SISTEMI FRONTALI: parte terza.

di Puppo Francesco

L’atmosfera terrestre si manifesta come un involucro gassoso estremamente dinamico e capace di instaurare dei flussi atmosferici a scala globale talmente intensi e talvolta instabili da portare alla formazione dei cicloni extratropicali. Quest’ultimi sono strutture di bassa pressione caratterizzate da una notevole estensione orizzontale, e con scala diversa anche verticale, che si generano nelle ondulazioni del fronte polare e delle onde di Rossby in generale. Alle nostre latitudini essi si originano preferibilmente sull’Atlantico centro-settentrionale e poichè la circolazione avviene mediamente da ovest verso est, il loro movimento presenta una direttrice ovest-est; ciò indirizza verso le regioni europee i sistemi frontali associati ai loro cicloni determinando periodi anche prolungati di tempo perturbato. Analizziamo meglio: in sostanza i fronti cosa sono?
In generale, con il termine fronte si intende la superficie o zona di transizione tra due masse d’aria che possiedono caratteristiche termodinamiche ed ottiche diverse quali temperatura, umidità, densità, visibilità (Fig. 1.1)
Il fronte, inoltre, è anche sede di differenze di intensità e direzione del vento sia in orizzontale che lungo la verticale nonché di altri processi termodinamici che nell’insieme svolgono il ruolo di abbassare e smorzare il contrasto termico esistente tra i due volumi d’aria; una delle principali conseguenze di tutto ciò è la formazione di nuvolosità e precipitazioni lungo la zona frontale. Per quanto riguarda lo spostamento a grande scala, i sistemi frontali si muovono insieme al ciclone al quale sono associati e nel contempo ruotano attorno al suo centro in senso antiorario, con velocità di circa 40km/h, con picchi di 60-70km/h. La velocità infatti dipende dall’intensità dei venti perpendicolari al fronte. (Fig. 1.2-3-4)
Se la massa d’aria fredda (polare) si muove verso quella di aria calda (equatoriale) siamo in presenza di un fronte freddo: esso consiste quindi in un’irruzione di aria fredda che si estende dal suolo (ove viene evidenziato dalle omonime carte meteorologiche) fino agli strati medio-alti e che viaggia verso zone e volumi d’aria prima occupati da aria più calda.
Ma quali sono i segnali che ci avvertono dell’arrivo di un fronte freddo? Andiamo con ordine: prima dell’arrivo del fronte la pressione cala, i venti spirano dai quadranti meridionali e in cielo può presentarsi nuvolosità di tipo altostratificata. In prossimità del fronte invece, essendo l’aria fredda in arrivo più densa di quella presente, essa penetra scalzando l’aria più calda la quale, sollevata prepotentemente, porta alla formazione di nuvolosità. Infatti a causa del rapido moto ascensionale l’aria calda è soggetta ad un raffreddamento dovuto al sollevamento detto adiabatico che porta alla condensazione del vapore acqueo in microscopiche goccioline di acqua (passaggio di stato da gassoso a liquido); che alla fine costituiscono la massa della nube; ebbene nel fronte freddo si osserva uno spiccato e massiccio sviluppo verticale che porta alla formazione di nubi cumuliformi responsabili di temporali, rovesci o piogge convettive relativamente durature.
Cosa accade invece dopo il passaggio del fronte freddo? La pressione atmosferica inizia a salire, il vento subisce un cambiamento sia in direzione che in intensità mentre, gradualmente, la nuvolosità tende a diminuire ed il cielo si apre sempre di più; tuttavia le schiarite producono un maggior irraggiamento solare che favorisce il riscaldamento degli strati d’aria più vicini al suolo, mentre nel contempo permane aria più fredda in quelli superiori. Questa è una situazione termodinamicamente instabile (freddo su caldo) che favorisce lo sviluppo di temporali termoconvettivi postfrontali (Fig. 2.1)
E il fronte caldo?
Il fronte caldo, che in un sistema frontale precede il fronte freddo, è invece una zona di transizione che separa aria calda in arrivo da quella fredda preesistente. Come ben sappiamo, l’aria calda è meno densa di quella fredda e tenderà quindi a scivolare e sollevarsi sopra quest’ultima in maniera meno irruenta di quanto faceva l’aria nel fronte freddo. Come già spiegato, il sollevamento verticale di un volume d’aria porta alla saturazione e, se il moto continua, ad una successiva condensazione con conseguente formazione di nubi. Poichè lo scivolamento dell’aria calda avviene lungo un ideale piano meno inclinato rispetto a quello del fronte freddo ecco che si generano nubi di tipo stratiforme proprio per la maggior componente orizzontale. Per questo motivo il fronte caldo è caratterizzato da precipitazioni diffuse e persistenti, di intensità variabile in quanto dipendenti dall’acqua precipitabile presente nelle nuvole, inconseguenze particolare le nubi maggiormente presenti nel fronte caldo sono i nembostrati. I principali parametri che subiscono modifiche al transito del fronte sono: la pressione atmosferica che diminuisce gradualmente prima dell’arrivo del fronte per poi aumentare al passaggio dello stesso; la temperatura che davanti al fronte risulta più bassa sia per la matrice fredda dell’aria e sia per il raffreddamento connesso alle precipitazioni, essa al transito del fronte è destinata pertanto ad aumentare (Fig. 2.2)
Infine un sistema frontale completo annovera anche il fronte occluso e ciò si realizza quando il fronte freddo, più veloce di quello caldo, raggiunge quest’ultimo, il risultato è una fenomenologia che fa un mix delle caratteristiche sia del fronte freddo che di caldo. Infine il fronte occluso segna l’avvio della fase finale o maturità del ciclone e ciò avviene quando raggiunge al suo interno il valore più basso di pressione atmosferica; da questo momento, esauriti i contrasti termodinamici, il ciclone tenderà gradualmente a dissolversi entro qualche giorno; tuttavia nella fase iniziale di questo lasso di tempo perdurano comunque precipitazioni abbondanti e bassi valori della temperatura, oltre alla possibilità di significativa ventilazione. (Fig. 1.5)
In conclusione, la prossima volta che il nostro territorio sarà interessato da precipitazioni o da fenomeni di origine frontale, saremo più consapevoli delle dinamiche che l’atmosfera mette in atto per ottenere quell’equilibrio termico terrestre tanto a noi difficilmente comprensibile quanto in verità necessario per la nostra stessa vita, e quella delle altre creature che popolano la Terra.

