Meteorologia

 

 

 

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Meteorologia

 

Significati , spiegazioni , appunti , informazioni e link sulla terminologia utilizzata in meteorologia

 

Termine meteorologia

 

METEOROLOGIA

 

1. L'ATMOSFERA

 

• GLI STRATI DELL'ATMOSFERA

La terra ha un diametro di 13000 Km e l'atmosfera è un sottile guscio di gas  di poche decine di Km che protegge la sua superficie dal freddo e dalle radiazioni ionizzanti dello spazio interplanetario. E' composta da: 78% Azoto, 21% Ossigeno +1% di altri gas e una percentuale variabile di vapor d'acqua (0-4%).
Negli strati più alti, tra 80 e 120 Km di altezza, sfavillano le stelle cadenti e le aurore boreali ma tutti i fenomeni meteorologici si svolgono entro i primi 8-15 Km, nello strato più denso che viene chiamato troposfera. La tropopausa, con un aumento brusco di temperatura, separa la troposfera dalla stratosfera che si estende al di sopra fino a 50 Km di quota e che viene riscaldata dall'assorbimento della radiazione solare da parte dell'Ozono (ossigeno triatomico che ci protegge dai raggi ultravioletti). La tropopausa è pressochè invalicabile per le nubi e le masse d'aria sottostanti poiché non possono salire nell'aria più calda della stratosfera. Il limite della troposfera varia con la latitudine e le condizioni meteorologiche. In prossimità dei poli la tropopausa si trova a circa 7-8 Km mentre all'equatore la si trova verso i 15 Km di quota a causa delle forti correnti convettive che gonfiano la troposfera verso l'alto.

 

1.2      CIRCOLAZIONE GLOBALE
La radiazione solare provoca un maggiore riscaldamento dei tropici rispetto alle regioni polari e la circolazione generale dell'atmosfera trasporta il calore in eccesso dell'equatore verso i poli compensando in parte lo squilibrio termico.
Il riscaldamento all'equatore delle masse d’aria in prossimità del suolo provoca lo sviluppo di cellule convettive (cellula di Hadley) che portano dapprima l’aria calda in quota (innalzando la tropopausa) e quindi la trasportano verso latitudini più elevate.
Alle medie latitudini l’aria calda incontra l’aria fredda discendente dai poli e il contrasto termico alimenta le basse pressioni e le perturbazioni, ove le masse d’aria si miscelano, influenzando il tempo della nostra regione alpina.
La direzione prevalente dei venti è determinata dalla rotazione terrestre che avviene in senso antiorario e cioè da Ovest verso Est. All’equatore l’aria viene accelerata dalla frizione con il suolo quasi alla stessa velocità di rotazione terrestre senza mai poterla superare (e ne risultano venti che quindi soffiano da Est verso Ovest, chiamati alisei).
Le masse d’aria equatoriali, giunte alle medie latitudini, conservando in parte la velocità (momento angolare) che avevano all’equatore si trovano a ruotare più rapidamente del suolo sottostante dando origine al movimento da Ovest verso Est che quotidianamente sperimentiamo alle nostre latitudini.
Al fine di mantenere temperature stazionarie sul pianeta, il flusso di calore (e quindi di masse d'aria) deve essere massimo verso i 40° di latitudine. Ed è qui che infatti si concentra la corrente più intensa che viene chiamata corrente a getto.
La corrente a getto segna il confine tra le masse d'aria equatoriali, che la spingono verso i poli, e le masse d'aria polari che la deviano invece verso l'equatore. Ne risulta un percorso sinuoso da W verso E nella media atmosfera che governa gli spostamenti delle alte e basse pressioni più prossime al suolo.

 

• PRESSIONE E ALTEZZA

 

Pressione atmosferica, altezza e quantità di ossigeno disponibile sono strettamente correlate. Inoltre la variazione di pressione atmosferica è alla base del funzionamento degli altimetri. Vale la pena dunque per l'alpinista approfondire un poco le conoscenze sulla pressione atmosferica.
I gas della nostra atmosfera sono attratti verso la superficie dalla forza di gravità. In condizioni di equilibrio idrostatico, il peso di ogni volume di aria è compensato da una differenza di pressione, che è maggiore nella parte bassa e minore nella parte alta.
Ne consegue che la pressione diminuisce alzandosi di quota poiché è minore il peso della colonna d'aria sovrastante.
Siccome la densità dell'aria (e quindi il suo peso specifico) è proporzionale alla pressione (come noto per i gas vale P=krT dove P è la pressione, r è la densità, T è la temperatura assoluta, k è una costante), l'aumento di pressione alle basse quote sarà maggiore che non a grandi altezze a pari dislivello.
La legge che esprime la pressione in funzione della quota (Z espressa in Km) è infatti esponenziale e, per condizioni medie di temperatura (atmosfera standard) vale:

P=1013,25x[1-0.0225576xZ]5.255877                                                        (1)

La pressione è espressa in hPa, unità di misura esattamente corrispondente ai vecchi milliBar. Talvolta è ancora usato il mmHg e la conversione è allora assai semplice essendo P [mmHg]=3/4 P [hPa].

