IL DIAGRAMMA TERMODINAMICO – 3

PARTE TERZA

STABILITA’ ED INSTABILITA’ ATMOSFERICA

I principali fenomeni atmosferici di una certa consistenza con i quali dobbiamo trattare sono in relazione a condizioni che coinvolgono i concetti di stabilità o instabilità atmosferica. Per comprendere cosa essi siano, richiamiamo brevemente alcuni concetti già espressi nei precedenti articoli pubblicati da Aviazione Sportiva e dedicati al sondaggio termodinamico.

Vi sono quattro tipi di gradienti fondamentali:

  • Il gradiente teorico ICAO

 

È il tasso medio con cui la temperatura varia nella troposfera ed è pari a circa 6,5°C per chilometro nei primi 11 chilometri, implicando quindi una costante diminuzione della temperatura all’aumentare della quota. Lo indicheremo con ISA (ICAO Standard Atmosphere) poiché questo è il valore che caratterizza l’atmosfera definita come standard in ambito ICAO ed utilizzata per la taratura degli altimetri. All’interno di un diagramma SkewT-logP esso viene rappresentato riportandone la corrispondente curva di stato.

 

  • Il gradiente secco adiabatico o DALR (dall’inglese Dry Adiabatic Lapse Rate)

 

È il tasso al quale una massa di aria in movimento verticale all’interno dell’atmosfera si raffredda (o si riscalda) aumentando (o diminuendo) la propria quota, almeno fino a quando non si verificano cambiamenti di fase dell’acqua contenuta al proprio interno.

 

  • Il gradiente umido adiabatico o WALR (Wet Adiabatic Lapse Rate)

 

È il tasso al quale una massa di aria in movimento verticale all’interno dell’atmosfera si raffredda (o si riscalda) aumentando (o diminuendo) la propria quota, quando l’acqua subisce una variazione di fase.

 

  • Il gradiente ambientale o ELR (Environmental Lapse Rate)

 

È il tasso a cui la temperatura viene osservata variare con la quota in un luogo particolare in un momento particolare.

 

Consideriamo ora una “bolla d’aria” (la chiameremo così nel proseguio, anche se, tecnicamente, si preferisce il termine particella), dotata di umidità e temperatura proprie, che, spinta da cause ad essa esterna (sia di natura termica, come un diverso riscaldamento nei bassi strati, che dinamica, come la presenza di ostacoli, ad esempio orografici), viene costretta a prende un moto di salita verso l’alto, aumentando così la propria quota; essa si comporterà diversamente in relazione al grado di instabilità della circostante atmosfera.

Muovendosi, la massa d’aria subisce delle espansioni o delle compressioni (a seconda che il movimento sia ascendente o discendente), che vengono, con buona approssimazione, supposte avvenire in modo adiabatico (ovvero sia, senza scambio di calore con l’esterno, in quanto troppo rapide rispetto alla notevole “inerzia” atmosferica) e quindi con conseguente raffreddamento o riscaldamento dell’aria stessa. L’entità del raffreddamento o del riscaldamento esprime la cosiddetta termovariazione adiabatica, che risulta essere pari a:

  • 1°C/100 m in aria secca, secondo le curve DALR del grafico SkewT-logP;
  • 0,6°C/100 m in aria satura, secondo le curve WALR del medesimo SkewT-logP.

Supponiamo ora di considerare una bolla d’aria secca che, a causa di un irregolare riscaldamento del suolo, si trovi ad essere di 2°C più calda dell’atmosfera circostante; siamo quindi tsuolo=18°C la temperatura della bolla e Tsuolo=14°C quella atmosferica. Essendo l’aria calda più leggera di quella fredda, la bolla inizia a muoversi verso l’alto, subendo, nel contempo, una lenta espansione a spese della sua energia interna, il che si riflette in una progressiva diminuzione della temperatura. Dopo una salita di 200 metri, la bolla d’aria si trova ad una temperatura di 16°C, avendo perso 1°C per ogni centinaio di metri di ascesa, secondo quanto previsto dal gradiente per le termovariazioni adiabatiche; in pratica, dal punto di vista di un diagramma SkewT-logP, la bolla si sarà mossa lungo la curva DALR che interseca la linea isobarica della pressione al suolo nel punto corrispondente ad una temperatura di 18°C.