CICLOGENESI E CICLONI EXTRATROPICALI

-parte seconda-
di Puppo Francesco.

Come si può percepire nelle giornate caratterizzate da fenomeni meteorologici dinamici e instabili, la troposfera ed in generale tutta l’atmosfera si presenta come un sistema complesso e dinamico, regolato da continui processi chimico-fisici che, oltre a rendere possibile la vita sulla Terra, concorrono nell’insieme a sviluppare gli eventi atmosferici e a modificarne le condizioni e proprietà, in atto sulla superficie del pianeta.
Una prova evidente di tale dinamicità può essere di certo la ciclogenesi ovvero la formazione dei cicloni, con la loro conseguente evoluzione, che alle nostre latitudini vengono definiti “extratropicali” e che spesso comportano episodi di tempo perturbato nel nostro Paese.
A causa del contrasto energetico che insiste tra le basse e alte latitudini, le celle atmosferiche permettono gli scambi di calore tra le regioni polari ed equatoriali, in modo tale da garantire un equilibrio energetico globale. L’afflusso di aria calda in quota in spostamento verso le latitudini polari determina la formazione di forti correnti in quota, che spirano verso est e vengono definite westerlies. Tali correnti occidentali con direzione lungo i paralleli sono situate proprio sull’interfaccia tra la massa d’aria calda e quella fredda impedendo che ci siano scambi tra esse e provocando un progressivo riscaldamento all’equatore e un raffreddamento ai poli. In questa situazione di equilibrio il contrasto di temperatura (o meglio, il gradiente termico) aumenta, come pure il gradiente barico (ovvero la differenza di pressione). Entrambi i forti gradienti sono capaci di far insorgere venti molto intensi noti come correnti a getto (dall’inglese, jet stream), che scorrono all’interno delle westerlies a 10 km di altezza circa e che possono arrivare a velocità comprese in media tra i 150-250 km/h.
Più i gradienti aumentano, più le westerlies si fanno intense e più facilmente si formano le jet stream, che cominciano ad oscillare lungo i meridiani a causa degli ostacoli orografici o all’alternarsi di superfici oceaniche e continentali, capaci di modificare il gradiente barico. Le oscillazioni generate raggiungono una lunghezza di 3000-4000 km, poichè riescono ad assumere una spiccata sinuosità, e tali onde sono in grado di portare l’aria fredda ad aggirare l’aria calda, costretta a penetrare in quella fredda portando alla formazione di una depressione che tende ad approfondirsi nel tempo. La parte avanzante, in questo caso, di una massa d’aria costituisce un fronte: si avrà quindi un fronte freddo avanzante verso l’aria calda e un fronte caldo, nello stesso movimento di quello freddo. Ma in sostanza, un ciclone in cosa consiste? Il ciclone è una struttura di bassa pressione, ove la pressione atmosferica diminuisce spostandosi dall’esterno verso il suo centro, associata alla formazione di sistemi frontali. I cicloni si estendono dal suolo fino ai limiti della troposfera (circa 10 km) e possono avere una larghezza orizzontale di 1000-3000 km. Hanno un tempo di vita breve, intorno ai 5-7 giorni, in confronto agli anticicloni di blocco che possono durare quasi un mese, in particolari condizioni.
Infine, la zona più “ciclogenetica” viene considerata quella ad est del Nord America dove la corrente oceanica fredda del Labrador incontra la calda corrente del Golfo. E qui entrano in gioco i venti occidentali: spirando verso oriente, spingono i cicloni formati o in formazione verso l’Europa.
Tale descrizione sulla formazione dei vortici depressionari è stata recentemente rivista ed integrata con una teoria più moderna definita baroclina, la quale permette di studiare e analizzare più approfonditamente i fenomeni meteorologici, mantenendo ancora valida la teoria sopra esposta.
In conclusione, lo sviluppo di un ciclone è associato allo sviluppo dei relativi sistemi frontali, fattori determinanti per quello che comunemente viene detto “brutto tempo” ma che, in verità, se compresi rivelano la capacità dell’atmosfera di restituire alla Terra un bilancio energetico il più possibile equilibrato.
PS: si consiglia la lettura dell’articolo sulla circolazione atmosferica generale per una maggiore comprensione della ciclogenesi disponibile sulla pagina Facebook o sul sito di Serenissima Meteo.
SISTEMI FRONTALI CICLONICI NEL PROSSIMO ARTICOLO.
A presto!

CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA GENERALE

🔹Buongiorno amici di Serenissima Meteo 🔹

Questa mattina vi proponiamo un’interessante articolo di didattica meteo:

CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA GENERALE: parte prima.
di Puppo Francesco

