M00.19 – Stabilità atmosferica, moti verticali e convezione¶
1. Obiettivi della lezione¶
Al termine di questa lezione sarai in grado di:
- comprendere il significato di stabilità e instabilità atmosferica;
- distinguere il gradiente termico ambientale dai gradienti adiabatici;
- comprendere il comportamento di una particella d'aria che sale o scende;
- distinguere trasformazioni adiabatiche secche e sature;
- calcolare il livello di condensazione per sollevamento (LCL);
- comprendere il livello di libera convezione (LFC);
- comprendere il livello di equilibrio (EL);
- conoscere l'energia potenziale convettiva disponibile (CAPE);
- conoscere l'inibizione convettiva (CIN);
- interpretare i moti verticali dell'atmosfera;
- comprendere la formazione delle nubi convettive;
- riconoscere le condizioni favorevoli allo sviluppo dei temporali.
2. Che cosa si intende per stabilità atmosferica¶
La stabilità atmosferica descrive la tendenza dell'atmosfera a opporsi oppure a favorire lo spostamento verticale di una particella d'aria rispetto alla posizione iniziale.
Per studiarla si immagina di spostare verticalmente una piccola porzione d'aria, chiamata particella o particella d'aria.
Dopo lo spostamento si confronta la temperatura della particella con quella dell'ambiente circostante.
La differenza di temperatura determina una differenza di densità e quindi una forza di galleggiamento.
2.1 Atmosfera stabile¶
L'atmosfera è stabile quando una particella d'aria, dopo essere stata spostata verticalmente, tende a ritornare verso la posizione iniziale.
Se la particella viene sollevata:
- si espande;
- si raffredda;
- può diventare più fredda e densa dell'ambiente;
- tende a scendere.
La stabilità ostacola lo sviluppo spontaneo di moti verticali.
2.2 Atmosfera instabile¶
L'atmosfera è instabile quando una particella d'aria, dopo essere stata spostata verso l'alto, tende a continuare a salire.
Se la particella diventa più calda e meno densa dell'ambiente:
- acquista galleggiabilità positiva;
- continua a salire;
- può favorire la formazione di nubi convettive.
L'instabilità è una delle condizioni che possono favorire lo sviluppo dei temporali.
2.3 Atmosfera neutra¶
L'atmosfera è neutra quando, dopo uno spostamento verticale, la particella tende a mantenere il nuovo livello senza una significativa accelerazione verso l'alto o verso il basso.
In questo caso la temperatura della particella coincide approssimativamente con quella dell'ambiente dopo lo spostamento.
3. Il gradiente termico verticale ambientale¶
La temperatura dell'aria generalmente diminuisce con l'aumentare della quota nella troposfera.
La variazione della temperatura con l'altitudine è chiamata gradiente termico verticale.
Il gradiente termico ambientale è indicato spesso con la lettera greca gamma:
Γ = - dT / dz
Dove:
- Γ = gradiente termico verticale;
- T = temperatura;
- z = quota.
Il segno meno consente di esprimere come positivo un gradiente corrispondente alla diminuzione della temperatura con la quota.
3.1 Gradiente medio nella troposfera¶
Nella troposfera standard il gradiente termico medio è approssimativamente:
6,5 °C/km
Questo valore è una media convenzionale e non rappresenta una regola valida in ogni luogo e momento.
Il gradiente reale può variare sensibilmente in funzione di:
- stagione;
- ora del giorno;
- condizioni meteorologiche;
- latitudine;
- presenza di inversioni termiche;
- caratteristiche del terreno.
3.2 Esempio numerico¶
Al suolo la temperatura è di 20 °C.
Consideriamo un gradiente ambientale di 6,5 °C/km.
A 1000 metri:
20 - 6,5 = 13,5 °C
A 2000 metri:
20 - 13 = 7 °C
A 3000 metri:
20 - 19,5 = 0,5 °C
Questi valori sono un esempio teorico basato su un gradiente costante.
4. Il raffreddamento adiabatico¶
Quando una particella d'aria sale nell'atmosfera, la pressione esterna diminuisce.
La particella si espande e compie lavoro sull'ambiente circostante.
Se non avvengono scambi di calore significativi con l'esterno, il processo viene definito adiabatico.
L'espansione provoca un raffreddamento.
Quando una particella scende, invece, la pressione aumenta e la particella viene compressa.
La compressione determina un riscaldamento.
4.1 Trasformazione adiabatica¶
Una trasformazione adiabatica è un processo termodinamico nel quale non avviene scambio di calore con l'ambiente.
In atmosfera reale l'approssimazione adiabatica è utile per descrivere il comportamento di una particella d'aria durante uno spostamento verticale sufficientemente rapido.
