REPORT PROGETTO DOLINE E SITI TRIVENETI 2009-2010
PARTE 2
IL
PARTICOLARE CLIMA DELLE DEPRESSIONI FREDDE
(un
ringraziamento particolare a Bruno Renon
dell’ARPA Veneto per il contributo
fondamentale fornito per questa parte di spiegazioni)
1) IL FENOMENO:
Nelle serene notti invernali la temperatura negli
strati d’aria più bassi è normalmente inferiore a quella in quota, a causa
dell’accumulo dell’aria fredda, e quindi più pesante, in basso. Questo
fenomeno è più evidente nelle conformazioni a conca del terreno
(depressioni,doline), dove con specifiche condizioni meteorologiche (notti
serene e senza vento, con aria secca e neve al suolo) la temperatura può
scendere a valori estremi, molto inferiori rispetto a quelle delle zone vicine o
sulle cime delle montagne circostanti più alte.
I principali motivi fisici di questo intenso
raffreddamento sono gli stessi che causano le fredde notti invernali sul fondo
delle valli: la perdita di calore del suolo ed il ristagno di aria fredda in
basso. Ma nelle valli il sistema delle brezze notturne e la vicinanza dei
versanti delle montagne limitano il raffreddamento. In un bacino chiuso, invece,
l’aria fredda prodotta dal forte raffreddamento del terreno, alla sera e
durante la notte, viene intrappolata al suo interno e si forma un “lago di
aria fredda”, tanto che la conca risulta poi isolata dall’ambiente
circostante. Un fattore importante per un marcato raffreddamento del suolo,
dovuto al suo rilascio radiativo ad onda lunga, è un basso orizzonte
topografico, che amplifica questa perdita di calore.
Le temperature molto basse rappresentano solo un
aspetto del particolare microclima delle doline. Nelle stesse condizioni
meteorologiche prende corpo nella dolina una marcata inversione termica, con
gradienti termici verticali fino ad 1°C/m, così se ci si trova di notte
sull’orlo di una dolina si può avvertire una temperatura 30°C più alta di
quella misurata sul fondo. Inoltre c’è una notevolissima escursione termica
giornaliera, con differenze fino a 40°C fra il giorno e la notte.
Un altro aspetto curioso che possiamo notare in una
fredda, serena e calma notte invernale è la rapidissima variazione di
temperatura quando il vento entra nella dolina e quando esso cessa
improvvisamente. La sua azione rimescolante sull’aria contenuta nella conca
produce velocissimi aumenti o diminuzioni della temperatura, rispettivamente.
Improvvise variazioni di 25°C in 15 minuti o 30°C i n mezz’ora non sembrano
fisicamente possibili per chi non conosce il microclima delle depressioni
fredde.
E’ molto importante capire, comunque, che questi
incredibili fenomeni si verificano solo con condizioni di bel tempo, quando il
vento è molto debole o calmo. In altre condizioni (tempo perturbato, cielo
coperto, vento forte) la temperatura nella conca è la stessa misurata nelle
zone limitrofe.
2) ALCUNI CONCETTI BASE DI FISICA DELL’ATMOSFERA
PER SPIEGARE IL FENOMENO
Cominciamo col dire che la temperatura dell’aria
in una località dipende essenzialmente dal bilancio
radiativo sole-terra e dalle caratteristiche
termiche della massa d’aria che la interessa.
2.1
Bilancio radiativo sole-terra
Il bilancio radiativo esprime, dal punto di vista energetico, ciò che rimane fra le
“entrate” (radiazione solare che raggiunge la terra) e le “uscite”
(radiazione emessa dalla terra verso lo spazio).
Si ricorda che il termine “radiazione” non
significa energia, ma ne rappresenta una delle tre modalità di trasporto. La
“radiazione”, detta anche “irraggiamento”,
trasporta calore come fa una stufa elettrica le cui resistenze ad altissima
temperatura emettono calore verso la nostra pelle. Le altre due modalità di
trasporto dell’energia sono la “conduzione”,
che trasporta calore per contatto diretto (come una borsa dell’acqua calda sui
nostri piedi) e la “convezione”,
attraverso lo spostamento di massa d’aria (come l’aria riscaldata da un
termosifone che sale e trasporta il caldo in altre zone della stanza).
