giugno, luglio e agosto ed in dicembre, gennaio e febbraio.

Figura 4.2 Mappa della pressione annuale media al livello del mare, calcolata dalla rianalisi di 20 anni del data-set ECMWF. Da Kallberg et al (2005).

Un semplice atlante della distribuzione dei venti nell'atmosfera (Figura 4.3) mostra che i venti superficiali sono influenzati dalle convezioni equatoriali e da altri processi che avvengono nell'atmosfera. Il valore medio della velocità del vento sopra l'oceano é (Wentz et al., 1984) : U₁₀ = 7.4 m/s

Figura 4.3 Schema semplificato della circolazione atmosferica della Terra forzata dal calore solare, che riscalda ai tropici e raffredda ad alte latitudini. Sinistra: Le celle meridionali nell'atmosfera e l'influenza della rotazione terrestre sul vento. Destra: Sezione dell'atmosfera che mostra le due maggiori celle della circolazione meridionale. Dalla Open University (1989a).

Le mappe dei venti superficiali (Figure 4.4A e 4.4B) cambiano tra loro qualcosa con le stagioni. I più vistosi cambiamenti sono nell'Oceano Indiano e nel Pacifico occidentale ?? (Figure 4.4) ??. Entrambe le regioni sono influenzate dal monsone asiatico. In inverno la massa di aria fredda sopra la Siberia crea una zona di alta pressione alla superfice, e poi l'aria fredda si muove verso sud-est, attraversa il Giappone ed il caldo Kuroshio, estraendo calore dall'oceano. In estate, il minimo termico sopra il Tibet attrae la calda e umida aria dell'Oceano Indiano per la stagione delle piogge sopra l'India.

Figura 4.4A Mappa della media annuale dei venti a 10-metri in giugno, luglio ed agosto, calcolati dalla rianalisi dei dati di 20 anni del ECMWF. Da Kallberg et al (2005).

Figura 4.4B Mappa della media annuale dei venti a 10-metri in dicembre, gennaio e febbraio, calcolati dalla rianalisi dei dati di 20 anni del ECMWF. Da Kallberg et al (2005).

4.3 Lo Strato Limite Planetario

L'atmosfera nei primi 100m dalla superfice marina é influenzata dallo sforzo laterale turbolento del vento sul mare e dal flusso di calore attraverso la superfice. Questo é chiamato lo strato limite dell'atmosfera . Il suo spessore Z_i varia da poche decine di metri per venti deboli che soffiano sull'acqua più fredda dell'aria, a circa un kilometro per i venti più forti che soffiano sull' acqua più calda dell'aria. Al di sopra dello strato limite planetario la frizione non é importante ed il vento é calcolato dal gradiente di pressione superficiale tracciato in sezione 4.2.

La parte più bassa dello strato limite atmosferico é lo strato di superfice. Dentro questo strato, che ha uno spessore di ≈ 0.1 Z_i, i flussi verticali di calore ed il momento sono quasi costanti.

La velocità del vento varia con il logaritmo dell'altezza dentro lo strato superficiale ?? for neutral stability ??. Vedi lo strato limite turbolento sopra un piano piatto nel Capitolo 8. Quindi, l'altezza della misura del vento é importante. Di solito, i venti sono riportati con valori riferiti ad una altezza di 10 m sul livello marino U₁₀.

4.4 La Misura del Vento

Il vento sul mare é stato misurato per secoli. Maury (1855) fu il primo a reccogliere sistematicamente i rapporti sul vento e a mapparli. Recentemente, la National Atmospheric and Oceanic Administration (NOAA) ha raccolto, preparato e digitalizzato milioni di osservazioni di più di un secolo. I risultati del International Comprehensive Ocean, Atmosphere Data Set ICOADS, discussi nel §5.5 , sono ampiamente usati per studiare la forzante atmosferica del mare.

La nostra conoscenza dei venti alla superfice marina deriva da molte sorgenti. Di seguito sono elencate le più importanti in un grezzo ordine di relativa importanza.

