Il clima locale
Climatologia e Biometeorologia delle aree urbane
Giovanni Latini, Giorgio Passerini

La caratterizzazione meteoclimatica di un ambiente urbano può presentare notevoli difficoltà in funzione delle complessità naturali dovute al dispiegarsi del tessuto urbano in una zona collinare o montuosa oppure costiera; a ciò si aggiunge la complessità propria della configurazione topografica dell'ambiente urbano, comprensiva di strade fiancheggiate da edifici, piazze in cui confluiscono più strade, aree verdi ed aree attraversate da flussi di traffico consistenti accanto a zone con traffico diffuso. Le città sono inoltre sorgenti antropogeniche di calore e inquinamento, come dimostrano diversi studi che hanno attribuito all’urbanizzazione cambiamenti radicali nelle caratteristiche radiative, termodinamiche e aerodinamiche della superficie rispetto a quelle delle zone rurali circostanti. In particolare risultano modificati parametri meteoclimatici quali: temperatura superficiale, umidità, precipitazioni, nebbia, qualità dell’aria, altezza dello strato di rimescolamento, profilo di vento. È dimostrato inoltre che le pareti degli edifici e le superfici stradali, funzionando come elementi riflettenti la radiazione solare, determinano il rimbalzo della componente radiativa e l’accentuazione degli effetti complessivi sulle pareti stesse, sul terreno e sul volume d’aria interposto. Alla formazione e permanenza di tale massa d’aria stabile intermedia (definibile “trappola termica”) contribuiscono le condizioni di scarsa ventilazione prodotte dagli ostacoli dell’edificato che tendono a trasformarla in un vero e proprio cuscino di aria ferma e surriscaldata promotrice di condizioni favorevoli all’inquinamento (ozono fotochimico, smog, etc.) e al disagio estivo. Il meccanismo della “trappola termica” esalta infatti le proprietà del tessuto urbano di immagazzinare calore in misura maggiore rispetto al territorio non edificato, con modalità e dimensioni che dipendono dai diversi usi del suolo, dai materiali presenti e dalla geometria del costruito. Analizzando il fenomeno, è possibile scomporlo in due fasi temporali separate: una diurna, in cui l’insieme urbano (the building-air-ground volume) capta la radiazione solare e la immagazzina sotto forma di calore negli elementi / materiali componenti; una notturna, in cui viene restituito all’ambiente parte del calore accumulato. Per cui a parità di radiazione solare le zone a maggiore densità costruttiva immagazzinano di giorno maggiori percentuali di calore a cui corrispondono maggiori rilasci termici notturni. Più precisamente a parità di flussi radiativi un’area urbana centrale densamente costruita evidenzia una capacità di accumulo diurno e successivo rilascio notturno pari a circa 1,5 volte quella di un’area rurale libera da edifici. Si tratta ovviamente di un indicatore che va declinato in funzione della natura dei materiali, della geometria del costruito, della morfologia vegetale, etc. senza trascurare le dimensioni verticali degli edifici e quindi anche l’estensione della superficie verticale captante e le dimensioni della massa per l’accumulo termico. Va tenuto inoltre presente che, nelle situazioni in cui la velocità del vento non supera i 25 Km/h e quindi non riesce a disperdere il velo d’inquinamento presente nelle aree urbane, quest’ultimo modifica il bilancio radiativo schermando l’insolazione durante il giorno e riemettendo la radiazione terrestre durante la notte. Gli studi condotti sull’interazione tra i campi di vento e la complessa struttura delle città si sono concentrati soprattutto su due tipologie topografiche urbane: il “canyon urbano” (Street Canyon) definito come la strada costeggiata ai lati da edifici, e l'incrocio cioè uno slargo ampio in cui confluisce e si distribuisce il traffico proveniente da più strade. Molti di questi studi sono riusciti ad evidenziare alcune regolarità dell'interazione tra campo anemologico indisturbato e la microtopografia e, schematizzato tali regolarità, hanno definito parametri fenomenologici dipendenti dalla situazione esaminata. Innanzitutto è stato verificato che, dato il maggior attrito con le superfici, nelle grandi città la velocità del vento è di circa il 25% inferiore rispetto alle aree rurali, con riduzioni che si accentuano in situazioni di vento forte. La presenza di un edificio o di un gruppo di edifici, oltre a determinare interazioni tra superficie ed atmosfera nel campo della temperatura e dell'umidità, ha infatti un impatto di tipo aerodinamico soprattutto nelle situazioni a ventilazione sostenuta, in cui la superficie discontinua delle aree costruite accresce la turbolenza ed i vortici ed i volumi più consistenti determinano effetti d'incanalamento.