Senza volerci addentrare nella teoria degli scambi
radiativi, in cui entrano in gioco frazioni di energia riflessa e diffusa dal
suolo, dalle nubi e dall’atmosfera, verso l’alto e verso il basso, con
lunghezze d’onda diverse a seconda della temperatura dell’elemento radiante,
è sufficiente capire, a grandi linee, che in ogni momento la terra riceve
energia dal sole e ne perde per riflessione e soprattutto, per energia emessa
dal suolo verso lo spazio.
Prendendo come esempio una giornata serena
invernale, durante il giorno l’energia entrante è superiore a quella uscente
e la terra si riscalda, mentre di notte il bilancio è ampiamente negativo
dovuto alla perdita di calore della terra e alla mancanza, naturalmente del
riscaldamento solare. E’ interessante notare come la terra emetta flusso
radiativo continuamente, sia di giorno che di notte, con i valori massimi in
corrispondenza delle ore centrali del giorno, quando il suolo raggiunge le
temperature più alte e di conseguenza emette più flusso radiativo ad onda
lunga. Il principale aspetto però, è quello fornito dalla differenza, o per
meglio dire dalla somma algebrica, fra i due flussi, il cui andamento in una
serena giornata invernale è negativo (ovvero deficit radiativi, perdita di
calore) per gran parte delle 24 ore e solo fra metà mattinata e metà
pomeriggio descrive valori positivi (esubero radiativo, guadagno di calore). La
perdita di calore è in genere costante e considerevole nelle ore serali,
notturne e poco prima dell’alba.
Nelle valli o nelle conche montane, specialmente nel
periodo invernale, si puo’ riscontrare un bilancio negativo della radiazione
netta risultante (perdita di calore) anche nelle ore diurne qualora gran parte
della valle o della conca si trovi in ombra, a causa di una vicina montagna.
Naturalmente i valori di densità dei due flussi
radiativi e quelli della loro differenza cambiano nel corso dell’anno,
assumendo andamenti un po’ diversi da quello tipicamente invernale. Nei mesi
estivi, infatti, il guadagno di calore durante il giorno è notevole e dura più
a lungo.
Altrettanto differente è la situazione degli scambi
radiativi con cielo coperto, sia d’estate che d’inverno: in questo caso la
radiazione solare globale è debole, mentre rimane pressoché inalterata quella
del rilascio radiativo terrestre, anche se la presenza di estese nubi intrappola
tale flusso uscente dalla terra ed impedisce il raffreddamento del suolo e
dell’aria (effetto serra).
Tutto
questo per far capire il ruolo fondamentale assunto dall’irraggiamento nella
perdita di calore notturna del suolo in caso di cielo sereno, che in particolari
condizioni determina diminuzioni termiche notevolissime. Nel periodo invernale
la temperatura dell’aria più bassa si misura a contatto con il suolo e
aumenta progressivamente allontanandosi da esso, specie nei primi 10-20 m (per
uniformare le misure è stato perciò deciso che la temperatura dell’aria deve
essere misurata sempre ad un altezza convenzionale di 2 m dal suolo).
Le misure di un profilatore verticale di
temperatura, installato a Santa Giustina Bellunese dall’ARPA Veneto, sul
fondovalle nell’ampia vallata prealpina distesa fra Belluno e Feltre, hanno
permesso di capire che spesso l’aumento di temperatura che si riscontra man
mano che ci si allontana dal suolo, interessa i primi 150-250 m (fig. 1),
rivelando quindi un’inversione termica “fisiologica”, che si verifica
quasi sempre nelle notti invernali serene.
Fig.1
Di altra natura ed origine è la classica inversione
termica legata al ristagno di aria fredda nei bassi strati e all’avvezione di
aria mite in quota, che interessa
peraltro zone geografiche molto vaste ed è associata a strutture anticicloniche
ben consolidate (fig. 2).
Fig.
2
Il citato profilatore verticale di temperatura,
installato da ARPA Veneto nel marzo
2005, è costituito da un radiometro a microonde che misura, con successive
scansioni, ad angoli di zenith crescenti, la radiazione emessa dall’ossigeno
molecolare alla frequenza di 56.7 GHz (lunghezza d’onda 5 mm). Le misure
vengono effettuate ogni 5 minuti, dal suolo fino a 1000 m di altitudine, con step
di 50 m.
