M00.11 – Termodinamica dell'atmosfera¶
1. Obiettivi della lezione¶
Al termine di questa lezione sarai in grado di:
- distinguere temperatura, calore ed energia interna;
- conoscere i principali meccanismi di trasferimento del calore;
- comprendere il calore specifico e la capacità termica;
- descrivere i cambiamenti di stato dell'acqua;
- comprendere il calore latente;
- conoscere le trasformazioni termodinamiche dell'aria;
- spiegare il raffreddamento e il riscaldamento adiabatico;
- comprendere il gradiente termico verticale;
- calcolare la temperatura potenziale;
- distinguere atmosfera stabile, instabile e indifferente;
- comprendere le inversioni termiche;
- collegare la termodinamica ai fenomeni meteorologici.
2. Temperatura e calore¶
Temperatura e calore sono due grandezze fisiche differenti, anche se nel linguaggio comune vengono spesso confuse.
2.1 La temperatura¶
La temperatura è una grandezza fisica che descrive lo stato termico di un corpo.
È collegata all'energia cinetica media del moto microscopico delle particelle che costituiscono la materia.
Nel Sistema Internazionale l'unità di misura della temperatura è il kelvin (K).
Nella vita quotidiana e nelle osservazioni meteorologiche si utilizza normalmente il grado Celsius (°C).
La relazione tra le due scale è:
T(K) = t(°C) + 273,15
Esempi:
- 0 °C = 273,15 K;
- 20 °C = 293,15 K;
- 100 °C = 373,15 K;
- -10 °C = 263,15 K.
Attenzione: nelle formule termodinamiche che richiedono la temperatura assoluta si deve utilizzare il kelvin.
2.2 Il calore¶
Il calore è energia trasferita tra corpi o sistemi a causa di una differenza di temperatura.
Il calore passa spontaneamente da una regione a temperatura maggiore verso una regione a temperatura minore.
L'unità di misura del calore nel Sistema Internazionale è il joule (J).
Il calore non è una sostanza contenuta in un corpo: è energia che viene trasferita.
2.3 Energia interna¶
L'energia interna è l'energia microscopica complessiva associata alle particelle di un sistema.
Comprende contributi legati ai movimenti e alle interazioni delle particelle.
Quando un sistema riceve energia sotto forma di calore o attraverso un lavoro, la sua energia interna può cambiare.
3. Il calore specifico¶
Il calore specifico indica quanta energia occorre fornire a un chilogrammo di una sostanza per aumentare la sua temperatura di un kelvin.
La formula è:
Q = m × c × ΔT
Dove:
- Q = calore trasferito, in joule (J);
- m = massa, in chilogrammi (kg);
- c = calore specifico, in J/(kg × K);
- ΔT = variazione di temperatura, in kelvin o gradi Celsius.
Per l'acqua liquida, in condizioni ordinarie, il calore specifico è circa:
c = 4180 J/(kg × K)
Per l'aria secca a pressione costante si utilizza frequentemente:
cp = 1004 J/(kg × K)
Il valore dipende dalle condizioni e dalla sostanza considerata.
3.1 Esempio numerico¶
Calcoliamo il calore necessario per riscaldare 2 kg di acqua da 15 °C a 25 °C.
Dati:
- m = 2 kg;
- c = 4180 J/(kg × K);
- ΔT = 25 - 15 = 10 K.
Calcolo:
Q = 2 × 4180 × 10
Q = 83.600 J
Occorrono 83,6 kJ di energia, trascurando le dispersioni.
3.2 Perché il mare si riscalda lentamente¶
L'acqua possiede un calore specifico elevato.
Per aumentare la propria temperatura richiede quindi una quantità di energia relativamente grande.
Questo spiega perché:
- il mare si riscalda più lentamente della terraferma;
- il mare si raffredda più lentamente;
- le zone costiere presentano spesso temperature meno estreme rispetto alle aree interne.
Questo comportamento influenza profondamente il clima e la circolazione atmosferica locale.
4. Capacità termica¶
La capacità termica indica la quantità di energia necessaria per aumentare di un kelvin la temperatura di un corpo.
La formula è:
C = Q / ΔT
Dove:
- C = capacità termica, in J/K;
- Q = calore trasferito, in J;
- ΔT = variazione di temperatura, in K.
La capacità termica dipende dalla massa e dal materiale.
La relazione con il calore specifico è:
C = m × c
Un corpo di grande massa può avere una capacità termica elevata anche se il suo materiale non possiede un calore specifico particolarmente alto.
