1.1. IntroduzioneAl tempo in cui gli antichi Greci cre-devano nella forza dei loro dei, il föhnnacque con il nome di Zephyrus, ildio dei venti occidentali. Suo padreeraAstraeus, ildio del cielonotturno epadre dellestelle, e suamadre Eos,la dea dell'al-ba. Zephyruscresceva coni suoi fratelliBoreas, Eu-rus e Notus,e obbedivaad Aeolus, ilre dei quat-tro venti. Dabambinoaveva un ca-rattere moltodolce, sof-fiando daOvest, ri-spetto al rigi-do Boreas,vento freddoda Nord, oEurus, ventotempestosoda Sud-Est. Ma Zephyrus non erasempre così gentile: con la sua forzaera capace di uccidere. Al tempo deiRomani il suo nome divenne Favo-nius, il vento di ponente, protettore

dei fiori e delle piante e messaggerodella primavera (GOHM, 2003).Nella cultura tedesca dal termineFavonius si sviluppò il nome «föhn»(grafia equivalente per foehn, la pro-

nuncia è approssimativamente fœn,assolutamente errata è la grafia«phon» , con la quale si indica l’elet-trodomestico per asciugare i capellie, in acustica, l’unità di misura del-

la percezione dell’intensità sonoraalla frequenza di 1 kHz ) e il signifi-cato si restrinse a indicare un ventocaldo, asciutto e forte, che si mani-festava di tanto in tanto nell'arco al-

pino e pote-va essere fa-vorevole maanche deva-stante perla popola-zione.Circa 150anni fa fu-rono intra-prese le pri-me ricerchescientifichesul föhn inSvizzera e inAustria, do-ve Inn-sbruck sidistinse co-me la capi-tale mon-diale di que-sti studi.La ricettaper un föhnè abbastan-za semplice:non è ne-cessario

molto più di una catena montuosa earia che vuole varcarla. Non devequindi meravigliare che il föhn siaun fenomeno diffuso globalmente eche ogni regione montuosa abbia la

NIMBUS 31-32 METEOROLOGIA

Il föhn sulle Alpi

Daniel Schrott, Werner Verant - Università di Innsbruck, Istituto di Meteorologia e Geofisica

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1. Il «muro del föhn», visto dalla pianura canavesana (TO) al mattino del 07.04.2004, av-volge i crinali elevati del Gran Paradiso. Sul versante valdostano prevalgono nubi e tor-menta, sulla pianura piemontese, sottovento alle correnti settentrionali in quota, l’atmo-sfera è limpida e asciutta, e la temperatura massima giunge a 17.6 °C (f. D. Cat Berro).

Questo lavo-ro è frutto diuno stageeffettuatodurantel’estate2003 pressola SMI dagliautori, stu-denti sud-tirolesi dell'I-stituto diMeteorologiae Geofisicaall'Univer-sità di Inn-sbruck (Au-stria). La revisionecritica èstata con-dotta daGENNARO DI

NAPOLI eVALENTINA

ACORDON

(SMI).

[Poseidone] radunò i nembi, brandì il tridentesconvolse il mare, scatenò i turbinidi tutti i venti, e coperse di nubila terra e il mare; notte scese dal cielo.Insieme Euro e Noto piombarono e Zefiro che soffia violento,e Borea figlio dell'etere, che il gran flutto rovescia.

Odissea, libro V.

Zephyros (in latino Zephyrus) degli antichi Greci, ribat-tezzato Favonius dai Romani, era il vento da ponente, sen-za implicazioni di montagne da cui discendere. L'originepiù comunemente riportata per Favonius è il verbo latinofavere, «favorire», pertanto Favonius=favorevole. Ma in la-tino esisteva un altro verbo, fovere, simile al precedenteanche nel significato, che era «riscaldare», «favorire»: an-cora più attinente a un vento mite. Il termine latino origi-nario sarebbe dunque fovonius, «che riscalda», mutato poiper dissimilazione (E. KLEIN, A Comprehensive Etymologi-cal Dictionary of the English Language, Amsterdam: Else-vier Scientific Publishing Co., 1971) in favonius. Dal lati-no classico Favonius derivarono il latino volgare faonius el'italiano attuale favonio. Parallelamente fovonius evolsenel tedesco attuale Föhn, attraverso il tedesco antico (an-teriore al 1100 d.C.) phonno. Infine, cosa racchiude il ver-bo fovere? Si ritiene (BUCHOT 1978) che la radice indoeu-ropea sia dhegwh («riscaldare», «bruciare»), forma che inmolte lingue è venuta ad assumere il significato di giorno(con evidente riferimento al calore del sole): dagur (islan-dese), dag (svedese, norvegese, danese), Tag (tedesco), day(inglese). Non tragga in inganno l'assonanza tra day e il la-tino dies (da cui l'italiano dì): dies («giorno») deriva dallaradice indoeuropea deiwo («dio», «dio del giorno»).

2. La «Nascita di Venere» di Sandro Botticelli (anno 1485 circa)raffigura Zefiro e Aura (a sinistra), che soffiano una dolce brezzadi primavera su Venere, appena approdata a terra dal mare.

A-PDF MERGER DEMO

sua espressione per questo vento. InItalia, soprattutto in Alto Adige, enella Svizzera Italiana è anche notocon il termine favonio, nelle Monta-gne Rocciose degli Stati Uniti è chia-mato chinook, nelle Ande cilene puel-che, mentre sul loro versante argen-tino è chiamato zonda.Di fatto il föhn è quindi il nome di un«effetto» più che di un vento. SulleAlpi si può avere föhn sul versanteitaliano con la tramontana, ma saràlo scirocco a provocarlo sui versantisvizzero e austriaco.

1.2. I criteri del föhnPossiamo definire il föhn come unacorrente d'aria discendente che simanifesta sul versante sottovento

quando l'aria scavalca una catenamontuosa.Spesso, anche nella letteraturascientifica, il föhn è definito erro-neamente vento catabatico (dal gre-co katabatos, discendente). Inrealtà, «vento catabatico» non è nep-pure quello dell'Antartide, sebbenenasca come tale: l'aria si raffreddadal basso per contatto con la calottaglaciale divenendo più densa e que-sto strato gelido discende per gravitàdall'altopiano antartico verso l'ocea-no. Vi sono però effetti idraulici dicompressione, come accade anchenel föhn, e una sensibile influenzadella forza deviante di Coriolis lungoil percorso. Il föhn, invece, è un ven-to caldo o mite, quindi la sua aria èleggera e non scende spontanea-mente dalle creste delle montagne.Pertanto ci deve essere una forza pri-maria più grande della forza ascen-

sionale dell'aria, una forza che co-stringe meccanicamente l'aria a di-scendere nelle vallate.Il föhn è caratterizzato da tre fattoriimportanti (KUHN, 1989):a) vento impetuoso a raffiche irrego-larib) aumento della temperatura c) abbassamento dell'umidità relati-va.Questi tre fattori sono utili per pre-cisare l'inizio di un episodio di föhnpresso una stazione meteorologica.Sono validi per tutti i tipi di föhn,dunque per ogni direzione di prove-nienza dell'aria, anche se sono statielaborati per il föhn alpino da Sud.La maggior parte degli studi com-piuti sul föhn riguarda infatti quelloda Sud, sia per ragioni storiche siaper il rialzo termico ancora più ecla-tante rispetto alle altre provenienze.In realtà la regola dell'aumento del-

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3a, b. I fattoriche caratteriz-zano il föhn:aumento dellatemperatura,sensibile ab-bassamentodell'umiditàrelativa, calodella pressio-ne, aumentodell'intensitàdel vento conraffiche irrego-lari e direzionedel vento dasud (180 gra-di) durante unepisodio diföhn da sudad Innsbruck-Università coninizio alle 8UTC e fine alle17 UTC delgiorno 29 apri-le 2003 (frec-ce). Fonte:Istituto di Me-teorologia eGeofisica -Innsbruck,Austria.

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5. A causa della diversa temperatura delle due masse d'aria (T1 e T2), tra iversanti si sviluppa una corrente di compensazione in corrispondenza deipassi che incidono la barriera montuosa. Ai livelli superiori alle creste la cor-rente ha invece una direzione parallela alla catena, con una lieve curvaturasopra il passo (fonte: GEIER, 2001).

Il «Sistema Internazionale», siglato SI, regolal'uso delle unità di misura nelle scienze. Se-condo questo accordo internazionale l'unitàper la temperatura è il Kelvin (simbolo K), dalnome del fisico britannico William Thompson,Lord Kelvin (1824-1907), uno dei fondatori del-la termodinamica moderna. La temperaturamisurata in K viene chiamata anche tempera-tura assoluta. In meteorologia è comune (inEuropa) il grado Celsius (°C), da Anders Cel-sius (1701-1744), astronomo svedese. La rela-zione tra loro è molto semplice: K=°C+273.15.Per esempio, 10 °C sono pari a 283.15 K. Nel-la meteorologia scientifica vengono usate en-trambe le unità di misura. In questo articolousiamo generalmente °C, tuttavia in alcuneequazioni è indispensabile impiegare K.

4. (qui sopra) Il gradiente barico originato dalla situazione sinottica costringel'aria a scavalcare la catena montuosa fin sopra la cresta; lo sblocco sul ver-sante sottovento (mountain pressure drag) rinforza ancora il gradiente baricopresente a causa della differenza di temperatura fra le due masse d'aria (co-me nel föhn basso) e intensifica il gap flow attraverso i passi più bassi dellacatena montuosa. (fonte: GEIER, 2001)

la temperatura non è sempre validaper tutte le quote: il föhn da Nord conle sue correnti settentrionali spessoaddirittura abbassa la temperatura,specialmente in montagna.

1.3. I tipi di föhnIn relazione alla direzione della cor-rente verso la catena alpina si di-stinguono i seguenti tipi di föhn: ilföhn sul versante Nord (con venti daSud) chiamato föhn da Sud, il föhnsul versante Sud (con venti da Nord)chiamato föhn da Nord e il föhn sul-le vallate alpine occidentali italiane(con venti da Ovest) chiamato föhnda Ovest. Anche il föhn da Est è pos-sibile sulle Alpi francesi (dove vienechiamato la lombarde), sebbene piùraro degli altri a causa della direzio-ne anomala della corrente rispettoalla norma, che favorisce in genereper le latitudini medie un vento daOvest. In relazione all'evoluzione sinotticae al profilo verticale della tempera-tura oggi si distinguono due tipi diföhn: föhn alto e föhn basso.Il föhn tipico è conosciuto come föhnalto perché in tutti i livelli atmosfe-rici fino alla tropopausa si ha unacorrente prevalente perpendicolarealla cresta della montagna (vedi il di-segno schematico in fig. 4). La forzamotrice per qualsiasi vento è sempreuna differenza barica; il vento cercadi riequilibrare la pressione, e que-sto vale anche per il föhn.Esistono due motivi importanti nel-l'ambito del föhn per la formazionedel gradiente barico: immaginiamouna montagna schematica, con unapianura su entrambi i lati. Se la tem-peratura dell'aria su un lato è piùbassa di quella sull'altro, si ha una

differenza barica netta (semplifican-do, una diversa densità dell’aria). A causa di questa differenza si svi-luppa una corrente di compensazio-ne in corrispondenza dei passi cheincidono la barriera montuosa. Que-sto fenomeno è conosciuto sotto ilnome di gap flow.L'altro effetto prodotto da un gra-diente barico lungo una catenamontuosa è il mountain pressuredrag. E' una conseguenza della si-tuazione sinottica e si può spiegarecosì: l'aria in movimento trova da-vanti a sé un ostacolo (nel nostro ca-so una catena montuosa) che ne ri-duce la velocità. In seguito allo sva-licamento, la velocità aumenta dinuovo e diventa più elevata di quel-la iniziale. L'aumento della velocitàsul versante sottovento abbassa lapressione, mentre il rallentamentodell'aria sul versante sopravventoaumenta la pressione. Ne scaturisceun netto aumento del gradiente ba-

rico tra i versanti. I gradienti di pres-sione fra i versanti alpini nei casi diföhn alto sono di 4-10 hPa, con mas-simi fino a 18 hPa. Sul versante sottovento l'aria scorredalla sommità della cresta giù nellevalli (effetto della situazione sinotti-ca) e inoltre «cola» dai passi (effetto«gap flow»).La seconda forma di föhn, il «föhnbasso», si manifesta quando la cor-rente nella troposfera non è unifor-me. Guardiamo il disegno schemati-co in fig. 5: ad una certa altezza so-pra la catena montuosa c'è una va-riazione improvvisa della direzionedel vento. A quest'altezza si trovaspesso un piccolo strato di inversio-ne, che favorisce la separazione del-la troposfera in due strati principaliseparati. Nello strato sottostante (lostrato limite) la corrente è perpendi-colare alla catena e genera il gra-diente barico tra i versanti, mentresopra la cresta la direzione del ven-to è parallela alla catena montuosa.Questa situazione sinottica non è fa-vorevole per la sua formazione, ma ilföhn si ha ugualmente: si definisce«föhn basso». A causa della differen-za di temperatura tra le masse d'a-ria sui due versanti, si sviluppa unacorrente di compensazione, il «gapflow». Le caratteristiche del föhnbasso sono, nelle valli interessate, lestesse del föhn alto: un rialzo delletemperature, un calo dell'umidità eforte vento; mancano però ad esem-pio le tipiche nubi lenticolari (in te-desco Föhnfische, «pesci del föhn»; siveda cap. 3.3). Ovviamente in unföhn alto è sempre incluso un föhnbasso. La zona interessata dal föhnbasso è molto meno estesa di quellainteressata dal föhn alto, ed è facilecapirne il motivo: le Alpi hanno po-che incisioni veramente a bassaquota, così che grandi valli ne pos-sano essere interessate; il föhn altoscorre sopra le montagne e può in-fluenzare un territorio molto piùgrande. Siamo anche in una «scala»diversa: il föhn basso è soltanto la ri-sposta alla diversa temperatura trai due versanti, tra due serbatoi d'a-ria comunicanti attraverso i passi,mentre il föhn alto è controllato e for-zato dal «regime» sinottico. Per certevalli e zone vicine ai passi alpini, tut-tavia, il föhn basso ha la stessa im-portanza del föhn alto.Il föhn basso non ha bisogno di una

NIMBUS 31-32 METEOROLOGIA

15

6. Profilo verticale della temperatura potenziale il giorno 8 novembre 1999 h12 UTC L'intervallo tra le linee di uguale temperatura potenziale è 1°C. Lungo la linea Innsbruck (destra)-Verona (sinistra) la montagna più alta in quest'immagine (fondo bianco) è il Passo del Brennero.Si noti l'aria stagnante a Nord del Brennero che scende (föhn basso, gap flow) verso Vipiteno el'aria del föhn alto che scende da oltre 2000 m nelle valli del versante Sud alpino (colore azzurro,che quasi riempie tutta la Valle dell'Isarco e la Valle dell'Adige). Notate anche i due nuclei di colo-re blu a Nord di Bolzano che indicano aria fredda e stabile (la temperatura potenziale aumentacon l'altezza), che si è formata durante la notte e non è riuscita ancora a defluire, a causa dellatopografia della Valle dell'Isarco molto stretta a Nord di Bolzano. Verso Trento l'aria del föhn co-mincia a non giungere più al suolo, poiché nella Val Padana c'è aria fredda che con vento da SWa Verona tende ad intasare la bassa Valle dell'Adige. (fonte: GEIER, 2001)

Temperatura potenziale (K)Episodio di foehn da nord del 08/11/1999

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Aria fredda

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Valle dell'Adige

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Brennero

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7. (in basso adestra) Torinoe la Val diSusa visti dalColle dellaMaddalena(715 m) in unagiornata diföhn, il13.03.2001,con Tmax 20°C nel capoluo-go (f. V. Acor-don). Sullosfondo il murodel föhn orla lacresta di fron-tiera con laFrancia. Sullapianura torine-se questo ven-to di cadutadalle Alpi sipresenta me-diamente30÷35 giornil’anno, conmassima fre-quenza tra iltardo autunnoe la primavera,quando diven-gono più ripe-tute le irruzionidi aria nord-atlantica daNord-Ovest. La città diTorino è parti-colarmentesensibile agliepisodi di föhnda Ovest, tro-vandosi allosbocco dellaValle di Susa,mentre è menointeressatadagli episodida Nord.

grande differenza barica: di solitovalori di 2÷3 hPa sono sufficienti. Hale caratteristiche fisiche della bora(il vento discendente sulla costa di-narica) e pertanto merita abbastan-za il nome di «vento di caduta». Que-sto tipo di föhn è stato scoperto daKANITSCHEIDER nel 1937 nel Wipptal,la valle che dal Passo del Brenneroporta ad Innsbruck. Fu poi neglettonegli anni seguenti, e infine risco-perto grazie a nuove ricerche.

1.4. La statistica del föhnVenti orografici analoghi al föhn esi-stono in tutte le zone montuose. Ilpiù conosciuto è sicuramente il chi-nook che spira sul versante orienta-le delle Montagne Rocciose e superal'intensità del föhn delle Alpi con ve-locità che possono arrivare fino a ol-tre 200 km/h e con un aumento del-la temperatura anche di 25 °C inmezz'ora.Il föhn, in quanto vento caldo easciutto, è temuto soprattutto d'in-verno come «divora-neve» (ted. Sch-neefresser), responsabile cioè dellarapida fusione e sublimazione delmanto nevoso. Inoltre le forti raffi-che di vento possono portare danniseveri alle abitazioni, ai boschi e al-l'agricoltura.Sulle Alpi la maggior frequenza di

giorni di föhn da Sud si osserva inprimavera (marzo, aprile e maggio)ed autunno (settembre, ottobre, no-vembre), quando il fronte polare sitrova frequentemente sulla regione,ma anche in inverno ed estate il föhnnon è assente. Il minimo estivo sipuò spiegare con la posizione moltopiù settentrionale della zona fronta-le. La città di Innsbruck nel Nordti-rolo negli anni 1906-1996 ha avutoin media 57 giorni di föhn l'anno,Altdorf nel Reusstal (Svizzera) nelperiodo 1864-1993 ne ha avuti inmedia 58.Il föhn da Nord ha il suo massimo ininverno (soprattutto in febbraio) edin primavera, quando si hanno av-vezioni di aria d'origine polare da No NW, ma si verifica anche nelle al-tre stagioni. Il föhn di Torino, ad esempio, si puòdescrivere come un vento da W o NWdovuto all'orientamento della Valledi Susa (e in minor misura delle Val-li di Lanzo ed Orco e della Valle d’Ao-sta), dalla quale il vento pervienesulla città. Nel periodo 1929-1944Torino ha avuto una media annua di33 giorni di föhn; Moncalieri, a soli6 km verso S, una media di 28 gior-ni (BOSSOLASCO 1950), per la posizio-ne leggermente più distante dall'im-bocco della Valle di Susa. Purtroppo

come nel resto delle Alpi italiane nonesistono ricerche organiche più re-centi sulla frequenza del föhn. Generalmente si può dire che la fre-quenza di föhn tende a diminuirequanto più ci si allontana dalla cre-sta principale delle Alpi verso la pia-nura, sia quella della Val Padana,sia al Nord delle Alpi, come mostrauna ricerca di WAIBEL e GUTERMANN

(1976) nella zona del Lago di Co-stanza. (vedi Fig. 9)Questa caratteristica è nota anchesul versante alpino italiano.GÜNTHER GEIER nella ricerca su uncaso di föhn da Nord nel profilo traInnsbruck e Verona (1999) ha trova-to che il vento favonico non è riusci-to ad interessare la Val Padana, maè arrivato sia nella Valle dell'Isarcoche nella Valle dell'Adige (più vicinoalla cresta). Verona e la Valle dell'A-dige fino a Nord di Trento sono ri-maste tutto il giorno immerse nell'a-ria fredda e stabile. Sicuramentequesta non è un'eccezione, ma ri-specchia una condizione normale.Anche ad Innsbruck si conosconomolti casi in cui l'aria del föhn non èriuscita a penetrare nello stratofreddo stabile (che in gergo si chia-ma lago d'aria fredda) al suolo dellavalle, ma soffiava sopra l'inversionearrivando dal Wipptal. Questo spie-ga anche un'altra caratteristica delföhn: le schiarite, dovute alla disce-sa dell'aria favonica sul versantesottovento che provoca il dissolvi-mento delle nubi, in genere site so-pra lo strato limite, interessano unterritorio più grande di quello in cuisoffia il vento favonico al suolo.

