Alcuni segnali premonitori dovrebbero comunque mettere in allarme l’escursionista attento e previdente.

Ne indichiamo alcuni di seguito:

1)       La presenza di nuvole cumuliformi che si sviluppano gia' dal mattino, in verticale deve mettere in allarme. In genere i temporali sono di pomeriggio, ma se vedete gia' alla mattina della instabilita' preparatevi al peggio.

 2)       Un calo della pressione atmosferica di un barometro e' un segnale molto sicuro di maltempo in arrivo.

3)       Sistemi frontali di origine atlantica o provenienti dal nord Europa sono preceduti in Italia da un richiamo di correnti umide e calde provenienti dai quadranti meridionali (scirocco da sudest – libeccio da sudovest). Quando in montagna si osservano le nubi salire da sud e nel contempo un aumento consistente della foschia (e quindi dell’umidità) è probabile un peggioramento nelle condizioni meteorologiche.

4)       Un aumento consistente dell’afa nel fondo valle potrebbe essere il segnale di un peggioramento se l’umidità sta aumentando per correnti provenienti da sud. L’umidità nel fondo valle può inoltre essere il carburante per temporali di tipo orografico o da calore.

Volevo aggiungere che i temporali in montagna,d'estate, sono meno forti di quelli che si sviluppano in pianura perche' la differenza di temperatura e' diversa. Quindi in valle, piu' calda, crea un temporale piu' violento per la maggiore differenza di temperatura.

L'atmosfera è la massa gassosa che avvolge la Terra, e che la segue nei suoi movimenti di rotazione e di rivoluzione. L'atmosfera è vincolata al pianeta dalla forza di gravità cui vanno soggette anche le particelle gassose, che altrimenti tenderebbero a disperdersi nello spazio siderale. In conseguenza a ciò, l'atmosfera ha densità decrescente dal livello del mare fino ai limiti dell'attrazione terrestre. A causa della forza centrifuga generata dalla rotazione terrestre, nonché delle differenze di temperature indotte dal diverso irraggiamento solare, l'atmosfera va soggetta ad un continuo rimescolamento, che porta le particelle d'aria a spostarsi sia orizzontalmente che verticalmente. I fenomeni meteorologici che si manifestane nell'atmosfera sono generati da questi moti dell'aria, e dal fatto che essa contiene sempre una certa quantità di vapore acqueo proveniente dalla superficie dell'oceano e dai cicli vitali degli esseri viventi. Il vapore acqueo, pur essendo più leggero dell'aria, si trova solo negli strati più bassi dell'atmosfera grazie al fatto che, salendo, esso condensa, e quindi ricade sulla superficie del pianeta sotto forma di acqua allo stato liquido o solido.

2-LA STRUTTURA DELL'ATMOSFERA

L'aria è un miscuglio di diversi gas, fra i quali l'azoto col 78% e l'ossigeno col 21% sono preponderanti. Come già detto, l'aria contiene inoltre sempre una certa quantità di vapore acqueo, che può variare da percentuali trascurabili fino ad arrivare al 5% in volume. Al crescere della quantità di vapore presente nell'aria, le quantità degli altri gas diminuiscono proporzionatamente. L'atmosfera può essere divisa in diversi livelli verticali determinati dal verificarsi di certi fenomeni o di certe grandezze fisiche. In base a quanto stabilito dall'Organizzazione Meteorologica Mondiale, o WMO ( World Meteorological Organization ), L'atmosfera si estende verticalmente dalla superficie del mare fino a circa 100 Km.

Lo strato più basso a contatto con la superficie terrestre, si chiama troposfera, e si estende per una altezza variabile da circa 8000 metri sulla verticale dei poli, fino a 20000 metri sulla verticale dell'equatore. Caratteristica della troposfera è la diminuzione di temperatura che si verifica in modo più o meno uniforme dalla superficie terrestre fino alle quote sopra citate. La troposfera è quindi una massa d'aria di forma ovale che circonda la terra, contenuta da una sottile superficie chiamata tropopausa, oltre la quale la temperatura cessa di diminuire dopo aver raggiunto il valore medio di -56,5°C, e si mantiene pressoché costante per buona parte dello strato superiore chiamato stratosfera, per poi aumentare. L'altezza della tropopausa varia in funzione del calore posseduto dall'aria sottostante. Per questa ragione è maggiore d'estate che non d'inverno, ed è maggiore all'equatore che non ai poli. La maggior altezza della tropopausa all'equatore è dovuta anche alla forza centrifuga generata dalla rotazione terrestre.

3-LA PRESSIONE

La fisica definisce come pressione la forza esercitata ortogonalmente sull'unità di superfice. Poicheè anche le molecole d'aria vanno soggette all'attrazione terrestre, cioè pesano, la forza che il l'oro peso esercita sull'unità di area della superficie terrestre, costituisce la pressione atmosferica. E' evidente che se si prende come superficie di riferimento, anziché quella terrestre, una qualunque altra superficie posta più in alto, la pressione atmosferica su di essa ha un valore minore, essendo proporzionalmente minore il peso totale della colonna d'aria sovrastante. L'esistenza della pressione atmosferica fu ipotizzata e poi misurata, solo circa 300 anni fa da Evangelista Torricelli mediante il suo famoso esperimento dal quale è nato il primo barometro della storia: il barometro a mercurio ancora oggi largamente utilizzato. Dall'esperimento si ricava che la pressione esistente al livello del mare è mediamente pari a quella esercitata da una colonna di mercurio (Hg) alta 76 centimetri, e dato che 76 centimetri cubi di mercurio pesano 1,033 chilogrammi, si è chiamata atmosfera appunto la pressione di 1,033 Kg/cm. Le unità di misura della pressione sono i millibar (mb) e l'hectopascal (hpa), fra l'oro equivalenti. Per ragioni di praticità, oltre ai barometri a mercurio sono oggi largamente impiegati i barometri metallici, o a capsula, o aneroidi.

3.1-Le superfici isobariche Se i parametri dell'atmosfera corrispondessero ai valori di quella standard, sulla Terra ci sarebbe sempre una pressione di 1.013 hpa. Salendo in quota di 8 metri, si incontrerebbe la superficie isobarica di 1.012 hpa, esattamente parallela alla superficie del mare, e quindi anche perfettamente piana e parallela alla 1.013 e così via. Il rapporto fra la differenza di pressione esistente fra due superfici isobariche e la distanza verticale fra di esse, si chiama gradiente barico verticale. Come già detto, in atmosfera standard esso ha, a livello del mare, un valore di 1 hpa ogni 8 metri di quota. Tagliando il "pacco" delle superfici isobariche con un piano orizzontale corrispondente al livello del mare, esse lasciano delle tracce che rappresentano il luogo dei punti di uguale pressione. Queste linee sono appunto chiamate isobare, e vengono riportate sulle carte del tempo in superficie con intervalli in genere di 4 millibar l'una dall'altra.