 

La formula (1) è utilizzata negli altimetri per fornire la quota raggiunta. L'altimetro è infatti un barometro (misuratore di pressione) graduato in metri e non in hPa.
Siccome (come si evince anche dalla legge dei gas) la densità dell'aria varia con la temperatura, la (1) è solo approssimata e quando la temperatura varia sensibilmente dal valore standard, occorrerà apportare correzioni all'altimetro. Tali procedure sono descritte in maggiore dettaglio nel capitolo dedicato all'orientamento.
Per utilizzare l'altimetro come barometro è utile ricordare che la pressione atmosferica varia di 1 hPa ogni 8 metri di quota al livello del mare, oppure ogni 10 m alla quota di 1500 metri, oppure ogni 12 m alla quota di 3000 metri.
Supponiamo di trovarci in rifugio a 1500 metri e di leggere la quota altimetrica alla sera. Se la quota letta in un tempo successivo (ad esempio al mattino prima di partire per l'escursione) è aumentata di 30 metri, significa che la pressione è calata di 30/10=3 hPa. Come vedremo, non è un buon segno! Viceversa se la quota diminuisce, la pressione aumenta.
La formula (1) ad una altezza di 4000 metri fornisce una pressione di 616 hPa, che è solo il 60% rispetto a quella al livello del mare. Cio' significa che anche la quantità di ossigeno disponibile per la respirazione è diminuita dello stesso fattore. Il nostro fisico a quote elevate deve percio’ mettere in atto dei meccanismi di adattamento che in parte compensano la minore quantità di ossigeno e per fare cio’ ha bisogno di un tempo di acclimatamento. Il mancato acclimatamento o allenamento alla quota comporta rischi anche seri per la salute quale il “mal di montagna acuto”.

 

•    UMIDITA'

L’atmosfera contiene una percentuale variabile di vapor d’acqua (tra 0 e 4% in peso) che puo’ eventualmente condensare in goccioline e formare le nubi quando supera il limite di condensazione.

 

Il limite di condensazione varia con la temperatura dell’aria. Più l’aria è calda e maggiore sarà il quantitativo di acqua che puo’ essere contenuta allo stato di vapore. 
Cosi ad esempio alla temperatura di 0 °C il massimo quantitativo di acqua allo stato di vapore per ogni Kg di aria è di 4 grammi, il massimo quantitativo di vapore sale a 8 gr a 10 °C, 15 gr a 20° C e 28 gr a 30 °C.
L’umidità relativa indica il quantitativo di vapor d’acqua rispetto al massimo possibile ad una certa temperatura. Cosi il 100% di umidità relativa non significa che ci troviamo nell’acqua ma più realisticamente che non possiamo più aggiungere vapore d’acqua all’aria senza che questo condensi in minute goccioline. Cioè abbiamo raggiunto la “saturazione” dell’aria.  Con alcuni esempi concreti il concetto risulterà più chiaro. Abbiamo visto che alla temperatura di 20 °C, un volume di 1 m3 di aria (che pesa circa 1 Kg) puo’ contenere allo stato di vapore al massimo 15 gr di acqua (dunque 15 gr=100% UR). Se faccio evaporare un grammo di acqua in più questo formerà goccioline attorno ai nuclei di condensazione formando una nube.

 

Una nube potrebbe anche essere formata per raffreddamento della massa d’aria, anche se inizialmente non satura.
Si consideri infatti aria a 20° con il 50% di umidità relativa che quindi contiene 15/2=7.5 gr di acqua allo stato di vapore. Se la massa d’aria viene raffreddata a 10° C, l’umidità relativa sale al 95% mentre a 0° siamo in saturazione poiché a questa temperatura solo 4 grammi possono restare sospesi allo stato di vapore. I restanti 7.5 – 4 = 3.5 gr condensano in goccioline di nube o in rugiada o brina.

In montagna l’aria è sempre molto fredda e quindi anche valori elevati di umidità relativa corrispondono a valori irrisori di umidità in termini assoluti. Ecco perché la perdita di liquidi attraverso la respirazione diviene molto importante e deve essere compensata bevendo molto. La bassissima umidità è anche il motivo dell’eccellente conservazione dei manufatti in legno alle alte quote.

 

• TEMPERATURA E VENTO

Temperatura e vento sono i parametri che producono la sensazione di freddo.
In montagna occorre tenere presente che in media la temperatura diminuisce di 6 gradi ogni 1000 metri di quota e quindi l’alpinista deve essere equipaggiato per affrontare temperature eventualmente sotto zero anche se in città il clima è caldo e afoso.
Per aiutare nella scelta dell’equipaggiamento e valutare le condizioni delle salite in ghiaccio o misto, i bollettini meteo forniscono la quota dello “zero termico” che è la quota a cui si rileva una temperatura di zero gradi in aria libera, cioè’ molto distante dal suolo.

 

Per comprendere meglio il significato dello zero termico si tenga presente che la temperatura dell’aria varia solamente quando è a contatto con il terreno che si scalda di giorno (in presenza di sole) e si raffredda durante la notte per irraggiamento, cioè emettendo radiazione infrarossa. L'aria che si trova lontano dal suolo non risente degli effetti di riscaldamento/raffreddamento del ciclo diurno poiché è trasparente alla radiazione solare e la sua temperatura varia solamente per l'apporto di masse d'aria più calde o più fredde o a causa (come vedremo) di movimenti ascendenti o discendenti.
Cio' significa che la temperatura notturna in prossimità del suolo alla quota dello zero termico sarà più bassa di zero gradi (anche diversi gradi, se il cielo è sereno e in assenza di vento poichè maggiore è l'effetto dell' irraggiamento) mentre in giornata sarà sopra lo zero.
Lo zero termico determina anche la quota limite della precipitazione nevosa che puo' scendere normalmente fino a 300-500 m sotto la quota dello zero termico.

