Un tramonto sotto un cielo sereno sopra un mare di nubi a perdita d'occhio è certamente una delle situazioni atmosferiche più caratteristiche della stagione invernale a Campo dei Fiori. Quali sono le cause di un fenomeno cosi spettacolare? Per comprenderle pienamente è necessario rifarsi alla meteorologia dello strato limite, cioè a quella parte della meteorologia che studia lo strato d'aria più prossimo al suolo e che ne risente la frizione, il calore e l'umidità. Questo strato prende il nome di ABL (Atmospheric Boundary Layer).

In una pagina dedicata è possibile osservare quando si manifesta il fenomeno dell'inversione termica dai dati in tempo reale delle stazioni di Varese CGP e Campo dei Fiori.

In montagna il cielo è sereno e il clima mite. In lontananza spicca la sagoma del Monviso. (foto Mauro del Romano - 17 dicembre 2012 - Osservatorio Astronomico di Campo dei Fiori).

Un primo concetto fondamentale in tutto lo studio degli ABL è quello di stabilità. E' ben nota a tutti la relazione di Archimede sul galleggiamento: Un corpo immerso in un liquido (o un gas) riceve una spinta dal basso verso l'alto pari al peso del liquido spostato.
In altri termini, se il corpo è più leggero (ha un peso specifico inferiore) del fluido tenderà a spostarsi verso l'alto e galleggiare mentre se è più pesante sprofonderà. E' il principio su cui si basa la navigazione delle mongolfiere, il cui pallone racchiude aria più calda e quindi più leggera dell'aria circostante: La mongolfiera galleggia e solleva il suo equipaggio. Uguali ragionamenti possono essere fatti per un volume d'aria dell'ABL.

Supponiamo di spostare dalla sua originale posizione (alla pressione P1) un volume d'aria di temperatura T1 per una altezza DZ. Alla nuova altezza la pressione atmosferica P2 sarà differente (ad esempio più bassa se abbiamo spostato il nostro volumetto verso l'alto) ma identica a quella dell'aria circostante. Se supponiamo l'aria un gas perfetto, la sua pressione P, temperatura T e volume V sono legati dalla formula PV=RT (R è la costante dei gas). Allora alla nuova pressione P2 anche il suo volume (e quindi la densità che è proporzionale a 1/V) sarà cambiato e dipenderà dalla nuova temperatura T2.
Come si calcola T2?
Il volume d'aria da noi considerato ha subito una trasformazione termodinamica ma di che tipo? Certamente non isobara (perché la pressione cambia) e neppure isocora (perché anche il volume cambia) e nemmeno isoterma (perché la temperatura cambia).
A ben guardare, però, c'è qualcosa che non cambia: non c'è scambio di calore durante lo spostamento (l'aria è un ottimo isolante termico). La trasformazione termodinamica del nostro volume d'aria è dunque in buona approssimazione adiabatica e a conti fatti la nuova temperatura vale T2=T1-G x DZ dove G è il gradiente termico adiabatico e vale 9.8°/1000 metri, cioè sollevando nell'atmosfera una massa d'aria (secca) questa perde temperatura al ritmo di 1 grado ogni 100 metri. Torniamo alla nostra particella. Calcolata la temperatura T2, possiamo confrontarla con quella dell'aria circostante. Se è superiore la particella è più leggera e continuerà a salire (l'atmosfera è instabile) altrimenti ritornerà alla posizione di partenza (l'atmosfera è stabile). La figura 2 indica il profilo termico nei casi di atmosfera stabile e instabile.
Nella libera atmosfera il gradiente termico medio è di 6 gradi/1000 metri e quindi risulta generalmente stabile rispetto ai movimenti adiabatici di aria secca.

Siccome l'aria è trasparente alle radiazioni solari e pertanto si riscalda pochissimo in maniera diretta, il suo riscaldamento o raffreddamento dipende dal contatto turbolento con il terreno. Il suolo si riscalda di giorno e disperde calore per irraggiamento durante la notte. Di giorno il calore che il terreno acquista dal sole riscalda progressivamente l'aria che diviene instabile e si mescola in maniera turbolenta. All'altezza in cui la temperatura è nuovamente più calda dell'aria superficiale riscaldata e sollevata dalla turbolenza (Figura 1B) , termina la spinta ascensionale di galleggiamento. Qui si esaurisce la turbolenza e comincia la libera atmosfera stabilmente stratificata.
Tra lo strato turbolento e la libera atmosfera si forma una netta discontinuità con inversione termica (Figura 1C). Cio' avviene perché il mescolamento dell'aria inizialmente instabile le fa raggiungere la minima condizione di stabilità che corrisponde ad un gradiente termico esattamente adiabatico e costante. Le zone più fredde (tratteggio arancione della figura 3C) compenseranno le zone più calde (tratteggio blu) creando l'inversione. Lo strato cosi miscelato prende il nome di Mixed Layer (ML).

