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Corso sulla convergenza e sulla divergenza(Ultimo aggiornamento: 12/07/15 ) Obiettivo del corso:
Si definisce convergenza l'accumulo di aria, e divergenza la rarefazione di aria, in una regione o in uno strato dell'atmosfera. Lo strato di massima convergenza e divergenza si verifica tra i livelli 300 e 200 hPa. Questo strato coincide con quello dove registriamo i venti massimi dell'atmosfera, e dove rintracciamo di solito i nuclei della corrente a getto. I venti ad alta velocità sono direttamente correlati alla convergenza ed alla divergenza. Gli effetti combinati della direzione e dell'intensità del vento sono alla base dei flussi d'aria convergenti e divergenti. CONVERGENZA E DIVERGENZA (MOTI ELEMENTARI)Detto in parole povere, la convergenza è l'incremento di massa entro un determinato strato di atmosfera, mentre la divergenza è la diminuzione di massa. CONVERGENZAAffinché vi sia convergenza in un dato strato, i venti devono
determinare in quello strato un netto afflusso di aria. Generalmente, si associa
questo tipo di convergenza ad aree di bassa pressione, in cui la convergenza DIVERGENZAI venti in questa situazione producono un deflusso netto di aria all'esterno dello strato. Si associa questo tipo di divergenza alle celle di alta pressione, dove il flusso di aria è diretto dal centro alla periferia, causando un movimento discendente. SHEAR DELLA DIREZIONE DEL VENTOLe forme più semplici di convergenza e divergenza sono quelle che dipendono soltanto dalla direzione del vento. Non necessariamente due flussi di aria devono muoversi in direzione opposta per provocare divergenza, oppure dirigersi verso lo stesso punto per causare convergenza: ogni angolazione può essere utile per creare un afflusso netto di aria per convergenza oppure un deflusso netto per divergenza. SHEAR DELLA VELOCITA' DEL VENTOLa convergenza si verifica quando l'intensità del vento cala lungo la linea di flusso, il che equivale a dire che vi è accumulo di massa a monte del flusso stesso. Viceversa, si realizza divergenza quando il vento aumenta la propria velocità a valle del flusso, significando che è in corso un depauperamento di massa a monte del flusso. SHEAR DELLA DIREZIONE E DELL'INTENSITA' DEL VENTOL'intensità del vento, in relazione alla sua direzione, rappresenta altresì un notevole indicatore. Ad esempio, su una carta di analisi delle linee di flusso è possibile analizzare sia la direzione che l'intensità del vento, le variazione della velocità del vento lungo le linee di flusso, oppure la convergenza o la divergenza delle linee medesime. Di seguito riporto alcune delle combinazioni di variazione del vento in velocità ed in direzione:
Esistono altre situazioni in cui è più difficoltoso determinare se sia in atto convergenza o divergenza, come quando la velocità del vento decresce a valle e il flusso del vento diverge, oppure quando la velocità del vento aumenta a valle e il flusso del vento converge. In tali evenienze, è necessario compiere una speciale valutazione per determinare se vi è un afflusso o un deflusso netto di aria. DIVERGENZA E CONVERGENZA (MOTI COMPLESSI)In questa parte del corso, parleremo di convergenza e di divergenza ai livelli elevati, in relazione alle configurazioni tipiche del profilo a valle e dei modelli di avvezione che a tali configurazioni si accompagnano. L'avvezione nella bassa troposfera (ma anche l'avvezione stratosferica) certamente gioca un ampio ruolo nei meccanismi di variazione della pressione. Poiché il termine "divergenza" sta a significare perdita di massa, mentre "convergenza" denota guadagno di massa, il previsore si interessa di divergenza o di convergenza di massa al fine di stimare variazioni di pressione o di geopotenziale. Divergenza di massa nell'intera colonna d'aria produce caduta di pressione o di geopotenziale, mentre convergenza di massa nell'intera colonna d'aria provoca salita di pressione o di geopotenziale alla base della colonna stessa. CONVERGENZA E DIVERGENZA DI MASSALa convergenza e la divergenza di massa hanno implicazioni sia nel campo della densità che in quello della velocità. Ad ogni modo, si ritiene che C. e D. di massa dell'atmosfera siano in larga parte contenuti entro due strati:
Lo strato al di sotto del livello 400 hPa IL LIVELLO DI DENSITA' COSTANTEA circa 8 km (26000 ft), la densità è pressappoco costante. Questo livello, che è prossimo alla superficie di pressione 350 hPa, è denominato livello di densità costante (isopycnic level), con variazioni di massa al di sopra e al di sotto. Poiché la densità a 200 hPa è solamente quattro settimi della densità al livello di densità costante, la variazione di geopotenziale a 200 hPa dovrebbe risultare il doppio di quella al livello di densità costante (350 hPa) affinché si verifichino medesimi cambiamenti di geopotenziale/pressione. Di conseguenza, le variazioni di geopotenziale nella parte più bassa della stratosfera tendono al massimo sebbene le variazioni di pressione siano al massimo al livello di densità costante. La variazione di pressione al livello di densità costante comporterà variazioni nella corrispondente temperatura, al fine di mantenere costante la densità. E proprio perché a questo livello la densità può definirsi quasi costante, le necessarie variazioni di temperatura dovranno provenire da movimenti verticali. Quando a questo livello le pressioni sono in aumento, la temperatura dovrà anch'essa crescere per mantenere costante la densità. Un movimento discendente apporterà un aumento della temperatura. Analogamente, pressioni in diminuzione a questo livello richiedono decremento delle temperature per tener costante la densità. Temperature decrescenti in mancanza di avvezione possono essere provocate dalla salita attraverso questo livello. Perciò, al livello di densità costante, si associa aumento del geopotenziale alla subsidenza, e la caduta dello stesso alla convezione. LO STRATO 350-200 HPA.A 350 hPa, la subsidenza può essere conseguenza di convergenza orizzontale al livello superiore, mentre la convezione potrebbe derivare da divergenza orizzontale al livello superiore. Dal momento che geopotenziali in aumento nella troposfera superiore si risolvono in un sollevamento della tropopausa e della parte più bassa della stratosfera, la massima convergenza orizzontale deve verificarsi fra il livello di densità costante (350 hPa) e il livello medio della tropopausa (circa 250 hPa). Quanto detto è dovuto all'inversione del movimento verticale tra tropopausa e livello di densità costante. Perciò, il livello di massima convergenza orizzontale di velocità deve essere tra 300 e 200 hPa e questo è il meccanismo principale alla base dell'incremento di pressione o di geopotenziale negli strati superiori dell'aria. Analogamente, diminuzioni di geopotenziale sono provocate da divergenza orizzontale della velocità con un massimo nel suddetto medesimo livello. Si ha la massima divergenza in prossimità o poco al di sopra della tropopausa e più in vicinanza della 200 hPa piuttosto che della 300 hPa. Per tale ragione, è abbastanza realistico definire lo strato compreso tra le superfici di pressione 300 e 200 hPa, come quello in cui si verifica la massima convergenza e divergenza. Questo strato è anche quello in cui è normalmente posizionato il cuore della corrente a getto. Inoltre, gli effetti cumulativi del campo della temperatura media della troposfera causano il contrasto orizzontale più notevole nel campo dei venti. Il miglior livello per la determinazione della convergenza e della divergenza è quello della 300 hPa. Tuttavia, poiché le informazioni al livello 300 hPa sono insufficienti, spesso è più agevole determinare la presenza di C. e D. al livello 500 hPa. DIVERGENZA/CONVERGENZA E SISTEMI DI PRESSIONE AL SUOLOLa normale distribuzione di D. e C. in relazione al movimento dei sistemi barici è la seguente:
La convergenza ai bassi livelli davanti al minimo si manifesta di solito nello strato ove è in atto l'avvezione calda più intensa, e la D. ai bassi livelli nella parte posteriore della depressione si verifica laddove vi è la maggior avvezione fredda. La D. ai bassi livelli si evidenzia principalmente nello strato d'attrito (approssimativamente 3000 ft) e si pensa che ricopra un ruolo di minore importanza nella modifica dell'avvezione di spessore se comparata al riscaldamento e al raffreddamento derivante dalla sottostante superficie. Caratteristiche in quota della divergenza/convergenza.Davanti alla depressione, l'aria si solleva a causa della convergenza a bassa quota, con movimento ascensionale massimo al livello della non-divergenza e che si annulla al livello di massima divergenza orizzontale (all'incirca a 300 hPa). Sopra questo livello, si hanno movimenti discendenti. Dietro la depressione, è vero il contrario; il che equivale a dire movimento
discendente verso lo strato superficiale e movimento ascendente nell'alta
troposfera al si sopra del livello di massima convergenza
orizzontale. Nei
sistemi in approfondimento, la convergenza in alto alle spalle della depressione
è piccola o può essere anche negativa (= divergenza). In sistemi in
colmamento, la divergenza in alto da Pertanto, nello sviluppo e nel movimento delle alte pressioni al suolo o delle basse pressioni, sono coinvolte due circolazioni verticali, una al di sotto e una al di sopra del livello 300 hPa. La circolazione verticale più bassa è rivolta verso l'alto nelle aree depressionarie, e verso il basso negli anticicloni. La circolazione verticale alle quote superiori implica movimento verso il basso nella stratosfera sovrastante le aree depressionarie in sviluppo e movimento verso l'alto nell'alta troposfera e bassa stratosfera dell'anticiclone in formazione (vedi figura).