 

 

La temperatura non è il solo parametro che determina la sensazione di freddo. Il vento gioca infatti un ruolo molto importante nel raffreddamento dell'alpinista, portando un continuo ricambio dell'aria a contatto della pelle che quindi dissipa una maggiore quantità di calore. Le linee del grafico sul potere refrigerante del vento indicano le condizioni che portano alla stessa sensazione di freddo. Ad esempio la sensazione quasi dolorosa di “molto freddo” che si ottiene in assenza di vento tra  -20° e -30° si ha anche a soli 0 gradi ma con vento che soffia a 40 Km/h.  Congelamenti locali alla pelle soprattutto del naso e orecchie, qualora esposti al vento, si possono verificare anche a –10°.
In montagna è possibile che il vento superi i 100 Km/h ma già al di sopra dei 60 Km/h è difficile procedere controvento.

 

 

• IL TEMPO DELLE MEDIE LATIDUDINI

 

Il tempo delle medie latitudini, e quindi della regione alpina, è determinato dal succedersi di masse d'aria con particolari caratteristiche. Le alte e le basse pressioni. Queste ultime sono sempre associate a regioni di forte contrasto termico (chiamate "perturbazioni") che arrecano i principali episodi di cattivo tempo.  Le alte pressioni sono invece associate a moti discendenti che tendenzialmente portano il bel tempo. Per questo in meteorologia è di fondamentale importanza conoscere la distribuzione geografica della pressione.

 

2.1 LE ISOBARE E IL VENTO SINOTTICO

Il campo di pressione atmosferica viene riportato sulle carte geografiche mediante linee di ugual pressione chiamate isobare (vedi figura). Nelle carte al suolo (le più comuni), le isobare corrispondenti a valori di pressione inferiori a 1015 hPa delimitano zone di bassa pressione mentre le isobare corrispondenti a valori superiori a 1015 hPa corrispondono alle zone di alta pressione. 

Come vedremo parlando delle alte e delle basse pressioni, le isobare forniscono anche informazioni sulla direzione dei venti (nella figura frecce in grigio) poiché alte e basse pressioni hanno sempre un preciso verso di rotazione. Il vento in quota è diretto quasi esattamente lungo le isobare (a quella quota) ruotando in senso orario attorno agli anticicloni e in senso antiorario attorno alle basse pressioni. Alle basse quote, a causa dell’attrito con il suolo, la direzione del vento è sempre lungo le isobare ma leggermente (da 10 a 30 gradi) inclinata verso il centro di bassa pressione ove l’aria dunque converge con moto a spirale.

 

La velocità del vento è infine proporzionale al gradiente di pressione. Più le isobare sono vicine e maggiore sarà la velocità del vento.   Alla latitudine di 45 gradi, la velocità del vento arriva a xx Km/h per un gradiente di pressione di 5hPa/300 Km mentre sale a xx Km/h con un gradiente barico di 10 hPa/300 Km. Naturalmente questi valori di velocità del vento sono solamente indicativi  in montagna dove l’effetto “imbuto” puo’ fortemente accelerare l’aria mentre una parete sottovento puo’ risultare quasi del tutto riparata. Sono invece molto prossimi al vero per un aereo che non risente degli effetti degli ostacoli.

 

2.2 L'ALTA PRESSIONE

Un anticiclone è una specie di montagna di aria che esercitando una maggior pressione sugli strati sottostanti, tende ad abbassarsi (subsidenza). L’aria dei bassi strati, per lasciar posto a quella discendente, si allontana verso le zone di bassa pressione (divergenza).
L'aria che scende dalle alte quote aumenta di pressione e si riscalda. Il riscaldamento, a sua volta (vedi paragrafo sull’umidità relativa), allontana l’aria dal punto di rugiada. Per questo troviamo aria calda e secca (quindi senza nubi) in quota durante un regime anticiclonico.
Gli anticicloni ruotano lentamente in senso orario. Questa rotazione si sviluppa a causa della conservazione del momento angolare della massa d'aria inizialmente in quiete che quindi possiede velocità di rotazione pari a quella della terra, diminuita del fattore seno della latitudine. Quando l'aria si espande (divergenza) la sua velocità diminuisce un po’ come succede per una pattinatrice sul ghiaccio che ruota su se stessa velocemente e che allarga le braccia per rallentare. Ad un osservatore al suolo (che non si accorge di ruotare alla stessa velocità della terra) sembrerà che la massa d’aria ruota in senso opposto.
La rotazione degli anticicloni è comunque molto lenta poiché infatti non potrà mai diminuire più della velocità di rotazione terrestre, diminuita del fattore seno della latitudine.
Siccome ad una bassa velocità di rotazione corrisponde un blando gradiente di pressione, nel caso degli anticicloni osserveremo sempre sulle carte meteorologiche delle linee isobare poco curve e ben distanziate.  Vedremo che le cose sono invece molto diverse per le basse pressioni.
E' bene infine citare un altro tipo di alta pressione, creata dall'accumularsi di aria fredda nei bassi strati dell'atmosfera quale è l'alta pressione invernale russo-siberiana che talvolta arriva a lambire le Alpi portando ondate di gelo (anche in quota). In questo caso l'alta pressione è creata dal maggior peso dell'aria fredda e non dalla subsidenza dell'aria. Difatti ad una alta pressione di questo tipo al suolo spesso corrisponde addirittura una bassa pressione in quota.
Alte pressioni termiche di questo tipo si possono formare sulle Alpi su scala molto locale, ad esempio sulle gelide superfici dei ghiacciai con effetto sulla circolazione delle brezze oppure in valli chiuse entro cui scivolano le masse di aria fredda dai pendii soprastanti.

