INTERPRETAZIONE DEI RADIOSONDAGGI

a cura di Gobbi Alberto e Pierluigi Randi di Meteoromagna

In linea di principio l'esame dei radiosondaggi nella parte in cui sono riportati i vari indici termodinamici deve rappresentare un aiuto per il previsore che deve sempre avvalersi in primo luogo dell'analisi sinottica ai vari livelli isobarici, tenere nel dovuto conto l'orografia del luogo di destinazione della previsione e conoscere il clima della zona d'interesse. E' inoltre opportuno tener presente che la maggior parte di tali indici sono stati coniati negli States a loro uso e consumo e come sempre accade in questi casi avranno la massima attendibilità nel luogo d'origine.

Gli indici termodinamici indicano la predisposizione in atmosfera all'innesco di fenomeni temporaleschi, che tuttavia non è detto debbano per forza svilupparsi se manca la spinta iniziale (frontale, orografica o per forte riscaldamento dal basso) od in particolari condizioni dinamiche: ad esempio in Romagna con fohn appenninico si possono avere indici favorevoli, ma ovviamente nulla succede a causa della catabasi indotta dalle correnti discendenti, venendo a mancare la spinta iniziale. Va da sè che i fenomeni temporaleschi, se non sono a vasta scala, possono insorgere o meno in base a molti fattori locali, difficilmente desumibili dai radiosondaggi, e massima attenzione deve essere posta alla curvatura (ciclonica o anticiclonica) delle correnti a 500 hPa prescindendo da qualunque indice termodinamico.

Lo stesso discorso vale per l'eventualità inversa: si possono avere temporali con indici sfavorevoli se una massa d'aria deve risalire una catena montuosa (stau) oppure in caso di passaggi di fronti caldi con aria pseudoinstabile (in tal caso gli indici saranno al massimo poco favorevoli); anche uno status che vede aria secca e poco calda nei bassi strati ma con forte getto in quota (divergenza) può innescare lo sviluppo di Cb. Comunque i fattori principali sono legati al microclima di ogni regione; una buona norma è quella di archiviare i radiosondaggi quando si verificano temporali e costruirsi una serie storica molto utile per ricavare dati statistici.

Lo sviluppo di supercelle prescinde spesso dall'effettivo valore degli indici termodinamici che non considerano il wind shear, cioè la variazione in direzione e velocità del vento tra bassa ed alta troposfera che riveste un ruolo fondamentale. CAPE, LI, TT, K, U e SI sono infatti desunti dai gradienti termoigrometrici verticali tra i vari piani isobarici ma risultano utili per sapere se l'atmosfera è predisposta o meno allo sviluppo di attività temporalesca. Invece SWEAT, BRN e SREH tengono conto anche del wind shear e quindi rivestono maggior importanza nella previsione di supercelle e tornado.

La provenienza del vento nei radiosondaggi viene espressa in gradi sessagesimali, per cui a 0° (o 360°) corrisponde il N, a 90° l'E, a 180° il S, a 270° l'W; con 45° abbiamo NE, 135° SE, 225° SW, 315° NW.

Il diagramma aerologico più diffuso è lo Skew T-ln p, così chiamato perchè ha come coordinata verticale la pressione p in scala logaritmica, tra il suolo e 100 hPa, mentre sulle ascisse ci sono i valori della temperatura; le isoterme però sono inclinate di 45° verso destra, rispetto alle linee orizzontali della pressione.

Per meglio spiegare l'interpretazione dei radiosondaggi si fa riferimento al diagramma termodinamico di Udine relativo alle ore 18Z del 28 agosto 2003, giorno in cui il Veneto orientale è stato colpito da un'impressionante serie di violenti temporali grandinigeni.

http://62.202.7.134/hpbo/sounding_world.aspx

http://62.202.7.134/hpbo/sounding_create.aspx

La curva di stato (della temperatura) è quella rossa, quella del dew point (della temperatura di rugiada) è azzurra. La vicinanza fra queste due curve presuppone aria molto umida e vicina alla saturazione: è il caso delle giornate estive con afa nei bassi strati e notevole energia termica a disposizione del temporale. La linea verde è la velocità del vento in nodi; la linea viola è quella dell'adiabatica satura. Quest'ultima indica la termovariazione adiabatica verticale in presenza di aria satura. Sappiamo che l'aria secca in salita perde 1°C per ogni 100 m di salita, me se comincia la condensazione allora interverrà il calore latente (590 cal/grammo nel passaggio vapore-acqua); tale calore farà che l'aria non perda più 1°C ogni 100 m di salita ma 0,6°C circa (dipende da molti fattori ma quello è più o meno il tasso di termovariazione in aria satura). La linea che costituisce l'adiabatica satura mostra, partendo dalla temperatura al momento dell'inizio della condensazione, i vari valori di temperatura (salendo di quota) che assumerebbe la particella d'aria ai successivi livelli troposferici.