2.2 Caratteristiche termiche della massa d’aria
L’altra componente che modula la temperatura di
una località è rappresentata dalle
caratteristiche termiche della massa d’aria
che staziona sulla zona o che sta per affluirvi.
Nell’ipotesi di una massa d’aria fredda o molto
fredda, ad esempio di origine artica, che sta per affluire su una certa zona,
massa d’aria caratterizzata in genere da un profilo termico verticale
adiabatico-secco (diminuzione di quasi 1°C ogni 100 m di altitudine),
condizionerà direttamente la temperatura di quella zona, la quale tenderà ad
assumere inizialmente la temperatura che ha la massa d’aria a
quell’altitudine. Se ad esempio una massa d’aria in arrivo dalla Scandinavia
presenta temperature di -10°C a 1000 m, -15°C a 1500 m e -20°C a 2000 m,
queste saranno le temperature che assumeranno, almeno inizialmente, le zone di
una montagna poste ad altitudini di 1000, 1500 e 2000 m.
Successivamente su queste zone vi potrà essere una
“produzione” in loco di ulteriore
freddo per effetto dell’irraggiamento notturno del suolo e questo si verifica
più in pianura, a fondovalle o su un altopiano e meno su una vetta di una
montagna o su di un suo pendio. In altre parole la massa d’aria fornisce il
freddo “di base”, dal quale poi le caratteristiche geo-morfologiche di
alcune località partiranno per intensificare il freddo, fino a raggiungere
punte di gelo impensabili.
Sulla vetta acuminata di un monte l’effetto
dell’irraggiamento notturno e del ristagno di aria fredda sono limitati o
nulli. E’ un po’ come essere in cima ad una torre alta qualche centinaia di
metri, dove la temperatura è quella dell’aria circostante e non viene
condizionata di notte dal raffreddamento del suolo, che si trova molto più in
basso. Condizioni simili si hanno anche su un pendio di una montagna, dove
l’aria fredda di notte, anche quella generata dall’irraggiamento notturno
del suolo, scorre verso valle per gravità e non riesce a raffreddarsi più di
tanto.
In tali condizioni una località raggiungerà
temperature vicine a quelle che caratterizzano la massa d’aria a quella
altitudine. Ecco perché su una vetta di una montagna prealpina a 1500 m non si
scenderà quasi mai sotto i -20°C (una massa d’aria che raggiunge le Alpi
difficilmente presenta tali temperature a tale altitudine), così come, per lo
stesso motivo, una cima alpina a 3000 m non scenderà praticamente mai sotto i
-35°C.
Le cose cambierebbero se invece di una vetta
acuminata avessimo in cima alla montagna un pianoro, sul quale l’irraggiamento
avrebbe un certo effetto e l’aria fredda potrebbe ristagnare. In questo caso
tali limiti termici verrebbero superati.
In pianura, in un fondovalle o su un altopiano la
“fabbricazione” di freddo, per gli scambi radiativi, può essere invece
notevole ed abbassare di 10-20°C, in qualche caso anche di 30-40°C (conche in
quota, con suolo innevato), la temperatura che spetterebbe a quella località
per la propria altitudine, in base alle caratteristiche termiche della massa
d’aria. Solo così si spiegano le temperature veramente “polari” che
vengono raggiunte in alcuni siti.
Fig.
3
Si noti come fino al tardo pomeriggio del 29
dicembre, giornata caratterizzata dall’arrivo sulle Alpi di una massa d’aria
molto fredda, le temperature siano molto simili, pressoché uguali fino a metà
mattinata, per un’estesa nuvolosità ed una discreta ventilazione che hanno
prodotto un continuo rimescolamento dell’aria. In seguito, con la comparsa del
sole, la temperatura di Marcesina, posta ad una quota più bassa, è risultata
per un paio d’ore 4-5°C più alta di quella del Monte Lisser. Dopo il
tramonto invece, complici il cielo sereno, l’aria inizialmente secca e la
scarsa ventilazione, sulla Piana di Marcesina è iniziata la “produzione” di
aria fredda per il forte irraggiamento del suolo. Dalle ore 14 del 29 alle ore 8
del giorno seguente la temperatura a Marcesina è diminuita di ben 26.6°C (da
-2.0 a -28.6°C), mentre a Monte Lisser di
soli 6°C.