5. I meccanismi di trasferimento del calore¶
Il calore può essere trasferito attraverso tre meccanismi principali:
- conduzione;
- convezione;
- irraggiamento.
5.1 Conduzione¶
La conduzione è il trasferimento di energia termica attraverso un materiale, senza trasporto macroscopico della materia.
Esempio:
Un cucchiaio metallico lasciato in una bevanda calda si riscalda anche nella parte non immersa.
In meteorologia la conduzione interviene negli scambi termici tra il terreno e lo strato d'aria immediatamente a contatto con esso.
5.2 Convezione¶
La convezione è il trasferimento di energia associato al movimento di un fluido.
Nell'atmosfera l'aria riscaldata dal terreno può diventare meno densa dell'ambiente circostante e salire.
L'aria più fredda può invece scendere o sostituire quella che sale.
La convezione è importante per:
- formazione delle nubi cumuliformi;
- sviluppo dei temporali;
- moti verticali atmosferici;
- trasporto di calore e umidità.
5.3 Irraggiamento¶
L'irraggiamento è il trasferimento di energia mediante onde elettromagnetiche.
Non richiede un mezzo materiale e può avvenire anche nel vuoto.
Il Sole trasferisce energia alla Terra principalmente attraverso la radiazione elettromagnetica.
La superficie terrestre assorbe parte dell'energia solare e successivamente emette radiazione infrarossa.
L'atmosfera assorbe ed emette parte della radiazione infrarossa, contribuendo all'effetto serra naturale.
6. Il riscaldamento della superficie terrestre¶
La superficie terrestre non si riscalda in maniera uniforme.
La quantità di energia assorbita dipende da numerosi fattori:
- latitudine;
- stagione;
- ora del giorno;
- inclinazione dei raggi solari;
- nuvolosità;
- natura del terreno;
- presenza di acqua;
- copertura vegetale;
- albedo della superficie.
6.1 Albedo¶
L'albedo è la frazione della radiazione solare incidente che viene riflessa da una superficie.
Un'albedo elevata significa che una superficie riflette una grande parte della radiazione ricevuta.
Esempi indicativi:
- neve fresca: albedo elevata;
- ghiaccio: albedo generalmente elevata;
- terreno scuro: albedo generalmente bassa;
- oceano: albedo variabile in funzione delle condizioni e dell'angolo di illuminazione.
Le superfici con albedo bassa tendono ad assorbire una frazione maggiore della radiazione solare incidente.
6.2 Differenza tra terra e mare¶
La terraferma si riscalda e si raffredda generalmente più rapidamente del mare.
Durante il giorno la terra può diventare più calda dell'acqua.
Durante la notte può invece raffreddarsi più rapidamente.
Questa differenza contribuisce alla formazione delle brezze marine e terrestri.
7. I cambiamenti di stato dell'acqua¶
L'acqua può presentarsi in tre stati fisici:
- solido;
- liquido;
- aeriforme.
I passaggi da uno stato all'altro sono chiamati cambiamenti di stato.
| Trasformazione | Passaggio |
|---|---|
| Fusione | Solido → Liquido |
| Solidificazione | Liquido → Solido |
| Evaporazione | Liquido → Gas |
| Ebollizione | Liquido → Gas in tutto il volume |
| Condensazione | Gas → Liquido |
| Sublimazione | Solido → Gas |
| Brinamento | Gas → Solido |
Nell'atmosfera questi processi sono fondamentali per il ciclo dell'acqua.
7.1 Evaporazione¶
L'evaporazione è il passaggio dell'acqua dallo stato liquido a quello gassoso.
Avviene dalla superficie dell'acqua e può verificarsi a temperature inferiori al punto di ebollizione.
L'evaporazione:
- assorbe energia;
- favorisce il raffreddamento della superficie;
- trasferisce vapore acqueo nell'atmosfera.
La velocità di evaporazione dipende da:
- temperatura;
- umidità dell'aria;
- velocità del vento;
- superficie esposta;
- disponibilità di acqua.
7.2 Condensazione¶
La condensazione è il passaggio del vapore acqueo allo stato liquido.
Avviene quando le condizioni termodinamiche consentono al vapore di raggiungere la saturazione e formare goccioline, generalmente in presenza di nuclei di condensazione.
È uno dei processi fondamentali nella formazione delle nubi.
7.3 Sublimazione e brinamento¶
La sublimazione è il passaggio diretto dallo stato solido a quello gassoso.
Il brinamento è il processo inverso: il vapore acqueo passa direttamente allo stato solido formando cristalli di ghiaccio.