3.2-Le formazioni isobariche L'insieme di più isobare costituisce una conformazione barica. A seconda della disposizione reciproca e dell'andamento delle isobare, le conformazioni bariche assumono diverse denominazioni. Quando una serie di isobare chiuse su se stesse hanno al centro l'alta pressione, esse formano un anticiclone, indicato con la lettera A; quando invece hanno al centro la bassa pressione, esse formano un ciclone, indicato con la lettera B (spesso l'anticiclone ed il ciclone sono indicati rispettivamente con le lettere H e L, iniziali delle parole inglesi "high" e "low" ). Quando una zona di alta pressione si estende entro una zona di pressione minore, si dice che forma un promontorio o cuneo, mentre quando una zona di bassa pressione si estende entro una zona di pressione maggiore si dice che forma una saccatura. La zona compresa fra due alte e due basse pressioni prende il nome di sella, in quanto la superficie che la occupa assume appunto la conformazione di una sella per cavalcatura. Infine prende il nome di pendio una zona in cui la pressione varia regolarmente ed è rappresentata da isobare pressoché rettilinee e parallele. Le differenze di pressione che si verificano da punto a punto della superficie terrestre sono dovute alla diversa densità dell'aria sovrastante, a sua volta provocata dalle diverse temperature delle masse d'aria.

Facendo il rapporto fra la differenza di pressione esistente tra due isobare e la loro distanza misurata in linea retta, si ottiene il gradiente barico orizzontale. A parità di differenza di pressione, esso è tanto maggiore quanto minore è la distanza fra le due isobare. Il gradiente barico orizzontale è un parametro importantissimo, in quanto è la causa degli spostamenti delle masse d'aria da un punto all'altro della Terra, e quindi è l'origine dei venti. Quanto più vicine sono le isobare tanto più veloce è il vento.

3.3-La pressione in quota Le conformazioni bariche che rappresentano la distribuzione della pressione sulla superficie terrestre sono essenziali per la conoscenza del tempo meteorologico e del suo sviluppo, nonché per fare le previsioni del tempo. Le porzioni della superficie terrestre interessate da zone di bassa pressione o da saccature, sono in genere esposte a tempo perturbato, mentre la presenza di zone di alta pressione o promontori è di solito segno di tempo buono. Molto importante per l'analisi e la previsione del tempo è l'andamento della pressione in quota. Esso viene ottenuto rappresentando con isoipse, o linee di uguale altezza, l'andamento di alcune superfici isobariche ritenute più rappresentative: in particolare quelle da 850, 700, 500, 300 e 200 hpa. Le isoipse sono le tracce lasciate dall'intersezione della superficie da rappresentare con piani orizzontali posti a intervalli di altezza costanti, e mostrano l'andamento della superficie nello stesso modo in cui le curve di livello topografiche mostrano l'andamento della superficie del terreno. Anche le isoipse possono dar luogo a zone di alte e bassa pressione, nonché a saccature e promontori, e vengono tracciate sulle carte a pressione costante, o topografie in quota. Quando le conformazioni bariche in superficie trovano corrispondenza con le conformazioni delle isoipse in quota, i fenomeni meteorologici sono in genere molto più rilevanti.

4-LA TEMPERATURA

4.1-La distribuzione del calore Vediamo innanzitutto quale è il meccanismo di riscaldamento dell'atmosfera. Ovviamente la sorgente di calore è il Sole, che irradia nello spazio enormi quantità di energia termica e luminosa. La superficie della Terra esporta alla radiazione solare assorbe una piccola parte di questa energia (piccola rispetto al totale emesso dal Sole), la quale attraversa l'atmosfera senza innalzarne la temperatura in modo significativo. In altre parole, il Sole riscalda la terra per irraggiamento, senza che l'atmosfera assorba calore dai raggi che l'attraversano. Il calore che giunge alla superficie terrestre viene assorbito e quindi riceduto agli strati dell'atmosfera a immediato contatto con il suolo, i quali a loro volta lo cedono per convezione a quelli superiori. Se l'atmosfera fosse quella standard, la temperatura decrescerebbe dal suolo (fonte del calore anche se indiretta) verso l'alto, con un gradiente termico verticale di 6.5 gradi ogni 1000 metri. E se la superficie terrestre fosse uniformemente riscaldata dall'irraggiamento solare, l'atmosfera sarebbe in quiete, cioè non ci sarebbero spostamenti di masse d'aria ne orizzontalmente ne verticalmente. In pratica, però (fortunatamente per la vita sul pianeta, che altrimenti non potrebbe esistere), la superficie terrestre viene riscaldata in modo molto vario per due ragioni principali: il diverso irraggiamento solare nel tempo e nello spazio, e la diversa capacità termica delle varie parti della superficie terrestre. Il diverso irraggiamento è dovuto a sua volta a una serie di cause, le principali delle quali sono le seguenti:

·  la sfericità della terra e l'alternarsi delle stagioni

·  la rotazione terrestre con l'alternarsi del giorno e della notte

·  la diversa esposizione ai raggi solari, specie in terreni montuosi o comunque non pianeggianti

·  la diversa copertura del cielo da parte delle nuvole.

La diversa capacità termica del terreno, invece, si traduce in pratica nella sua capacità maggiore o minore di trattenere il calore del Sole. Le superfici con grande capacità termica, come ad esempio quelle ricoperte dall'acqua, durante l'irraggiamento solare trattengono una grande quantità di calore, mentre ne cedono all'atmosfera sovrastante una piccola quantità. Ciò comporta che quando l'irraggiamento solare cessa, la superficie ha ancora molto calore immagazzinato e può continuare a cederlo anche per lungo tempo dopo che ha cessato di riceverne. Le superfici con scarsa capacità termica, invece, quali i terreni rocciosi o sabbiosi, durante l'irraggiamento solare trattengono percentuali molto minori di calore, mentre ne cedono immediatamente all'atmosfera la maggior parte. Pertanto una volta cessati l'irraggiamento, queste superfici si raffreddano molto rapidamente, avendo poco calore immagazzinato da cedere.

Da quanto sopra, risulta evidente che durante il giorno il terreno è molto più caldo dell'acqua, perché la cessione di calore è molto maggiore, mentre di notte è l'acqua ad essere più calda del terreno, appunto perché essa ha ancora calore immagazzinato da cedere. La variazione di temperatura nel tempo di un luogo della Terra, si chiama escursione termica. Essa è definita dalla differenza fra il valore massimo ed il valore minimo della temperatura del luogo, misurati in un determinato intervallo di tempo. L'escursione termica giornaliera è quella che ha il suo massimo verso le ore 14, e il suo minimo appena prima del sorgere del Sole. L'escursione termica annuale ha il suo massimo in estate e il minimo in inverno. Le linee che congiungono i punti della terra avente lo stesso valore di temperatura nello stesso tempo, si chiamano isoterme.

4.2-Le scale termometriche La temperatura viene misurata con i termometri, che possono essere a mercurio, ad alcool, bimetallici o elettrici. Le scale termometriche più impiegate sono:

• la scala Fahrenheit, avente i valori 32 e 212 corrispondenti rispettivamente ai valori 0 e 100 della scala centigrada

• la scala delle temperature assolute, o scala Kelvin, che parte dallo zero assoluto (-273°C), facilmente ricavabile dalla scala centigrada aggiungendo 273°.

4.3-I moti convettivi Le diverse temperature della superficie terrestre provocano, in conseguenza, anche un diverso riscaldamento dell'aria sovrastante, questo disuniforme riscaldamento fa nascere i moti convettivi dell'aria. La convezione è la forma di propagazione del calore caratteristica dei liquidi e dei gas. L'aria calda (scaldata dal terreno) essendo meno densa di quella più fredda tenderà a salire per il principio di Archimede. Salendo quest'aria, lascia il posto a quella più fredda che le sta intorno, la quale viene così richiamata verso il terreno, ove a sua volta si scalda e sale.