2. Le diverse teorie sul föhn

2.1. I primi passi scientificiVerso la metà dell'Ottocento il mon-do scientifico iniziò ad interessarsial fenomeno del föhn. Fu il föhn daSud ad attirare per primo l'attenzio-ne a Nord delle Alpi. Le prime ricer-che furono intraprese nelle regionidell'arco Alpino settentrionale: nelVallese, nell'Oberland Bernese, nelReusstal e nella Valle del Reno a Suddel lago di Costanza in Svizzera enella zona di Innsbruck e nelSalzkammergut in Austria.La prima questione riguardava l'ori-gine del caldo che il vento föhnizza-to portava con sé nelle valli del ver-sante alpino Nord. L'ipotesi più sem-plice fu quella introdotta dai geologiche sostenevano che il föhn era unvento proveniente dal deserto e por-tava aria calda dal Sahara verso leAlpi. Questa opinione era supporta-ta dal fatto che spesso la neve inmontagna era colorata dalla sabbiasahariana. Anche a Torino il föhn daOvest venne attribuito a un ramo di-scendente di una corrente equato-riale (!) (teoria confutata ad es. daRIZZO, 1890/91). Altri scienziati, co-me il danese Rink, trovarono peròche anche nella Groenlandia occi-dentale esisteva un fenomeno simi-le al föhn, il che poteva essere spie-gato solamente attraverso il riscal-damento adiabatico durante la di-scesa dell'aria dai ghiacci dell'alti-piano e non tramite l'origine della

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16

8. Frequenzamedia di giornicon föhn adAltdorf e Inn-sbruck nelperiodo 1958 -1980 (fonte:Archivio Istitu-to Meteorologi-co diInnsbruck).

9. Frequenzadi föhn nellazona del Lagodi Costanzatra il maggio1973 e l'aprile1975. VersoKonstanz (zo-na Ovest dellago) si regi-strano meno di25 ore di föhn,mentre avvici-nandosi allaparte Sud dellago, alla focedel Reno everso l'altavalle le regi-strazioni diföhn superanoanche le 200ore (le Alpi sitrovano sotto ilbordo inferioredi quest'imma-gine).

KONSTANZ

BREGENZ

LINDAU

FREQUENZA EVENTI DI FÖHNNELLA REGIONE DEL LAGO DI COSTANZA

MAGGIO 1973 - APRILE 1975

<25 25-49 50-99 100-199 >200

ORE DI FÖHN

Numero medio mensile di giorni con föhn a Innsbruck e Altdorf (periodo 1958-80)

0123456789

Gen

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Mag Giu

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Ag

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Set Ott

No

v

Dic

N

Innsbruck

Altdorf

massa d'aria. Così la teoria del ven-to sahariano fu respinta (KUHN,1989).Un'altra teoria affermava che il calo-re del vento di föhn sarebbe stato ge-nerato dall'attrito meccanico dell'a-ria sul suolo. Questa possibilità èperò senza supporto, perché l'attri-

to meccanico è funzione della den-sità del fluido e l'aria è un gas legge-ro. La dissipazione dell'energia mec-canica assume una media globale di2÷3 W/m2 e la sua produzione é li-mitata al «boundary layer», dove l'a-ria é in contatto con il suolo. Ricor-diamo che occorrono 1231 J per au-

mentare di 1 °C la temperatura di unmetro cubo d'aria alla pressione di1000 hPa e alla temperatura di 0 °C.Moltiplicando questa energia adesempio per 10, si ottiene l'energianecessaria per un aumento di 10 °C,caso frequente nelle vallate all'arri-vo del föhn. Supponiamo che questoaumento della temperatura si svol-ga in un'ora. Allora la potenza ne-cessaria risulta di (12310 J/3600 s)= 3.4 W. Con il nostro calcolo siamovicini al valore globale generato dal-l’attrito, però lo spessore dello stra-to riscaldato é di 1 m soltanto...Troppo poco. Un'anticipazione: lostrato di föhn ha uno spessore di piùdi 2000 m. Così questa teoria é as-solutamente senza fondamento perla spiegazione univoca del föhn. Manon vogliamo con ciò negare che l'at-trito dell'aria sul suolo non dia uncontribuito, seppur minimo, all'au-mento della temperatura.

2.2. La teoria esatta di von Hann,respinta dal mondo scientificoJULIUS VON HANN (1839-1921), illu-stre meteorologo austriaco che giàda diverso tempo aveva contribuitoal dibattito sul föhn, pubblicò nel1901, quando era direttore della«Zentralanstalt für Meteorologieund Geophysik» a Vienna, il suo fa-moso libro «Lehrbuch der Meteorolo-gie» (Testo di meteorologia). Questolibro contiene anche un capitolo sulföhn, che può essere considerato co-me il fondamento della teoria termo-dinamica originale. Vogliamo ripor-tare alcuni passi tratti dal suo libro(da SEIBERT, 1985):«Il riscaldamento portato dal vento diföhn deriva dal fatto che l'aria scen-dendo rapidamente dall'alto si ri-scalda dinamicamente di 1 °C ogni100 m. Questo vuol dire che il riscal-damento aumenta ceteris paribuscon l'altezza da dove proviene l'ariadi föhn e con la quota delle montagne.

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Almese (bassa Val di Susa) - Andamento di temperatura, umidità relativa e velocità del vento il 10 gennaio 2004

-5

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% -

km/h

Temperatura Vel. vento Umidità

10. (a fianco) Il10.01.2004 èuna giornatadi föhn sullevalli del ver-sante sudalpi-no. Le correntiin quota sonodisposte daNord, e adden-sano nuvolo-sità per stauorografico suiversanti sviz-zero e austria-co delle Alpi,come visibilenell’immaginesatellitare quiaccanto, ripre-sa alle h 12.25UTC dal satel-lite NASA-AQUA, sensoreMODIS (canalevisibile). Sullepianure pede-montane delNord-Italia ilcielo è terso,mentre lungo ilcorso del Po esull’alto Adria-tico, dove nongiunge la cor-rente favonica,persistononebbie e stratibassi.

11. L’immagi-ne qui a fianco,scattata dallabassa Valle diSusa (TO) il10.04.2004,mostra i ban-chi di Altocu-mulus stra-tiformis checostituiscono ilmuro del föhnall’orizzonte,verso l’altavalle al confinecon la Francia(f. L. Mercalli).

12. Come visi-bile dal grafi-co, il föhn hacominciato adare i primieffetti dalle h02, con unaumento ditemperatura euna diminuzio-ne dell’umiditàrelativa, seb-bene le raffichefossero ancoramodeste. Ilpicco di inten-sità del ventosi è raggiuntotra le h 07:50 ele 08:40, condue punte di55 km/h. Latemperaturamassima haraggiunto i15.2 °C alle h15:20. Sullapianura torine-se, il vento hasoffiato a 41km/h a Mon-calieri - RealCollegio (Tmax14.5 °C).

Più lenta è la diminuzione del calorecon l'altitudine [sta per: minore è ilgradiente verticale di temperatura,n.d.a.], più l'aria si riscalda. Dal gra-diente dipende l'aumento della tem-peratura e quindi la grandezza del ri-scaldamento relativo. Se, come di so-lito in estate, la diminuzione dellatemperatura per 100 m è di 0.7 °C(pomeriggio 0.8 °C), l'aria discenden-te guadagna ogni 100 m un calore disoltanto 0.3 °C, però durante l'inver-no con una diminuzione della tempe-ratura di 0.4 °C ogni 100 metri (spes-so prima dell’inizio del föhn il gra-diente assume valori anche inferioria 0.3 °C ogni 100 metri) il guadagnoè] il doppio, 0.6 °C. Se l'aria del föhn[ad Innsbruck, 600 m; n.d.a.] provie-ne da 2000 m, così si riscalda relati-vamente durante l'estate di 6 °C, ininverno di 12÷14 °C. A causa di que-sto e per il fatto che le condizioni perla genesi del föhn d'estate sono piùrare e meno forti, il föhn d'estate si fasentire meno.» (HANN, 1901)Inoltre von Hann constata che al ver-sante sopravvento della montagna ilgradiente di temperatura è soltanto0.45 °C/100 m in media o anche in-feriore. Poi parla del significato del-la condensazione sul versante so-

pravvento. «In passato si riteneva che per la ge-nesi del vento di föhn ci dovesse es-sere un forte vento spirante sopra leAlpi (o una montagna qualsiasi) chesul versante sopravvento condensa ilsuo vapore causando forti precipita-zioni, per questo si raffredda soltan-to lentamente, e sul lato nord [sotto-vento], essendo soggetto a un au-mento di 1 °C di temperatura ogni100 m si presenta come un vento mol-to caldo, e questo elevato calore si at-tribuisce alla liberazione del calorelatente sull'altro versante. Questi casi, in effetti, ci sono e lamaggioranza dei lunghi periodi diföhn d'autunno e inverno (quelli nel-le Alpi orientali) hanno l'origine se-guente: sul versante sud delle Alpipiogge intense e alluvioni, sul ver-sante nord secco e un cielo piuttostolimpido. Ma questa non è una neces-sità assoluta per la genesi del föhn esoltanto i casi di föhn tipici risultanodalla formazione presentata prima.[...] In inverno la diminuzione del ca-lore con l'altitudine è quasi sempre, esoprattutto con il tempo calmo cheprecede il föhn, talmente piccola chela semplice discesa dell'aria dallecreste alpine è sufficiente a darle il

calore e l'asciuttezza del föhn.»(HANN, 1901).Queste affermazioni derivavano dal-le sue osservazioni. Il concetto di vonHann, molto simile a quello attual-mente ritenuto valido, purtropponon entrò nei libri scientifici e didat-tici e già qualche anno dopo andòsviluppandosi una teoria diversa,già allora meno coincidente con leosservazioni. LUDWIG VON FICKER (1880-1967), unaltro meteorologo austriaco, in unprimo tempo (FICKER, 1920) accettòla teoria di von Hann. Ma, più divent'anni dopo, nel 1943, scrisse unlibro nel quale prendeva le distanzeda von Hann e sposava la nuova«teoria termodinamica» del föhn. Es-sa si basa su questo concetto: l'ariache provoca il föhn sul versante sot-tovento proviene (nel caso di föhn daSud) direttamente dalla Pianura Pa-dana. Avvicinandosi alle Alpi è co-stretta a salire fin sulle creste, raf-freddandosi all'inizio secondo l'adia-batica secca, ossia di 0.98 °C ogni100 m. Raggiunto il livello di con-densazione si formano nubi e quin-di precipitazioni. Da questo livello ilraffreddamento dell'aria si riduce acirca 0.6 °C ogni 100 m perché si li-bera il calore latente di condensa-zione dell'acqua. Superata la cresta,l'aria scendendo sul versante sotto-vento si riscalda seguendo subitol'adiabatica secca (0.98 °C ogni 100m), a causa del processo di com-pressione adiabatica che porta aldissolvimento delle nubi. La «teoria termodinamica» ebbe (econtinua ad avere) ampia diffusione,principalmente nei testi di meteoro-logia generale. La sua denominazio-ne è falsamente seduttrice, perchénon esiste un movimento dell'ariache non parta dalle leggi della ter-modinamica, ma dipende unica-mente da quanto bene si conoscequel movimento dell'aria; non c'ècontrasto tra la termodinamica e ladinamica. Per una beffa del destino, perfinonella quinta edizione «completa-mente riveduta» del Lehrbuch derMeteorologie di von Hann, uscita nel1951 a trent'anni dalla scomparsadell'autore, nel capitolo sul föhn ilrevisore adottò la teoria termodina-mica di von Ficker.Questa teoria è in contraddizionenon solo con le nuove ricerche sulföhn, ma anche con la teoria origi-nale di von Hann. La cosiddetta teo-ria termodinamica ha infatti diversierrori: a) Esistono casi di föhn senza for-mazione del muro del föhn (stau,sbarramento) o di altra nuvolositàsul versante sopravvento, nono-stante si abbiano temperature po-tenziali più basse al suolo rispetto alversante sottovento interessato dalföhn. Secondo la cosiddetta teoriatermodinamica si produce una diffe-renza di temperatura tra i due ver-santi soltanto se si formano nubi chedanno luogo a precipitazioni, men-tre l'idea di von Hann funziona an-che se non ci sono precipitazioni sulversante sopravvento.b) Secondo von FICKER (1943), l'aria

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Si definisce temperatura potenziale θ la temperatura che assume una massa d'aria cheviene portata seguendo un processo adiabatico secco fino ad un livello di riferimento (ge-neralmente si usa il livello po= 1000 hPa).

La sua espressione è, in coordinate isobariche (cioè utilizzando la pressione come coordi-nata verticale):

dove po è la pressione sul livello di riferimento (po = 1000 hPa = 100000Pa) e p è la pressione in Pa al livello in cui si trova il volume d'aria. Rdè la costante dei gas per aria secca pari a 287 J*K-1*Kg-1 e cp è il ca-lore specifico dell’aria secca a pressione costante e a 0 °C, pari a 1005J*K-1*Kg-1.

Se scegliamo invece l'altezza come coordinata verticale e supponiamo che il livello di rife-rimento di 1000 hPa si trovi al livello del mare, si ottiene:

dove T(z) è la temperatura del volume d'aria che si trova adun'altezza z in metri. Il valore 0.98 °C/100 m è il gradientedella temperatura in condizioni di adiabatica secca.

Nei processi adiabatici secchi la temperatura potenziale rimane costante, quindi una mas-sa di aria secca che si solleva e ridiscende conserva la sua temperatura potenziale.

Esempio

Proviamo a calcolare al temperatura potenziale a Bolzano utilizzando i dati dell'esempiodella cosiddetta teoria termodinamica del föhn (box nella pagina seguente). A Bolzano (240m) la temperatura è T= 10 °C. Utilizzando la seconda equazione, la temperatura potenzia-le a Bolzano risulta:

Posto che l’umidità relativa dell’aria a Bolzano sia dell’80%, alla quota del punto di con-densazione (570 m), dove abbiamo calcolato una temperatura di 6.7 °C, la temperatura po-tenziale è

Abbiamo trovato due valori uguali perché l'aria è salita da Bolzano alla quota del punto dicondensazione con un processo adiabatico secco, quindi la temperatura potenziale è ri-masta costante.

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Esempio di föhn spiegato con la cosiddetta teoria termodinamica

Vogliamo fare un esempio di föhn con la teoria termodinamica, cherivela la sua praticità seduttrice, ma non sempre valida.Supponiamo che l’aria a Bolzano («BZ», 240m) abbia una temperatu-ra T di 10 °C e un'umidità relativa dell'80%. La cresta montuosa è al-ta 3000 m. Vogliamo vedere qual è la temperatura e l'umidità relati-va ad Innsbruck (Ibk, 580m) sull'altro versante. L'aria sale dunqueraffreddandosi adiabaticamente da Bolzano di (per semplicità sup-poniamo esattamente) di 1°C/100 m fino al punto di condensazione.Dalla temperatura e dall'umidità relativa possiamo calcolare la pres-sione di vapore, in altre parole quanta acqua l'aria contiene.

es=6.107 hPa*10 (7.5*T)/(235+T) (equazione 1, formula di Magnus),dove es è la massima pressione di vapore in hPa consentita per ariaalla temperatura T in °C (pressione di vapore saturo).Allora: es=6.107 hPa*10 (7.5*10 °C)/(235+10 °C) = 12.4 hPa

Calcoliamo ora la pressione di vapore dell'aria a Bolzano con un'u-midità relativa (rH) dell'80%:

e=rH * es (equazione 2), dove e è la pressione di vapore in hPa, rH è l'u-midità relativa.e=0.8*12.4 hPa = 9.9 hPaQuesta pressione è anche la pressione di vapore dell'aria quando ha raggiunto la quota del punto di condensazione (LCL = Liftingcondensation level). Si sa che più l'aria è fredda, meno vapore acqueo può contenere. Raffreddandosi di 1 °C ogni 100 m, la tem-peratura scende e raggiunge il punto di condensazione, dove la temperatura è T(LCL).Riscrivendo l'equazione 1 si ottiene un'equazione che ci consente di ricavare la temperatura, in questo caso la T(LCL), a partire dalvalore della pressione di vapore: T(LCL)=(235*log10(e/6.107 hPa))/(7.5- log10(e/6.107 hPa)) (equazione 3)

Dunque, con e=9,9 hPa: T(LCL) = (235*log10(9.9hPa/6.107 hPa))/(7.5 log10(9.9 hPa/6.107 hPa)) = 6.7 °C

Tra la temperatura a Bolzano e la temperatura T(LCL) c'è una differenza di: dT=T-T(LCL)=10 °C-6.7 °C=3.3 °C

L'aria tra Bolzano e LCL è salita seguendo un processo adiabatico secco, quindi possiamo calcolare la quota corrispondente aT(LCL), cioè Z(LCL): Z(LCL)=Z0+(T-T(LCL))/(1 °C/100 m)Dove Z0 è la quota di Bolzano.

Allora: Z(LCL)=240 m+(10°C-6.7°C)*(100m/°C)=570 m

Da qui in poi fino alla cresta dobbiamo considerare il gradiente adiabatico umido, pari a (per semplicità supponiamo esattamen-te) 0.6°C/100 m, inferiore a 1°C/100 m, perché durante la formazione delle nubi viene rilasciato il calore latente di condensazio-ne dell'acqua. Fino alla cresta (3000 m) ci sono ancora 2430 m di differenza (dZ). Che temperatura si ha alla cresta (Zc)?T(Zc)=T(LCL)-0.6 °C/100 m*dZ T(Zc)=6.7 °C-0.006°C/m*2430 m=-7.9 °C

Per curiosità calcoliamo anche a quale quota si raggiunge la T=0 °C: 6.7 °C/0.006 °C = 1117 m + 240 m = 1357 m.Siccome il vapore acqueo dell’aria, già saturo a 570 m, è sottoposto ad un ulteriore raffreddamento, l'umidità relativa resta al 100%.Utilizziamo allora la formula di Magnus (eq.1) per calcolare la pressione di vapore sulla cresta alla temperatura appena calcolata:es=6.107 hPa*10 (7.5*(-7.9 °C))/(235-7.9 °C) = 3.3 hPaQuesto valore ci aiuterà a calcolare l'umidità relativa di Innsbruck.