Durante la mattinata del 30, con il ritorno del
sole, la temperatura sulla Piana di Marcesina è aumentata sensibilmente, fino
ad avvicinarsi, verso le 14, a quella di Monte Lisser, denotando quindi il
tipico carattere di forte continentalità che caratterizza gli altopiani, le
conche e le zone di fondovalle.
Dunque si è detto che per raggiungere temperature
particolarmente basse, diciamo inferiori a -30°C, è necessaria una massa
d’aria molto fredda, una notte serena e senza vento e peculiari
caratteristiche geografiche e geo-morfologiche del territorio, in grado di
accentuare notevolmente l’irraggiamento notturno e di abbassare ulteriormente
la temperatura. Tali caratteristiche, che sono in grado di favorire valori
termici molto bassi (es. -20/-25°C) anche se la massa d’aria che sovrasta la
località presenta temperature normali per il periodo, sono anche all’origine
delle enormi differenze che si possono riscontrare fra zone anche vicine.
Vediamo quindi di analizzare brevemente quali sono
queste caratteristiche.
A parità di condizioni meteorologiche (tipo di
massa d’aria, nuvolosità, umidità dell’aria, velocità del vento e
torbidità atmosferica), il raffreddamento notturno dell’aria vicino al suolo
è funzione essenzialmente di 7 fattori, in ordine di importanza:
Morfologia del sito
Caratteristiche del suolo e tipo di sottosuolo
Altitudine
Latitudine
Venti
Umidità dell’aria
1.
Morfologia del sito
E’ il fattore più importante, perchè favorisce
accumuli di aria fredda, anche notevoli, nelle zone più basse e più chiuse.
Una porzione d’aria che si raffredda, a pressione
costante (in atmosfera molte trasformazioni termodinamiche possono essere
assimilate a trasformazioni “isobare”), subisce anche una diminuzione di
volume e quindi un aumento di densità e di peso. La modifica dell’equilibrio
idrostatico, causata dal prevalere della forza peso nei confronti della spinta
di Archimede, determina un movimento verso il basso della porzione d’aria e
quindi un suo progressivo accumulo nei fondovalle e nelle conche. Se il fenomeno
dura molte ore, come capita durante le lunghe notti invernali, lo spessore dello
strato di accumulo aumenta progressivamente, ma con una stratificazione che
impone all’aria più fredda la posizione più vicina al fondo della valle o
della depressione.
Su un pendio o un versante, l’aria che viene
raffreddata dal suolo scorre verso il basso, subendo quindi un continuo
rimescolamento che impedisce o quantomeno riduce un forte raffreddamento. In un
fondovalle o in una conca ma anche in pianura, la maggiore staticità
dell’aria favorisce una diminuzione termica notturna più accentuata, ad
eccezione delle valli interessate da forti brezze di monte, dove il vento
determina il rimescolamento, e che risultano quindi molto meno fredde rispetto
alle valli vicine, non interessate da tali forti brezze. In realtà ogni valle
presenta nelle ore notturne un sistema, per quanto debole, di venti di brezza e
anche una minima ventilazione è in grado di alterare e quindi di attenuare il
raffreddamento, cosa che invece non succede nelle conche chiuse, piccole o
grandi, dove la frequente mancanza assoluta di venti notturni favorisce forti
diminuzioni termiche. Si veda più avanti l’approfondimento dedicato alle
conche e alle depressioni.
2. Porzione di cielo visibile (Sky-view factor)
Il rilascio notturno di calore del suolo, e di
conseguenza il suo raffreddamento, sono massimi quando non ci sono ostacoli che
possono ridurre la radiazione ad onda lunga in tutte le direzioni sopra il
suolo. Questo è possibile con un orizzonte completamente libero a 360°, ma in
una zona montana questa condizione si rivela assai rara, se si escludono le
vette più alte.
