DIAGRAMMI TERMODINAMICI
Le osservazioni in quota di T , p e q vengono effettuate mediante appositi sensori montati a bordo di sonde
lanciate mediante adeguati palloni ad orari sinottici (00, 06, 12, 18 UTC). I dati acquisiti sono trasmessi al
suolo analizzati, codificati, diffusi e quindi riportati su dei diagrammi termodinamici convenientemente
predisposti per studiare approfonditamente la struttura verticale istantanea dell’atmosfera posta al di sopra,
ma non esattamente sulla verticale, di una località.
Tali diagrammi presentano la tracciatura delle principali curve rappresentative delle trasformazioni
termodinamiche dell’aria umida: isoterme, isobare, adiabatiche secche e sature, isoigrometriche. E’ possibile
esaminare quindi tali curve da un punto di vista:
statico, in quanto indicative della struttura verticale di uno strato atmosferico;
dinamico, in quanto indicative della variazione delle condizioni ambientali in cui viene a trovarsi una
particella soggetta ad uno spostamento (espansione, compressione).
E’ possibile, tra l’altro, determinare:
la stabilità verticale;
lo spessore dei diversi strati;
il tipo di massa d’aria presente;
l’energia disponibile.
Esistono diversi tipi di diagrammi, diversificabili essenzialmente in ragione delle coordinate usate, il cui
impiego è dipendente dall’insieme delle informazioni che si debbono analizzare.
Il diagramma di Clapeyron è senza dubbio quello più impiegato per identificare l’andamento delle principali
trasformazioni della termodinamica classica ed usa il sistema di coordinate monotono ( ; p ). E’ intuitivo,
semplice e didatticamente efficace in quanto le aree comprese all’interno delle trasformazioni cicliche sono
rappresentative dell’energia del sistema. Tuttavia è privo di utilità operativa nella fisica dell’atmosfera in
quanto il volume specifico
non è un osservabile.
Per garantire un’adeguata presentazione delle grandezze di interesse meteorologico sono stati pertanto
sviluppati dei diagrammi termodinamici in grado di soddisfare buona parte dei seguenti criteri:
le aree individuate all’interno di un processo ciclico, in analogia con il diagramma di Clapeyron, devono
essere proporzionali alle energie scambiate (lavoro e calore). Allo scopo di garantire tale condizione, una
trasformazione di coordinate tra il sistema di riferimento classico ( ; p ) ed un nuovo sistema di
coordinate ( x x( , p) ; y y( , p) ) deve verificare la condizione algebrica per cui lo Jacobiano sia
unitario. Formalmente:
J
x, y
,p
x
y
x
p
y
p
1
garantisce l’equivalenza della trasformazione di coordinate e quindi la conservazione dell’area.
Qualora risultasse J const 1 , le aree limitate dalle curve chiuse sul diagramma di riferimento
sarebbero in rapporto di proporzionalità costante con quelle corrispondenti sul diagramma ( x; y );
l’angolo tra isoterme ed adiabatiche (sia sature che secche), elemento importante per l’analisi della
stabilità, deve essere sufficientemente elevato da permettere una facile discriminazione delle variazioni
verticali della temperatura con la pressione. Tale condizione non è verificata nel diagramma di
Clapeyron;
i principali processi termodinamici devono essere rappresentati attraverso una forma grafica semplice e
le rette ne sono l’esempio migliore. Nel diagramma di Clapeyron sono linee rette le isocore e le isobare,
mentre le adiabatiche e le isoterme sono delle curve.