Durante la salita, però, l'aria si raffredda e a un certo punto cessa di salire e va a occupare il posto di quella che sta scendendo per essere stata richiamata dal "vuoto" lasciato dall'aria che va verso il terreno. Il moto convettivo così generato continua fino a che perdura la disparità di riscaldamento delle varie parti del terreno. Quello visto ora è un moto convettivo di dimensioni ridotte e di breve durata. Ci sono invece moti convettivi generati dal diverso riscaldamento di vaste zone della Terra, i quali hanno perciò dimensioni planetarie, e la cui durata può essere stagionale oppure continua. Le zone equatoriali più scaldate dal Sole, formano correnti ascendenti di aria calda, che ridiscendono sui poli riscaldati solo obliquamente dai raggi del Sole. Si avrebbero perciò venti dai poli all'equatore in superficie, e venti di opposta direzione in quota. Vedremo più avanti che questa situazione viene alterata per effetto della rotazione terrestre. Un moto convettivo consiste dunque in una colonna d'aria ascendente, una discendente, e due massa d'aria che si muovono in senso opposto l'una dall'altra parallelamente al terreno, la prima al suolo, e la seconda in quota. Le masse che si muovono verticalmente sono appunto chiamate correnti ascendenti e discendenti, mentre quelle che si muovono parallelamente al terreno sono chiamati venti.

4.4-Le curve di stato Abbiamo accennato in apertura di capitolo il gradiente termico verticale, cioè il rapporto fra la differenza di temperatura fra due punti a quota diversa, e la l'oro differenza di quota. Poiché il gradiente termico verticale dell'atmosfera standard ha il valore costante di 6,5°c/1000 metri, l'andamento di un ipotetica curva tracciata posizionando sul sull'asse delle ordinate la quota e sull'asse delle ascisse la temperatura, è lineare (in diminuzione) fino alla tropopausa, al di sopra, dove il gradiente assume valore costante zero, la curva continuerebbe parallela all'asse delle ordinate la temperatura mantiene cioè costante il valore di -56,5°c raggiunto alla tropopausa. In pratica, però, la variazione della temperatura con la quota può avere un andamenti molto vari, in alcuni casi può ance succedere che la temperatura, anziché diminuire , aumenti con la quota, e dia così luogo a un inversione termica. Un caso di inversione termica è quello che si verifica al suolo di notte, quando l'aria è perfettamente calma, e quindi gli strati a immediato contatto con il terreno, che ha ormai ceduto tutto il suo calore, e quindi è molto freddo, sono più freddi di quelli sovrastanti. L'inversione al suolo è spesso causa di nebbia; ha comunque sempre uno spessore limitato, e sparisce non appena ha inizio il primo riscaldamento del terreno al sorgere del Sole. Un inversione in quota , che si può verificare a qualunque altezza nella troposfera, può dare spesso luogo, invece, a nubi stratificate.

5-L''

Da quanto detto fino ad ora, possiamo trarre questa conclusione: l'atmosfera terrestre è in continuo rimescolamento a causa delle diverse temperature a cui si trova l'aria che la compone. Però, oltre alle correnti verticali e ai venti, nessun altro fenomeno avrebbe luogo nell'atmosfera se essa non contenesse sempre, in quantità più o meno elevate, acque nel suo stato aeriforme, cioè il vapore acqueo. Come tutti gli elementi chimici e i loro composti, così anche l'acqua si può trovare in ognuno dei tre stati, solido, liquido e aeriforme. Causa dei cambiamenti di stato sono le variazioni della pressione e della temperatura: tutti sappiamo, per esempio, che alla pressione atmosferica esistente al livello del mare, l'acqua solidifica a 0 °C e bolle a 100°C, mentre questi valore della temperatura variano al variare della pressione. I cambiamenti di stato sono la fusione (da solido a liquido) l'evaporazione (da liquido a aeriforme) la condensazione (da aeriforme a liquido), la solidificazione (da liquido a solido), e la sublimazione (da solido a aeriforme e viceversa). Durante ogni cambiamento di stato si verifica sempre anche uno scambio di calore, detto calore latente, fra l'elemento che cambia stato e l'ambiente circostante. Ciò che interessa particolarmente ai fini meteorologici è che, durante il passaggio da liquido a vapore, l'acqua assorbe dall'ambiente circostante una grande quantità di calore, appunto il calore latente di vaporizzazione, pari a 589 chilo calorie per ogni chilogrammo di acqua evaporato alla temperatura di 15°C. Questa energia calorifica immagazzinata dal vapore durante il cambio di stato, viene totalmente restituita all'ambiente durante il processo inverso, cioè durante la condensazione. Il vapore passa all'atmosfera dalla superficie degli oceani e degli specchi d'acqua in generale, nonché dalla vegetazione e dagli esseri viventi presenti sulla Terra. L'energia necessaria per l'evaporazione viene ovviamente fornita dal Sole. Il vapore d'acqua è un gas perfettamente trasparente alla luce, e quindi non si vede. Non si commetta pertanto l'errore, assai diffuso, di affermare che le nubi sono formate da vapore. Si tratta invece di minutissime goccioline di acqua già allo stato liquido, e perciò visibili. L'umidità si misura mediante gli igrometri, che possono essere psicRometrici, o psicrometri, a capelli, e a condensazione. L'umidità può essere espressa in tre diversi modi: umidità assoluta, umidità specifica e umidità relativa.

5.1-L'umidità assoluta L'umidità assoluta è la quantità di vapore, espressa in grammi, contenuta in un metro cubo di aria. Rappresenta la densità, o concentrazione, del vapore acqueo in un miscuglio di vapore acqueo e di aria secca . E' una grandezza poco usata in quanto, essendo funzione del volume, varia al variare dello stesso, ed è perciò in molti casi difficilmente misurabile e continuamente variabile.

5.2L'umidità specifica L'umidità specifica è la quantità di vapore, espressa in grammi, contenuta in un chilogrammo di aria. Essendo ottenuta dal rapporto tra la massa di vapore acqueo e la massa di aria umida che lo contiene, rappresenta la concentrazione di massa, o contenuto di vapore. Viene impiegata al posto di quella assoluta per esprimere l'umidità di una massa d'aria in movimento verso l'alto, quando la sua densità è in continua diminuzione, e perciò uno stesso volume contiene sempre meno aria, mentre un chilogrammo rimane sempre tale, qualunque sia la variazione della densità.

5.3-L'umidità relativa L'umidità relativa è il rapporto percentuale fra la quantità di vapore contenuto in una massa d'aria, e la quantità massima che la stessa massa ne può contenere a parità di temperatura e pressione. L'umidità relativa rappresenta perciò anche il rapporto espresso in percentuale trA l'umidità specifica effettiva e l'umidità specifica massima dell'aria alla stessa temperatura. Cerchiamo di chiarire meglio questo rapporto, che è fondamentale per comprendere il verificarsi di certi fenomeni meteorologici. Si ipotizzi di prendere una massa d'aria qualunque, per esempio quella contenuta in una stanza, e, mantenendone costante la temperatura, di immettervi vapore acqueo; si noterà che per un po' di tempo l'aria continuerà ad assorbire il vapore immesso, ma ad un certo punto sulle pareti si formerà un velo d'acqua liquida, e la stanza si riempirà di nebbia. Ciò avviene perché l'aria della stanza è diventata satura, cioè contiene tutta l'umidità che può contenere, e quella che si continua ad immettere viene "espulsa" sotto forma di acqua allo stato liquido. Quando una massa d'aria si satura, la sua umidità relativa è del 100%, in quanto il rapporto fra l'umidità contenuta e la massima contenibile è uguale a 1. La temperatura dell'aria alla quale si verifica la saturazione in condizioni di pressione e di quantità di vapore costanti, si chiama temperatura del punto di rugiada, o più semplicemente, punto di rugiada. La temperatura di rugiada è tanto più bassa quanto più l'aria è secca.

