ANS Training Manuale di Meteorologia per la Navigazione Aerea

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1 Nel caso dell elemento acqua, le tre fasi hanno dei nomi particolari: ghiaccio (fase solida), acqua liquida (fase liquida) e vapore acqueo (fase gassosa). Essendo un gas, il vapore acqueo è invisibile ad occhio nudo. Siamo in grado di accorgerci della sua presenza solo quando passa in fase liquida, seppur in piccole goccioline. Normalmente il passaggio dalla fase liquida a quella solida aumenta la forza dei legami tra molecole e diminuisce la distanza tra di esse, riducendo il volume della sostanza. Per l acqua questo non è vero. Quando diventa ghiaccio, l acqua aumenta il suo volume. Questa è la ragione per la quale il ghiaccio galleggia sull acqua liquida. Vediamo dunque come e perché l acqua contribuisce allo scambio di calore tra suolo e quota, nel tentativo infinito dell atmosfera di portarsi in equilibrio Termodinamica dell acqua All inizio del XIX secolo John Dalton provò la legge sui gas che porta il suo nome (illustrata in Fig.2.6.2). Tale legge afferma che, data una miscela di gas non interagenti, ossia che non diano luogo a reazioni chimiche, la pressione totale esercitata dalla miscela è pari alla somma delle singole pressioni parziali dei gas che la compongono. La pressione parziale di un gas è la pressione che quel gas eserciterebbe se da solo occupasse tutto il volume. L atmosfera si presta perfettamente a soddisfare la legge di Dalton in quanto i gas possono essere pensati, in prima approssimazione, non interagenti. Può essere studiata come se fosse composta da due gas distinti, di cui il primo è l acqua, mentre il secondo è una miscela di tutti i gas rimanenti. In genere, si usa la lettera e per indicare la pressione parziale del vapore acqueo e la P per la pressione dei rimanenti gas. In questo modo si può scrivere: P atm = e + P Fig Illustrazione della legge di Dalton: la pressione totale Ptot è data dalla somma delle pressioni parziali P1, P2 e P3. 51

2 Si definisce: aria secca: aria in cui non c è vapore acqueo aria umida: aria in cui c è anche vapore acqueo Prendiamo un recipiente chiuso in cui l aria sia secca e poniamo al suo interno una vaschetta contenente acqua liquida a temperatura ambiente. Poiché nel recipiente non c è vapore, se lasciamo il sistema evolvere spontaneamente, nel tempo vedremo che le molecole di acqua lasceranno spontaneamente la fase liquida per passare in fase gassosa (evaporazione). Durante il loro moto nel recipiente, anche alcune molecole in fase gassosa torneranno in fase liquida (condensazione), ma il tasso di evaporazione (freccia rossa in Fig A) sarà sempre più grande del tasso di condensazione (freccia verde in Fig A). Dopo un certo periodo si osserverà che il tasso di evaporazione e di condensazione sono uguali (Fig B). Si dice che il vapore è saturo rispetto ad una superficie piana d acqua liquida pura a temperatura T. Definizione: la pressione di saturazione è il valore di pressione al quale due fasi di una sostanza sono in equilibrio. Nel caso A, il vapore è dunque sottosaturo rispetto ad una superficie piana di acqua liquida pura. Supponiamo ora di riscaldare l acqua mentre il sistema è in saturazione, favorendo così il processo di evaporazione. Se dopo un certo periodo rimuoviamo la sorgente di calore, il sistema tenderà a tornare all equilibrio (ossia alla saturazione) facendo condensare molto del vapore in eccedenza. In questo caso il tasso di condensazione sarebbe superiore al tasso di evaporazione (Fig C) ed il vapore si dice soprasaturo rispetto ad una superficie piana di acqua liquida pura. Fig Condizioni di (A) sottosaturazione, (B) saturazione e (C) soprasaturazione per il vapore acqueo rispetto ad una superficie piana di acqua pura. Le frecce rosse indicano il tasso di evaporazione, mentre le verdi quello di condensazione. 52