4.2 Raffreddamento durante la salita¶
Durante la salita:
- la pressione diminuisce;
- il volume della particella aumenta;
- la particella si espande;
- la temperatura diminuisce.
4.3 Riscaldamento durante la discesa¶
Durante la discesa:
- la pressione aumenta;
- il volume della particella diminuisce;
- la particella viene compressa;
- la temperatura aumenta.
5. Il gradiente adiabatico secco¶
Una particella d'aria non satura che sale si raffredda secondo il gradiente adiabatico secco.
Il valore approssimativo è:
Γd ≈ 9,8 °C/km
Equivale a:
0,98 °C ogni 100 metri
Questo valore è quasi indipendente dalla temperatura e dall'umidità iniziale, nelle condizioni atmosferiche ordinarie.
5.1 Esempio numerico¶
Una particella d'aria non satura ha temperatura iniziale di 25 °C.
Sale di 1000 metri.
Raffreddamento:
9,8 × 1 = 9,8 °C
Temperatura finale:
25 - 9,8 = 15,2 °C
La temperatura della particella sarà quindi circa 15,2 °C.
5.2 Discesa adiabatica secca¶
Una particella non satura che scende di 1000 metri si riscalda approssimativamente di 9,8 °C.
Se inizialmente la temperatura è 10 °C:
10 + 9,8 = 19,8 °C
6. Il gradiente adiabatico saturo¶
Quando una particella raggiunge la saturazione e continua a salire, il vapore acqueo condensa.
La condensazione libera calore latente.
Il calore liberato contrasta parzialmente il raffreddamento dovuto all'espansione.
Per questo motivo la particella satura si raffredda generalmente più lentamente rispetto a una particella non satura.
Il gradiente adiabatico saturo è variabile e dipende principalmente dalla temperatura e dalla pressione.
Nelle condizioni atmosferiche ordinarie può assumere valori indicativi compresi approssimativamente tra:
4 e 7 °C/km
Il valore non è costante e può essere maggiore o minore in funzione delle condizioni termodinamiche.
6.1 Esempio¶
Una particella satura sale di 1000 metri.
Consideriamo, a titolo esemplificativo, un gradiente adiabatico saturo medio di 5 °C/km.
Il raffreddamento sarà:
5 × 1 = 5 °C
Se la temperatura iniziale è 20 °C:
20 - 5 = 15 °C
Temperatura finale:
15 °C
Il valore è indicativo: il gradiente reale varia durante la salita.
6.2 Perché il gradiente saturo è variabile¶
La quantità di calore latente liberata dipende dalla quantità di vapore acqueo che condensa.
L'aria calda può contenere più vapore acqueo rispetto all'aria fredda.
Di conseguenza, il contributo del calore latente varia con la temperatura e con la pressione.
7. Confronto tra i gradienti¶
| Tipo di gradiente | Valore indicativo | Significato |
|---|---|---|
| Ambientale standard | 6,5 °C/km | Variazione media della temperatura atmosferica |
| Adiabatico secco | 9,8 °C/km | Raffreddamento di aria non satura in salita |
| Adiabatico saturo | Circa 4–7 °C/km | Raffreddamento di aria satura in salita |
È importante non confondere il gradiente ambientale con quello adiabatico.
Il primo descrive l'atmosfera reale.
Gli altri descrivono il comportamento di una particella che viene spostata verticalmente.
8. I tre principali regimi di stabilità¶
Il confronto tra gradiente ambientale e gradienti adiabatici permette di classificare la stabilità.
8.1 Atmosfera assolutamente stabile¶
Si verifica quando:
Γamb < Γsat
Il gradiente ambientale è inferiore al gradiente adiabatico saturo.
Una particella sollevata tende a diventare più fredda dell'ambiente e quindi più densa.
La stabilità ostacola i moti verticali.
8.2 Atmosfera assolutamente instabile¶
Si verifica quando:
Γamb > Γsecco
Il gradiente ambientale è maggiore del gradiente adiabatico secco.
Una particella sollevata, anche se inizialmente non satura, tende a diventare più calda dell'ambiente.
La particella può continuare a salire.
8.3 Atmosfera condizionatamente instabile¶
Si verifica quando:
Γsat < Γamb < Γsecco
In questo caso:
- una particella non satura è inizialmente stabile;
- una particella satura può risultare instabile.
La convezione può quindi svilupparsi se la particella viene sollevata fino alla saturazione e successivamente raggiunge condizioni di galleggiabilità positiva.
Questa condizione è frequente nell'atmosfera reale.
8.4 Tabella riassuntiva¶
| Condizione | Confronto | Comportamento |
|---|---|---|
| Assolutamente stabile | Γamb < Γsat | Stabilità per aria satura e non satura |
| Condizionatamente instabile | Γsat < Γamb < Γsecco | Instabilità possibile dopo saturazione |
| Assolutamente instabile | Γamb > Γsecco | Instabilità anche per aria non satura |
| Neutra secca | Γamb = Γsecco | Equilibrio per particelle non sature |
| Neutra satura | Γamb = Γsat | Equilibrio per particelle sature |
Le uguaglianze rappresentano condizioni limite ideali.