Di seguito vengono quindi presentati alcuni tipi di diagrammi termodinamici utilizzati per lo studio
dell’atmosfera, con particolare riferimento a quello di Herloffson impiegato operativamente presso molti dei
principali Servizi Meteorologici nazionali, tra cui quello dell’AM.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
48
Diagramma di Stüve
Il diagramma di Stüve accennato in precedenza, è un diagramma basato sull’equazione di Poisson nelle
coordinate ( T ; p ). Per ogni
si ha una relazione lineare tra T e p , ma non può essere considerato
un diagramma termodinamico in senso stretto poiché lo Jacobiano della trasformazione:
J ( , p)
p0 d T
cp
p d
cp
1 T
139
1
F
const
Il suo impiego operativo è oramai molto ridotto, eventualmente giustificato dalle limitate differenze di
energia a parità di area, esistenti nei bassi strati atmosferici. L’energia del processo, prodotto dell’area
calcolata sul diagramma moltiplicata per il fattore F , assume infatti i valori di seguito rappresentati:
p
F
p
F
p
F
p
F
1000 hPa
139
850 hPa
145
700 hPa
154
500 hPa
167
400 hPa
181
300 hPa
199
200 hPa
223
100 hPa
270
Analizzando l’andamento grafico delle diverse trasformazioni si ha in particolare che:
le isobare risultano essere parallele all’asse delle ascisse;
le isoterme sono delle rette parallele all’asse delle ordinate, che si ricorda essere monotono decrescente;
0 ) posto in alto a sinistra. In
le adiabatiche secche sono delle rette convergenti nel punto ( T 0 ; p
ragione della distanza tra le condizioni di impiego operativo (ovvero le condizioni presenti nella
troposfera ed in parte della stratosfera) e l’intersezione delle adiabatiche secche, queste ultime risultano
essere tra loro quasi parallele, determinando la quasi-equivalenza delle aree;
le adiabatiche sature sono delle curve con inclinazione minore delle precedenti;
le isoigrometriche risultano essere delle curve, molto prossime a delle rette, con inclinazione ancora
minore rispetto alle adiabatiche sature.
Fig. 19. Il diagramma di Stüve.
Le isoigrometriche sono rappresentate con colore marrone tratteggiato, le adiabatiche sature sono di colore
celeste tratteggiato, le adiabatiche secche sono di colore verde continuo.
Gli angoli tra adiabatiche ed isoterme, dipendenti dalla scala usata, sono di norma intorno ai 45 , ma quelli
formati tra le adiabatiche sature con quelle secche sono sempre piccoli complicando i risultati relativi alla
stabilità atmosferica.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
49
Diagramma di Herloffson
Questo diagramma, noto nella letteratura anglosassone come Skew-T,log p diagram, rappresenta una
modifica dell’originale emagramma costruito da H.Hertz nel 1884 (fig. 20).
Fig. 20. L’emagramma.
Le isoigrometriche sono rappresentate con colore celeste tratteggiato; le adiabatiche sature sono in verde
oliva continuo; le adiabatiche secche sono di colore marrone continuo;
le isoterme e le isobare sono in grigio continuo.
Sono impiegate le coordinate ( T ; ln p ) e come l’emagramma risulta essere equivalente, in quanto l’area
calcolata geometricamente rappresenta l’energia. Infatti, applicando l’eq. di stato dei gas perfetti:
J
x, y
,p
1
Allo scopo di rendere l’angolo tra isoterme ed adiabatiche prossimo a 90 , N.Herloffson sviluppò nel 1947
una modifica sostanziale ruotando l’asse delle ascisse di 45 .
In tal modo nel diagramma rappresentato in figura 21 a):
le isobare e le isoterme risultano essere delle rette formanti tra loro un angolo di 45 ;
l’asse delle ordinate è monotono decrescente;
le adiabatiche secche sono curve che, in base all’equazione di Poisson, sono di tipo logaritmico:
ln p
1
ln T
1
ln
const
1
ln T
const
Nella bassa e media troposfera risultano essere approssimabili a delle rette aventi un’inclinazione di circa
90 con le isoterme. Salendo con la quota la curvatura si amplifica tendendo a ridurre il predetto angolo;
le adiabatiche sature sono delle curve che nella bassa troposfera presentano un andamento quasi parallelo
all’asse delle ordinate inclinandosi con la quota verso sinistra fino a tendere asintoticamente alle
0 . Il loro andamento varia notevolmente in funzione della temperatura
adiabatiche secche per p , q
potenziale;
le isoigrometriche risultano essere con buona approssimazione delle rette, con inclinazione opposta
rispetto alle adiabatiche (verso destra).
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
50
Fig. 21 a). Il diagramma di Herloffson.
Le isoigrometriche sono di colore celeste tratteggiato; le adiabatiche sature sono in verde oliva continuo;
le adiabatiche secche sono di colore marrone continuo; le isoterme e le isobare sono in grigio continuo.
Fig. 21 b). Il diagramma di Herloffson presso il Servizio Meteorologico dell’AM.
