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.

In fig. 3 sono rappresentati gli andamenti della temperatura misurata ogni 30 minuti nei giorni 29 e 30 dicembre 2005 da due stazioni meteorologiche delle Prealpi vicentine, poste ad altitudini simili ma in posizioni morfologicamente diverse: Piana di Marcesina (1310 m), in posizione di conca-altopiano e Monte Lisser (1428 m) in posizione di colle, distanti fra loro solo 4 km.


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:

  1. Morfologia del sito

  2. Porzione di cielo visibile (Sky-view factor)

  3. Caratteristiche del suolo e tipo di sottosuolo

  4. Altitudine

  5. Latitudine

  6. Venti

  7. 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):

- > 0.95 eccellente (Valmenera, 0.951)
- 0.90-0.95 buono (Lago di Fosses, Erera-Brendol, Busa Vette, Campoluzzo, Busa Manna
- 0.80-0.90 discreto (Segala, Val Longa, Busa Q2469)
- 0.70-0.80 scarso (Lech Dlacè, 0.786)
- < 0.70 pessimo


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.

Litschauer, D., 1962: Untersuchung der Entwicklung von Kaltluftseen in Dolinen- und Beckenlagen (Investigation of the development of cool air pools in sinkholes and basins). Ph.D. dissertation, University of Vienna, 129 pp.

Morfologia delle doline - Forme di dolina carsica

 

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):

(Funtensee DE, m. 1601 -46°C)                                        (Glattalp CH, m. 1850  -52°C)

 

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).

fisica dell’atmosfera: monitoraggio di uno strato spesso di aria molto stabile e i fenomeni che ne accompagnano la formazione e il mantenimento i processi dinamici (inflow, outflow, onde di gravità, i processi turbolenti e gli scambi radiativi) per future campagne di monitoraggio intensivo: strum. complessa e resistente.

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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