Il clima di Senigallia è particolarmente condizionato dai venti essenzialmente per la presenza di due elementi determinanti: il mare Adriatico e la catena Appenninica.

Il mare è l'attivatore del meccanismo dei venti in regime di brezza e condiziona sensibilmente le condizioni climatiche estive, mitigando le temperature ed evitando eccessi di caldo grazie alla continua ventilazione di brezza. (per approfondimenti clicca qui)

La catena Appenninica svolge diversi ruoli. In presenza di venti da SW (Garbino), il vento per la presenza della catena montuosa diventa di caduta (vento catabatico), in questo modo l'aria subisce una compressione che provoca per termodinamica un deciso aumento della temperatura e una drastica riduzione dell'umidità; E' proprio con la presenza del Garbino che si raggiungono a Senigallia, così come nelle città limitrofe, i massimi valori di temperatura estiva. Proprio per questo tale vento in gergo viene definito "Drago".

Un aspetto meno conosciuto legato alla presenza della catena appenninica è l'effetto CAD (Cold Air Damming). Questo particolare e curioso effetto microclimatico interessa, in Italia, la zona compresa tra Rimini e Falconara e contrariamente al Garbino è un vento decisamente freddo che può favorire la neve fin sulla costa. Andiamo ad analizzare i dettagli.

Contrariamente a quanto si pensi il vento di bora non è per le Marche il vento più freddo e associabile alla neve anche per la costa. Non può esserlo essenzialmente per due motivi: la bora analogamente al garbino è un vento catabatico di caduta: l'aria gelida di origine balcanica o russa incontrando le Alpi Dinariche è costretta dapprima a salire e successivamente a scendere diventando un vento di caduta. Così, per esempio, un'aria che ha in origine una temperatura di -10 °C a 925 hPa (circa 700 m s.l.m.) prima di impattare sulle Alpi dinariche diventa di +1°C alla stessa quota dopo averle superate e subito la compressione. In aggiunta l'aria dovrà attraversare il mare Adriatico, una superficie relativamente calda, con temperatura che in inverno si aggira sui 10-11 °C acquisendo quindi ulteriore calore fin quando raggiunge le nostre coste adriatiche. Per queste ragioni ecco che con un'irruzione fredda, correnti tese da est ed un'isoterma di -5 °C a 850 hPa (circa 1500 m) non può nevicare a bassa quota ma solo a quote superiori ai 300-400 m: non è sorprendende in questo caso registrare temperature di +4,+6 °C sulla costa. Affichè nevichi anche sulla costa con correnti al suolo da NE-E occorre che l'isoterma a 850 hPa sia almeno di -10 °C a meno che non intervenga l'effetto CAD.

Il CAD è un fenomeno su mesoscala (circa 200 km di estensione) per il quale l'aria fredda è intrappolata nei bassi strati in genere ad est di una catena montuosa (emisfero nord).

Elementi che possono generare il Cold Air Damming:

- Presenza di una catena montuosa

- Correnti da EST deboli o al limite moderate

- Precipitazioni

- Raffreddamento adiabatico

- Avvezione fredda

Nella figura sottostante sono indicate le località nelle quali si può verificare il Cold Air Damming: nella maggior parte dei casi tali aree hanno una catena montuosa posta ad ovest di un territorio a quota pianeggiante o collinare, analogamente a quanto accade per bassa Romagna e nord Marche. Come si può notare si tratta di un fenomeno che interessa solo 9 aeree nell'intero globo.

Il meccanismo:

Nell'immagine qui a fianco si può osservare la formazione di uno strato freddo (in genere provocato dalle precipitazioni) in prossimità della catena Appenninica che si espande verso la costa e che provoca una sostanziale modifica del profilo orizzontale del vento nei bassi strati, inizialmente proveniente da E-NE ma poi ruotato per induzione orografica a NW. Il raffreddamento e rotazione dei venti da NE a NW coinvolge in primo luogo le aree limitrofe la barriera appenninica ma può propogarsi progressivamente verso la costa e talvolta superarla di qualche km nel giro di qualche ora. Con l'arrivo del CAD si nota dunque una drastica riduzione della temperatura (fino a 6 °C), la rotazione dei venti al suolo da NE a NW e possibile passaggio da pioggia a neve anche per la costa.