Scala Beaufort
Di gran lunga la più comune sorgente di dati di vento riporta la velocità riferita alla scala Beaufort scale. Ancora nel 1990, il 60% dei venti riportati nei giornali di bordo dal Nord Atlantico usano la scala Beaufort. La scala é basata su caratteristiche, come la copertura della schiuma e la forma delle onde, viste da un osservatore da una nave (Tabella 4.1).

La scala fu originariamente proposta dall'Ammiraglio Sir F. Beaufort nel 1806 per dare la forza del vento sulle vele della nave. Fu adottata dal British Admiralty nel 1838 e divenne subito di uso generale.

L'International Meteorological Committee adottò la scala della forza per l'uso internazionale nel 1874. Nel 1926 venne adottata una scala riveduta che dava la velocità del vento ad una altezza di 6 metri corrispondente al numero di Beaufort. La scala fu di nuovo riveduta nel 1946 per estenderla a velocità del vento più alte e dare la velocità del vento equivalente a 10 metri. Nel 1946 la scala fu basata sulla formula empirica U₁₀ = 0.836 B^3/2, dove B = Numero di Beaufort Number U₁₀ é la velocità del vento in metri al secondo ad una altezza di 10 metri (List, 1966). Più recentemente, vari gruppi hanno rivisto la scala Beaufort, comparando ?? Beaufort force ?? con misure del vento da nave. Kent & Taylor (1997) hanno comparato le varie revisioni della scala con venti misurati da nave con anemometri posti ad altezze conosciute. I valori raccomandati sono dati in tabella 4.1.

Gli osservatori da nave di solito riportano le osservazione sul tempo, che includono la forza Beaufort, quattro volte al giorno, a mezzanotte, alle 6:00 del mattino, a mezzogiorno ed alle 18:00 del Greenwich Mean Time (0000Z, 0600Z, 1200Z, and 1800Z). I rapporti sono codificati e trasmessi via radio alle agenzie metereologiche nazionali. L'errore più grande nei rapporti é l'errore di campionamento. Le navi sono irregolarmente distribuite nell'oceano. Tendono ad evitare le alte latitudini in inverno e gli uragani in estate; in più, poche navi attraversano l'emisfero sud (figura 4.5). Comunque, l'accuratezza é intorno al 10%.

Figura 4.5 Punti delle osservazioni di superfice fatte da navi VOS (volunteer observing ships) e trasmesse alle agenzie metereologiche nazionali. Dal NOAA, National Ocean Service.

Scatterometri
Oggi, le osservazioni del vento sul mare vengono principalmente da scatterometri su satelliti. Lo scatterometro é uno strumento molto simile ad un radar che misura lo scatter di onde radio The scatterometer is a instrument very much like a radar that measures the scatter of centimeter-wavelength radio waves from small, centimeter-wavelength waves on the sea surface. The area of the sea covered by small waves, their amplitude, and their orientation depends on wind speed and direction. The scatterometer measures scatter from 2-4 directions, from which wind speed and direction are calculated.

Gli scatterometri su ERS-1 ed ERS-2 hanno fatto misure globali del vento dallo spazio fin dal 1991. Lo scatterometro della NASA su ADEOS ha misurato i venti per un periodo di sei mesi, cominciando nel novembre del 1996 e finendo con la prematura avaria del satellite. é stato rimpiazzato da Quickscat lanciato il 19 giugno del 1999. Quikscat vede il 93% dell'oceano ogni 24 hr con una risoluzione di 25 km.

Freilich and Dunbar (1999) riportano che , dopotutto, lo scatterometro della NASA su ADEOS ha misurato la velocità del vento con una accuratezza di ± 1.3 m/s. L'errore nella direzione del vento é stato di ± 17°. La risoluzione spaziale é stata 25 km. I dati da Quikscat hanno una accuratezza di ± 1 m/s.

Poiché gli scatterometri vedono un'area specifica di oceano soltanto una volta al giorno oppure una volta ogni due giorni, i dati devono essere usati da modelli numerici metereologici per avere mappe del vento a 6 ore, richieste per alcuni studi.