Se la temperatura di rugiada è al di sopra del punto di congelamento, quando l'aria si satura si ha condensazione in forma di nebbia o di rugiada, mentre se è al di sotto si ha sublimazione in forma di cristalli di ghiaccio che d'anno origine alla brina. Se ora torniamo alla stanza piena di nebbia e ne innalziamo la temperatura, notiamo che la nebbia si dissolve e l'acqua sulle pareti evapora. Ciò succede perché, innalzando la temperatura dell'aria, pur avendo lasciata invariata la quantità di acqua presente, si è accresciuta la capacità dell'aria di contenere vapore. In altre parole si è abbassata l'umidità relativa al di sotto del 100% e l'aria non è più satura. Concludendo, per far raggiungere la saturazione a una massa d'aria, si possono seguire due vie: la prima consiste nell'immettere nuovo vapore nell'aria, la seconda consiste nel raffreddare la massa d'aria lasciando invariata la quantità di vapore esistente; in tal caso, siccome la quantità massima di vapore contenibile varia in modo direttamente proporzionale alla temperatura dell'aria, si fa raggiungere il valore 1 al rapporto, facendone diminuire il denominatore. Col seguente esempio numerico penso di poter chiarire definitivamente il fenomeno. Un metro cubo d'aria alla temperatura di 20°C, contenendo 10 grammi di vapore, ha un umidità relativa del 50%. Lo stesso metro cubo di aria contenente gli stessi 10 grammi di vapore, se portato alla temperatura di 10°C diventa saturo, cioè la sua umidità relativa diventa del 100%, e la temperatura di 10°C costituisce la temperatura di rugiada.

L'umidità relativa è chiamato anche stato igrometrico dell'aria, in quanto ne rappresenta il grado di saturazione. Quanto minore è l'umidità relativa, tanto più l'aria è secca, e quindi suscettibile di favorire l'evaporazione e ricevere altro vapore; viceversa tanto maggiore è l'umidità relativa, tanto più l'aria è umida, e quindi tanto minore è la sua capacità di favorire l'evaporazione di ricevere altro vapore.

La maggior parte dei fenomeni meteorologici sono generati dai moti verticali che si verificano nell'atmosfera, i quali inducono le diminuzioni di temperatura che portano le masse d'aria ascendenti alla saturazione, e quindi alla formazione delle nubi e alle conseguenti precipitazioni. Le cause che sono all'origine dei moti verticali dell'atmosfera sono due.

·  Il surriscaldamento di una determinata massa d'aria che diventa perciò meno densa, e quindi più leggera di quella circostante, così come è stato descritto nel capitolo precedente a proposito dei moti convettivi. In questo caso si dice che l'aria sale per convezione libera.

·  L'azione meccanica esercitata dall'incontro di una massa d'aria dotata di moto orizzontale con un rilievo del terreno o con un'altra massa d'aria di densità diversa, come nel caso dello Stau e del Fohen o come nelle situazioni frontali. In questi casi si dice che l'aria sale per convezione forzata.

Una volta che un moto verticale è stato innescato, ciò che conta ai fini del suo proseguimento, e quindi dello sviluppo dei fenomeni meteorologici conseguenti, è lo stato di equilibrio dell'atmosfera: se è stabile, il moto verticale si esaurisce non appena cessa la causa che l'ha generato; viceversa, se l'atmosfera è instabile, il moto verticale si autoalimenta e continua con intensità via via crescente. I fenomeni meteorologici più intensi e potenzialmente pericolosi si verificano perciò in questo secondo caso. Per comprendere chiaramente i meccanismi che sono all'origine dei moti verticali dell'atmosfera, e per poterne prevedere con sufficiente precisione il verificarsi e il divenire, è pertanto indispensabile conoscere quali sono le condizioni fisiche che permettono ad una massa d'aria di essere di volta in volta stabile o instabile.

2-IL RAFFREDDAMENTO ED IL RISCALDAMENTO ADIABATICO

La fisica insegna che un gas, quando si comprime, cioè quando viene portato a pressione maggiore, si riscalda; e viceversa, quando si espande, cioè quando viene portato a pressione minore, si raffredda. Un riscontro a questi fenomeni si ha quando, gonfiando un pneumatico della bicicletta, si sente che la pompa si scalda perché comprime l'aria al suo interno; e quando si apre il rubinetto di una bombola contenente gas compresso, si sente che mentre il gas fuoriesce la bombola si raffredda. Il riscaldamento o il raffreddamento, cioè la variazione di temperatura, sono tanto maggiori quanto maggiore è la variazione di pressione. Un aspetto di questi fenomeni che è importante sottolineare, e che il riscaldamento e il raffreddamento avvengono senza sottrazione o cessione di calore con l'ambiente esterno. Si dice cioè che la variazione di temperatura avviene in modo adiabatico.

3-I MOTI VERTICALI DELL'ARIA NON SATURA

3.1-Gradiente adiabatico secco immaginiamo di trovarci a livello del mare in atmosfera standard, cioè a 15°C di temperatura, e di rinchiudere un certo volume d'aria alla pressione ambiente in un ipotetico palloncino di gomma avente le pareti che si possono dilatare liberamente senza opporre resistenza alcuna. Ciò fatto, immaginiamo di trascinare verso l'alto il volume d'aria così racchiuso, dopo aver introdotto il bulbo di un termometro nel palloncino. Noteremo che la temperatura dell'aria dentro il palloncino, indipendentemente dalla temperatura dell'aria esterna, diminuisce di 1°C per ogni 100 metri di quota. Questo calo di temperatura è appunto dovuto al fatto che, andando in quota, la pressione atmosferica diminuisce, e quindi l'aria contenuta nel palloncino è costretta ad espandersi, e quindi a raffreddarsi. Nell'atmosfera l'andamento della pressione è tale, per cui l'aria del palloncino si espande così da raffreddarsi appunto di 1°C ogni 100 metri di quota. Questa diminuzione fissa di temperatura in funzione alla quota, prende il nome di gradiente adiabatico secco, ed è costante a tutte le quote sia per l'aria secca sia per l'aria umida ma non ancora satura. Il gradiente adiabatico secco non va confuso con il gradiente termico verticale dell'aria entro cui avviene il moto verticale. Il gradiente termico verticale, che, come vedremo meglio fra breve, è il parametro che determina se l'aria è stabile o instabile, rappresenta infatti il calo di temperatura che si riscontra andando in quota all'interno della massa d'aria in quiete, mentre il gradiente adiabatico secco è il calo di temperatura cui va soggetto il volume d'aria che sale. Sappiamo che il gradiente termico verticale dell'aria standard è 6,5°C ogni 1000 metri, nell'aria reale, però, tale gradiente può assumere valori anche molto diversi da quello standard, sia in più sia in meno.