3 L esperimento in Fig può essere letto anche al contrario, ossia partendo dal vapore. Se nella scatola vuota immettessimo vapore acqueo, ad un certo punto la sua densità diventerebbe talmente alta da costringere le molecole a legarsi e a passare quindi in fase liquida. Il momento della comparsa della fase liquida indica l avvenuta saturazione dell aria. Ovviamente, si può parlare anche di pressione di saturazione rispetto ad una superficie piana di ghiaccio puro a temperatura T. In questo caso il vapore passerebbe direttamente in fase solida (brinamento) e viceversa (sublimazione). La pressione di saturazione rispetto al ghiaccio è sempre inferiore a quella rispetto all acqua liquida. Il valore della pressione di saturazione dipende dalla temperatura dell acqua. Nel caso C abbiamo già visto che aumentando la temperatura dell acqua, aumenta l evaporazione perché le molecole hanno più energia cinetica. Pertanto se ne deduce che il valore della pressione di saturazione cresce se aumenta la temperatura dell acqua. Una semplice conseguenza di questo fatto è che se si vuol portare a saturazione una bolla d aria non satura, basta abbassare la sua temperatura ed è esattamente il meccanismo che l atmosfera sfrutta per formare le nubi, attraverso il sollevamento di masse d aria calda e umida dalla superficie. Un ulteriore conseguenza della dipendenza della Psat dalla temperatura è che, laddove si venga a formare un gradiente di temperatura, necessariamente si genera un gradiente di umidità. La condizione di saturazione o meno del vapore è stata definita rispetto ad una superficie piana di acqua liquida/ghiaccio pura/o. La purezza dell acqua e la curvatura della superficie che evapora sono fondamentali ai fini della saturazione dell aria e, come vedremo quando tratteremo la fisica delle nubi, determinanti per la formazione delle goccioline di nube. Per il momento, limitiamoci ad osservare che in una superficie piana le molecole sono più legate che in una superficie sferica. Questo perché la porzione di superficie scoperta a contatto con l aria (in rosso in Fig.2.6.4) è maggiore nella superficie sferica che in quella piana. Dunque, una molecola d acqua andrà in fase gassosa tanto più facilmente quanto più il volume che la contiene ha una superficie curva. Più la goccia è piccola, più la possibilità di fuga aumenta. Fig Effetto della curvatura di una superficie sulle molecole. 53

4 Concludiamo questa sezione introducendo il fattore chiave del trasporto di calore in atmosfera: il calore latente λ. Il calore latente è il calore necessario per produrre un cambio di fase in una massa unitaria senza modificarne la sua temperatura (trasformazione isoterma). Tale calore è assorbito dalla massa quando deve passare ad una fase in cui i legami sono più deboli, ed è ceduto quando invece passa in una fase più legata. Vale il seguente schema Vediamo quali sono le proprietà del calore latente attraverso la Fig in cui è riportato l esempio del cambio di fase da vapore a liquido (Fig.2.6.5a,b,c) e viceversa (Fig.2.6.5d,e,f) per l acqua. Inizialmente (Fig.2.6.5a) la scatola contiene solo 2 molecole di vapore acqueo e si trova in equilibrio termico con l aria (stessa T). Nel passaggio di fase il vapore genera acqua liquida liberando calore latente (in rosa Fig.2.6.5b). La temperatura dell acqua non è cambiata, ma quella della scatola sì. Se il sistema è isolato, il calore non verrà disperso all esterno (Fig.2.6.5c). Se ora ripartiamo da quest ultima situazione (Fig.2.6.5d), è possibile tornare alla fase gassosa iniziale (Fig.2.6.5f) riassorbendo il calore rilasciato in precedenza (Fig.2.6.5e). In questo modo la temperatura della scatola diminuisce, ma quella dell acqua resta costante durante il passaggio. Fig Rilascio (sopra) o assorbimento (sotto) di calore latente (rosa) durante il cambio di fase dell acqua per un sistema isolato. 54