9. L'inversione termica¶
Un'inversione termica si verifica quando, in uno strato atmosferico, la temperatura aumenta con la quota.
È quindi una condizione opposta al normale andamento della temperatura nella troposfera.
L'inversione è generalmente associata a condizioni stabili.
9.1 Inversione al suolo¶
Si può formare durante notti serene e con vento debole.
Il terreno perde energia per irraggiamento e si raffredda.
L'aria a contatto con il terreno si raffredda a sua volta.
Gli strati immediatamente superiori possono rimanere più caldi.
9.2 Inversione da subsidenza¶
Si può formare negli anticicloni.
L'aria discendente viene compressa e riscaldata.
Questo riscaldamento può produrre uno strato più caldo sopra aria relativamente fredda e umida.
9.3 Conseguenze¶
Le inversioni possono:
- limitare il rimescolamento verticale;
- favorire la formazione di nebbia;
- favorire la persistenza delle nubi basse;
- trattenere gli inquinanti vicino al suolo;
- ridurre la possibilità di sviluppo convettivo verticale.
10. Il livello di condensazione per sollevamento (LCL)¶
Il livello di condensazione per sollevamento, indicato con LCL (Lifting Condensation Level), è la quota alla quale una particella d'aria che sale raggiunge la saturazione.
Al di sotto dell'LCL la particella è generalmente non satura.
La temperatura diminuisce secondo il gradiente adiabatico secco.
Al raggiungimento dell'LCL l'umidità relativa raggiunge circa il 100%.
Al di sopra dell'LCL può iniziare la condensazione e possono formarsi le nubi.
10.1 Temperatura e punto di rugiada¶
Per comprendere l'LCL bisogna conoscere:
- temperatura dell'aria;
- temperatura del punto di rugiada.
La temperatura del punto di rugiada è la temperatura alla quale l'aria deve essere raffreddata, a pressione pressoché costante, per raggiungere la saturazione.
Quando la temperatura dell'aria coincide con quella del punto di rugiada, l'aria è satura.
10.2 Formula approssimata dell'LCL¶
Una stima pratica dell'altezza dell'LCL sopra il livello iniziale è:
zLCL ≈ 125 × (T - Td)
Dove:
- zLCL = altezza approssimata in metri;
- T = temperatura in °C;
- Td = temperatura di rugiada in °C.
La formula è una stima empirica valida per condizioni meteorologiche ordinarie.
10.3 Esempio numerico¶
Temperatura dell'aria:
T = 24 °C
Temperatura di rugiada:
Td = 16 °C
Differenza:
24 - 16 = 8 °C
Stima dell'LCL:
125 × 8 = 1000 m
L'LCL si trova quindi approssimativamente a 1000 metri sopra il livello iniziale.
10.4 Significato meteorologico¶
Un LCL basso indica che la saturazione viene raggiunta dopo un sollevamento relativamente limitato.
Un LCL elevato indica che la particella deve salire maggiormente prima di raggiungere la saturazione.
L'altezza della base delle nubi convettive può essere collegata all'LCL, ma non coincide necessariamente in ogni situazione con una singola quota calcolata.
11. Il livello di libera convezione (LFC)¶
Il livello di libera convezione, indicato con LFC (Level of Free Convection), è la quota alla quale una particella, una volta raggiunta tale altezza, diventa più calda e meno densa dell'ambiente e può salire spontaneamente per galleggiabilità positiva.
Al di sotto dell'LFC la particella può avere bisogno di un sollevamento forzato.
Il sollevamento può essere prodotto da:
- fronti;
- rilievi montuosi;
- convergenza dei venti;
- riscaldamento della superficie;
- altri processi dinamici.
11.1 Differenza tra LCL e LFC¶
LCL:
- indica il raggiungimento della saturazione;
- è collegato all'inizio della condensazione.
LFC:
- indica l'inizio della libera convezione;
- è collegato alla galleggiabilità positiva.
L'LFC si trova spesso sopra l'LCL, ma non necessariamente.
In alcune situazioni l'LFC può essere molto vicino all'LCL.
In altre situazioni può non esistere un LFC raggiungibile nella colonna atmosferica considerata.
12. Il livello di equilibrio (EL)¶
Il livello di equilibrio, indicato con EL (Equilibrium Level), è la quota alla quale una particella che sale in un ambiente convettivo raggiunge nuovamente una temperatura uguale a quella dell'ambiente.
Al di sotto dell'EL, nella regione in cui la particella è più calda dell'ambiente, può esserci galleggiabilità positiva.
