Riassunto esame Geografia e cartografia, Prof. Motta Michele, libro consigliato Geografia fisica, Michele Motta

Geografia

Il bilancio termico terrestre

Tutte le superfici hanno valori di assolazione diversi a seconda dell'angolo d'incidenza dei raggi solari e del tempo di esposizione (durata del dì). Questi due fattori variano con la latitudine e le stagioni.

Fasce climatiche zonali

• Equatoriale: intensa assolazione costante nell'anno, dì e notte equivalenti.
• Tropicale: marcati cicli stagionali, forte assolazione annua.
• Subtropicale e temperata: forte differenza stagionale di assolazione e durata del dì e della notte, una parte dell'anno ha scarsa assolazione.
• Subartica/subantartica e artica/antartica: enormi differenze di durata del dì e della notte nel corso dell'anno, modesta assolazione complessiva.
• Polare: il dì e la notte durano circa 6 mesi ciascuno.

Gran parte della radiazione solare è assorbita o riflessa dall'atmosfera, la restante parte è assorbita dalla superficie terrestre.

Albedo

Percentuale di radiazione riflessa dalla superficie. Varia in base a natura della superficie e copertura nuvolosa. Le nuvole riflettono molto bene le radiazioni a corta lunghezza d'onda (visibile e UV), ma emettono infrarossi dall'altro lato = effetto serra.

La radiazione assorbita dalla Terra viene poi comunque rilasciata grazie a fenomeni di convezione e conduzione, calore latente del vapore acqueo, effetto serra, irradiazione.

I materiali opachi come il suolo e le rocce assorbono ed emettono le radiazioni in superficie, le variazioni di temperatura diurne e stagionali sono massime in superficie e si attenuano con la profondità (prima scompaiono le oscillazioni diurne, poi quelle stagionali).

I materiali trasparenti come neve e acqua lasciano penetrare la radiazione, che è progressivamente assorbita con la profondità. In acqua ciò genera movimenti convettivi che trasportano con efficacia il calore, omogeneizzando la temperatura = correnti oceaniche, che trasportano ossigeno e nutrienti sui fondali (migliore sviluppo di forme di vita acquatiche).

Stratificazione nei laghi

In un lago si riconoscono tre fasce sovrapposte verticalmente:

• Epilimnio: maggiori variazioni di temperatura, acque ben ossigenate.
• Metalimnio/termoclino: temperature in rapida variazione.
• Ipolimnio: acqua fredda, spesso vicina ai 4°C.

In un lago dimittico, in primavera/autunno tutta la massa d'acqua ha la stessa temperatura e si ha rimescolamento e ossigenazione; in estate a causa della stratificazione, il fondo è isolato dalla superficie; in inverno stratificazione inversa con superficie ghiacciata.

Tipi di lago

• Amittico: sempre <4°C, sempre stratificazione inversa, circolazione assente.
• Monomittico freddo: sempre <4°C, inversa in inverno, circolazione estiva.
• Dimittico: temperatura e stratificazione variabili, circolazione primaverile e autunnale.
• Monomittico caldo: sempre >4°C, diretta in estate, circolazione invernale.
• Oligomittico: sempre >4°C, sempre diretta, circolazione assente.
• Polimittico: sempre >4°C, stratificazione assente e circolazione sempre presente.

Circolazione generale dell'atmosfera

La pressione barometrica varia principalmente in base all'irraggiamento e all'albedo. La fonte principale di calore dell'aria è il calore ceduto dal suolo sotto forma di radiazione infrarossa o per conduzione.

Dove il terreno è freddo si ha subsidenza, ovvero l'abbassamento di una massa d'aria dovuto a una contrazione di volume, che porta ad avere in prossimità del suolo una massa d'aria maggiore per unità di volume = aumento di pressione. Superfici calde, ascendenza = diminuzione di pressione.

L'aria tende a muoversi da aree di alta pressione (anticiclone) a quelle di bassa pressione (ciclone) = vento. La pressione barometrica varia decisamente dall'estate all'inverno, ma di anno in anno le aree cicloniche e anticicloniche si ripresentano nelle stesse zone: fascia di bassa pressione equatoriale, alte pressioni tropicali, basse pressioni subantartiche e alta pressione polare.

Gli anticicloni sono posizionati sui continenti d'inverno e sugli oceani d'estate.