5 L esperimento mostra che la quantità di calore latente da fornire per rompere o per generare quel particolare legame è sempre la stessa. Cambia solo l azione di prendere o cedere. Per l acqua si ha: da fase solida a liquida o viceversa, λ=80 cal/g da fase liquida a gassosa o viceversa, λ=540 cal/g Il calore latente della transizione liquido-vapore è maggiore di quello della transizione solidoliquido perché nella fase di vapore le molecole devono avere più energia che nella fase liquida o solida (molecole più legate, meno energia). Poiché il calore latente ha un valore fisso (81cal servirebbero a far cambiare fase ad 1g di acqua liquida/vapore, ma resterebbe 1cal per riscaldare il resto) il passaggio diretto solido-vapore richiede esattamente la somma dei calori latenti dei passaggi solido-liquido e liquido-vapore. È il rilascio o la sottrazione di calore latente in/dall atmosfera che consente lo scambio di energia tra suolo e quota grazie ai moti convettivi che distribuiscono il vapore in atmosfera, o tra diversi punti alla stessa quota grazie all avvezione Diagramma delle fasi dell acqua La figura mostra come variano le fasi (solida, liquida o gassosa) dell acqua in funzione di pressione e temperatura, ossia la fase che l acqua avrebbe se si trovasse in un particolare stato termodinamico. Ovviamente tale diagramma è stato ricavato considerando un sistema isolato in cui sia contenuta acqua pura. Esistono tre regioni distinte, in cui l acqua è esclusivamente in forma solida, liquida o gassosa (sistema monofasico). Le curve nere che dividono le regioni rappresentano i valori di pressione di saturazione e temperatura a cui l acqua sta cambiando fase (sistema bifasico). Fig Diagramma delle fasi dell acqua pura. 55

6 Unica eccezione è il punto C, in cui il sistema è trifasico. Ricordiamo che i passaggi di stato avvengono a temperatura costante ed hanno dei nomi particolari a seconda delle regioni in cui avvengono e della zona di partenza e di arrivo. Nella sezione abbiamo già parlato dell evaporazione e della condensazione, processi che vedono coinvolti il vapore e l acqua liquida, e della sublimazione e brinamento, che riguardano il ghiaccio e il vapore. Resta da definire il passaggio da solido a liquido, la fusione, mentre il processo opposto prende il nome di solidificazione. Benché nella nostra vita quotidiana ci aspettiamo che il ghiaccio si formi al di sotto di 0 C, nell atmosfera libera questo raramente avviene e l acqua può restare liquida anche fino a -40 C. Tale condizione si chiama sopraffusione ed è uno stato metastabile, cioè che è in una situazione di equilibrio che può perdere facilmente. L acqua sopraffusa infatti gela non appena viene in contatto con un qualunque oggetto. Poiché tali temperature sono normalmente raggiunte in atmosfera, la sopraffusione è un fenomeno comunissimo nelle nubi. Se da un lato questa particolare caratteristica dell acqua è uno dei meccanismi che consente la formazione di precipitazione (Cap.4), nel Cap.5 mostreremo come essa sia un temibile nemico per la navigazione aerea La misura dell umidità L umidità dell aria non è altro che la quantità di vapore contenuta in una porzione di atmosfera. Sappiamo (sez. 2.2) che il vapore acqueo ha un grossa variabilità sia nel tempo che nello spazio, variabilità che è alla base dei fenomeni legati al tempo meteorologico. È dunque necessario introdurre degli indicatori che misurino l umidità atmosferica e che consentano di mapparla. Tra i più conosciuti ci sono l umidità relativa e l umidità specifica. L umidità relativa è il rapporto tra la quantità di vapore effettivamente contenuto in una massa d aria e quella che invece conterrebbe se fosse satura, moltiplicato per 100. In Fig è mostrato un esempio di come si calcola l umidità relativa. Considerando il volume d aria racchiuso nel quadrato in cui ci siano 8 molecole di vapore acqueo (Fig sinistra), mentre alla saturazione ne conterrebbe 21 (Fig destra). Fig Esempio di calcolo dell umidità relativa. 56