Dalla cresta l'aria scende sull'altro versante seguendo un processo adiabatico secco, in quanto, appena superata la cresta, l’ariascende e la sua temperatura aumenta (compressione adiabatica), per cui non è più in condizioni di saturazione. La temperaturaattesa ad Innsbruck (580 m) (T(Ibk)) è quindi:T(Ibk)=T(Zc)+1 °C/100 m*(Zc-Z(Ibk))T(Ibk)= -7.9°C+1°C/100 m*2420m=16.3°C

La temperatura di Innsbruck è più alta rispetto a quella di Bol-zano di quasi 7°C, anche se le due città hanno una differenza diquota di soli 340 m. Ma qual è l'umidità relativa ad Innsbruck?La relazione tra la densità del vapore d'acqua e la densità del-l'aria secca (= mixing ratio) è una quantità conservativa, in quan-to rimane invariata in assenza di cambiamenti di stato duranteil percorso dalla cresta alla valle (adiabatica secca). Prendiamoallora la temperatura di Innsbruck per calcolare il contenutomassimo di vapore possibile dell'aria (utilizzando di nuovo l'e-quazione 1): es=6.107 hPa*10 (7.5*16.3 °C)/(235+16.3°C) = 18.7 hPaCon la riscrittura dell'equazione 2 ricaviamo una formula che hacome risultato l'umidità relativa: rH = e/esQuindi: rH (Ibk) = 3.3 hPa/18.7 hPa = 18%, che è assai menodel valore di Bolzano.

Il calcolo è semplice, la differenza di temperatura tra i due ver-santi è soddisfacente e la differenza dell'umidità è spiegata bene.Così credettero anche i sostenitori della teoria termodinamica,dimenticando che ci sono casi di föhn senza precipitazioni o ad-dirittura senza stau sul versante sopravvento, nei quali questateoria non funziona.

500

1000

1500

2500

2000

3000

Quo

ta (m

)

IBK (580 m)T= 16.3 °C

rh= 18%LCL

gradiente:1°C/100 m

gradiente:0.6°C/100 m

gradiente:1°C/100 m

BZ (240 m)T= 10°C

rh= 80%

0 °C

T(Zc)= - 7.9 °C

13. Immagine che mostra il principio dell’esempio e dellateoria termodinamica di von Ficker.

14. Veduta aerea delle Alpi centrali, ripresa all’incirca all’altezzadel Brennero verso Ovest, il 17.01.2000 (f. L. Lombroso). Si nota,a destra, la distesa di nubi che si addensa per stau sul versantenordalpino, a sinistra invece il cielo sereno a Sud della crestaalpina principale. Il flusso di correnti da Nord sta rinforzando,mentre la pianura padana giace ancora sotto uno strato di nebbiee foschie. Il giorno successivo questo verrà rimosso dalla correntefavonica, che porterà temperature talora straordinariamente ele-vate sul Nord Italia, fino a 21.7 °C a Parma.

discendente dalla montagna si ri-scalda subito dopo la cresta di 1°C/100 m, ma questo è in contrad-dizione con l'osservazione che il mu-ro del föhn può anche superare lacresta. Nelle nubi una goccia d'ac-qua appena formata a causa dellasaturazione (100% di umidità relati-va) non cade subito, perché è troppopiccola. Il diametro medio delle par-ticelle d'acqua in una nube in fase diprecipitazione è di 50 µm e soltantooltre questa soglia le gocce hannouna grandezza sufficiente per cade-re al suolo. Questo significa che tut-te le gocce sotto 50 µm devono eva-porare nella discesa. Durante l'eva-porazione delle gocce viene impiega-ta esattamente la stessa quantità dicalore che durante la salita si è libe-rato come calore latente di conden-sazione. Questo riduce la differenzadi temperatura tra i due versanti. Unguadagno netto di calore sensibile èpossibile soltanto quando ci sonoprecipitazioni dal muro del föhn cheraggiungono il suolo, riducono l'ac-qua disponibile per una nuova eva-porazione e quindi sbilanciano lequantità di energia, favorendo unaumento della differenza di tempe-ratura tra i due versanti. Però, se-condo FLIRI (1983), la probabilità diprecipitazioni nelle Alpi orientalimeridionali è - perfino nei giorni diforte föhn da Sud ad Innsbruck - sol-tanto tra il 50 e il 70%. Cambiando nella teoria di von Ficker(così come nei decenni seguenti èstato fatto dagli studiosi del föhn) la

parte relativa al muro del föhn, per-mettendogli di sporgersi maggior-mente sul versante sottovento, dimodo che l'aria, dovendo ancora farevaporare le goccioline delle nubi,non scenda subito dopo la cresta se-condo l'adiabatica secca, si ottieneuna teoria più vicina alla realtà equindi più esattac) Ma anche le precipitazioni non ba-stano per spiegare le differenze ditemperatura potenziale tra i versan-ti sopra e sottovento. Talvolta tro-viamo addirittura differenze di tem-peratura potenziale superiori a 30°C tra la Pianura Padana e le zone in-tralpine interessate dal föhn da Sud,come nel caso dell'8 novembre 1982(vedere fig.16).d) Durante un evento di föhn si tro-va che la temperatura equivalentepotenziale, che viene conservatalungo una traiettoria indipendente-mente da condensazione e precipi-tazione, è più bassa nel versante so-pravvento che nella zona interessa-ta dal föhn. Se, come previsto dallacosiddetta teoria termodinamica,l'aria che provoca il föhn a Nord del-le Alpi avesse origine dalla PianuraPadana, dovremmo trovare la stessatemperatura equivalente potenzialein tutti e due i versanti al suolo.Guardando il profilo della tempera-tura equivalente potenziale, ogni li-nea dello stesso valore è una traiet-toria e ci mostra il tragitto percorsodall'aria. Questo dimostra che l'ariache genera il föhn a Nord delle Alpinon può provenire dal suolo della

Pianura Padana, ma deve avere ori-gine dagli strati superiori. e) Nella cosiddetta teoria termodina-mica, l'andamento delle streamlines(traiettorie delle particelle d'aria)non è mai stato verificato/dimostra-to. Infatti, guardando il profilo dellatemperatura equivalente potenziale,notiamo un'immagine ben diversa.Vediamo (par. 2.3 e fig. 16) che l'ariadel föhn scende nelle valli da più di2000 m di quota e al suolo del ver-sante Sud delle Alpi troviamo l'ariafredda bloccata.Precisiamo, però, che queste affer-mazioni non escludono totalmentel'origine del föhn dalla salita dell'a-ria lungo il versante sopravvento edal rilascio del calore latente dovutoalle precipitazioni, ma mettono inluce che esistono anche altri impor-tanti processi che devono esserepresi in considerazione e che quindila cosiddetta teoria termodinamicada sola non è sufficiente a spiegareil fenomeno del föhn.

Digressione sulla termodinamicaConsideriamo il moto verticale diuna massa d'aria; il processo si de-finisce adiabatico se la massa d'arianon scambia calore con l'ambienteesterno cambiando quota. La massad'aria si può, quindi, raffreddare oriscaldare solo a seguito di espan-sioni o compressioni del volume dalei occupato. Quando si abbassa, ilsuo volume viene compresso e si ri-scalda; al contrario, quando si in-nalza, si ha una espansione del vo-

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Esempio per valutare l’effetto della condensazione sul föhn (la cosiddetta teoria termodinamica è insufficiente)

Facciamo un piccolo esempio (SEIBERT, 1990), dal quale risulta che l'effetto quantitativo delle precipitazioni non è sufficiente perspiegare la differenza nella temperatura tra i due versanti.Consideriamo un modello molto semplice per valutare l'effetto delle precipitazioni sul versante sottovento.Immaginiamo una zona di 100 km di lunghezza con precipitazioni di 1mm/h, pari a 1 kg/(m2h). Se l'aria percorre questa distan-za ad una velocità orizzontale di vh = 10 m/s, allora impiega per il suo percorso di 100 km (= 100000 m) 2.77 ore.Una colonna d'aria verticale (con un'altezza ipotizzata di 4 km) perde, durante il percorso nella regione di precipitazioni L1 = 2.77 h * 1kg/(m2h) = 2.77 kg H20/m2.Se distribuiamo questa massa verticalmente in modo omogeneo lungo i 4000 m, ricaviamo la perdita d'acqua per unità di volume:L2 = (2.77 kg H20/m2)/4000 m = 0.7g/m3.Adesso possiamo calcolare il calore latente rilasciato QL, equivalente a questi 0.7 g in un metro cubo di atmosfera:

∆QL = Lv * mw = 2.501*106 J kg-1* 0.0007 kg/m3 = 1751 J/m3,dove ∆QL è il calore latente rilasciato, Lv è il calore latente di condensazione dell'acqua, uguale a 2.501*106 J kg-1 e mw è la mas-sa dell'acqua in un metro cubo.Calcoliamo ora il riscaldamento dell'aria che si produce in seguito al rilascio di questo calore latente in funzione della densità del-l'aria stessa.Per vedere il massimo e minimo della differenza di temperatura (o equivalentemente della differenza di temperatura potenziale) infunzione della densità, prendiamo gli estremi di 1.225 kg/m3 a 0 m e di 0.8191 kg/m3 a 4000 m di altitudine.Per 0 m: ∆θ = ∆QL * (ρ * cp)-1 = 1751 J/m3 * (1.2 kg/m3 * 1005 J /(K kg))-1 = 1.5 K

E per 4000 m: ∆θ = ∆QL * (ρ * cp)-1 = 1751 J/m3 * (0.8 kg/m3 * 1005J /(K kg))-1 = 2.2 K

Per la spiegazione di θ vedi il box sulla temperatura potenziale.Invece FLIRI (1983) ha riportato una differenza della temperaturapotenziale media tra Innsbruck e Trento di 6.7 K in inverno e di 6K in primavera (a favore di Innsbruck) per una precipitazione diur-na da 10 a 30 mm (da 0.4 a 1.3 mm/h). Anche quando consentia-mo un errore del 100% nella nostra valutazione, non arriviamo maial valore di 6 K. Pertanto, risulta che l'effetto della condensazioneè insufficiente a spiegare le differenze di temperatura trovate real-mente. La cosiddetta teoria termodinamica non è quindi suffi-ciente a spiegare la differenza di temperatura fra i due versanti.

RR=1mm/h

4 km

100 km

v=10m/s

15. Il principio dell'esempio: modello per la valutazione del ruolodella condensazione sul versante sopravento.

lume e, quindi, un raffreddamento.La variazione della temperatura del-la massa d'aria durante il suo motodi ascesa o discesa può essere cal-colata inserendo la legge dei gas per-fetti nell'espressione del primo prin-cipio della termodinamica per pro-cessi adiabatici.Se la massa d'aria non è ancora sa-tura (aria secca) otteniamo, dopo unpo' di calcoli:

dove ∆T è la variazione della tempe-ratura, T è la temperatura in Kelvinal livello della pressione p in hPa, ∆pè la variazione di pressione (positivao negativa), Rd è la costante dei gasper aria secca, uguale a 287 J K-1

kg-1, e cp è il calore specifico d'ariasecca a pressione costante e ad unatemperatura di 0°C uguale a 1005 JK-1 kg-1 .Utilizzando, come coordinata verti-cale, la quota al posto della pressio-ne si trova:

dove g è l'accelerazione gravitazio-nale pari a 9.805 m s-2. Γa (si legge«gamma a») viene chiamato gradien-te adiabatico secco. Quindi, unamassa d'aria che si innalza seguen-do un processo adiabatico secco, siraffredda di circa 1 °C ogni 100 me-tri. Si definisce invece gradiente di tem-peratura, la variazione della tempe-ratura dell'aria ambiente con la quo-ta. Se il gradiente di temperatura èuguale al gradiente adiabatico sec-co, la massa d'aria innalzandosi oabbassandosi avrà sempre la stessatemperatura dell'aria ambiente: inquesto caso l'atmosfera è in condi-zioni di stratificazione adiabatica oneutra. Se il gradiente di tempera-tura è minore del gradiente adiaba-tico secco, cioè se la temperaturadell'aria ambiente varia più lenta-mente di quella della massa d'aria,questa, innalzandosi o abbassando-si, avrà una temperatura rispettiva-mente inferiore o superiore a quelladell'ambiente esterno e quindi ten-derà a riportarsi alla sua quota ini-ziale; in questo caso si parla di at-mosfera stabile o stratificata stabil-mente. Infine, se il gradiente di tem-peratura è maggiore del gradienteadiabatico secco, cioè se la tempera-tura dell'ambiente esterno varia piùrapidamente di quella della massad'aria, questa innalzandosi o abbas-sandosi si troverà ad una tempera-tura rispettivamente superiore o in-feriore a quella dell'ambiente ester-no e quindi continuerà il suo motoverso l'alto o verso il basso; in que-sto caso si parla di atmosfera insta-bile e il gradiente di temperatura èsuperadiabatico.

Le condizioni di stabilità dell'atmo-sfera si possono esprimere ancheutilizzando la temperatura poten-ziale θ. Se θ aumenta con la quota,l'atmosfera è stabile, perché le mas-se d'aria potenzialmente più caldesovrastano le masse d'aria poten-zialmente più fredde; se θ diminui-sce con la quota, l'atmosfera è in-stabile, perché le masse d'aria po-tenzialmente più fredde sovrastanole masse d'aria potenzialmente piùcalde. Se θ è costante con la quota,l'atmosfera è in condizioni di strati-ficazione neutra.Il processo adiabatico secco è validofino al punto di condensazione, al-lorchè l'umidità relativa raggiunge il100 % e l'aria diventa satura rispet-to al vapor d'acqua. Dal punto dicondensazione il gradiente di tem-peratura diventa inferiore a 9.8°C/km, in quanto, quando il vaporeacqueo condensa, cioè quando siformano le nubi, viene rilasciato ilcalore latente di condensazione, chein parte compensa il raffreddamen-to adiabatico. Al contrario, durantela discesa, una parte delle gocce del-la nube evapora, sottraendo caloreall'aria circostante e compensandoparzialmente il riscaldamento adia-batico.Il gradiente adiabatico umido Γs(gamma esse) si può esprimere tra-mite la seguente formula:

dove Le è il calore latente di conden-sazione dell'acqua e dsm/dz è la va-riazione con la quota dell'umiditàspecifica della massa d'aria in se-guito alla condensazione o all'eva-porazione. Il gradiente adiabaticoumido è quindi sempre minore delgradiente adiabatico secco, dal mo-mento che dsm/dz è una quantità

negativa, in quanto, durante l'asce-sa, l'umidità specifica di una massad'aria satura diminuisce.Il gradiente adiabatico umido si puòanche esprimere come:

dove rs è il rapporto di mescolanzaalla saturazione, Lv è il calore laten-te di evaporazione dell'acqua a 0°Cuguale a 2.501*106 J kg-1 ed ε èuguale a 0.622, il rapporto tra la co-stante molare dei gas per l'aria sec-ca e la costante molare dei gas per ilvapore d'acqua.

Vicino al suolo il gradiente adiabati-co umido è di circa -4 °C/km, a metàdella troposfera si aggira su valoritra -6 e -7 °C/km, mentre ad altitu-dini più elevate, dove l'aria è piùfredda e non può contenere moltovapore d'acqua, il valore si avvicinaa quello del gradiente adiabaticosecco (circa 1°C/km). In media gli siattribuisce il valore di 0.6 °C/100 m.

Un processo reale in cui parte del va-pore acqueo condensato viene elimi-nato dalla massa d'aria precipitan-do sotto forma di neve o pioggia, nonè però un processo adiabatico pro-priamente detto, perché la precipi-tazione sottrae un po' di calore allamassa d'aria. Questo tipo di proces-so viene definito fisicamente pseu-do-adiabatico. La temperatura po-tenziale non si conserva più duran-te i processi pseudo-adiabatici. E'necessario quindi definire un nuovotipo di temperatura, la temperaturaequivalente potenziale (in italianoviene indicata anche come tempera-

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16. (in basso adestra) Analisidella tempera-tura equivalen-te potenziale(in Kelvin) lun-go il profilo daVerona attra-verso il Bren-nero fino aMonaco diBaviera duran-te il caso diföhn da Suddell'8/11/1982,h12 UTC. Lelinee di ugualetemperaturaequivalentepotenziale(isoentropiche)mostrano letraiettorie del-l'aria (da sini-stra verso de-stra). NellaPianura Pada-na e sul ver-sante alpinomeridionaletroviamo unostrato bloccatod'aria freddache dal suoloarriva fino acirca 1800 m.Sopra troviamouno strato diinversione conuno spessoredi alcune centi-naia di metri,in cui le isoen-tropiche sonoorizzontali.Oltre i 2200 mla stabilità siriduce e ladistanza tra leisoentropicheaumenta: que-sta è la zonadel föhn alto.Dal Brennerol'aria dai duestrati inferioriscorre giù (di-scesa delleisoentropiche)lungo il Wipp-tal (gap flow).Ma, spostando-ci verso Nord(verso destranell'immagine)si vede chel'aria scendeda quote sem-pre più alte(anche da piùdi 3000 m).Avvicinandosia Monaco, edunque abban-donando leAlpi, le isoen-tropiche nonscendonopiù,ma inizianoad alzarsi dinuovo, perchéil föhn, in que-sta zona, nontocca il suolo.Le pianuretedesche ri-mangono sottouno stratod'aria fredda estabile. (fonte:SEIBERT, 1990)

tura pseudo-potenziale, assegnan-do alla temperatura equivalente po-tenziale un altro significato che quinon approfondiamo), che è la tem-peratura che assume una massad'aria che viene sollevata con unprocesso pseudo adiabatico fino al-la totale condensazione ed elimina-zione del vapore in essa contenuto ein seguito viene riportata al livello diriferimento di 1000 hPa con un pro-cesso adiabatico secco. La temperatura equivalente poten-ziale dipende, oltre che da pressionee temperatura, dal contenuto di va-pore dell'aria; maggiore è il contenu-to di vapore dell'aria, a parità dipressione e temperatura, maggiore èla temperatura equivalente poten-ziale.La temperatura equivalente poten-ziale si conserva nei processi pseu-do-adiabatici.Torniamo all'esempio della cosid-detta teoria termodinamica. Partia-mo di nuovo da Bolzano con una cer-ta temperatura T e una certa umi-dità U. Da questi due parametri sipuò adesso calcolare la temperatu-ra equivalente potenziale. Adessol'aria fa lo stesso percorso come nel-l'esempio: sale fino alla cresta, con ilpassaggio dall'adiabatica secca aquella umida al livello di condensa-zione, e poi scende fino ad Inn-sbruck. Per sua stessa definizione,la temperatura equivalente poten-ziale non cambia mai durante il per-corso e può quindi essere usata co-me un tracciante. Se in due punti di-versi misuriamo due valori ugualidella temperatura equivalente po-tenziale, possiamo dire che l'aria siè mossa da un punto all'altro. Perquesta sua caratteristica, la tempe-ratura equivalente potenziale vieneproprio usata per determinare l'ori-gine delle masse d'aria; questa pro-prietà è molto utile nel caso del föhn.Guardando il profilo della tempera-

tura equivalente potenziale, nella fi-gura 16, ogni linea dello stesso va-lore è una traiettoria e ci mostra iltragitto percorso dall'aria.