Oltre l'EL la particella può diventare più fredda dell'ambiente e quindi avere galleggiabilità negativa.
Il livello di equilibrio rappresenta spesso la regione superiore dello sviluppo di una nube convettiva.
12.1 Rapporto tra LCL, LFC ed EL¶
| Livello | Significato |
|---|---|
| LCL | La particella raggiunge la saturazione |
| LFC | La particella raggiunge galleggiabilità positiva |
| EL | La particella raggiunge nuovamente la neutralità termica |
In una tipica situazione convettiva:
LCL < LFC < EL
Questa disposizione è frequente, ma non costituisce una regola assoluta per ogni profilo atmosferico.
13. CAPE: energia potenziale convettiva disponibile¶
CAPE significa Convective Available Potential Energy.
In italiano viene tradotto come energia potenziale convettiva disponibile.
È una misura dell'energia associata alla galleggiabilità positiva di una particella d'aria in una colonna atmosferica.
Si esprime in:
J/kg
Un valore elevato di CAPE indica che, se la particella raggiunge la libera convezione, può disporre di una maggiore energia per sostenere il movimento ascendente.
13.1 Formula concettuale¶
CAPE = integrale della galleggiabilità positiva tra LFC ed EL.
Una forma semplificata è:
CAPE = ∫ B dz
Dove:
- B = accelerazione di galleggiabilità;
- dz = incremento verticale;
- integrazione = somma dell'energia disponibile lungo lo strato.
Per una particella e un ambiente confrontati a pari pressione, una rappresentazione semplificata della galleggiabilità è:
B ≈ g × (Tv_particella - Tv_ambiente) / Tv_ambiente
Dove:
- g = accelerazione di gravità;
- Tv_particella = temperatura virtuale della particella;
- Tv_ambiente = temperatura virtuale dell'ambiente.
La temperatura virtuale tiene conto degli effetti della composizione dell'aria, compreso il vapore acqueo, sulla densità.
13.2 Interpretazione della CAPE¶
Valori indicativi:
| CAPE | Interpretazione generale |
|---|---|
| 0 J/kg | Energia convettiva disponibile assente |
| 1–500 J/kg | CAPE debole |
| 500–1000 J/kg | CAPE moderata |
| 1000–2500 J/kg | CAPE significativa |
| 2500–4000 J/kg | CAPE elevata |
| Oltre 4000 J/kg | CAPE molto elevata |
Queste fasce sono orientative, non soglie universali.
La CAPE da sola non permette di prevedere con certezza un temporale o la sua intensità.
13.3 Esempio¶
Un radiosondaggio mostra:
CAPE = 1800 J/kg
Il valore indica una quantità significativa di energia convettiva disponibile.
Se sono presenti:
- umidità sufficiente;
- un meccanismo di innesco;
- condizioni favorevoli in quota;
possono svilupparsi temporali anche intensi.
14. CIN: inibizione convettiva¶
CIN significa Convective Inhibition.
È una misura dell'energia necessaria per superare la regione atmosferica in cui la particella presenta galleggiabilità negativa.
Si esprime anch'essa in:
J/kg
La CIN rappresenta una sorta di barriera energetica che può impedire o ritardare l'avvio della convezione.
14.1 Effetti della CIN¶
Una CIN elevata può:
- impedire lo sviluppo di temporali;
- ritardare l'innesco convettivo;
- richiedere un sollevamento più intenso;
- favorire l'accumulo di energia potenziale.
Una CIN debole può facilitare l'innesco della convezione, se le altre condizioni sono favorevoli.
14.2 CAPE e CIN insieme¶
La CAPE rappresenta l'energia disponibile dopo il raggiungimento della libera convezione.
La CIN rappresenta l'energia che deve essere superata per raggiungere tale condizione.
Per la previsione dei temporali è quindi importante considerarle insieme.
Una CAPE elevata con CIN molto forte può non produrre temporali se manca un meccanismo capace di superare l'inibizione.
15. I moti verticali dell'atmosfera¶
I moti verticali sono fondamentali per la formazione delle nubi e delle precipitazioni.
Possono essere:
- ascendenti;
- discendenti.
15.1 Moti ascendenti¶
L'aria può salire a causa di:
- riscaldamento del terreno;
- convergenza dei venti;
- sollevamento frontale;
- sollevamento orografico;
- processi dinamici in quota.
Durante la salita l'aria si espande e si raffredda.
Se raggiunge la saturazione può formare nubi.
15.2 Moti discendenti¶
Durante la discesa l'aria viene compressa e si riscalda.
La sua umidità relativa tende generalmente a diminuire.
I moti discendenti sono spesso associati a:
- subsidenza anticiclonica;
- discese d'aria ai margini dei temporali;
- fenomeni locali di vento discendente.