Circolazione dei venti

Alisei: dalle aree di alte pressioni tropicali fuoriescono diretti verso le basse pressioni equatoriali, deviati a sinistra dall'effetto Coriolis. Si tratta di venti costanti, che mutano pochissimo di direzione e intensità nel corso dell'anno. La zona dove convergono si chiama zona di convergenza intertropicale (corrisponde a venti deboli o assenti).

Anche le aree anticicloniche tropicali sono zone d'aria calma e vi ristagna la nebbia. I venti che soffiano verso le alte latitudini dagli anticicloni tropicali sono deviati dall'effetto Coriolis diventando occidentali in entrambi gli emisferi. Sono costanti e forti solo sugli oceani australi.

Monsoni

In estate in Asia meridionale, dove si ha già bassa albedo e bassa latitudine, tende a formarsi bassa pressione, che modifica talmente la circolazione dei venti da portare su di sé la zona di convergenza intertropicale, generando un sistema di venti che convergono verso di essa. I più marcati (monsone estivo) portano l'umidità degli oceani Pacifico e Indiano su Asia meridionale e Africa orientale. Il monsone invernale scende in Asia meridionale dagli altipiani del Tibet, si scalda adiabaticamente e porta temperature relativamente elevate, cielo sereno e aria molto asciutta. Più a sud, sull'oceano Indiano e le Filippine diventa un vento forte e costante.

Le celle di Hadley

Dove i venti fanno convergere masse d'aria originano moti ascensionali, in particolare nella zona di convergenza intertropicale. L'aria salita si dirige verso le alte latitudini, ma non può raggiungere i poli a causa dell'effetto Coriolis e si accumula nell'alta troposfera che sovrasta i tropici, causando un ispessimento della troposfera. L'accumulo d'aria è compensato dalla subsidenza dell'aria sottostante e si ha quindi una corrente discendente che chiude il ciclo riportando l'aria nella bassa troposfera.

Fronte polare

I venti occidentali formano periodicamente le Onde di Rossby, che si sviluppano specialmente nella stretta zona di contatto tra la zona di gelida aria polare e la calda aria tropicale = fronte polare.

Le correnti a getto dell'alta troposfera

Le correnti a getto sono delle strette zone dei venti occidentali in cui il vento ha forte velocità. La più importante corrente a getto è quella che si trova lungo il fronte polare, generata dalla fortissima differenza di pressione tra le due masse d'aria. Un'altra importante si trova a circa 30° di latitudine, la corrente a getto subtropicale, legata alla brusca variazione di spessore della troposfera fra le zone temperate e le celle di Hadley. Una terza, la corrente a getto tropicale orientale, ha direzione opposta alle altre due, altezza maggiore e velocità minore. Si trova sopra Asia, India e Africa e solo in estate (probabilmente legata al monsone estivo).

Cicloni extratropicali originati dal fronte polare

Quando dall'ondulazione del fronte polare si formano il fronte caldo e il fronte freddo, al centro della zona di contatto la pressione diminuisce rapidamente, originando correnti d'aria che circolano in senso antiorario nell'emisfero boreale e tendono a sospingere l'aria fredda sotto quella calda = ciclone extratropicale = grazie ai venti, perturbazioni in zone anche molto lontane da quelle in cui si è formato.

Tipicamente il fronte caldo si muove anteriormente a quello freddo, che però è più veloce, lo raggiunge e si forma un fronte occluso: l'energia cinetica del ciclone si esaurisce quasi del tutto.

Nei fronti freddi prevalgono le nubi a sviluppo verticale, che portano precipitazioni temporalesche; in quelli caldi, nubi stratiformi con deboli e diffuse precipitazioni. I fronti occlusi assumono l'aspetto di quelli caldi o freddi a seconda che l'aria antistante sia più calda o più fredda del ciclone.

Cicloni secondari

Fenomeno che si verifica quando una catena di monti è disposta in senso normale rispetto alla direzione di propagazione di un'occlusione, bloccando il fronte e creando un'onda che si sviluppa successivamente in un ciclone.

Cicloni tropicali

Perturbazioni che nascono in prossimità dell'equatore e interessano Giappone, Indie Occidentali, coste sudorientali degli Stati Uniti, Mar Giallo ed oceano Indiano. Essi vengono chiamati uragani quando investono le regioni atlantiche, tifoni se interessano il Pacifico. Dove il ciclone tocca terra provoca gravi danni per i venti fortissimi e le precipitazioni diluvionali, ma perde rapidamente potenza. Il degrado avviene anche se il ciclone giunge alle latitudini elevate, dove si trasforma in una perturbazione simile ai cicloni extratropicali.