2.3. La teoria attualeSono ormai venti anni che la teoriaattuale del föhn è nota, ma in mol-tissimi testi didattici la cosiddettateoria termodinamica è ancora dataper scontata. Anche nella poca let-teratura italiana sul föhn si privile-gia il concetto termodinamico erra-to. Nonostante la sua grande impor-tanza in Italia, il föhn è studiato inmaniera troppo superficiale. Her-mann FLOHN, nel suo libro Clima etempo, prende il föhn come esempioe spiegazione per i processi adiaba-tici secco e umido. Mario PINNA, nelsuo libro Climatologia (1977), dedi-ca solo poche pagine al fenomeno delföhn, seguendo la cosiddetta teoriatermodinamica. Anche Willy EICHEN-BERGER nel suo libro Elementi di me-teorologia (1990), tratta il föhn in

una sola pagina. parlando solo dellateoria termodinamica.Il capitolo sul föhn di Giovanni KAP-PENBERGER e Jochen KERKMANN nel lo-ro libro Il tempo in montagna (1997)risulta finora il più completo dellaletteratura italiana sul föhn. Peròanche loro non riescono a dareun'immagine attuale del föhn, ag-giornata con le recenti ricerche. Ilföhn è ancora definito come un ven-to di caduta e distinto in due tipi,ciascuno con la propria spiegazione.Il föhn con sbarramento, da loro de-finito föhn classico, viene spiegatocon la sola teoria termodinamica; senon c'è lo sbarramento (gli altri au-tori non contemplano neppure unföhn senza sbarramento) viene as-sunta la teoria attuale. Non è pro-spettata una via di mezzo.Ma quali sono stati i motivi per ilsuccesso della teoria termodinami-ca e la sua sopravvivenza fino ai no-stri tempi? Una causa è sicuramen-te la semplicità della spiegazione di

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Esempio della teoria attuale

Facciamo un esempio con il föhn da Sud per chiarire meglio la teoria attuale:Ipotizziamo che l’aria nel versante sopravvento, proprio sopra la Pianura Padana, sia stratificata in tre importanti zone: uno stra-to stabile d'aria fredda vicino al suolo bloccato dalle Alpi, un'inversione marcata attorno a 2000 m e, sopra questa inversione, l'a-ria che poi scenderà nelle vallate del versante sottovento. Per semplicità supponiamo che i gradienti di temperatura in ogni stra-to siano omogenei (cosa che in realtà non accade quasi mai).Esprimiamo questo in cifre. Fissiamo la quota del suolo della Pianura Padana a 100m, dove la temperatura è di 16 °C. Lo stratostabile (blu) giunge fino a 1800 m (temperatura di 6 °C), dove inizia l'inversione (strato stabilissimo, nel quale la temperatura au-menta con la quota, rosso) che finisce ad un'altitudine di 2100 m (temperatura di 9 °C). Sopra questa inversione troviamo unostrato, a sua volta molto stabile, che arriva fino a 7500 m (giallo).I gradienti termici sono: nello strato stabile vicino al suolo -0.59 °C/100 m; nello strato stabilissimo +0.1 °C/100 m; nel terzo stra-to stabile, di nuovo -0.59 °C/100 m.Adesso vogliamo calcolare le temperature in tre regioni dove spira il föhn. Scegliamo una località dell'alta Wipptal, Gries am Bren-ner (1160 m), dove l'aria del föhn arriva solo dal Passo del Brennero; qui il flusso arriva dal serbatoio di aria fredda e stabile, cheabbiamo ipotizzato estendersi fino a 1800 m, ed assume perciò le caratteristiche della bora. Scendendo nella valle verso Innsbruck,si nota che la temperatura potenziale aumenta, dal momento che l'aria proveniente dal Brennero si mescola con l'aria del föhn al-to proveniente dagli strati superiori. Scegliamo quindi di calcolare la temperatura di Innsbruck (580m), dove l'aria del föhn arri-va da un'altezza di 2200 m, e quella di Salisburgo (420 m), ancora più lontano dalla cresta, dove ipotizziamo che il föhn arrivi dauna quota di 2500m.

1. Gries am Brenner (Gri)

Calcoliamo prima la temperatura che abbiamo al Passo del Brennero (Bre), alto 1370 m. Il gradiente di temperatura nello stratoimmediatamente sottostante è -0.59 °C/100 m. A 100 m di altitudine misuriamo 16 °C. La temperatura sul passo del Brennero èquindi: T(Bre)=T(100 m)-0.59 °C(100 m)-1*(z(Bre)-100 m), dove z(Bre) è l'altezza del Brennero e i 100 m sono la quota di par-tenza del nostro esempio, cioè la quota della Pianura Padana.Allora: T(Bre)=16 °C-0.59 °C(100 m)-1*1270 m=8.5 °CDal Passo del Brennero l'aria scende seguendo l'adiabatica secca, riscaldandosi, per semplicità, di 1 °C ogni 100 m.

17. L'immaginedel satellitepolare NOAAdel08.11.2002, h13.24 UTCmostra lo stausul versanteNord delle Alpi,provocato daforti correntisettentrionaliche induconoformazioninuvolose stra-tiformi sulversante so-pravvento . Sulversante Suddelle Alpi av-viene il contra-rio: l'aria di-scendentecausa il dissol-vimento dellenubi. La fittanuvolosità siarresta propriosulla crestaprincipale alpi-na; a Sud diessa il föhnprovoca l'essic-camento dellemasse d'aria el'evaporazionedelle nubi.Nell'immaginesi nota anchela formazionedi ondulazionicausate dalföhn. Sopra laPianura Pada-na, il cielo ècompletamentesereno. (fonte:GEIER, 2001)

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A Gries am Brenner la temperatura con il föhn è:T(Gri)=T(Bre)+1 °C(100 m)-1*(z(Bre)-z(Gri)), do-ve z(Gri) è l'altitudine di Gries am Brenner.Allora: T(Gri) = 8.5 °C+1 °C*(100 m)-1*(1370m-1160 m) = 10.6 °C

La temperatura di Gries am Brenner non si di-scosta molto da quella dal passo, ed è relativa-mente fredda. Si noti che, sopravvento, alla stes-sa quota di Gries am Brenner (1160 m) si ha:T(sopravvento, 1160 m) = 16°C-0.59°C*(100 m)-1*(1160-100) = 9.7 °C, cioè il riscaldamento a pa-rità di quota è di 0.9 °C. Se applicassimo la «teoria termodinamica», il ri-scaldamento atteso per una massa d’aria che.partendo da 1160 m sopra la Pianura Padana,svalicasse al Passo del Brennero per poi ricade-re a Gries am Brenner, sarebbe, a seconda dellaquota del livello di condensazione, tra 0 °C e0.4 °C*(100 m)-1*(1370-1160) = 0.8 °C.

2. Innsbruck (Ibk)

L'aria del föhn in questa città arriva da una quo-ta di 2200 m, da dove, subito dopo lo spartiac-que, si riscalda in maniera adiabatica secca. Maprima calcoliamo la temperatura a 2200 m; talequota è nel terzo strato che ha un gradiente ditemperatura di -0.5 °C ogni 100 m. T(2200 m) = T(2100 m)-0.5 °C(100 m)-1*(2200 m-2100 m)La temperatura a 2100 m è di 9 °C. Allora: T(2200m) = 9-0.5 °C(100 m)-1*100 m=8.5 °C

Da 2200 m l'aria scende ad Innsbruck dove la temperatura misurata con il föhn è:T(Ibk) = T(2200 m)+1 °C(100 m)-1*(2200 m-z(Ibk)), dove z(Ibk) è l'altitudine di Innsbruck. Allora:T(Ibk) = 8.5 °C+1 °C(100 m)-1*(2200 m-580 m) = 24.7 °C

La temperatura ad Innsbruck è quasi estiva, e non è paragonabile a quella misurata nel Wipptal, perché le provenienze dell'ariasono diverse. Il gradiente tra Innsbruck e Gries am Brenner è superadiabatico. Sopravvento, alla stessa quota (580m), la tempe-ratura è: T(sopravvento, 580 m)=16 °C- 0.59°C*(100 m)-1 *(580-100) =13.2 °C; il föhn provoca un aumento di temperatura di ben 11.5°C. Si noti di nuovo che, secondo la “teoria termodinamica”, il föhn dovrebbe “riscaldare” Innsbruck di un valore compreso tra 0°C e0.4 °C*(100 m)-1*(2200-580)=6.5 °C, a seconda della quota del livello di condensazione.

3. Salisburgo(Slb)

L'aria del föhn qui scende da un'altitudine di 2500 m, da dove, subito dopo lo spartiacque, si riscalda in maniera adiabatica sec-ca. La diversa situazione topografica è il motivo della scelta di una quota maggiore a quella utilizzata per Innsbruck per la pro-venienza dell'aria del föhn: Salisburgo si trova più lontano dalla cresta principale e perciò l'aria scende da una quota più alta. Calcoliamo la temperatura a 2500 m: T(2500 m) = T(2100 m)-0.5 °C(100 m)-1*(2500 m-2100 m)La temperatura a 2100 m è di 9 °C. Allora: T(2500 m) = 9 °C-0.5 °C(100 m)-1*400 m = 7 °CA Salisburgo si misura una temperatura di:T(Slb) = T(2500 m) + 1 °C(100 m)-1*(2200 m-z(Slb)), dove z(Slb) è l'altitudine della città di SalisburgoAllora: T(Slb)=7 °C+1 °C(100 m)-1*(2500 m-420 m)=27.8 °C

La temperatura a Salisburgo è addirittura estiva ed è ancora più alta che ad Innsbruck, perché l'aria proviene da un'altitudineancora superiore e nel versante sopravvento quest'aria è stratificata stabilmente. Si noti ancora che sopravvento, a 420 m, la tem-

peratura è: T(sopravvento, 420 m)=16 °C-0.59°C*(100 m)-1 *(420-100) =14.1 °C

vale a dire che il föhn produce un riscaldamento di13.7 °C. Per la «teoria termodinamica» il riscalda-mento potrebbe essere al massimo di 0.4 °C*(100 m)-1*(2500-420) = 8.3 °C, nel caso in cui il livello di con-densazione fosse a 420 m.

In tutti i casi si nota come la teoria attuale forniscevalori di incremento termico dovuti al föhn superio-ri a quelli dell’incompleta teoria termodinamica.

I I

BRE

GRI

IBKSLB

Inversione

Wipptal

PP

6 10 14Temperatura (°C)

400

800

1200

1600

2000

2400

Quota (m)

18. Esempio della teoria attuale del föhn: le tre località (Gri, Ibk, Slb) si distin-guono per la diversa provenienza dell'aria, le linee con le frecce mostrano letraiettorie dell'aria. Le abbreviazioni significano: PP: Pianura Padana; Bre=Passo del Brennero; Gri= Gries am Brenner; Ibk= Innsbruck; Slb= Salisburgo;Il Wipptal è la valle che dal Brennero va fino ad Innsbruck. Le due montagne (indicate con una «I») rappresentano la cresta principale delleAlpi con l'incisione del Passo del Brennero.

19. «Giochi d’aria» in una giornata di föhn da Ovestin bassa Valle di Susa il 30.10.1998 (f. L. Mercalli).Si trattò di un episodio particolarmente intenso ilgiorno 29 sulla pianura torinese, dove le rafficheabbatterono numerosi alberi sulla cintura Sud-Ove-st (Orbassano, Stupinigi, Grugliasco). Questa zona,che si trova direttamente allo sbocco dell’ampia Valdi Susa, è tra le più interessate dal fenomeno inprovincia di Torino, allorchè il flusso in quota siaoccidentale. Il giorno 30 la temperatura massima aTorino fu di 18.2 °C.

diverse caratteristiche, come la nu-volosità, le precipitazioni e l'anda-mento della temperatura tra i dueversanti. La teoria non è neanchesbagliata dal punto di vista qualita-tivo, specialmente per i più impres-sionanti eventi di föhn. Con un abi-le espediente, le osservazioni in con-traddizione con la teoria potevanoessere facilmente rifiutate dichia-randole «non rappresentative» o in-troducendo il termine astruso «föhnanticiclonico» per casi senza stau(sbarramento). Inoltre, la grande dif-fusione della teoria è incoraggiatadal fatto che rappresenta un esem-pio eccellente per spiegare didatti-camente un diagramma termodina-mico e i principi dei processi di adia-batica secca ed umida (SEIBERT,1990).Ma come è spiegabile l’elevato gra-diente termico fra i due versanti al-pini che la teoria termodinamicanon riesce a spiegare? Le ultime ri-cerche scientifiche, basate su gran-di progetti come l'ALPEX (Alpine Ex-periment, 1982) o il più recente MAP(Mesoscale Alpine Project, 1999),hanno mostrato che la teoria di vonHann può spiegarlo meglio della teo-ria termodinamica e che la sua vi-sione è simile a quella attuale.Oggi la spiegazione del föhn da Sudè questa: l'evento è spesso (ma nonnecessariamente) legato all'avvici-namento di una saccatura, la qualeporta con sé un sistema frontale (perl'evoluzione sinottica dettagliata siveda il cap.4.1). Una massa d'aria relativamentefredda e stabile ristagna su entram-bi i lati dell'arco alpino. Da W o SWviene avvettata aria calda che riescea penetrare soltanto a Nord delle Al-pi, perché la Pianura Padana è chiu-sa su tre lati: dall'Appennino a Sud,dalle Alpi occidentali ad Ovest e daquelle centrali e orientali a Nord. Sigenera così un gradiente di pressio-ne tra Nord e Sud delle Alpi che dàinizio al föhn basso. Guardando unprofilo verticale di temperatura e divelocità del vento sul versante so-pravvento, si nota una chiara inver-sione al livello di circa 2000 m, che

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20. (a destra)Analisi del17.10.2004, h00 UTC: lelinee (isoipse)indicano l’al-tezza geopo-tenziale riferi-ta alla superfi-cie isobarica di500 hPa, men-tre le gradazio-ni di coloreindicano latemperatura almedesimolivello. Vivaceflusso di cor-renti da Ovestinteressa l’Ita-lia e le Alpi,favorevole acondizioni diföhn sulle vallialpine occiden-tali.

22 - 23. Il rapido passaggio dalle nubi al sereno è inoltre visibile nelle immagini aeree qui sopra, riprese lungo la rotta Parigi-Milano, all’al-tezza del versante meridionale del Gran Paradiso (f. L. Mercalli). Nell’immagine a sinistra le ultime propaggini del muro del föhn si dissipanosull’alta Valle Orco (TO), mentre la bassa valle (a destra) è già sotto il sole. In quell’occasione il föhn rimase confinato alle valli, senza giun-gere in pianura. In bassa Valle di Susa le raffiche moderate hanno raggiunto i 35 km/h alle ore 17.40 del giorno 17.

21. (qui sopra) L’immagine satellitare nel canale visibile, relativa alle h 10.35 della medesimagiornata (satellite NASA-TERRA, sensore MODIS), mostra il netto divario di condizioni meteorologi-che tra i due versanti delle Alpi occidentali: stau, nubi estese e deboli precipitazioni in Savoia eSvizzera, nonchè sulle alte valli alpine italiane (muro del föhn), soleggiato sulla pianura padana.

separa lo strato d'aria fredda (bloc-cata) da quello delle correnti caldemeridionali (fronte caldo) che, nelversante Nord delle Alpi produconoil föhn alto. Sotto questa inversioneil vento è quasi assente o (nella Pia-nura Padana) ha una direzione daEst. L'aria del föhn alto scende da ol-tre 2000 m (dipende naturalmentedall'altezza delle creste montuose edall'eventuale presenza di valichi)nelle valli e si riscalda seguendo l'a-diabatica secca. Le isoentropiche (li-nee di uguale temperatura equiva-lente potenziale) sono quasi orizzon-tali al Sud delle Alpi e scendono sulversante Nord (vedi fig.16). Come giàdetto da von Hann, per il föhn nondevono necessariamente esserviprecipitazioni sul versante Sud, mase ci sono, anche la teoria termodi-namica entra in azione, dando peròsoltanto un contributo aggiuntivo alriscaldamento. Si veda l'esempiocalcolato nel capitolo 2.2, che dimo-stra che l'effetto quantitativo delleprecipitazioni non è sufficiente aspiegare la differenza nella tempera-tura potenziale tra i due versanti.Prima dell'inizio del föhn, nelle vallicome l'Inntal, dove si trova Inn-sbruck, si trova spesso una massad'aria fredda al suolo (a causa delraffreddamento notturno si svilup-pano i cosiddetti «laghi» d'aria fred-da), specialmente nei mesi freddicon notti lunghe. Tale massa deveessere spinta via affinché il föhn in-vada tutte le valli. L'aria fredda è so-spinta fuori dalle valli come da uncompressore: la forza motrice è unazona di bassa pressione di origine si-

nottica nella zona prealpina Nord.Ad Innsbruck questo vento, che pre-lude al föhn, si chiama «vorföhnigerWest» (=vento da Ovest foriero delföhn). Nella fig. 3 si nota che, primadell'inizio del föhn, la direzione delvento è di ca. 270 gradi, cioè provie-ne dall'alta valle, da dove l'aria spi-ra oltretutto con una velocità eleva-ta. Un altro processo che tende a dis-solvere l'inversione è dovuto alla di-namica del föhn, che, con la suaenergia cinetica e la sua turbolenza,riesce ad entrare nel lago d’aria fred-da e rimescola le due masse d'aria(fig. 25). Al limite tra l'aria del föhn equella fredda dell'inversione c'è unforte shear del vento (variazione del-la direzione orizzontale del vento conl'altezza) che aiuta l'aria calda a pe-netrare nello strato stabile. Duranteil giorno si aggiunge la turbolenzatermica dovuta al riscaldamento de-gli strati d'aria prossimi al suolo, perl'intenso riscaldamento della suasuperficie dovuto alla radiazione so-lare, e così l'inversione o lo stratostabile sono erosi anche dal basso.Durante la notte il föhn spesso si sol-leva (nel senso che si attenua o sispegne del tutto a bassa quota), per-ché nelle valli si riforma l'inversionea causa del raffreddamento del suo-lo.Riassumendo, una differenza dipressione tra i due versanti è la con-dizione necessaria per l’innesco delföhn. Poiché quando inizia il föhn latemperatura aumenta (eccezioniescluse), si ha anche un calo dellapressione (secondo la legge dei gasperfetti). Possiamo quindi dire che ilföhn autorinforza la differenza bari-ca tra i due versanti.D'estate il föhn è più raro ma, comedetto nel capitolo sulla statistica,può comunque aver luogo. La strati-ficazione dell'atmosfera nelle valli,tuttavia, non è così stabile come neimesi freddi e la notte non dura cosìa lungo, per cui le inversioni non siformano con la stessa facilità; in ge-nerale la stabilità degli strati stabilinon è così grande. Inoltre durante ilgiorno la radiazione solare è moltopiù forte che in inverno e gli stratistabili vengono erosi dal basso an-

cora più velocemente. Come scrive-va von Hann, l'aumento della tempe-ratura causato dal föhn è tanto piùgrande quanto più stabile era l'atmo-sfera nelle zone interessate dal ven-to prima del suo inizio. Per queste ra-gioni d'estate l'aumento della tem-peratura con il föhn può essere mi-nimo. D’estate la cresta principaledelle Alpi non costituisce più un mu-ro di divisione delle condizioni deltempo come spesso accade nelle al-tre stagioni. Non è più il föhn «clas-sico», e celle di temporali e rovescisono semplicemente trasportati daun versante all'altro con un fortevento perpendicolare alla cresta.Questo perché d'estate la troposferaè ben rimescolata fino alle creste otalvolta anche oltre.Guardando la temperatura poten-ziale (fig. 24), si nota che è più bas-sa nelle vallate che si dipartono dal-le incisioni della cresta principale al-pina (passo del Brennero, Passo Re-sia, Timmelsjoch, Col du Grand St.Bernard, Col Ferret, Passo Sempio-ne, Grimselpass, Passo San Gottar-do, Passo San Bernardino…). Ai pas-si situati a quota più bassa c'è un ef-flusso simile alla bora (gap flow) dalserbatoio di aria fredda bloccata sulversante meridionale. Quest'aria,essendo più pesante, scende nellavalle e si mescola con l'aria del föhnalto che, con la sua dinamica, pro-voca turbolenze. Così lungo questevalli si nota un gradiente di tempe-ratura superadiabatico. Attraverso i passi ubicati ad unaquota superiore a quella dell'inver-sione, l'aria del föhn può scendereda un'altezza inferiore, se paragona-ta a quella che arriva dalla cresta.Inoltre, poiché l'aria sopravvento èstratificata stabilmente, quandoraggiunge le valli sottovento ai pas-si alti ha acquisito una temperaturainferiore a quella dell'aria che vienedirettamente dalla cresta.Anche in questo caso si hanno tur-bolenze lungo il percorso, che me-scolano aria di quote differenti; così,più ci si allontana dalla cresta versola bassa valle, più le temperature(anche potenziali) al suolo sono ele-vate.

