La circolazione generale dell'atmosfera

L'andamento medio del vento e della pressione atmosferica osservato sul pianeta nel corso di molti decenni è la circolazione generale dell'atmosfera. Ovviamente è un'astrazione perché ogni giorno in ogni parte del globo vi sono deviazioni più o meno palesi da questo schema. E per fortuna! Altrimenti pioggia, siccità, caldo e freddo insisterebbero, ogni anno e con le medesime modalità, sempre sulle stesse aree del pianeta.

Tali scostamenti quotidiani dallo scenario previsto dalla circolazione generale non sono altro che il tempo.
Se il disaccordo persiste su una medesima area per settimane o addirittura per mesi, siamo, invece, di fronte a una anomalia nella circolazione generale dell'atmosfera.
Se poi l'anomalia dura per decenni, allora si tratta di un cambiamento climatico.

Comunque la struttura orizzontale della circolazione dell'atmosfera a un dato istante a scala planetaria mostra una grande complessità, perché i moti osservati sono generati dalla sovrapposizione simultanea di numerosi altri, alcuni a scala planetaria, altri a scala continentale stagionale, altri ancora a scala locale come quelli legati alle brezze, all'influenza deformatrice dell'orografia, ai temporali, agli ostacoli al suolo e alla turbolenza.
Per fortuna tali moti hanno dimensioni spaziali e durate temporali molto diverse tra di loro, per cui con opportune medie nello spazio e nel tempo è possibile separare le caratteristiche dei moti più grandi e più duraturi da quelli più piccoli e di più breve durata.

La circolazione teorica di Hadley
La circolazione generale dell'atmosfera è la diretta conseguenza della diversa intensità con cui il Sole riscalda le basse e le alte latitudini. E in effetti il bilancio energetico al suolo su base annuale tra la radiazione solare assorbita e la radiazione persa per irraggiamento nell'infrarosso, mostra un surplus di calore all'Equatore e un deficit ai poli (si veda la tabella seguente).

Latitudine	Frazione dell’area totale	Radiazione corta assorbita	Radiazione lunga emessa	Surplus (+) o deficit (-)
90°-60°	0,14	0,13	0,30	-0,17
60°-40°	0,22	0,23	0,29	-0,06
40°-20°	0,30	0,34	0,32	+0,02
20°-0°	0,34	0,39	0,29	+0,10

Bilancio energetico alle varie latitudini (in cal/cm2 al minuto)

Se tale disomogeneità non venisse prima o poi rimossa, la temperatura all'Equatore dovrebbe aumentare senza sosta, anno dopo anno, mentre quella ai poli dovrebbe essere in costante diminuzione. Siccome in realtà, almeno negli ultimi 6000-10.000 anni, lo squilibrio termico Equatore-poli non ha subito grossi scossoni, allora bisogna ipotizzare che nell'atmosfera esista un meccanismo mediante il quale il surplus di calore equatoriale viene trasportato verso più alte latitudini, onde appianare il deficit energetico polare. In effetti la ridistribuzione del calore a scala planetaria è affidata per quasi l'80% alla circolazione generale dell'atmosfera e per il restante 20% alle correnti oceaniche.
Partendo da tale presupposto, Hadley nel 1735 propose il primo modello per descrivere la circolazione generale.
In tale modello si suppone, per semplicità, che la Terra sia priva di rotazione e che abbia superficie omogenea, così da poter trascurare il diverso riscaldamento stagionale tra oceani e continenti.
Sulla colonna d'aria equatoriale il riscaldamento, dovuto al surplus di calore, provoca un moto ascendente all'interno della colonna stessa, mentre il progressivo raffreddamento da deficit calorico sulla corrispondente colonna d'aria polare aumenta la densità dell'aria, instaurando così moti discendenti.
Nella porzione troposferica superiore della colonna d'aria equatoriale, le correnti ascendenti determinano, per apporto d'aria dagli strati sottostanti, un aumento della pressione atmosferica (perché aumenta il peso della colonna d'aria avente la sua base nella media troposfera), con conseguente formazione di un'alta pressione rispetto alle zone circostanti. Al contrario nella parte superiore della colonna d'aria posta a latitudini polari, la sottrazione d'aria provocata dalle correnti discendenti favorisce la formazione di una bassa pressione rispetto alle aree circostanti. L'equilibrio tra le due colonne si è così spezzato, perché alle quote superiori le masse d'aria verranno sospinte dall'alta pressione verso la bassa pressione, ossia dall'Equatore verso i poli.

Ma tale fuoriuscita orizzontale di aria dalla colonna equatoriale determina, rispetto alle zone circostanti, una bassa pressione al suolo alla base della colonna, perché è diminuito il peso della colonna d'aria sovrastante. Viceversa l'afflusso di aria equatoriale sulla colonna polare dà luogo al suolo a un'alta pressione rispetto alle zone circostanti, essendo aumentato il peso totale che la colonna d'aria esercita sulla sua base al suolo.
Di conseguenza in prossimità del suolo, le masse d'aria saranno sospinte dai poli verso l'Equatore e quindi tra alte e basse latitudini si instaura una megacella convettiva chiusa, denominata cella di Hadley. Tale cella permetterebbe di spiegare gli scambi di calore tra Equatore e poli.