La linea viola dell'adiabatica parte da due punti alla base del grafico in quanto il tratto di linea (sulla destra) che va dal suolo al livello di condensazione (LCL: linea retta viola tra 800 e 900 hPa) non è l'adiabatica satura, ma è quella secca, poichè fin lì l'aria non condensa in goccioline, per cui perde 1°C ogni 100 metri di salita. L'adiabatica satura è tracciata solo dall'LCL in su (infatti essa è meno inclinata dell'adiabatica secca perdendo non 1°C ma 0.6°C per ogni 100 m di salita). L'altro tratto viola che va dall'LCL più "a sinistra" è l'isoigrometrica che incontrerebbe la nostra particella d'aria in ascesa nei pressi dell'LCL e rappresenta in pratica il dew point della massa d'aria a livello del suolo (nell'esempio circa 18°C).

L'area verde tra la curva rossa e quella viola rappresenta il CAPE, l'area rossa tra la curva di stato e la linea viola rappresenta il CINH. Nell'esempio sopra l'area del CAPE è molto più estesa di quella del CINH, per cui le condizioni sono favorevoli allo sviluppo di attività termoconvettiva stante la notevole energia in gioco. La linea gialla sulla parte bassa del grafico corrisponde all'area verde del CAPE (il valore sulla scala in basso corrisponde a quello numerico che si ritrova nell'elenco degli indici termodinamici). La scritta CINH*5 indica un artifizio per riportare il tracciato sia del CAPE che del CINH in contemporanea: il CINH viene moltiplicato per 5 onde evitare grafici interminabili.

LCL è il livello di condensazione forzata; è il livello dove l'adiabatica secca, tracciata a partire dalla temperatura osservata al suolo, incontra la isoigrometrica che passa per il valore iniziale di dew point al suolo. L'isoigrometrica è una linea che unisce, per ogni valore di temperatura e pressione, tutti i punti nei quali la massa d'aria satura ha la stessa umidità specifica. In LCL la massa d'aria, ora satura, è però ancora stabile perchè più fredda dell'ambiente circostante. LCL in genere corrisponde alla quota alla quale si forma la base della nube cumuliforme poichè a tale livello inizia la condensazione del vapore acqueo. Un LCL piuttosto basso indica aria molto umida su tutta la colonna d'aria e maggiore possibilità di fenomeni intensi. Inoltre con LCL molto basso eventuali tornado vanno in "touch-down" più facilmente poichè hanno meno metri da percorrere per toccare terra. Un discorso simile può essere fatto anche per il LFC che è il livello di libera convezione. LFC è il livello dove la curva dell'adiabatica satura taglia la curva di stato: da questo livello in poi la condensazione si sviluppa in genere in altitudine fino a quando la particella non ha esaurito il suo contenuto in vapore (instabilità latente o condizionale).

EL è il livello di equilibrio (Equilibrium Level). EL corrisponde alla base dell'inversione termica permanente presente tra troposfera e stratosfera e rappresenta il punto ove la curva di stato interseca l'adiabatica satura (oltre quella quota i processi convettivi tendono ad arrestarsi). Un buon sistema per individuare la presenza di overshooting top in un cluster temporalesco, se la visuale non è buona a causa di nubi basse, è quello di individuare l'Equilibrium Level con il radiosondaggio e vedere, tramite una buona scansione del cloud top (ad esempio quelle del'AM), l'altezza massima delle nubi; se è maggiore della quota dell'Equilibrum Level, con molta probabilità si è in presenza di overshooting top.

CAPE (Convective Available Potential Energy)

CAPE < 500 assenza di temporali
CAPE 500 ÷ 1000 possibilità di isolati temporali
CAPE 1000 ÷ 2000 temporali abbastanza probabili
CAPE > 2000 temporali forti abbastanza probabili; possibili tornado

CAP (Capping inversion) oppure Lid Strength Index (LSI)

LSI = Tsw - Twmax

Dove Tsw è la più grande temperatura di bulbo bagnato (Tw) tra la superficie e 500 hPa, e Twmax è la più grande Tw dalla superficie a 100 hPa. Questo indice rappresenta e quantifica un fenomeno atmosferico, detto cappa di inversione termica, che può precedere forti temporali a supercella e tornado.

