I bollettini meteo non sono dei beni di consumo di massa

• Non si accettano così come sono• E’ richiesta una conoscenza minima per utilizzarli

al meglio• Riguardano zone generali, soprattutto in mare

(hanno accuratezze diverse) e non possono tener conto delle sfumature del tempo nelle singole località

Sono due i presupposti:* Saper interpretare e usare per le nostre

esigenze*Essere capaci di dedurre, anche con l’aiuto delle

proprie osservazioni personali, il corso evolutivo del tempo nella regione in cui si naviga

Perchè

• Dobbiamo prima capire certi fenomeni per poterli prevedere

• Per la navigazione a vela per esempio èessenziale conoscere il Vento e il Moto Ondoso e quindi necessario conoscere le cause che li generano e come si evolvono nello spazio e nel tempo

• Lo stesso per tutti i restanti fenomeni meteorologici naturali che ci interessano

Noi siamo immersi in un fluido

Come c’immergiamo nell’acqua e ne sentiamo andando in profondità la pressione sul

corpo così in effetti noi siamo già immersi dalla nascita nel fluido Aria: miscela di gas

N, O, e vapor d’H2O in percentuale variabile invisibile ai nostri occhi che

acquista una sua colorazione e consistenza solo in particolari condizioni per la

presenza di altri elementi nebbia, foschia, sospensione di polveri (in inglese haze).

Origine del vento da “Il vento e il mare” di Francesco Di Franco

Il vento è più in generale uno spostamento di masse d’aria

Queste masse d’aria si spostano in risposta a delle differenze di pressione CHE SONO in relazione a delle diverse caratteristiche delle masse d’aria quali soprattutto la temperatura

In via del tutto generale l’aria calda sale e lascia un vuoto che l’aria fredda e piùpesante deve colmare il vuoto lasciato

Un esempio diretto del comportamento di masse d’aria fredda e calda: LA BREZZA

Ciò è dovuto come vedremo dalle proprietà termiche differenti della terra e del mare la prima si riscalda e si raffredda molto più

velocemente del mare

La Meteorologia dal greco: metéora + logos

E’ quello che succede poi in un fenomeno di brezza e sta alla base della meteorologia

In due masse d’aria contigue e a diversa temperatura, in quella più fredda e a temperatura minore ci sarà una pressione barometrica maggiore che in quella piùcalda (perché una è più densa dell’altra)

E’ questo il primo concetto fondamentale della meteorologia, concetto che spiega il fenomeno per cui il vento e la pressione sono intimamente legati

Vista questa stretta connessione tra pressione e spostamenti di masse d’aria e tra basse pressioni e

mal tempo si improntarono subito delle reti di rilevamento dei dati atmosferici

Nelle Carte isobariche al suolo si interpolano con delle linee appunto dette isobare i punti stazione che

hanno rilevato la stessa pressioneI fluidi si muovono da punti a pressione maggiore a

punti a pressione minore vedremo che ogni massa d’aria ha delle caratteristiche proprie (di

temperatura e umidità) e modifica la pressione misurata sull’area che sovrasta

Quindi la pressione è uno dei parametri più importanti poiché causa ed effetto di tutte le dinamiche insite

nell’atmosfera

Partiamo da questioni basilari (da i quaderni di Glénans “LA METEOROLOGIA MARINA”)

• 1) Perché si ha sempre più freddo via via che si sale se poi in effetti ci si dovrebbe avvicinare al Sole?

• 2) Perché fa caldo all’equatore e freddo ai poli?• 3) Perché una nuvola può rimanere ferma sulla cima della

montagna nonostante il vento sia molto forte• 4) Perché il vento? Le nuvole? Ecc…

(Chiediamo venia agli spiriti superiori o dotati di ottima memoria che sorridono a queste domande e procediamo con ordine……)

L’energia dal Sole

La maggior parte dell’energia che arriva dal sole oltre a essere riflessa e in parte

assorbita dalla parte superiore (I raggi UV dall’ozonosfera ad esempio), diciamo che

tutta la gamma del visibile e parte dell’infrarosso passa e riscalda soprattutto la superficie terrestre. Naturalmente non èa senso unico, la terra oltre a riscaldarsi a sua volta cede calore (se no ci sarebbe vita

in una terra dove la temperatura non fa altro che aumentare)

Il Sole irradia energia verso la Terra lo restituisce

velocemente soprattutto nell’ infrarosso

L'aria così come e' trasparente alla luce lo e' anche all'irraggiamento termico del sole che attraversa tutta l'atmosfera e raggiunge il terreno dove viene assorbito,

bisogna dire in genere che il terreno non assorbe tanto, èun cattivo conduttore di calore, pochi metri sotto la

superficie, il suolo, sarà freddo e tutto il calore che riceve lo cede subito all’aria sovrastante anche per la sua scarsa capacità termica (al contrario dell’acqua) quindi cedendo

tutta la sua energia riscalda l'aria a contatto con esso per conduzione e convezione. Questa e' la ragione per cui

salendo in quota l'aria si raffredda, o meglio e' l'aria a contatto con il suolo che si riscalda e quella più in alto via

via si raffredda.

Il diverso riscaldamento dei corpiLa luce può essere assorbita, riflessa o lasciata passare e

in genere accadono entrambe le cose:Il mare per esempio assorbe nei primi metri nella banda di

frequenze del visibile nel rosso e nell’arancio (le onde elettromagnetiche di lunghezza d’onda maggiore),

lasciando passare il verde e il blu se è limpido, a maggiori profondità passa solo il blu e viene in parte riflesso da ciò il motivo del colore predominante andando via via a profondità maggiori. Un corpo nero lo vediamo nero perché assorbe la quasi totalità dell’energia la neve invece è bianca poiché riflette totalmente la parte

visibile (e noi la vediamo bianca perché è l’unione di tutto lo spettro del visibile). Il mare assorbe bene e in parte

evapora e il calore è immagazzinato sotto forma di calore latente il vapore poi condensando rilascerà l’energia : nell’oceano in una giornata assolata ogni metro cubo

d’acqua ne evapora un bicchiere circa.

Ritorno in onda lunga

L’acqua SIA IN FORMA LIQUIDA CHE DI VAPORE ASSORBE ENERGIA ELETTROMAGNETICA SOPRATTUTTO

NELL’INFAROSSO

L’atmosfera quindi si riscalda dal basso

Nel medesimo intervallo di tempo il suolo assorbe circa tre volte piùenergia dell’atmosfera che lo sovrasta, a sua volta l’atmosfera riceve calore dal suolo e questo effetto si inizia a sentire fino a circa 12 Km d’altezza (varia a secondo dei giorni ed è più alto all’equatore che a i poli) limite della troposfera, zona in cui in generale l’aria è più fredda andando in su. Sopra, fino ai 50 Km d’altezza vi è la Stratosfera dove invece la temperatura aumenta leggermente con l’altezza

Lo spessore della Troposfera rispetto alle dimensioni della terra può essere

paragonato a un velo di seta su un’arancia.

Questa sottile pellicola contiene tuttavia l’80%

della massa totale dell’atmosfera e il 90% dell’H2O atmosferica sia in forma di vapore

che di liquido precipitante e non.Qui appaiono tutte le nuvole

e i fenomeni che c’interessano

2.Perché fa freddo ai Poli e caldo all’Equatore ?

Le regioni polari si trovano svantaggiate ricevono meno raggi solari per unità di sup. che le regioni equatoriali (più esposte a raggi diretti) vedi fig.Inoltre in un moto di rivoluzione (anno solare) i raggi diretti stazionano una volta sola su ogni emisfero tropico del cancro e del capricorno e due volte sull’equatore come un pendolo che oscillando passa due volte per il centro

solstizio d'estatsolstizio d'estatsolstizio d'inverno solstizio d'inverno

equinozio (d'autunno)equinozio (d'autunno)

equinozio (di primavera) equinozio (di primavera)

Alternanza delle stagioni dovuta al moto di rivoluzione e Alternanza delle stagioni dovuta al moto di rivoluzione e all’inclinazione del suo asse di rotazioneall’inclinazione del suo asse di rotazione

Emisfero Australe

Emisfero Boreale

Se però si fanno dei conti i Poli risulterebbero molto più freddi

della realtà e l’Equatore molto piùcaldo

Questo perché esistono degli scambi tra i poli e l’equatore, come per le correnti marine (es: la corrente del golfo che apporta temperature più miti fino alle coste Norvegesi). Quindi esistono dei meccanismi che permettono questi scambi di calore in atmosfera il vento non è altro che l’effetto tangibile di questi spostamenti che in maniera

efficacemente più veloce delle correnti marine riequilibra queste differenze di temperatura.