Windsat
Windsat é un sistema satellitare sperimentale, polarimetrico con radiometro a micro-onde, sviluppato dalla US Navy che misura la quantità e la polarizzazione della radiazione a microonde trasmessa dal mare ad un angolo tra i 50° e i 55° relativo alla verticale ed a cinque frequenze. é stato lanciato il 6 gennaio 2003 sul satellite Coriolis. Il segnale radio ricevuto é una funzione della velocità del vento, della temperatura superficiale, della pioggia e della quantità di acqua nelle nuvole. Dalla osservazione simultanea di molte frequenze, i dati degli strumenti sono usati per calcolare la velocità e la direzione del vento superficiale, la temperatura superficiale, l'acqua totale precipitabile, total precipitable water, integrated cloud liquid water, and rain rate over the ocean senza riguardo all'ora del giorno oppure alla copertura nuvolosa.

I venti sono calcolati sopra la maggior parte dell'oceano su una griglia di 25 km una volta al giorno. I venti misurati dal Windsat hanno una accuratezza di ± 2 m/s nella velocità e ± 20° nella direzione, su un range di 5–25 m/s.

Special Sensor Microwave SSM/I
Un altro strumento satellitare che é largamente usato per misurare la velocità del vento é lo Special-Sensor Microwave/Imager (SSM/I), usato, fin dal 1987, sui satelliti della U.S. Defense Meteorological Satellite Program in orbite simili a quelli metereologici del NOAA, che orbitano sopra i poli. Lo strumento misura la radiazione a microonde emessa dal mare ad un angolo di circa 60° dalla verticale. L'emissione é una funzione della velocità del vento, del vapore acqueo nell'atmosfera, e della quantità di acqua nelle gocce delle nuvole. Dall'osservazione di molte frequenze simultaneamente, i dati dello strumento sono usati per calcolare la velocità del vento alla superfice.

I venti misurati dal SSM/I hanno una accuratezza di ± 2 m/s in velocità. Quando sono integrati con le analisi del vento del ECMWF (glossario: European Center for Medium-range Weather Forecast) a 1000 mb, la direzione del vento può essere calcolata con ± 22° (Atlas, Hoffman, e Bloom, 1993). I dati globali sono disponibili dal luglio 1987 su una griglia di 2.5° di longitudine per 2.0° di latitudine ogni 6 ore. (Atlas et al., 1996). Ma bisogna ricordare che lo strumento vede un'area specifica di mare solo una volta al giorno e le mappe a 6 ore hanno grossi buchi.

Anemometri su Navi
Le osservazioni da satellite sono completate dai venti trasmessi alle agenzie metereologiche dagli osservatori che leggono gli anemometri sulle navi. Gli anemometri sono letti quattro volte al giorno al tempo GMT e trasmessi via radio alle agenzie metereologiche.

Di nuovo, l'errore più grosso é quello del campionamento. Poche navi sono equipaggiate con anemometri calibrati. Queste navi sono sopratutto navi commerciali che partecipano ai programmi VOS (figura 4.5). Queste navi sono visitate nei porti dagli scienziati che controllano gli strumenti e se necessario li rimpiazzano; inoltre scaricano i dati misurati a mare. La accuratezza delle misure di vento di queste navi é circa ± 2 m/s.

Anemometri Calibrati su Boe metereologiche
Le misure più accurate del vento sul mare sono fatte da anemometri calibrati posizionati su boe metereologiche ancorate. Sfortunatamente ce ne sono poche di queste boe, forse soltanto un centinaio sparse intorno al mondo. Alcune, come la rete del Tropical Atmosphere Ocean (TAO) nel Pacifico tropicale (Figura 14.14), forniscono dati da aree remote scarsamente visitate dalle navi, ma molte sono localizzate al largo delle aree costiere. Il NOAA gestisce le boe al largo degli USA e del TAO in Pacifico. I dati dalle boe costiere sono mediate per otto minuti prima di ogni ora e trasmessi a terra via connessioni satellitari.

La migliore accuratezza degli anemometri su boe operate dal National Data Buoy Center é più grande di ± 1 m/s oppure 10% per la velocità e ± 10° per la direzione (Beardsley et al., 1997).