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Temperatura potenziale massima (°C)8 Novembre 1982

0 5 10 15 20 25 30 35°C

24. (qui sopra) Distribuzione delle temperature potenzia-li massime misurate l'8/11/1982 al suolo. Con la lineaspessa tratteggiata sono indicati i versanti principalidelle Alpi e dell'Appennino, con le linee sottili le coste econ le linee punteggiate i fiumi e i laghi. Notate il "ser-batoio" di aria fredda sul versante Sud (Pianura Pada-na). Le temperature più basse in assoluto si misurano inPianura Padana con valori inferiori a 5°C, in Croazia enella parte più a Nord del riquadro. In centro troviamo aNord della cresta principale le zone interessate dalföhn, che hanno tutte temperature (potenziali) superioria 20°C, e, dove l'aria scende da quote molto alte, anchedi oltre 30°C. Dai valichi si ha l'effetto gap flow, quivisto benissimo al Passo Resia e Passo del Brennero(indicati dalle frecce), dove si possono seguire le correntia parecchia distanza.

25. (sotto adestra) La media Valledi Susa neipressi di Bor-gone (TO), neltardo pomerig-gio del02.06.2004 (f.L. Mercalli).Dall’alta vallesi propagauna correntefavonica, mo-derata masufficiente arimuovere lostrato di fo-schia che an-cora ingombrail fondovallepiù a Est (adestra nell’im-magine). Amonte, versoSusa (a sini-stra nell’im-magine), l’at-mosfera è giàtersa. Soventel’avanzata delföhn lungo levalli e la pia-nura è assailenta: in que-sto caso, men-tre a Susa ilfenomeno eragià manifestointorno alle ore18, ad Almese- circa 20 km avalle - il ventomoderato si èattivato sol-tanto otto orepiù tardi.

Atmosfera caliginosa e stagnante

Borgone, Valle di SusaOvest Est

Föhn da Ovest

Flusso sinotticoin quota

Tuttavia, ogni valle ha le sue singo-larità, determinate dalla sua dire-zione ed esposizione (se una valle hala direzione principale perpendico-lare alla corrente, quindi parallela

alla cresta, il föhn sarà raro), dall'al-tezza delle montagne della cresta edalle incisioni nella stessa. Ed ogniföhn è diverso, in base all'aria che sitrovava nelle valli prima del suo ini-zio, alle caratteristiche dell'aria delföhn (stabilità, umidità, …), alla ve-locità della corrente e alla direzioneesatta del vento.Il termine di un episodio di föhn daSud connesso ad un fronte freddo èmolto simile al sollevamento nottur-no del föhn, ma molto più spettaco-lare. A causa dell'avvicinamento del-la saccatura con il suo fronte freddo,l'aria fredda, in moto da W ad E, ir-rompe nella pianura a Nord delle Al-pi e man mano tenta di penetrarenelle valli dove ancora spira il föhn.Finchè il föhn ha abbastanza forzapuò tenere l'aria fredda fuori delle

valli, mentre vi sono già precipita-zioni in pianura. Se la battaglia è afavore dell'aria fredda, essa penetranelle vallate, alza la pressione e pla-ca definitivamente il föhn, non piùsostenuto dal gradiente barico. Al-l'arrivo dell'aria fredda, anche la cor-rente da Sud in quota s'indebolisce,a causa del passaggio dell'asse dellasaccatura, e ruota poi a NW. Il termine del föhn non accompa-gnato da un fronte freddo è assai me-no spettacolare. L'episodio finiscequando la corrente in quota che so-stiene il föhn si indebolisce o ruotaverso una direzione non favorevole.

3. Fenomeni connessi al föhn

3.1. Onde di gravitàSe aria stabile intercetta perpendi-colarmente una catena montuosa, sipossono generare onde di gravità,dovute all'interazione della forza digravità con le diverse densità deglistrati d'aria troposferici. Se questeonde si generano sopra le montagnesono chiamate mountain waves, seinvece si generano sul versante sot-tovento si dicono lee waves. Tuttequeste onde sono spesso indicateanche come onde orografiche. Furo-no scoperte negli Anni 1930 del se-colo scorso nel Riesengebirge in Ger-mania (oggi monti Karkonosze, alconfine fra Polonia e Repubblica Ce-ca) da un pilota di aliante.Le mountain waves tendono a pro-pagarsi verticalmente e si possonotrovare non solo a bassa quota subi-to sopra le montagne, ma persino fi-no in stratosfera. Invece le lee waves(con una lunghezza d'onda di 15÷20km) sono spesso intrappolate dacorrenti orizzontali in quota.La forma dell'onda (intrappolata opropagantesi verticalmente) dipen-de dalla stabilità e dalla variazionenella velocità dell'aria. In generale sipuò dire che, più è grande la monta-gna, maggiore sarà l'ampiezza (ver-ticale) dell'onda di gravità. L'am-piezza (che è pari alla metà dell'al-tezza dell’onda) diminuisce allonta-nandosi dalla montagna. La lun-ghezza d'onda aumenta con il rinfor-zo della velocità o con la diminuzio-ne della stabilità. Ci sono casi in cui, con particolaricondizioni orografiche e una certastabilità, la corrente si trasforma inhydraulic flow (corrente idraulica).In queste condizioni la corrente sicomporta come l'acqua di un fiumeche, scorrendo contro uno sbarra-mento, lo supera e cade aumentan-do la velocità. Se la velocità superaun certo limite (numero di Froude =1) si forma un salto idraulico, pro-ducendo una forte turbolenza conoscillazioni attorno al livello di equi-librio, un po’ come avviene alla basedi una cascata.

3.2. Föhn e fisiologia umanaDa molte generazioni gli abitanti dialcune regioni montuose ritengonoche il föhn abbia un influsso sul-l'uomo. La prima considerazionescientifica di questo problema è sta-ta fatta già nel 1819 in Svizzera(KUHN, 1989).

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27. Schema delle caratteristiche dell'atmosfera sul versante sottovento, con le onde orograficheche si sviluppano per l'impatto della corrente con la montagna (spiegazioni nel testo).

«I venti di ponente e i libecci, chiamati nelle al-te Alpi col nome tecnico Fôn, sono sempreburrascosi, e suscitano spesso terribili bufe-re, le quali sradicano le più annose piante, tra-scinano enormi rocce ed ammassi di neve, erovesciano tutto ciò che incontrano. Questimedesimi venti producono riscaldamento,lassezza, od altri disgustosi effetti sul corpoumano, ma rendono l'aria molto più purgatae salubre». L. DE BARTOLOMEIS, Notizie topografiche e sta-tistiche sugli stati Sardi, 1840-47, v. I, pag.262.

t

v

TROPOPAUSA

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S T R AT OS TA B I L E

7500

4500

1500

-30 -20 -10 0 10 t (°C)

40 60 80 100 v (kt)

C I R R I

N U B I L E N T I C O L A R I

C U M U L IR O T O R I

M U R O D E L F O E H N

alte

zza

ampiezza

lunghezza d'onda

26. Muro del föhn all’orizzonte e cumuli rotori visti dal Rif. Salvin (Val Grande di Lanzo, Alpi Graietorinesi) verso Sud-Ovest (cresta di frontiera con la Francia) il 03.01.1999 (f. D. Cat Berro). Flussooccidentale di aria mite oceanica in quota, dopo le nevicate di Capodanno.

Scientificamente si può dire che leonde di gravità causano oscillazionidi pressione al suolo dell'ampiezzadi pochi decimi di hPa. Queste oscil-lazioni hanno una frequenza da 4 a20 minuti e, secondo alcuni medici,sono la causa per l'apparizione dicerti disagi nelle persone quali il maldi testa… Ma niente di tutto ciò è sta-to scientificamente provato. Si può anche dire che, siccome ilföhn proviene da altitudini superio-ri ai 2000 m, apporta aria che ha unacomposizione diversa da quellapreesistente. L'aria diventa più pu-lita e limpida, il che è sicuramenteun vantaggio, soprattutto d'inverno,dopo settimane di tempo anticiclo-nico che favorisce la formazione dilaghi d'aria fredda e di nebbia fitta alfondo delle valli e in pianura, senzaricambio dell'aria. In questo strato siconcentrano anche gas di scarico epolveri prodotti dall'industria, daltraffico, dal combustibile per uso do-mestico; sostanze sicuramente no-cive. Perciò il föhn, spazzando viaquesto strato inquinato e le nebbiefitte, apporta un beneficio all'uomoe all’ambiente, almeno fino a quan-do dura e nelle zone direttamente in-vestite.Una caratteristica sfavorevole delföhn è invece l'aumento della con-centrazione di ozono al suolo, prove-niente dalla media troposfera (è no-to che l'ozono troposferico è danno-so per la salute dell'uomo). Da nonsottovalutare infine l’incremento delrischio di incendi boschivi, studiatoin particolare in Valle d’Aosta da CE-STI (1996).

3.3. Le nubi lenticolariLe nubi lenticolari hanno la forma diuna lente orientata orizzontalmen-te. Per la loro forma vengono anchechiamate «pesci del föhn» (Föhnfi-

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28 - 29 (in alto) Formazioni di nubi lenticolari sui cieli della bassa Valle di Susa (f. L. Mercalli) e del ghiacciaio del Belvedere (Monte Rosa, f.D. Cat Berro), il 26.08.2004. Come mostra la carta di analisi (30, qui sopra a destra) alla superficie isobarica di 500 hPa, h 00 del27.08.2004, le Alpi sono investite da un flusso di correnti nord-occidentali. Le nubi lenticolari, valido indizio di forti venti in altitudine, siformano in corrispondenza della «cresta» dell’onda generatasi per la deformazione del flusso aereo al di sopra delle montagne. Poichè laposizione dell’onda che le genera è stazionaria, capita spesso di vedere queste nubi ferme nel cielo, sebbene in continua evoluzione, nono-stante i forti venti in quota. 31. (qui sopra a sinistra) Immagine satellitare nel canale visibile del 26.08.2004, h 12.45 UTC (satellite NASA-AQUA, sensore MODIS): con la rotazione delle correnti in quota da Nord-Ovest la nuvolosità da stau si addensa sul versante nord-alpino,in Savoia e Svizzera, arrestandosi fedelmente in corrispondenza della della cresta principale delle Alpi.

sche) dalle popolazioni di lingua te-desca. Il bordo verticale delle nuvo-le è molto netto e la loro superficiesembra molto liscia. Esse si svilup-pano nelle creste delle onde atmo-sferiche, se l'aria sale abbastanza daarrivare al punto di condensazioneprima della cresta dell'onda. Sem-brano stazionarie come il muro delföhn, ma in realtà l'aria passa conti-nuamente nell'onda e riforma la nu-be in ogni momento nello stessopunto. In base alla quota di forma-zione, si distinguono in cirrocumulolenticolare, altocumulo lenticolare ostratocumulo lenticolare. A quotepiù basse, dove si ha una forte tur-bolenza, possono formarsi dei roto-ri, cioè cumuli in seno alle crested'onda (vedi figura 27).

3.4. Lo stau La parola tedesca stau viene usataper descrivere il fenomeno di «sbar-ramento» sul versante sopravvento.L'avvezione di masse d'aria umida(sia quella sul versante Nord chespesso ha origine nel Mare del Nord,

che quella sul versante Sud, cheproviene dal Mar Mediterraneo) av-viene con correnti perpendicolari al-la catena montuosa, che vengonobloccate dalla montagna e sono co-strette a salire. Quando l'aria sale allivello di condensazione, si formanole nubi, dalle quali sono possibiliprecipitazioni anche senza la pre-senza di un fronte. Nel versante sot-tovento lo stau è visibile come «mu-ro del föhn». Tuttavia lo stau, comedetto in precedenza, non è una con-dizione necessaria per l’instaurarsidel föhn e la sua presenza dipendesolo dall'umidità della massa d'ariae dal fatto che le condizioni meteo-rologiche siano favorevoli ad una ri-salita nel versante sopravvento del-la massa d’aria dalla pianura. Unaricerca di FLIRI (1979) ha mostratoche, nei casi di forte föhn a Inn-sbruck, la presenza di precipitazio-ne è soltanto del 50% circa nel Sud-tirolo (Alto Adige) e Est Tirolo, del70% nel Milanese e dell' 80% nel To-rinese. La presenza più frequente diprecipitazioni nelle Alpi occidentali

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32. (qui sopra)In questa im-magine, ripre-sa il26.08.2004dal ghiacciaiodel Belvedere(Macugnaga)verso la crestasommitale delMonte Rosa, lanuvolosità dastau orograficosi riversa dalversante so-pravento (Sviz-zera) versoquello sotto-vento (Italia),dissipandosipoche centi-naia di metrial di sottodella cresta (f.D. Cat Berro).Sul ghiacciaiogiungono,trasportate dalvento, alcunefolate di nevi-schio.

33. (in alto) Muro del föhn e spruzzata di neve fresca fino a 2500 m circa suimonti del Vallone di Rochemolles (Bardonecchia, Valle di Susa), a seguito deltransito di un fronte freddo il 02.07.2004 (f. A. Ceresa). L’alta Valle di Susa,geograficamente incuneata verso le Alpi francesi, è molto esposta ai flussioccidentali. Talora si possono generare micro-episodi di föhn che interessanosoltanto la conca di Bardonecchia, e si estinguono subito a valle. In questocaso, le raffiche moderate si spinsero fin verso lo sbocco in pianura (34 km/had Almese). 34 (qui sopra) L’analisi BOLAM alla superficie isobarica di 500hPa, riferita alle h 00 UTC del 02.07.2004, mostra le Alpi al margine del viva-ce flusso occidentale in altitudine. 35. (a sinistra) Immagine NOAA-AQUA,sensore MODIS, h 12.43 UTC del 02.07.2004: ultimi strascichi nuvolosi sulleAlpi, mentre il corpo nuvoloso legato al fronte si allontana verso levante.

è dovuta all'orografia della catenaAlpina, per cui con un vento da S, lacorrente si biforca (diverge) nella zo-na di Verona (dove la catena formaun rigonfiamento proteso verso lapianura) in due flussi, uno direttoverso W, l'altro verso E. Così trovia-mo una zona di convergenza dellecorrenti, ulteriormente rinforzatadalla forma delle Alpi occidentali,nel Ticino e nei dintorni del LagoMaggiore. L'altra zona di convergen-za si trova nel Friuli.

3.5. Il muro e la finestra del föhn Il muro del föhn è il bordo di una nu-be estesa sul versante sottovento, le-gata ad una situazione di stau e for-matasi, quindi, sul versante soprav-vento, dove sale l'aria umida. Anchese il muro può apparire stazionario,l'aria in realtà vi scorre attraversocontinuamente e, scendendo, lo dis-solve per evaporazione producendola cosiddetta «finestra del föhn»,un'ampia zona con cielo limpido e

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36a. (in alto) Quando un fronte caldo trasportato da unveloce flusso umido occidentale in quota interessa leAlpi, può accadere che il muro del föhn non rimangaconfinato ai crinali più elevati, ma si spinga fino a por-tare piovaschi o nevischio fin sulle zone prealpine oaddirittura pedemontane del Piemonte. Tale fenomeno,che potremmo definire «föhn scuro», è favorito se al suo-lo una depressione si isola sul Golfo di Genova. E’quanto accaduto, ad esempio, il 13.01.2004: nell’imma-gine ripresa da Almese (bassa Val di Susa), si nota lacortina di nubi del «muro» illuminata dal sole nascente,estesa fino al fondovalle e alla pianura. 36b. (qui sopra) Con i piovaschi trascinati fino a bassaquota è pure apparso un bell’arcobaleno doppio intornoalle h 08.30 (f. L. Mercalli). Sono situazioni favorevoli adabbondanti nevicate sulle alte valli alpine torinesi e inValle d’Aosta. In quella situazione si misurarono 64 mmin 24 ore a Rhêmes-Notre-Dame (AO), con limite pioggia-neve in innalzamento fino a ben 2200 m per l’afflussomite oceanico.