3.2-La stabilità e l'instabilità dell'aria non satura Nel salire in quota, l'aria non satura diminuisce la propria temperatura, quindi la quantità di umidità che essa può contenere diminuisce in modo diretto. Al raggiungere della quota di saturazione l'acqua contenuta sotto forma di vapore inizierà a condensare cedendo il calore accumulata in precedenza, in questo modo l'aria si scalderà maggiormente adiabatica satura, e la massa d'aria risulterà più instabile e tenderà a salire più velocemente fino al raggiungimento di un inversione termica.

4-I MOTI VERTICALI IN ARIA SATURA

4.1-Il gradiente adiabatico saturo Il gradiente adiabatico saturo rappresenta la variazione di temperatura cui va soggetta una massa d'aria satura in movimento verticale. Esso differisce dal gradiente adiabatico secco con il fatto che in concomitanza con la condensazione si verifica la cessione del calore latente. In altre parole, quando il vapore condensa e forma la nube o la nebbia, esso restituisce all'aria il calore latente di condensazione che le aveva a suo tempo sottratto durante l'evaporazione. Il calore ceduto dall'acqua durante il suo cambiamento di stato scalda l'aria e la rende così più leggera. Se, per esempio nel palloncino del caso a l'aria diventasse satura a 15°C, dentro il palloncino si formerebbe la "nebbia", e contemporaneamente l'aria si scalderebbe ricevendo dall'acqua il calore latente di condensazione; se la cessione di calore fosse sufficiente a portare la temperatura al di sopra dei 16°C, il palloncino potrebbe continuare a salire.

4.2-La stabilità e l'instabilità dell'aria satura Perciò, la stabilità e l'instabilità di una massa d'aria non sono più distinte dal gradiente adiabatico secco, bensì da quello saturo. Il valore del gradiente adiabatico saturo non è costante come il valore di quello secco, ma è variabile in funzione della temperatura dell'aria. Sappiamo infatti che l'aria può contenere tanto più vapore quanto più è calda; perciò, quando si satura, laria calda può restituire più umidità, e quindi più calore che non l'aria fredda. Il valore del gradiente adiabatico saturo varia quindi in funzione inversa alla temperatura dell'aria; per aria satura molto fredda, il suo valore si discosta di poco da quello del gradiente adiabatico secco, mentre per aria molto calda il suo valore può scendere anche a 0,4°C per 100 metri di quota. Ammesso che questo fosse il caso, la massa d'aria satura sarebbe stabile quando il suo gradiente termico verticale fosse minore di 0,4°C/100 metri, e sarebbe instabile per gradienti maggiori.

5-I DIAGRAMMI TERMOMETRICI

L'argomento cui ci apprestiamo ad accennare è il pane quotidiano dei volovelisti, che quando vogliono ottenere risultati apprezzabili devono studiare con cura lo stato dell'atmosfera in cui si apprestano a salire con le loro vele. Dopo gli opportuni sondaggi aerologici, su un diagramma temperatura/altezza vengono tracciate le curve di stato dell'aria, e le curve dell'adiabatica secca e dell'adiabatica satura. Correlando questo grafico con i valori della temperatura al suolo presente e prevista nelle ore successive, è possibile sapere sé e quando l'aria è o sarà stabile o instabile, a quale quota si incontrerà il livello di condensazione, e numerose altre informazioni indispensabili per il volo a vela. Quando una massa d'aria possiede un gradiente termico verticale maggiore di quello adiabatico saturo ma minore di quello adiabatico secco, si dice che è condizionalmente instabile. Si immagini una porzione di aria alla superficie che, per il fatto di trovarsi sopra un terreno che le cede molto calore, assume una temperatura superiore ai 20°C dell'aria circostante. Quest'aria, sotto forma di bolla, salirà raffreddandosi secondo l'adiabatica secca fino a raggiungere nuovamente la temperatura dell'aria circostante, quota alla quale la salita cessa (punto A). Se, però, il riscaldamento al suolo diventa tale (23°C) da consentire alla bolla d'aria di salire fino a raggiungere la temperatura di rugiada (punto B), in tal momento la sua umidità comincerà a condensare restituendo il calore latente, per cui l'ulteriore riduzione di temperatura sarà minore perché proseguirà secondo l'adiabatica satura. Ecco quindi che a partire dal punto B, alla cui quota si trova il livello di condensazione, chiamato anche livello di convezione libera, l'aria potrà continuare a salire, e formerà una nube cumuliforme. La salita continuerà fino alla quota dove, incontrando un isotermia o un inversione (punto C), si arresterà lo sviluppo verticale della nube. L'interpretazione delle curve di stato è molto più agevole quando vengiono tracciate su diagrammi termometrici preparati dai servizi Meteorologici. Riassumendo possiamo dire che quando due masse d'aria di diversa temperatura vengono a contatto, quella più calda, più leggera, sale sopra a quella più fredda, e il moto continua fino a quando le due masse raggiungono l'equilibrio termico, cioè quando le temperature si eguagliano. Questo accade sempre e comunque sia che l'aria sia stabile che instabile. La differenza sta nel fatto che se l'aria è stabile, il moto ascensionale si esaurisce rapidamente, mentre se l'aria è instabile, il moto ascensionale, una volta innescato, si alimenta da sé e dura autonomamente finche l'aria si trova in condizioni di instabilità, in quanto l'instabilità non permette il raggiungimento dell'equilibrio termico. Una massa d'aria può essere stabile o instabile a diverse quota, a seconda di come si presenta la sua curva di stato relativamente alla sua adiabatica secca o a quella satura. Il tetto è comunque sempre rappresentato dalla tropopausa, dove il gradiente termico verticale diventa stabilmente zero, e al di sopra della quale l'aria è quindi permanentemente stabile. Questa è la ragione per cui i fenomeni meteorologici avvengono solo nella troposfera e non possono manifestarsi oltre la tropopausa.

6-LE CARATTERISTICHE DELL?ARIA STABILE E INSTABILE

La sintesi di quanto esposto nei paragrafi precedenti è che l'aria stabile tende a rimanere immobile ristagnando sugli strati sottostanti o sul terreno, mentre l'aria instabile tende a salire e a rimescolarsi continuamente. Le conseguenze di tutto ciò sulle condizioni meteorologiche generali sono quelle riportate di seguito. La visibilità e buona o ottima in condizioni di aria instabile, mentre è scarsa o pessima in condizioni di aria stabile. Le nubi hanno sviluppo verticale in aria instabile, mentre sono stratificate in aria stabile. Le precipitazioni sono intermittenti ma di forte intensità in aria instabile, mentre sono persistenti e sovente poco intense in aria stabile.