15.3 Velocità verticali¶
La velocità verticale viene spesso indicata con la lettera w.
Si esprime in:
m/s
Convenzionalmente, in meteorologia:
- w positiva indica movimento ascendente;
- w negativa indica movimento discendente.
Nelle carte meteorologiche la velocità verticale può essere rappresentata anche attraverso coordinate di pressione, con convenzioni diverse.
16. La convezione atmosferica¶
La convezione è un processo di trasferimento di energia e materia attraverso il movimento verticale di masse d'aria.
Nell'atmosfera si sviluppa spesso quando il riscaldamento della superficie rende l'aria vicina al terreno più calda e meno densa.
16.1 Convezione termica¶
Durante una giornata soleggiata il terreno assorbe energia solare.
La superficie riscalda l'aria a contatto con essa.
L'aria calda tende a salire per galleggiabilità.
Questo processo può produrre:
- termiche;
- cumuli;
- nubi convettive;
- temporali, se l'instabilità è sufficientemente intensa.
16.2 Convezione forzata¶
La convezione può essere favorita da un sollevamento iniziale prodotto da:
- un fronte;
- una catena montuosa;
- una linea di convergenza;
- una circolazione locale.
Il sollevamento forzato può consentire a una particella di raggiungere il livello di libera convezione.
16.3 Convezione libera¶
Quando la particella raggiunge una condizione di galleggiabilità positiva, può continuare a salire senza necessità di un ulteriore sollevamento forzato.
17. La formazione delle nubi convettive¶
Le nubi convettive si formano in seguito al sollevamento di aria umida.
Durante la salita la particella si raffredda.
Quando raggiunge la saturazione, il vapore acqueo condensa.
17.1 Cumuli¶
I cumuli sono nubi con sviluppo prevalentemente verticale e contorni spesso ben definiti.
Possono comparire durante giornate soleggiate.
Non tutti i cumuli evolvono in temporali.
17.2 Cumuli congesti¶
I cumuli congesti presentano uno sviluppo verticale maggiore.
Possono rappresentare una fase di crescita convettiva più intensa.
In condizioni favorevoli possono evolvere in cumulonembi.
17.3 Cumulonembi¶
Il cumulonembo è una nube a forte sviluppo verticale associata a fenomeni convettivi intensi.
Può produrre:
- rovesci intensi;
- fulmini;
- tuoni;
- grandine;
- raffiche di vento;
- fenomeni vorticosi in determinate condizioni.
La sommità può raggiungere quote elevate e assumere una forma appiattita a incudine.
17.4 L'incudine¶
La parte superiore del cumulonembo può allargarsi quando incontra una regione atmosferica molto stabile, spesso in prossimità della tropopausa.
La nube si espande lateralmente e può assumere la caratteristica forma a incudine.
18. Il temporale¶
Il temporale è un fenomeno atmosferico convettivo caratterizzato dalla presenza di fulmini e tuoni.
È generalmente associato a cumulonembi.
18.1 Condizioni favorevoli¶
Per lo sviluppo di un temporale possono essere importanti:
- umidità atmosferica;
- instabilità;
- energia convettiva disponibile;
- meccanismo di innesco;
- condizioni favorevoli in quota;
- presenza di wind shear, cioè variazione del vento con la quota.
Nessuno di questi elementi, considerato isolatamente, garantisce la formazione di un temporale.
18.2 Le tre fasi classiche¶
Un temporale isolato viene spesso descritto attraverso tre fasi didattiche.
Fase 1 – Sviluppo¶
Prevalgono i moti ascendenti.
La nube cresce verticalmente.
Si sviluppano correnti ascensionali e la condensazione aumenta.
Fase 2 – Maturità¶
Sono presenti sia correnti ascendenti sia discendenti.
Si verificano spesso:
- precipitazioni;
- fulmini;
- tuoni;
- raffiche;
- eventuale grandine.
È la fase nella quale il temporale può raggiungere la massima intensità.
Fase 3 – Dissipazione¶
Le correnti discendenti diventano predominanti.
L'afflusso di aria calda e umida può essere ostacolato.
La nube perde progressivamente la propria organizzazione e si dissolve.
18.3 Limiti del modello¶
Le tre fasi rappresentano un modello semplificato.
I temporali organizzati, le supercelle e i sistemi convettivi estesi possono avere una struttura e un'evoluzione molto più complesse.
19. Il wind shear¶
Il wind shear è la variazione della velocità e/o della direzione del vento con la quota.
Può essere:
- verticale;
- orizzontale.
19.1 Wind shear verticale¶
Si verifica quando il vento cambia velocità o direzione salendo nell'atmosfera.
Può influenzare:
- la struttura dei temporali;
- l'organizzazione delle correnti ascendenti e discendenti;
- la durata dei sistemi convettivi.