7 Il rapporto tra le due quantità dà il valore di umidità relativa, 38%. L umidità relativa rappresenta quanto vicino il sistema si trova alla condizione di saturazione, ma non fornisce informazioni sulla quantità di vapore presente nell aria. Il valore di 38% può essere infatti ottenuto anche per valori diversi da 8 e 21, ad esempio 24 e 63, o 19 e 50. Inoltre abbiamo visto che la pressione di saturazione dipende dalla temperatura, e dunque dire che si ha un umidità del 38% non indica se il vapore presente nell aria è in assoluto tanto o poco, perché è sempre in relazione al valore alla saturazione. Prendiamo ad esempio il caso di una stanza chiusa in cui il valore di RH sia inizialmente 38%. Se la stanza è isolata, ma viene riscaldata, la quantità di vapore iniziale non cambia, ma aumenta il valore della pressione di saturazione, dunque RH diminuisce. Un valore che rimane costante indipendentemente dalla temperatura è invece l umidità specifica, cioè la quantità di vapore, espressa in grammi, contenuta in un chilo d aria standard. È utilizzata prettamente in ambito scientifico, mentre l RH ha un uso più divulgativo. Resta ora da chiarire come si calcola l umidità dell aria. Tra i vari strumenti possibili, qui citiamo lo psicrometro perché ci consente di introdurre il concetto di temperatura di bulbo secco, temperatura di bulbo bagnato e temperatura di rugiada. Lo psicrometro (Fig.2.6.8) è formato da due termometri affiancati. Il primo (a sinistra in Fig.2.6.8) misura la temperatura dell aria in condizioni normali. La temperatura così misurata viene detta temperatura di bulbo secco, e si indica con T. Il secondo (a destra in Fig.2.6.8) ha il bulbo avvolto in una garza di mussola (riquadro verde) imbevuta d acqua e mantenuta costantemente umida attraverso uno stoppino immerso in un contenitore pieno d acqua (nel riquadro rosso). Fig Psicrometro. 57

8 Sappiamo (sez.2.6.1) che un sistema sottosaturo a temperatura ambiente tende naturalmente alla saturazione. Dunque l acqua nella mussola evaporerà tanto più velocemente quanto più secca è l aria. Abbiamo inoltre visto che, per evaporare, l acqua liquida ha bisogno di calore latente. L unica sorgente di calore latente disponibile è proprio l aria intorno al bulbo. Se l aria cede calore, diminuisce la sua temperatura, che è misurata proprio dal termometro avvolto nella mussola. La temperatura scende finché l aria diventa satura. Il valore di temperatura corrispondente alla saturazione si chiama temperatura di bulbo bagnato e si indica con T w. Da quanto è stato detto, se ne deduce che T w è sempre inferiore alla temperatura di bulbo secco, tranne nel caso in cui la massa d aria sia già satura in partenza. Dalla conoscenza della differenza tra temperatura di bulbo secco e temperatura di bulbo bagnato, utilizzando delle apposite tabelle, si può ricavare l umidità relativa dell aria. Inoltre, è possibile ricavare la temperatura di rugiada, T d, definita come la temperatura a cui bisogna raffreddare l aria (senza variare il suo contenuto di valore) a pressione costante affinché diventi satura rispetto ad una superficie piana d acqua. La differenza tra la temperatura di rugiada e la temperatura di bulbo bagnato sta solo nella quantità di vapore contenuto inizialmente nella massa d aria di cui si misura la temperatura. Entrambe le T misurano una condizione in cui l aria è satura, ma T d si raggiunge raffreddando la massa d aria senza cambiarne il suo contenuto di umidità iniziale. La T w invece parte dallo stesso contenuto di umidità della T d, ma, attraverso l evaporazione dell acqua della mussola, lo aumenta. Un massa d aria ricca in vapore arriva prima alla saturazione di una che ne ha meno. E dunque T w è sempre maggiore o al limite uguale alla Td. L uguaglianza si ha solo nel caso in cui la massa d aria di cui si vogliono calcolare le temperature sia già satura in partenza. Mettendo insieme le tre temperature, è possibile scrivere la seguente relazione: T T W T d Tanto più la differenza tra T e T d è ridotta, tanto più vicini siamo alla saturazione. E poiché saturazione significa formazione di acqua liquida e, vedremo nel Cap.5, possibile riduzione di visibilità e/o icing, entrambi i valori di temperatura vengono forniti agli aeromobili in partenza o in arrivo. 58