L’edificio costituisce quindi un vero e proprio ostacolo che le correnti possono superare o aggirare, con modalità di moto turbolento o laminare, in funzione dell’interazione tra le proprietà del flusso e le caratteristiche dell’edificio. Si tratta dunque di fenomeno caratterizzato dalla velocità delle correnti e dalla stabilità dell'aria nello strato più prossimo alla superficie, ma anche dalla forma dell'ostacolo (secondo una sezione perpendicolare alle correnti) e dalla sua altezza. Se il flusso d'aria supera l’ostacolo scavalcandolo, la brusca discontinuità dell'orientamento della superficie provoca la formazione di vortici ad asse orizzontale, sopravento e sottovento all'ostacolo. In altri casi (forte stabilità e non eccessiva velocità della corrente) la corrente d'aria che incontra l'ostacolo viene "divisa" dall'edificio: le correnti, oltrepassandolo, si rinforzano sui suoi fianchi. In questo caso, sottovento all'ostacolo, si possono formare vortici ad asse verticale, una sorta di “scia” dell’edificio nel fluido in movimento. La stabilità dell'aria nello strato superficiale è in genere maggiore di notte per cui, a parità di altre condizioni, questo fenomeno tende a verificarsi nelle situazioni notturne. Tecnicamente il flusso d’aria attorno ad un ostacolo isolato è noto come isolated roughness flow, ed è caratterizzato dalle seguenti strutture:
- il “bolster eddy vortex”, localizzato a monte dell’edificio, dovuto all’impatto del flusso d’aria sulla faccia sopra vento;
- il “lee eddy vortex” nella cavità a valle dell’edificio, indotto dalla separazione del flusso in corrispondenza degli spigoli dell’edificio stesso;
- il “building wake”, localizzato a valle dell’edificio e caratterizzata da un aumento locale del livello di turbolenza ed una diminuzione di velocità rispetto al flusso medio;
- lo street canyon, definibile come l’unità geometrica base della rete viaria in ambito urbano.
È definito da tre parametri principali:
- l'altezza principale delle costruzioni nel canyon, H;
- la larghezza del canyon, W;
- la lunghezza del canyon, L.
Dati i tre parametri (H, W, L) la descrizione geometrica del canyon è limitata a tre semplici misure: il rapporto H/W, il rapporto L/H e la densità della costruzione J=Ar/Al, dove Ar è l'area approssimativa piana della copertura edificata e Al è l'area del terreno occupata per ogni edificio. La caratteristica fondamentale di un canyon urbano è quella di favorire, in determinate condizioni, l’instaurarsi di una circolazione d’aria di tipo fortemente locale, costituita da un vortice elicoidale con asse parallelo all’asse longitudinale del canyon. In tali condizioni, il tipo di circolazione locale che si è instaurata, parzialmente isolata dall’ambiente circostante, può limitare il trasporto verso l’esterno degli inquinanti, limitando il processo dispersivo. I “canyon urbani” catturano una maggiore quantità di radiazione solare, intrappolata dalla numerose riflessioni multiple che i raggi solari subiscono da parte delle pareti dei palazzi e del fondo stradale. L'intrappolamento della radiazione solare e infrarossa è tanto maggiore, quanto più gli edifici sono alti rispetto alla larghezza della via.