Il Calcolo del Vento

I satelliti, le navi e le boe misurano i venti in varie località ed in tempi vari.Se si vuole usare le osservazioni per calcolare la media mensile dei venti sul mare, allora le osservazioni devono essere mediate e distribuite su una griglia uniforme. Se vuoi usare i dati di vento in modelli numerici delle correnti marine, allora i dati saranno poco utili. Sei di fronte ad un problema molto comune: come prendere tutte le osservazioni fatte in un periodo di sei ore e determinare i venti sul mare in una griglia fissa ?

Una sorgente dei dati di vento su un grigliato sopra il mare é la Analisi di Superfice (surface analysis) calcolata da modelli metereologici numerici. La strategia usata per produrre i venti su griglia a sei ore é chiamata sequential estimation techniques oppure data assimilation. "Le misure sono usate per preparare le condizioni iniziali per il modello, che integra in avanti nel tempo fino a che sono disponibili ulteriori misure. Al che, il modello é re-inizializzatò' (Bennett, 1992: 67). La condizione iniziale é chiamata analysis.

Di solito, tutte le misure disponibili sono usate nell'analysis, incluse le osservazioni da stazione sulla terra, la pressione e la temperatura riportate da navi e boe, i venti dagli scatterometri dei satelliti e i dati dai satelliti metereologici. Il modello interpola le misure per produrre una analisi consistente con le osservazioni precedenti ed attuali. Daley (1991) descrive queste tecniche in considerevole dettaglio.

Surface Analysis da modelli metereologici numerici
Forse i dati del modello metereologico più usati sono quelli del European Centre for Medium-range Weather Forecasts ECMWF. Il modello calcola una surface analysis che include i venti ed i flussi di calore (vedi Capitolo 5) ogni sei ore su una griglia di 1°x1° da un modello dello strato limite. I valori calcolati sono archiviati con una griglia di 2.5°. Perciò, le mappe dei venti dai modelli metereologici numerici perdono il dettaglio visto nelle mappe dei dati scatterometrici, che hanno una griglia di un 1/4°.

I calcoli dei venti del ECMWF hanno una accuratezza relativamente buona. Freilich e Dunbar (1999) stimano che la accuratezza per la velocità del vento a 10 metri é ±1.5 m/s, and ± 18° per la direzione.

L'accuratezza nell'emisfero sud é probabilmente altrettanto buona che in quello nord, perché i continenti non spezzano il flusso così come nell'emisfero nord, e perché gli scatterometri danno una posizione accurata delle tempeste e dei fronti sopra l'oceano.

Anche il NOAA National Centers for Environmental Prediction e la US Navy producono analisi globali e previsioni a sei ore.

Output rianalizzati da Modelli metereologici numerici
Le Surface analys del tempo di alcune regioni sono state prodotte per più di cento anni e dell'intera Terra fin dal 1950. Le surface analys calcolate dai modelli numerici della circolazione terrestre sono stati disponibili per decenni. Per tutto questo periodo, i metodi per calcolare le surface analys sono costantemente cambiati, perché i metereologi lavorano per fare previsioni sempre più accurate. I flussi calcolati dalle analisi sono quindi non consistenti nel tempo. Le differenze possono essere più grandi della variabilità interannuale dei flussi (White, 1996). Per minimizzare questo problema, le agenzie metereologiche hanno preso tutti i dati archiviati ed li hanno rianalizzati usando i modelli numerici migliori per produrre una surface analysis uniforme ed internamente consistente.

I dati rianalizzati sono usati per studiare i processi oceanici ed atmosferici del passato. Le surface analysis diffuse ogni sei ore dalle agenzie del tempo sono usate soltanto per problemi che richiedono informazioni molto aggiornate. Per esempio, se stai progettando una struttura al largo, probabilmente userai decenni di dati rianalizzati. Se stai operando su una struttura al largo, vorrai vedere la surface analysis e la previsione pubblicata ogni sei ore dalla agenzia metereologica.

Sorgenti di Dati Rianalizzati Il flusso di Analyzed surface sono disponibili dai centri metereologici nazionali che operano modelli numerici per la previsione del tempo.