9 2.7 DIAGRAMMI TERMODINAMICI Il diagramma termodinamico è un pratico strumento grafico che consente di visualizzare la struttura verticale atmosferica in termini di pressione, temperatura, umidità e vento, permette di vedere rapidamente la situazione in atto e di fare previsioni a breve termine. Si ottiene attraverso il lancio di sonde attaccate a palloni riempiti di elio (He). I lanci vengono fatti ad intervalli regolari di 12 o 6 ore a partire dalle 00 del tempo universale. Durante la loro ascesa, le sonde misurano le variabili atmosferiche a varie quote ed inviano i dati ad un ricevitore a terra. I dati vengono codificati in un linguaggio universalmente valido stabilito dal WMO e possono essere visualizzati attraverso i diagrammi termodinamici, tra cui il nomogramma di Herlofson (Fig.2.7.1). Si presenta come un reticolato di linee regolari su cui sono tracciate due curve nere, ben marcate, che normalmente si sviluppano per tutta la lunghezza del diagramma. Il reticolato di linee (che descriveremo tra breve) è delimitato da due assi ortogonali in cui sono riportate pressione, decrescente con la quota, e temperatura, rispettivamente sull asse y ed x. La pressione è riportata fino ai 100hPa, che corrisponde ad una quota media di 16km. Delle due curve nere presenti nel diagramma, quella più a destra descrive il gradiente di temperatura verticale dell atmosfera reale (indicato in magenta in Fig.2.7.1). Fig Diagramma termodinamico atmosferico e parte delle informazioni che può fornire. 59

10 Vale la pena di sottolineare che l andamento del gradiente di temperatura verticale presentato nella sezione è puramente descrittivo, ossia serve ad indicare l andamento medio della temperatura atmosferica. Quello del diagramma termodinamico invece corrisponde all atmosfera vera, e presenta delle irregolarità con la quota. Nel caso in figura, le irregolarità si osservano soprattutto nella tropopausa, che inizia là dove la curva di temperatura presenta un naso (indicato dalla freccia blu) e smette di diminuire. È anche presente un inversione al suolo (indicata dalla freccia verde). In questo caso specifico, l inversione, fornisce indirettamente un altra informazione, ossia il possibile momento della giornata in cui è stato fatto il sondaggio. Per quanto abbiamo visto finora dell atmosfera, le inversioni al suolo si formano quando non c è irraggiamento solare. Dunque, se la curva della temperatura presenta un inversione al suolo, è molto probabile che il sondaggio sia stato fatto durante le ore notturne, alle 00UTC o 06UTC, a meno che non ci si trovi in condizioni per cui il suolo durante il giorno non si riscaldi, come al Polo durante l inverno. Come vedremo nella sez.2.8, l inclinazione della curva di temperatura in troposfera fornisce indicazioni circa la stabilità atmosferica (in arancio in Fig.2.7.1), ossia se l atmosfera inibisce o meno i moti convettivi e quindi la potenzialità di formazione di quelle che in aviazione sono tra i pericoli peggiori: le nubi di tipo cumulonembo. La seconda curva nera, a sinistra della curva della temperatura, è quella della temperatura di rugiada (indicata con il termine saturazione in verde chiaro in Fig.2.7.1); fornisce cioè informazioni sulla temperatura che dovrebbe avere l aria a quella quota per saturare. Ricordando quanto detto nella sezione precedente, la differenza tra la T e la T d su tutta la troposfera dà informazioni circa la presenza o meno di nubi (in rosso). Ovviamente, più le curve sono vicine, più le nubi sono probabili e dense. Infine, esternamente al lato destro del diagramma, è indicata la direzione e l intensità del vento in quota. L interpretazione di tali simboli è possibile grazie alla Fig Fig Esempio di direzione ed intensità del vento. 60