La circolazione reale osservata a scala planetaria
Il modello di circolazione proposto da Hadley mostra in realtà molte discrepanze rispetto alla circolazione generale realmente osservata nell'atmosfera.
In prossimità dell'Equatore si osserva una cintura di basse pressioni, mentre il Polo Nord e quello Sud sono sede di alte pressioni. Invece intorno a 30° N e 30° S è presente, in maniera permanente, la cosiddetta fascia di alta pressione subtropicale, della quale fanno parte l'Anticiclone delle Azzorre e l'Anticiclone del Pacifico.
Sotto l'azione congiunta della bassa pressione equatoriale e dell'alta pressione subtropicale, tra l'Equatore e i 30 gradi latitudine scorrono per tutto l'anno venti da nordest nell'emisfero nord e da sudest nell'emisfero sud. Tali venti sono gli Alisei, i quali hanno il merito storico di aver reso possibile le grandi esplorazioni marinare del passato e le traversate dell'Atlantico quando la navigazione era affidata esclusivamente alle vele. Per questo motivo sono noti anche come Trade winds.
Intorno a 60° di latitudine è invece presente, in entrambi gli emisferi, una fascia permanente di basse pressioni, delle quali fanno parte il Ciclone dell'Islanda (che, come l'Anticiclone delle Azzorre, ha notevole influenza sulle vicende del tempo sull'area euro-mediterranea) e il Ciclone delle Aleutine. Sotto l'azione simultanea di tale fascia di bassa pressione e di quella di alta pressione subtropicale, tra i 30 e i 60° di latitudine, scorrono le correnti occidentali (o westerly), le quali hanno un ruolo fondamentale sulle condizioni del tempo in tale fascia di latitudini. Sia il Polo Sud che il Polo Nord sono invece sede di alta pressione.
La circolazione appena descritta, rappresentativa dell'andamento medio annuale, subisce poi modifiche sensibili a livello stagionale a causa del diverso riscaldamento dei continenti rispetto alla terraferma.

 Campo medio globale della pressione al livello del mare in gennaio.

 Campo medio globale della pressione al livello del mare in luglio

In particolare la fascia di basse pressioni intorno a 60° in inverno si intensifica sul mare, ma si interrompe in corrispondenza dei continenti perché su questi ultimi il raffreddamento del suolo, in genere ricoperto di neve, dà luogo a due grandi centri stagionali di alta pressione, uno sul Canada e l'altro sul continente eurasiatico. La parte più occidentale dell'anticiclone eurasiatico è costituita dall'Anticiclone Russo, al quale sono collegate le fredde e secche correnti nord-orientali che in inverno talvolta irrompono sull'Adriatico e sulla Val Padana.
In estate, invece, la fascia depressionaria si espande sui continenti - che sono ora più caldi dei vicini oceani - ma tende ad affievolirsi sugli oceani perché in tale stagione i continenti sono, appunto, più caldi delle distese liquide oceaniche.
Al contrario, la fascia di alta pressione subtropicale in inverno si attenua sul mare, ma tende a saldarsi con l'alta pressione che, per raffreddamento, si forma sui continenti. In estate, invece, si rafforza sugli oceani e si interrompe sui continenti perché, come già detto, su questi ultimi tende a instaurarsi una bassa pressione. In particolare, nella stagione estiva anche il Mediterraneo diviene sede, rispetto alla terraferma circostante più calda, di un'alta pressione la quale tende a saldarsi con l'Anticiclone delle Azzorre, dando l'errata impressione che vi sia un'espansione estiva dell'Anticiclone delle Azzorre verso il Mare Nostrum.
Le differenze di pressione tra oceano e continente, per effetto dei centri barici a evoluzione stagionale, dà luogo a venti caratteristici (i Monsoni), che in inverno soffiano dal continente verso la terraferma e in estate in verso opposto. I Monsoni sono piuttosto attivi tra l'Asia e l'Oceano indiano mentre sono trascurabili sull'Atlantico per l'influenza termo-regolatrice della Corrente del Golfo.

Un modello della circolazione osservata
Il modello di Hadley, pur rendendo conto della presenza effettiva della fascia di bassa pressione al suolo all'Equatore e dell'alta pressione ai poli, è palesemente inadeguato per descrivere la circolazione atmosferica osservata a scala planetaria e appena descritta.
In effetti, tale modello non riesce a spiegare alcune importanti caratteristiche, come la fascia di alta pressione subtropicale a 30° e quella di bassa pressione intorno a 60°. Evidentemente l'ipotesi che la circolazione dell'atmosfera sia regolata solo dallo squilibrio energetico tra poli ed Equatore non è pienamente valida. L'incongruenza nasce dalla presenza della forza deviante di Coriolis, che nel modello a una megacella non veniva presa in considerazione.

La forza di Coriolis è una forza deviante dovuta alla rotazione della Terra, la quale crea una deviazione verso la destra del moto nell'emisfero nord e verso la sinistra in quello sud.