37. (qui sopra) Carta di analisi riferita al 13.01.2004, h 00 UTC (reanalisiNCEP, www.wetterzentrale.de): in colore è rappresentato il campo del geopo-tenziale alla superficie isobarica di 500 hPa (verde-blu-viola = basso geopo-tenziale; giallo-arancio-elevato geopotenziale), mentre le linee bianche rappre-sentano le isobare al suolo. E’ evidente il forte gradiente barico sull’Europacentrale, con intenso flusso intorno Ovest sulle Alpi. 38. (qui sotto) Immagine NOAA - canale visibile del 13.01.2004, h 10.19 UTC:una spessa coltre di nubi da stau copre non solo le zone alpine interne, magiunge fin sulle Prealpi. La Valle d’Aosta è interamente coperta e sotto precipi-tazioni, decrescenti dalla zona del Monte Bianco verso Est; stessa situazionein Valle di Susa, cui si riferiscono le foto 36a, b.

privo di nubi (tranne quelle causatedelle onde orografiche). E’ un aspet-to che rende il föhn gradito alla gen-te che ha la garanzia quasi certa ditempo soleggiato e temperature mitinelle vallate, e che compensa il fa-stidio per sollevamento di polvere edeccessiva secchezza dell’aria.In relazione alla forza della correntee alla configurazione sinottica, ilmuro si può formare più o meno inprossimità della cresta principale,portando precipitazioni anche nellevallate del versante sottovento. In alcuni casi, con una corrente da

W sulla Valle d'Aosta, si sono regi-strate forti nevicate e addirittura de-boli precipitazioni sono cadute an-che a Torino, trasportate a valle pro-prio dalla corrente uscente dal mu-ro del föhn: è accaduto, ad esempio,l’11 febbraio 1990 (SMS, 2003).Allo stesso modo nel Sudtirolo (AltoAdige) si conoscono diversi casi incui il muro del föhn non si è estesosolo fino alla cresta principale maanche al versante sottovento, dovesono state misurate precipitazioniabbondanti.

4. Il föhn da Sud

4.1. L'evoluzione sinottica La tipica evoluzione sinottica di unevento di föhn da Sud (SEIBERT,1990) può essere descritta come se-gue.1a fase: aria fredda e stabile prove-niente da un anticiclone precedentesi trova sia a Sud che a Nord delle Al-pi;2a fase: le Alpi entrano nella zonad'influenza della parte anteriore diuna bassa pressione posizionatasull'Atlantico. L'avvezione di ariacalda, con correnti da W o SW, stapenetrando solo nelle pianure aNord delle Alpi. La Pianura Padana,essendo chiusa su tre lati, rimaneinvece nell'aria fredda e stabile. Aquesto punto il gradiente termicoche si è sviluppato fra i versanti Norde Sud delle Alpi genera una differen-za di pressione fra i due versantistessi. La pressione cala a Nord del-le Alpi, dove si trova l’aria più caldae leggera, e rimane per lo più stabilea Sud delle Alpi, dove c’è l’aria rela-tivamente fredda e perciò più pe-sante. Si sviluppa il cosiddetto «na-so del föhn» sulla carta delle isoba-re: un cuneo di alta pressione a Suddelle Alpi e una zona di bassa pres-sione a Nord delle Alpi. Proprio que-sta differenza barica è la causa delföhn, che cerca di compensare losquilibrio. Il föhn soffia inizialmentesolo sui versanti sottovento dei vali-chi più bassi, mentre ad alta quota(strati superiori) possono esservi an-cora correnti da W. In questo caso èchiamato föhn basso. In molti casi alSud delle Alpi si hanno ancora con-dizioni di tempo soleggiato.3a fase: la saccatura con il sistema

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Le carte utilizzate in questo articolo per descrivere la situazione in quota non rappresentano l'andamento della pres-sione ad un determinato livello altimetrico, ma l'andamento dell'altezza di geopotenziale su una superficie isobarica(generalmente 500 hPa). Una superficie isobarica è la superficie che riunisce tutti i punti in cui la pressione atmosfe-rica assume un determinato valore. Consideriamo come esempio proprio la superficie isobarica a 500 hPa. Siccomela pressione diminuisce con la quota, i punti di questa superficie si trovano ad una certa distanza dal suolo. Questaquota non è costante, ma varia in funzione di temperatura e pressione; in pratica la superficie isobarica si avvicina alsuolo nelle zone di bassa pressione, mentre si allontana dal suolo nelle zone di alta pressione. Sulle carte isobaricheviene quindi riportata l'altezza di geopotenziale a cui si trovano i punti della superficie in esame: sulle carte a 500 hPache trovate in questo articolo, viene indicata l'altezza, in decametri di geopotenziale, a cui la pressione atmosferica as-sume il valore di 500 hPa. Nelle zone di alta pressione questo valore viene raggiunto ad una quota superiore rispettoalle zone di bassa pressione; per questo motivo le zone di massimo di altezza di geopotenziale corrispondono agli an-ticicloni, mentre i minimi di altezza di geopotenziale corrispondono alle depressioni. Le linee di uguale altezza di geo-potenziale si chiamano isoipse e il loro andamento corrisponde a quello delle isobare. Ma perché viene utilizzata l'al-tezza di geopotenziale e non l'apparentemente più semplice altezza geometrica?Il geopotenziale ad una determinata quota z,Φ(z), è il lavoro che è necessario compiere contro la forza di gravità persollevare una massa unitaria di atmosfera dal suolo fino al livello z.Utilizziamo, per semplicità, la definizione elementare di lavoro, cioè lavoro= forza * spostamento. In questo caso la for-za (per unità di massa) è l'accelerazione di gravità g, lo spostamento è la variazione di quota z-z0, quindi il geopoten-ziale Φ (si legge «fi») alla quota z sarà:Φ(z)=g*(z-z0). Siccome z0 è al suolo (z0=0), otteniamo Φ(z)=g*z.Riscrivendo questa equazione notiamo che la quota z, cioè l'altezza geometrica sul suolo, è data dal rapporto tra Φ(z)e g: z= Φ(z)/g. L'accelerazione di gravità g non è però costante, ma varia in funzione di latitudine e quota (in particolare g diminui-sce leggermente all'aumentare della quota); il suo valore medio al livello del mare è g0=9.80665 m/s2. I meteorologidefiniscono altezza di geopotenziale H, il rapporto tra Φ(z) e g0.

H= Φ(z)/g0. Siccome g è minore di g0, l'altezza di geopotenziale H è minore dell'altezza geometrica z.Perché è importante l'altezza di geopotenziale? Perché una particella sollevata fino alla quota z ha la stessa energiapotenziale di una particella sollevata fino alla quota H in un campo di gravità costante; utilizzando l'altezza di geopo-tenziale al posto dell'altezza geometrica, i meteorologi possono quindi considerare l'accelerazione di gravità costante(uguale a g0) e in questo modo semplificano i loro calcoli. Va però detto che nella troposfera l'accelerazione di gravitàg è molto simile al valore di g0, per cui altezza geometrica z e altezza di geopotenziale H praticamente coincidono (aduna quota di 10 km la differenza tra z e H è circa di 16 metri).

Corrente a getto: L'aria al suolo è più calda in prossimità dell'equatore e piùfredda ai due poli. La variazione di temperatura non avviene però in maniera gra-duale lungo tutto l'emisfero: alle latitudini medie troviamo una zona frontale do-ve la temperatura diminuisce velocemente verso Nord.Questo forte gradiente termico orizzontale (massimo sulla tropopausa, che a suavolta è più alta sull’Equatore che non sui poli), provoca anche un forte gradien-te barico in quota tra poli ed Equatore e spinge verso la tropopausa delle latitu-dini medie, per effetto della forza di Coriolis, i cosiddetti venti geostrofici da Wverso E (nell'emisfero Nord). Questo «nastro» di venti fortissimi (oltre i 50 nodi)viene chiamato corrente a getto.

Vorticità: La vorticità relativa è una misura della velocità di rotazione dei fluidirelativamente alla superficie terrestre intorno a un asse verticale. E' definita po-sitiva se la corrente gira in senso antiorario (come accade ai cicloni nell'emisfe-ro Nord); l'unità di misura della vorticità è s-1 . Vorticità relativa positiva deno-ta un movimento ascendente dell'aria e quindi tempo perturbato, vorticità rela-tiva negativa un movimento discendente che porta al dissolvimento delle nubi ea tempo soleggiato.

Wind chill: è la temperatura ipotetica di un'aria senza vento, in grado di aspor-tare lo stesso flusso di calore dalla pelle (e quindi dare la stessa sensazione difreddo) dell'aria a temperatura e vento reali.Più forte è il vento e più bassa è la temperatura, più bassa ancora diviene la tem-peratura wind chill (temperatura percepita, o fattore di raffreddamento da ven-to).Per esempio a 0°C e con 10 km/h di vento si percepisce una temperatura di -7°C,con -10°C e 20 km/h la temperatura wind chill è di -24°C.

frontale ad essa connesso si avvici-na all'arco alpino. Le correnti in quo-ta ruotano da WSW a direzioni piùmeridiane, si rinforzano e portanosempre più aria umida di originesubtropicale verso le Alpi. La diffe-renza barica tra i versanti delle Alpiraggiunge il suo massimo (che in al-cuni casi può arrivare fino a 18 hPasu una distanza orizzontale di 50km) e inizia a soffiare il föhn alto sulversante Nord alpino. Spesso il föhnnon riesce subito a penetrare in tut-te le vallate e nella pianura del ver-sante Nord, perché qui si trovanoancora masse d'aria fredde e pesan-ti formatesi di notte (inversione) chedevono essere ancora sgomberate(vedi cap. 2.3). Nella Pianura Pada-na, al contrario, l'aria rimane bloc-cata e, con l'avvicinamento del si-stema frontale e della saccatura, leprecipitazioni si muovono da W ver-so E. Spesso (ma non sempre) si tro-va una situazione di sbarramento(stau), con precipitazioni intense aSud delle Alpi.4a fase: con il transito del frontefreddo, la pressione comincia a sali-re a Nord delle Alpi provocando inbreve tempo il collasso del föhn chenon è più sostenuto della differenzabarica fra i due versanti. In questafase l'asse della corrente a getto sitrova direttamente sopra le Alpi e ilvento a 500 hPa raggiunge la suamassima componente meridiana. Sihanno precipitazioni sia a Nord chea Sud delle Alpi, che cessano sol-tanto dopo il passaggio della sacca-tura. Se la massa d'aria fredda èpiuttosto alta, riesce a superare la

cresta delle Alpi e «cade» in molti ca-si come föhn da Nord nella PianuraPadana, soprattutto nel settore oc-cidentale.

5. Analisi di un forte evento diföhn nelle Alpi centrali e orienta-li: 13-17 novembre 2002

5.1. L'evoluzione sinottica13.11.2002, h. 12 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 39)Tra una grande goccia fredda sullaRussia settentrionale e un'altra bas-sa pressione situata davanti alla co-sta occidentale dell'Irlanda, l'Euro-pa centrale si trova sotto l’effetto diuna corrente da W relativamenteforte, nella quale sono inclusi piùmassimi di vorticità. Le Alpi vengo-no appena attraversate da un mas-simo di vorticità e si trovano ancorasotto l’azione di una massa d'ariafredda.

14.11.2002, h. 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 40)Dopo il passaggio del massimo divorticità, un debole cuneo di altapressione occupa i versanti alpini.La sua influenza è però debole. In se-guito le Alpi sono raggiunte dalla zo-na d'influenza della vasta bassapressione con il centro ora situato aW della costa irlandese, che costrin-ge il getto a circondarla ed a rag-giungere il punto più meridionaledella Spagna. La saccatura si rinfor-za e si estende in senso meridiano esulla sua parte posteriore aria fred-

da di origine polare raggiunge la pe-nisola Iberica e la Francia occiden-tale.In questo modo la corrente sulle Al-pi orientali ruota a WSW, al momen-to ancora con debole intensità (leisoipse sono abbastanza distanzia-te) convogliando masse d'aria dalMar Mediterraneo, che fanno au-mentare la temperatura sulle Alpi (ilcolore giallo sostituisce quello ver-de-blu dell'immagine precedente).Scorrendo sul Mediterraneo l'ariaraccoglie umidità dal mare, e sul ver-sante Sud delle Alpi orientali si no-tano i primi effetti stau con l'inizio dideboli precipitazioni. Sulle Alpi occi-dentali, dove lo stau è inziato fin dalgiorno 13, le precipitazioni sono giàdi forte intensità (Locarno ha regi-strato 150 mm in questo giorno).Nelle Alpi orientali il gradiente bari-co tra Bolzano e Innsbruck è di 6 hPa(vedi la fig. 48 in questo capitolo perseguire lo sviluppo della differenzabarica): sul versante Nord alpino daquesto momento si ha già il föhn.

15.11.2002, h. 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 41)Il centro della depressione si è tra-sferito verso SE e la vasta saccatu-ra, ora estesa dal Sud della Scandi-navia fino al Sahara rinforza la cor-rente ruotandola verso una direzio-ne di provenienza sempre più meri-dionale sulle Alpi. Il jetstreak (zonadi massima velocità del getto) rag-giunge le Alpi, come dimostrano leisoipse ravvicinate. Masse d'ariafredda sono trasportate dalla Groen-

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39, 40, 41, 42. Carte del geo-potenziale [10m] e della tem-peratura [°C]al livello di500 hPa (fon-te: ECMWF),riferite alle h00 UTC deigiorni dal 13al 16.11.2002.

landia fino ad un passo dalle costeafricane e nel contempo masse sub-tropicali sono spinte dal Nord Africaattraverso il Mediterraneo verso leAlpi, sulle quali, rispetto al giornoprecedente, la temperatura aumen-ta ancora di quasi 5°C. Il rinforzodelle correnti meridionali intensificalo stau e le precipitazioni sul ver-sante sopravvento e il föhn al ver-sante sottovento; le precipitazioniadesso sono intense anche nelle Al-pi orientali. Notate le ondulazioninelle isoipse dovute all'influenzadella catena Alpina, dell'Appenninoe delle Alpi Dinariche.

16.11.2002, h 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 42)L'asse della saccatura si trasferisceverso SE e il centro della depressio-ne viene a trovarsi sul golfo di Bi-scaglia. L'intera penisola Iberica èinvasa da masse d'aria di origine po-lare (a Madrid la temperatura mas-sima non supera gli 8°C). Questemasse d'aria fredda arrivano fino alSahara, provocando estesi tempora-li che, con forti venti ascendenti, sol-levano la sabbia a grandi altezze,trasportandola verso N in seno alleintense correnti meridionali. Il mat-tino del 16 la sabbia del Sahara rag-giunge le Alpi, vi precipita con lapioggia e forma un sottile strato difango. Questo fenomeno è osservatonel Sudtirolo come anche a Villachnel Kärnten (Austria), tutte regioni

del versante Sud delle Alpi orientali.La corrente rinforza sulle Alpi e ruo-ta ancora più a S, portando aria umi-da e calda addirittura fino al Baltico.Sul versante Sud delle Alpi quest'a-ria calda fa salire il limite delle nevi-cate sino a 2700 m, mentre sul ver-sante Nord soffia continuamente ilföhn. Sul mare Adriatico abbiamouna forte corrente da SE (yugo, sci-rocco), che provoca il fenomeno del-l'acqua alta a Venezia.

16.11.2002, h 12 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig- 43)La depressione si colma e spariscel'isoipsa chiusa. La saccatura siestende ancora più verso S e sullasua parte anteriore l'aria fredda, cheè stata condotta intorno alla sacca-tura, avanza nel Mediterraneo occi-dentale. Sulle Alpi la corrente rag-giunge la sua direzione più meridio-nale, il jetstreak raggiunge a que-st'ora proprio le Alpi orientali, dovesul versante sottovento infuria ilföhn con velocità fino a 217 km/h re-gistrati sul Sonnblick (3106 m), unamontagna del gruppo Tauern (Au-stria). La bufera di föhn causa gra-vissimi danni alla silvicoltura, di-struggendo migliaia di ettari di bo-sco e provoca persino vittime uma-ne. Le zone più colpite sono il Lun-gau e il Pinzgau nel Salisburgo. Co-me nelle giornate precedenti le tem-perature salgono a valori prossimi airecord (22 °C a Salisburgo). Nel Sud

della catena alpina intense precipi-tazioni (300÷400 mm), perfino conepisodi temporaleschi, provocanoalluvioni, frane e piene.

16.11.2002, h 12 UTCAnalisi della velocità barica al livellodi 700 hPa (fig- 44)La carta mostra la velocità verticale,in unità Pa/s, al livello di 700 hPa.Le cifre negative (colori giallo-rosso)significano ascendenze, quelle posi-tive (colori blu-magenta) discenden-ze dell'aria. Sul versante sopravven-to (Norditalia, Ticino) troviamo unazona con forte salita dell'aria (coloregiallo), dovuta (vedi Cap. 3 sui feno-meni connessi al föhn) alla conver-genza in atto nella Pianura Padanaoccidentale; sul versante sottovento(Tirolo) possiamo osservare una for-te discesa (colore magenta e blu),dovuta al föhn. Verso Nord si può ve-dere nella zona della bassa Bavierae dell’Oberoesterreich (alta Austria),un'altra area gialla: questa salitadell'aria è provocata dalle onde digravità che, in questa zona, hanno illoro ramo ascendente. Ancora più aNord, nella Repubblica Ceca (a bor-do figura), si intravvede il ramo di-scendente dell'onda, riconoscibiledal colore blu; come detto nel Cap.3, l'ampiezza dell'onda si attenua al-lontanandosi dalle montagne.

16.11.2002, h. 12UTCAnalisi al suolo (fig- 45)La carta meteo ECMWF mostra la

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43. (in alto a sinistra) 16.11.2002, h 12 UTC - Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF); 44. (in alto a destra) 16.11.2002, h 12 UTC - -Velocità barica verticale (omega) [Pa/s] al livello di 700 hPa (fonte: ECMWF);45. (qui sopra a sinistra) 16.11.2002, h 12 UTC - Pressione [hPa] e vento a 10 m [m/s] al livello del mare (fonte: ECMWF); 46. (qui sopra a destra) 17.11.2002, h 00 UTC - Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF).

pressione al livello del mare in hPaed il vento a 10 m dal suolo in m/sdel giorno 16 novembre 2002 alle 12UTC. È ben visibile il forte gradientebarico attraverso la cresta principa-le delle Alpi, con valori fino a 13 hPatra Kaernten e Salisburgo; la pres-sione è bassa sulle Prealpi a N, men-tre è più alta sul versante Sud delleAlpi orientali. Proprio in corrispon-denza del gradiente più forte si sonoavuti gravi danni. Verso W questogradiente diminuisce, ma perdura.Anche il gradiente barico (fig. 48) traBolzano e Innsbruck diventa più de-bole e, durante la giornata, scendeda 8 hPa a meno di 3 hPa.Notate anche il «naso del föhn» chesi estende come un cuneo d'altapressione dalla Slovenia verso laPianura Padana. I venti forti da SE-segnati sopra l'Adriatico sono lacausa dell'acqua alta a Venezia.

17.11.2002, h. 00UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 46)La saccatura si trasferisce più ad Ee il fronte freddo raggiunge sia il ver-sante Sud che quello Nord delle Al-pi. L'aria fredda infiltratasi a Norddelle Alpi fa salire la pressione: ilgradiente tra Innsbruck e Bolzanoscende quasi a 0 hPa e questo segnail termine dell'episodio di föhn e por-ta precipitazioni. La corrente soprale Alpi si attenua (le isoipse sono me-no fitte).

