Movimenti verticali dell'aria (2)

a) Movimenti forzati

Come si è detto i gradienti termici verticali dell'atmosfera possono essere di tre specie: superadiabatico, adiabatico, subadiabatico. Esaminiamo quindi il movimento verticale di una massa d'aria secca nei ttre singoli casi supponendo per prima che la massa d'aria compia il movimento "forzato" (caso di una massa d'aria che si sollevi per esempio a causa di un rilievo montuoso).

- Atmosfera superadiabatica. In questo caso il gradiente termico dell'atmosfera è come si è visto superiore alla variazione termica adiabatica. Una massa d'aria in movimento verso l'alto verrà ad avere dopo un certo tratto una T più alta e quindi una densità minore dell'atmosfera circostante; perciò essa sarà spinta in alto e si allontanerà sempre più dalla sua posizione di partenza. Se il movimento avviene verso il basso la massa d'aria si riscalderà di meno di quanto non faccia l'atmosfera cioè ad un certo tratto risulterà più fredda quindi più densa dell'atmosfera e pertanto continuerà nel suo movimento discendente (fig. 112). L'atmosfera che presenta un gradiente termico maggiore della variazione termica adiabatica viene chiamata "instabile" o in equilibrio instabile. Facciamo notare che nella libera atmosfera gradienti anche di poco superiori a 1° C ogni 100 m si presentano piuttosto di rado. Tali gradienti possono invece presentarsi nella bassa atmosfera (sino all'altezza di qualche centinaio di metri). Inoltre si tenga presente che il limite massimo che può raggiungere il gradiente dell'atmosfera è di 3, 4 gradi per cento metri; un gradiente superiore a tale valore comporterebbe per l'atmosfera un equilibrio impossibile poichè in tal caso la densità dell'aria andrebbe aumentando con la quota.

- Atmosfera adiabatica. In questo caso l'atmosfera ha un gradiente termico verticale uguale alla variazione termica adiabatica. Quando la massa d'aria è costretta verso l'alto essa subirà un raffreddamento esattamente come l'atmosfera circostante. La massa d'aria giunta ad una certa altezza avrà la stessa T dell'atmosfera circostante, la stessa densità e pertanto non sarà sollecitata né verso l'alto né verso il basso. Ad identiche conclusioni si perviene nel caso di uno spostamento verso il basso. Una tale atmosfera si chiama "indifferente"  o in equilibrio indifferente (fig. 113).

- Atmosfera subadiabatica. L'atmosfera ha in questo caso un gradiente termico verticale minore della variazione termica adiabatica. In questo caso quando la massa d'aria è costretta a salire di un certo tratto a causa del raffreddamento adiabatico risulta più fredda dell'atmosfera circostante; ne segue che non appena cessa la causa che la spinge verso l'alto, risultando più densa, tende a ridiscendere ed a riportarsi alla posizione di partenza. Nel caso di movimento verso il basso la massa d'aria si riscalda più dell'atmosfera circostante, viene ad assumere una densità minore e pertanto tende a risalire ed a riportarsi anche in questo caso alla posizione di partenza (fig. 114). Questo tipo di atmosfera dicesi "stabile" o in equilibrio stabile.

b) Movimenti termici

Il movimento verticale verso l'alto di una massa d'aria può avere un'origine termica. Il movimento è prodotto ora dall'irregolare riscaldamento orizzontale del suolo e le condizioni di equilibrio, anche in questo caso, dipendono dal tipo di atmosfera in cui si effettua il movimento. Come mostra la figura 115 se l'atmosfera è superadiabatica la differenza di T aumenta sempre più con il crescere della quota; la massa d'aria si allontanerà sempre più dalla sua posizione di partenza. Se l'atmosfera è adiabatica (fig. 116) la differenza di T rimane a tutte le quote costante; la massa una volta iniziato il suo movimento lo continuerà, in teoria, indefinitivamente. Nel caso di atmosfera subadiabatica esisterà una quota (fig. 117) alla quale la T della massa d'aria che ascende e che si raffredda di 1° C ogni 100 m uguaglierà la T dell'atmosfera.. Il movimento ascenzionale della massa d'aria dopo eventuali oscillazioni terminerà e la massa d'aria si troverà pertanto in una posizione di equilibrio. Nel caso infine che negli strati bassi dell'atmosfera si abbia una "inversione" (gradiente invertito) la posizione di equilibrio verrà raggiunta ad una quota più bassa (fig. 119)

c) La temperatura potenziale (Tp)

Lo stato di equilibrio dell'atmosfera può essere rappresentato con la cosiddetta "temperatura potenziale". Come per il confronto delle pressioni in due o più dati luoghi occorre ridurre tali pressioni al livello del mare; così per il confronto delle temperature f di due o più particelle di aria situate a differenei altezze occorre riferire le temperature ad uno stesso livello di paragone ovvero ad una stessa pressione di paragone. Tenuto conto inoltre che la maggior parte delle trasformazioni atmosferiche si effettuano secondo processi adiabatici, ecco che le particelle d'aria da confrontare vengono portate, secondo il processo adiabatico, al livello di 1000 mb. La temperatura potenziale di una massa d'aria secca è la T che essa verrebbe ad assumere se venisse portata adiabaticamente alla pressione di 1000 mb. La indichiamo con Tp. Abbiamo visto come l'atmosfera, per ciò che riguarda i movimenti forzati, possa trovarsi in tre stati o condizioni di equilibrio: instabile, indifferente o stabile a seconda che il gradiente termico verticale sia maggiore, uguale o minore della variazione termica adiabatica. Possiamo dire ora, introducendo la rappresentazione della Tp che: 

- in un'atmosfera in equilibrio instabile (superadiabatica) la Tp diminuisce con l'altezza (fig. 119)

- in una atmosfera in equilibrio indifferente (adiabatica) la Tp rimane costante con l'altezza (fig. 120)

- in una atmosfera in equilibrio stabile (subadiabatica) la Tp aumenta con l'altezza (fig. 121)