11 In meteorologia la direzione del vento si misura a partire del nord geografico ruotando in senso orario. La direzione è tale che il vento risulti entrante rispetto ad un osservatore posto al centro del goniometro. Nel caso in figura, il vento viene da 290. Per quanto riguarda l intensità, che si misura in nodi (kt), questa è indicata da triangoli ed asticelle sulla destra della barra della direzione. Un asticella corta indica 5kt, una lunga 10kt, mentre il triangolo indica 50kt. Nel caso in figura, il ha un intensità pari a 65kt. Vediamo ora di capire cosa indicano tutte le altre linee che costituiscono il reticolato del diagramma termodinamico. La figura è una parte della Fig dove il gradiente verticale di temperatura dell atmosfera reale è indicato con ELR ossia Environmental Lapse Rate, ed è questo il nome con cui verrà chiamato da qui in poi. In verde, con un inclinazione di circa 45 verso destra, sono tracciate le isoterme, ossia rette lungo le quali la temperatura si mantiene costante. Le linee rosa scuro in tratteggio sono le isoigrometriche, curve ad uguale contenuto di vapore acqueo. Le altre due famiglie di curve sono dei gradienti verticali di temperatura calcolati in condizioni particolari. Abbiamo mostrato (sez.2.6.1) che è possibile dividere l atmosfera in una parte umida, composta solo dal vapore acqueo ed una parte secca, di cui fanno parte tutti gli altri gas atmosferici. Sappiamo inoltre che il vapore acqueo che condensa rilascia calore latente. Si può dimostrare che, con buona approssimazione, una bolla d aria secca sale abbastanza rapidamente in quota tanto da non scambiare calore con l atmosfera circostante (adiabaticamente) e diminuendo la sua temperatura di circa 10 C/km. Ovviamente, se scende, la temperatura aumenta della stessa quantità. Tale gradiente verticale di temperatura si chiama gradiente verticale adiabatico secco di temperatura, in inglese Dry Adiabatic Lapse Rate, DALR (curve tratteggiate in blu in Fig.2.7.3). Queste curve sono inclinate di circa 45 verso sinistra e non sono linee rette, ma sono parallele tra di loro. Il vapore che non ha raggiunto la saturazione si comporta come un qualunque altro gas atmosferico, pertanto una bolla d aria umida, ma non satura sale in atmosfera seguendo la DALR. Nel momento in cui la bolla d aria con vapore arriva alla saturazione inizia a rilasciare calore latente. Poiché la salita è adiabatica, il calore sviluppato rimane intrappolato all interno della bolla rallentando il suo raffreddamento. Pertanto, per una massa d aria umida alla saturazione la temperatura con la quota diminuisce meno di 10 C/km. Tale gradiente verticale adiabatico di temperatura per atmosfera satura è indicato con SALR, dall inglese Saturated Adiabatic Lapse Rate, ed è rappresentato dalle curve tratteggiate in rosso. 61

12 Come si intuisce dalla Fig.2.7.3, tali curve non sono né rette, né parallele tra di loro e non hanno neanche un inclinazione costante con la quota. La ragione è che il tasso di diminuzione della temperatura in una SALR è funzione della quantità di calore latente sviluppato durante la salita, ossia dipende della quantità di vapore acqueo contenuto all interno della bolla d aria. Fig Interpretazione delle curve del diagramma termodinamico. La perdita sarà minore per aria ricca di vapore, circa -4 C/km, e maggiore per aria povera di vapore, circa -7 C/km. Inoltre, più la massa d aria sale in quota, più il vapore condensa riducendo la sua concentrazione. Così la produzione di calore latente è alta all inizio della salita e va riducendosi man mano che la bolla d aria sale. Non stupisce dunque che ad alte quote o per basse temperature superficiali DALR e SALR diventino parallele (Fig e 2.7.3). Ricapitolando, finora abbiamo visto quattro tipi diversi di gradiente verticale di temperatura: 1. ELR: per atmosfera reale, variabile; 2. DALR: per atmosfera secca o umida non satura, pari a ±10 C/km; 3. SALR: per atmosfera satura, variabile tra ±4 e ±7 C/km; 4. ICAO: introdotto in ambito dell atmosfera standard e pari a ±6.5 C/km. 62