19.2 Importanza nei temporali¶
In presenza di wind shear favorevole, le correnti ascendenti e discendenti possono rimanere separate.
Questo può consentire al temporale di mantenersi più a lungo.
Un forte wind shear non determina automaticamente un temporale severo: deve essere presente anche un ambiente termodinamico e dinamico favorevole.
20. Tipologie di temporali¶
20.1 Temporale unicellulare¶
È costituito da una singola cella convettiva.
Ha generalmente durata limitata.
20.2 Temporale multicellulare¶
È formato da più celle convettive in differenti stadi evolutivi.
Può durare più a lungo di una singola cella.
20.3 Supercella¶
È un temporale organizzato caratterizzato da una corrente ascendente rotante, detta mesociclone.
Può produrre fenomeni meteorologici molto intensi.
20.4 Sistema convettivo a mesoscala¶
È un insieme organizzato di celle temporalesche che può interessare aree molto estese.
Può produrre precipitazioni intense e persistenti, raffiche e altri fenomeni significativi.
21. Il ruolo dell'orografia¶
Le montagne possono favorire il sollevamento delle masse d'aria.
Quando una corrente incontra un rilievo, può essere costretta a salire lungo il versante.
Durante la salita:
- l'aria si espande;
- si raffredda;
- può raggiungere la saturazione;
- possono formarsi nubi e precipitazioni.
21.1 Effetto sopravvento¶
Il versante sopravvento è quello esposto al flusso d'aria.
Il sollevamento orografico può favorire la formazione di nubi e precipitazioni.
21.2 Effetto sottovento¶
Dopo aver superato la montagna, l'aria può scendere sul versante opposto.
Durante la discesa si comprime e si riscalda.
Può quindi diventare relativamente più calda e secca.
21.3 Effetto föhn¶
Il föhn è un vento discendente che può produrre un rapido riscaldamento e una diminuzione dell'umidità sul versante sottovento.
La sua intensità dipende dalla configurazione meteorologica e dalle caratteristiche del rilievo.
22. Il radiosondaggio e il diagramma termodinamico¶
Per valutare la stabilità atmosferica si utilizzano profili verticali di temperatura, umidità e vento.
Questi dati possono essere ottenuti attraverso radiosondaggi.
22.1 Radiosondaggio¶
Un pallone meteorologico trasporta strumenti che misurano:
- temperatura;
- pressione;
- umidità;
- vento;
- posizione e quota.
I dati permettono di ricostruire la struttura verticale dell'atmosfera.
22.2 Diagrammi termodinamici¶
I dati possono essere rappresentati su diagrammi specializzati.
Tra i più utilizzati:
- Skew-T log-P;
- diagramma emagramma;
- diagramma tefigramma.
Questi strumenti permettono di valutare:
- stabilità;
- LCL;
- LFC;
- EL;
- CAPE;
- CIN;
- profilo del vento.
22.3 Interpretazione generale¶
Sul diagramma si confrontano:
- profilo della temperatura ambientale;
- traiettoria teorica della particella d'aria.
Le regioni in cui la particella risulta più calda dell'ambiente corrispondono a galleggiabilità positiva.
Le regioni in cui è più fredda corrispondono a galleggiabilità negativa.
23. Applicazione pratica: una giornata estiva instabile¶
Consideriamo una giornata estiva ipotetica.
Al mattino:
- temperatura al suolo: 22 °C;
- punto di rugiada: 16 °C;
- cielo parzialmente sereno;
- vento debole.
Durante la mattinata il terreno assorbe energia solare.
L'aria vicina al suolo si riscalda.
Le particelle più calde iniziano a salire.
La differenza tra temperatura e punto di rugiada è:
22 - 16 = 6 °C
Stima dell'LCL:
125 × 6 = 750 m
La base teorica delle nubi convettive può quindi collocarsi intorno a 750 metri sopra il livello iniziale, se le condizioni rimangono coerenti con l'approssimazione utilizzata.
Durante il pomeriggio:
- i moti ascendenti aumentano;
- si sviluppano cumuli;
- alcune nubi possono crescere verticalmente;
- se la particella raggiunge l'LFC può iniziare la libera convezione;
- con sufficiente CAPE possono svilupparsi cumulonembi.
Se intervengono anche condizioni favorevoli di umidità, sollevamento e wind shear, possono formarsi temporali.
Questa sequenza è un esempio didattico e non costituisce una previsione meteorologica.
24. Errori comuni da evitare¶
- Confondere gradiente ambientale e gradiente adiabatico.
- Considerare il valore di 6,5 °C/km una costante valida ovunque.
- Pensare che il gradiente adiabatico saturo sia sempre uguale a 6 °C/km.
- Dimenticare il ruolo del calore latente nella condensazione.
- Confondere LCL e LFC.