Un fondovalle incassato in una valle stretta
presenta le condizioni più sfavorevoli per un buon rilascio termico, a causa
dei versanti delle vicine montagne, che oltre a limitare drasticamente il flusso
radiativo nella loro direzione, sono essi stessi fonte di emissione ad onda
lunga (con temperature del suolo superiori a quelle del fondovalle) e finiscono
per interferire nel processo di rilascio di calore verso lo spazio, riscaldando
in minima parte la massa d’aria racchiusa nella valle (fig. 4).
Un altopiano posto sufficientemente lontano da
montagne elevate, presenta invece, le migliori condizioni per un forte
irraggiamento notturno e gli altopiani prealpini palesano proprio questa
caratteristica, che, come vedremo in seguito, sembra avere un ruolo
determinante.
Questo effetto, che potremmo definire come
“porzione di cielo visibile” dal fondo della valle o della conca è
conosciuto con il nome di Sky-view factor
e viene definito da:
fv = cos²α
dove
α è l’angolo medio di
elevazione dell’orizzonte topografico (Marks e Dozier, 1979):
Fig.
4: il suolo di una località con orizzonte libero disperde più calore e
quindi si raffredda maggiormente.
Nella determinazione dell’orizzonte topografico va
tenuta in considerazione anche la presenza di vegetazione che circonda il bacino
(Litschauer, 1962), specie in caso di conche molto piccole.
3. Caratteristiche del suolo (copertura nevosa, rocce, erba, vegetazione, vuoti
e cavità) → differente capacità radiativa
Lo
stesso colore chiaro del terreno, pensiamo ad esempio alle rocce (quando non
c’è neve), favorisce il raffreddamento.
Tipo
di sottosuolo: un sottosuolo carsico, oltre che aver favorito la formazione di
altopiani, depressioni e doline, potrebbe avere un ruolo nell’intensificazione
dell’irraggiamento notturno. Da alcune misure preliminari di radiazione
terrestre notturna ad onda lunga, effettuate nella Grünloch, è emerso che la
perdita di calore maggiore avviene poco dopo il tramonto, per continuare poi
tutta la notte con intensità minore (Eisenbach, 2002). Questo potrebbe
giustificare i forti raffreddamenti serali che caratterizzano le zone carsiche
montane, ma tale ruolo rimane tuttora un’ipotesi e soprattutto deve essere
ancora spiegato.
La
presenza di molti alberi nella zona limita leggermente il raffreddamento, specie
se non coperti da neve (alberi non ricoperti da neve presentano una temperatura
superficiale maggiore e quindi rilasciano calore che contrasta, leggermente, il
raffreddamento della zona). Inoltre l’assenza di vegetazione favorisce, in
caso di suolo innevato, un elevato albedo.
4. Altitudine elevata:
Un
altro importante fattore è naturalmente costituito dall’altitudine, visto che
normalmente la temperatura diminuisce di 6.5°C ogni 1000 m (atmosfera standard)
anche se nel periodo invernale tale gradiente risulta spesso
inferiore a questo valore o assume addirittura valori negativi
(inversione termica).
Tuttavia
in una massa d’aria fredda in movimento si riscontra quasi sempre, nella
libera atmosfera, un gradiente anche superiore a quello indicato, talvolta
vicino a quello adiabatico secco (9,8°C ogni 1000 m). Ne consegue che una
località, più in alto si trova, più bassa è la temperatura dell’aria che
la avvolge quando la massa d’aria fredda la raggiunge.
D’altro
canto il fattore poc’anzi analizzato, cioè la morfologia del sito, presuppone
la presenza di fondovalle, conche o altopiani che difficilmente si trovano alle
quote più alte di un’area montuosa, anzi, spesso si individuano a quote
medio-basse.
Condizioni
ideali per un’accoppiata vincente “altitudine-morfologia” si possono
individuare in vallate o conche con fondovalle“alti”, tali da intrappolare
sul loro fondo una massa d’aria già molto fredda in partenza. Tali condizioni
si potrebbero in teoria riscontrare più facilmente sulle Alpi
centro-occidentali italiane e su quelle Svizzere, caratterizzate da un
altitudine media superiore a quella delle Alpi orientali e dell’Austria. Nelle
prime non sono infrequenti montagne alte più di 4000 m e vallate profonde con
fondovalle ad altitudini di 1800-2000 m, nonché altopiani con quote superiori a
2500 m. Tuttavia la mancanza di un diffuso carsismo sulle Alpi occidentali
italiane e su quelle svizzere rende estremamente difficile la presenza di
depressioni, per cui i particolarissimi microclimi delle doline risultano in
quelle zone molto rari.