 

2.2.1 ALTA PRESSIONE INVERNALE

Durante i mesi invernali (in particolare Dicembre e Gennaio) il bilancio radiativo della superficie terrestre alle medie latitudini è negativo. Cio' significa che durante una notte serena il suolo irraggia nell'infrarosso più energia di quanta non ne riceva dal sole di giorno. La superficie terrestre diviene quindi molto fredda e raffredda per conduzione anche l'aria dei bassi strati.  Se durante questi mesi si instaura un regime di alta pressione, la massa d’aria tiepida discendente scorre divergendo al di sopra del sottile strato di aria fredda prossimo al suolo formando una zona di inversione termica, cioè uno strato ove la temperatura cresce con l'altezza.
L'inversione diviene un tappo invalicabile per l'aria fredda dei bassi strati poiché in quota l'aria è più calda e quindi più leggera.
Il ricambio di aria diviene scarsissimo e nello strato sotto l'inversione si accumulano umidità e inquinanti urbani e spesso il cielo appare plumbeo a causa di strati di nubi basse che si formano sotto l'inversione termica. 
In montagna si osserva cosi il mare di nebbia o nubi sulla pianura, il cielo è sereno e limpido e si gode di temperature incredibilmente elevate per la stagione. Non è raro con forti anticicloni ritrovare in Gennaio lo zero termico anche a 3000 metri.

 

 

2.2.2 ALTA PRESSIONE ESTIVA - LE BREZZE

Un’alta pressione estiva è normalmente un periodo di bel tempo stabile. Le uniche nubi che si formano sono i "cumuli di bel tempo".
Il forte riscaldamento del terreno e delle rocce a causa dell’irraggiamento solare diurno provoca un altrettanto forte riscaldamento degli strati di aria prossimi al suolo soprattutto sui versanti meridionali. Quest'aria riscaldata si stacca da terra come le bolle d'aria in una pentola d'acqua in ebollizione. Queste correnti ascendenti prendono il nome di "termiche" e sono ben conosciute da tutti coloro che praticano il volo a vela. L'aria che si solleva con le termiche è rimpiazzata da altra aria proveniente dalla valle. Il vento cosi generato viene chiamato brezza di valle.
L'aria ascendente trasportata dalle termiche, salendo si raffredda e condensa formando nuvole cumuliformi, ma in regime anticiclonico ad una certa altezza il miscelamento con aria più mite e secca interrompe il moto ascendente e la formazione di nubi che restano dunque appiattite, senza sviluppo verticale. Si formano cosi i cumuli di bel tempo durante le ore più calde, che si dissolvono poi a sera, quando cessa il moto ascendente delle termiche.   Per questo si parla anche di cumuli a "sviluppo diurno".  Saranno descritti più in dettaglio nel paragrafo concernente la stabilità atmosferica.
Durante la notte i pendii montani si raffreddano più rapidamente della valle e l'aria più fredda e quindi più pesante scivola dai pendii verso il fondo-valle dando luogo alla brezza di monte.
Come si vede in condizioni anticicloniche stabili viene a mancare il vento sinottico, rimpiazzato da venti ciclici che seguono il ritmo notte-giorno che prendono il nome di brezze.  Una specie di respiro delle montagne.
Durante condizioni anticicloniche estive l’alpinista deve anche prestare attenzione alla quota dello zero termico che puo’ salire ben oltre i 4000 metri. Con queste temperature molti itinerari di ghiaccio o misto divengono impraticabili per rischio di distacco di valanghe di neve bagnata e seracchi e crollo di ponti di neve. 

 