- Pensare che il raggiungimento della saturazione garantisca un temporale.
- Confondere CAPE e CIN.
- Pensare che una CAPE elevata garantisca sempre fenomeni intensi.
- Dimenticare che l'innesco è importante.
- Pensare che tutte le nubi cumuliformi producano precipitazioni.
- Confondere cumulo congesto e cumulonembo.
- Pensare che ogni temporale sia una supercella.
- Dimenticare il ruolo del wind shear.
- Confondere subsidenza e moti ascendenti.
- Pensare che un'inversione termica favorisca sempre il rimescolamento verticale.
25. Esercizi di verifica¶
Esercizio 1 – Gradiente ambientale¶
La temperatura al suolo è 25 °C.
Considerando un gradiente ambientale di 6,5 °C/km, quale temperatura si avrebbe teoricamente a 2000 metri?
Esercizio 2 – Gradiente adiabatico secco¶
Una particella d'aria non satura parte da 28 °C e sale di 1500 metri.
Qual è la sua temperatura finale approssimativa?
Esercizio 3 – Gradiente adiabatico saturo¶
Una particella satura sale di 2000 metri.
Considerando un gradiente medio esemplificativo di 5 °C/km, quanto si raffredda?
Esercizio 4 – Stabilità¶
Il gradiente ambientale è 4 °C/km.
L'atmosfera è stabile, instabile o condizionatamente instabile?
Esercizio 5 – Instabilità assoluta¶
Il gradiente ambientale è 11 °C/km.
Come si classifica la condizione atmosferica?
Esercizio 6 – LCL¶
La temperatura dell'aria è 26 °C e il punto di rugiada è 18 °C.
Calcola l'altezza approssimativa dell'LCL.
Esercizio 7 – LFC¶
Qual è il significato meteorologico del livello di libera convezione?
Esercizio 8 – EL¶
Che cosa rappresenta il livello di equilibrio?
Esercizio 9 – CAPE¶
In quale unità viene espressa la CAPE?
Esercizio 10 – CIN¶
Che cosa rappresenta la CIN?
Esercizio 11 – Inversione¶
Perché un'inversione termica può favorire l'accumulo di inquinanti?
Esercizio 12 – Convezione¶
Quale processo fisico può provocare la salita dell'aria riscaldata dal terreno?
Esercizio 13 – Cumulonembo¶
Quali fenomeni meteorologici possono essere associati a un cumulonembo?
Esercizio 14 – Wind shear¶
Perché il wind shear può influenzare l'organizzazione dei temporali?
Esercizio 15 – Orografia¶
Che cosa può accadere all'aria quando incontra una catena montuosa?
26. Soluzioni degli esercizi¶
Soluzione 1 – Gradiente ambientale¶
Dati:
T0 = 25 °C
Γamb = 6,5 °C/km
Quota = 2 km
Diminuzione:
6,5 × 2 = 13 °C
Temperatura finale:
25 - 13 = 12 °C
Risultato:
12 °C
Soluzione 2 – Gradiente adiabatico secco¶
Dati:
T0 = 28 °C
Γd = 9,8 °C/km
Quota = 1,5 km
Raffreddamento:
9,8 × 1,5 = 14,7 °C
Temperatura finale:
28 - 14,7 = 13,3 °C
Risultato:
13,3 °C
Soluzione 3 – Gradiente adiabatico saturo¶
Dati:
Quota = 2 km
Gradiente medio = 5 °C/km
Raffreddamento:
5 × 2 = 10 °C
Risultato:
10 °C
Soluzione 4 – Stabilità¶
Il gradiente ambientale è 4 °C/km.
È inferiore al gradiente adiabatico saturo ordinario.
La condizione è assolutamente stabile secondo il criterio dei gradienti.
Soluzione 5 – Instabilità assoluta¶
Il gradiente ambientale è 11 °C/km.
È superiore al gradiente adiabatico secco di circa 9,8 °C/km.
La condizione è assolutamente instabile.
Soluzione 6 – LCL¶
Dati:
T = 26 °C
Td = 18 °C
Differenza:
26 - 18 = 8 °C
Stima:
125 × 8 = 1000 m
Risultato:
circa 1000 metri sopra il livello iniziale.
Soluzione 7 – LFC¶
È il livello nel quale la particella d'aria raggiunge galleggiabilità positiva e può proseguire la salita spontaneamente.
Soluzione 8 – EL¶
È il livello al quale la particella ascendente raggiunge nuovamente la neutralità termica rispetto all'ambiente.
Soluzione 9 – CAPE¶
La CAPE si esprime in joule per chilogrammo (J/kg).
Soluzione 10 – CIN¶
È la misura dell'energia associata alla regione di galleggiabilità negativa che ostacola il raggiungimento della libera convezione.