In pratica una "cappa" agisce da coperchio (lid) sulla pentola. In genere è uno strato di aria più calda e secca, sopra un'inversione termica negli strati bassi dell'atmosfera, che inibisce la convezione ma favorisce notevolmente e pericolosamente la crescita dell'energia con l'aumento della temperatura e dell'umidità nei bassi strati. Infatti se per un qualsiasi motivo la massa d'aria è costretta a salire (sollevamento forzato frontale o orografico), che indebolisce sufficientemente la cappa, allora i moti convettivi saranno molto probabilmente improvvisi ed esplosivi, ovvero il coperchio viene fatto saltare dal basso. In poche parole si passa da uno stato quasi stabile ad uno estremamente instabile.

Il "Cap strength" è un indice che descrive quanto è forte questa cappa.

Se vi sono tutte le premesse per fenomeni intensi, ma la cappa è troppo forte, allora si avrà un moderato sviluppo di cumuli e notti serene. Se vi sono tutte le premesse per fenomeni intensi, ma la cappa è troppo debole, allora i temporali saranno probabilmente meno intensi del previsto, perché i temporali tenderanno a formarsi rapidamente prima che il forte riscaldamento solare possa originare condizioni di elevata instabilità. Invece una cappa moderata favorisce lo sviluppo di violenti temporali.

Se LSI > 2 inibizione della convezione, cappa troppo forte
Se 1 < LSI < 2 generalmente ideale per forti temporali
Se LSI < 1 generalmente cappa troppo debole

CINH (Convective Inibition)

Il CINH (o CINS) è una sorta di anti CAPE, nel senso che mostra l'energia disponibile (espressa in joule) in bassa troposfera nell'impedire la partenza di moti verticali spontanei. Nell'area del diagramma occupata dal CINH l'ipotetica particella d'aria è più fredda dell'atmosfera circostante, per cui non riesce a salire e tende a ritornare verso il basso: classiche situazioni da inversione termica. Nel radiosondaggio l'area del CINH è quella delimitata dalla curva di stato finchè sta a destra dell'adiabatica satura. Il punto in cui la curva di stato va ad intersecare da destra l'adiabatica satura rappresenta il livello di CAP (Capping inversion: limite superiore dello strato inversionale), che spesso è posto sul piano isobarico di 800 hPa (una specie di coperchio che bisogna togliere per avere convezione). Tutto questo vale in condizioni di libera convezione, se c'è convezione forzata (ad esempio passaggio frontale) facilmente la particella d'aria verrà sospinta dinamicamente oltre il CAP e da lì inizierà la convezione (infatti non a caso da lì parte l'area del CAPE).

Con valori di CINH da 0 a 50 il CAP è basso e la convezione potrà partire anche spontaneamente; da 51 a 199 il CAP è medio e ci potrà essere convezione se c'è passaggio frontale o profilo termidinamico verticale molto instabile (ad esempio con elevato riscaldamento del suolo); oltre 200 di CINH il CAP è alto e quindi sarà difficile la partenza di celle convettive anche in presenza di elevati valori di CAPE (inversioni termiche sostenute). Di norma CINH elevato e CAP alto si hanno con suoli molto freddi, quindi in genere al primo mattino e più semplicemente durante il periodo invernale (con particolare riferimento alla Pianura Padana).

Un valore alto del CINH potrebbe anche significare che l'attività temporalesca avverrà nel tardo pomeriggio (onde dar tempo alla radiazione solare di rimuovere lo strato stabile) ammesso che però gli altri indici siano favorevoli ad attività temporalesca: in questo caso sono possibili temporali molto violenti per l'esplosiva insorgenza degli updrafts. CINH=0 indica invece che gli strati prossimi al suolo non si oppongono alla formazione delle nubi temporalesche purchè, ovviamente, siano soddisfatte, anche in questo caso, le condizioni di instabilità.

