di
Pierluigi Randi di
Meteoromagna
ANTICICLONI
TERMICI E DINAMICI
Gli
anticicloni termici sono costituiti da blocchi di aria fredda e molto
densa subsidente negli strati bassi troposferici, sono tipici delle grandi
aree continentali (Asia, Canada) nel semestre freddo e portano i massimi di
pressione al suolo possibili (rilevati anche 1068 hPa in Russia). Tuttavia
a causa della massa d'aria di cui sono costituiti (continentale polare o artica)
limitano la loro estensione verticale raramente oltre gli 850 hPa, per cui
non si trovano alle quote troposferiche medio-alte dove, se l'aria fredda
di cui essi si alimentano è affluita di recente, compare una saccatura polare
o artica caratterizzata da valori termici molto bassi. Per cui raramente sono
forieri di tempo bello stabile benchè freddo; sovente portano invece intense
ondate di freddo con cielo a tratti coperto e con precipitazioni in genere
nevose (dipende dalla struttura della saccatura in quota). Gli anticicloni
termici possono trarre origine con molta gradualità nel corso dell'autunno
allorquando la massa d'aria presente sulle grandi distese continentali tende
a perdere le caratteristiche originarie termoigrometriche, assumendo quelle
tipiche delle zone suddette, e cioè perdendo capacità igrometrica e raffreddandosi
notevolmente (condizioni continentali). Tuttavia lo "starting" vero
e proprio per la strutturazione di un robusto anticiclone termico lo si ha
quando la colata di aria gelida, sia essa di origine polare o artica, che
segue una linea frontale d'irruzione dilaga a ventaglio dietro il fronte stesso
adagiandosi col passare dei giorni nelle adiacenze del suolo e ivi mantenendosi
intatta.
L'anticiclone
dinamico rappresenta un promontorio derivato dalla fascia delle alte pressioni
subtropicali semipermanenti che circumnavigano il globo dovute alla circolazione
sinottica a grande scala (classico esempio l'alta delle Azzorre o l'alta nordafricana).
Essi presentano struttura coerente a tutte le quote, poichè si ha accumulo
di massa d'aria dal suolo fino alla tropopausa: ciò accade quando in quota
la circolazione passa da curvatura ciclonica ad anticiclonica per cui il vento
aumenta di velocità e quindi entra più aria di quanta ne esca (afflusso più
intenso del deflusso). Il surplus di massa generato da tale status può venire
smaltito soltanto con discesa di aria verso il basso, per cui tutta la colonna
d'aria verrà interessata da correnti discendenti e quindi con aumento pressorio
significativo. Negli anticicloni dinamici i massimi di pressione sono più
marcati in quota che al suolo, perchè è in quota che si ha la massima "iniezione"
di massa d'aria (convergenza da eccesso di afflusso). Naturalmente tale alimentazione
avviene ad opera di avvezioni calde-secche in risalita dalle aree tropicali
per cui anche le temperature saranno proporzionalmente molto elevate in quota
che non al suolo. Se la circolazione sinottica a vasta scala è caratterizzata
da scambi meridiani alquanto sensibili, con profonde incursioni fredde a latitudini
tropicali ed altrettante risalite tropicali in direzione delle aree polari,
si possono staccare per cut-off dinamico "bolle" di aria calda in
quota dalle precedenti creste anticicloniche; si ha in questo caso la formazione
di un anticiclone di "blocco", il quale può presentare caratteristiche
di notevole persistenza, specie se di tanto in tanto trova adeguata rialimentazione
da successive spinte di aria subtropicale calda-secca.
Se
un promontorio dinamico subtropicale si afferma in una vasta distesa continentale
in autunno può gradualmente perdere le proprie caratteristiche (cessata alimentazione
di aria calda in quota) e trasformarsi lentamente in anticiclone termico a
causa del raffreddamento del suolo ed eventualmente per il sequestro di geopotenziale
in quota operato dal transito di saccature o vortici polari senza che al suolo
vi sia dinamismo sinottico particolarmente consistente.
ASSE
DI SACCATURA IN QUOTA
L'asse
di saccatura in quota è una linea immaginaria che unisce i punti di maggior
profondità della saccatura stessa (nella carta sinottica la zona di maggior
"concavità" della saccatura). Il tempo peggiore lo si ha davanti
all'asse (ad E di esso), dove in genere si hanno flussi sudoccidentali a curvatura
ciclonica e dove vengono a stretto contatto la massa d'aria fredda che sta
dietro all'asse (con correnti in genere nordoccidentali o settentrionali)
con la massa d'aria calda che caratterizza il promontorio anticiclonico che
in genere precede la saccatura. Il tratto che va dall'asse di saccatura in
quota all'asse di promontorio (che è la linea che unisce i punti di maggior
convessità del promontorio di alta) ad E di esso è quello dove al di sotto
tendono a formarsi le depressioni al suolo: il vento in quota passando da
una saccatura ad un promontorio aumenta di velocità; è chiaro quindi che aumentando
di velocità sfuggirà più aria in prossimità della cresta anticiclonica di
quanta ne entri in prossimità dell'asse di saccatura; questo deficit di aria
può essere colmato solamente richiamando aria dal basso, la quale comincerà
a salire ruotando su sè stessa (e seguendo la legge del windshear positivo)
in senso antiorario; altra aria dalle zone circostanti convergerà nell'area
dove si manifesta la salita dell'aria stessa che nel contempo crea un vuoto
(pressione che cala notevolmente): si forma così una depressione. Succede
quasi sempre che ad E dell'asse di saccatura il flusso in quota sia sudoccidentale,
mentre nei bassi strati (specie se si forma una depressione) può essere sudorientale
od orientale, ecco che quindi si viene a creare windshear positivo (il SW
in quota proviene dalla sinistra rispetto al SE al suolo).