La trasmissione del calore

La Trasmissione del calore può avvenire per conduzione (due corpi a contatto diretto), irraggiamento e convezione.

L’irraggiamento dalla terra si perde quasi interamente nello spazio (tranne nelle giornate nuvolose dove vi è ritorno in onda lunga (infrarosso) e questo spiega perchénelle notti nuvolose c’è più caldo che in quelle serene.

Nella luna priva di un’atmosfera poiché la sua forza gravitazionale non è cosi forte da trattenere a se gas leggeri esiste solo la conduzione e l’irraggiamento e sono i soli mezzi disponibili di scambio di calore (notte a -100° e nella parte illuminata temperature a + 200°).

Ma nella terra vi sono i fluidi in cui c’è la convezione un certo volume di fluido a temperatura elevata (gas o liquido) si sposta da una regione all'altra trasferendo la sua energia interna, infatti i fludi a contatto con un corpo a più alta temperatura con la loro capacità unica di espandersi agevolmente diminuendo la loro densitàsalgono e trasportano il calore ricevuto: l’acqua degli oceani e la miscela di gas aria che forma l’atmosfera in cui è anche presente l’acqua in forma di vapore, liquida e solida evaporando dagli oceani ad esempio nelle regioni calde dell’equatore immagazzina calore sotto forma di calore latente inoltre si può spostare agevolmente soprattutto in atmosfera.

il calore specifico è la quantità di calore necessaria per innalzare di un grado la temperatura di un kg di materiaPer evaporare 1 g d’acqua sono necessarie 600 calorie

(Calore Latente) e allo stesso modo quando un grammo di vapore condensa restituisce le 600 Cal riceviute per

evaporare

Il Calore specifico dell’Acqua è molto alto 606 cal/gr

Mentre quello della miscela aria è di 240 Cal/gr quindi ogni grammo di vapore presente in un kilogrammo di aria

condensando lo scalderà di 606/240=2,5°C. Mari e grandi laghi, a causa di questo,

stabilizzano la temperatura dell’ambiente circostante poiché ne immagazzinano grosse quantità e la cedono lentamente. Si è potuto

calcolare che il sole nelle belle giornate preleva ogni ora da un metro quadrato di

oceano una quantità d’acqua pari a un bicchiere.

Prime Conclusioni

Abbiamo visto che i moti atmosferici sono originati dalle differenze di pressione che a loro volta sono

dovute alle differenze di temperatura cioè di energia che hanno queste masse d’aria; la fonte

primaria di energia per i moti atmosferici è il sole , infatti: Parte dei raggi oltrepassano l’atmosfera e riscaldano la superficie della terra che a sua volta scalda l’aria dal basso verso l’alto in più la presenza dell’acqua negli oceani che evapora e si miscela in

aria con il suo calore latente rappresenta una riserva di energia che poi con i moti atmosferici viene trasportata dalle basse alle alte latitudini.

Ora vediamo a grandi linee questo trasporto globale

I fluidi hanno la capacità di cambiare forma, muoversi facilmente, scorrere

da un punto a un altroE’ quello che succede in atmosfera i venti non sono

altro che degli spostamenti d’aria, o meglio di grandi masse d’aria

Queste masse d’aria si spostano per ristabilire un equilibrio energetico tra le forze in gioco

Poiché continuamente c’è una somministrazione d’energia da parte del sole all’equatore che deve essere ridistribuita e trasferita a tutto il globo.

Ma questi trasferimenti avvengono sotto le particolari leggi fisiche terrestri che sappiamo

essere quelli della Gravità e della Termodinamica

I NASTRI TRASPORTATORI

Quindi le correnti marine e le masse d’aria si spostano scambiando calore tra equatore e poli con il meccanismo della convezione (lo stesso di una pentola che bolle).

Ma mentre le correnti marine sono più lente le masse d’aria si spostano con velocità e quelle calde equatoriali vanno verso nord mentre quelle fredde polari verso sud nel nostro emisfero colmando le grosse differenze di input energetico che vi è tra polo ed equatore.

Circolazione generaleSemplificatamente uno direbbe allora che i

venti medi registrati dovrebbero essere soprattutto da Nord e da Sud (la circolazione a una cella semplice) ma la cella di hadley in effeti esiste solo nel primo tratto dall’equatore.

Invece si evince dalla realtà che i venti medi della circolazione globale sono soprattutto orientali all’equatore e ai poli e alle nostre latitudini intermedie occidentali.

Ma da qui in poi bisogna introdurre la Forza di Coriolis dovuta al moto di rotazione della Terra che devia il moto dei corpi in movimento sul nostro emisfero verso destra e le cose si complicano non poco.

Poi vi è la distribuzione disomogenea dei continenti e degli oceani e le stagioni e le catene montuose, anch’esse complicano il quadro generale e le vedremo pian piano.

Quindi piuttosto che imparare ciò che può avvenire in media in una data regione (dato climatico anch’esso utile descritto nei portolani) bisogna capire come si comporta una massa d’aria in diverse condizioni tutte possibili per poter prevedere qualcosa fuori dalla media e le buriane in estate lo sono) e questo significa imparare le basi della fisica dell’atmosfera e arrovellarsi il cervello.

PRINCIPIO DI ARCHIMEDE

Un corpo immerso in un fluido riceve una spinta verticale dal basso verso l’alto pari al peso del

volume di fluido spostato.Tutti sappiamo che il nostro pianeta è avvolto da uno strato d’aria e che la sua superficie si presenta occupata,in gran

parte, da acqua. Possiamo quindi affermare che, dovunque ci troviamo (in montagna come in fondo al mare), noi terrestri

siamo costantemente immersi in un fluido e quindi sottoposti alla spinta citata nella definizione.

I palloncini cosiddetti volanti sono appositamente gonfiati con gas particolarmente leggeri (più dell’aria) in modo che il loro peso totale (peso dell’involucro plastico + peso del gas in esso

contenuto) risulti più leggero di quello relativo al volume dell’aria da esso occupato.

Ipotizziamo che il nostro palloncino abbia un volume di 15 dm3 (15 litri) e che il suo peso sia pari a 10 grammi, la spinta sarà:

Esempio:

1,226 X 15 = 18,39 grammiPeso della miscela aria al grammo per il volume totale del palloncino

Se sottraiamo alla spinta il peso proprio del palloncino (10 grammi poiché il gas è più leggero), avremo:

18,39 – 10 = 8,39 grammi

di spinta risultante che costringerà l’oggetto a salire verso l’alto.

E’ per questo motivo che una portaerei, nonostante il suo peso ed il carico che trasporta, galleggia senza alcun problema; infatti la sua carena sposta un volume d’acqua tale che la corrispondente spinta bilancia tutto il peso gravante.Solo che li si vede proprio l’acqua ma l’aria è la stessa cosa (un fluido).

L’aria è costituita da un insieme di gas e contiene acqua.

Abbiamo detto soprattutto azoto e ossigeno, è però importante anche il suo contenuto d’acqua nei suoi

stati (gassoso = vapore acqueo liquido e solido). Questo per la capacità termica menzionata

dell’acqua di accumulare e cedere calore anche attraverso i suoi passaggi di stato (calore latente).

L’aria può contenere parecchia acqua: in una giornata di sole, negli oceani alle basse latitudini si è

calcolato che evaporano quantità d’acqua pari a un bicchiere ogni ora per ogni metro quadrato.

Pensando alle superfici sterminate degli oceani ci sono dunque milioni le tonnellate d’acqua in

sospensione nell’aria

L’aria pesa sulla superficie terrestre

La forza di gravità trattiene a se lo strato d’aria più denso nei suoi primi 12 - 15 Km dalla sup. terrestre questa

preme con il suo peso.Il suolo subisce dunque una pressione da parte

dell’atmosfera che in un particolare punto è uguale al peso della colonna d’aria che lo sovrasta.

Quindi man mano che si sale questa diminuisce poiché diminuisce lo spessore di questa colonna ma in misura

sempre maggiore poiché essendo l’aria anche comprimibile gli strati più bassi sono quelli più pressati e densi quindi più pesanti e man mano che si sale vengono esclusi dalla somma del peso della colonna sovrastante.

Ogni corpo ha un peso sulla terra (M*g) e se è esercitato su una superficie si chiama Pressione

Il peso dovuto alla massa e alla forza gravitazionale terrestre é a tutti gli effetti una forza = (M * a), diventa una pressione quando agisce su una superficie.