I VENTI

1-INTRODUZIONE

Mentre nel capitolo precedente abbiamo analizzato i moti verticali dell'atmosfera, in questo trattiamo dei moti orizzontali, che prendono il nome di venti. Il vento è definito mediante un vettore che rappresenta il moto orizzontale della massa d'aria, vale a dire mediante una direzione ed una velocità. L'unità di misura standard per la velocità è il nodo (1850 metri/h circa) altre unità utilizzate in certi casi sono il metro al secondo, il chilometro all'ora, e il miglio statutario all'ora. La direzione viene espressa ad intervalli di 10° mediante l'angolo di provenienza riferito al nord vero sul cerchio dell'orizzonte, cerchio che in questo caso prende il nome di rosa dei venti. I venti caratteristici della zona del mediterraneo sono: La tramontana da nord, il maestrale da nord/ovest, il ponente da ovest, il libeccio da sud/ovest, il mezzogiorno da sud, lo scirocco da sud/est, il levante da est, e il grecale da nord/est. Il vento al suolo, misurato mediante gli anemometri, è di particolare importanza per tutte le attività di montagna, in quanto, a causa dell'orografia può assumere direzioni molto variabili ed intensità spesso amplificate dal profilo dei monti.A seconda dell'intensità e del rateo di variazione della direzione e della velocità, viene di volta in volta definito teso, a raffiche, turbinoso. Il vento in quota, misurato da terra seguendo la traiettoria di appositi palloni sonda ha particolare rilevanza per le previsioni del tempo, e quindi determinare l'arrivo di un eventuale fronte.

2-LE FORZE CHE ORIGINANO I VENTI 2-LE FORZE CHE ORIGINANO I VENTI

2.1-La forza di gradiente e la forza deviante 2.1LA FORZA DI GRADIENTE E LA FORZA DEVIANTE Nel primo capitolo, trattando dei moti convettivi, abbiamo visto che lo spostamento delle masse d'aria l'ungo la superficie terrestre è dovuto alla presenza di zone del pianeta aventi pressioni atmosferiche diverse l'una dall'altra, a loro volta generate dal diverso riscaldamento dell'atmosfera. Abbiamo anche detto che il rapporto fra la differenza di pressione e la distanza che separa due punti della Terra si chiama gradiente barico orizzontale. Vediamo quali sono le forze che agiscono su ogni singola molecola d'aria soggetta ad un gradiente barico orizzontale. Quando la particella si trova ferma sull'isobara di maggior pressione, essa va soggetta alla forza barica, o forza di gradiente, che tende a farla spostare accelerandola perpendicolarmente alle isobare, da quella di più alta a quella di più bassa pressione. Questa è appunto la traiettoria che la particella seguirebbe con velocità via via crescente se la Terra non ruotasse su se stessa. Siccome, però, la terra ruota intorno al proprio asse, non appena la particella inizia a viaggiare va soggetta ad una forza che agisce sempre perpendicolarmente alla forza del moto, chiamata forza deviante di Coriolis. La forza di Coriolis, interviene a deviare il moto verso destra nel nostro emisfero, e verso sinistra nell'emisfero sub. La sua intensità, che è massima ai poli e nulla all'equatore, è inoltre direttamente proporzionale alla velocità della particella: perciò è nulla quando questa è in quiete, e cresce fino a diventare uguale alla forza di gradiente mano a mano che la velocità della particella aumenta. Il vento che, sotto l'azione della forza di gradiente e della forza deviante, si muove parallelamente alle isobare ad andamento pressoché rettilineo prende il nome di vento geostrofico. La forza barica di gradiente è quindi il "motore" del vento, e con la sua intensità ne determina la velocità. Quando una conformazione barica ha le isobare o le isoipse molto vicine le une alle altre, il gradiente barico orizzontale è molto elevato, e quindi lo è anche la velocità del vento. Viceversa avviene se le isobare e le isoipse sono molto distanziate.

2.2La forza centrifuga Quando le isobare sono curve, come nei casi dei cicloni e degli anticicloni, alla forza barica e alla forza deviante di Coriolis si aggiunge la forza centrifuga, generata dal moto circolare cui sono sottoposte le particelle di aria. La forza centrifuga è tanto maggiore quanto minore è il raggio di curvatura delle isobare, e quanto maggiore è la velocità del vento. L'azione della forza centrifuga fa si che a parità di gradiente, la velocità del vento fra due isobare curve sia diversa dalla velocità del vento fra due isobare rettilinee: minore quando la curvatura delle isobare è ciclonica, e maggiore quando la curvatura è anticiclonica. Infatti, quando la curvatura è ciclonica, la forza centrifuga si oppone alla forza barica diretta verso il centro di bassa pressione, ragion per cui la velocità impressa alla particella d'aria dalla forza risultante è minore che non quando le isobare sono rettilinee e la forza centrifuga è assente. Quando invece la curvatura è anticiclonica, la forza centrifuga si somma all'azione della forza barica diretta via dal centro di alta pressione, ragion per cui la velocità impressa alla particella dall'azione congiunta delle due forze è maggiore. L'intensità della forza di Coriolis, essendo proporzionale alla velocità del vento, è in ogni caso uguale alla somma vettoriale della forza di gradiente e della forza centrifuga. Il vento che, sotto l'azione combinata della forza di gradiente, della forza deviante, e della forza centrifuga, si muove concentricamente alle isobare ad andamento curvo prende il nome di vento di gradiente.

2.3La forza di attrito Quanto detto fino ad ora vale per i venti che corrono sopra una certa quota, variabile a seconda della natura del terreno, entro la quale essi non risentono dell'attrito con il suolo. Al di sotto di tale quota, nello spessore d'aria che prende in nome di zona di influenza del terreno, entra infatti in gioco anche la forza di attrito dovuta allo scorrimento del vento lungo la superficie sottostante, forza che è sempre diretta in senso contrario alla direzione del moto. La forza di attrito, opponendosi alla forza del vento e diminuendone la velocità, fa sì che la forza di Coriolis diventi minore della forza di gradiente, e quindi il moto risulti deviato verso l'isobara di minor pressione. L'effetto dell'attrito del terreno sulla direzione del vento fu studiato anche dal fisico Buys-Ballot, che enunciò in proposito la famosa legge che dice: "L'osservatore che si pone rispetto al vento in modo da riceverlo alle spalle, ha, nel nostro emisfero, la bassa pressione a sinistra leggermente avanti a se, e l'alta pressione a destra leggermente indietro. L'inverso avviene nell'emisfero sud". L'effetto dell'attrito del terreno sul moto dei venti crea, sia nelle conformazioni bariche chiuse, sia nelle saccature e nei promontori, quei fenomeni che vanno sotto il nome di convergenza ciclonica e divergenza anticiclonica, i quali spiegano perché in presenza di alta pressione il tempo è perlopiù buono, mentre è solitamente perturbato in presenza di una depressione. La superficie che separa la zona di divergenza dalla zona di convergenza di una saccatura viene in genere disegnata sulle carte del tempo con una linea tratteggiata, spesso chiamata linea di instabilità. Essa corre perpendicolare alle isobare, l'ungo l'asse maggiore della saccatura. Gli effetti perturbatori del tempo legati ad una saccatura sono particolarmente pronunciati quando la saccatura è in quota, e sovrasta una zona di bassa pressione al suolo.

3-LA CLASSIFICAZIONE DEI VENTI

Abbiamo visto nei paragrafi precedenti come al vento vengano date diverse denominazione a seconda delle forze che concorrono a determinarne la direzione. Un altro modo comunemente usato per classificare i venti consiste nel fare riferimento alla periodicità con cui interessano le varie zone della Terra, suddividendoli in venti costanti, periodici, e irregolari.

3.1-I venti costanti I venti costanti sono quelli che spirano tutto l'anno nella stessa direzione e con lo stesso verso. Sono, questi, i venti generati da cause che perdurano tutto l'anno, come la depressione esistente all'equatore, e l'alta pressione esistente al di sopra dei tropici che danno origine agli alisei e ai controalisei.