CAVO
D'ONDA
Il
cavo
d'onda è una saccatura in quota non molto pronunciata e con concavità meno
acuta rispetto ad una saccatura vera e propria; talvolta il cavo d'onda è
presente all'interno della saccatura stessa disegnando una leggera ansa nel
flusso aereo; è sede di fenomeni d'instabilità in quanto individua un leggero
cedimento della pressione in quota con ingresso di aria più fresca ed instabile.
Essendo una figura più "aperta" rispetto ad una saccatura classica
è piuttosto veloce (più la saccatura è stretta più si muove lentamente) oppure
se è inserito in una saccatura principale si muove contornando la saccatura
stessa (immagina l'effetto che ottieni facendo schioccare una fune: l'ansa
che disegna la fune si muove lungo la fune stessa). In pratica un cavo d'onda
è una leggera ansa depressionaria che si protende da una saccatura più consistente
e che deriva da essa (spesso è proprio in corrispondenza dei cavi d'onda in
quota che si organizzano le linee d'instabilità).
CORRENTE A GETTO
Conosciuta anche come "jet stream"
(JS), è una corrente d'aria molto intensa ad asse orizzontale, spessa
in media 3 km e larga 500 km, al limite della troposfera (tropopausa), quindi
sui 10.000 metri di quota, con velocità anche superiori ai 300 km/h;
è originata da una forte differenza di pressione sul piano orizzontale
per la vicinanza tra aria fredda e aria calda a quella quota ove si genera
il fenomeno della divergenza; ne consegue un calo pressorio e relativa convergenza
a livello del suolo, infine l'innesco di moti verticali ascendenti con maggiori
possibilità di temporali anche violenti.
La divergenza consiste nella fuoriuscita orizzontale
dell'aria ad un certo livello, oppure si verifica quando la quantità
di aria che esce è maggiore di quella che vi entra. Si genera ove il
vento aumenta di intensità nel verso del moto poiché ciò
diluisce orizzontalmente il fluido aria (isoipse diffluenti). La convergenza
invece è un accumulo di aria dato dal fatto che la massa d'aria che
entra orizzontalmente ad un certo livello è maggiore di quella che
esce, oppure è in atto una confluenza di masse d'aria con temperatura
e umidità differente dalle zone circostanti nella colonna d'aria presa
in esame. Si genera ove l'intensità del vento diminuisce nel verso
del moto (isoipse confluenti).
La sovrapposizione di aria secca (specie se associata
al getto) su strati di aria caldoumida sottostanti esalta l'instabilità
convettiva in quanto, oltre che per motivi dinamici (divergenza), l'aria umida
sottostante, invitata a salire di quota, raggiunge la saturazione prima della
secca soprastante riscaldandosi ulteriormente per il contributo fornito dal
calore latente di condensazione. Ciò spiega come molti sistemi temporaleschi
di forte intensità sono associati ad un getto in quota. L'effetto combinato
di divergenza in quota + gradiente termoigrometrico sul profilo verticale
genera (potenzialmente) i più forti elementi temporaleschi. Ovvio che
ad un certo punto l'aria secca tenderà a propagarsi verso il basso,
ma ciò avverrà a giochi fatti (postfronte o linea di shear),
cioè dopo che i fenomeni si sono già scatenati; aria secca può
entrare certamente dissolvendo sistemi nuvolosi eventualmente presenti, ma
immediatamente davanti alla linea di separazione saranno promossi nuovi ed
intensi sistemi e la macchina convettiva rimane tale e quale propagandosi
leggermente a destra del flusso in quota come da copione. Nell'immagine dal
satellite nella banda vapore proposta qui sotto infatti si nota come l'aria
secca rincorra e segua il sistema convettivo senza tuttavia compenetrarlo
(che solo a dirlo rappresenta uno sproloquio fisico).
La divergenza è massima nel settore anteriore
destro del "core" (cuore o nucleo) della corrente a getto perchè
generalmente il core del getto viene a situarsi in corrispondenza del ramo
ascendente di una saccatura in quota (es. il classico caso con flusso ciclonico
da SW) nella regione in cui è massimo il gradiente barico a quella
determinata quota (ove le isoipse sono più fitte). Ad un certo punto,
quando si va in direzione dell'anteriore cresta anticiclonica (che precede
la saccatura) le isoipse tenderanno ad aprirsi (diminuisce il gradiente barico)
indebolendo il getto stesso. Una particella d'aria posta nell'area ove le
isoipse sono più fitte (massimo gradiente barico e core del getto)
correrà molto velocemente trasportata dal forte flusso.