Quale sarà, invece, il comportamento della circostante atmosfera? Dipende dalla suo proprio gradiente termico verticale, che nel caso ipotetico di atmosfera standard, abbiamo detto essere posto uguale a 6,5°C/1000 m nei primi 11 km di altezza, ma che nel caso reale risulta ovviamente differente, potendo quindi assumere tre diversi valori, rispetto a quello tipico di una DALR:

  • se questo gradiente è uguale 1°C/100 m, allora l’atmosfera viene detta adiabatica o in equilibrio indifferente;
  • se è maggiore di 1°C/100 m, l’atmosfera viene detta superadiabatica o in equilibrio instabile;
  • se è minore di1°C/100 m, l’atmosfera risulta subadiabatica o in equilibrio stabile.

Ma il “gradiente sconosciuto” altri non è che quella curva ELR che è stato possibile tracciare riportato i dati del TEMP nel nostro diagramma SkewT-logP.

Tornando al caso della bolla, se, quindi, pure l’ELR è pari al valore adiabatico di 1°C/100 m, allora anche l’atmosfera perde 2°C nei primi 200 m di salita, ritrovandosi così ancora più fredda di 4°C rispetto alla bolla: t200m =16°C e T200m=12°C. Questa differenza si mantiene inalterata anche alle quote superiori ed, in teoria, in assenza di ogni intervento esterno, la bolla d’aria potrebbe continuare all’infinito il suo moto di salita, trovandosi ad essere, in ogni istante, sempre più calda, e quindi più leggera, della restante atmosfera. Atmosfera che, dunque, non interviene in alcun modo sul movimento della bolla, rimanendo completamente indifferente ai suoi spostamenti.

Se invece l’ELR è inferiore ad 1°C/100 m (supponiamolo per praticità uguale a 0,5°C/100 m), allora dopo 200 m di quota la bolla avrà sempre la sua t200m =16°C, ma l’atmosferà di troverà ad una T200m =13°C, avendo perso un solo grado centigrado. La bolla d’aria risulta quindi ancora più calda rispetto al resto dell’atmosfera, anche se la differenza di temperatura si è ridotta da 4 a 3°C. Proseguendo nell’ascesa, si arriva così ad avere t400m =14°C e T400m =12°C e, successivamente, t600m=12°C con T600m =11°C ed, infine, t800m =10°C con T800m =10°C. Dunque, dopo una salita di 800 m, la bolla d’aria e l’atmosfera ad essa circostante si trovano ad avere la stessa temperatura, avendo entrambe perso un totale di 8°C, ciascuna al proprio tasso di 1°C e 0,5°C ogni 100 metri di salita. A questo punto non vi è più alcuna ragione, almeno dal punto di vista termico, per cui la bolla debba continuare ad innalzarsi ed, in assenza di altri fenomeni, essa rimane così ferma alla quota di 800 m: l’atmosfera è dunque intervenuta stabilizzando i moti al proprio interno, opponendosi ad essi e riportando il tutto ad una condizione di equilibrio. E il caso della cosiddetta atmosfera subadiabatica, ovvero sia con gradiente termico inferiore a quello adiabatico.

Caso opposto è, infine, quello in cui l’ELR è superiore alla termovariazione adiabatica (poniamolo, per comodità, pari a 2°C/100 m); supponendo temperature di partenza sempre pari a tsuolo=18°C e Tsuolo=14°C, alle diverse quote intermedie avremo così: t200m=16°C e T200m=10°C10°C, t400m=14°C e T400m=6°C e così via, sempre aumentando il divario tra i due valori, a parità di altezza. Nei diversi momenti successivi all’innalzamento, la bolla d’aria si trova così ad essere sempre un po’ più calda della circostante atmosfera, vedendosi così da essa stessa ulteriormente spinta nel suo moto verso l’alto. E’ dunque la stessa atmosfera che instabilizza i moti al proprio interno ed è questo il cosiddetto caso superadiabatico, dove cioè l’ELR è maggiore alla normale termovariazione adiabatica dell’aria secca.