Più estesa è l’area urbana, maggiori saranno gli effetti sul clima locale. Nasce quindi il clima della città, le cui modificazioni meteorologiche sono, in maggior parte, confinate in uno strato di atmosfera chiamato Urban Boundary Layer (UBL). In condizioni di calma atmosferica in tale strato si avrà una situazione urbana circoscritta con umidità inferiore ma temperatura superiore alle aree circostanti; si svilupperà una brezza locale diretta dalla periferia verso il centro, con l’aumento degli inquinanti in direzione dell’abitato. In caso di precipitazioni, esse saranno più frequenti e violente a causa dell’aumento dei nuclei di condensazione nell’aria e dell’attrazione provocata dalla differenza di pressione atmosferica. A mitigare le differenze tra meteorologia urbana e quella agricola circostante intervengono, durante le ore diurne, i più elevati valori di ventosità e turbolenza dell'aria, cui consegue il rimescolamento della massa atmosferica a scala sufficientemente ampia. Facendo il grafico delle isoterme in una mappa superficiale di una città si ottiene proprio un’isola, di qui il termine “isola di calore” (heat island). L’aumento di temperatura dell’isola di calore è “modulato” anche dal vento medio presente sulla zona, dalla copertura nuvolosa del cielo e dalle precipitazioni. Si registra un aumento della velocità del vento al di sopra della città durante la notte, probabilmente dovuto al locale gradiente orizzontale di temperatura urbana, con un locale aumento del rimescolamento e della turbolenza. Per quanto sopra, la differenza fra la massima temperatura urbana rilevata e la minima temperatura rurale, è definita come “intensità urbana dell'isola di calore”. Sono stati effettuati vari studi sull'intensità dell'isola di calore per molte città.

CITTA’         Incremento di temperatura
Shanghai        6,5°C
Tokyo            3,0°C
Mosca           3 – 3,5°C
New York     2,9°C
30 città USA 1,1°C

CITTA’ Intensità dell’isola di calore
Malmo              7 K
Kualan Lumpur 6 – 7 K
Calcutta            6,5 K
New Delhi        6 K
Madras             4 K
Goteborg          3,5 – 6 K
Atene                2 – 15 K

Poiché la differenza di radiazione netta di onda corta tra città e campagna circostante é in genere quantitativamente trascurabile, essendo il minore flusso in arrivo sulla superficie urbana compensato dal valore più basso della sua albedo, la spiegazione del diverso comportamento della temperatura pare addebitabile sostanzialmente alla diversità nella gamma delle onde lunghe tra il bilancio radiativo dei nuclei urbani e quello delle zone rurali. Anche perché la radiazione di onda lunga è sensibilmente più influenzata dall'ambiente urbano sia per l’effetto dell'inquinamento da aerosol sia per il maggiore valore di temperatura che caratterizza le superfici urbane rispetto a quelle agricole circostanti. Il fenomeno della “isola di calore” è reso ancora più intenso dall’estensione ridotta di superfici evaporanti, come specchi d'acqua, prati ed alberi. Le piante infatti sono in grado di assorbire energia solare (in particolare la radiazione visibile, la più calda) che, attraverso il processo fotosintetico, trasformano in energia biochimica. Gli effetti microclimatici dovuti alla evapotraspirazione sono riscontrabili soprattutto in aree esposte all’incidenza di una forte radiazione solare ma poco ventilate. Particolarmente efficace è l'effetto refrigerante degli alberi che sottraggono calore all'ambiente sia mediante le foglie che attraverso l'ombra proiettata al suolo. Relativamente ridotto in presenza di singoli alberi, l’effetto diventa decisamente sensibile in caso di ampie zone verdi: molti autori concordano nell’individuare una differenza di temperatura dell’aria di 2-4°C fra gli spazi interclusi in grandi aree verdi (dell’ordine di 50 ha) e quelli dell’ambiente costruito immediatamente circostante. Da tali premesse deriva che l’uso del verde urbano può essere proficuamente gestito come sistema passivo, da integrare opportunamente agli edifici, per migliorarne il microclima estivo e la qualità dell’aria.
Oltre alle interessanti implicazioni in fase progettuale, la conoscenza del comportamento climatico e biometeorologico di un insediamento urbano fornisce indispensabili strumenti per valutare sia l'andamento spazio / temporale della concentrazione che le possibili conseguenze del rilascio di inquinanti aeriformi nell'area circostante la sorgente. Per verificare il rispetto dei limiti di legge e, più in generale, per valutare gli effetti a lungo termine delle emissioni inquinanti di routine, occorre infatti valutare le concentrazioni medie "climatologiche" sul territorio circostante la sorgente attraverso una completa caratterizzazione della meteorologia nella zona di interesse.