Questi fenomeni sono importanti nella formazione della brina e nella crescita dei cristalli di ghiaccio nelle nubi.
8. Il calore latente¶
Durante un cambiamento di stato una sostanza può assorbire o cedere energia senza che la temperatura cambi necessariamente.
Questa energia è chiamata calore latente.
La formula è:
Q = m × L
Dove:
- Q = energia trasferita, in joule;
- m = massa, in kg;
- L = calore latente specifico, in J/kg.
8.1 Calore latente di evaporazione¶
Per l'acqua, vicino a 0 °C, il calore latente di vaporizzazione è circa:
Lv = 2,5 × 10⁶ J/kg
Il valore diminuisce all'aumentare della temperatura.
Quando l'acqua evapora assorbe energia dall'ambiente.
Quando il vapore condensa libera energia nell'ambiente.
8.2 Esempio numerico¶
Calcoliamo l'energia necessaria per evaporare 0,1 kg di acqua, utilizzando:
Lv = 2,5 × 10⁶ J/kg
Q = m × Lv
Q = 0,1 × 2.500.000
Q = 250.000 J
Sono necessari circa 250 kJ.
8.3 Importanza meteorologica¶
Il calore latente è uno dei principali meccanismi di trasferimento energetico nell'atmosfera.
Durante l'evaporazione l'acqua assorbe energia.
Quando il vapore condensa nelle nubi, l'energia viene liberata.
Questo rilascio di energia contribuisce ad alimentare i moti convettivi e può favorire lo sviluppo dei temporali.
9. Le trasformazioni termodinamiche dell'aria¶
L'aria atmosferica può subire trasformazioni nelle quali cambiano pressione, volume e temperatura.
Le trasformazioni fondamentali sono:
- isoterma;
- isobara;
- isocora;
- adiabatica.
9.1 Trasformazione isoterma¶
Una trasformazione è isoterma quando la temperatura rimane costante.
Per una quantità fissa di gas ideale:
p × V = costante
Se il volume diminuisce, la pressione aumenta.
Se il volume aumenta, la pressione diminuisce.
9.2 Trasformazione isobara¶
Una trasformazione è isobara quando la pressione rimane costante.
Per una quantità fissa di gas ideale:
V / T = costante
La temperatura deve essere espressa in kelvin.
Se la temperatura aumenta, il volume aumenta proporzionalmente.
9.3 Trasformazione isocora¶
Una trasformazione è isocora quando il volume rimane costante.
Per una quantità fissa di gas ideale:
p / T = costante
Se la temperatura aumenta, aumenta anche la pressione.
9.4 Trasformazione adiabatica¶
Una trasformazione adiabatica è una trasformazione durante la quale non avviene scambio di calore con l'ambiente esterno.
Nell'atmosfera molte masse d'aria possono essere approssimate come trasformazioni adiabatiche quando si muovono abbastanza rapidamente rispetto ai tempi necessari per scambiare calore con l'ambiente.
Durante una trasformazione adiabatica:
- l'espansione comporta un raffreddamento;
- la compressione comporta un riscaldamento.
Questo principio è fondamentale per comprendere la formazione delle nubi.
10. Perché l'aria si raffredda quando sale¶
La pressione atmosferica diminuisce generalmente con la quota.
Una massa d'aria che sale si trova quindi in un ambiente caratterizzato da pressione progressivamente inferiore.
La massa d'aria si espande.
Per espandersi compie lavoro sull'ambiente circostante.
Se lo scambio di calore è trascurabile, l'energia interna diminuisce e la temperatura dell'aria si abbassa.
Questo processo viene chiamato raffreddamento adiabatico.
10.1 Perché l'aria si riscalda quando scende¶
Una massa d'aria che scende incontra pressioni progressivamente maggiori.
Viene compressa dall'ambiente circostante.
La compressione produce un aumento della temperatura.
Questo processo viene chiamato riscaldamento adiabatico.
10.2 Applicazione meteorologica¶
Il movimento verticale dell'aria influenza direttamente la temperatura.
Una corrente ascendente tende a raffreddarsi.
Una corrente discendente tende a riscaldarsi.
Questo comportamento è importante per:
- formazione delle nubi;
- sviluppo dei temporali;
- dissoluzione delle nubi;
- formazione dei venti di caduta;
- evoluzione delle masse d'aria.
11. Il gradiente termico verticale¶
La temperatura dell'atmosfera varia con l'altitudine.
Nella troposfera, che è lo strato atmosferico più basso, la temperatura diminuisce generalmente salendo di quota.
La variazione della temperatura con la quota viene descritta attraverso il gradiente termico verticale.