Introducendo l'effetto di deviazione delle correnti orizzontali da parte della forza di Coriolis, si deduce che, ad esempio nell'emisfero nord, a qualsiasi latitudine le correnti della medio-alta troposfera, dirette dall'Equatore verso il polo, tenderanno ad acquistare una forte componente occidentale, mentre quelle di ritorno nella bassa troposfera dovranno avere una componente orientale. A livello globale, il modello che ne deriva è una struttura a tre celle, come rappresentato nella figura seguente:

Sulla verticale dell'Equatore esistono, come previsto dal modello di Hadley, le correnti ascendenti di aria calda che, dopo aver raggiunto le alte quote, si dirigono poi verso nord, ma la cella di Hadley si interrompe intorno a 30° di latitudine perché la progressiva deviazione verso destra (nell'emisfero nord) imposta dalla forza di Coriolis, fa sì che, già intorno a 30° di latitudine, le correnti in quota, inizialmente dirette verso Nord, siano in realtà ormai allineate quasi da ovest verso est, interrompendo in tal modo anche il loro viaggio verso il Polo.
Ciò provoca, però, intorno a tale fascia di latitudini, un accumulo delle masse d'aria equatoriali, la cui unica via di uscita è il deflusso verso il basso fino al suolo, per poi ritornare verso l'Equatore come Alisei. Ecco perché nella fascia subtropicale l'atmosfera è animata permanentemente da correnti discendenti, le quali provocano, per subsidenza, il riscaldamento e l'essiccamento della colonna d'aria. Questo spiega anche perché in tale fascia si trovino le regioni più aride del pianeta.
In prossimità dell'Equatore vi è una zona, di posizione variabile tra l'inverno e l'estate, nella quale gli Alisei da nord-est dell'emisfero nord tendono a convergere con gli Alisei da sud-est dell'emisfero sud (ITCZ = Inter-Tropical Convergence Zone). È qui che le correnti ascendenti calde della cella di Hadley raggiungono la massima intensità e sono responsabili della elevata piovosità al di sopra della fascia tropicale dell'ITCZ.

Tra 30° e 60° di latitudine, dove le differenze termiche nord-sud sono più intense, la circolazione media meridionale è di verso opposto a quello previsto, secondo lo schema di Hadley, da una circolazione di tipo termico.
Infatti, in tale cella, denominata cella di Ferrel, l'aria si solleva sulla regione più fredda intorno a 60°, per poi ridiscendere nella regione più calda intorno a 30° di latitudine.
Esiste infine una terza cella sulle regioni polari, caratterizzata in realtà da una circolazione debole. Tale cella è di tipo termico. Infatti l'aria si solleva al di sopra della regione più calda intorno a 60° di latitudine e ridiscende nella zona più fredda che circonda i poli.

Circolazione dell'atmosfera a tre celle: di Hadley (H), di Ferrel (F) e polare (P). Sono indicate anche le posizioni del getto subtropicale (GST) e di quello polare (GP), della tropopausa tropicale (TT), intermedia (TI) e polare (TP), degli anticicloni subtropicali (As) e di quelli termici polari (At), delle alte (Am) e basse (Bm) pressioni mobili delle medie latitudini, degli alisei (AL) e della Zona di Convergenza Intertropicale (ZCIT)

Al suolo i venti hanno una componente da est nella fascia tra 35° N e 35° S, zona appunto occupata dagli Alisei, in corrispondenza del ramo di ritorno della cella di Hadley.
I venti al suolo hanno invece una componente occidentale nella regione delle medie latitudini occupata dalla cella di Ferrel e poi divengono ancora da est alle latitudini polari oltre 65°-70°.

Siccome in prossimità dell'Equatore la superficie terrestre è occupata in prevalenza dagli oceani, gli Alisei da NE o da SE, nel loro movimento di ritorno verso l'Equatore tendono a riscaldarsi e, nello stesso tempo, ad assorbire quantità notevoli di vapore acqueo. Quando poi le masse d'aria trasportate dagli Alisei raggiungono la ITCZ, le veloci correnti del ramo ascendente della cella di Hadley, fanno condensare la loro elevata umidità sotto forma di nubi temporalesche a imponente sviluppo verticale (fino a 20-25 km di altezza). Le immagini dai satelliti evidenziano quotidianamente questa fascia di densa nuvolosità lungo la fascia equatoriale e più marcata sugli oceani.
Lo schema appena descritto subisce alcune modifiche stagionali: la cella di Hadley nell'emisfero nord è ad esempio molto più estesa e intensa in inverno che in estate. Inoltre in estate si protende verso nord posizionandosi tra i 15° e i 45° di latitudine, mentre la cella di Hadley dell'emisfero sud si porta con il suo ramo ascendente fino a circa 15° di latitudine nord.
Anche la cella di Ferrel subisce un corrispondente spostamento stagionale. Infatti, mentre durante l'estate è nella regione tra 45° e 65° di latitudine, in inverno essa si allarga a tutta la fascia compresa tra 35° e 75°.