Anche un fluido è un corpo con una sua massa. Inoltre l’aria può essere facilmente compressa cioè uno stesso volume d’aria può pesare diversamente questo perché in uno stesso volume ci può stare piùaria (come quando è compressa ad esempio).

La pressione diminuisce con l’altezza

Così sulla sup. terrestre a livello del mare sentiremo sulla nostra sup. corporea il peso di tutta la colonna d’aria che sta sopra di noi, mentre su un monte a 4000 m d’altezza sentiremo sempre il peso della colonna d’aria che sta sopra di noi ma meno quei 4000 m che stanno sotto di noi poiché visto che g va verso il centro della terra quel peso dai 4000 in giù peserà solo a quelli che stanno sotto quella altitudine.

Man mano che si va su quindi diminuisce la pressione dovuta al

peso di questa colonna d’aria ma…..

gli strati più bassi pesano di più di quelli alti poichésono inoltre compressi dalla stessa pressione di

prima della colonna sovrastante ed è per questo che la pressione diminuisce sempre di meno con

l’altezza: poiché il peso di uguali porzioni di colonna d’aria negli strati più bassi aumenta sempre di più

quindi la diminuzione di pressione è più rapida all’inizio quando si va verso l’alto e si lasciano sotto

strati via via più compatti e densi e quindi piùpesanti.

Principi fisici sulla pressione

• PRINCIPIO DI PASCAL: “La pressione, esercitata in una regione qualsiasi di un fluido, si trasmette in tutte le direzioni con la stessa intensità”

LA PRESSIONE ATMOSFERICA

Quindi abbiamo Visto che la pressione è intimamente legata all’altezza: gli altimetri negli aerei non sono

altro che dei barometri.In meteorologia l’unità di misura più usata è il millibar

(mb): la pressione media alle nostre latitudini è di 1.013 mb tale pressione fa innalzare una colonnina di mercurio (Hg) secondo l’esperienza Torricelliana

di 760 mm.Ora si usano anche gli etto Pascal (hPa) ma è lo

stesso: 1.013 mb= 1.013 hPa.

La pressione e l’altezza

Diminuzione media della pressione con l’altitudine:

In media alla pressione di 700 hPa corrisponde un altitudine di 3 Km

A 500 hPa di 5.5 Km, a 300 hPa di 9.1 Km, di 100 hPa di 16 Km

L’esperimento di torricelliPer la dimostrazione, fu usato un lungo e sottile tubo

di vetro chiuso ad un’estremità, che fu riempitocompletamente di mercurio, poi capovolto (chiudendolo

col dito per impedire al mercurio di cadere) edinfine parzialmente immerso in una vaschetta piena

anch’essa di mercurio.Se ripetiamo l’esperimento (a livello del mare, a 0°C ed ad una latitudine di 45°), notiamo che il livello delmercurio, nel tubo, scende fino ad un’altezza pari a 76 centimetri dal pelo libero di quello presente nella

vaschetta, poi rimane costante.Analizziamo il fenomeno: la pressione atmosferica grava sulla superficie del mercurio (contenuto nellavaschetta) e si trasmette in esso, per il Principio di

Pascal, con uguale intensità in tutte le direzioni, quindianche in corrispondenza del tubo rivolta verso l’alto e

contrapposta al peso della colonna di mercuriosovrastante (vedi illustrazione), con cui resta in

equilibrio quando la stessa raggiunge appunto l’altezza di

76 cm.

La pressione dipende dal peso della colonna d’aria sovrastante ma questo peso a sua

volta dipende anche da altri fattori

Quali riscaldamento e quindi temperatura della colonna d’aria poiche più un gas è caldo più si

espande e diminuisce la sua densità e quindi il suo peso.

Dal suo contenuto in umidità cioè la quantità d’acqua presente poiche a parita di volume due masse

d’aria pesano diversamente se una contiene più acqua (allo stato di vapore naturalmente se no

precipiterebbe e non sarebbe più presente nell’aria come gas) poiché le molecole di vapor acqueo sono chimicamente più leggere delle molecole di azoto e

ossigeno gli altri principali componenti dell’aria.

La pressione con la legge di BOYLE e MARIOTTE èlegata al V e alla T:

P x V = n x R xTA temperatura costante, il volume di una certa

quantità di gas è inversamente proporzionale alla sua

pressioneEcco cosa succede a un volume d’aria che sale perché ad

esempio è stato scaldato per il contatto diretto con l’asfalto di un parcheggio in una giornata di sole. Questo volume d’aria sale

velocemente e non ha il tempo di mescolarsi con l’aria circostante e raffreddarsi ma salendo soprattutto incontra pressioni minori e quindi per la legge soprascritta il volume

cresce ed espandendosi deve diminuire la temperatura.

Il Gradiente

• In generale, si definisce gradiente di una grandezza, la direzione lungo la quale èmassima la variazione di detta grandezza per unità di percorso.

• ES: gradiente verticale di temperatura o di pressione, ci dice di quanto varia quella quantità, la pressione o la temperatura con il variare dell’altezza poichè è specificato verticale quindi la direzione è verso l’alto

Un gradiente è anche quello verticale di pressione che

abbiamo già visto

L’aria ha una sua temperatura e soprattutto varia con il variare dell’altezza: noi

dobbiamo capire le variazioni con i movimenti in verticale e in orizzontale

Gradiente termico verticale: in genere visto che abbiamo detto che l’aria si riscalda dal basso durante il giorno e si raffredda dal basso durante la notte ha una forte variazione diurna, dipende poi da tanti altri fattori come la presenza di nubi, del mare e vegetazione. Però per fissare le idee dovremo avere dei punti di riferimento che sono:

La variazione della temperatura con l’altezza per una massa d’aria non satura che segue (un’adiabatica secca) noi la chiameremo segue una curva di stato di aria secca circa 10° ogni Km 1° ogni 100 m

La variazione di T con l’h per un aria satura in cui parte del suo vapore man mano condensi e ceda calore all’aria stessa facendola raffreddare molto meno con l’h che per l’aria secca.

Ad esempio il GRADIENTE TERMICO VERTICALE di una atmosfera standard alla nostre latitudini con un contenuto di vapore standard è di 6/6.5° ogni Km cioè 0.6° ogni 100 m.

Però può variare in funzione della quantità di vapore posseduta: all’equatore ad esempio con forti temperature e forti

evaporazioni si hanno gradienti più bassi di 0.3° ogni 100m alle alte latitudini invece si ci avvicina al gradiente dell’aria secca e

vi sono tassi di diminuzione della T con l’h di 0.8°

Ma vediamo più in dettaglio l’umidità

L’acqua in stato di vapore presente nell’aria determina un’altra caratteristica paeculiare di essa: “l’umidità”.

Nella troposfera è contenuta la quasi totalità del vapore acqueo atmosferico. L’acqua presente nell’aria può

rimanere allo stato di vapore fintanto che non raggiunge lo stato di saturazione.La quantità massima di vapore

acqueo che una massa d’aria può contenere dipende dalla temperatura dell’aria stessa: più è calda l’aria e maggiore

è la quantità di vapore acqueo che può contenere. Per misurare la quantità di vapore contenuto in una massa d’aria,

si utilizzano principalmente due grandezze: umiditàassoluta: quantità di vapore acqueo contenuto nell’unità di

volume d’aria, si misura in g/m3. Ma si preferisce usare l’umidità specifica (q ) che è invece in g/Kg.

L’umidità specifica di saturazione (Q )rappresenta la quantità massima di vapore che può essere contenuta in una massa d’aria alla temperatura T. Se la massa d’aria satura è in prossimità del suolo (p = 1000 hPa), la quantità massima di vapore

acqueo che può essere contenuta in 1 kg di aria satura in funzione della temperatura è riportata nella tabella seguente.Come si vede quanto più

alta è la temperatura di un Kg d’aria tanto più grande è la quantità massima di vapore che può contenere.

Ecco perché le masse d’aria calde e umide, come lo Scirocco, provocano in genere piogge più abbondanti di quelle freddo-umide.Ad esempio si consideri una massa d’aria non satura al suolo, con valori iniziali di T = 10 °C e q =5 grv/kg, che venga poi raffreddata a pressione costante

fino alla temperatura di 0 °C. Siccome a zero gradi l’aria può contenere al massimo (Q a 0°) 3,7 grv/kg, essa dovrà condensare in acqua il surplus,ovvero (5 – 3,7) = 1,3 grammi di vapore ogni kilo di

aria.