In condizioni atmosferiche medie, il gradiente termico verticale ambientale è approssimativamente:
6,5 °C ogni 1000 metri
Questo è un valore medio di riferimento, non una regola valida in ogni situazione.
La temperatura può diminuire più rapidamente, meno rapidamente oppure aumentare con la quota.
11.1 Esempio¶
Supponiamo che al livello del mare la temperatura sia 20 °C.
Se il gradiente medio è 6,5 °C/km, a 1000 metri la temperatura teorica sarebbe:
20 - 6,5 = 13,5 °C
A 2000 metri:
20 - 13 = 7 °C
Si tratta di una stima semplificata.
Le condizioni reali possono essere molto diverse.
11.2 Gradiente termico ambientale¶
Il gradiente termico ambientale descrive la variazione effettiva della temperatura dell'aria con la quota in un determinato momento e luogo.
Non deve essere confuso con il gradiente adiabatico, che descrive il comportamento di una massa d'aria che si sposta verticalmente.
12. Il gradiente adiabatico secco¶
Una massa d'aria non satura che sale o scende in condizioni adiabatiche varia la propria temperatura secondo il gradiente adiabatico secco.
Il valore approssimativo è:
Γd = 9,8 °C/km
Questo significa che:
- salendo di 1000 metri, l'aria si raffredda di circa 9,8 °C;
- scendendo di 1000 metri, l'aria si riscalda di circa 9,8 °C.
Il valore è valido per aria non satura in condizioni adiabatiche e rappresenta un'approssimazione molto utile.
12.1 Esempio numerico¶
Una massa d'aria non satura parte da una quota di 500 metri con temperatura di 20 °C.
Sale fino a 1500 metri.
La variazione di quota è:
1500 - 500 = 1000 m
Il raffreddamento approssimativo è:
ΔT = 9,8 °C
La temperatura finale sarà:
20 - 9,8 = 10,2 °C
La massa d'aria raggiunge circa 10,2 °C.
13. Il gradiente adiabatico saturo¶
Quando una massa d'aria sale e raggiunge la saturazione, inizia la condensazione del vapore acqueo.
Durante la condensazione viene liberato calore latente.
Questo calore contrasta parzialmente il raffreddamento dovuto all'espansione.
Di conseguenza il gradiente adiabatico saturo è generalmente inferiore a quello secco.
Non possiede un valore unico e costante.
Dipende principalmente da:
- temperatura;
- pressione;
- contenuto di vapore acqueo.
Nelle condizioni tipiche della troposfera può assumere valori indicativi compresi tra circa 4 e 7 °C/km, ma l'intervallo non è universale.
A temperature più basse il comportamento può avvicinarsi maggiormente al gradiente secco.
13.1 Differenza tra gradiente secco e saturo¶
| Caratteristica | Adiabatico secco | Adiabatico saturo |
|---|---|---|
| Condizione | Aria non satura | Aria satura |
| Condensazione | Assente | Presente |
| Calore latente | Non liberato dalla condensazione | Liberato |
| Raffreddamento verticale | Circa 9,8 °C/km | Generalmente inferiore |
| Dipendenza dalla temperatura | Relativamente limitata | Significativa |
14. La temperatura potenziale¶
La temperatura potenziale è la temperatura che una massa d'aria avrebbe se fosse portata adiabaticamente alla pressione standard di riferimento di 1000 hPa.
È indicata con la lettera greca theta:
θ
Per aria secca ideale si utilizza:
θ = T × (1000 / p)^(Rd/cp)
Dove:
- θ = temperatura potenziale, in kelvin;
- T = temperatura assoluta, in kelvin;
- p = pressione assoluta, in hPa;
- Rd = costante specifica dell'aria secca, circa 287 J/(kg × K);
- cp = calore specifico dell'aria secca a pressione costante, circa 1004 J/(kg × K).
La temperatura potenziale permette di confrontare masse d'aria che si trovano a pressioni differenti.
14.1 Esempio¶
Consideriamo una massa d'aria con:
- temperatura = 10 °C;
- pressione = 900 hPa.
Convertiamo la temperatura:
T = 10 + 273,15 = 283,15 K
Utilizziamo:
θ = 283,15 × (1000 / 900)^(287/1004)
Il risultato è circa:
θ ≈ 291,9 K
Convertendo nuovamente in gradi Celsius:
291,9 - 273,15 = 18,75 °C
La temperatura potenziale è quindi circa 18,8 °C.
Il valore è una temperatura di riferimento calcolata, non la temperatura effettivamente misurata a 900 hPa.
