Le nebbie

Quante volte abbiamo sentito formulare frasi del tipo: “foschie dense nelle valli e lungo i litorali”, oppure:”banchi di nebbia in val Padana“. Ebbene, assodato che la prima locuzione denota una di quelle situazioni incerte che mette il previsore nelle condizioni di non sapere che pesci pigliare, la seconda pone un problema già più serio per chi affronta spostamenti lungo strade e autostrade.

La nebbia è una formazione nuvolosa che si forma a contatto con il suolo. Può aversi sia sulla terraferma che su mari o laghi. La previsione della nebbia propriamente detta, ossia quella da irraggiamento causata dal raffreddamento notturno degli strati d’aria prossimi al suolo e che riduce la visibilità orizzontale sotto il chilometro, è rimasta un po’ indietro rispetto agli attuali metodi di calcolo sfornati dagli elaboratori, cosi i modelli fisico-matematici sovente non ci offrono un responso totalmente affidabile. Scatta a questo punto l’abilità del singolo meteorologo il quale, oltre all’esperienza personale, deve applicare gli stessi metodi empirici utilizzati 30-40 anni fa.

Le condizioni imprescindibili affinchè si verifichi su una data zona il fenomeno della nebbia devono essenzialmente far capo a due elementi principali:

1) Aria sufficientemente umida nei bassi strati.
2) Un raffreddamento sufficiente che porti questa aria alla saturazione.
3) Cielo sereno o con poche nubi
4) Vento molto debole (ma non assente)

Quando un anticiclone invernale insiste per alcuni giorni su una data area impone tutti i presupposti per la formazione della nebbia nei bassi strati (aria molto umida in prossimità del suolo o della superficie fredda del mare, cielo sereno che causa forte raffreddamento, inversione termica, venti deboli, aria molto secca in quota). Una volta constatati questi elementi basilari che parrebbero dare una previsione inequivocabile, iniziano invece i grattacapi.

Occorre considerare anzitutto che l’atmosfera è un sistema tridimensionale, dunque occorre analizzare anche ciò che avviene negli strati intermedi. I diagrammi aerologici, meglio noti come radiosondaggi in questi casi, ci forniscono un aiuto fondamentale. Se notiamo ad esempio negli strati d’aria intermedi una differenza minima (inferiore a 2° C) tra la temperatura dell’aria e quella di rugiada (quella in cui l’aria condensa) l’inversione, e dunque il raffreddamento e la relativa condensazione, potrebbero verificarsi in quota con la formazione di stratocumuli o altocumuli che impediscono per schermatura ilraffreddamento del suolo.

L’influenza indiretta della nuvolosità legata ad una perturbazione che transita anche molto lontano, i venti notturni discendenti da una catena montuosa, aria più asciutta che affluisce dai quadranti settentrionali sono tutti elementi che possono causare rimescolamenti anche minimi ma sufficienti ad impedire la formazione della nebbia al suolo. Anche quando tutto sembra andare liscio con i parametri favorevoli in toto, ecco che la prevista nebbia non si forma, perchè?

Paradossalmente è colpa della calma di vento. In questo casi infatti il raffreddamento si limita allo strato immediatamente al di sopra del suolo, con strati nebbiosi dello spessore di non più di 1 metro ma non è tutto. Per il motivo opposto, ossia a causa dell’eccessivo rimescolamento, anche un vento superiore ai 6-7 nodi non favorisce la comparsa della nebbia. In questi casi si materializzano strati di nubi molto basse posti a poche centinaia di metri dal suolo.

Esiste un vento ideale allora? Si, quello la cui velocità si attesta tra i 2 e i 5 nodi.Naturalmente anche i modelli più sofisticati e dettagliati sovente non riescono a centrare una forbice cosi esigua e questo determina un’ulteriore probabile causa di insuccesso nella previsione. Insomma la nebbia è un fenomeno alquanto insidioso anche per i meteorologi, non solo per gli automobilisti! Quando la incontriamo, non rimaniamo sorpresi dal suo fascino fumoso ma prestiamo sempre la massima attenzione e la dovuta prudenza.