1. La U.S. National Centers for Environmental Predictions, lavorando con il National Center for Atmospheric Research ha prodotto il NCEP/NCAR rianalisi basata su 51 anni di dati metereologici dal 1948 al 2005 usando la versione del 25 gennaio 1995 del loro modello di previsione. La rianalisi usa le osservazioni di superfice e delle navi per includere reanalysis period is being extended forward to include all date up to the present with about a three-day delay in producing data sets. La rianalisi usa osservazioni di superfice dalle navi più i dati da satellite. I prodotti della rianalisi sono disponibili ad ogni sei ore su una griglia di 192x94 punti con una risoluzione spaziale di 209 km e con 28 livelli verticali. Importanti sub-set della rianalisi, inclusi i surface flux, sono disponibili su CD-ROM (Kalnay et al. 1996; Kistler et al. 2000).
2. Lo European Centre for Medium-range Weather Forecasts (ECMWF) ha rianalizzato 45 anni di dati del tempo dal settembre del 1957 ad agosto del 2002: ERA-40, usando il loro modello di previsione del 2001 (Uppala et al. 2005). La rianalisi usa principalmente gli stessi dati di superfice e delle navi usati nella rianalisi del NCEP/NCAR più i dati dai satelliti ERS-1 , ERS-2 e SSM/I. I prodotti di ERA-40 alla massima risoluzione sono disponibili ogni sei ore su una griglia di 160 × 320 punti con una risoluzione spaziale di 1,125° e con 60 livelli verticali. I prodotti di ERA-40 alla risoluzione di base sono disponibili ogni sei ore con una risoluzione spaziale di 2.5° e con 23 livelli verticali. La rianalisi include un modello di onde oceaniche che calcola l'altezza delle onde ed il loro spettro ogni sei ore su una griglia di 1.5°.

4.5 La Spinta del Vento

Il vento, da solo, di solito non é interessante. Spesso siamo molto più interessati alla foza del vento oppure al lavoro fatto dal vento. La forza orizzontale del vento sulla superfice marina é detta (wind stress) sforzo del vento. Messo in un altro modo, é il trasferimento verticale del momento orizzontale. Perciò il momento é trasferito dall'atmosfera all'oceano dallo sforzo del vento. Lo sforzo del vento T é calcolato da:

dove ρ = 1.3k g/m³ é la densità dell'aria, U₁₀ é la velocità del vento a 10 metri, and C_D é il coefficiente di attrito. C_Dé misurato usando le tecniche descritte nel §5.6. Strumenti a risposta rapida misurano le fluttuazioni della velocità entro 10-20 m dalla superfice marina, da cui T é direttamente calcolata. La correlazione di T con U²₁₀ dà C_D (Figura 4.7).

Figura 4.6 Osservazioni del coefficiente di attrito in funzione della velocità del vento. U10 dieci metri dalla superfice marina. La linea solida é 1000 CD = 0.44 + 0.063 U10 proposta da Smith (1980) e la linea trattegiata viene da Charnock (1955). Da Smith (1980).

Varie misure di C_D , basate su misure accurate, della turbolenza nello strato limite marino, sono state pubblicate. Trenberth et al., 1989) e Harrison (1989) discutono l'accuratezza di un effettivo coefficiente di attrito collegando lo sforzo del vento all velocità del vento su scala globale. Forse il valore pubblicato più recente é quello di Yelland e Taylor (1996), che dà:

per uno strato limite neutralmente stabile. Altri valori sono listati nella tabella 1 ed in Figura 4.7. ????

4.6 Concetti Importanti

1. Il Sole é la sorgente primaria di energia che guida l'Atmosfera e l'Oceano.
   
   
2. C'é uno strato limite alla base dell'Atmosfera dove la velocità del vento aumenta con l'altezza, e nel quale i flussi di calore ed il momento sono costanti nei primi 10-20 m.
   
   
3. Il vento é misurato in molti modi differenti. Il più comune proviene dalle osservazioni fatte a mare dalla scala del vento Beaufort. Il vento é misurato dallo spazio usando scatterometri e radiometri a micronde. L'output dai modelli di circolazione atmosferica é forse la più utile sorgente della velocità globale del vento.
   
   
4. Il flusso del momento dall'atmosfera all'oceano: lo sforzo del vento, é calcolato dalla velocità del vento usando un coefficiente di sforzo laterale.