RICONOSCIMENTO DELLA DIVERGENZA (FLUSSO RETTILINEO A VALLE)La tecnica per determinare le aree di divergenza consiste nel porre attenzione a quelle zone in cui i venti forti puntano verso gradienti più deboli e che si presentano rettilinei. Quando l'inerzia porta una particella d'aria ad alta velocità dentro una regione a debole gradiente, essa possiede un'accelerazione di Coriolis troppo spinta per poter essere compensata dalla suddetta debole forza di gradiente. Perciò subisce una deviazione a destra. Quanto detto ha per risultato un deficit di massa a sinistra. Le particelle che hanno subito la deviazione a destra devono penetrare pressioni (o geopotenziali) più elevate e perciò sono costrette a rallentare finché non sono in equilibrio con il gradiente più debole. Di qui in poi esse possono incanalarsi lungo il letto delle isobare o del profilo esistente. RICONOSCIMENTO DELLA DIVERGENZA (FLUSSO DEBOLE A VALLE E CURVATO CICLONICAMENTE)Se i gradienti deboli a valle possiedono curvatura ciclonica, la divergenza conseguente all'afflusso di venti forti è ancora più marcata a causa dell'effetto addizionale delle forze centrifughe. RICONOSCIMENTO DELLA DIVERGENZA (FLUSSO A VALLE CURVATO ANTICICLONICAMENTE)L'effetto delle forze centrifughe su particelle veloci che curvano in senso anticiclonico, è di estrema importanza nel processo che vede aria ad alta velocità oltrepassare pronunciati promontori verso le adiacenti saccature, provocando aumento di pressione sul lato occidentale della saccatura. RICONOSCIMENTO DELLA DIVERGENZA (VENTI FORTI)Se le particelle ad alta velocità puntano verso profili divergenti e curvati ciclonicamente, si verificheranno ampie cadute del profilo a valle, a sinistra dei venti forti. Infine, un forte gradiente di pressione si produce a valle, alla destra dei venti forti, principalmente come conseguenza della caduta di pressione alla sinistra della direzione dei venti forti nel profilo ciclonico a debole gradiente di pressione. Normalmente, la deviazione dell'aria verso pressioni più alte è così lieve, che risulta davvero difficile osservarle in osservazioni di singolo vento. Comunque, quando il campo della pressione è molto debole a destra dell'entrante flusso ad alta velocità, si possono osservare angoli rilevanti tra vento e linee di profilo, specialmente ai livelli più bassi, a causa del trasporto di momento a valle come conseguenza della subsidenza, dove i gradienti sono ancora più deboli. Questo capita talvolta in maniera così vasta che il flusso del vento è considerevolmente più curvato in senso anticiclonico rispetto alle linee del profilo stesso. In rari casi ciò determina centri di circolazione anticiclonica fuori fase rispetto al centro di alta pressione. Tale condizione è transitoria, rendendo necessaria una migrazione del centro di pressione verso il centro di circolazione. Nei casi in cui il centro di alta pressione e il centro del flusso del vento anticiclonico siano fuori fase, il centro di pressione migrerà verso il centro della circolazione (che è di solito al centro della convergenza di massa). E' più consueto, comunque, che la componente del vento verso l'alta pressione sia molto lieve, e a meno che i venti e le linee di profilo non siano disegnate con grande precisione, la deviazione passa inosservata. Overshooting (scavalcamento del profilo) I venti ad alta velocità approssimanti un promontorio a forte curvatura, causano l'aumento del geopotenziale a valle del promontorio, a causa della fuoriuscita di aria ad alta velocità. E' noto dall'equazione del gradiente del vento che, per un dato gradiente di pressione, esiste una curvatura limite alla traiettoria di una particella d'aria che si sposta ad una data velocità. Spesso, sulle carte in quota, è possibile osservare promontori stazionari a
forte curvatura con venti intensi approssimanti il promontorio. L'esistenza di
ampi promontori I venti molto intensi in avvicinamento alla cresta del promontorio, a causa delle forze centrifughe, non sono in grado di compiere la brusca curva imposta dal profilo. Questi venti oltrepassano il promontorio conservando un moto anticiclonico, ma con minore curvatura rispetto al profilo del promontorio stesso, e lo attraversano in direzione delle basse pressioni (o dei bassi geopotenziali) poste a valle. Quanto detto può concludersi in una qualunque delle svariate conseguenze per la saccatura posta a valle, in relazione alla configurazione originale del promontorio e della saccatura, ma tutte queste conseguenze sono comunque basate sulla convergenza di massa nella saccatura a seguito dello "scavalcamento" (overshooting) del profilo del promontorio operato dal vento. Esaminiamo, dunque, quattro effetti delle zone di overshooting:
PROMONTORI A FORTE CURVATURA
Velocita' effettive del vento
VENTI DI SUBGRADIENTE
IMPORTANZA DELLA CONVERGENZA E DELLA DIVERGENZA
VARIAZIONI NELLA STABILITA'
EFFETTI SUL TEMPO
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dei venti verso il centro della depressione causa un incremento di massa
nell'area depressionaria e movimento ascendente dell'aria. In meteorologia, si
distinguono due tipi di convergenza, 
può essere preso in esame come 
a forte
curvatura in genere comporta una saccatura ben sviluppata a valle, e spesso in
questa saccatura vi è un minimo freddo o in fase di cutoff.