Se prendiamo in considerazione la colonna d’aria che sorvola le nostre teste notiamo che al livello del mare essa pesa mediamente a 1013 hPa, mentre a 1500 metri il peso che ci grava addosso scende già 850 e a 3000 metri a 700. Gli aerei di linea sfruttano la bassissima consistenza dell’aria a 12000 metri dove il valore si riduce ancor più fino a 200hPa. Orbene, abbiamo capito che la pressione atmosferica diminuisce all’aumentare della quota. L’aria diventa pertanto più rarefatta e questa espansione provoca un raffreddamento della stessa, anche se la densità rimane uguale.

Ne consegue che, salendo di quota in proporzione alla pressione dovrà scendere anche la temperatura. E così è, ma non sempre. L’andamento della temperatura con la quota deriva da molti fattori, primo fra tutti l’irraggiamento solare dei bassi strati. Un suolo scaldato dal sole diurno trasmetterà all’aria molto calore, talchè la temperatura salendo di quota scenderà molto velocemente. Il profilo è detto super adiabatico. Nelle notti di cielo sereno invece il forte raffreddamento del suolo sottrae calore agli strati inferiori della colonna d’aria, la quale si raffredda dal basso. Ne risulta uno strato detto subadiabatico in cui la temperatura cresce al crescere della quota: è l’inversione termica.

Classica nei mesi invernali, l’inversione termica intrappola entro lo strato d’aria che racchiude umidità, nubi, nebbie e sostanze inquinanti. Al di sopra di esso, ossia laddove la temperatura salendo di quota inizia la sua regolare discesa, vige la normale circolazione sinottica, il più delle volte di tipo anticiclonico. Le inversioni termiche, seppur molto più blande, possono strutturarsi anche in estate. Tale status in sostanza funge da tappo per la convezione diurna, impedendo di fatto lo sviluppo delle nubi cumuliformi, le quali tendono a formarsi solo sui pendii montani posti al di sopra di tale limite. Attenzione però, il riscaldamento solare diurno può intervenire smantellando con il passare delle ore l’inversione; in questo caso, se l’atmosfera al di sopra di tale strato calmo risulta potenzialmente instabile (ad esempio presenza di aria fredda in quota), la convezione può partire improvvisa e sprigionare in poco tempo il suo potenziale latente generando temporali anche violenti.

Esistono altre due tipi di inversioni, forse meno note ma altrettanto importanti e frequenti: l’inversione dinamica e l’inversione da avvezione. L’inversione dinamica,quasi sempre associata anche a quella termica, è legata ai moti discendenti che avvengono entro una struttura anticiclonica. Questa crea una compressione quindi un profilo che, analogamente a quanto visto prima, è datto subadiabatico. In più, rispetto alla semplice inversione termica, quella dinamica causa un’evidente diminuzione dell’umidità al crescere della quota. Questo porta negli strati superiori, che possono anche corrispondere con le nostre località montane durante il semestre freddo, a cieli tersi e aria molto mite e secca, mentre l’inversione con i suoi strati umidi è ben visibile quasi incollata al suolo con foschie, nebbie o nubi basse.

L’inversione da avvezione, nota anche come inversione in quota, si verifica ogniqualvolta aria mite scorre sopra strati più freddi e inerti, situazione che si riscontra il più delle volte all’approssimarsi di una struttura depressionaria. In questi casi salendo di quota la temperatura, dopo una breve iniziale discesa, tende a salire per alcune centinaia di metri. Con la temperatura in questo caso sale anche l’umidità e lo strato d’aria interessato dall’inversione non di rado, finisce in saturazione; in genere tale strato corrisponde allo spessore di una banda nuvolosa prefrontale. Con tale ragionamento si evince che ogni strato nuvoloso così prodottosi identifica una inversione avvettiva alle quote più disparate della troposfera.

Luca Angelini