Figura 1: A) L'arrivo di una perturbazione trasporta una nuova massa d'aria. Le linee rosse indicano il gradiente "adiabatico secco" di -9,8°/1000 metri. L'aria ha generalmente un gradiente più stabile (meno inclinato).
B) Il sole riscalda la massa d'aria prossima al suolo e si instaurano le turbolenze fino a dove l'atmosfera risulta instabile (limite della turbolenza).
C) Il miscelamento uniforma il gradiente termico a -9,8°/1000 metri (minima condizione di stabilità) e la compensazione delle zone più fredde (tratteggio arancione) e più calde (tratteggio blu) crea l'inversione.

L'inversione cosi formata (estremamente stabile poiché l'aria superiore è molto più calda e leggera) si comporta come un tappo che impedisce il rimescolamento dello strato limite con l'atmosfera superiore.
E' chiaro che maggiore è l'irraggiamento solare, più grande sarà il riscaldamento, più in alto si eleverà la turbolenza e quindi più in alto si situerà l'inversione limite della ABL. In inverno non è raro riscontrare delle ABL con spessore di 100 metri soltanto mentre in estate lo strato limite puo' arrivare a qualche Km.

Durante le lunghe notti invernali l'aria a contatto con il suolo si raffredda sensibilmente e la stratificazione dell'atmosfera diviene estremamente stabile. Se il raffreddamento notturno è maggiore del riscaldamento diurno (cosa che avviene in Dicembre e Gennaio a causa della scarsa altezza del sole all'orizzonte), lo strato limite diventa sempre più freddo, come illustrato nella figura 2, e l'inversione termica che lo chiude diviene sempre più forte e quindi più stabile impedendo il ricambio dell'aria.
L'ABL si satura quindi di tutto quello che proviene dal suolo e dalle attività umane.
Innanzitutto di umidità, con formazione della nebbia e quindi di tutti gli inquinanti da noi prodotti.
Finora abbiamo esaminato un ABL ideale, in condizioni stazionarie in cui si sussegue il ciclo giorno notte senz'altra variabile del riscaldamento diurno e raffreddamento notturno.

FIGURA 2: Accentuazione della inversione termica alla sommità di un ABL invernale. Nel diagramma si vede lo sviluppo del profilo termico durante un ciclo notte/giorno/notte in cui il riscaldamento diurno è inferiore del raffreddamento notturno. La regione colorata in arancione rappresenta il Mixed Layer (ML), cioè la regione ove avviene miscelamento per convezione.
La grandezza indicata con Δθ rappresenta la differenza di energia potenziale durante il raffreddamento notturno e viene chiamata Forza dell'Inversione.

Un ABL puo' essere distrutto, ad esempio, da un forte vento sinottico (cioè nella libera atmosfera).
Se la differenza di velocità dell'aria nei bassi strati (quasi ferma) e nella libera atmosfera è elevata si genera turbolenza tra i due strati e quindi mescolamento (instabilità dinamica).
Un flusso passa dal regime laminare al regime turbolento quando il Numero di Richardson Ri è minore di 0,25. Ri=g( D Tv+Gd*Dz)Dz/(Tv*M²) dove il termine (DTv+Gd*Dz) rappresenta la differenza di temperatura potenziale g è l'accelerazione di gravità e M la velocità del vento.
Un esempio numerico con valori realistici di DTv =-8° tra 2000 e 3000 metri e Tv=265 °K, ci dice che la turbolenza si instaura per M > 17 m/sec ovvero circa 60 Km/h.
L'ABL viene alterato anche dalle condizioni bariche. In regime di alta pressione l'aria ha tendenza a muoversi lateralmente verso le regioni di bassa pressione richiamando aria dalle alte quote verso il basso (subsidenza). Anche l'inversione termica dell'ABL in regime anticiclonico si sposta verso il basso, concentrando l'ABL a ridosso del suolo. L'esatto contrario avviene in un regime di bassa pressione con tempo buono (cosa non frequente).
In un regime anticiclonico invernale l'abbassamento dell'ABL dovuto al bilancio energetico radiativo negativo nel ciclo giorno notte può sommarsi a quello dovuto al regime anticiclonico. In tal modo giorno dopo giorno l'ABL diventa più sottile facendo salire inesorabilmente la concentrazione degli inquinanti in prossimità del suolo.
La velocità verticale dell'aria è dell'ordine di 1 cm/sec (15 metri/giorno) anche se, soprattutto in regime anticiclonico è difficilmente prevedibile poiché la componente radiale del vento che spiraleggia attorno ad un centro di alta pressione dipende dall'attrito con l'ABL sottostante che è molto basso in condizioni stabili.
L'ABL viene naturalmente influenzato dalla copertura nuvolosa poiché quest'ultima influenza il bilancio radiativo. Un cielo nuvoloso durante il giorno impedisce al sole di scaldare il terreno e quindi di rimescolare l'ABL mentre un cielo nuvoloso durante la notte ferma la situazione alla situazione di mescolamento diurna. Nel complesso, quando il cielo è nuvoloso (cosa che avviene spesso nel regime di bassa pressione) l'ABL assume un profilo termico adiabatico secco (stabilità neutra) poiché non puo' allontanarsene non potendo essere riscaldato durante il giorno ne raffreddato durante la notte.