13 Il segno del gradiente dipende dalla direzione di spostamento ed è per aria che sale e + per aria che scende. Nella prossima sezione vedremo come i primi tre gradienti sono utilizzati per studiare la stabilità atmosferica, ma prima occorre sottolineare un aspetto importante degli spostamenti verticali dell aria umida in atmosfera, in quanto ci serviranno nei prossimi capitoli. Finora abbiamo parlato di aria satura che sale e condensa, senza menzionare cosa accade al prodotto della condensazione, l acqua liquida. Si hanno due possibilità: l acqua liquida resta all interno della bolla oppure viene eliminata sotto forma di precipitazione. Nel primo caso è possibile far evolvere il sistema all indietro, ossia il calore latente ancora contenuto all interno della bolla è riassorbito dall acqua liquida che evapora durante la discesa e l intero sistema torna nelle condizioni che aveva prima della salita. Nel secondo caso, se tentassimo di riportare la massa d aria alla stessa quota di partenza, il sistema diventerebbe sottosaturo durante la discesa molto prima di raggiungere la quota desiderata. Da quel punto in poi la temperatura della bolla d aria varierebbe come una DALR e l aria riportata alla quota di partenza risulterebbe più calda di quando ha cominciato la salita. Questo è il principio da cui si origina il Föhn (sez ). 2.8 STABILITÀ ATMOSFERICA Per stabilità atmosferica si intende la capacità dell atmosfera di favorire o inibire la convezione. Come vedremo nel capitolo 5, la convezione genera turbolenza e nubi a sviluppo verticale, due fenomeni potenzialmente mortali in aeronautica. Fig Atmosfera stabile rispetto alla DALR (sinistra) e alla SALR (destra). 63

14 Il diagramma termodinamico è un valido aiuto nella previsione dello sviluppo della convezione e della sua intensità, previsione che viene fatta attraverso lo studio delle posizioni reciproche dei gradienti verticali di temperatura ELR, DALR e SALR. Quando si studia la stabilità atmosferica, si considerano due entità distinte: l atmosfera, rappresentata dalla ELR e una bolla d aria, rappresentata da DALR o SALR, secondo il suo grado di saturazione. La stabilità indicherà se l atmosfera permetterà alla bolla d aria di salire o meno. Consideriamo separatamente il caso di aria sottosatura (Fig a sinistra) e satura (Fig a destra) rispetto alla ELR che qui è rappresentata da una semplice retta (in verde). Prendiamo una bolla d aria (cerchio rosa) che si trovi inizialmente nel punto O alla stressa temperatura dell atmosfera e spostiamola da questa posizione verso l alto. La bolla salirà con un gradiente DALR se è sottosatura, o con il gradiente SALR se è satura, portandosi in entrambi i casi nel punto A. In questa posizione a quota Z 1, la temperatura della bolla d aria T A risulterà più fredda dell atmosfera, T B, pertanto sarà più pesante e tornerà a scendere verso la posizione O con lo stesso gradiente con il quale è salita. Una volta tornata in O, supponiamo di spostarla verso il basso, nella posizione C. Tale posizione verrà di nuovo raggiunta con una variazione di temperatura di tipo DALR o SALR a seconda del grado di saturazione dell aria. In C la temperatura della bolla, T C, sarà più alta di quella dell atmosfera, T D, quindi la bolla calda tornerà a salire verso la posizione O in cui ha la stessa temperatura dell atmosfera. In entrambi i casi, sia che la bolla si sposti verso l alto, sia che si sposti verso il basso, la sua temperatura varia molto più rapidamente dell atmosfera che quindi risulta stabile, ossia tende a far tornare nella loro posizione di partenza tutte le bolle d aria che sono state spostate. Si dice che l atmosfera stabile inibisce i moti verticali. Consideriamo ora i casi in figura 2.8.2, in cui le variazioni di temperatura per la bolla d aria sono inferiori a quelle dell atmosfera, che sia satura (destra) o meno (sinistra). Se spostiamo la bolla dalla posizione O alla posizione B, in entrambi i casi la sua temperatura, T B, sarà più alta di quella dell atmosfera circostante, T A, e quindi continuerà a salire indisturbata. La salita può essere arrestata solo se l atmosfera presenta un inversione termica. Se dal punto O la bolla fosse spostata verso il basso fino al punto D, la sua temperatura, T D, risulterebbe sempre più bassa di quella atmosferica alla stessa quota, T C, pertanto continuerebbe a scendere fino in superficie. In entrambi i casi quindi, l atmosfera favorisce la salita o la discesa delle bolle d aria e pertanto si dice che è instabile. Un atmosfera instabile favorisce i moti verticali. 64