Le isoigrometriche sono in tratteggio marrone, le adiabatiche sature sono in violetto punteggiato, le
adiabatiche secche sono di colore verde tratteggiato. Sono presentati i seguenti livelli caratteristici e
parametri di stabilità: PW = acqua precipitabile; FZL = livello dello zero termico;
TPL = livello della tropopausa; CCL = livello di condensazione convettiva; TC = temperatura convettiva;
LCL = livello di condensazione forzato; LFC = livello di libera convezione; EL = livello di equilibrio;
CAPE = energia potenziale convettiva; CIN = energia di inibizione convettiva.
Presso il Servizio Meteorologico dell’AM i sondaggi termodinamici sono visualizzati utilizzando il
diagramma di Herloffson con il formato di figura 21 b).
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
51
Il tifigramma
Questo diagramma, sviluppato nel 1915 dal meteorologo inglese W.N.Shaw, nel 1925 fu adottato
ufficialmente a livello internazionale ed oggi impiegato operativamente dall’UK Met Office (Servizio
Meteorologico della Gran Bretagna). Prende il nome dalle coordinate utilizzate, temperatura ed entropia,
quest’ultima espressa in funzione della temperatura potenziale ( T ; c p ln ).
Dato quindi:
x T
;
y
c p ln
lo Jacobiano della trasformazione di coordinate risulta essere:
J ( , p)
cp
Rd
cv
1
La rappresentazione grafica indica che:
gli assi sono tra loro ortogonali, ma ruotati di 45 ;
le isobare, in ragione della loro curvatura e dell’orientamento degli assi, si dispongono quasi parallele
all’asse delle ascisse;
le isoterme e le adiabatiche secche sono delle rette tra loro ortogonali;
le adiabatiche sature e le isoigrometriche sono delle curve, con andamenti simili a quelli del diagramma
di Herloffson.
Fig. 22. Il tifigramma.
Le isoigrometriche sono rappresentate con colore celeste tratteggiato; le adiabatiche sature sono in verde
oliva continuo; le adiabatiche secche sono di colore marrone continuo; le isoterme e le isobare sono in
grigio continuo.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
52
ELEMENTI DEDUCIBILI DA UN DIAGRAMMA TERMODINAMICO
Un radiosondaggio permette di acquisire i valori delle seguenti grandezze atmosferiche:
pressione;
temperatura;
umidità relativa;
vento.
A partire da questi osservabili è possibile ottenere, attraverso le equazioni sviluppate in precedenza, le altre
grandezze di interesse. In particolare, il profilo verticale della temperatura di rugiada, rappresentato sul
diagramma di Herloffson, viene ricostruito a partire dai profili dell’umidità relativa e della temperatura.
Di seguito verranno sviluppati concetti ed applicazioni pratiche che permettono di dedurre alcune grandezze
termodinamiche.
p
p
q
pc
qw
C
Pd
p
P
Pe
p0
Tc
Td Tw
T
Te
e
Fig. 23. Rappresentazione di alcune informazioni deducibili da un diagramma termodinamico.
Il punto P rappresenta lo stato istantaneo dell’atmosfera. Sono state inoltre tracciate:
in verde continuo le adiabatiche secche sia di riferimento (passante per P) che equivalente;
in viola continuo l’adiabatica satura di riferimento passante per il punto di condensazione C;
in marrone tratteggiato le isoigrometriche q w passante per P e q passante per C.
Sono state infine riportate le temperature dei punti di interesse.
L’asse delle T non è stato tracciato, ma osservando la proiezione dei valori di temperatura (punteggiato
nero) si deduce essere ruotato in senso orario formando con quello delle p un angolo di 135 .
1.
contenuto di vapore di saturazione q w del punto di interesse P
2.
contenuto di vapore q del punto di interesse ( P
(T , p) :
è sufficiente leggere il valore dell’isoigrometrica passante per P (T , p) .
(T , p) ):
letto il valore dell’isoigrometrica passante per P (T , p) (contenuto di vapore di saturazione q w ), per
la (2.8), è sufficiente moltiplicare questo per l’umidità relativa della massa d’aria nel punto P.
3.
temperatura di rugiada Td :
(T , p) (punto 2.), è sufficiente raffreddare la massa d’aria
(Td , p) , ovvero spostarsi sull’isobara fino ad intersecare
determinato il valore di q del punto P
isobaricamente fino al punto Pd
l’isoigrometrica q , l’isoterma risultante è la Td .