Sembra
esserci tuttavia un limite altitudinale oltre il quale l’accentuazione del
raffreddamento (al fine di raggiungere valori termici estremi) dovuto alla
combinazione “altitudine-morfologia” tende ad attenuarsi, poiché salendo di
quota la densità dell’aria e la pressione cui è sottoposta diminuiscono,
facilitando quindi un eventuale processo di rimescolamento. Supponendo due valli
morfologicamente identiche, ma con altitudine dei fondovalle ben diversa, a
parità di temperatura l’aria della valle più bassa risulterà più densa e
sarà sottoposta ad una pressione superiore a quella della valle più alta e
dunque sarà più ristagnante e difficilmente rimescolabile, favorendo un
effetto di persistenza e di accumulo. Inoltre i venti moderati o forti che
spirano con una certa frequenza in alta quota tendono ad influenzare
maggiormente la valle alta, dove quindi l’erosione del ristagno freddo è più
probabile rispetto alla valle bassa.
Evidentemente
esiste anche un limite altitudinale inferiore, dovuto al fatto che scendendo di
quota la massa d’aria non può assumere temperature “di partenza”
sufficientemente basse.
Normalmente
le migliori combinazioni “altitudine-morfologia”, cioè quelle dove si
possono toccare punte di freddo inferiori a -25°C, si hanno, almeno sulle Alpi,
nella fascia altimetrica 1000-2500 m. Salendo di quota, comunque, se da un lato
la minore densità dell'aria potrebbe favorire un rimescolamento ad opera del
vento, dall'altro c'è da dire che un ruolo determinante viene assunto
dall’accentuazione del rilascio radiativo notturno per la maggiore rarefazione
dell’atmosfera, indotta dall’altitudine (Write, 2002).
Durante
un'irruzione di aria fredda il gradiente termico verticale della massa d'aria è
vicino all'adiabatico-secco (0.98°C/100 m) per cui una zona raggiunta dall'aria
fredda assume inizialmente la temperatura che ha la massa d'aria a
quell'altitudine. Successivamente inizia la "fabbricazione" sul posto
del freddo da parte della sinkhole, che può portare abbassamenti termici che
vanno, nel periodo invernale, dai 15 ai 30°C, rispetto alla temperatura di
partenza.
Minore
densità dell'aria in alta quota: favorisce l'erosione del lago di aria fredda
da parte dell’eventuale ventilazione ma accentua la perdita notturna di calore
per irraggiamento.
5. Latitudine: masse d’aria più
fredda, ridotta insolazione invernale
6.
Venti: situazione ideale:
venti inferiore a 5 m/s a 700 e a 850 hPa
7. Umidità dell’aria: la scarsissima presenza di vapore d'acqua nell'aria, anche in alto, non solo vicino al suolo, rappresenta un filtro in meno per la radiazione ad onda lunga emessa dal suolo: umidità relativa inferiore al 30% a 700 hPa e al 60% a 500-300 hPa.
Si ringraziano:
• dr.
Andrea Pitacco per la fornitura dei dati e per i concetti di base sulla
radiazione, sulla radiometria e sugli scambi radiativi terra-sole,
• il
Centro Valanghe di Arabba per i dati del Monte Lisser,
• il
Centro Meteorologico di Teolo per i dati di Marcesina,
• Urbano
Caregnato, gestore del Rifugio Marcesina, che nel primo anno di monitoraggio
manuale sperimentale ha eseguito giornalmente le misure di temperatura con un
termometro a mercurio a minima e massima fornito da ARPA Veneto.
Riferimenti
Pospichal, B., S. Eisenbach,
C. D. Whiteman, R. Steinacker, and M. Dorninger, 2003: Observations of the cold
air outflow from a basin cold pool through a low pass. Extended Abstracts,
Int. Conf. on Alpine Meteorology and MAP-Meeting, Brig, Switzerland,
MeteoSwiss, Publication 66, 153–156. [Available from MeteoSwiss, Kra¨hbu¨lstrasse 58,
Postfach 514, CH-8044, Zurich, Switzerland.]