Da prolungati periodi di tempo soleggiato e temperature primaverili, ad improvvise interruzioni di eventi meteo perturbati, calo delle temperature e della pressione che nell’insieme vanno a definire quello che la collettivamente viene chiamato “brutto tempo”. La meteorologia che caratterizza un determinato luogo geografico è infatti diretta conseguenza ed effetto dell’estrema dinamicità della nostra atmosfera, dei suoi meccanismi e principi, ma soprattutto delle sue proprietà fisiche, oltre che chimiche che contribuiscono a renderla un sistema complesso, ma affascinante al tempo stesso.
La circolazione atmosferica generale viene considerata in meteorologia come l’insieme di quei meccanismi fisici che l’involucro gassoso attorno la Terra attiva per equilibrare le differenze bariche (cioè riguardanti la pressione atmosferica) e termiche, instaurate e situate su regioni della superficie terrestre. Ecco che il principale strato atmosferico coinvolto in tale processo risulta essere proprio la troposfera, cioè la parte di atmosfera con un’altezza dal suolo di circa 8-15 km dove si concentrano intensi fenomeni di circolazione aerea quali correnti e venti con la funzione di apportare una completa uniformità pressoria e di temperatura sulla superficie del pianeta.
Analizziamo ora più nel dettaglio cosa provoca tali differenze termico-bariche e cosa regola quindi i citati meccanismi di circolazione.
Il motore fondamentale della circolazione a scala globale è il Sole, o meglio, la sua radiazione elettromagnetica che raggiunge la Terra; infatti i raggi solari impattando sulla Terra, da ritenersi quasi di forma sferica, vengono assorbiti con diversa inclinazione, e ciò determina una distribuzione energetica in funzione della latitudine; cioè una stessa quantità di radiazione, viene distribuita su una superficie sempre più estesa man mano che ci si sposta ad elevate latitudine. Questo permette un maggior riscaldamento nella fascia equatoriale rispetto a quella polare. Infatti l’inclinazione della Terra di 23° rispetto alla perpendicolare del piano dell’eclittica (cioè il piano ideale su cui poggia il Sistema Solare) fa in modo che nella zona fra i due tropici i raggi incidano quasi perpendicolarmente sulla superficie; al contrario, alle alte latitudini l’angolazione diviene sempre più marcata, quindi la quantitá di radiazione ricevuta su metro quadro dal terreno detto anche flusso radiante, risulta inferiore rispetto alla fascia equatoriale; sempre per tale motivo tra il circolo polare artico e il polo nord, e analogamente 6 mesi dopo nel polo sud, si realizza il periodo semestrale di buio durante nel quale vi è la totale assenza di radiazione. Questi fattori concorrono a formare il bilancio radiativo globale, che si è osservato essere nettamente positivo alle basse latitudini, mentre risulta negativo verso la fascia polare. Ora è logico pensare che l’aria all’equatore aumenti costantemente il surplus energetico mentre ai poli, per gli stessi motivi, aumenti quello negativo; nella realtá non è così: l’atmosfera infatti interviene proprio per “livellare” questa disomogenea distribuzione termica , rimuovendo il surplus di calore dalla fascia equatoriale per compensare il deficit energetico delle zone polari.Come si realizza tutto ciò?