• LA BASSA PRESSIONE

Le masse d’aria tendono a muoversi dalle zone di alta pressione per convergere verso i centri di bassa pressione. Affinchè la pressione resti sempre inferiore che nelle regioni circostanti, nei centri di bassa pressione vi sono condizioni per cui l’aria delle basse quote ha movimenti ascendenti e muovendosi verso l’alto lascia spazio a nuove masse d’aria che possono cosi convergere nel centro depressionario. Come si vede la situazione è simmetrica rispetto a quella che si verifica negli anticicloni.
Anche le basse pressioni ruotano a causa della rotazione terrestre. Mano a mano che le masse d’aria convergono verso il centro depressionario, per conservare il momento angolare, aumentano la loro velocità nello stesso senso del moto di rotazione terrestre, cioè in senso antiorario. Più ravvicinate sono le isobare e maggiore sarà la velocità dei venti che ruotano attorno al centro depressionario. Al contrario degli anticicloni, per le depressioni non esistono limiti alla distanza delle isobare e quindi alla velocità dei venti.
In una depressione l’ascendenza delle masse d’aria porta al loro raffreddamento con la quota e spesso alla condensazione con formazione di nubi. Ecco perché con la bassa pressione il tempo è generalmente nuvoloso.
Al contrario delle alte pressioni dinamiche (paragrafo precedente) che sono semplici bolle di aria calda discendente, le depressioni delle medie latitudini sono sistemi complessi in cui si mescolano masse di aria fredda e calda. L'ascendenza in alta quota è provocata dalla corrente a getto. Le zone di contatto delle differenti masse d’aria (fronti) sono quelle con tempo maggiormente perturbato e quelle che meriteranno una maggiore descrizione nei dettagli.
Esistono anche altri tipi di basse pressioni. Di interesse per la meteorologia alpina sono le gocce fredde (vedi paragrafo) che in estate possono portare violenti e improvvisi temporali.
Sono invece esclusivamente limitati alla fascia equatoriale i cicloni tropicali, in cui l'ascendenza è dovuta al grande riscaldamento della superficie del mare e si concentra nell'occhio del ciclone attorno a cui girano spirali nuvolose.  Non saranno trattate in questa dispensa.

 

2.3.1 I CICLONI DELLE MEDIE LATITUDINI

Abbiamo già accennato al fatto che le basse pressioni delle medie latitudini sono macchine termodinamiche molto complesse che originano in quota nelle sinuosità della corrente a getto e traggono la loro energia dal contrasto termico delle masse d'aria che in esse si mescolano.
Scendiamo in qualche dettaglio.
La corrente a getto che serpeggia come abbiamo già visto nel primo capitolo tra i 5000 e 10000 metri di quota, scorre inizialmente lungo i paralleli, alimentata dal contrasto termico tra poli ed equatore. Questo flusso è pero' instabile qualora per qualunque motivo (catena montuosa, limite continente-oceano etc…) la corrente a getto non è più parallela alle linee isoterme (baroclinicità). La perturbazione si amplifica e la corrente a getto diviene ondeggiante. La velocità del vento nelle curvature cicloniche e in quelle anticicloniche non è pero' la stessa. Come mostrato dalla figura, nelle curvature cicloniche il vento è più lento poiché la forza centrifuga in parte compensa l'attrazione verso il centro della depressione dovuto al gradiente barico e quindi nella regione indicata con un cerchio tende ad entrare meno aria di quella che esce. Dunque si crea una depressione in quota (divergenza) che richiama aria dai bassi strati. Il movimento ascendente provoca il raffreddamento e quindi la condensazione delle nubi. Si è formata una zona di maltempo che si sposterà come tutta la corrente a getto da Ovest verso Est.
La descrizione della nostra depressione non è certo completa. Il movimento rotatorio impresso all'aria convergente nel centro depressionario porta sempre più a contatto l'aria fredda discendente dai poli nei ventri della corrente a getto con quella calda che risale dai tropici. Nelle zone di contatto l'aria fredda provoca la condensazione del vapor d'acqua contenuto nell'aria calda e quindi la formazione di nubi. Le zone di contatto ove si concentrano le nubi vengono chiamate fronti e saranno descritte in più dettaglio nel prossimo paragrafo. La depressione, una volta originatasi dalla divergenza in quota, si sviluppa a causa della condensazione del vapor d'acqua che rilascia una grande quantità di calore latente. L'aria satura ascendente riscaldandosi si espande al di fuori della zona ciclonica creando le condizioni per una nuova ascendenza dal basso.
Anche un robusto e continuo apporto di aria fredda puo' rafforzare una depressione, rinnovando sempre i contrasti termici e la divergenza in quota.

 

2.3.2   FRONTI E NUBI: LE PERTURBAZIONI

Come abbiamo visto nel capitolo precedente, i cicloni delle medie latitudini sono macchine termiche che portano a contatto masse d'aria calde e fredde. Le regioni di contatto vengono dette fronti. Il termine fronte venne utilizzato per la prima volta dal fisico norvegese Bjerknes, che indago' il comportamento dei cicloni durante la prima guerra mondiale. Probabilmente sembro' naturale usare quel termine trattandosi di masse d'aria che si fronteggiano come due eserciti contrapposti.
Come illustrato dalla figura, i fronti sono generalmente due e nel loro insieme costituiscono una perturbazione. Il primo fronte separa l'aria calda da quella preesistente prima dell'arrivo della perturbazione, il secondo separa l'aria calda da quella fredda.  I fronti sono ben identificabili nell'atmosfera poiché sono superfici di brusca discontinuità della temperatura e del vento.

Il fronte caldo è formato da una lunga superficie di contatto di aria calda che sovrascorre l'aria più fresca preesistente. Le nubi che lo annunciano si trovano a grande altitudine, fino a un paio di migliaia di Km davanti al fronte al suolo, e sono per questo composte da cristalli di ghiaccio. Hanno aspetto tenue e filamentoso e prendono nome di cirri. Talvolta presentano un aspetto uncinato a causa della precipitazione (aghi di ghiaccio) che si stacca dalla nube principale e prima di evaporare scendendo viene sospinta da venti in quota con direzione o intensità differenti di quelli della nube sovrastante formando filamenti uncinati. Non sempre questo tipo di nubi annuncia una perturbazione, in estate ad esempio i cirri sono tutto cio' che resta di un temporale ormai esauritosi.