C. D. WHITEMAN, T. HAIDEN, B. POSPICHAL, S.
EISENBACH, AND R. STEINACKER, 2004: Minimum
Temperatures, Diurnal Temperature Ranges, and Temperature Inversions in
Limestone Sinkholes of Different Sizes and Shapes. J. A P P L.
M E T E O R. 43, 1224-1236
Marks, D., and J. Dozier, 1979: A clear-sky
longwave radiation model for remote alpine areas. Arch. Meteor. Geophys.
Bioklimatol.,B27, 159–187.
Si distinguono varie forme
di dolina: le più comuni sono le forme a imbuto/ciotola/piatto →
diametro>profondità
origine carsica (erosione/crollo) e glacio-carsica
(tipica dell’alta montagna, modellamento ereditato dall’ultima era glaciale)
altre tipiche forme carsiche:
valle
composta(uvala): fusione
doline ad imbuto, no corsi d’acqua
valle
di crollo: originata da grotte crollate, ampliata
dall’erosione
polje:
valle di crollo molto grande, di antica origine,
soggetta ad allagamenti
valle
coperta: dolina profonda e stretta nascosta dalla
vegetazione
valli
cieche, valli asciutte, valli di
risorgiva
stagni
carsici e laghi effimeri (a scomparsa):
inghiottitoi/risorgive
Morfologia e geometria delle doline
monitorate
Oltre
allo sky-view factor, i parametri
fisici delle doline sono:
la forma a conca/depressione chiusa: l’aria
non fuoriesce →(fondamentale!) → conica, cilindrica, a ciotola/piatto, imbuto.
l’ampiezza (diametro, perimetro)
→ diametro: da qualche decina di
metri a qualche km. per le maggiori depressioni (Pian Cansiglio, Alpe Nana).
- “doline di doline”, in una depressione più ampia (Valmenera)
- sistema di doline, altipiano carsico (Pale S.Martino).
il fondo:piatto,regolare,articolato,sconnesso,detriti,inghiottitoi
il suolo: roccioso, prativo,
boscoso → inversione
vegetazionale
la profondità
(outflow depth)
Si misura dal punto più basso della dolina sino alla c.d. sella di outflow, punto più basso della circonferenza/perimetro
superiore e punto di “tracimazione dell’aria fredda”.
Outflow depth doline monitorate: da
8-10 (profondità min. per buone performance) fino a 150 metri e oltre;
profondità eccessiva = peggiore sky view factor →
minor capacità di raffreddamento per irraggiamento.
il volume:
(lago d’aria fredda): da poche migliaia fino a decine di milioni di m3; si
misura anche il volume dell’intero bacino di raccolta dell’aria fredda →
se la dolina è in basso, alla confluenza dei flussi d’aria di un bacino
soprastante si accentua l’accumulo dell’aria fredda →
minime assolute notevoli.
la presenza/distanza dai pendii
(brezze di versante).
Pendio=riparo
dai venti sinottici di macro-scala, tuttavia il fondo di una dolina (punto di
monitoraggio T °C) se sovrastato da versanti molto ripidi può essere
interessato da venti notturni c.d. catabatici o brezze che ostacolano
l’inversione termica della dolina disturbando l’abbassamento notturno della
temperatura (rimescolamento dell’aria).
Tipologie (forme) delle doline (frost
hollows) e siti freddi monitorati nel progetto Doline Trivenete.
-
conche, cavità, voragini, “buchi”, avvallamenti, fondovalle
- altipiani lievemente depressi (M.Millegrobbe, Campo Rossignolo)
-
doline carsiche classiche (Prà Campofilone, Busa della Candaglia)
- sistemi di doline (altopiano Pale S.Martino) e doline di doline (Valmenera)
- doline soggette alla comparsa di laghi effimeri (laghi di Andalo e Doberdò)
- doline di cresta o sommitali (Rif. Lancia, Cornetti Portule)
- circhi glaciali e depressioni glacio-carsiche (Conca Prevala, Pozza
Tram.)