Questo livellamento trova il suo motore in primis dai fenomeni di convezione molto attivi alle latitudini equatoriali a causa del forte irraggiamento; ciò porta all’ascesa e raffreddamento adiabatico delle masse d’aria, e quindi alla loro successiva condensazione; in questa fase viene però liberato il calore latente di evaporazione che rallenta il raffreddamento verticale. Ipotizzando che la Terra non si muovesse, ci sarebbe una unica grande e semplice circolazione di aria per cui le masse d’aria presenti nei bassi strati all’ equatore si porterebbero in quota perchè più leggere per poi essere trasportate verso i poli raffreddandosi durante il percorso; qui discenderebbero verso la superficie perchè più dense; si rimpiazzerebbe così l’aria fredda in uscita che nel frattempo si era mossa verso l’equatore chiudendo in tal modo questo elementare circuito termico.
Tuttavia come è noto, la Terra compie un moto di rotazione attorno il proprio asse e per tale motivo i flussi atmosferici sono soggetti alla forza apparente di Coriolis che fa parte della complessa equazione di conservazione della quantità di moto. Il fisico francese Gustave de Coriolis, da cui questa forza trae il nome, per primo descrisse la forza apparente che consiste, per il nostro emisfero e per un osservatore posto sulla Terra, in una deviazione verso destra di un oggetto in movimento con direzione equatore-polo, mentre la deviazione avviene a sinistra nell’emisfero australe. La fisica ci insegna che tale deviazione si osserva solo sulla Terra e non dallo spazio (da qui l’aggettivo forza apparente). Riassumendo, per la forza di Coriolis e per gli altri termini dell’equazione di conservazione della quantità di moto come la forza di gradiente, si generano dei venti detti geostrofici che alle latitudini attorno ai 30 gradi risultano molto intensi ed orientati da ovest verso est; tali flussi di intensità crescente con la quota, sono chiamati westerlies (dall’inglese, “venti occidentali”), presenti quindi in ambedue gli emisferi. I venti occidentali più importanti, sono quelli inseriti tra due celle principali della circolazione atmosferica planetaria quella di Hadley e la cella di Ferrel, a cui si aggiunge più a nord di latitudine la cella polare; altri venti più deboli, ma nord orientali chiamati Alisei appartengono invece solo alla cella di Hadely. Quindi, con una visione più aderente alla realtà vediamo che si formano celle più complesse di quella semplice esaminata in precedenza. Le prime due celle sovrintendono al tipo di circolazione atmosferica che troviamo alle medie latitudini, ove le westerlies, come detto, occupano un ruolo determinante: infatti spirando da ovest verso est, a causa dell’interazione con l’orografia che trovano nel loro percorso, generano delle ondulazioni con ampiezze lungo i meridiani chiamate onde di Rossby. Tali ondulazioni favoriscono i trasferimenti di aria fredda polare da nord verso sud e altrettante risalite da sud verso nord di aria calda subtropicale o equatoriale. Infine oltre il trasferimento meridiano delle masse d’aria, le onde di Rossby fungono da nastro trasportatore; infatti ruotando continuamente, come un serpentone attorno alla Terra, trasportano i principali sistemi frontali che in gran parte costituiscono il tempo meteorologico che noi tutti conosciamo.
PS: per una maggiore comprensione dei parametri meteo fare riferimento agli articoli sulla Radiazione Solare e la Temperatura, presenti nel sito e nella pagina Facebook di Serenissima Meteo.