I cirri costituiscono invece un segno premonitore di peggioramento del tempo quando si associano ad abbassamento della pressione (che l'alpinista puo' valutare con il proprio altimetro), ad una rotazione dei venti dal settore Sud e un aumento della foschia. Tali segni premonitori sono più marcati in inverno, quando il fronte caldo è più attivo a causa del contrasto termico con la temperatura più bassa dell'aria continentale.  I cirri possono essere individuati anche durante la notte poiché la velatura del cielo che essi producono dà luogo ad aloni attorno alla luna e alle stelle più brillanti.
Associate ai cirri o, in estate più spesso a cielo sereno, possono comparire nubi "a pesce o lenticolari". Anche queste formazioni sono premonitrici di un peggioramento. Ne tratteremo più diffusamente nel prossimo paragrafo.

 

Alcune ore dopo i cirri, che si trovano oltre gli 8000 m e quindi non lambiscono neppure le vette più alte, affluiscono via via nubi stratificate con base sempre più bassa che giunge fino ad avvolgere le cime. Sono gli Strati e i Nembostrati.  La foschia o la nebbia risale fin nelle valli con forte riduzione della visibilità e cominciano le precipitazioni. Il vento proviene da Sud. Le piogge o la neve termina con il passaggio del fronte freddo che porta nubi cumuliformi e determina la rotazione del vento da Nord. Il comportamento del fronte freddo è molto diverso a seconda delle stagioni, assai più marcato e pericoloso in estate.

 

 

In estate i fronti caldi sono assai blandi e in alcuni casi neppure visibili poiché

è già molto calda l’aria presente sull’Europa. I fronti freddi giungono dunque senza preavviso con brusco calo della pressione e soprattutto con temporali intensi che si sviluppano molto rapidamente. L’aria surriscaldata e umida nelle valli e sulla pianura viene infatti sollecitata alla convezione (e quindi allo sviluppo di grandi cumuli o cumulonembi) dal cuneo di aria fredda che sopraggiunge.
Passata la linea frontale con i suoi temporali, segue aria più fresca e secca entro cui si sviluppano cumuli di bel tempo a causa della convezione della superficie riscaldata. Questa tipica nuvolosità cellulare rende facilmente riconoscibile nelle foto del satellite il cuneo di aria fredda (nella foto dell’esempio precedente, l’aria fredda scende dall’Islanda attraverso le Isole Britanniche)

 

 

 

2.3.3 I FRONTI OCCLUSI

I fronti perturbati più attivi sono quelli descritti nel paragrafo precedente in cui la zona di discontinuità tra aria fredda e aria calda si accentua al suolo ma puo’ accadere che il fronte sia presente anche solo in quota. Si parla allora di fronte “occluso”.
I fronti occlusi sono più deboli dei fronti al suolo poichè in altitudine l'aria più fredda contiene meno vapor d'acqua che puo' potenzialmente trasformarsi in pioggia o neve.
Le occlusioni sono segno di maturità e invecchiamento di un vortice depressionario e si formano quando l'aria del settore freddo si incontra e si mescola con l'aria antistante la perturbazione annullando, almeno in prossimità del suolo, i contrasti termici.

 

I fronti occlusi si formano con una certa frequenza nei mesi invernali quando perturbazioni atlantiche transitano sopra l'Europa continentale. Il settore freddo di queste perturbazioni è composto da aria marittima, mitigata dallo scorrimento sull'oceano, mentre l'aria presente sull'Europa (Germania o Pianura Padana, ad esempio) è in questa stagione molto fredda (vedi paragrafo sugli anticicloni invernali). Quando queste masse d'aria vengono a contatto, l'aria marina sovrascorre quella continentale e il fronte occluso si comporta un poco alla maniera del cuneo del fronte caldo: percio' è detta occlusione calda. Più rare, nella regione alpina, sono le occlusioni di tipo freddo che si comportano come fronti freddi.

 

 

2.3.4 I FRONTI E L’ARCO ALPINO. ONDE, SBARRAMENTO E FAVONIO

L’arco alpino modifica sensibilmente la traiettoria dei venti, delle perturbazioni e l’entità delle precipitazioni sui diversi versanti. E’ inoltre la causa di ondulazioni nelle correnti ad alta quota che possono creare vortici al suolo, in particolare sul Tirreno.
L’effetto di sbarramento della catena montuosa si accentua quando la massa d’aria che si avvicina raggiunge la saturazione durante l’ascensione forzata, prima di valicare le Alpi. Qualora cio’ non si verifichi, come ad esempio nel caso di un fronte caldo ancora in avvicinamento (figura a lato), la catena montuosa si limita ad introdurre delle ondulazioni nel flusso di aria. Nei ventri delle onde orografiche (dove cioè l’aria si muove verso l’alto) possono eventualmente formarsi delle nubi stazionarie denominate “cumuli lenticolari” o talvolta anche “nubi a pesce”. Generalmente sono segno di peggioramento imminente.