Quando un fronte caldo incontra uno freddo, l'aria calda scorre su quella fredda e dà luogo a precipitazioni.

Tipologie di nuvole

• Cirri: nuvole più alte.
• Cirrostrati: indicano l'avvicinamento di un fronte caldo.
• Altostrati (cielo a pecorelle): preannunciano brutto tempo.
• Nimbostrati: nuvoloni.
• Strati: pieno fronte caldo.

Processi dovuti a movimenti dell'aria

Le principali forze che controllano velocità e direzione del vento sono: gradienti di pressione, forza d'attrito del terreno, accelerazione di Coriolis.

I movimenti del vento possono essere: a componente principale verticale (moti ascensionali e discensionali); a componente principale orizzontale (venti).

I processi che generano un moto ascensionale causano la condensazione dell'umidità con la formazione di nubi e precipitazioni (raffreddando e abbassando la pressione, il vapore acqueo diventa rapidamente soprasaturo e inizia a condensare), mentre quelli discensionali dissolvono le nubi e asciugano l'aria.

Processi eolici

• Convergenza: moto dell'aria verso un centro di bassa pressione (ciclone extratropicale o tropicale) = formazione di nubi su vasta scala, accompagnate da precipitazioni.
• Divergenza: contrario della convergenza, tipico delle alte pressioni, accompagnato da moti discensionali (subsidenza, venti catabatici) e dal dissolvimento delle nubi in quota; a livello del terreno, nebbia di radiazione quando condizioni di cielo sereno ed inversione termica portano masse d'aria relativamente calde e umide a contatto con un terreno molto freddo.
• Innalzamento frontale: associato allo spostamento di un fronte atmosferico; presenza di un cuneo di aria fredda che ostacola il passaggio dell'aria calda o si insinua sotto aria calda immobile costringendo un'ascensione forzata dell'aria calda = formazione di nubi.
• Innalzamento orografico (stau): sollevamento di aria umida a causa della presenza di una catena montuosa da scavalcare = formazione di nubi e precipitazioni.
• Convezione: fenomeno estivo su pendii molto soleggiati; il calore del suolo riscalda una serie di bolle d'aria al punto da farle salire rapidamente = cumuli in condizioni di aria asciutta (cumuli del bel tempo), cumulonembi se l'aria è calda e umida (temporale da calore). Le precipitazioni sono piovose a bassa quota, nevose in alto (grandine); la caduta delle precipitazioni provoca, per attrito e raffreddamento dell'aria, una forte corrente discensionale che al suolo si espande orizzontalmente sotto forma di violente raffiche d'aria fredda. Il terreno raffreddandosi non può più rilasciare le bolle e quindi i temporali estivi sono molto brevi. In condizioni particolari (fronti in via d'occlusione), si può formare una tromba d'aria (tornado).

Effetto fohn

Il fohn è un vento caldo e asciutto che si forma sottovento alle catene montuose soggette all'innalzamento orografico dei venti. L'aria che supera la catena montuosa si raffredda lentamente durante la salita perché libera calore mediante la condensazione dell'acqua di precipitazione = arriva alla sommità relativamente calda e povera di umidità assoluta. Se c'è forte differenza di pressione tra gli opposti versanti della catena montuosa, l'aria è costretta a scendere sul lato sottovento, riscaldandosi = aria molto più calda e asciutta di quella sul lato sopravvento. Il fohn è violento, porta cielo sereno ma causa una precoce fusione della neve.

Effetto delle superfici fredde

Quando un vento moderato spinge una massa d'aria sopra un terreno freddo, l'aria raggiunge la saturazione in prossimità della superficie del terreno, condensando piccolissime gocce = nebbia:

• Nebbia monsonica: aria continentale calda è trascinata sopra mari freddi; nebbia spessa tipica europea.
• Nebbia marina: aria scaldata da una corrente calda che si raffredda passando su una corrente fredda (corrente del Golfo – corrente del Labrador).
• Fumo marino artico: una corrente calda penetra in una zona d'aria gelida; l'acqua evaporata dal mare condensa immediatamente = piccoli vortici di fumo.
• Nebbia dei deserti costieri: venti occidentali investono una costa al largo della quale scorre una corrente fredda. L'aria condensa la propria umidità sulla superficie del mare e giunge alla costa nebbiosa per l'alta umidità relativa, ma poverissima di umidità assoluta (precipitazioni assenti).