4.
livello di condensazione C, ovvero l’LCL (lifting condensation level):
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
53
tale livello, come accennato in precedenza, rappresenta la quota alla quale è necessario innalzare la
massa d’aria umida affinché condensi. Nel sollevamento i valori di q e
dell’aria, invarianti nella
trasformazione, rimangono costanti, mentre q w decresce tendendo a q .
E’ quindi sufficiente leggere il livello del punto PC
(TC , pC ) determinato dall’intersezione
dell’adiabatica secca passante per il punto P (T , p) e l’isoigrometrica passante per Pd (Td , p) .
5.
temperatura pseudopotenziale
p
:
è sufficiente leggere il valore della pseudoadiabatica caratteristica di P
satura passante per PC
6.
(T , p) , cioè dell’adiabatica
(TC , pC ) .
temperatura di bulbo bagnato Tw :
è sufficiente leggere il valore della temperatura dell’intersezione tra l’isobara passante per P
la pseudoadiabatica
p
passante per PC
(T , p) e
(TC , pC ) .
7.
base e sommità delle nubi:
è sufficiente determinare le quote alle quali è soddisfatta la condizione di formazione di nubi in
atmosfera rappresentata dalla relazione U 85% .
8.
probabile ghiacciamento:
è sufficiente determinare l’intersezione tra gli insiemi delle regioni in cui T
soddisfatta la condizione U 85% .
9.
0 e quelle in cui è
tropopausa:
l’individuazione del livello della tropopausa deriva dalla definizione OMM di tale regione.
Essa coincide con il livello atmosferico più basso a partire dal quale il gradiente termico verticale è
2 C km 1 . Inoltre, il gradiente termico verticale medio deve essere sempre 2 C km 1 per uno
spessore di 2 km al di sopra di tale livello.
E’ possibile inoltre individuare ulteriori tropopause (in genere una seconda), più elevate, nel caso in cui
1
il gradiente termico medio tra ciascun livello e quelli superiori, entro 1 km , ecceda i 3 C km .
Ulteriori applicazioni pratiche saranno presentate in seguito alla trattazione dei concetti sulla stabilità
verticale.
L’interpretazione dei sondaggi termodinamici
Attraverso l’analisi dei sondaggi termodinamici è possibile individuare alcune particolarità presenti
nell’atmosfera tra cui:
le inversioni di temperatura, che rappresentano un’anomalia rispetto al profilo termico verticale definito
nell’atmosfera standard, ossia alla diminuzione di T con la quota all’interno della regione troposferica;
l’identificazione di quote (o livelli) caratteristici alle quali è possibile:
la formazione delle nubi, individuando eventualmente il tipo di nuvolosità presente;
la formazione di turbolenza, in quota o al suolo;
la formazione di ghiaccio, di scie;
la stabilità della massa d’aria e le energie potenziali in gioco.
Di seguito verranno trattate più approfonditamente le inversioni e l’identificazione delle nubi.
Le inversioni termiche
L’inversione termica è quella condizione meteorologica per la quale all’interno di uno strato atmosferico si
verifica un incremento di temperatura con la quota. Di seguito verranno sviluppati tre casi essenziali.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
54
1. L’inversione termica dovuta all’irraggiamento
Questo tipo di inversione interessa gli strati atmosferici più prossimi al suolo. E’ causata dal fenomeno
dell’irraggiamento notturno, quando la superficie terrestre emette radiazione elettromagnetica in onda
lunga (nella regione IR dello spettro) cedendo parte dell’energia solare assorbita durante il giorno. A
seguito della riduzione della temperatura superficiale notturna, gli strati atmosferici a contatto e più
prossimi al suolo risultano essere più freddi rispetto a quelli immediatamente superiori.
Il massimo di intensità del fenomeno dell’inversione si manifesta nelle prime ore del mattino, quando
solitamente si raggiunge il minimo termico giornaliero al suolo, per scomparire nel corso della giornata
in funzione del riscaldamento diurno.
L’ampiezza dello strato di inversione dipende in genere da condizioni al contorno di tipo ambientale e
geomorfologico, ma soprattutto atmosferico, quali ad esempio l’intensità di una compressione adiabatica
legata ai moti discendenti presenti in una circolazione anticiclonica. Localmente tende a mantenersi
pressoché costante con eventuali variazioni associate al predetto fattore atmosferico.
È opportuno chiarire che la compressione adiabatica, sebbene favorisca la persistenza dell’inversione per
irraggiamento, è un fenomeno completamente distinto anche nel caso comporti un profilo termico
anomalo che verrà trattato nel successivo paragrafo.
