Slides first my meteo lesson ()

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 è
essenziale 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 più
pesante 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 più
calda (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 pressione
I 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
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……)
(da i
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 è
a 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, è
un 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 corpi
La 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 più
energia 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
Alternanza delle stagioni dovuta al moto di rivoluzione e
all’inclinazione del suo asse di rotazione
equinozio
(d'autunno)
solstizio d'estat
solstizio d'inverno
equinozio
(di primavera)
Emisfero Boreale
Emisfero Australe
Se però si fanno dei conti i Poli
risulterebbero molto più freddi
della realtà e l’Equatore molto più
caldo
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 perché
nelle 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 densità
salgono 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 materia
Per 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 altro
E’ 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 generale
Semplificatamente 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.
Esempio:
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:
1,226 X 15 = 18,39 grammi
Peso 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 più
aria (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 poiché
sono 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 più
pesanti.
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 torricelli
Per la dimostrazione, fu usato un lungo e sottile tubo
di vetro chiuso ad un’estremità, che fu riempito
completamente di mercurio, poi capovolto (chiudendolo
col dito per impedire al mercurio di cadere) ed
infine 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 del
mercurio, 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 nella
vaschetta) e si trasmette in esso, per il Principio di
Pascal, con uguale intensità in tutte le direzioni, quindi
anche in corrispondenza del tubo rivolta verso l’alto e
contrapposta al peso della colonna di mercurio
sovrastante (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 è
legata al V e alla T:
P x V = n x R xT
A temperatura costante, il volume di una certa
quantità di gas è inversamente proporzionale
alla sua
pressione
Ecco 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 è
massima 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: umidità
assoluta: 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 la
quantità massima di vapore saturo che, alla stessa
temperatura, potrebbe essere contenuta nel
medesimo 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 d
sta 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 è
caratterizzata da una sua P,T e Umidità
cioè 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
condensazione)
la
1) In questo caso l’aria si raffredda con l’altezza come il gradiente
dell’atmosfera standard quindi ha un contenuto di vapore standard
2) 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 aveva
un 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 che
l’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 di
quella 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’umidità
relativa 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 Radiosondaggi
Grazie 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 Stabilità
Quindi 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 sopraggiungente
Più spesso visto che dobbiamo prevedere
come 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 vapore
Perché 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 in
feriore 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 del
terreno 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 alto
in 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’instabilità
L'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
Dall’alto
Sezione profilo
Il passaggio della perturbazione Atlantica
Ogni 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 spissatus
derivano 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 senescente
Photograph courtesy Michael Bath and Jimmy Deguara Australian Severe Weather
www australiasevereweather 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 sinottica
da 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.
1.In un'area ciclonica la pressione decresce nel settore ove il
vento è minimo; in un'area anticiclonica la pressione cresce ove
il vento è massimo (DUYONER e REBOUL).
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).
Esercizio:
a.Individuare su una carta di analisi al suolo le aree depressionarie
b.Evidenziare la zona dove il gradiente barico è più intenso
c.Segnare con una freccia la direzione di spostamento della depressione
d.Verificare se l'alta pressione giace effettivamente a destra della direzione
del moto,
Esercizio:
a.Individuare sulla carta d'analisi al suolo l'area ciclonica.
b.Evidenziare il settore ove il vento è minimo
c.Verificare la prevista diminuzione di pressione
d.Ripetere l'esercizio riferendosi all'area di alta pressione.
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 freddo
Il 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 analisi
seguendo il centro depressionario (dove inizia l’occlusine lo
spiraloide)
Per prevedere il successivo spostamento dei fronti o di tutto il
centro 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 Depressioni
Da 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 ciò
per 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 là
delle 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 nuvolosità
comprendono.
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
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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/