Oltre al caso dei movimenti di origine termica, esiste anche quello dei cosiddetti moti forzati, cioè quelli originati da causa meccaniche esterne alla natura dell’atmosfera; è questo l’esempio di una bolla d’aria che, muovendosi orizzontalmente in quota all’interno di un flusso di correnti (e quindi inizialmente alla stessa temperatura della circostante atmosfera, altrimenti saremmo in presenza anche di una componente convettiva), impatta un qualsiasi ostacolo (catena montuosa o altro), venendo così costretta a prendere un moto verticale con direzione verso l’alto o verso il basso. Pure in questo caso, tuttavia, è possibile distinguere le tre tipologie di atmosfera indifferente (la bolla d’aria si ferma solo quando viene meno la spinta meccanica che ne ha provocato il moto), stabile o subadiabatica (la bolla d’aria, una volta esaurita la causa meccanica, si viene a trovare immersa in un’atmosfera più calda se la spinta iniziale è stata verso l’alto o più fredda se verso il basso; in ogni caso, in una posizione tale da originare una componente termica in grado di riportare la bolla alla sua posizione di partenza); instabile o superadiabatica (l’atmosfera circostante agisce con una componente termica che allontana sempre di più la bolla dalla sua posizione originale)

Se riportiamo i tre casi in una grafico di temperatura in funzione dell’altezza, si vede che nel caso subadiabatico la curva di stato è meno inclinata rispetto all’asse orizzontale dell’adiabatica secca, rimanendo a destra di quest’ultima, mentre nel caso superadiabatico l’inclinazione è maggiore e la ELR si trova a sinistra della DALR (Figura 1.b)

Passiamo ora, invece, a considerare una bolla di aria che, inizialmente secca, riesce a raggiungere la condizione di saturazione prima che il suo moto possa essere impedito, assumendo così una variazione termica verticale WALR di 0,6°C/100m. Anche in questo caso, per avere un equilibrio stabile per l’aria umida è sufficiente che il gradiente atmosferico, cioè l’ELR, sia inferiore al WALR, mentre per un equilibrio instabile l’ELR dovrà essere superiore al WALR. Ed anche in questa situazione, si ritroveranno gli stessi comportamenti della bolla d’aria, già visti nel caso secco, relativamente alle due possibilità di moti termici o meccanici. Quando però l’ELR risulta maggiore del WALR si possono presentare due ulteriori possibilità, a seconda che l’ELR sia maggiore o minore della DALR, ovvero sia a seconda che la curva di stato si trovi a sinistra di entrambe le adiabatiche oppure compresa tra quella umida e quella secca. Nel primo caso, l’atmosfera si dirà assolutamente instabile, nel secondo in condizioni di equilibrio labile o di stabilità condizionata (Figure 2 e 3), cioè con un comportamento della bolla d’aria che dipende dalla sua condizione di saturazione o meno: l’atmosfera si presenta, infatti, come instabile per le masse d’aria satura, stabile per quelle secche.

Proseguiamo ora riprendendo alcuni concetti già espressi nel precedente articolo, ovvero sia le due definizioni di CCL ed LCL, che, per maggior comodità, riportiamo nella Tabella di Figura 4, unitamente alle definizioni degli elementi caratteristici che appaiono in un diagramma SkewT-logP (Figura 5). Come sappiamo, il CCL permette anche di definire, sempre in un diagramma SkewT-logP, la temperatura necessaria affinché un sufficiente riscaldamento solare possa innescare il processo di formazione delle nubi convettive (temperatura convettiva: per localizzarla è sufficiente ridiscendere dal CCL lungo un’adiabatica secca verso l’isobara che rappresenta la pressione al suolo); ciò significa che quando una bolla d’aria riesce a raggiungere questo valore di temperatura, allora essa inizia a salire, espandendosi e raffreddandosi adiabaticamente, sino a raggiungere la quota del CCL in condizioni di saturazione. Se ora l’adiabatica satura passa a sinistra della curva di stato, l’atmosfera risulta instabile e la particella può continuare la sua ascesa, almeno fino a quando la sua WALR non ripassa a destra della ELR; le due intersezioni così definite segneranno in pratica la base (coincidente con il CCL) e la cima delle nubi convettive. Se, invece, la curva di stato coincide con l’adiabatica satura o rimane alla sua destra, allora siamo in presenza dei casi di indifferenza o di stabilità, il che implica che un’eventuale presenza di nubi non potrà essere imputata a cause termiche.