5.2. Evento del novembre 2002:conclusioniIl caso del novembre 2002 è stato ef-fettivamente uno dei più forti episo-di mai registrati in Austria, ed è sta-to definito «föhn del secolo». Le tem-perature massime hanno sfiorato ivalori record, le velocità del vento re-gistrate hanno raggiunto forza diuragano e le precipitazioni sono sta-te eccezionali, non solo sul versantesopravvento ma anche su quello sot-tovento, vicino alla cresta. Così allu-vioni e frane non si sono avute sol-tanto nel Sud delle Alpi, ma anche,per esempio, nel Nordtirolo, dove sisono registrate intense precipitazio-ni (Wipptal) perché il muro del föhnsi estendeva molto a N dello spar-tiacque.Nelle tabelle n. 1 e 2 sono riportati idati straordinari di velocità massi-ma del vento e di temperatura regi-strati durante l'episodio di föhn:Sempre il 16 novembre, per esempio

a Torino sono stati registrati 12.8 °C,a Bolzano 15 °C, a Locarno Monti16.2 °C (massime diurne).Nella tabella n. 3 sono riportati al-cuni valori di precipitazione cumu-lata al versante Sud delle Alpi: le sta-zioni di Bolzano e Torino sono inclu-se non per l'entità del fenomeno maper evidenziare l'effetto stau.

6. Il föhn da NordIl föhn da Nord risulta assai menostudiato di quello da Sud. Le ricer-che esistenti riguardano soprattut-to le regioni dell'Austria, la Svizzerameridionale e il Piemonte. Abbiamoreperito ricerche di HANN (1891), BIL-LWILLER (1902), TRABERT (1903),HOINKES (1951), FREY (1953), KUHN

(1978), STEINACKER (1983), GANDINO

(1990), WANKMÜLLER (1995).FICKER (1910) mostra per la primavolta che il föhn da Nord è spesso le-gato al passaggio di un fronte freddoa Nord delle Alpi. Sul föhn in Italiaesistono lavori di RIZZO (1890/91),

riguardante eventi osservati a Tori-no, di CRESTANI (1923), che ha trat-tato alcuni casi di föhn nelle PrealpiVenete, di BOSSOLASCO (1950) con ca-si studiati in Piemonte e Lombardia,e due lavori più recenti, uno di GAN-DINO (1990) sul föhn ad Ispra (VA) ela tesi di laurea di GEIER (2001) sucasi di föhn nel Sudtirolo e sul ver-sante nord delle Alpi.

6.1. L'evoluzione sinotticaImmaginiamo una situazione sinot-tica durante un episodio di föhn daSud con un'onda sopra l'Europa oc-cidentale, dunque una bassa pres-sione o una saccatura, che sulla suaparte anteriore presenta correnti daSud sulle Alpi centrali e/o orientalie nella sua parte posteriore correntida Nord. Questa depressione ha an-che un sistema frontale: soffermia-moci sul fronte freddo. Sul versanteNord delle Alpi spira il föhn da Sudche tiene lontano l'aria fredda.Quando l'aria del fronte freddo pe-

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47. (qui sopra)Pinzgau,17.11.2002. Iforti venti diföhn hannodanneggiatogravemente laforesta, glialberi sonostati spezzaticome stecchi.Si ritiene chequesti ventidevastantifossero inrelazione conun'ondulazio-ne verticale digrande am-piezza che haraggiunto ilsuolo. Questofenomeno siriscontra so-prattutto nelChinook.(fonte: EvaMaria Mül-lauer).

48. (grafico adestra) Gra-diente baricoBolzano-Inn-sbruck duran-te l'evento diföhn del no-vembre 2002(fonte: Autono-me ProvinzBozen/Südti-rol, Hydro-graphischesAmt 2003,Climareport N.E9)

Tab. 1 - Velo-cità massimadelle raffichein alcune sta-zioni alpinedurante l’e-vento del 15-16 novembre2002.

Tab. 2 - Tem-perature mas-sime in alcunestazioni au-striache du-rante l’eventodel novembre2002.

Tab. 3 - Preci-pitazioni dimetà novem-bre 2002 inalcune localitàsudalpine.

Gradiente barico Bolzano - Innsbruck 14-17 novembre 2002

0

4

8

12

0 6 12 18 0 6 12 18 0 6 12 18 0 6 12 18

ore

hPa

14.11 15.11 16.11

17.11

Data Stazione Quota (m) velocità raffica (km/h)16/11/2002 Sonnblick (AUT) 3109 21716/11/2002 Wedelstein (AUT) 1838 19816/11/2002 Patscherkofel (AUT) 2250 19416/11/2002 Zugspitze (GER) 2964 18316/11/2002 Feuerkogel (AUT) 1621 14816/11/2002 Villacher Alpe (AUT) 2156 14116/11/2002 Kredarica (SLO) 2514 14116/11/2002 Saentis (CH) 2505 13515/11/2002 Rudolfshutte (AUT) 2309 133

Velocità massima delle raffiche in alcune stazioni alpine (evento del novembre 2002)

Data Stazione Tmax (°C)16/11/2002 Kremsmunster (Oberoesterreich) 22.716/11/2002 Bad Goisern (Salisburgo) 22.516/11/2002 Bad Ischl (Oberoesterreich) 22.416/11/2002 Wels (Oberoesterreich) 22.216/11/2002 Salisburgo 22.0

Temperature massime registrate in alcune stazioni austriache

Periodo Stazione Pmm13-17/11/2002 Piotta (Ticino) 402.314-17/11/2002 Platt (Sudtirolo) 399.614-17/11/2002 Koetschach (Karnten, AUT) 390.012-17/11/2002 Locarno Monti (Ticino) 364.914-17/11/2002 St. Wallburg (Sudtirolo) 354.312-17/11/2002 Stablo (Ticino) 219.914-17/11/2002 Bolzano 89.813-16/11/2002 Torino 73.4

Precipitazione cumulata in alcune stazioni sul versante Sud delle Alpi

netra nelle zone di föhn, l'episodio diföhn da Sud termina e iniziano leprecipitazioni. Al passaggio del fron-te freddo la corrente ruota e il ventonei livelli inferiori spira da direzionipiuttosto settentrionali. Quandotransita l'asse della saccatura o del-la depressione, anche il vento nei li-velli superiori gira da N. La nostraonda si è mossa dunque verso E, co-me di solito succede nelle zone deisistemi frontali (latitudini medie). Adesso la nostra configurazione si-nottica vede la bassa pressione sulNordest dell'Europa e un nucleo

d'alta pressione sopra l'Atlanticoorientale e l'Europa occidentale, ta-le da creare una situazione favore-vole al föhn da Nord. Sulla parte po-steriore della saccatura le correntida N determinano un'avvezione d'a-ria fredda. Quest'aria, però, non rie-sce ad oltrepassare la cresta princi-pale delle Alpi e così si sviluppa unforte gradiente termico tra Nord eSud delle Alpi, che poi origina unadifferenza barica netta, che l'atmo-sfera cerca di compensare. Dunquegià in questo momento si ha un gapflow. Se la corrente da N è abba-

stanza forte, il föhn da Nord riesce araggiungere il suolo di un territorioabbastanza grande. Questo è lo svi-luppo canonico e rappresenta lamaggioranza dei casi di föhn daNord. La differenza principale tra ilföhn da Sud e quello da Nord è l'ori-gine dell'aria: se il föhn da Sud èsempre inteso come un vento caldo,il föhn da Nord nei casi estremi puòabbassare la temperatura anche alsuolo della valle (in questo caso pos-siamo assimilarlo alla bora). Ma, disolito, il föhn da Nord provoca un'av-vezione d'aria fredda sulle montagne

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Il föhn nell’Alta Savoia (a cura di Valentina Acordon, SMI - Torino)Un interessante lavoro sul föhn nelle Alpi Occidentali è«Le foehn en Haute Tarentaise. Contribution a l'étude d'unfoehn alpin français» a cura di C. BUCHOT, pubblicato nel1978 nella collana Monographie de la Météorologie Natio-nale. Esso fa riferimento alla stazione di Bourg St. Mau-rice nella Tarentaise, una zona della Savoia situata 30 kma sud-ovest del Monte Bianco, che, al momento della pub-blicazione, disponeva di 30 anni di osservazioni sinotti-che regolari e complete, di cui 18 (1958-1975) effettuatecon gli stessi strumenti, posti nello stesso luogo e gestitidallo stesso personale. L'autore ha analizzato 43824 os-servazioni tri-orarie dal 1958 al 1972, riscontrando 329casi di föhn, pari complessivamente a 596 giorni (in me-dia 40 giorni all'anno).Bourg St. Maurice si trova a 850 metri di quota, alla ba-se del colle del Piccolo San Bernardo da cui si origina unföhn da nord-est. Le condizioni meteorologiche necessa-rie affinché si inneschi il föhn nell'Haute-Tarantaise so-no:1. aria tiepida stratificata a SE, con l'anticicloneesteso sull'Europa Orientale dall'Adriatico al Baltico, acui corrisponde spesso un promontorio a 500 hPa;2. una depressione al suolo e in quota estesa dalleIsole Britanniche al Mediterraneo occidentale, limitataabbastanza nettamente a longitudini inferiori a 15-20 °W;3. la presenza in superficie del «naso del föhn» ad-dossato all'arco alpino;4. eventualmente una goccia fredda a 500 hPa sulnord Europa;5. in superficie un gradiente di pressione S-N (asseMilano-Payerne, con il valore massimo a Milano ) di al-meno 5 hPa su 200 km.Queste condizioni creano una corrente di componentesud tra 850 e 500 hPa, sufficientemente veloce per rag-giungere al livello delle creste alpine (in media 3100 m,cioè 700 hPa) la velocità critica di 12 m/s. Se non vieneraggiunta tale velocità critica, la corrente non riesce ascendere fino al fondovalle del versante sottovento e ri-mane confinata nella media troposfera, tra 2000 e 2500metri. L'episodio di föhn ha termine quando si riequilibra il cam-po della pressione, o per l'allontanamento della depres-sione verso E o NE o per l'arrivo di masse d'aria più fred-da oppure per lo spostamento della depressione versosud-est.I mesi in cui si ha la massima frequenza degli episodi diföhn a Bourg St. Maurice sono da Febbraio a Maggio e aNovembre, quando più facilmente si formano le depres-sioni atlantiche e gli anticicloni nord-europei, mentre neimesi estivi il föhn è praticamente assente. Una caratteristica peculiare che distingue il föhn nel-l'Haute Tarentaise, da quello osservato sulle Alpi svizze-re e austriache è la mancanza della finestra del föhn, cioèla zona limpida e priva di nuvole sul versante sottovento;anzi, dall'analisi dei dati di Bourg St. Maurice si è rileva-to che la nuvolosità durante un episodio di föhn è in me-dia sempre superiore di 1/8 di cielo. Inoltre si osservaspesso la formazione di un «muro» di nuvole secondario a30 km di distanza sulla cima del Bellecôte (3400 m), do-vuto a correnti in quota provenienti da sud. Infatti sulleAlpi Occidentali, contrariamente a quanto accade sullacresta di confine tra Italia Austria e Svizzera, i colli bassi

e ampi in cui il föhn riesce ad incanalarsi bene sono mol-to rari. Nei bassi strati le masse d'aria provenienti da suddevono superare creste di almeno 3000 metri, discende-re nelle valli riscaldandosi e risalire verso nord di almeno20-30 km (BÉNÉVENT, Le Climat des Alpes françaises, Pa-rigi, 1926); a Bourg St. Maurice si osserva quindi föhn divallata da NE e un vento generale in quota da Sud, comeevidenziato anche dai radiosondaggi di Milano, Lione ePayerne. Nonostante la nuvolosità, a conferma di un detto popola-re della zona («Le vent du Saint Bernard empêche de pleu-voir» = «Il vento del San Bernardo impedisce di piovere»),su 596 giornate di foehn in 15 anni, solamente 28 volte sisono registrati alcuni millimetri di precipitazione; in ge-nerale si tratta di casi in cui queste si sono verificate pri-ma dell'inizio o al temine dell'episodio di föhn oppure du-rante una temporanea attenuazione del vento. Quando sisviluppa il föhn nella Tarentaise, generalmente piove osulla valle del Rodano o sulle prealpi francesi oppure inItalia. Se l'episodio di föhn è di breve durata (10-30 ore),gran parte della perturbazione è comunque scivolata viae ha sfogato il suo potenziale prima a Ovest e poi a Nord,per cui solo uno strascico delle precipitazioni riesce a rag-giungere la vallata. Se il föhn persiste più a lungo, la qua-si totalità della precipitazioni si esaurisce e non interes-sa la Tarentaise. Piuttosto che affermare che il föhn arre-sta le precipitazioni, è quindi più corretto dire che esso ri-tarda, diminuisce o devia gli effetti della perturbazione.Un'ultima notazione sul rapporto tra föhn e innevamen-to, dal momento che questo vento soffia in media da 3 a 5giorni al mese durante il periodo delle nevicate (da di-cembre a marzo) e da 5 a 6 giorni al mese durante il pe-riodo della fusione del manto nevoso (da marzo a maggio).L'autore ha cercato di quantificare l'eventuale fusione del-la neve dovuta al föhn sulla base dei dati di Bourg St.Maurice. In primo luogo bisogna distinguere i casi in cuiil föhn agisce su un manto di neve polverosa e fresca, ri-spetto a quelli in cui incontra neve già trasformata. Nellaprima ipotesi il föhn non fonde la neve, piuttosto la ri-maneggia in accumuli anche consistenti (oltre 1 metro),che si riducono poi più lentamente. Quando la neve è giàtrasformata, il vento caldo agevola la fusione, ma è diffi-cile isolare il suo contributo da quello di altri fattori comel'insolazione, l'esposizione del versante o l'eventuale piog-gia che può seguire il föhn. Se si confrontano i dati di fu-sione della neve a 850 m di quota per effetto della pioggiae per effetto del föhn, si scopre che questo in media fonde15 cm di neve in 24 ore, mentre la pioggia da 15 a 25. Lamassima riduzione del manto nevoso registrata duranteun evento di föhn si è verificata nel febbraio 1966 (40 cmin 3 giorni). Ovviamente queste medie tengono conto solodegli anni in cui c'è stato un innevamento sufficiente a850 m, cioè a malapena un anno su due, e consideranosolo i mesi di gennaio e febbraio, perché in generale a mar-zo e aprile il manto nevoso a Bourg St. Maurice si è giàesaurito. La fusione primaverile della neve, abitualmenteimputata al föhn, si realizza solo a quote superiori: a 1300metri si può stimare che essa sia pari a 1/3 del manto ne-voso. Storicamente sembrerebbe che all'inizio del secoloscorso gli effetti del föhn sull'Haute Tarentaise, siano sta-ti più marcati; si narra addirittura di manti nevosi ridot-ti di un terzo a Pralognan nel 1904 o diminuiti di 30 cmin 36 ore nel 1897.

e un aumento della temperatura nel-le vallate (ma non così forte come conil föhn da Sud). Possiamo calcolarequesto aumento come negli esempiprecedenti con la discesa dell'aria inmaniera adiabatica secca. Qualorail föhn da Nord sopraggiunga comevento freddo, spirando con forza fasentire l'aria ancora più fredda pergli esseri viventi, perché più forte è ilvento, più rapidamente asporta ilcalore dalla pelle dell'uomo e deglianimali. Questo fenomeno è notocon il termine «wind chill» (raffred-damento da vento). L'indice «windchill» rappresenta una temperaturapercepita, calcolata da temperaturadell'aria e velocità del vento.Nel föhn da Nord, l'erosione dellostrato stabile e freddo dall'alto do-vuta all'intensità della corrente e al-la sua turbolenza, e l'erosione dalbasso dovuta all'aumento diurnodella temperatura, sono probabil-

mente più importanti dell'effetto dirisucchio causato da una bassapressione nella Pianura Padana. In-fatti, GEIER (2001) non ha riscontra-to il deflusso dei «laghi d'aria fredda»nella valle verso la pianura per la zo-na dal Brennero fino a Nord di Tren-to. Ma, a causa della mancanza diricerche sul resto dell'Italia, nonpossiamo estendere questa ipotesi atutto il territorio alpino italiano. Puòdarsi che, in certe zone, l'effetto ri-succhio abbia un'importanza supe-riore agli altri due (aumento diurnodella temperatura a causa della ra-diazione solare e turbolenza del föhnstesso).Presentiamo un caso di föhn da Nordper capire meglio l'evoluzione sinot-tica. In questo episodio è anche in-cluso un caso di föhn da Nordovest,che ha interessato le Alpi occidenta-li italiane e la Pianura Padana (Pie-monte).

6.2. Analisi di un forte evento diföhn da Nord nelle Alpi centrali eoccidentali 18.3.2002, h 12 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 50)Una grande onda di Rossby pocoestesa in senso meridiano è situatasull'Atlantico. Sull'Atlantico orien-tale troviamo perciò una correnterelativamente zonale (il getto spiradove le isoipse sono più strette) chesi divide sopra la Francia in due ra-mi: uno si dirige sull'Africa setten-trionale (l'asse della saccatura è so-pra la Libia), l'altro sull'Europa, do-ve sulla Bretagna troviamo una sac-catura (short wave through = SWT: èuna saccatura di piccole dimensioniche si muove velocemente). Le Alpientrano nell'influenza della parteanteriore di questa saccatura conuna corrente da SW. Si noti anche labassa pressione sul Mare Artico trala Scandinavia e la Groenlandia, cheporta con sé aria molto fredda versoS e sarà importante per l'evoluzionedel föhn da Nord.

19.3.2002, h 12 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa (fig. 51)Con l'avvezione di aria fredda sullaparte posteriore della depressionesull'Atlantico, la saccatura avanzaverso S e costringe l'alta pressioneafricana (che forma un promontorioma non raggiunge alte latitudini) aspostarsi verso N. Tra le due confi-

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50. (in alto a sinistra) 18.03.2002 12UTC - Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF) 51. (in alto a destra) 19.03.2002 12UTC - Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF) 52. (qui sopra a sinistra) 20.03.2002 12UTC - Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF)53. (qui sopra a destra) 21.03.2002 12UTC - Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF)

49. (qui sopra)Un fenomenosovente legatoallo spirare delföhn sulle Alpiè lo scacciane-ve, cioè il turbi-noso solleva-mento di nevedal suolo adopera del ven-to, più evidentesu creste, vali-chi e vette. Quisopra ne vedia-mo un esempiosulla crestasommitale delMonte Civrari(2302 m, spar-tiacque Val diViù - Valle diSusa, TO),durante l’epi-sodio favonicodel 14.12.2003(f. L. Mercalli).

gurazioni aria atlantica sta pene-trando nel continente europeo conun flusso intenso da WNW. La sac-catura (SWT) ha già attraversatol'Europa centrale. L'avvezione diaria fredda dalla depressione cen-trata a Nord della Scandinava si no-ta già alle isole Färör sopra la Sco-zia. Con il forte flusso da WNW, le Al-pi occidentali sono già influenzatedal föhn, infatti troviamo un gra-diente barico al livello del mare di 9hPa tra Torino e Grenoble. Però, aTorino, il föhn non arriva ancora.