14.2 Perché è importante¶
La temperatura potenziale è utile per:
- confrontare masse d'aria a differenti quote;
- studiare la stabilità atmosferica;
- analizzare la struttura verticale dell'atmosfera;
- individuare strati con caratteristiche termodinamiche differenti.
15. Stabilità e instabilità atmosferica¶
La stabilità atmosferica descrive la tendenza di una massa d'aria spostata verticalmente a ritornare alla posizione iniziale, continuare il movimento oppure rimanere in equilibrio.
Il comportamento dipende dal confronto tra:
- temperatura della massa d'aria in movimento;
- temperatura dell'ambiente circostante alla stessa quota.
La temperatura, a sua volta, determina la densità a parità di pressione.
15.1 Atmosfera stabile¶
Un'atmosfera è stabile quando una massa d'aria spostata verticalmente tende a ritornare verso la posizione iniziale.
Se una massa d'aria viene sollevata e diventa più fredda e densa dell'ambiente circostante, tende a scendere nuovamente.
La stabilità favorisce:
- limitazione dei movimenti verticali;
- sviluppo di strati atmosferici;
- possibile accumulo di inquinanti vicino al suolo;
- formazione di nebbie in condizioni favorevoli.
15.2 Atmosfera instabile¶
Un'atmosfera è instabile quando una massa d'aria spostata verso l'alto tende a continuare a salire.
Se la massa d'aria è più calda e meno densa dell'ambiente circostante, la spinta di galleggiamento favorisce il movimento ascendente.
L'instabilità può favorire:
- moti convettivi;
- sviluppo di cumuli;
- temporali;
- rovesci;
- grandinate, quando sono presenti anche le condizioni necessarie.
15.3 Atmosfera indifferente o neutra¶
Un'atmosfera è neutra quando una massa d'aria spostata verticalmente tende a rimanere in equilibrio alla nuova quota, senza una forza di galleggiamento che la riporti indietro o ne favorisca ulteriormente la salita.
15.4 Confronto dei gradienti¶
Per una massa d'aria non satura, un confronto didattico utile è:
- gradiente ambientale minore di 9,8 °C/km: tendenza alla stabilità;
- gradiente ambientale maggiore di 9,8 °C/km: tendenza all'instabilità;
- gradiente ambientale uguale a 9,8 °C/km: condizioni neutre per una particella non satura.
Per una massa d'aria satura il confronto deve considerare il gradiente adiabatico saturo.
15.5 Instabilità assoluta¶
Si parla di instabilità assoluta quando il gradiente termico ambientale è maggiore sia del gradiente adiabatico secco sia di quello saturo.
In queste condizioni una particella spostata verso l'alto tende a risultare più calda dell'ambiente sia prima sia dopo aver raggiunto la saturazione.
15.6 Stabilità assoluta¶
Si parla di stabilità assoluta quando il gradiente termico ambientale è minore del gradiente adiabatico saturo.
In queste condizioni una particella spostata verso l'alto tende a essere più fredda dell'ambiente, sia che sia satura sia che non lo sia.
15.7 Instabilità condizionata¶
Si parla di instabilità condizionata quando:
- il gradiente ambientale è inferiore a quello secco;
- il gradiente ambientale è superiore a quello saturo.
In questo caso una massa d'aria non satura può essere inizialmente stabile, mentre dopo aver raggiunto la saturazione può diventare instabile.
Questo comportamento è particolarmente importante nello sviluppo dei temporali.
16. L'inversione termica¶
In condizioni normali la temperatura nella troposfera tende a diminuire salendo di quota.
Si parla di inversione termica quando, in uno strato atmosferico, la temperatura aumenta salendo invece di diminuire.
L'inversione rappresenta una condizione di forte stabilità.
16.1 Inversione al suolo¶
Durante le notti serene e con vento debole, il terreno può perdere energia per irraggiamento.
L'aria a contatto con il terreno si raffredda.
L'aria posta più in alto può rimanere relativamente più calda.
Si forma così un'inversione termica vicino al suolo.
16.2 Inversione da subsidenza¶
Nelle aree anticicloniche l'aria può scendere lentamente dall'alto.
Durante la discesa si comprime e si riscalda adiabaticamente.
Questo riscaldamento può produrre uno strato relativamente caldo sopra aria più fredda, contribuendo alla formazione di un'inversione.
16.3 Conseguenze delle inversioni¶
Le inversioni termiche possono:
- limitare la dispersione verticale dell'aria;
- favorire l'accumulo di inquinanti;
- favorire la persistenza della nebbia;
- limitare lo sviluppo verticale delle nubi;
- creare condizioni di forte stabilità atmosferica.