Stante l’equivalenza tra aree ed energie caratteristica dei diagrammi SkewT-logP, l’area compresa tra la traccia adiabatica della bolla e la ELR rappresenta, quando questa si trova a sinistra della prima, la cosiddetta CAPE (Convective Available Potential Energy o energia positivaFigura 6), ovvero sia la quantità di energia potenziale convettiva disponibile nell’atmosfera: maggiore è l’energia, più instabile risulta la stessa atmosfera. Come regola generale, si può dire che un valore di CAPE pari a 1000 è un’indicazione significativa della possibilità di temporali, anche se altri sono poi i fattori che entrano in gioco. Contraria alla CAPE è la CIN(Convection Inhibition energia negativaFigura 7), definita ancora come l’aria tra le due curve, ma quando è l’adiabatica a trovarsi a sinistra dell’ELR; ad alti valori di CIN corrisponde, tendenzialmente, una minore possibilità di temporali.

Anche nel caso di condensazione forzata, una volta raggiunto il punto LCL, la bolla d’aria, se in grado di proseguire la propria ascesa, si troverà a seguire la corrispondente adiabatica satura. Quando la WALR, tracciata dal livello di condensazione, interseca la ELR passando alla sua destra, definisce così una quota detta livello di libera convezione (Figura 8), identificando, alla luce di quanto fin qui detto, il momento in cui l’atmosfera diviene instabile e la bolla in grado di proseguire spontaneamente la propria ascesa. La successiva intersezione tra le due curve definisce, invece, il punto in cui l’atmosfera torna ad essere stabile, segnando, in pratica, il livello superiore delle nubi.

3 – Fine

 


 

Figura 1.a

Se l’ELR è maggiore della DARL, la curva di stato risulta più inclinata dell’adiabatica secca in un grafico che esprime la temperatura in funzione dell’altezza.

Figura 1.b

Stabilità ed instabilità atmosferica: caso secco

Figura 2

Stabilità ed instabilità atmosferica: caso umido


Figura 3

Le tre regioni di stabilità assoluta, instabilità assoluta e stabilità condizionata

Figura 4

Definizione teorica di CCL ed LCL

CCL (Convection Condensation Level o Livello di Condensazione Termoconvettivo)

È l’altezza alla quale una particella di aria, se sufficientemente riscaldata dal basso, inizia il proprio processo di condensazione, innalzandosi adiabaticamente nell’atmosfera. Nella maggior parte dei casi, il CCL rappresenta l’altezza della base dei cumuli prodotti da turbolenze di origine termica; per determinarlo, è sufficiente segnare l’intersezione della linea isogrometrica tracciata dalla temperatura di rugiada superficiale con la curva di stato della temperatura.

LCL (Lifting Condensation Level o Livello di Condensazione Forzata)

È il livello a cui raggiungerebbe la saturazione una massa d’aria che venisse innalzata da cause meccaniche (ad esempio, un ostacolo di natura orografica); per trovarlo si deve localizzare l’intersezione della linea isogrometrica condotta dal valore di temperatura di rugiada al suolo con l’adiabatica secca tracciata a partire dalla temperatura superficiale.

Figura 5

Definizioni caratteristiche in un diagramma SkewT-logP


Figura 6

Definizione di CAPE in un diagramma SkewT-logP (area evidenziata)

Figura 7

Definizione di CIN in un diagramma SkewT-logP (area evidenziata)

Figura 8

Definizione di LFC in un diagramma SkewT-logP

 


 

Dott. Marco Tadini
meteorologo

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