I meccanismi che portano alla strutturazione del CAD nei bassi strati troposferici sono di tipo essenzialmente termo-dinamico: la presenza di precipitazioni in atto sui rilievi tende a raffreddare gli strati troposferici più bassi (raffreddamento che sarà tanto maggiore quanto minore sarà l'umidità relativa, quindi porre attenzione al dew-point), quindi la massa d'aria diventa più pesante e provoca una decelerazione del flusso orientale a mano a mano che ci si avvicina al rilievo (i venti incontrano una sorta di barriera invisibile dovuta ad aria più fredda e densa).
Ma se il flusso decelera diminuisce anche la forza di Coriolis, essendo essa proporzionale all'intensità del vento.
Si ha quindi uno sbilanciamento tra la forza di Coriolis e quella di gradiente a vantaggio di quest'ultima, pertanto la corrente viene deviata verso la propria sinistra (nel caso appenninico avremo che il flusso, inizialmente orientale, ruota da nord).
Ma aria più fredda e densa, unita all'iniziale accumulo di massa d'aria che spinge contro i rilievi, implica anche un aumento della pressione in loco, dando origine alla formazione di un promontorio anticiclonico a mesoscala proprio nelle adiacenze della catena montuosa, e la presenza di una piccola alta pressione, determina, in associazione ad un incremento del gradiente barico, una ulteriore spinta alla rotazione delle correnti addirittura da NW o da WNW.

Insomma le due componenti (accumulo di aria fredda nei bassi strati e formazione di una mesoalta pressione), contribuiscono a far ruotare i venti fino a provenire da WNW.
Questo flusso, col passare del tempo, si estende sempre più lontano dai rilievi, pochè l'aria originata dal CAD è più fredda rispetto a quella presente su costa ed entroterra, per cui avanza comportandosi come un mesofronte freddo.
Se le correnti sinottiche sono deboli, il flusso appenninico arriva fino alla costa dopo qualche ora, specie laddove essa sia più vicina all'Appennino.

Condizione necessaria affinchè il CAD si verifichi è che le correnti sinottiche alle quali è associato il vento da NE non siano troppo forti: diversamente il CAD può non verificarsi oppure può verificarsi ma interessare solo le zone dell'immediato entroterra.

Difficoltà di previsione del CAD

I modelli di previsione oggi disponibli hanno difficoltà nell'analizzare e prevedere questo fenomeno microclimatico perchè il CAD si verifica in prossimità del suolo con l'aria fredda confinata nei bassi strati (a volte solo il primo km) e molto spesso è più fredda del suolo. La risoluzione dei modelli al suolo benchè fosse migliore rispetto a quella delle quote superiori non è comunque sufficiente per analizzare con precisione la profondità e la forza dell'aria fredda. In aggiunta il modello del terreno non è sufficientemente accurato.

Per questo motivo non è così insolito vedere dei grossolani errori nella previsione delle temperature in presenza di CAD: nel caso di Senigallia si può prevedere una temperatura di +6 °C con vento di NE ma che in realtà per la presenza del CAD è di +2 °C con vento da WNW-NW.

Analisi di casi reali:

Nelle due immagini sottostanti è ben visibile l'effetto CAD, attivato alle 22 circa per rotazione del vento da N a W-NW. Si nota un calo termico di circa 3 °C in un'ora, al momento non erano presenti altre forzanti capaci di influenzare le variazioni di temperatura (come per esempio le precipitazioni). I dati sono stati registrati dalla nostra stazione meteo di Senigallia.

Daniele O. - meteosenigallia.it