Immagini dalle doline monitorate nell’ambito del Progetto
Busa di Manna m.2546
– dolina in altopiano glacio-carsico
Dati tecnici dolina e lago di aria fredda:
altitudine fondo: 2546 m - altitudine sella di outflow: 2579 m - profondità
massima (outflow depth): 33 m - area del lago: 14,9 hm² - perimetro del lago:
1831 m - volume del lago: 1.900.000 m³ - sky-view factor: 0,91 - elevazione
media orizzonte: 17.4°. Record: -47,0 °C.
Le doline delle
Dolomiti di Brenta
Malga Spora (m. 1835) – depressione glacio carsica
Dati tecnici dolina e lago di aria fredda: altitudine fondo: 1834,5 m -altitudine sella di outflow: 1.877 m - profondità max. (outflow depth): 42,5 mt. - perimetro 2.120 mt. - superficie 240.000 m2 - volume lago d'aria 8.500.000 m3. Record: -38,3 °C.
inghiottitoio
(26.6.10)
Pozza Tramontana (o Busa Tremenda m 2097) glacio-carsica
Dati tecnici dolina e lago di aria fredda: altitudine fondo:2097,4 mt; altitudine sella di outflow:2219,2; profondità massima:121,8 mt; area del lago: 502.270 mq; perimetro:3.002 mt; volume:30.084.148 mc; record: -40,2 °C
Alpe Nana (m. 2062) – dolina in altopiano carso-glaciale
Dati tecnici dolina e lago di aria fredda: alt.fondo: 2061.9 m
– alt.sella outflow: 2096.3 m. -altezza
sensore dal suolo 4,5 m - profondità max: 34.4 m - area lago: 37,1 hm² -
perimetro lago: 2.500 m - volume del lago: 4.675.867 m³ - sky-view factor:
0,942 – elev. media orizzonte: 13.9° - record
-41,9 °C
La forma e la collocazione della
dolina perfetta
Sono
in corso studi e ricerche della depressione ideale (punte minime rilevanti +
estremizzazione dell’inversione termica):
- deve essere ampia, suff. profonda, non soggetta a brezze, sottosuolo carsico,
orizzonte molto basso, protetta dai venti sinottici, alimentata da altra aria
fredda, in quota (oltre i 1.500 mt.), bilanci radiativi fortemente negativi →
si deve creare un sistema chiuso.
Siti
molto noti in Europa (Alpi):
Frontiere della ricerca delle doline.
“E'
logico che fa più freddo laggiù”…tuttavia suscitano interesse:
climatologia (micro): T. notturne
anche 30°C più basse della libera atmosfera a parità di quota, inversioni
termiche notturne strabilianti, con T °C sul fondo 20-30°C più bassi rispetto
alla T°C della sella di out flow, gradiente termico verticale anche oltre 1°C/mt,
oscillazioni della T°C con aumenti fino a 25°C in un'ora e 20°C in 15’,
escursioni giornaliere fino a 40-45°C →
sono alcuni tra gli aspetti più rilevanti di questi microclimi che meritano un
approfondimento…
geologia, botanica e bio-chimica
(carsismo, permafrost, vegetazione e botanica, aspetti chimici e
microbiologici).
Altre caratteristiche fisiche e
morfologiche determinanti:
Caratteristiche del suolo (copertura
nevosa, rocce, erba, vegetazione, vuoti e cavità) →
differente capacità radiativa
suolo innevato (30 cm di neve polverosa, isolante termico), vegetazione
scarsa o assente, preferibilmente roccioso e sottosuolo di tipo carsico, che
oltre a favorire la formazione di doline e le depressioni, presenta un'alta
conducibilità termica ed una bassa capacità termica, scambi radiativi
(termici) fra la superficie del terreno ed il substrato.
Altitudine elevata: infatti, la
"fabbricazione" sul posto del freddo da parte della sinkhole, può
portare abbassamenti termici che vanno, nel periodo invernale, dai 15 ai 30°C,
rispetto alla temperatura di partenza. Inoltre la minore densità dell'aria in
alta quota pur favorendo l'erosione del lago di aria fredda da parte
dell’eventuale ventilazione ne accentua la perdita notturna di calore per
irraggiamento.
Latitudine: più elevata è la
latitudine e più le masse d’aria sono fredde ed inoltre la dolina beneficia
di una ridotta insolazione invernale.
nella foto: dolina di Mrzla Komna (Slovenia)
- record – 49 °C
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