La presenza di particolari condizioni sinottiche può determinare la persistenza di un’inversione termica
anche durante le ore diurne.
L’eventuale sviluppo di formazioni nebbiose è ovviamente legato al contenuto di vapore presente nello
strato, ovvero al rapporto tra T e Td .
Fig. 24.
Esempio di inversione termica per irraggiamento. Nel primo strato la temperatura
atmosferica cresce con la quota mentre la temperatura di rugiada si mantiene costante.
Sondaggio di Pratica di Mare 30 novembre 2006 ore 00:00 UTC.
Il fenomeno dell’irraggiamento determina, oltre alle citate inversioni al suolo, anche inversioni in quota
qualora sia presente uno strato nuvoloso. In tal senso, nella traccia del diagramma, si individua:
all’interno dello strato interessato dalle nubi una più marcata riduzione del profilo termico;
in una limitata regione al di sopra delle nubi, un aumento della temperatura con la quota.
2. L’inversione termica dinamica.
E’ dovuta a due possibili condizioni di compressione adiabatica associate rispettivamente a:
a. regioni di alta pressione, detta inversione dinamica in senso stretto;
b. correnti orografiche discendenti, detta inversione orografica.
Nel primo caso la regione troposferica interessata è in genere compresa nell’intervallo tra i livelli
850 500 hPa , ovvero tra le quote di 1500 5500 m . Tuttavia è possibile che anche gli strati più
prossimi alla superficie, tipici dello strato limite, siano interessati dalla compressione adiabatica
allorquando si è in presenza di intense circolazioni anticicloniche. Tali compressioni determinano un
profilo termico caratterizzato da una inversione poco accentuata oppure da una diminuzione molto lenta
della T con la quota.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
55
Nel secondo caso, qualora la compressione sia associata a correnti orografiche a valle rispetto ad una
catena montuosa ed in genere normali ad essa, le regioni troposferiche interessate dal fenomeno possono
variare in ragione delle preesistenti caratteristiche atmosferiche, ma spesso sono posizionate a quote
relativamente inferiori rispetto alle inversioni dinamiche.
Non è infrequente individuare nei sondaggi strati superiori interessati da inversione dinamica e regioni
della bassa troposfera soggette ad inversione orografica. In Italia è possibile individuare tali condizioni
soprattutto a Milano con effetti orografici per correnti settentrionali e Bologna associati a correnti di
origine meridionale.
Fig. 25. Esempio di inversione termica dinamica (per subsidenza).
Nello strato 700 650 hPa si evidenza un incremento con la quota di T associato ad una
drastica riduzione della Td , effetto della compressione di aria avente basso contenuto di
vapore. Sondaggio di Pratica di Mare 21 novembre 2006 ore 00:00 UTC.
In pratica tali inversioni sono facilmente identificabili dalla caratteristica forma a calice assunta dalle due
curve di stato. Come accennato in precedenza, la subsidenza di aria più calda e secca, tipica di condizioni
di alta pressione, determina nella regione di interfaccia con l’aria preesistente elevati gradienti di umidità
e di temperatura.
E’ opportuno notare che, in genere, un processo di subsidenza molto accentuato tende a sovrapporsi ad
eventuali altre caratteristiche termodinamiche dell’atmosfera sovrastandole e diminuendone gli effetti.
Qualora si verifichi invece un raffreddamento dal basso della massa d’aria, associato ad un processo di
rimescolamento, la forma a calice può non essere così evidente come rappresentato in precedenza,
poichè il contenuto di vapore potrebbe essere sufficientemente elevato da rendere la divergenza tra le due
curve di stato meno accentuata. In tal caso possono formarsi al di sotto dell’inversione nubi basse di tipo
stratiforme.
3. L’inversione avvettiva.
Analizzando la circolazione atmosferica è facile individuare regioni interessate dai fenomeni avvettivi. In
particolare, in presenza di configurazioni sinottiche pre-frontali, si genera un’avvezione calda che
interessa per lo più gli strati medio-bassi della troposfera.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
56
Fig. 26. Esempio di inversione termica avvettiva (frontale).
Nello strato 650 600 hPa si ha un aumento con la quota di T e
Td , avvezione di una
massa d’aria calda e umida. Sondaggio di Milano Linate 14 novembre 2004 ore 18:00 UTC.