L’umidità relativa :È il rapporto percentuale U tra la quantità di vapore contenuta

in un certo volume d’aria e laquantità massima di vapore saturo che, alla stessa

temperatura, potrebbe essere contenuta nelmedesimo volume. Sulla base della definizione, U può essere

quindi ricavata mediante la relazione:U = q /Q

L’umidità relativa non esprime la quantità effettiva di vapore acqueo presente

nella massa d’aria, ma soltanto la sua vicinanza alla saturazione .

Ad esempio, un’umidità relativa pari al 70% sta a indicare che la massa d’aria contiene il 70% del vapore necessario per renderla satura, ma non si ha alcuna informazione sul contenuto effettivo di vapore. Insomma umidità relativa elevata non è sinonimo di forte concentrazione di vapore.

Una massa d’aria che, a 10 °C, contenga 7,7 grammi di vapore, ha U = 100% poiché‚ essendo già satura (vedi la tabella

precedente), contiene il 100% della quantità massima di vapore che potrebbe contenere a 10 °C. Ogni ulteriore

raffreddamento porterebbe alla condensazione del vapore acqueo eccedente. Si supponga ora invece che una massa d’aria, a causa del raffreddamento notturno, abbia raggiunto all’alba la temperatura di 0 °C con comparsa di nebbia all’interno della

massa d’aria stessa. Non vi è dubbio che la massa d’aria sia satura (U = 100%) e, anzi, possiamo anche dire che la quantità

di vapore in essa presente è di 3,7 grammi (vedi la tabella precedente). Se poi, durante la mattinata, l’aria si riscalda fino

a 10 °C, la sua umidità relativa diverrà: U = q/Q = 3,7/7,5 = 49% ossia l’umidità relativa si è più che dimezzata, nonostante il contenuto effettivo di vapore acqueo sia ancora 3,7 grammi.

Negli ambienti chiusi con una temperatura interna di 20 °C, l’umidità relativa ottimale dal punto di vista del confort fisiologico è intorno al 60%, il che equivale a un’umidità specifica di circa 10 grammi di vapore per chilogrammo d’aria. Supponiamo che, con tali iniziali condizioni, in una

mattina nebbiosa e quindi a saturazione e con aria esterna a zero gradi (e quindi umidità specifica max pari a 3,7 grammi

per chilogrammo), decidiate di aprire le finestre per il ricambio dell’aria, fino a far scendere la temperatura dei locali a 10 °C. Il rimescolamento darà luogo, all’interno dell’ambiente, a una nuova massa d’aria, il cui contenuto di vapore sarà intorno

a 7 grammi di vapore per chilogrammo, ossia l’aria diventerebbe paradossalmente più secca di quella preesistente.

Paradossale, vero? È chiaro allora che le casalinghe che nelle giornate nebbiose non aprono le finestre, nel timore che entri in casa troppa umidità, in realtà compiono un madornale errore! Anche il riscaldamento artificiale dell’ambiente domestico fa

diminuire il valore di U, provocando un fastidioso senso di secchezza alle vie respiratorie con ciò si usa mettere sui

caloriferi dei recipienti d’acqua.

Dal valore di U può essere dedotta la quantità effettiva q di vapore presente, qualora si conoscaanche la temperatura

dell’aria, grazie alla relazione: q = U · Q

Il largo impiego di U nella pratica è legato in parte al fatto che il confort o il disagio che animali e vegetali avvertono dalle

condizioni fisiche dell’ambiente è influenzato, oltre che dalla temperatura e dalla ventilazione, anche dal valore dell’umidità relativa, ma non dalla quantità effettiva q di vapore acqueo.

Gli esseri viventi “sentono” non q, cioè la quantità effettiva di vapore presente nell’aria, bensì U, ossia la vicinanza o

meno dell’aria alla saturazione.Tuttavia U, da sola, non dà una buona indicazione sul grado di disagio fisiologico che potrebbe avvertire l’organismo umano.

Ad esempio U = 80% è gradevole con una temperatura di 10 °C, ma è insopportabile con una temperatura di 30 °C.

La temperatura di rugiada

È la temperatura fino alla quale occorre raffreddare, a pressione costante, una massa d’aria a temperatura T per

portarla alla saturazione. Viene indicata con Td (il suffisso dsta per dew-point).

Quanto più forte è il raffreddamento necessario (ovvero quanto più elevata è la differenza T – Td ), tanto più la

massa d’aria sarà secca.

La temperatura di rugiada è la grandezza igrometrica che, convenzionalmente, viene ormai riportata sui bollettini di

osservazione al suolo, da parte delle stazioni meteorologiche, per esprimere il contenuto di vapore nell’aria.

Nella tabella è fornito un comodo ausilio per passare da Td a U: Umidita relativa e viceversa, qualora sia nota la temperatura T

dell’aria. Per ogni valore di umidità relativa viene fornita la differenza (approssimata) tra la temperatura T dell’aria e quella di rugiada Td. Si

noti che la differenza (T – Td) è leggermente differente a seconda della temperatura T dell’aria (ciò spiega le quattro differenti colonne).

I processi di evaporazione e condensazione (calore

latente)La condensazione del vapore

Perché una massa d’aria arrivi ad avere un’umidità del 100%, raggiunga cioè la

saturazione, è necessario che:aumenti il vapore contenuto nell’aria;

e/o si raffreddi la massa d’aria.

Quindi ogni massa d’aria in un punto ècaratterizzata da una sua P,T e Umiditàcioè quantità di acqua che contiene sotto

forma di gas.Ma raramente queste masse d’aria sono

ferme anzi si muovono e modificano il proprio stato dato dai suoi principali fattori sopra menzionati. Vediamo ad

esempio una massa d’aria in movimento che incontra un massiccio montuoso come lo

possono essere le Alpi e che è costretta ad alzarsi sul rilievo per poi ridiscenderlo

DOPO AVER PARLATO DI P, T E UMIDITA’UN FENOMENO CHE COINVOLGE TUTTI

E TRE QUESTI FATTORI E’ QUELLO DELLO FOHEN E DELLO STAU:

Dove una massa d’aria con un suo contenuto di vapore acqueo e una sua temperatura è

costretta a risalire e poi a ridiscendere un massiccio montuoso.

Tipico è il vento di NE che incontra le alpi dove piove sopravvento, in Svizzera, e

invece vi è un vento caldo e secco e temperature superiori alla media stagionale

in inverno al di qua delle alpi italiane lo stesso ma al contrario con venti di scirocco dove piove sulla parte italiane e invece in Austria e Germania ci sono temperature

straordinariamente più miti.

Bisogna notare che la massa d’aria con una certa temperatura e che incontra il rilievo non ha contatti (non si è miscela) con l’aria che già esiste in loco e non ha scambi di calore con l’esterno, la massa d’aria più tecnicamente ha

delle trasformazioni adiabatiche. Si dice così quando la massa d’aria in movimento non ha scambi di calore con

l’esterno e ciò si presuppone per tutti i movimenti di masse atmosferiche poiché essi in genere sono più veloci dei

meccanismi di scambio. Noi quindi consideriamo le masse d’aria come a sé chiuse, senza scambi con l’esterno nei loro movimenti (come nel caso del palloncino che sale). Questa è

una semplificazione adottata genericamente.

Supponiamo che una massa d’aria che raggiunga il rilievo alla sua base abbia una temperatura di 17°C. essa è costretta ad elevarsi lungo il pendio e quindi incontra pressioni via via minori e si espande raffreddandosi (come l’aria che esca dal buco di una camera d’aria della bicicletta).

Movimento orografico I caso: aria con pochissima quantità di vapore raffreddamento di 1°C ogni 100 m (gradiente

adiabatico secco).

Tre cose si devono considerare:1)Le trasformazioni che ha subito l’aria si sono risolte in un pareggio né perdita né guadagno di calore. 2)La variazione di temperatura sia in salita che in discesa è stata di 1°C ogni 100m poiché l’aria non avendo quantità sufficienti di vapore non è entrata mai in saturazione.3)Quindi notiamo come avevamo accennato prima ha seguito un gradiente adiabatico secco dove per gradiente intendiamo appunto il gradiente verticale di temperatura che è molto più forte del gradiente dell’atmosfera standard 0.6°C ogni 100 m considerando un’aria standard con un certo contenuto di vapore medio alle nostre latitudini maggiore di quello considerato in questo caso.