20.03.2002, h 12 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 52)L'anticiclone africano si estende ver-so N e l'aria atlantica circonda l'as-se dell'ampio promontorio a forma dicampana. Le Alpi si trovano sul bor-do dell'anticiclone in una correnteda NW. Il getto circonda il promon-torio e spira sopra le Alpi. Questo

giorno segna l'inizio del föhn sulleAlpi orientali (si forma un gradientebarico di 4 hPa tra Innsbruck e Bol-zano); nelle Alpi occidentali il föhnspira già per il secondo giorno (qui ilgradiente barico si intensifica ulte-riormente). L'influsso delle Alpi sul-la forte corrente è visibile su questacarta dalle deformazioni delle isoi-pse (piega sopra le Alpi occidentali).Questo föhn è insolito per il Sudti-rolo perché l'aria del föhn è di origi-ne atlantica e produce temperaturemolto elevate nelle valli. A Bolzano siregistrano addirittura 27°C in que-sto giorno e in tutto il versante sot-tovento il cielo è limpido. Anche a To-rino si registra föhn, con una massi-ma di 30°C, le raffiche di vento rag-giungono i 16 m/s, l'umidità calasotto il 10%.L'avvezione di aria fredda sul NordEuropa è proseguita e da questa si èisolata una goccia fredda (cut off) so-pra la Scandinavia.

21.3.2002, h 12 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 53)Nel Nord dell'Europa continua l'av-vezione di aria fredda da N sia dalladepressione posizionata sull'Atlan-tico che da quella sulla Scandinavia(che avrà un ruolo importante nellafutura evoluzione del föhn). Di con-seguenza, la corrente sulle Alpi di-venta più zonale, e il vento soffia condirezione WNW. Tuttavia, sul ver-sante Sud delle Alpi soffia ancora ilföhn e le temperature rimangono

elevate. Bolzano tocca di nuovo27°C, Torino registra 29.5°C con raf-fiche di vento forti come il giorno pri-ma. Sul versante Nord le correnti daWNW portano una situazione di staucon precipitazioni insistenti. A Vero-na non giunge il föhn e, a fronte dei27°C di Bolzano, si misurano sol-tanto 18°C: la città è rimasta tutto ilgiorno sotto l'inversione.

Nella figura 54 è riportato il profilodelle alpi centrali da Verona a Mo-naco di Baviera il 21 marzo 2002,con le temperature raggiunte in al-cune località; nella tabella n. 4 ven-gono anche indicate le corrispon-denti temperature potenziali. Sitratta praticamente della stessa si-tuazione della figura 6.A Nord delle Alpi, l'aria presente alsuolo ha una temperatura potenzia-le più bassa rispetto a quella dellezone interessate dal föhn. Quest’a-ria è stratificata stabilmente, il chespiega la temperatura sul Wolfen-dorn di 9°C più alta rispetto a quel-la di Monaco. Al Passo del Brenneroc'è il flusso in uscita da questo ser-batoio di aria fredda, flusso con lecaratteristiche della bora, che versoS si mescola con l'aria degli strati so-vrastanti spinti dal vento da N. Vipi-teno è già più calda del Brennero eha la stessa temperatura potenzialedel Corno del Renon. Bolzano non ri-ceve la sua aria del föhn dalla Valledell'Isarco (valle che conduce a Vipi-teno e al Brennero), nè dal Corno delRenon o dal Wolfendorn (più freddiin termini di temperatura potenzia-le), ma da una quota superiore alWolfendorn, cioè da più di 2800 m.

22.03.2002, h 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 55)La bassa pressione (goccia fredda)prima posizionata sulla Scandina-via si muove verso S. La corrente, co-me mostrano le isoipse, èdivenutapiù settentrionale e porta aria moltofredda verso le Alpi, causando ilrinforzo del föhn sulle Alpi orientali.Le Alpi sono raggiunte da un vigoro-so sistema frontale da N che portacon sé aria fredda dalla goccia fred-da sul Baltico. Intanto sull'Atlanticola depressione con annesso frontefreddo si estende verso S, rendendopiù acuto il promontorio anticicloni-

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55. (a sinistra) 22.03.2002 00UTC - geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa (fonte: ECMWF)56. (a destra) 23.3.2002 00UTC Geopotenziale [10m] e temperatura [°C] al livello di 500 hPa .

nubiorografiche

muro delföhn

lago d'ariafredda

stauföhn

Verona(70 m)18 °C

Bolzano (240 m)

27 °C

Corno del Renon(2260 m)

4 °C

Vipiteno(950 m)17 °C

Brennero(1445 m)

10 °C

Wolfendorf(2777m)

0 °CInnsbruck

(580 m)14 °C

Monaco(470 m)14 °C

TEMPERATURE - 21 MARZO 2002 15 CET

54. (in alto)Profilo delleAlpi centralida Verona aMonaco diBaviera il 21marzo 2002.Notate le tem-perature se-gnate.

Tab. 4 (quisopra) Tempe-ratura e tem-peratura po-tenziale lungoil transettoVerona - Mo-naco di Bavie-ra il21.03.2002.

Stazione Quota (m) T (°C) θ (°C)

Verona 70 18 19

Bolzano 240 27 29

Corno del Renon 2260 4 26

Vipiteno 950 17 26

Brennero 1445 10 24

Wolfendorf 2777 0 27

Innsbruck 580 14 20

Monaco di Baviera 450 14 18

Temperatura e temperatura potenziale il 21/03/2002 lungo il transetto Verona - Monaco di Baviera

co, con correnti più meridionali. L'a-ria del föhn è ora più fredda in origi-ne e fa scendere le temperature an-che sul versante sottovento. Bolza-no in questo giorno, pur essendosotto il föhn, ha una temperaturamassima di soli 18°C, inferiore di 9gradi a quella del giorno precedente.

23.03.2002, h12 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 56)La depressione sull'Atlantico si uni-sce con quella debole più a N tra laGroenlandia e l'Islanda formandoun unico nucleo al centro di una sac-catura, ora estesa fino alle Isole Ca-narie. Questo rinforzo della sacca-tura, che si è mossa verso E, deter-mina sulla sua parte anteriore unaforte corrente da SW di aria più cal-da. Tra la depressione sull'Atlanticoe quella sul NE dell'Europa, che si èspostata verso S, il cuneo di altapressione si allunga estendendosiaddirittura fino all'Islanda, dove ilsuo asse piega poi verso le coste nor-vegesi. L'acutezza di questo cuneo faruotare la corrente a getto sulla suaparte anteriore in direzione SE,rinforzandola ulteriormente.Questo cambiamento nel getto por-ta al rinforzo del flusso settentrio-nale tra la parte anteriore del cuneoe la parte posteriore della depressio-ne situata sul Baltico, che ha ab-bassato ancora la pressione sulle Al-pi. Notate il confine strettissimo trale due masse d'aria lungo la lineadall'Olanda fino a Roma. L'aria cal-da (giallo) proviene dall'Atlantico edha aggirato il cuneo, l'aria fredda(blu) fa parte della goccia fredda. Adesso le Alpi sono investite da aria

fredda di origine polare: il föhn sulversante Sud delle Alpi si fa ancorapiù freddo. A causa della rotazionedella corrente, le zone interessatedal föhn non sono più le stesse deigiorni precedenti: ora il föhn spirasoltanto nelle zone tipiche.

24.03.2002, h 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig.57)La depressione, che nell'immagineprecedente era a SW dell'Islanda, siindebolisce scorrendo sul cuneo dialta pressione, ma prima di colmar-si va generando un «cut off» tra le Az-zorre e le Canarie. A causa del rapi-do movimento verso S della depres-sione prima situata sull'Est Euro-peo, il cuneo di alta pressione esten-de il suo influsso a tutta la Scandi-navia. Il centro della goccia fredda(la depressione) si trova adesso so-pra i Balcani, insediato nella sacca-tura che si è formata sulla Grecia, edomina dalla Svizzera al Mar Nero edal Baltico a Creta su un vastissimoterritorio. Il suo spostamento e il do-minio del cuneo di alta pressionesulla Scandinavia fa ruotare il gettoda NW a N pieno sulle Alpi, dove lapresenza della fortissima corrente sirileva dalla deformazione delle isoi-pse. Il settore freddo di questo siste-ma ha raggiunto le Alpi; il versantemeridionale è interessato da un föhna tratti molto forte. A Bolzano, in questo giorno, la tem-peratura è ancora scesa e si è regi-strata una massima di 9°C. In que-sto caso l'aria del föhn, a causa del-la sua origine polare, ha portato unnotevole abbassamento della tem-peratura.

25.03.2002, h 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 58)Il cut off cui si è accennato il giornoprecedente ha formato una nuovadepressione sopra le Isole Canarie,perciò la corrente sull'Atlantico ri-torna zonale e indebolisce il grandecuneo di alta pressione. Il centro della vasta goccia fredda sisposta sulla Grecia; la corrente, oraspirante da NE, si indebolisce leg-germente sulle Alpi centrali e orien-tali, mentre sulle Alpi occidentali ri-mane forte. Anche il föhn si indebo-lisce notevolmente sull'arco alpinomeridionale e interessa solo le zonea quota più alta.

27.3.2002, h 00 UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 59)Troviamo due depressioni davantialle coste sudorientali della Groen-landia, formatesi nella regione dicorrenti zonali sull'Atlantico, checon un forte flusso sulla parte ante-riore rinforzano il cuneo sulle IsoleBritanniche dell'anticiclone estesodalle Azzorre fino al Baltico. La goccia fredda che interessava dagiorni metà dell'Europa si è ridi-mensionata e colmata centrandosisul Mar Nero. Sulle Alpi si ha una corrente da NE,più debole rispetto alle giornate pre-cedenti (le isoipse sono più distan-ziate); il föhn non riesce più a pene-trare nella parte bassa delle valli, masi limita all'alta montagna e alla te-stata delle valli: nel Sudtirolo peresempio spira ancora nell'alta ValPusteria e nell'alta Val d'Isarco.

NIMBUS 31-32 METEOROLOGIA

37

57, 58, 59, 60.Carte del geo-potenziale[10m] e dellatemperatura[°C] al livello di500 hPa (fon-te: ECMWF),riferite alle h00 UTC deigiorni 24, 25,27 e28.03.2002.

28.3.2002 00UTCAnalisi della situazione a 500 hPa(fig. 60)Sull'Atlantico notiamo una nuova ir-ruzione di aria fredda. Il getto si di-vide già sull'oceano in due rami: ilprimo ramo circonda il grande nu-cleo di alta pressione centrato soprala Gran Bretagna, mentre il secondoramo si dirige verso le coste africaneoccidentali. La depressione che ilgiorno prima era situata sul Mar Ne-ro si è spostata sulla Russia meri-dionale e da qui una saccatura siestende sopra il Mar Nero, l'Albania,l'Italia centrale e la Costa Azzurra fi-no al Golfo di Biscaglia. Sopra la Fin-landia il jet stream si biforca nuova-mente: un ramo, quello importanteper noi, prosegue ad aggirare l'altapressione e porta a una corrente daENE di debole intensità sulle Alpiorientali. Questo giorno il föhn ter-mina ovunque, perché la direzionedella corrente, sempre più orientalee ormai quasi parallela alla cresta al-pina, non sostiene più il föhn daNord.

6.3. Evento del marzo 2002: con-clusioniSi tratta di un evento di föhn vera-mente eccezionale per le caratteri-stiche profondamente diverse dellemasse d'aria che si sono succedutesull'arco alpino in pochi giorni. All'i-nizio aria atlantica con una corren-

te mite da WNW ha causato un föhnsulle Alpi che ha alzato le tempera-ture fino a 30 °C a Torino e 27 °C aBolzano. Poi la corrente è ruotata aN e aria freddissima ha invaso le Al-pi, portando un notevole calo delletemperature massime anche sulversante Sud, malgrado l'effetto diriscaldamento dovuto al föhn.

RingraziamentiVogliamo ringraziare la SMI di Tori-no, in particolare Luca Mercalli,Claudio Castellano e Sofia Montu-schi per la loro ospitalità e l'acco-glienza riservataci e per averci datola possibilità di pubblicare questoarticolo nella rivista NIMBUS. Ungrazie speciale a Sofia per la creazio-ne di alcune figure per noi molto uti-li. Un particolare riconoscimento al-l'ECMWF per averci reso disponibilile carte meteorologiche utilizzate neipar. 5 e 6 per i due eventi di föhn danoi analizzati.Un cordiale ringraziamento faccia-mo giungere anche ai compagni distudio Georg Haas, che ci ha man-dato alcune carte meteorologichemancanti, Eva Maria Müllauer per lafoto sui danni del föhn da Sud del no-vembre 2002 e Michael Bacher per leinformazioni su questo episodio diföhn.Il nostro soggiorno a Torino è statomolto piacevole, e ci ha consentito disperimentare anche il föhn da Ovest.

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METEOROLOGIA NIMBUS 31-32

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61. Le differen-ze bariche tra iversanti lungodue sezionidelle Alpi sonoposte a con-fronto. La se-zione tra Gine-vra e Torinorappresenta leAlpi occidenta-li, quella traMonaco diBaviera e Ve-rona le Alpiorientali. All'inizio delperiodo i valorisono negativi,successiva-mente con larotazione dellacorrente a W simanifesta ungradiente solosulle Alpi occi-dentali, con unmassimo ilgiorno 20. Inseguito questogradiente siriduce, mentreinizia ad au-mentare sulleAlpi orientali,poiché la cor-rente si fa piùsettentrionale.Il giorno 22,con l'arrivodell'aria fred-da a Norddelle Alpi, ladifferenzaaumenta inentrambe lesezioni. Tra il23 e il 24 lacorrente ruotaancora più a N,incrementandoil gradientebarico a E eriducendolo aW. Nel prosie-guo la differen-za barica scen-de ovunque,dapprima per-ché la PianuraPadana vieneinvasa dall'a-ria fredda cheha circondatole Alpi orienta-li, e che vi ir-rompe da Efavorita dallecorrenti neilivelli bassidell'atmosfera,e in un secon-do momentoper l'indeboli-mento dellacorrente dovu-to all'allonta-namento delladepressionesul Balcani. Il28 marca lafine dell'episo-dio.62. Tempera-tura e umiditàrelativa a Tori-no il 20-21marzo 2002: ilvalore di 30 °Cè il più elevatoin marzo dal1753.

Differenza di pressione atmosferica tra i due versanti alpini (18-28 marzo 2002)

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12

hPa

Ginevra-TorinoMonaco-Verona

18.03 19.03 20.03 21.03 22.03 23.03 24.03 25.03 26.03 27.03 28.03

Torino - Temperatura (°C) e umidità relativa (%) nei giorni 20-21 marzo 2002

0

5

10

15

20

25

30

35

0 6 12 18 0 6 12 18

ore

°C

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

%

temperatura

umidità

20/03/2002 21/03/2002

63. Daniel Schrott (a sn.) e WernerVerant (a dx.) al lavoro per l’elabora-zione di questo articolo nell’agosto2003, presso la sede SMI.

during the Mesoscale Alpine Programme.Ph.D.thesis, Inst. of Meteorology andGeophysics, Univ. of Innsbruck.HANN, J. von 1891 - Nordföhn in Inn-sbruck. Meteorologische Zeitschrift 26,239.HOLTON, J.R. 1992 - An Introduction to Dy-namic Meteorology. Academic Press.HOINKES, H. C. 1951 - Über Nordföhner-scheinungen nördlich des Al-penhauptkammes. I. Mitteilung: Der kurzeNordföhn vom 28. Sept. 1940. Sitz.ber. d.österr. Akad. Wiss., math. natwiss. Klas-se, Abt. IIa 160, 267-290.KUHN, M. 1978 - Südföhn, Nordföhn undTemperaturmaxima von Innsbruck undBozen. Veröff. Schweiz. Meteorol. ZA. 18,208-210.KUHN, M. 1989 - Föhnstudien, Darmstadt:Wissenschaftliche Buchgesellschaft.http://meteo.uibk.ac.at - Sito dell'istitu-to di meteorologia e geofisica dell'univer-

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NIMBUS 31-32 METEOROLOGIA

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Il caso del föhn del 7 novembre 1995 a Torino (Claudio Cassardo, Università di Torino)In questa giornata, ed in particolare nelle ore serali, sono stati registrati valori di concentrazione di alcune sostanze in-quinanti urbane (CO, NO, SO2) insolitamente alti (i valori massimi dell'intero anno 1995) nella città di Torino (si vedafigura 65, in cui sono riportati i valori di concentrazione di CO relativi alla giornata in esame ed i valori medi relativi al

mese di novembre). Questo fatto, che di per sé potrebbe non esserestraordinario, lo diventa se si considera che il 7 novembre 1995 è sta-to caratterizzato da un evento di föhn da nord durante la mattina, inconseguenza di un passaggio di un fronte freddo. Tale evento è statostudiato da NATALE & al. (1999). Dallo studio è emerso che, durante il6-7 novembre 1995, tutto il Piemonte è stato genericamente influen-zato da un intenso evento di föhn da Nord e Nord-Ovest, con un in-tenso riscaldamento. La zona intorno a Torino però non è stata diret-tamente influenzata dal föhn, a causa della presenza di un profondostrato di inversione termica non completamente rimosso dal vento. In-fatti, i 200-300 m di atmosfera sopra la città sono stati sottoposti adun riscaldamento «normale» dovuto all'intensa radiazione solare e sol-tanto durante le ore più calde del giorno (tra mezzogiorno e le tre delpomeriggio) l'atmosfera è diventata quasi neutrale, producendo unparziale rimescolamento delle sostanze inquinanti, come si vede dal-la ricostruzione dei profili verticali dell'atmosfera, fatta usando i datidi temperatura rilevati in alcune stazioni della Valle di Susa (fig. 64).Al tramonto, l'episodio di föhn ha avuto termine. In concomitanza, nel-l'area urbana, si è sviluppato improvvisamente uno strato di inver-sione sottile (fig. 66, in cui si riporta la differenza di temperatura tradue sensori posti a Moncalieri a 1 e 10 m di altezza), in cui le sostan-ze inquinanti emesse dai gas di scarico delle automobili sono rimastebloccate. Per pura coincidenza, il termine dell'episodio di foehn e lanascita di questo sottile strato di inversione termica sono venuti acoincidere con il periodo di maggior traffico, intorno alle ore 17, favo-rendo livelli molto elevati delle sostanze inquinanti. L'episodio di in-quinamento del tardo pomeriggio del 7 novembre è stato quindi par-ticolarmente severo a causa dell'accadimento simultaneo di questi trefattori.P. NATALE, D. ANFOSSI & C. CASSARDO (1999) Analysis of an anomalouscase of high air pollution concentration in Turin shortly after a foehn event.Int. Journal of Environment and Pollution (UK) , 11 (2), p. 147-164.

Concentrazione di CO a Torino

0

5

10

15

20

25

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23

Ore

mg

m-3

7/11/1995 media nov 1995

livello di attenzione

Moncalieri - Differenza T10m - T1m il 7 novembre 1995

-2

-1

0

1

2

3

4

5

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23

Ore

°C

Inizio dell'inversione

termica

Profili termici a Torino

-5 5 15 250

500

1000

1500

2000

2500

3000

Alt

itu

din

e (

m)

°C

h 01

h 06

h 12

h 18

h 24

64. (in alto) Profili termici verticali dell’atmosfera a Torino in differenti orari nella giornata del 07.12.1995.65. (qui sopra a sinistra) Concentrazione oraria di CO a Torino il 07.11.1995, confrontata con la media dell’intero mese.66. (qui sopra a destra) Differenza tra le temperature misurate a 1 e 10 m di altezza sul suolo a Moncalieri il 07.11.1995.