15 Fig Atmosfera instabile rispetto alla DALR (sinistra) e alla SALR (destra). Il caso tra atmosfera stabile ed instabile si chiama atmosfera neutra o indifferente, e si verifica quando il gradiente di temperatura della massa d aria, SALR o DALR, coincide con quello atmosferico ELR, ossia la curva verde e quella blu/rossa sono sovrapposte e bolla d aria ed atmosfera hanno stessa temperatura iniziale. In questa situazione, la massa d aria resta nel punto in cui viene spostata, perché ovunque ha le stesse caratteristiche dell atmosfera reale. Mettendo insieme i risultati per l atmosfera satura e sottosatura si ottengono i tre casi in figura Nel primo (Fig sinistra) la ELR è sotto DALR e SALR, ossia la temperatura atmosferica varia più velocemente con la quota rispetto ad una bolla d aria, satura o no. Dunque, ad una stessa quota h, TE è sempre più bassa di TD e TS, e quindi l atmosfera è assolutamente instabile. In questi casi si dice che l atmosfera è superadiabatica. Fig Come valutare la stabilità atmosferica attraverso ELR, DALR e SALR. 65

16 Se invece la ELR si trova a destra di entrambe DALR e SALR (Fig centro), la sua temperatura alla stessa quota h è più alta di TD o TS, perché la sua variazione è inferiore, quindi l atmosfera si dice assolutamente stabile. Nell ultimo caso (Fig destra) la stabilità dipende dal grado di saturazione della bolla d aria. Se è sottosatura, alla quota h risulterà più fredda dell ambiente e tornerà nella posizione di partenza. Al contrario, se è satura, in h TS è maggiore dell ambiente, pertanto continuerà a salire. In questo caso l atmosfera si dice condizionatamente instabile perché è instabile solo se la massa d aria è satura. In un diagramma termodinamico reale è facile stabilire la stabilità atmosferica usando la curva di temperatura ELR, le DALR e le SALR. Scelto un punto lungo la ELR, si tracciano DALR e SALR passanti per quel punto. La posizione dell ELR rispetto a loro fornirà informazioni circa la stabilità dell atmosfera. Nell esempio in figura è mostrata un atmosfera in cui ci sono due inversioni, una in superficie e una in quota. Consideriamo due punti diversi A e B. Nel punto A, alla fine dell inversione superficiale, DALR e SALR sono rispettivamente a sinistra e destra della ELR, pertanto l atmosfera è condizionatamente instabile. Ciò significa che una bolla d aria che si trovasse nel punto A potrebbe salire solo se fosse satura. Il punto B invece è l inizio della seconda inversione. Tracciando DALR e SALR passanti per B si osserva che ELR è alla destra di entrambe, pertanto l atmosfera risulterà assolutamente stabile e nessuna massa d aria sarà in grado di sollevarsi più in alto di quel punto a meno che non superi l inversione. Fig Esempi di stabilità atmosferica 66

17 In figura è mostrato l effetto che la stabilità atmosferica ha sull aria. Nell atmosfera stabile (in alto a sinistra) un volume d aria sollevato dall orografia rispetto alla sua quota iniziale, superata la montagna, ritorna alla sua quota originale. Tuttavia, lo scavalcamento avviene solo se la montagna è molto estesa, altrimenti l aria preferisce girarle intorno (azione che richiede meno energia). Nell atmosfera neutra (in basso a sinistra) l aria sollevata al di sopra della montagna resta su quella quota perché ha le stesse caratteristiche dell atmosfera. Infine, se l aria è instabile (destra), una volta sollevata dalla montagna la bolla d aria continua a salire, in questo caso, fino ad arrivare al livello a cui il vapore condensa e forma la nube. Fig Effetto della stabilità atmosferica su una massa d aria. 67

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