Movimento orografico II caso: aria con una maggiore quantità di vapore (avviene la saturazione e la

condensazione)

1) In questo caso l’aria si raffredda con l’altezza come il gradiente dell’atmosfera standard quindi ha un contenuto di vapore standard2) Vediamo quindi che l’aria può contenere solo una certa quantità

massima di vapore che è tanto minore quanto minore è la temperatura dopo di che il vapore condensa e sostiene delle goccioline con l’aiuto del vento. In questo caso è avvenuta la condensazione cioè l’aria che avevaun contenuto vapore maggiore che nel precedente caso raffreddandosi

ha raggiunto la saturazione e il vapore ha condensato in goccioline quindi si sono formate le nubi.3) Vediamo che con la saturazione l’aria

salendo si raffredda meno velocemente dell’aria pura.

Perché l’aria si raffredda meno rapidamente in condizioni di

saturazione?

Tra I VARI TIPI DI RAFFREDDAMENTO da poter citare raffreddamento per contatto, raffreddamento Notturno quello più frequente in aria libera è appunto quello del raffreddamento per sollevamento: Forzato come quello che stiamo sviscerando dello Staù: l’aria che incontra nel suo cammino un rilievo montuoso o dovuto alla convergenza di masse d’aria di diversa temperatura in cui quella fredda essendo più densa e pesante s’incunea sotto quella calda che invece è costretta a salire, da qui i fronti, l’occlusione nel ciclone della depressione ecc.. le convergenze dirette e semplici come si vede in un esempio apparso su un articolo di Bolina.

Movimento orografico III caso: aria con una GRANDE quantità di vapore la condensazione avviene prima a più basse quote.

1) Per tutta la salita la massa d’aria si è raffreddata secondo il gradiente adiabatico saturo quindi ha raggiunto una temperatura ben maggiore di quella degli altri due casi ben 4,2°C dovuto al rilascio del calore di condensazione in tutta la risalita in più ha piovutio quindi la massa d’aria si è privata di parte del vapore acqueo perso con la precipitazione quindi l’aria scendendo a un certo punto non sarà più in saturazione quindi le nuvole spariranno e poi nella ulteriore discesa invece si scalderà secondo il gradiente adiabatico secco quindi più efficacemente raggiungendo una temperatura maggiore di quella iniziale in salita dall’altra parte del massiccio montuoso: ecco l’effetto FOHEN

Nel terzo caso del movimento orografico invece abbiamo visto chel’aria ridiscesa avendo perso parte del suo vapore nella salita con la precipitazione si comprime senza più l’effetto di usare parte del calore dovuto alla compressione per ri-evaporare parte delle molecole d’acqua condensate nelle nubi (calore latente) o perlomeno le nubi all’inizio della discesa ri-evaporeranno, ma dopo un po’, terminata tutta la quantità d’acqua da evaporare che è minore diquella di prima poiché sul versante sopravvento vi è stata la precipitazione, poi l’aria non sarà più in saturazione e diventerà sempre più calda cioè tutto il calore dovuto alla compressione sarà usato per aumentare solo la temperatura dell’aria e non più in parte usato per evaporare parte delle goccioline di nubi, scendendo a pressioni più alte (quote più basse) quindi il contenuto di vapore che la massa d’aria potrà possedere sarà sempre maggiore e l’umiditàrelativa decrescerà. La massa d’aria da quando scompaiano le nubi seguirà in discesa un gradiente adiabatico secco riscaldandosi a un grado ogni 100 m molto più velocemente di prima. Quindi si finisce con avere un aria più calda di quella che in effetti avevamo all’inizio.

Il Fohen quindi è un vento di ricaduta caldo ma si può chiamare in un altro modo dipende dalla zona in Piemonte sarà cosi ma può essere il Garbino. Quindi si ci riferisce all’effetto fhoen più che al

vento specifico della regione a Nord Italia

• Esempio di unione di due fattori riscaldamento diurno + Fohen:

Succede a volte che in inverno per i grossi cicloni che arrivano in mediterraneo l’Italia è soggetta a anche 2-3 gg. di venti da S/SW che poi si spostano verso W/NW in senso orario. E bene, in pianura padana, vi è un fenomeno d’intermittenza periodico della piovosità che cessa di giorno per i venti umidi che scendendo dal crinale sottovento della catena appenninica e subiscono un riscaldamento tipico del fohen perché piove sopravvento in toscane ecc.. e invece grazie all’unito riscaldamento diurno non piove in Emilia Romagna cosa che invece che accade di notte.

Movimento Orografico IV caso: l’aria che investe la montagna ha un discreto

contenuto di vapore ed all’inizio è fredda: 6°C

Abbiamo già quindi l’aria con un livello d’umidità relativa elevato che raggiunge già a 300 m la saturazione e quindi la successiva

condensazione e raggiunge i 0°C già a 800 m raffreddandosi con un gradiente adiabatico saturo dai 300 m dopo la condensazione nella risalita. Qui ci si aspetterebbe che le goccioline si trasformino in

ghiaccio repentinamente ma non sempre questo avviene poiché ancora esse sono in balia di altre forze di tipo elettrostatico e microfisico e raggiungano la stabilità necessaria a cristallizzarsi in una struttura

solida quindi a ghiacciarsi solo quando la temperatura raggiunge valori ben inferiori allo zero. Le goccioline si dicono che rimangono ad uno

stato di sopraffusione. Un esempio è dato da quello che può succedere a un’automobilista che percorra una strada in salita in

montagna quando raggiunge altezze in cui la temperatura è inferiore allo zero: vede pericolosamente ed istantaneamente ghiacciarsi il parabrezza, infatti perché le minutissime goccioline soprafuse in sospensione nell’aria si trasformino direttamente in ghiaccio c’è bisogno dell’aiuto di un semplice urto su un parabrezza o della

presenza di impurità nell’aria.

Questo esempio del moto e delle trasformazioni che può subire una massa d’aria libera nel suo movimento su un rilievo montuoso ci fornisce gli elementi necessari alla comprensione dell’argomento, ben più vasto, complesso e ricco di richiami sulle masse d’aria che si evolvono nell’atmosfera libera e il cui comportamento dà origine al tempo di ogni giorno in una data località.

Le Masse d’aria: La caratteristica del mondo aereo è sicuramente quella diessere altamente influenzabile

In effetti le masse d’aria che si possono estendere per centinaia di Km in orizzontale e migliaia di metri in verticale sono dei corpi omogenei e sono molto influenzabili cioè una volta arrivate in un posto noi poniamo

che non si miscelano con l’aria presente per facilitarci il compito dell’analisi e della previsione ma esse sono il frutto di tutte le interazioni piccole e grandi che hanno avuto precedentemente

specialmente quando rimangono a contatto con ampie zone come un deserto o una banchisa polare o un tratto di oceano poiché se per

descriverne i processi noi le consideriamo isolate (processi adiabatici) nei loro movimenti esse invece acquisiscono determinate caratteristiche in funzione dell’area in cui si originano, stazionano e attraverso cui si muovono (deserti, oceani, catene montuose ecc..) riuscendo a cambiare drasticamente e a diventare addirittura irriconoscibili rispetto a prima. Quindi distinguiamo delle MASSE D’ARIA in base alla provenienza e ai

luoghi dove si sono formate (e in questo caso generalizziamo) ma si deve farlo perché vi sono certe masse ricorrenti con determinate

caratteristiche e che influenzano il clima del MARE NOSTRUM.

Delle masse d’aria a noi interessa la stabilità:

Cosa significa massa d’aria calda o fredda, instabile o stabile?L’arrivo di aria calda instabile (fronte caldo) in genere viene

annunciato da cirri alti e uncinati che non sono altro che freddissimi cristalli di ghiaccio, allora, perché si chiama aria calda. Ciò è spiegato dal fatto che un aria calda e anche con una piccola quantità di vapore (vedi casi orografici precedenti) muovendosi verso l’alto diventa freddissima per espansione e fa condensare quella piccola quantità di vapore prima in goccioline minute e poi in cristalli di ghiaccio ma se quella stessa aria viene di nuovo sospinta verso il basso ecco che i cristalli tornano a liquido e poi vapore o sublimano direttamente in vapore poiché l’aria scendendo a pressioni più basse è stata compressa e ha aumentato la sua temperatura aumentando anche la sua quantità specifica di saturazione.

La stabilità delle masse d’aria

Quindi un’aria calda che si solleva può raggiungere una temperatura realmente molto bassa e non per questo cessa di essere aria calda. Il fatto è che qualsiasi massa d’aria viene valutata dal suo stato termodinamico : che non è definito solo dalla sua temperatura ma anche dalla pressione a cui si trova e dalla sua umidità.

E’ per questo che si fanno i sondaggi verticali (TEMP) con i palloni sonda per investigare tutto il profilo verticale della troposfera e le temperature e i tenori in acqua alle varie altezze e poi riportare tutti i valori trovati nelle masse d’aria presenti a tutte le pressioni (altezze) alla pressione di riferimento che è di 1000 mb cosi da poterle eguagliare fra di loro.