Il sondaggio termodinamico sarà quindi caratterizzato, a differenza di quelli appena descritti, da un
contemporaneo aumento sia del profilo termico che di quello della Td . In ragione delle condizioni di
umidità della massa d’aria interessata è possibile che le due curve siano sufficientemente prossime, cioè
si abbiano le condizioni della saturazione. Associata al profilo termico è facilmente individuabile una
circolazione dei venti dai quadranti meridionali.
Previsione delle scie di condensazione
Allo scopo di prevedere la formazione delle scie di condensazione, è stato sviluppato un metodo empirico
che permette di costruire sul diagramma di Herloffson le curve di probabilità in funzione del rapporto tra la
curva di stato di T e le isoigrometriche r 0,1 , r 0,2 e r 0,3 al di sopra del livello di 350 hPa . Con
il seguente schema è possibile riassumere la presenza di scie:
persistenti con probabilità P 90% a quote superiori l’intersezione dell’isoigrometrica r 0,1 con il
profilo della T ;
probabili con 50% P 90% a quote comprese tra le intersezioni delle isoigrometriche r 0,1 e
r 0,2 con il profilo della T ;
probabili con 10% P 50% a quote comprese tra le intersezioni delle isoigrometriche r 0,2 e
r 0,3 con il profilo della T ;
Nefoanalisi da radiosondaggio
Attraverso l’analisi di un radiosondaggio è possibile individuare molte delle caratteristiche atmosferiche
quali la base, la sommità delle nubi, la loro capacità di sviluppo verticale ed i fenomeni meteorologici
associati.
Volendo riprendere i concetti relativi alle inversioni termiche precedentemente introdotti, è possibile ora
sviluppare l’indagine nei confronti delle nubi che accompagnano tali fenomeni.
Come è stato trattato in precedenza, la presenza di forte irraggiamento notturno può essere una condizione
favorevole alla formazione di nebbia. Tale fenomeno di sviluppa quando i profili di T e Td negli strati
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
57
prossimi al suolo sono molto vicini tra loro, ovvero quando la massa d’aria risulta essere vicina alla
saturazione. La quota interessata dalla presenza di nebbia è in genere limitata ad alcune decine di metri.
Condizioni particolari permettono sviluppi superiori ai 100 m , ma comunque sempre limitati alla parte
inferiore dello strato limite, lo strato stabile.
Fig. 27.
Esempio di nebbia.
Nello strato tra il suolo e 870 hPa i profili di T e
Td sono quasi coincidenti in una
configurazione di alta pressione rappresentata da aria subsidente relativamente calda e secca,
pertanto l’umidità relativa è prossima al 100% (curva verde vicino al profilo del vento).
Sondaggio di Milano Linate 28 novembre 2006 ore 12:00 UTC.
Di solito la nebbia tende a scomparire durante il giorno a seguito dell’irraggiamento solare. Qualora
l’inversione sia molto profonda, è possibile che durante le prime ore del soleggiamento si verifichi il
dissolvimento della nebbia in prossimità del suolo, ma rimangano condizioni di saturazione negli strati
superiori che determinano il mantenimento di formazioni stratificate.
Con l’incremento termico del suolo, il profilo di T nei primi strati atmosferici diverge rispetto a quello di
Td . Alle quote superiori, che non sono state ancora raggiunte dal rimescolamento turbolento, i due profili
verticali tendono a riavvicinarsi. L’inerzia atmosferica garantisce ancora condizioni di saturazione che
permettono la presenza di strati e stratocumuli.
Il dissolvimento di tali formazioni sarà completo solo nel momento in cui tutto lo strato subirà l’influenza
turbolenta delle celle convettive che tendono a rimescolare la massa d’aria presente nello strato che sta
perdendo le precedenti caratteristiche di stabilità.
Il profilo di Td segue l’isoigrometrica di riferimento mentre quello termico segue l’adiabatica secca fino al
limite dello strato che in genere può essere considerato prossimo ai 900 hPa .
Ovviamente le condizioni convettive turbolente, rappresentate da rotori limitati verticalmente, sono associate
alla formazione di nubi a carattere cumuliforme.
Eventuali stratificazioni residue, possono essere attribuite a condizioni di compressione dinamica,
caratteristiche delle regioni anticicloniche che determinano una seconda inversione del profilo termico di
origine dinamica, a quote più elevate. In tal caso i due profili risultano divergere in modo significativo.
