Circolazione generale - idpa - sezione di milano

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

COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA 

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)


tra 100 e 130 km: stessi gas, diverse percentuali – maggior presenza di ossigeno 

tra 130 e 1100 km: prevalenza di azoto e ossigeno atomico 

oltre 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).

PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: TEMPERATURA 

– variabilità di comportamento 

– alternanza di massimi e minimi 

– serie di strati a profilo termico uniforme 

- strati di transizione a temperatura costante


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

PROPRIETA’ DELL’ATMOSFERA: Pressione e densità 

diminuzione con la quota 

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.


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/m 2 = 101325 Pa = 1013,25 hPa 

1 Pa = 1N/m 2 = 10 dine/cm 2


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 GIORNALIERE 

meno di 1 hPa zone temperate, qualche hPa Tropici 

Due massimi e due minimi nelle 24 ore 

– massimi alle 10 e 22 locali 

minimi 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 barometro 

P° = QFF 

P = 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

Latitudine di 45°: 

Caratteristiche dell'Atmosfera Standard 

ICAO 

International Civil Aviation Organization 

Aria secca (umidità relativa: 0%) priva di impurità 

Pressione atmosferica al livello medio del mare: 1 atm = 1013.25 hPa 

Temperatura al livello medio del mare: 15° C 

Densità dell'aria al livello medio del mare: 1.225 kg/m³ 

Gradiente barico verticale: −1 hPa ogni 27 ft di altitudine 

Gradiente 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 pressione 

a 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/sec 2 ; 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).

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 . 

PROMONTORIO 


SACCATURA 

SELLA BARICA


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

Minimi depressionari 

sella 

anticiclone 

pendio 

promontorio 

Pressione 

livellata

Circolazione 

ciclonica e anticiclonica

L’effetto dell’attrito è trascurabile 

vento di gradiente 

Da zone a HP a zone LP 

Vento al top del PBL e nella libera atmosfera 

Forza di coriolis Vento geostrofico

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)

Isobare curve e forza centrifuga_ anticicloni 

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)

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: 

X 

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! 

X

ATTRITO 

Si 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°N 

2 – Cella di Ferrell extratropicale 30°N - 60°N 

3 – Cella polare 60°N - 90°N 

Cella polare 

Cella di Ferrell 

Cella di Hadley

Per capire i moti dell’atmosfera bisogna tenere conto di : 

1 - Legge di Coriolis 

2 – Legge di conservazione momento assoluto angolare 

LEGGE DI CORIOLIS 

Una particella d'aria che viaggi dall'equatore verso il polo subisce una deviazione 

verso destra nell'emisfero settentrionale e verso sinistra in quello meridionale 

deviazione che va crescendo con la latitudine. 

F (forza deviante o forza di Coriolis) 

F = 2 ω sen Φ V 

ω = velocità angolare della Terra, costante 

Φ = latitudine 

V = 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 

⇒ 

⇒ fascia di ∼ 30° lat. 

⇓ 

Estesa anche a tutta la circonferenza terrestre 

estesi su tutto lo spessore della troposfera

MOTI ATMOSFERICI ORIZZONTALI : I VENTI PERMANENTI 

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 

Venti occidentali 

alisei 

Venti orientali


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

ALISEI (trade winds) 

– 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 VERTICALI 

I 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

MOTI ATMOSFERICI VERTICALI


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).

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 differenze 

di pressione, e la rotazione della Terra. Quindi le correnti a getto segnano i confini tra aria calda 

e 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 si 

trovano 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.

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

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 stream 

polare. 

LE CORRENTI A GETTO

Strutture bariche semi-permanenti 

HP Azzorre-bermuda 

HP Pacifico 

LP Aleutine 

LP Islanda 

Strutture bariche stagionali: 

HP Siberiana 

HP Canadese

Strutture bariche semipermanenti 

HP Azzorre-bermuda 

HP Pacifico 

LP 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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