LI (Lifted index)

LI > 2 assenza di temporali
LI 0 ÷ 2 possibilità di isolati temporali
LI -2 ÷ 0 temporali abbastanza probabili
LI -4 ÷ -2 possibilità di temporali forti
LI < -6 temporali forti abbastanza probabili; possibili tornado

TT (Totals totals index)

TT < 44 assenza di temporali
TT 44 ÷ 45 possibilità di temporali isolati e moderati
TT 46 ÷ 47 temporali moderati sparsi/possibili temporali forti
TT 48 ÷ 49 temporali moderati sparsi/isolati temporali forti
TT 50 ÷ 51 temporali forti sparsi/possibili tornado
TT 52 ÷ 55 numerosi temporali forti/tornado abbastanza probabili
TT > 55 numerosi temporali forti/tornado molto probabili

K (K index - Indice di Whiting)

K < 15 0 % (probabilità di temporali)
K 15 ÷ 20 < 20%
K 21 ÷ 25 20 ÷ 40%
K 26 ÷ 30 40 ÷ 60%
K 31 ÷ 35 60 ÷ 80%
K 36 ÷ 40 80 ÷ 90%
K > 40 > 90%

Indice di umidità U

Questo indice non compare nei radiosondaggi ma è di facile calcolo:

U = (1/3 (UR 850 hPa + UR 700 hPa + UR 500 hPa))

ove

UR = umidità relativa
UR 850 hPa = UR a 1500 m di quota circa
UR 700 hPa = UR a 3000 m di quota circa
UR 500 hPa = UR a 5000 m di quota circa

con possibilità crescente di temporali per valori di U da 65 in su.

Precipitable water

E' il contenuto totale di vapor acqueo della colonna d'aria, espresso in mm di acqua, utile per avere un'idea di quanto sia umida l'aria che grava sulla verticale del luogo. Valori superiori a 20 mm denotano una sufficiente quantità di vapor acqueo per lo sviluppo di temporali.

Dew point (temperatura di rugiada)

E' la temperatura fino alla quale occorre raffreddare, a pressione costante, una massa d'aria a temperatura T per portarla alla saturazione e quindi alla condensazione. In estate valori di dew point al suolo superiori a 22-23°C indicano che in loco l'aria contiene una quantità notevole di vapore che, in determinate condizioni, potrebbe fornire la materia prima necessaria per l'insorgere di temporali di forte intensità.

SI (Showalter index)

SI > 4 bassissima possibilità di convenzione (stabilità)
SI 3 ÷ 1 debole possibilità di temporali
SI 1 ÷ -2 moderata possibilità di temporali
SI -2 ÷ -4 possibili forti temporali
SI -4 ÷ -6 probabili forti temporali
SI < -6 forti temporali con possibili tornado

SWEAT (Sweat index)

Questo indice è usato più che altro per la previsione di possibili tornado e non necessariamente di supercelle.

SWEAT < 270 sfavorevole
SWEAT 270 ÷ 300 bassa possibilità di tornado
SWEAT 300 ÷ 400 moderata possibilità di tornado
SWEAT 400 ÷ 600 elevata possibilità di tornado
SWEAT 601 ÷ 800 altissimo rischio di tornado

Negli States il numero percentuale massimo di tornado si ha nella forbice SWEAT 300-600 poiché andare oltre 600 è fenomeno molto raro; in Italia tale valore è molto meno attendibile essendo la maggior parte delle trombe non associate a supercelle. Infatti di solito le trombe italiane (o meglio padane) si osservano nella forbice SWEAT 250-350 con qualche caso intorno 400.

BRN (Bulk Richardson Number)

BRN < 10 scarsa possibilità di forti temporali
BRN 11 ÷ 49 moderata possibilità di temporali a supercella
BRN 50 ÷ 100 elevata possibilità di temporali a multicella e MCC (possibili anche le supercelle)

BRN pone la massima possibilità di supercelle tra 10 e 50 perché è un valore desunto dal rapporto tra CAPE e differenza vettoriale di windshear tra due livelli troposferici (500 e 6000 m di quota); in pratica se il CAPE è elevato ma anche la differenza vettoriale tra i due livelli è elevata non avremo un valore BRN molto alto, ma l'atmosfera sarà molto instabile.

SREH (Storm Relative Environmental Helicity)

Questo indice tiene conto dell'elicità verticale del vento: l'elicità è la tendenza del flusso d'aria in salita in atmosfera molto instabile ad assumere componente di moto rotatoria (elicità intesa come un'elica che gira) ed è indotta quasi sempre dal wind shear verticale (maggiore angolo di wind shear stimola maggiore elicità del flusso), dalla divergenza in quota e dalla convergenza al suolo (eventuale mesociclone); il valore è un buon indicatore della possibilità di sviluppo di funnel o tornado.