Se le configurazioni nuvolose presentate finora sono tutte inserite all’interno dello strato limite, al di sopra di
esso è possibile inizialmente identificare quelle più tipiche dei livelli medio-alti atmosferici, gli altocumuli.
Questo tipo di nubi si sviluppa sempre nell’ambito di un fronte caldo ed è pertanto associato al fenomeno
dell’avvezione calda.
Gli altocumuli, forieri di cattivo tempo, possono essere individuati a livelli dell’ordine dei 700 600 hPa
accompagnati da venti che si dispongono dai quadranti meridionali, in genere da sud-ovest.
L’analisi anemometrica, qualora la configurazione sinottica sia avvettiva calda, presenta un profilo verticale
caratterizzato da una rotazione oraria del vento con la quota.
In presenza di un fronte caldo o di una configurazione sinottica detta flusso convogliatore caldo (warm
conveyor belt – WCB) si possono in genere identificare più strati nuvolosi sovrapposti. Le nubi medio-alte
sono infatti accompagnate da formazioni cirriformi, attive a quote superiori. Il sondaggio è quindi
caratterizzato da una relativa differenza tra le curve di T e Td segno di aria particolarmente umida che, in
presenza degli strati nuvolosi, tenderanno ulteriormente ad avvicinarsi.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
58
Fig. 28.
Esempio di atmosfera con più strati nuvolosi.
I bollettini di osservazione al suolo forniscono indicazione di cielo coperto con strati nuvolosi
sovrapposti. Dal sondaggio si evincono formazioni di tipo stratiforme con base a 925 hPa .
Intorno agli 800 hPa sono quindi presenti nubi più alte (altostrati ed eventuali altocumuli).
Ulteriori formazioni di altocumuli ed altostrati si hanno a partire dai 550 hPa con sviluppo
verticale di oltre 1 km . Al di sopra del livello di 400 hPa sono infine presenti formazioni
cirriformi. Sondaggio di Cagliari Elmas 14 dicembre 2006 ore 00:00 UTC.
In condizioni di elevata instabilità, il moto delle particelle atmosferiche acquisisce una componente
ascensionale che permette loro di interessare gli strati più alti della troposfera, raggiungendone il limite
superiore, la tropopausa. Tali processi convettivi possono essere di origine termica o forzata ed in tal caso di
tipo orografica o frontale e la loro evoluzione determina la formazione di nubi cumuliformi a sviluppo
verticale che, in ragione del loro stadio evolutivo, sono identificate come cumuli imponenti, congesti o
cumulonembi (CB).
Nel caso di cumuli di origine termica, l’innesco energetico ha generalmente luogo nelle prime ore del
pomeriggio quando il riscaldamento superficiale per effetto radiativo ha raggiunto il massimo. In tal modo la
quota alla quale si può sviluppare la libera convezione (level of free convection – LFC) si riduce,
avvicinandosi al suolo.
I principali fattori che caratterizzano lo sviluppo dei CB, in condizioni di elevato riscaldamento del suolo,
sono riassumibili in:
gradiente verticale adiabatico nello strato limite, ed in particolare nei suoi strati inferiori;
adeguati valori di umidità, eventualmente crescenti con la quota, nello strato limite;
condizioni di instabilità non troppo elevate nello strato limite;
medie condizioni di instabilità al di sopra dello strato limite.
Queste ultime due condizioni, possono essere graficamente individuate sul diagramma termodinamico come
aree di instabilità ben sviluppate verticalmente piuttosto che orizzontalmente.
Ciò implica la presenza di energie potenziali sufficienti a permettere, livello per livello, un adeguato
galleggiamento, ma non così elevate da determinare un consistente rimescolamento con la massa d’aria
circostante la nube (entrainment). Tale fenomeno determina l’incorporamento di porzioni atmosferiche
molto meno calde ed umide che tendono quindi ad inibire il processo di sviluppo verticale, ovvero a
dissolvere le regioni più esterne della nube. La classica struttura a cavolfiore indica il rimescolamento degli
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
59
strati esterni mostrando bene le protuberanze che non riescono ad evolversi verticalmente. La porzione più
interna del CB, non interessata dall’incorporamento di aria esterna, tende invece ad assumere una forma
cilindrica all’interno della quale i moti ascensionali potranno raggiungere la tropopausa.
Fig. 29.