Si parla infatti dei diagrammi termodinamici………..

I RadiosondaggiGrazie ai radiosondaggi che ci danno: P, T, Um. e Vel. e

Dir del vento in asse (z) otteniamo il profilo termodinamico della troposfera sopra di noi e lo riportiamo in genere in un diagramma di stato chiamato nomogramma di Herlofson dove viene riportata una curva di stato dai valori misurati dalla radiosonda e trasmessi nel globo attraverso messaggi codificati TEMP. A noi serve solo sapere per ora che i profili termodinamici verticali della troposfera sono importantissimi perché ci danno la terza dimensione sullo stato di tutta la troposfera cioè le informazioni necessarie su dove si trovano e verso dove si spostano le eventuali masse d’aria in coordinate verticali e quanto siano spesse se sono in saturazione o ad alta temperatura cioè otteniamo informazioni essenziali sulla loro STABILITA’ e come quindi si potrebbero comportare in conseguenza a un loro coinvolgimento con altre masse d’aria sopraggiungenti o se esse stesse ad esempio incontrerebbero un rilievo e cosi via…

Diagramma di Herlofson e calcolo dell’umidità relativa

La StabilitàQuindi la stabilità di una massa d’aria è data dal suo stato termodinamico (P, T e

U%).Poiché essa poi si comporterà sottoposta a

spostamenti e altro in maniera diversa e con effetti diversi asseconda del suo stato iniziale. Ad esempio movimenti

verticali possono manifestarsi in seno a una stessa massa d’aria, a causa delle influenze che essa subisce quindi essa è

detta stabile se questi movimenti rapidamente si smorzano mentre al contrario si dice instabile se questi

movimenti vengono amplificati.

La stabilità delle masse d’aria: Massa d’aria limpida senza H2O

Consideriamo che il profilo verticale di temperatura di una massa d’aria rilevato in quel luogo dal radiosondaggio che è di 0,5°C OGNI 100 m

(vicino aquello di un atmosfera standard) NON E’ MAI COSì LINEARE E UNIFORME MA QUESTO è UN CASO IDEALE. Dei volumi d’aria limpida (possiamo pensare a dei palloncini) senza vapore che incontrino questo gradiente e che si muovano su di esso verticalmente e adiabaticamente (cioè

mantenendo il suo stato termodinamico senza scambi con l’esterno) come abbiamo visto varieranno la sua temperatura solo per le

variazioni di pressione con l’altezza di +/-1°C ogni +/-100 m

Vediamo che tale massa sottoposta a questi spostamenti incontrerà sempre nell’intorno in alto masse d’aria più calde di 0.5°C e in basso masse d’aria più fredde di 0.5°C che inibiranno questi movimenti

Ma se il gradiente è maggiore

Cioè la variazione di temperatura con l’altezza è più accentuata: qualsiasi volume d’aria che si

muoverebbe in esso adiabaticamente e anche senza riscaldamenti dovuti a transizioni di fase e quindi a

scambi interni di calore latente per presenza di vapore cioè secondo la curva, come l’abbiamo

chiamata, l’adiabatica secca 1°C ogni 100 m ripeto qualsiasi volume d’aria sarebbe in definitiva

instabile perché salendo incontrerebbe aria più fredda di lui e quindi sarebbe dotato di una

ulteriore spinta di galleggiamento e scendendo di aria più calda e quindi sprofonderebbe

ulteriormente perche più denso e pesante

Si vede dunque che il grado di stabilità o d’instabilità di una massa d’aria dipende dal rapporto tra il gradiente verticale termico della massa d’aria considerata e i vari gradienti adiabatici:

Se il gradiente verticale della massa d’aria è uguale al gradiente adiabatico secco per l’aria limpida e saturo per l’aria con vapore e quindi con una certa umidità allora la massa d’aria è in equilibrio indifferente mentre finché il gradiente della massa d’aria resta fra i due gradienti adiabatici allora la massa d’aria è stabile ma se per una ragione qualsiasi l’aria sollevandosi per esempio raggiunge la condensazione e esce dai due gradienti allora diventa instabile vediamo allora che tutto ciò che tende a incrementare il gradiente (una massa d’aria fredda sopra o il riscaldamento sotto) più tende a rendere instabile la massa d’aria

H

T

La stabilità delle masse d’aria: tra la insistente nel luogo e

quella sopraggiungentePiù spesso visto che dobbiamo prevederecome si comporterà una massa d’aria nel

suo movimento dobbiamo considerare sostanzialmente due cose:

1) In quale contesto si muove cioè che profilo verticale termodinamico insiste in quel luogo e c’è lo dà il radiosondaggio.2) Lo stato termodinamico della massa d’aria in questione che sopraggiungerà

nella zona investigata dal radio sondaggio.

La condensazione del vaporePerché una massa d’aria arrivi ad avere un’umidità del 100%, raggiunga cioè la saturazione, è necessario che: ü aumenti il vapore contenuto nell’aria; ü e/o si raffreddi la massa d’aria. Perché avvenga la prima ipotesi l’aria deve stazionare o passare su superfici ricche d’acqua (oceani, mari, foreste) soprattutto alle basse latitudini, dove la maggiore insolazione favorisce l’evaporazione delle acque superficiali. Perché si verifichi la seconda sono necessari fenomeni di sollevamento dell’aria: salendo nell’atmosfera, infatti la bolla d’aria in esame si trova a pressionivia via inferiori e tenderà di conseguenza a espandersi. Per alcune leggi fisiche, tale espansione causa un raffreddamento della bolla d’aria. Alle medie latitudini la condensazione del vapore avviene soprattutto per raffreddamento di una massa d’aria in sollevamento. Si immagini una bolla d’aria a contatto con il terreno a una temperatura di 28 °C. Se essa inizia a salire nell’atmosfera, la sua temperatura, come abbiamo detto, diminuisce.

L’entità della diminuzione, fintanto che non avvengono fenomeni di condensazione, è pari al cosiddetto gradiente adiabatico secco (10 °C ogni 1000 metri). A 2000 metri la sua temperatura è pari a 8 °C. Si supponga che l’aria circostante a 2000 metri abbia invece una temperatura di 12 °C: la bolla d’aria si trova a essere più fredda e quindi più densa, interrompe la sua salita e scende riscaldandosi. La bolla d’aria non è così riuscita a raggiungere temperature abbastanza basse per la condensazione e non si ha la formazione di una nube. In questo caso l’aria si dice stabile. Se al contrario a 2000 m l’aria intorno alla bolla ha una temperatura di 4 °C, la bolla d’aria ancora più calda prosegue la sua risalita raffreddandosi sempre più e può raggiungere la saturazione: in presenza di nuclei di condensazione, il vapore condensa e cominciano a formarsi le prime goccioline. La condensazione del vapore è un processo esotermico, in grado cioè di liberare calore. Di conseguenza, la diminuzione della temperatura della bolla d’aria che sta salendo sarà inferiore rispetto a prima e seguirà il cosiddetto gradiente adiabatico umido (circa 6 °C ogni 1000 m).

L’ulteriore risalita della bolla d’aria e il suo relativo raffreddamento sono nuovamente legati alla differenza di temperatura tra la bolla d’aria e la massa d’aria circostante: fintanto che la bolla ha una temperatura maggiore, continua a salire, raffreddandosi sempre di più e facendo condensare sempre più vapore.In questo caso l’aria si dice instabile.Altri tipi di raffreddamento sono: Raffreddamento convettivo L’aria a contatto con il terreno caldo si riscalda, si espande, diventa più leggera e per il principio di Archimede sale nell’atmosfera, dilatandosi e raffreddandosi. È un fenomeno particolarmente frequente in estate, quando il riscaldamento delterreno è elevato Raffreddamento per sollevamento forzato di tipo orografico Se una massa d’aria in movimento incontra un rilievo, è costretta a risalirlo: durante l’ascesa si raffredda e può generare sistemi nuvolosi imponenti nel versante sopravento. Raffreddamento per sollevamento forzato di tipo frontale Quando due masse d’aria diverse si incontrano, quella più fredda tende a incunearsi sotto quella più calda, la quale salendo si raffredda, dando luogo a fenomeni di condensazione e alla formazione di interi sistemi frontali.