Venti locali su terreno montuoso

A fondo valle i venti seguono all'incirca la direzione della vallata. In ciascuna valle i venti locali tendono a ripresentarsi con caratteristiche quasi costanti di direzione e distribuzione delle velocità = ciò determina la distribuzione di vegetazione e copertura nevosa.

Il vento rasente terra è meno forte di quello in quota, ma quando l'aria deve scavalcare un crinale marcato, tende a comprimersi contro quella che passa indisturbata al di sopra del crinale e quindi accelera per effetto Venturi. = il vento accelera lungo il versante sopravvento, raggiunge la massima velocità sulla cresta e decelera sul versante sottovento. Si creano così formazioni aggettanti di neve compressa (cornici) che avanzano verso il lato sottovento. In tutti i casi la decelerazione favorisce la deposizione del materiale trasportato (neve, sabbia) sul lato sottovento.

Variazione della velocità su terreno a dossi e avvallamenti

Se l'ostacolo è un dosso arrotondato, i materiali asportabili vengono erosi sui dossi e depositati negli avvallamenti. In questi ultimi, le raffiche causano increspature della superficie, che possono variare da qualche cm di altezza (ripples) a decine di metri (dune). La spinta del vento sulla neve non uniforme dà luogo a diverse formazioni a seconda della velocità: sastrugi/gradinetti, sinterizzazione (compattazione), ripples (ondulazioni a causa dell'oscillazione della velocità).

Brezze

Movimenti atmosferici locali dovuti a differenze di temperatura in una massa d'aria stabile.

• Di valle: aria scaldata sul fondovalle maggiormente soleggiato, si incanala verso la testata valliva.
• Di monte: di notte si forma aria fredda ad alta quota e scende.
• Di ghiaccio: corrente discendente al centro dei ghiacciai durante le ore più calde e correnti ascendenti sui versanti laterali.
• Di mare e di terra: differenze di temperatura dell'aria a causa della maggiore inerzia termica dell'acqua.
• Bora: simile a una grande brezza di terra.
• Venti catabatici: si incanalano nei ghiacciai antartici e groenlandesi similmente a brezze di ghiacciaio.

Processi di trasporto eolico

La neve è spostata in maggiori quantità durante o subito dopo le nevicate. La sinterizzazione si oppone al trasporto. La velocità critica aumenta con l'aumentare della temperatura e umidità del manto.

• Rotolamento: poco efficace, richiede forte vento.
• Saltazione: il vento deve superare 5-10 m/s, è più efficace con aria asciutta perché le particelle si caricano di energia elettrostatica e la forza di repulsione migliora l'elasticità degli urti.
• Sospensione: avviene sul manto nevoso quando il vento, superando i 15 m/s è sufficientemente forte da mantenere in volo le particelle di neve (per la sabbia velocità maggiori). Il 90% del trasporto avviene nei primi due metri di altezza.

Modificazioni antropiche della toposfera

L'atmosfera sopra le città è profondamente modificata a causa di:

• Variazioni di albedo causate da sostituzione della vegetazione con asfalto e cemento.
• Riduzione dell'evaporazione per lo stesso motivo.
• Emissione di gas serra.
• Emissione di calore per l'abbondanza di motori, riscaldamento in inverno, condizionamento d'estate.
• Emissione di inquinanti.

Il suolo delle città ha quindi un comportamento simile a quello di un deserto caldo e l'aria calda sopra la città è un'isola di calore di 1-5 gradi più calda delle zone circostanti, spesso visibile come smog. I forti moti convettivi causati dall'isola di calore e la forte concentrazione di inquinanti igroscopici causano un sensibile aumento di nuvolosità e temporali (piogge acide).

La degradazione superficiale delle rocce

La degradazione, o disfacimento meteorico, è la distruzione delle rocce causata dalla differenza di condizioni chimico-fisiche fra l'ambiente della superficie terrestre e l'ambiente di formazione della roccia.

1. Disgregazione fisica, di tipo meccanico: fenomeni che causano variazioni di volume fino allo sgretolamento della roccia.
2. Alterazione chimica, derivante da reazioni chimiche: corrosione della roccia.
3. Azioni biologiche, di tipo sia fisico (radici) che chimico: nel caso chimico, azioni mirate alla distruzione della roccia, quindi più efficaci.
4. Crioclastismo: congelamento dell'acqua contenuta nelle fessure delle rocce che provoca la rottura delle stesse.