Esempio di instabilità atmosferica.
Nello strato 700 225 hPa si ha una vasta regione di instabilità con elevati livelli di umidità
tra 600 hPa e 400 hPa . Sondaggio di Cagliari Elmas 4 ottobre 2006 ore 00:00 UTC.
Le prime due condizioni sono invece associabili alla libera convezione, con particolare riferimento al caso di
sviluppo cumuliforme innescato dal riscaldamento del suolo.
Non sempre le condizioni termodinamiche dell’atmosfera consentono lo sviluppo cumuliforme fino alla
struttura di CB.
Nel caso in cui nello strato limite siano presenti le condizioni chimico-fisiche necessarie alla formazione di
un cumulo (elevata umidità nei bassi strati, profilo adiabatico verticale) è tuttavia possibile che negli strati
immediatamente superiori, in genere nella regione troposferica detta anche libera atmosfera sovrapposta allo
strato limite, sia presente una condizione di inversione termica che limiti lo sviluppo della nube.
Nel caso di inversione termica di origine dinamica il diagramma termodinamico mostra l’incremento di
temperatura con la quota associato ad una forte diminuzione dell’umidità dello strato.
Il livello di equilibrio, a cui corrisponde la sommità della nube, è quindi limitato a quote dell’ordine dei
1000 m , con valori massimi corrispondenti al livello dello strato limite ( 1500 m ).
Il nembostrato rappresenta una nube in cui sono presenti fenomeni meteorologici continui ed abbondanti. Il
contenuto di acqua liquida è infatti molto elevato, identificabile in un diagramma termodinamico attraverso
la prossimità delle curve di T e Td . Tale andamento, che caratterizza in genere tutta la medio-bassa
troposfera fino a quote intorno i 5000 m ( 850 500 hPa ), rappresenta la saturazione e spesso le particelle
di acqua sono in condizioni di soprasaturazione e soprafusione. La nube ha un elevato contenuto di acqua
precipitabile.
L’indagine effettuata mediante il sondaggio termodinamico permette di identificare con certezza la sommità
della nube, laddove il profilo della Td diverge in modo significativo rispetto a quello termico. Gli elementi
in possesso non sempre forniscono indicazioni relative alla quota della base in quanto, in condizioni di
precipitazione, la saturazione atmosferica rimane molto elevata, raggiungendo sovente il livello del suolo.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
60
Come conseguenza i predetti profili rimangono molto vicini, anche a quote inferiori dello strato di inversione
in genere presente al di sotto della base della nube.
Fig. 30.
Esempio di Nembostrato.
Nello strato 800-500 hPa si nota la prossimità tra i profili di T e
Td ed una contemporanea
saturazione atmosferica con umidità relativa al 100% (curva verde vicina ai venti).
Sondaggio di Pratica di Mare 7 marzo 2004 ore 12:00 UTC.
Se l’approssimarsi dei profili di T e Td indica un incremento del contenuto di vapore, la loro coincidenza
rappresenta condizioni di saturazione e presenza di acqua nella fase liquida o solida in funzione della
temperatura dello strato interessato. Pertanto nel caso in cui il livello dello zero termico sia superiore allo
strato compreso tra la base e la superficie, la precipitazione sarà liquida.
L’indagine effettuata mediante il sondaggio termodinamico permette di identificare con certezza la sommità
della nube, laddove il profilo della Td diverge in modo significativo rispetto a quello termico. Gli elementi
in possesso non sempre forniscono indicazioni relative alla quota della base in quanto, in condizioni di
precipitazione, la saturazione atmosferica rimane molto elevata, raggiungendo sovente il livello del suolo.
Come conseguenza i predetti profili rimangono molto vicini, anche a quote inferiori dello strato di inversione
in genere presente al di sotto della base della nube.
Se l’approssimarsi dei profili di T e Td indica un incremento del contenuto di vapore, la loro coincidenza
rappresenta condizioni di saturazione e presenza di acqua nella fase liquida o solida in funzione della
temperatura dello strato interessato. Pertanto nel caso in cui il livello dello zero termico sia superiore allo
strato compreso tra la base e la superficie, la precipitazione sarà liquida.
Ulteriori formazioni nuvolose, tipicamente altostrati e cirri, possono svilupparsi a quote superiori della
sommità del nembostrato.
F. Travaglioni – Appunti di Termodinamica dell’atmosfera
61