Il gradiente verticale termico di una massa d’aria misurato tramite i radiosondaggi ci dà la misura della stabilità o dell’instabilità che si potrebbe verificare poiché l’instabilità si può generare quando per

l’arrivo di un’altra massa d’aria con un suo stato termodinamico che è a sua volta individuato dall’altezza in cui si trova la temperatura e il suo contenuto d’umidità potrà salire sempre più in alto e formare via via cumuli e poi cumulonembi e successivi temporali se trova un gradiente accentuato, e a sua volta invece questo gradiente accentuato si è

instaurato per l’arrivo di un fronte freddo che invade i bassi strati che diciamo a “triggerato” il profilo preesistente in modo da renderlo

instabile. Vi sono vari casi ma le nubi e il loro sviluppo verticale danno già una misura di quanto sia stabile o no l’aria.

A questo punto si può generare una confusione:si parla di due masse d’aria distinte una che occupa tutta la colonna e l’altra che come un grosso pallone aerostatico viaggi in essa o e la stessa massa d’aria cha univocamente sarà stabile o in stabile asseconda del suo gradiente.In effetti quando si esegue un radiosondaggio noi indaghiamo km e km di troposfera e quindi vari strati d’aria con differenti temperature e tenori d’umidità e ciò già ci dà una misura se di per sé la massa d’aria è instabile poiché se ha un forte gradiente e una forte umidità basterà un piccolo impulso a far salire delle parti di essa e per espansione e raffreddamento esse non seguiranno più l’adiabatica secca ma quella satura e si troveranno più calde delle particelle intorno appartenenti allo stesso strato che invece aveva un forte gradiente e quindi con l’altezza si era raffreddato parecchio

Ma a maggior ragione se si intende un profilo preesistente in tutta la massa d’aria e come si comportano altre masse d’aria che vi sopraggiungono o se questo profilo cambia raggiungiamo le stesse conclusioni poichè se una massa con un suo gradiente termodinamico a contatto con il terreno viene riscaldata dal basso esempio: in città nelle giornate assolate estive il cemento riscalda molto gli strati bassi dell’atmosfera che diventeranno sempre più caldi e leggeri e si spingeranno in altoin più se saranno umidi da un certo punto in poi seguiranno l’adiabatica satura e si raffredderanno salendo in maniera minore dell’aria circostante crendo dopo la conedensazione dei cumuli ben formati. O se altresi sopraggiunge a quote medie un’aria fredda che inclina ulteriormente il gradiente a quelle altezze l’aria che sale troverà attorno aria più fredda quindi salirà ancora, (senza miscelarsi appunto perché i movimenti sono adiabatici troppo veloci per far influenzare le masse tra loro).

Classica e la linea di Cumuli parallela alla costa dovuta alla brezza diurna e se

l’atmosfera è instabile: per esempio vi è un’invasione di aria fredda nella media

troposfera faciliterà l’aria calda e umida proveniente dal mare a salire sempre di più trasformando questi cumuli in cumulo

nembi e poi celle temporalesche.

L’instabilitàL'instabilità è la tendenza delle particelle d'aria ad accelerare verso

l'alto dopo essersi sollevate dall'originaria posizione: essa è un importantissimo fattore per lo sviluppo di forti temporali, per cui grande instabilità sottintende grande potenziale per lo sviluppo dei cumulonembi. Se ne deduce che più l'aria è umida maggiore è la sua instabilità: ciò trova applicazione nel fatto che il raffreddamento

adiabatico (-1°C/100 m di quota) nei caldi pomeriggi estivi si verifica di norma nei primi 800-1500 m della troposfera, quindi in questo strato atmosferico il raffreddamento dell'aria circostante è maggiore di quello che si verifica nelle termiche. Infatti a quote maggiori la temperatura

scende di 0,5-0,6°C ogni 100 m di salita, mentre la bolla d'aria continua a raffreddarsi di 1°C ogni 100 m: è evidente che ben presto scomparirà la spinta di galleggiamento all'interno della bolla, ma questo

inconveniente, come detto, può essere risolto dall'elevato tasso di umidità proprio della massa d'aria in ascesa che non solo equilibrerà il raffreddamento da espansione ma riporterà la temperatura della bolla su valori superiori di 1-2°C rispetto a quelli dell'aria circostante: 1

grammo di vapore che condensa in 1 kg di aria è in grado di aumentarne la temperatura di 2,5°C!

• Il livello di condensazione è chiaramente indicato dalla base piatta dei cumulonembi (Cb) o dei cumuli (Cu) che sono le nubi a sviluppo verticale per eccellenza: maggiore è il

contenuto in umidità dell'aria, minore sarà la quota di condensazione.

Cb calvus con sommità bianca e base scura piatta molto evidente

Ad un maggior tasso igrometrico corrisponde inoltre un più elevato valore della temperatura di rugiada Td ("dew point"), che è quella

temperatura fino alla quale occorre raffreddare, a pressione costante, una massa d'aria a temperatura T per portarla alla saturazione. Per cui un dew point molto vicino alla temperatura reale sottintende aria molto umida; quindi quanto più forte è il raffreddamento necessario (ovvero quanto più elevata è la differenza T-Td), tanto più la massa d'aria

sarà secca. In estate valori di Td superiori a 22-23°C indicano che in loco l'aria contiene una quantità notevole di vapore. Infatti una massa d'aria che condensi a temperature superiori a 22°C contiene più di

17grv/kg (17 grammi di vapore/kg di aria umida), una quantità notevole che, in determinate condizioni, potrebbe fornire la materia prima

necessaria per l'insorgere di temporali di forte intensità. L'energia fornita dal calore latente di condensazione scalda ancor di più l'aria ascendente che accelera quindi il suo moto di salita raggiungendo

velocità sempre più grandi man mano che sale verso quote più elevate: nei temporali più intensi si raggiungono anche i 30 m/s, ma solitamente le turbinose correnti ascendenti viaggiano a 6-8 m/s. Appare quindi

evidente che la fase di sviluppo del cumulonembo risiede esclusivamente nell'attività delle correnti calde ascensionali.

I vari casi di stabilità e instabilità con le nubi prodotte con vento e

in assenza di vento, da Cd Meteolab da

Le grandi perturbazioni atlantiche

Struttura delle perturbazioni

Sezione profilo

Dall’alto

Il passaggio della perturbazione AtlanticaOgni passaggio di perturbazione è testimoniato da segni

evidenti nel cielo:I CIRRI (CI) se provengono dai quadranti occidentali e meridionali preannunciano spesso cattivo tempo(comunque è dell’aria calda e umida che avanza atlantica o no), se poi sono seguiti da un velo di

CIRROSTRATI (CS) sono i segni più certi di prossime precipitazioni.

In genere quindi presagiscono l’arrivo di un fronte caldo che è meno violento nelle sue manifestazioni e più graduale di un fronte freddo.

Stando al suolo con le spalle al vento se i cirri si vedono passare da sx verso dx allora è in avvicinamento un fronte caldo e se poi vedremo passare CS e poi degli ALTO STRATI (AS) poco spessi e vi sarà una diminuzione graduale della pressione. Certa poi la velocità del fenomeno varierà da come la perturbazione si sposta e si sviluppa (le grandi depressioni in atlantico sono più regolari e si sviluppano lentamente mentre i cicloni connessi o no che stazionano in mediterraneo sono più discontinui e veloci.

Distinguiamo i CIRRI dai Cirri Falsi come il CIRRUS ovvero quelli generati dalle vecchie incudini temporalesche, sono anch'essi classificati ed hanno pure il nome ufficiale: "cirrus spissatus cumulonimbogenitus". Il suffisso "cumulonimbogenitus" lo si può omettere se gli spissatusderivano da floccus (appartenenti ai cirri veri) o simili, perché esistono anche cirri molto spessi (e addirittura dotati di ombre proprie) che non sono generati da temporali.

Cirri falsi in fase di distacco da un'incudine ormai senescentePhotograph courtesy Michael Bath and Jimmy Deguara Australian Severe Weather

straliasevereweatherwww au com

Le scie di condensazione degli aerei trails o contrails assumo a volte somiglianza con i CIRRI ma essi sono in effetti dei Cirri Falsi o meglio dei Cirri Artificiali: la loro persistenza e grandezza può essere a volte indice di instabilità dell’aria infatti la La comparsa dei cirri falsi dopo un periodo caldo e afoso (generalmente da N-NW in Pianura Padana, a partire cioè dai temporali sui rilievi) indica una probabile ondata temporalesca presumibilmente con fenomeni intensi.