SREH determina quindi la componente di moto elicoidale (vorticosa) all'interno degli eventuali updraft temporaleschi tra due livelli definiti: valori elevati di SREH (da 150 m2/s2 in su) denotano la possibilità di formazioni mesocicloniche (supercelle), mentre oltre 300 m2/s2 è molto probabile lo sviluppo di tornado mesociclonici anche violenti (F3-F5).

EHI (Energy Helicity Index)

EHI trova applicazione tramite i radiosondaggi nella prognosi di condizioni favorevoli allo sviluppo di supercelle tornadiche. Introdotto da R. Davies nel 1993 dà la misura del potenziale di rotazione di una eventuale supercella (tornadica o non). Nasce da una correlazione tra CAPE e SREH. La funzione è data da:
(CAPExSREH)/160.000 e soddisfa le seguenti possibilità:

da 0.3 a 1.5 basso rischio di supercelle tornadiche
da 1.5 a 5.5 medio rischio di supercelle tornadiche
> 5.5 alto rischio di supercelle tornadiche

Esempio: dal radiosondaggio abbiamo CAPE di 1200 J/kg e SREH di 100 m2/s2
EHI sarà 0.75 (rischio basso)
se invece abbiamo CAPE 1400 J/kg e SREH di 320 m2/s2
EHI sarà 2.8 (rischio medio) e così via.
Ovviamente trova maggiore attendibilità nelle aree ricche di fenomeni supercellulari come gli States, ma risulta bene applicabile anche in Pianura Padana.

Altezza di wet bulb 0 (WBZ)

L'altezza di wet bulb 0 è l'altezza in cui si ha dew point nullo cioè temperatura di rugiada pari a 0°C. Alcune ricerche in corso d'opera mostrano valori ottimali di questo parametro per la genesi di forti grandinate tra 2100 m del periodo primaverile e 3300 m in piena estate (Ravenna presenta un valore medio su base undecennale del perioro aprile-agosto di 2720 m). Infatti altezze di WBZ sufficientemente basse indicano in primo luogo la presenza di buona avvezione fredda in quota con tutti gli annessi e connessi; in secondo luogo indicano che uno spessore consistente della nube temporalesca usufruisce di molta quantità di goccioline sopraffuse da far aderire all'embrione di grandine. Somiglia un pò al discorso fatto per lo 0 termico: se è troppo alto c'è poco spessore di nube in sopraffusione (tra 0°C e -40°C), se è troppo basso significa avvezione fredda già vecchia con scarsi contrasti termici verticali (raffreddamento dei bassi strati già avvenuto). In linea di massima se WBZ è appena sotto i 3000 m di quota sono probabili le grandinate (soddisfatte beninteso le altre condizioni).

Rapporto di mescolanza (mixing ratio)

E' il rapporto tra la massa del vapore acqueo e la massa di aria secca con cui il vapore è mescolato (senza quindi includere il vapor acqueo) in un determinato volume d'aria. Essendo un rapporto tra masse dovrebbe essere un numero adimensionale, come l'umidità specifica. Comunque, poichè le concentrazioni di vapor acqueo assumono valori percentuali piuttosto bassi in superficie, e molto inferiori ad altezze maggiori, è espresso di solito in grammi di acqua per kilogrammo di aria ed è equivalente nella sostanza al valore di umidità specifica.
Nell'uso comune dei diagrammi termodinamici il rapporto di mescolanza coincide in pratica col valore dell'umidità assoluta, dal momento che i due valori differiscono di pochissimo, per cui sono quasi equivalenti. Nel nomogramma di Herlofson il rapporto di mescolanza (espresso in g/kg) è riportato in ascisse e lo si trova così: supponiamo ad esempio che alla quota di 850 hPa la temperatura di rugiada (dew point) sia di 17°C; nel diagramma trovate la isoigrometrica (curva che unisce i punti di uguale rapporto di mescolanza, di solito tratteggiata ed inclinata verso destra) che interseca detto valore e seguitela verso la base (linea delle ascisse); ebbene il valore che troverete esprimerà il rapporto di mescolanza.
Se la procedura vi appare complessa c'è un buon esempio a questo link
http://www.meteorologia.it/corso_basico/curiosita_e_calcoli_dilettevoli.htm#7d
Chiaramente un elevato valore di rapporto di mescolanza (o mixing ratio) implica il fatto che l'aria nei bassi strati sia assai umida, fattore che è fondamentale nell'innesco di forte attività temporalesca.

 

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