 

Infatti, all’approssimarsi del fronte, l’aria si fa via via più carica di umidità e il raffreddamento dovuto alla ascensione forzata provoca la condensazione di nubi sul versante sopravvento (ove si possono verificare precipitazioni intense) e sulle montagne di confine. E’ il caso della figura a lato ove nella parte superiore è tratteggiata una situazione di sbarramento a Sud delle Alpi. Una depressione sul Mediterraneo sospinge aria umida da SE verso le Alpi. Il sollevamento dovuto all’ostacolo delle Alpi provoca intense precipitazioni in Val Padana e sulle nostre Prealpi. Sul versante N-alpino pero’ la nuvolosità arriva attenuata e puo’ addirittura splendere il sole. Infatti l’aria che ricade sull’altro versante ha già scaricato la propria umidità. E’ quindi secca, asciutta e mite, poiché riscaldata dal calore di condensazione di tutta la pioggia caduta a Sud e scende fino alle pianure N-alpine sotto forma di vento chiamato Fohn. La seconda parte della figura illustra una situazione simile che si verifica al passaggio di una perturbazione proveniente da NW. Il grosso delle precipitazioni in questo caso si scarica a Nord delle Alpi e il passaggio del fronte sulla pianura padana con ristabilimento di un cuneo di alta pressione sulla Francia richiama un vento di caduta mite, asciutto e tiepido  chiamato Favonio.

 

 

Analogamente, una perturbazione che discenda da Nord verso le Alpi viene di norma completamente arrestata sul versante N-alpino. A Sud, con tempo soleggiato ma ventoso, si puo’ osservare il muro di nuvolosità che si accalca contro la Alpi e tracima di poco dalle creste confinali.
La situazione di sbarramento si modifica sostanzialmente durante i mesi estivi, quando l’aria calda presso il suolo è ricca di umidità e potenzialmente instabile. In questi casi una perturbazione che valica le Alpi (solitamente da Nord verso Sud poiché in estate la corrente perturbata si sposta a latitudini più settentrionali), porta aria fredda in quota che innesca una forte convezione con la formazione di violenti temporali sia sul lato sopravvento che su quello sottovento.

 

• STABILITA' ATMOSFERICA

In molti fenomeni meteorologici svolge un ruolo importante la stabilità atmosferica. Ad esempio nella formazione di nebbie e inversioni termiche invernali o di temporali estivi.
La stabilità dell’atmosfera dipende dal profilo termico. Se è presente dell’aria calda in prossimità del suolo e aria fredda in quota, l’aria calda più leggera tenderà a salire per prendere il posto dell'aria fredda, innescando cosi dei moti convettivi. L’atmosfera è dunque instabile. Al contrario, quando è presente aria più fredda (e quindi più pesante) al suolo e più mite in quota, la stratificazione è stabile.
Una trattazione corretta della stabilità atmosferica deve pero’ tenere conto del fatto che salendo con la quota la pressione diminuisce e se immaginiamo di sollevare una particella di aria dal suolo, questa si espanderà a causa della ridotta pressione. All’espansione farà seguito un raffreddamento pari a 1 grado ogni 100 metri se l’aria è secca.
Siccome il gradiente termico medio dell’atmosfera è di 0.6 gradi ogni 100 metri, la nostra particella che sale dal suolo si troverà sempre più fredda e più pesante dell’aria circostante. Dunque tenderà a ridiscendere alla posizione di partenza. L’atmosfera è mediamente stabile.
L’instabilità viene introdotta soprattutto a causa del vapore acqueo presente nell’aria.
Quando una particella di aria contenente vapore si solleva, questa si raffredda fino alla temperatura di rugiada. Un ulteriore sollevamento, invece di produrre un raffreddamento, produce un cambio di stato del vapore che diventa liquido (goccioline di nube) e dunque puo’ accadere che la particella si venga a trovare ad una certa quota più calda dell’aria circostante e dunque sia spinta a salire ulteriormente.
Motivo di instabilità ascensionale dell’aria è dunque il riscaldamento del suolo e la presenza di umidità nei bassi strati (afa estiva, ad esempio) oppure l’avvezione di aria fredda in quota. Stabilità è invece provocata da aria asciutta e mite in quota (anticiclone dinamico) o dal forte raffreddamento degli strati prossimi al suolo in inverno.
E’ talora possibile che si formi, soprattutto nei mesi invernali, una inversione termica con aria fredda a basse quote e aria più calda al di sopra. Lo strato di inversione è allora cosi stabile da formare una barriera invalicabile ai moti ascendenti dell’aria (vedi anche paragrafo riguardante gli anticicloni invernali).

 

3.1 TEMPORALI

 

La valutazione della stabilità atmosferica trova la sua migliore applicazione nella previsione della probabilità di temporali. I temporali sono infatti provocati da una forte instabilità atmosferica che si crea soprattutto durante le giornate estive con forte soleggiamento e alta umidità al suolo (clima afoso). L’aria surriscaldata alle basse quote diviene più leggera e tende a salire. Innalzandosi si raffredda e raggiunge il punto di condensazione (LCL= Lifting Condensation Level) ove si iniziano a formare le nubi cumuliformi. La figura a lato mostra l’origine dell’energia del temporale. E’ illustrato un diagramma termodinamico di una tipica situazione estiva. La linea spessa e grigia indica l’andamento della temperatura dell’aria con la quota. La temperatura della particella surriscaldata che si innalza dal suolo diminuisce dapprima al ritmo di 1°/100 m ma quando raggiunge la condensazione (LCL) la sua temperatura diminuisce solamente di 0.6°/100 m ed allora potrà esistere una quota alla quale sarà più calda dell’aria circostante. L’ascensione sarà allora accelerata dal galleggiamento e si formerà una grande nube torreggiante cumuliforme. L’area tra le curve della temperatura della particella e dell’atmosfera (colorata in grigio) rappresenta l’energia potenziale di galleggiamento (o convezione) e viene indicata come CAPE (Convective Available Potential Energy). E’ questa l’energia del temporale!