Soluzione 11 – Inversione¶
L'inversione limita il rimescolamento verticale.
Gli inquinanti possono quindi rimanere concentrati negli strati vicini al terreno.
Soluzione 12 – Convezione¶
Il riscaldamento del terreno riscalda l'aria vicina alla superficie.
L'aria diventa meno densa e può salire per galleggiabilità.
Soluzione 13 – Cumulonembo¶
Può produrre:
- rovesci;
- temporali;
- fulmini;
- tuoni;
- grandine;
- raffiche di vento.
Soluzione 14 – Wind shear¶
Può modificare l'organizzazione e la separazione delle correnti ascendenti e discendenti, favorendo in alcune condizioni temporali più organizzati e persistenti.
Soluzione 15 – Orografia¶
L'aria può essere costretta a salire sul versante sopravvento.
La salita provoca espansione e raffreddamento e può favorire la formazione di nubi e precipitazioni.
27. Glossario¶
| Termine | Significato |
|---|---|
| Stabilità atmosferica | Tendenza dell'atmosfera a opporsi ai moti verticali |
| Instabilità atmosferica | Condizione che favorisce lo sviluppo dei moti verticali |
| Atmosfera neutra | Condizione di equilibrio dopo uno spostamento |
| Gradiente ambientale | Variazione della temperatura atmosferica con la quota |
| Gradiente adiabatico secco | Raffreddamento di una particella non satura in salita |
| Gradiente adiabatico saturo | Raffreddamento di una particella satura in salita |
| Trasformazione adiabatica | Trasformazione senza scambio di calore |
| Inversione termica | Strato nel quale la temperatura aumenta con la quota |
| Punto di rugiada | Temperatura alla quale l'aria raggiunge la saturazione |
| LCL | Livello di condensazione per sollevamento |
| LFC | Livello di libera convezione |
| EL | Livello di equilibrio |
| CAPE | Energia potenziale convettiva disponibile |
| CIN | Inibizione convettiva |
| Convezione | Trasporto verticale di aria ed energia |
| Galleggiabilità | Tendenza di una particella a salire o scendere rispetto all'ambiente |
| Subsidenza | Movimento discendente dell'aria |
| Cumulus | Nube a sviluppo prevalentemente verticale |
| Cumulonimbus | Nube temporalesca a forte sviluppo verticale |
| Wind shear | Variazione della velocità o direzione del vento |
| Radiosondaggio | Misurazione dei parametri atmosferici in quota |
| Skew-T log-P | Diagramma termodinamico per l'analisi atmosferica |
| Föhn | Vento discendente caldo e relativamente secco sul versante sottovento |
28. Riepilogo della lezione¶
I concetti fondamentali da ricordare sono:
- La stabilità descrive la risposta dell'atmosfera a uno spostamento verticale.
- Il gradiente ambientale descrive la variazione reale della temperatura con la quota.
- Il gradiente adiabatico secco è circa 9,8 °C/km.
- Il gradiente adiabatico saturo è variabile e generalmente inferiore a quello secco.
- La condensazione libera calore latente.
- Un'atmosfera può essere assolutamente stabile, condizionatamente instabile o assolutamente instabile.
- L'inversione termica ostacola il rimescolamento verticale.
- L'LCL indica il raggiungimento della saturazione.
- L'LFC indica il raggiungimento della libera convezione.
- L'EL indica il livello di equilibrio della particella ascendente.
- La CAPE rappresenta l'energia convettiva disponibile.
- La CIN rappresenta l'inibizione che ostacola l'innesco convettivo.
- La convezione può essere termica o forzata.
- I cumulonembi sono associati ai temporali.
- Il wind shear influenza l'organizzazione dei sistemi convettivi.
- L'orografia può favorire il sollevamento e la condensazione.
Concetto chiave: per prevedere lo sviluppo delle nubi convettive e dei temporali non basta conoscere la temperatura al suolo. È necessario comprendere la struttura verticale dell'atmosfera, la stabilità, l'umidità, l'energia disponibile e i meccanismi capaci di innescare il sollevamento.
29. Collegamento con la lezione successiva¶
La prossima lezione sarà dedicata alla formazione delle nubi, ai processi di condensazione e alle precipitazioni.
Studieremo:
- nucleazione e nuclei di condensazione;
- goccioline d'acqua e cristalli di ghiaccio;
- processo di Bergeron-Findeisen;
- collisione e coalescenza;
- crescita dei cristalli di ghiaccio;
- pioggia, neve, grandine e graupel;
- virga;
- sviluppo e classificazione delle precipitazioni;
- intensità, durata e distribuzione delle precipitazioni;
- strumenti di misura e pluviometri.
Questi argomenti permetteranno di comprendere come il vapore acqueo presente nell'atmosfera si trasforma in nubi e precipitazioni.