Movimenti verticali dell'aria (3)

Si immagini una particella d’aria al suolo e si supponga che essa sia costretta a sollevarsi e quindi a raffreddarsi secondo la variazione termica verticale per aria secca seguendo cioè l’adiabatica secca. Indicando con “t” la temperatura della particella e con “td” la temperatura di rugiada questo raffreddamento può avvenire, normalmente e in base al nomogramma di Stüve, fino al livello corrispondente al punto ove si incontrano la adiabatica secca condotta dalla “t” iniziale e la isoigrometrica condotta dalla “td” iniziale. Oltre tale livello, se la particella d’aria è sempre costretta a sollevarsi, essa continuerà a raffreddarsi ma ora secondo la variazione termica verticale per aria satura, cioè l’adiabatica satura. Se l’adiabatica satura, condotta dal livello di condensazione, interseca la curva di stato passando alla destra di questa, il livello dato dall’intersezione delle due curve prende il nome di “livello di libera convezione”. Per quanto detto in precedenza, l’atmosfera è da tale livello instabile; la particella di aria continuerà ora spontaneamente la sua ascesa. Da notare come tale instabilità sia condizionata al sollevamento iniziale forzato. L’adiabatica  satura intersecherà nuovamente la curva di stato passando alla sua sinistra; tale intersezione indica il livello superiore delle nubi liberamente sviluppantesi; al di sopra l’atmosfera torna ad essere stabile.

Vediamo ora un’altra importante indicazione che può fornirci il nomogramma di Stüve. Si abbia al suolo la particella d’aria la cui temperatura sia “t” e la temperatura di rugiada “td” (fig. 126). Supponiamo che subisca ora un riscaldamento rispetto all’atmosfera circostante. La particella scaldata si solleverà e si raffredderà secondo la variazione termica verticale per l’aria secca. Vi è una temperatura “t1” tale che l’adiabatica secca condotta da tale valore di T intersecherà la curva di stato nello stesso punto in cui questa è intersecata dalla isoigrometrica passante per “td”. Questo livello è chiamato “livello di condensazione termoconvettivo”. In altre parole, la particella d’aria dopo aver raggiunto la temperatura t1 sale e rafreddandosi adiabaticamente giunge in C satura. Se l’adiabatica satura, condotta da C, lascia a sinistra la curva di stato (come in figura) l’atmosfera è instabile e la particella continua spontaneamente la sua ascesa sino al livello in cui la curva di stato passa alla destra dell’adiabatica satura. Tale livello indica il limite superiore delle nubi (cumuli). Il limite inferiore delle nubi convettive può dedursi dai valori al suolo della T ordinaria e della T di rugiada. La legge con cui varia la temperatura di rugiada con l’altezza è espressa con buona approssimazione da:

tdh = td suolo – 0,0018 h

Analogamente la variazione termica verticale per l’aria secca (1° C per ogni 100 m) può essere espressa da:

th = t suolo – 0,01 h

Il livello di condensazione si ha evidentemente allorquando :

h = 122 (t suolo – td suolo)

La formula, nota come formula di Hennig, è valida quando le nubi si siano già formate. La seguente tabella dà le altezze, in metri, alle quali si ha la condensazione in funzione della T e dell’umidità relativa (UR%), misurate al suolo:

Da quanto detto la convezione (movimenti verticali dell’aria) rappresenta uno dei fenomeni più appariscenti dell’instabilità dell’atmosfera. La convezione dà infatti luogo alla formazione di nubi a grande sviluppo verticale (cumuli) con conseguenti violente precipitazioni e temporali. La velocità delle correnti ascendenti è in media dell’ordine di 3-4 m/sec; tuttavia in seno alle nubi temporalesche possono raggiungersi velocità anche dell’ordine di 20-30 m/sec. Sui continenti, alle medie ed alle alte latitudini, la convezione si osserva principalmente nei mesi estivi; si presenta con andamento diurno piuttosto marcato nel senso che si ha un massimo della nuvolosità cumuliforme nelle ore pomeridiane, mentre in serata e nella mattinata il cielo si presenta in prevalenza sereno. Sui mari la convezione ha origine generalmente di notte, quando la superficie marina è più calda dell’aria sovrastante. Perché il fenomeno della convezione  abbia luogo è indispensabile un forte riscaldamento  dell’aria nei bassi strati a contatto  con il suolo in quanto solo così possono formarsi  dei gradienti termici superadiabatici. Inoltre occorre che l’atmosfera abbia un equilibrio instabile e che l’aria presenti un certo quantitativo di umidità (tanto più alta è la T di saturazione dell’aria tanto più sviluppate saranno le nubi prodotte dalla convezione).

Le inversioni sono degli strati d’aria nei quali la T mostra un gradiente termico verticale negativo, cioè aumenta con la quota. Le inversioni al suolo sono molto frequenti nella troposfera e possono verificarsi sia al suolo che in quota. Le inversioni al suolo si formano per contatto degli strati più bassi dell’atmosfera con il suolo raffreddato per irraggiamento. Hanno luogo in prevalenza di notte e sulla terra in tutte le stagioni, ma particolarmente d’inverno. Connesse alle inversioni al suolo sono le nebbie di irraggiamento (tipiche quelle della Valle Padana). Con il sorgere del sole l’inversione s distrugge. Le inversioni al suolo possono aversi anche con aria in movimento nel caso di trasporto di aria calda ed umida sopra una superficie più fredda. A tale tipo di inversione sono connesse le nebbie di avvezione. Oltre a formarsi al suolo le inversioni possono formarsi a differenti altezze, avere uno spessore anche di diverse centinaia di metri ed una grande estensione orizzontale. Lo strato di inversione non si lascia attraversare dalla turbolenza dinamica e raramente da quella termica; gli strati di inversione vengono, pertanto, chiamati anche strati di sbarramento. Tuttavia negli strati di inversione possono originarsi formazioni nuvolose caratteristiche di tipo stratocumuliforme. Una avvezione di aria calda in quota, dopo aver originato un’inversione, può provocare nello strato limite dei moti vorticosi dovuti alla differenza di velocità con l’aria sottostante. Come mostra la figura 128 sulla superficie di separazione tra l’aria calda e l’aria fredda si formano delle ondulazioni. Se il vento superiore è abbastanza forte l’onda può divenire instabile con conseguenti formazioni di vortici (fig. 129). Se l’aria calda è abbastanza umida, nel ramo di salita del vortice si potrà avere la condensazione e la formazione di nubi del tipo dei cumuli (fig. 130). Se la distribuzione del vento è come indicato in figura 131 i cumuli che si formano nello strato di inversione mostrano le basi inferiori e le sommità piatte. Nel caso che l’adiabatica satura non incontri la curva di stato, come in figura 132, i cumuli che si originano mostrano un marcato sviluppo verticale. Se l’afflusso dell’aria calda ed umida è piuttosto lento l’aria dalla parte bassa dello strato si raffredda per contatto con l’aria fredda sottostante e può dare origine a nubi stratificate in cui non si hanno moti verticali (fig. 133).