Le inversioni sono particolarmente importanti nella pianificazione delle previsioni meteorologiche e nella qualità dell'aria.
17. Il livello di condensazione e la formazione delle nubi¶
Una massa d'aria che sale si espande e si raffredda.
Se contiene vapore acqueo, durante il raffreddamento aumenta la sua umidità relativa.
Quando raggiunge la saturazione, possono iniziare i processi di condensazione.
Il livello al quale una particella d'aria in salita raggiunge per la prima volta la saturazione è chiamato livello di condensazione per sollevamento, spesso indicato con la sigla LCL.
La condensazione avviene generalmente in presenza di nuclei di condensazione.
Si formano così minuscole goccioline d'acqua che costituiscono le nubi.
17.1 Il ruolo del punto di rugiada¶
Il punto di rugiada è la temperatura alla quale l'aria, raffreddata a pressione pressoché costante senza aggiungere o sottrarre vapore acqueo, raggiunge la saturazione.
Se la temperatura dell'aria si avvicina al punto di rugiada, l'umidità relativa aumenta.
Quando la temperatura raggiunge il punto di rugiada, l'aria raggiunge la saturazione.
In atmosfera i processi reali possono essere più complessi, ma il punto di rugiada è un indicatore fondamentale dello stato di umidità.
17.2 Dallo sviluppo delle nubi ai temporali¶
Se l'atmosfera è sufficientemente instabile, le correnti ascendenti possono continuare a svilupparsi.
La condensazione libera calore latente, contribuendo a sostenere i moti convettivi.
In presenza di sufficiente umidità e di condizioni favorevoli, possono svilupparsi nubi cumuliformi molto estese verticalmente.
I cumulonembi sono le nubi tipiche dei temporali.
18. Applicazioni meteorologiche¶
18.1 Brezza marina¶
Durante il giorno la terraferma si riscalda generalmente più rapidamente del mare.
L'aria sopra la terra può diventare più calda e salire.
L'aria relativamente più fresca sopra il mare tende a spostarsi verso la costa.
Si forma così la brezza marina.
18.2 Brezza terrestre¶
Durante la notte la terraferma si raffredda generalmente più rapidamente del mare.
L'aria sopra il mare può rimanere relativamente più calda e salire.
Al livello del suolo può quindi svilupparsi un flusso dall'entroterra verso il mare.
Si forma così la brezza terrestre.
18.3 Temporali convettivi¶
Il forte riscaldamento del terreno può favorire la salita di masse d'aria.
Se l'aria è umida e l'atmosfera è instabile, si possono sviluppare correnti ascendenti intense.
La condensazione libera calore latente e può contribuire alla crescita verticale della nube.
18.4 Nebbia da irraggiamento¶
Durante una notte serena il terreno perde energia per irraggiamento.
L'aria vicina alla superficie si raffredda.
Se raggiunge il punto di rugiada, il vapore può condensare formando goccioline sospese nell'aria.
Quando il fenomeno avviene vicino al suolo e riduce la visibilità, si parla di nebbia.
18.5 Effetto föhn¶
Quando una massa d'aria attraversa una catena montuosa, può salire sul versante sopravvento e scendere sul versante sottovento.
Durante la salita l'aria si raffredda.
Dopo la condensazione e la perdita di parte dell'umidità, la massa d'aria può scendere sul versante opposto riscaldandosi per compressione.
Questo processo può produrre un vento caldo e secco sul versante sottovento, noto come föhn.
Il comportamento reale dipende dalla stabilità, dall'umidità, dalla struttura verticale e dalle condizioni del flusso.
19. Errori comuni da evitare¶
- Confondere temperatura e calore.
- Utilizzare gradi Celsius al posto dei kelvin nelle formule che richiedono la temperatura assoluta.
- Pensare che il calore sia una sostanza contenuta nei corpi.
- Confondere conduzione, convezione e irraggiamento.
- Pensare che l'evaporazione avvenga soltanto a 100 °C.
- Confondere condensazione e solidificazione.
- Dimenticare che l'evaporazione assorbe energia e la condensazione la libera.
- Confondere gradiente termico ambientale e gradiente adiabatico.
- Considerare 9,8 °C/km un valore valido per ogni massa d'aria.
- Pensare che il gradiente adiabatico saturo sia sempre uguale a un valore fisso.
- Confondere stabilità atmosferica e assenza di vento.
- Pensare che ogni massa d'aria calda produca necessariamente un temporale.