3.2-I venti periodici I venti periodici sono quelli che spirano con direzione costante ma senso alternato, appunto con una certa periodicità, la quale può essere giornaliera come nel caso delle brezze, o stagionale come nel caso dei monsoni. Vediamo brevemente il meccanismo che da luogo a questi venti, descrivendo come esempio la brezza di mare e la brezza di terra. Quando al mattino sorge il Sole, esso irraggia sia la terra sia il mare. Però, come sappiamo, queste due superfici hanno capacità termiche molto diverse, ragion per cui, dopo alcune ore di irraggiamento, la Terra è molto più calda del mare, e per conseguenza anche l'aria che sovrasta le due superfici segue la stessa sorte. Perciò l'aria sovrastante la terra si innalza perché più calda, innescando un moto convettivo che richiama l'aria più fresca dal mare, dando così origine alla brezza di mare. Il fenomeno dura fino a sera, e si inverte alcune ore dopo che il Sole è tramontato, quando l'aria più calda è quella sovrastante il mare. Essa allora si porta in quota richiamando aria dalla costa, dando così origine alla brezza di terra. Lo stesso avviene per le brezze di monte e di valle. Durante il giorno spira la brezza di valle richiamata dai pendii più caldi, mentre durante le prime ore della sera spira la brezza di monte per l'inversione del fenomeno. Lo stesso meccanismo seppur su scala infinitamente maggiore, e con periodicità stagionali anziché giornaliere, è alla base della formazione dei monsoni. Durante l'estate, la pressione che si forma sull'Asia per il riscaldamento del continente, richiama aria calda, umida e instabile dall'oceano. Spinto in alto dal forte riscaldamento del suolo e dall'incontro con il terreno che si eleva sempre di più verso l'Himalaya, il monsone estivo dà luogo a nuvolosità estesa, sesso a carattere temporalesco, e a ingentissime precipitazioni. Durante l'inverno, l'aria fredda e secca del continente defluisce verso l'oceano; scendendo dalle cime dell'Himalaia l'aria si scalda adiabaticamente, e genera il clima secco del monsone invernale.

3.3-I venti irregolari I venti irregolari sono quelli che spirano in modo variabile a seconda della disposizione che le zone di alta e bassa pressione vanno assumendo nel tempo e nello spazio. Si può dire che ogni angolo della terra abbia il suo vento locale, che cambia nome da Paese a Paese, e a volte anche da città a città, ma che è comunque sempre generato dalle stesse cause che ormai ben conosciamo.

4-GLI EFFETTI DEI RILIEVI

Ogni volta che un vento incontra un rilievo del terreno, l'aria, per superarlo, è costretta a scorrere l'ungo il pendio di sopravento e a salire fino alla sua sommità, per poi ridiscendere dalla parte opposta per il pendio di sottovento. L'ungo il pendio di sopravento si crea una corrente ascendente, chiamata anche corrente dinamica, che è spesso sfruttata dai volovelisti. Se il profilo del pendio è molto irregolare, vicino al suolo si possono incontrare vortici turbolenti. L'ungo il pendio di sottovento, per contro, si crea una corrente discendente.

4.1-Lo Stau e il Fohen Un fenomeno generato dall'incontro del vento con una catena montuosa, particolarmente interessate per chi frequenta le nostre alpi è quello che va sotto il nome di Stau e Fohen. Questo fenomeno si manifesta ogni qual volta che una massa d'aria piuttosto umida in movimento incontra una catena montuosa disposta perpendicolarmente al suo cammino. Al suo contatto con la catena montuosa, il vento è costretto a salire, e salendo si raffredda secondo il ben noto gradiente adiabatico secco di 1°C ogni 100 metri. Una volta raggiunta la quota di condensazione, l'umidità presente nel vento da origine alle nubi, e quindi a precipitazioni. L'insieme della corrente ascendente, delle nubi e delle precipitazioni costituisce lo Stau. Dal momento in cui inizia la condensazione, l'aria riceve il calore latente ceduto dall'acqua nel suo passaggio dallo stato aeriforme a liquido, ragione per cui, durante il resto della salita, il raffreddamento continua secondo il gradiente adiabatico saturo, minore di quello secco. Appena superata la cresta, il vento comincia a scendere, ormai privo della maggior parte della sua umidità che si è scaricata l'ungo il versante sopravento. Scendendo in regime adiabatico secco, l'aria si scalda di 1°C ogni 100 metri, e giunge a valle con un notevole guadagno di temperatura rispetto a quando ha cominciato a salire dalla stessa quota sull'altro versante della montagna. Questo vento di caduta caldo e secco, che rende il cielo terso e sereno, è il Fohen. Il Fohen scende in genere dalla montagna con velocità elevatissima, e al suo cessare è normalmente associato un brusco calo della temperatura con gelate nella pianura padana.

4.2-La formazione delle raffiche Un altro fenomeno generato dall'interazione del vento con il suolo è la formazione delle raffiche; le asperità del terreno ostacolano infatti il fluire del vento, ragion per cui il suo moto, da uniforme che è al di sopra della quota di influenza del terreno, si trasforma via via in pulsante al diminuire della quota. L'intensità massima delle pulsazioni in rapporto alla velocità di scorrimento uniforme prende il nome di fattore di raffica. Esso è tanto maggiore quanto maggiore è la velocità del vento, e quanto più accidentato e cosparso di ostacoli è il profilo del terreno. Un particolare esempio ci viene dato dal fortissimo vento che soffia a ridosso della catena andina nel sud della Patagonia, dove il vento proveniente dall'oceano pacifico, incontrando le montagne vi si incanala tra le pareti subendo delle fortissime accelerazioni che lo portano a soffiare con raffiche anche di 200 chilometri/h.

4.3-Le correnti a getto Concludiamo il capitolo accennando a quei fiumi d'aria chiamati correnti a getto, che serpeggiano intorno alla Terra, in genere alla quota della tropopausa, scorrendo a velocità elevatissime, spesso nell'ordine delle centinaia di chilometri all'ora. In ogni emisfero ci sono due correnti a getto, una detta polare, e la seconda tropicale. La prima interessa le medie e alte latitudini, mentre la seconda è normalmente osservata in prossimità dei tropici. L'andamento generale delle correnti a getto nel nostro emisfero è da ovest a est, ma il loro percorso può serpeggiare anche in direzione nord-sud.

Qualche cenno sulle nebbie...

Innanzitutto, in meteorologia si comincia a parlare di nebbia (d'avvezione, da irraggiamento, frontale, da evaporazione) quando la visibilità orizzontale scende sotto i 1000 metri. Al di sopra di questo valore, in caso di riduzioni della visibilità, è preferibile esprimersi in termini di foschia.

A seconda della visibilità orizzontale, la nebbia può assumere le seguenti specificazioni:

Come si forma la nebbia?