I cirri falsi non avanzano secondo una comune direttrice come avviene per i classici cirri da perturbazione atlantica, ma ogni "malloppo" di cirri falsi dipende dalla cella da cui essi hanno avuto origine e quindi si muovono in maniera abbastanza irregolare

Spiegare alla buona i modelli di previsione

L’analisi e la previsione sinottica

L’analisi e la previsione sinotticada V.Villasmunta

http://www.villasmunta.it/Regole per l’interpretazione e la previsione sinottica

- si possono usare vari metodi per interpretare le strutture bariche presenti in una data località e le masse d’aria coinvolte e che fenomeni si produrranno, dove si sposteranno ad esempio i minimi depressionari ecc..

Si possono usare ad esempio la carta delle tendenze bariche cioè la carte delle isoallobare o alcune regole pratiche che si sono formulate nella storia dalle innumerevoli previsioni meteorologiche fatte dalle sole carte al suolo della pressione ecc… . Naturalmente la corrispondenza nei risultati ottenuti con i vari metodi porterà a un aprevisione più sicura

1.Le depressioni si muovono in direzione perpendicolare ai più intensi gradienti di pressione; le alte pressioni giacciono a destra della direzione del moto.

Esercizio:a.Individuare su una carta di analisi al suolo le aree depressionarieb.Evidenziare la zona dove il gradiente barico è più intensoc.Segnare con una freccia la direzione di spostamento della depressioned.Verificare se l'alta pressione giace effettivamente a destra della direzione del moto,

1.In un'area ciclonica la pressione decresce nel settore ove il vento è minimo; in un'area anticiclonica la pressione cresce oveil vento è massimo (DUYONER e REBOUL).

Esercizio:a.Individuare sulla carta d'analisi al suolo l'area ciclonica.b.Evidenziare il settore ove il vento è minimoc.Verificare la prevista diminuzione di pressioned.Ripetere l'esercizio riferendosi all'area di alta pressione.

1.Se in un'area ciclonica esiste un settore con venti spiranti dall'area centrale verso l'esterno, la depressione si sposta in tale direzione (GUILBERT, DUNOYER e REBOUL).

1.Le depressioni si muovono perpendicolarmente ai massimi gradienti di temperatura; le massime temperature sono alla destra della traiettoria.

1.Se nella carta del tempo si presentano piogge distribuite su un'area chiusa, ivi la pressione sale sino al giorno seguente. Le aree senza pioggia presentano invece, più spesso, una contemporanea discesa di pressione (DEFANT).

1.Personificando il vento (col vento nella schiena) si trova che le linee di convergenza si muovono verso la destra del vento, quelle di divergenza verso la sinistra (BJERKNES).

1.Il centro del ciclone si muove circa parallelamente alla direzione del vento e delle isobare del settore caldo (BJERKNES e SOLBERG).

1.Il ciclone si muove nella direzione del fronte polare non perturbato (BJERKNES).

1)Individuare le principali figure bariche (Alte e Basse pressione Saccature e Promontori) se ci sono tra loro delle connessioni in genere grandi cicloni depressionari con i loro forti flussi creano delle depressioni secondarie che spesso stazionano sulla nostra penisola

2)Si parte dalle carte in quota a 500 mb dove si notano:- se ci sono scostamenti delle isoipse dalle isoterme e in

più se lì ci sono deformazioni in controtendenza nella configurazione del geopotenziale esistente (ad esempio una deformazione ciclonica su un promontorio come nel tirre no centrale nelle carte sotto

)

Individuazione dei fronti nell’analisi sinottica:

Il fronte freddoIl movimento del fronte freddo è indicato dal lato

verso cui sono rivolti i vertici dei triangolini. Un aspetto interessante del sopraggiungere di aria fredda, è segnalato dalla curvatura delle isobare in prossimità del fronte. Si nota che, infatti, subito dopo il passaggio del fronte, la pressione tende temporaneamente ad aumentare formando un promontorio mobile (evidenziato con tratteggio verde, sulla carta). Un osservatore di Lione (Francia), armato del suo barometro potrebbe verificare subito il passaggio del fronte prendendo nota del rapido aumento della pressione (oltre che della netta diminuzione della temperatura dell'aria).

• Nel nostro caso, è possibile rilevare sulla penisola italiana una particolare situazione delineata dalle isobare. Si tratta, forse, di una depressione sottovento che si sta creando sul golfo di Genova, per l'ingresso nel Mediterraneo di aria fredda d'oltralpe, attraverso la porta del Rodano? Occorrerà indagare servendosi di ulteriori informazioni!

La rotta dei fronti (da un articolo di “Bolina n°207 marzo 2004”)

In genere si nota che il 70% delle famiglie di cicloni atlantici una volta presentatisi davanti all’Europa l’attraversano e trasformandosi ma non deviando il loro corso sui Pirenei incontrate le Alpi generano cattivo tempo e cicloni più piccoli stazionanti sul mediterraneo che si alimentati a loro volta da aria umida e calda mediterranea da sud e da aria fredda dalle bocche del Rodano e della Bora nel nostro caso specifico italiano.

Stima delle velocità dei Lo spostamento dei fronti è facilmente stimabile dalle

immagini satellitari del Meteosat: satellite Geostazionario(attenzione a non usare i satelliti Polari poiché essi non sono solidali con il moto di rotazione della terra e quindi non hanno punti di riferimento fissi) in Ir e WV e VIS(cioè nei canali sensibili all’infrarosso e al vapore acqueo e nel visibile) o con dei calcoli tra due successive carte di analisiseguendo il centro depressionario (dove inizia l’occlusine lo spiraloide)

Per prevedere il successivo spostamento dei fronti o di tutto ilcentro ciclonico che ci interessa si possono vedere le carte Fax così chiamate perché ancora in parte vengono distribuite pubblicamente in onda corta, carte di analisi e di previsione a step fissi della pressione al suolo e di altre variabili meteo provenienti da principali uffici meteo nazionali(Met Office dell’UKMO inglese ma ci sono quelle europee dall’ECMWF europep,all’ HIRLAM francese e altri tipi di modelli)

Traiettorie Fronti e DepressioniDa notare che in genere ci si accorge che esso seguirà una

traiettoria e andrà a colmarsi o ad alimentarsi dove il campo barico nel momento dell’analisi è più debole (saccature e pressioni minori che nelle vicine più alte pressioni )come si può notare dalle figure prese dall’articolo apparso su bolina

1 Cartine utili:

Vi deve essere prima un inquadramento generale del tempo su scala europea

1. Cartina sulle pressioni al suolo (meglio se ci sono anche le masse d’aria se cioè racchiude più informazioni come temperature a 2 m dal l.m.m. e venti e tempo significativo con la legenda dei simboli)

2. Lo stesso se c’è a livelli più alti a 850 0 700 e 500 mbar ciòper identificare eventuali influssi freddi che raggiungono il mediterraneo e destabilizzano la parte medio alta della troposfera e possono poi raggiungere il suolo creando le famose burrasche estive e le depressioni in mediterraneo

3. In genere questi flussi sono spinti e dirottati da nord verso sud dalle famose correnti a getto nelle zone di discontinuità e quindi risultano sempre identificate anche negli avvisi dell’aeronautica nel loro sito per la zona interessata (avvisi sigmet)

4. Identificare le eventuali masse d’aria in gioco e le zone in cui possono convergere e già convergono

2 Cartine utili:

5.vedere se nella loro traiettoria nelle previsioni della pressione a l.m.m. a 6, 12 24 ore risulta che provochino delle destabilizzazioni nel tempo previsto

6.tenere d’occhio la traiettoria dei grossi centri depressionari che si accingono a varcare i Pirenei dato che abbiamo visto che lì non subiscono grosse deviazioni ma aspettiamoci forti variazioni del loro percorso al di làdelle alpi soprattutto la velocità con cui queste si muovono insieme al loro apporto di masse d’aria umida dall’atlantico al di qua delle Alpi.

Controllare le velocità di spostamento dei cicloni dep. con le immagini satellitari dei satelliti geo-stazionari sia in IR che in VIS e vedere che tipo e quanta nuvolositàcomprendono.

3 Cartine utili:

Carttine Fax su http://www.wetterzentrale.de/topkarten poi cliccare sulla destra su FAX: una di queste del centro meteo areonautico statunitense si apre cliccando su Sembach all’indirizzo:

http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsfaxsem.html (il centro meteo areonautico statunitense con simbologia

esplicativa dei fenomeni rilevanti e comoda legenda sotto, dettaglio grossolano, ma molto utile per capire l’analisi e l’evoluzione generale)

Bibliografia:

Siti a tema e non con manuali, lezioni e foto esplicative

• http://www.fenomenitemporaleschi.it/• http://www.nimbus.it/liguria/rlm15/copertina.html• http://www.zamg.ac.at/docu/Manual/• http://www.nimbus.it/• http://www.villasmunta.it/