Finora abbiamo solo parlato di temperatura, senza mai introdurre il vapore acqueo che pure, con la formazione di nebbia e nubi basse influenza e rende visibili gli ABL.

Figura 3: Distribuzione della nebbia in un ABL carico di umidità durante una notte serena (sinistra) e durante una notte con copertura nuvolosa che sopraggiunge (destra). Nel primo caso il raffreddamento radiativo della sommità della nebbia porta ad un suo ispessimento in prossimità dell'inversione con formazione del mare di nubi. Nel secondo caso la nebbia si concentra al suolo.

Durante la fase di miscelamento turbolento diurno, il vapor acqueo si distribuisce nell'ABL in modo da assumervi una percentuale costante (gr vapore/kg di aria) esattamente come sono costanti fra loro le percentuali degli altri gas (ossigeno 21% ed azoto 78%, ad esempio).
Durante il successivo raffreddamento notturno, la temperatura degli strati prossimi al suolo puo' scendere a valori vicini o inferiori alla temperatura di rugiada e l'umidità condensa sotto forma di nebbia.
Con il passare delle ore, soprattutto se il cielo è sereno, lo strato più alto della nebbia puo' raffreddarsi per irraggiamento, addensandosi ulteriormente. Gli strati cosi' raffreddati, essendo più freddi e dunque più pesanti dell'aria sottostante, instaurano una circolazione convettiva che miscela lo strato nebbioso e mantiene il suo gradiente di temperatura adiabatico, cioè lo strato dove si forma la nebbia si raffredda della stessa quantità a tutti i livelli e non solo vicino al suolo, come illustrato dalla figura 3. La temperatura continua in questo caso a diminuire con l'altezza e siccome la miscelazione di vapor d'acqua è costante, la nebbia più fitta si formerà in alto e spesso con formazione di un vero e proprio strato nuvoloso che quasi sempre finisce per coincidere con l'inversione termica che chiude l'ABL. Si è formato un "mare di nubi".
Quando le notti non sono serene ma invece il cielo è nuvoloso, il processo di miscelamento radiativo è più limitato e la nebbia tende a concentrarsi negli strati più prossimi al suolo che sono quelli più freddi.
Durante il giorno, se l'irraggiamento solare è sufficiente, le nubi che chiudono l'ABL si riscaldano e si dissolvono distruggendo il mare di nubi. Nei mesi più freddi, pero', la forte inclinazione dei raggi solari non permette al sole di riscaldare a sufficienza lo strato di nubi sommitale che non si dissolve completamente e cosi si rafforzerà nella notte successiva (se questa è serena).
La figura 4 mostra un ABL ripreso dal Monte Morissolo (VB) verso le ore 10 del mattino durante condizioni anticicloniche invenali (dicembre 2003) che mostra bene lo strato di nubi, creatosi per irraggiamento, che si trova alla sommità dell'ABL.

Figura 4: Di primo mattino dal Monte Morissolo verso Est si distingue molto bene l'ABL saturo di umidità e chiuso alla sua sommità da un'inversione, resa visibile dal sottile strato di nubi. Piano piano il sole lo dissolverà.



Figura 5: Anche in primavera e autunno si possono verificare inversioni termiche come dimostra questa foto del 15 settembre 1996. Mentre in inverno sotto l'inversione si accumulano soprattutto i prodotti della combustione (ossidi di azoto e di carbonio) oltre alle polveri sottili, in autunno e primavera la radiazione solare è abbastanza intensa da creare Ozono.



Figura 6: Una visione dell'inversione termica da sotto. L'hinterland milanese avvolto nella nebbia. La formazione della nebbia ha subito cambiamenti anche a causa delle polveri sospese che determinano la possibile formazione e il diametro delle goccioline.