CICLOGENESI E CICLONI EXTRATROPICALI nel prossimo articolo. A presto!

CUMULI PICCOLI, MEDI E CONGESTI 🌤️☁️🌦️

Dal latino: cumulus humilis, mediocris e congestus

Si tratta di nubi presenti principalmente durante la stagione primaverile ed estiva, riconoscibili grazie alla loro forma a cavolfiore e dai contorni netti e ben definiti.
Queste tre specie si sviluppano in modo verticale, grazie alla spinta dei moti convettivi* (in montagna più frequenti grazie all’orografia che funge la “trampolino” a queste masse d’aria in ascesa).
Prendiamo come esempio una zona pianeggiante durante una giornata soleggiata, ma con una certa variabilità atmosferica.
L’irraggiamento diurno riscaldando il suolo fa sollevare delle masse d’aria calda in cui è presente anche dell’umidità.
Queste “bolle” di aria caldo-umida essendo più leggere dell’aria circostante iniziano a salire verso l’alto, dove incontrando pressione e temperatura più bassa si espandono e diventano sempre più umide. Una volta raggiunto il livello di saturazione* si formeranno le nubi tramite il processo di condensazione*.
Qui troviamo la base dei cumuli, composta da goccioline d’acqua allo stato liquido e generalmente situata tra i 1000-2000 m d’altezza.
Maggiore instabilità favorirà lo sviluppo verticale di queste nubi, grazie anche al calore latente* generato durante la condensazione. La massa d’aria infatti tenderà a raffreddarsi più lentamente, venendo spinta sempre più in alto.
Lo spessore dei cumuli varia a seconda della specie: cumuli piccoli (100-700 m), cumuli medi (600-2000 m), cumuli congesti (2000-7000 m). Sulla sommità dei cumuli più alti troveremo per la maggior parte goccioline sopraffuse*.
Le precipitazioni sono assenti nelle prime due specie, mentre nei cumuli congesti possono presentarsi anche a carattere di rovescio.

🔴 Parole chiave:
▪️Moti convettivi: In questo caso nei fluidi, traporto di calore verso una zona fredda e viceversa.
▪️Saturazione: Quantitativo massimo di vapore acqueo contenibile in una massa d’aria a una certa temperatura.
▪️Condensazione: passaggio di stato dalla fase gas alla fase liquida.
▪️Calore latente: Quantità di energia scambiata (sotto forma di calore) durante il passaggio di stato da aeriforme a liquido.
▪️Sopraffusione: processo di raffreddamento di un liquido al di sotto della sua temperatura di solidificazione, senza che avvenga effettivamente la solidificazione stessa.

▪️Foto di Vincenzo Baldan da Dolo, 10/04/19 (cumuli medi)
▪️Foto di Matteo Moro da Thiene, 17/04/19 (cumuli piccoli)
▪️Foto di Cristiano Corte da Venezia, 10/04/19 (cumuli congesti)

📝 Articolo a cura di Matteo Moro.

RADIAZIONE: DESCRIZIONE FISICA, INFLUENZA SULLA METEOROLOGIA E… CURIOSITÀ

Dai processi biologici che regolano il bioritmo delle piante ai fenomeni meteorologici, la Terra è un sistema complesso nel quale viventi e non viventi si trovano ad interagire tra loro, modificandosi ed evolvendosi.
Tutto ciò avviene grazie alla presenza del Sole, o meglio, grazie alla sua emissione di radiazione elettromagnetica che raggiunge l’atmosfera terrestre e successivamente la superficie planetaria nei mari e nelle terre emerse, innescando i processi fisici dai quali, ad esempio, la meteorologia dipende, e senza i quali essa sarebbe completamente diversa.