Alla base della formazione delle foschie e quindi delle nebbie vi è un raffreddamento della massa d'aria a contatto con il suolo: l'attitudine dell'aria a contenere vapore acqueo (ovvero acqua allo stato gassoso) è in stretta dipendenza con la temperatura dell'aria. In parole povere, più una massa d'aria è calda, maggiore è la quantità di vapore acqueo che può contenere. A seguito di un raffreddamento, l'aria può trovarsi a contenere più vapore acqueo di quello che potrebbe, e pertanto la quantità in eccesso comincia a condensare in minuscole goccioline (passaggio dell'acqua dallo stato aeriforme a quello liquido). Queste goccioline, estremamente leggere, restano apparentemente sospese nell'aria, intorbidandola e riducendone perciò la visibilità. Può tuttavia accadere che la nebbia (preceduta dalla foschia) cominci a formarsi anche in assenza di saturazione, favorita dalla presenza dei cosiddetti nuclei di condensazione. Perciò in prossimità di aree industrializzate la nebbia si forma più facilmente che altrove.

Da quanto detto, emerge chiaramente che tutto ciò che induce l'aria a raffreddarsi, in presenza di elevato contenuto di vapore acqueo, è favorevole allo sviluppo delle nebbie.

Questo spiega perché, ad esempio, la nebbia tenda a formarsi in corrispondenza delle ore notturne e del primo mattino, solitamente le più fredde della giornata.

IL CIELO SERENO costituisce un altro elemento a favore della nebbia: dopo il calare del sole, il suolo restituisce il calore che ha accumulato durante il giorno (irraggiamento), raffreddandosi rapidamente (1), spesso originando vere e proprie inversioni del normale gradiente termico verticale. Se il cielo è sereno, il calore irradiato dal suolo si perde facilmente verso l'alto, mentre, se il cielo risulta coperto, parte di quel calore resta"ingabbiato", ed il raffreddamento del suolo è meno intenso. Questo spiega perché l'escursione termica è molto pronunciata nei giorni con cielo sereno.

Un altro fattore notevole è rappresentato dal VENTO:la sua assenza impedisce un eventuale rimescolamento dell'aria che si sta raffreddando con aria più calda o meno umida, e anche questo favorisce la nebbia.

·        Riassumendo, ore notturne o di primo mattino, elevata umidità relativa, massiccia presenza di nuclei di condensazione, cielo sereno (spesso a causa di persistente alta pressione) ed assenza di vento sono i principali agenti della formazione delle nebbie, definite da irraggiamento poiché la causa principale del loro insorgere è costituito dal raffreddamento del suolo con cui l'aria è a contatto per perdita di calore verso l'alto.

Tuttavia nebbie possono formarsi anche con cielo coperto, e questo accade soprattutto quando esse si formano non tanto per il raffreddamento della massa d'aria giacente sul luogo, ma per il sopraggiungere di aria calda e umida da località vicine. Questa aria "forestiera", a contatto con il suolo o l'aria più fredda locale, si raffredda a sua volta (specie nella zona di contatto tra le due masse; i più curiosi, vedano il principio di Watt), dando luogo a nebbie definite "d'avvezione". Tipiche (e temute) nebbie da contatto, ad esempio, sono quelle che si formano presso le coste dei mari caldi quando venti costanti paralleli alla costa causano la risalita di acque profonde più fredde ("upwelling"): il contatto di aria calda e umida con la superficie marina fredda genera la nebbia.

Si può prevedere quando la nebbia si dissolverà?

Allo stato attuale, si possono fare solo delle previsioni di massima, in quanto il dissolversi delle nebbie è in relazione a fatti non sempre quantificabili. Ad ogni modo, la scomparsa della nebbia è dipendente dagli stessi fenomeni che l'hanno originata, ovvero il progressivo riscaldamento del suolo per effetto del sorgere del sole induce un riscaldamento dell'aria, che ritorna ad essere nuovamente "capace" di contenere più vapore acqueo: le goccioline della nebbia tornano allo stato aeriforme abbandonando la loro condizione "liquida".

Ovviamente uno strato nebbioso molto spesso (200-300 metri)  impedisce ai raggi del sole di agire incontrastati, e la nebbia si dissolverà lentamente o non si dissolverà per nulla, come capita spesso nelle pianure dell'Italia del Nord.

La nebbia, legata com'è alle condizioni locali, può essere spazzata via dall'arrivo di perturbazioni, che sostituiscono l'aria giacente sul luogo con aria avente caratteristiche differenti, oppure dall'insorgere di un vento improvviso o di un vento particolarmente caldo e secco, come si verifica spesso al nord quando si instaura il fohn, cioè quel vento secco e relativamente più caldo proveniente dalle Alpi. In tal caso il successo della previsione sulla nebbia è strettamente legato alla valutazione dell'arrivo della perturbazione o dell'insorgere del fohn.

Per concludere, si può affermare che un'attenta osservazione delle condizioni favorevoli all'insorgere della nebbia, può favorire, nel previsore, un affinamento della sua sensibilità "locale" ed aiutarlo a fare buone previsioni relative al posto in cui opera. A titolo d'esempio, oltre a tenere sotto esame DELLA TEMPERATURA E DELL'UMIDITA' dell'aria, si può correlare la riduzione della visibilità alla direzione di provenienza del vento, ottenendo spesso, specialmente per le nebbie d'avvezione, una discreta corrispondenza tra vento e nebbia.

SICURAMENTE IN MONTAGNA IL BRUTTO TEMPO PUO’ DARE MAGGIORI PROBLEMI PER CUI NON AVVENTURATEVI SE CAPITE CHE IL TEMPO STA PEGGIORANDO: LA MONTAGNA NON PERDONA MAI. SE DOVESTE TROVARVI GIA’ IN MEZZO AD UN TEMPORALE O UNA BUFERA CERCATE UN RIFUGIO CHIUSO COME GROTTE O AL DI SOTTO DI ROCCE ESPOSTE; FATE COMUNQUE ATTENZIONE A NON CORRERE RISCHI PER QUANTO RIGUARDA LA CADUTA DI SASSI O FRANE. ALLONTANATEVI DAGLI ALBERI CHE ATTIRANO I FULMINI. LA COSA MIGLIORE E’ SEMPRE PREVEDERE E PREPARARSI IN TEMPO PRIMA DI TROVARSI COMPLETAMENTE SOTTO LA TEMPESTA. GUARDATEVI INTORNO: ALLONTANATEVI DA ZONE DI VALANGHE E DA FIUMI CHE CON PIENE POSSONO DIVENTARE PERICOLOSI. NON MONTATE TENDE VICINO A TORRENTI, CASCATE O FIUMI; CERCATE UN PROMONTORIO, UNA COLLINA; IN CASO DI PRECEDENTE SICCITA’ RICORDATEVI DI PREDISPORRE CONTENITORI PER LA RACCOLTA DI ACQUA. SE LA SITUAZIONE SI COMPLICA PER QUANTO RIGUARDA IL RISCHIO DI ALLAGAMENTO METTETEVI AL SICURO ARRAMPICANDOVI SU UNA SPORGENZA IN ALTO, NON INFILATEVI IN CUNICOLI O GROTTE, CERCATE DI SALIRE SU PER LA COLLINA VERSO CASEGGIATI IN MODO ANCHE DA POTER AVVERTIRE I SOCCORSI(MEGLIO CHIAMARE PER NIENTE CHE NON CHIAMARE!). SE NON AVETE PROBLEMI DI ACQUE PERICOLOSE, MONTATE UNA TENDA, SE NE AVETE UNA CON VOI E INFILATEVI DENTRO PER RIMANERE ALL’ASCIUTTO. VEDI ANCHE IL PARAGRAFO MATERIALE DA ESCURSIONE.