- Confondere inversione termica e normale diminuzione della temperatura con la quota.
- Dimenticare che la condensazione libera calore latente.
20. Esercizi di verifica¶
Esercizio 1 – Conversione della temperatura¶
Converti 25 °C in kelvin.
Esercizio 2 – Calore specifico¶
Calcola il calore necessario per riscaldare 3 kg di acqua da 10 °C a 30 °C.
Utilizza:
c = 4180 J/(kg × K)
Esercizio 3 – Calore latente¶
Calcola l'energia necessaria per evaporare 0,2 kg di acqua.
Utilizza:
Lv = 2,5 × 10⁶ J/kg
Esercizio 4 – Gradiente adiabatico secco¶
Una massa d'aria non satura sale di 1500 metri.
Di quanti gradi si raffredda approssimativamente?
Utilizza:
Γd = 9,8 °C/km
Esercizio 5 – Temperatura finale¶
Una massa d'aria non satura parte da 24 °C e sale di 2000 metri in condizioni adiabatiche.
Calcola la temperatura finale.
Esercizio 6 – Gradiente ambientale¶
La temperatura ambientale passa da 22 °C a 10 °C in 2000 metri.
Calcola il gradiente termico ambientale medio.
Esercizio 7 – Temperatura potenziale¶
Una massa d'aria si trova a:
- temperatura = 5 °C;
- pressione = 850 hPa.
Calcola la temperatura potenziale usando:
Rd = 287 J/(kg × K)
cp = 1004 J/(kg × K)
Esercizio 8 – Stabilità atmosferica¶
Il gradiente termico ambientale è pari a 11 °C/km.
Considerando una particella non satura, quale tendenza presenta l'atmosfera?
Esercizio 9 – Inversione termica¶
Spiega che cosa si intende per inversione termica e quali conseguenze può avere sulla dispersione degli inquinanti.
Esercizio 10 – Formazione delle nubi¶
Descrivi perché una massa d'aria che sale può raggiungere la saturazione e formare una nube.
21. Soluzioni degli esercizi¶
Soluzione 1 – Conversione della temperatura¶
T = 25 + 273,15
T = 298,15 K
Soluzione 2 – Calore specifico¶
Q = m × c × ΔT
ΔT = 30 - 10 = 20 K
Q = 3 × 4180 × 20
Q = 250.800 J
Sono necessari 250,8 kJ.
Soluzione 3 – Calore latente¶
Q = m × Lv
Q = 0,2 × 2.500.000
Q = 500.000 J
Sono necessari circa 500 kJ.
Soluzione 4 – Gradiente adiabatico secco¶
1500 metri corrispondono a 1,5 km.
ΔT = 9,8 × 1,5
ΔT = 14,7 °C
La massa d'aria si raffredda di circa 14,7 °C.
Soluzione 5 – Temperatura finale¶
La salita è di 2 km.
Raffreddamento:
ΔT = 9,8 × 2 = 19,6 °C
Temperatura finale:
24 - 19,6 = 4,4 °C
La temperatura finale è circa 4,4 °C.
Soluzione 6 – Gradiente ambientale¶
La diminuzione di temperatura è:
22 - 10 = 12 °C
La variazione di quota è 2 km.
Gradiente:
12 / 2 = 6 °C/km
Il gradiente ambientale medio è 6 °C/km.
Soluzione 7 – Temperatura potenziale¶
Convertiamo la temperatura:
T = 5 + 273,15 = 278,15 K
Applichiamo:
θ = 278,15 × (1000 / 850)^(287/1004)
Risultato approssimativo:
θ ≈ 291,0 K
In gradi Celsius:
291,0 - 273,15 = 17,85 °C
La temperatura potenziale è circa 17,9 °C.
Soluzione 8 – Stabilità atmosferica¶
Il gradiente ambientale è 11 °C/km.
Il gradiente adiabatico secco è circa 9,8 °C/km.
Poiché il gradiente ambientale è maggiore, una particella non satura che sale tende a diventare più calda dell'ambiente circostante.
L'atmosfera presenta quindi una tendenza all'instabilità assoluta.
Soluzione 9 – Inversione termica¶
L'inversione termica è una condizione nella quale la temperatura aumenta con la quota in uno strato atmosferico.
L'aria più fredda rimane vicino al suolo, mentre sopra di essa si trova aria più calda.
Questa configurazione limita il rimescolamento verticale e può favorire l'accumulo di inquinanti.
Soluzione 10 – Formazione delle nubi¶
Quando una massa d'aria sale, la pressione ambientale diminuisce.