Ma più precisamente la radiazione in cosa consiste?
La radiazione solare è un flusso di energia che, partito dalla superficie della nostra stella, viaggia ad una velocità di circa 300.000 km/s trasportando un’immensa quantità di energia. Un’onda elettromagnetica è un fenomeno ondulatorio dato da un’onda nel campo elettrico e nel campo magnetico ed è descritto matematicamente come soluzione dell’equazione delle onde, a sua volta ottenuta a partire dalle equazioni di Maxwell secondo la teoria dell’elettrodinamica classica. È anche un fenomeno di natura quantistica data la presenza di un flusso di fotoni, secondo il modello Standard. Quando queste particelle incontrano un atomo possono interagire cedendo pacchetti di energia ben definiti, detti quanti.
Il sole, attraverso la fusione nucleare converte gli atomi di idrogeno in elio, liberando energia come radiazione elettromagnetica verso lo spazio interplanetario secondo l’equazione di Einstein, dai raggi X alle onde radio.
Per la Terra, comunque, la sua presenza è indispensabile. Dà luogo a molti processi fisici, chimici e biologici osservabili sul pianeta come, ad esempio, le basse e alte pressioni, i venti, le distribuzioni di calore su scala planetaria, il ciclo dell’acqua e addirittura la vita stessa, sia animale che vegetale.
Giunta sulla Terra, la radiazione interagisce con la materia. La capacità di un corpo di assorbire la radiazione dipende dalla composizione, secondo la legge del corpo nero. Un corpo nero è un oggetto ideale capace di assorbire tutte le radiazioni che riceve, senza riflessione, e di emettere la massima quantità di energia ad una determinata temperatura. La legge di Planck infatti impone che ad una certa temperatura di un corpo corrisponde un insieme di lunghezze d’onda.
Il top dell’atmosfera (TOA) riceve dal Sole mediamente 1366 W/m² (costante solare) di energia radiativa all’equatore. La quantità di energia però varia in base all’inclinazione dell’asse terrestre e dalla latitudine ed è maggiore rispetto a quella che arriva alla superficie poiché l’atmosfera ne assorbe una parte. È risaputo che lo strato di ozono occupa un ruolo di protezione dalla luce UV per la salute umana. Altri gas, come il vapore acqueo e l’anidride carbonica, assorbono i raggi infrarossi, mentre non assorbono la luce visibile, diffondendo principalmente le lunghezze d’onda dell’azzurro-violetto. Ecco perché il cielo appare di colore blu.
Nel dettaglio, l’energia assorbita complessivamente dall’atmosfera risulta essere il 20 % della radiazione proveniente dal Sole, poiché una parte di quest’ultima viene riflessa dall’alta atmosfera verso lo spazio e una parte invece raggiunge la superficie terrestre.
Oltre che dalle nubi e dai gas, le onde elettromagnetiche sono parzialmente riflesse anche dalla superficie. L’intensità della riflessione dipende dalle caratteristiche chimico-fisiche dei corpi. In campo meteorologico si parla di albedo ovvero il rapporto fra l’energia riflessa e quella totale incidente sulla superficie di un dato corpo, e più il valore di questo rapporto si avvicina a 1 maggiore è la riflettività. Da questo calcolo si scopre ad esempio che la neve ha un’albedo di circa 0.9 quindi un’elevata riflessione, mentre le rocce scure un basso albedo che comporta però una maggior capacità di assorbimento. Infatti, il 45 % della radiazione totale viene assorbita dalla superficie che si trasforma in calore. Complessivamente sulla Terra la radiazione incidente varia in base alla latitudine, alla nuvolosità, al tipo di terreno e altro, provocando un riscaldamento fortemente positivo attorno alla fascia equatoriale e inferiore altrove. Per colmare quindi il surplus energetico tropicale e il deficit alle alte latitudini è necessario un flusso di energia che ridistribuisca il calore nel globo, più uniformemente possibile. Questo flusso di calore è governato dalle correnti oceaniche e dai moti atmosferici, che si manifestano come fenomeni meteorologici durante i quali il suddetto calore viene ceduto o acquistato. Ecco che i venti, le perturbazioni, i fronti e gli altri fenomeni meteo come gli uragani sono la diretta manifestazione dei processi di bilanciamento energetico globale.

Fonte : Idee per insegnare le Scienze della Terra di Elvidio Lupia Palmieri e Maurizio Parotto – OSSERVARE E CAPIRE LA TERRA, © Zanichelli 2010

A cura di Puppo Francesco