Se l’aria in quota è invece mite e secca, la particella perde la sua umidità e ben presto si troverà definitivamente più fresca dell’aria circastante. La sua corsa verso l’alto è terminata. L’atmosfera è stabile e si formeranno solamente cumuli di bel tempo!

Figura: Evoluzione di un cumulonembo, grande cumulo temporalesco.
All’interno di un temporale, l’aria calda che sale produce la condensazione di grandi quantitativi di umidità. Quando la temperatura nella parte alta della nube (incudine) raggiunge i –37 gradi, inizia a formarsi ghiaccio che produce una rapidissima condensazione delle goccioline in chicchi di ghiaccio che raccolgono l’umidità circostante.
I chicchi di grandine possono salire e scendere più volte all’interno della nube, sospinti dalle correnti ascensionali. Infine, quando sono troppo pesanti precipitano al suolo, dove quasi sempre giungono sotto forma di goccioloni, occasionalmente grandine.

La discesa della grandine e delle gocce all’interno della nube trascina con sé l’aria fredda delle alte quote, ancor più raffreddata dalla parziale evaporazione dell’acqua delle gocce. Quest’aria fredda si schianta al suolo al posto dell’aria afosa dando origine alle raffiche di vento fresche tipiche dei temporali con notevole riduzione della temperatura. All’interno di un temporale il livello dello zero termico puo’ scendere anche di migliaia di metri e passare da 4000 m a 1000-1500 m nel giro di pochi minuti.
Con la discesa dell’aria fredda si ristabilisce l’equilibrio termico dell’atmosfera e il temporale si esaurisce (normalmente la durata è compresa tra 15 e 60 minuti) ma le raffiche di aria fredda possono scalzare nuova aria calda producendo un nuovo cumulonembo e un nuovo temporale, poco innanzi a quello che si va esaurendo.
Nella figura della pagina precedente si riconoscono le fasi del temporale. 1) Si forma un grande cumulo torreggiante, 2) La sommità del cumulo raggiunge la tropopausa 3) Si forma l’incudine e i cristalli di ghiaccio. Si innesca la pioggia e la grandine. 4) Il cumulo, svuotato della propria umidità si dissolve.
Bisogna dire che in montagna non è facile osservare queste fasi evolutive di un temporale, spesso ci si trova dentro una nube e ci si puo’ solo chiedere se quello è un grande cumulo temporalesco oppure una nube meno imponente e innocua.
Alcune utili osservazioni ci possono pero’ aiutare a capire se l’atmosfera è instabile oppure no. Se ad esempio la foschia è spessa e arriva fino ad alta quota (2-3000 m), allora significa che non è presente una alta pressione e che abbonda l’umidità nei fondovalle. Il rischio di temporali è elevato.  Viceversa se l’aria è limpida, allora segnala la presenza di un anticiclone che asciuga l’umidità con i suoi moti discendenti e il rischi di temporali sarà basso.

 

3.2 I FULMINI

Lo sviluppo dei fulmini, legati ai temporali, riveste grande interesse per l’alpinista e l’escursionista poiché questi sono tra i fenomeni meteorologici più pericolosi in montagna.
La frequenza di fulmini varia infatti da pochi impatti/Km2/anno in pianura fino a 100 fulmini//Km2/anno sulle creste alpine.
La presenza di punte e la scarsità del terreno accentuano infatti le differenze di potenziale elettrico tra suolo e nube.
Un cumulonembo temporalesco si comporta come un generatore di corrente elettrostatica. I ripetuti saliscendi delle goccioline di acqua e ghiaccio nella nube separano la carica elettrica concentrando la carica positiva (acquisita per strofinio dalle particelle più piccole) alla sommità della nube. Quando la differenza di potenziale tra nube e nube o nube-terreno supera il milione di Volts/metro puo’ partire la scarica che dura meno di 1/1000 secondo ma trasporta fino a 300'000 Ampere di corrente.
Le norme da tenere presente per l’alpinista al fine di ridurre i rischi di folgorazione sono semplici:
Abbassarsi il più possibile da vette e creste.  Non toccare con il proprio corpo punti distanti per evitare di fungere da ponte conduttivo. Ad esempio, se possibile, restare rannicchiati su una cengia, senza toccare la parete. Allontanarsi il più possibile da cavi metallici (ferrate etc …).   Liberarsi di oggetti metallici e appuntiti (piccozze, altre parti metalliche) e riporle lontano da se.
Un fitto bosco puo’ essere un buon riparo dal temporale. Non cosi un albero isolato che invece attira a se i fulmini con il proprio effetto punta.

 

Fonte: http://www.caivarese.it/gruppo_scuolaalp/oldsite/zaino/download/dispensevarie/Meteorologia.doc

Autore: Paolo Valisa

 

Traduzione in inglese del termine meteorologia :

meteorology

 

Fonte traduzione : https://home.zhaw.ch/~rih/glossari%20E-I/glossari%20E-I%20tecnico-scientifico/meteorologia.xls

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Meteorologia

 

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