L'aria si espande e si raffredda.
La diminuzione della temperatura aumenta l'umidità relativa.
Quando viene raggiunta la saturazione, in presenza di nuclei di condensazione, il vapore acqueo può condensare formando goccioline e quindi una nube.
22. Glossario¶
| Termine | Significato |
|---|---|
| Temperatura | Grandezza che descrive lo stato termico di un sistema |
| Calore | Energia trasferita a causa di una differenza di temperatura |
| Energia interna | Energia microscopica complessiva di un sistema |
| Calore specifico | Energia necessaria per aumentare di un kelvin la temperatura di un chilogrammo di sostanza |
| Capacità termica | Energia necessaria per aumentare di un kelvin la temperatura di un corpo |
| Conduzione | Trasferimento di calore attraverso un materiale senza trasporto macroscopico di materia |
| Convezione | Trasporto di energia associato al movimento di un fluido |
| Irraggiamento | Trasferimento di energia mediante onde elettromagnetiche |
| Albedo | Frazione della radiazione incidente che viene riflessa |
| Evaporazione | Passaggio dallo stato liquido a quello gassoso |
| Condensazione | Passaggio dallo stato gassoso a quello liquido |
| Sublimazione | Passaggio diretto dallo stato solido a quello gassoso |
| Brinamento | Passaggio diretto dallo stato gassoso a quello solido |
| Calore latente | Energia assorbita o ceduta durante un cambiamento di stato |
| Trasformazione adiabatica | Trasformazione senza scambio di calore con l'esterno |
| Gradiente termico ambientale | Variazione effettiva della temperatura con la quota |
| Gradiente adiabatico secco | Variazione di temperatura di una massa d'aria non satura che si muove adiabaticamente |
| Gradiente adiabatico saturo | Variazione di temperatura di una massa d'aria satura che si muove adiabaticamente |
| Temperatura potenziale | Temperatura che una massa d'aria avrebbe portata adiabaticamente a 1000 hPa |
| Stabilità atmosferica | Tendenza di una massa d'aria spostata verticalmente a ritornare alla posizione iniziale |
| Instabilità atmosferica | Condizione che favorisce la prosecuzione dei moti verticali |
| Inversione termica | Aumento della temperatura con la quota in uno strato atmosferico |
| Punto di rugiada | Temperatura alla quale l'aria raggiunge la saturazione durante il raffreddamento a pressione pressoché costante |
| LCL | Livello di condensazione per sollevamento |
| Föhn | Vento caldo e secco che può svilupparsi sul versante sottovento di una catena montuosa |
23. Riepilogo della lezione¶
I concetti fondamentali da ricordare sono:
- Temperatura e calore sono grandezze differenti.
- Il calore è energia trasferita tra sistemi a temperatura diversa.
- Il calore specifico descrive la capacità di una sostanza di assorbire energia termica.
- Il calore può essere trasferito per conduzione, convezione e irraggiamento.
- L'acqua possiede un elevato calore specifico e influenza il clima delle zone costiere.
- L'evaporazione assorbe energia e la condensazione la libera.
- L'espansione adiabatica raffredda l'aria.
- La compressione adiabatica riscalda l'aria.
- Il gradiente termico ambientale descrive la temperatura reale dell'atmosfera con la quota.
- Il gradiente adiabatico secco è circa 9,8 °C/km.
- Il gradiente adiabatico saturo è generalmente inferiore e variabile.
- La temperatura potenziale permette di confrontare masse d'aria a pressioni differenti.
- La stabilità atmosferica influenza lo sviluppo dei moti verticali.
- Le inversioni termiche possono limitare la dispersione degli inquinanti.
- La condensazione del vapore acqueo è essenziale per la formazione delle nubi.
Concetto chiave: la termodinamica spiega come l'energia solare, gli scambi di calore, l'umidità e i movimenti verticali dell'aria determinino la struttura e l'evoluzione dell'atmosfera.
24. Collegamento con la lezione successiva¶
La prossima lezione approfondirà l'umidità atmosferica.
Studieremo:
- vapore acqueo nell'atmosfera;
- umidità assoluta;
- umidità specifica;
- rapporto di mescolanza;
- umidità relativa;
- tensione di vapore;
- pressione di saturazione;
- punto di rugiada;
- deficit di saturazione;
- psicrometria;
- strumenti per misurare l'umidità;
- applicazioni meteorologiche.
Questi argomenti consentiranno di comprendere meglio la formazione delle nubi, della nebbia, della rugiada e delle precipitazioni.