Mano a mano che la particella prosegue verso
NE avvicinandosi all'anteriore cresta anticiclonica, giungerà ivi praticamente
inizialmente con la stessa velocità, dal momento che non riuscirà
per inerzia a rallentare pur trovandosi in una zona con minore gradiente barico
(isoipse meno fitte). Perciò, arrivata in quella zona, la forza deviante
di Coriolis (che dipende solo dalla velocità del vento che come detto
prima rimane per inerzia pressochè costante), comincia a vincere la
forza di gradiente (che diminuisce). Siccome la forza deviante di Coriolis
infonde movimento destrorso al flusso dinamico, la nostra particella d'aria
giunta in quell'area tenderà a deviare verso destra e sarà sottoposta
a divergenza dal percorso (immaginate di vedere un treno che deraglia verso
destra dai binari). Ecco perchè la massima divergenza in quota si ha
davanti ed a destra del core del getto: c'entra ancora una volta la forza
deviante di Coriolis.
Il Low Level Jet (LLJ) in genere alle nostre
latitudini lo si trova in configurazioni depressionarie alquanto barocline
tra 1000 e 2000 m, con la superficie isobarica di 850 hPa che può essere
considerata come un buon rivelatore di LLJ. La LLJ è rarissimo se non
impossibile che risulti più intensa (in velocità) del getto
alle alte quote, poichè di solito si sviluppa in situazione depressionarie,
e quindi con getti piuttosto sostenuti (se non proprio getti almeno flussi
in quota piuttosto intensi). Tende a prodursi nei bassi strati al di sotto
della regione ove alle quote maggiori il getto (o flusso dinamico) presenta
maggiore divergenza, allorquando afflussi di aria caldo-umida vengono richiamati
delle depressioni formate per motivi dinamici. La LLJ favorisce attività
temporalesca non tanto per motivi legati allo shear verticale in velocità,
ma soprattutto perchè amplifica lo shear verticale in direzione, poichè
generalmente tende a provenire dalla destra del flusso in quota (es. SW a
500 hPa, SE ad 850 hPa). Un esempio: la Warm Conveyor Belt (WCB) è
un bell'esempio (quando presenti velocità significative) di LLJ ed
oltre ad amplificare lo shear verticale in direzione apporta grandi quantità
di calore sensibile ed umidità, specie qualora transiti al di sopra
di vaste superifici marine. Ecco perchè quasi sempre può esaltare
le potenzialità convettive in seno ad una massa d'aria.
DEPRESSIONI
TERMICHE IN VAL PADANA
Le
depressioni termiche in Pianura Padana sono piuttosto frequenti nella stagione
calda e sono determinate dalla scarsa densità nei bassi strati di aria che
via via diviene più calda (in quota ci può essere anche alta pressione) e
tende a salire di quota; talvolta sono sufficienti (cali barici anche di 4-5
hPa) a determinare una circolazione ciclonica dei venti, richiamando quelli
di ESE-SE-SSE lungo l'Adriatico umidi e caldi. Se in quota è presente un promontorio
anticiclonico non succede nulla, ma se è presente una saccatura o sta giungendo
un fronte la depressione termica invita l'aria caldo-umida a scorrere davanti
ad esso, preparando il terreno alla formazione di fenomeni d'instabilità importanti.
FRONTE
CALDO ESTIVO
I
fronti caldi estivi sono generalmente molto attenuati, in quanto lo scorrimento
di aria calda in quota non trova adeguato supporto in aria sufficientemente
fredda davanti e sotto al fronte stesso come accade generalmente nella stagione
fredda; in ogni caso la sfilata di nubi è la stessa (cirri, cirrostrati, altostrati,
nembostrati) anche se può essere difficilmente rilevabile all'inizio poichè
l'atmosfera estiva è molto più "sporca" di quella invernale (presenza
di caligine e foschie di notevole spessore). In ogni caso più il fronte caldo
è consistente (nuvolosità stratificata compatta) più e probabile che il fronte
freddo successivo sia intenso per la sostenuta avvezione calda che segue il
fronte caldo stesso. Allo stesso modo se la temperatura dopo il passaggio
del fronte caldo aumenta sensibilmente ci sarà da aspettarsi l'innesco di
temporali prefrontali per il notevole gradiente termico venutosi ad originare.
Se in coda al fronte caldo in allontanamento vediamo comparire nubi anche
a debole sviluppo verticale significa che l'atmosfera è già potenzialmente
molto instabile e saranno probabili temporali prefrontali.
FRONTE
FREDDO E LINEA D'INSTABILITA'
Il
fronte freddo separa due masse d'aria molto diverse tra di loro: caldo umida
che lo precede e fredda e secca che lo segue; essendo una linea di demarcazione
molto netta la nuvolosità è alquanto intensa e compatta ed i fenomeni sono
in genere piuttosto consistenti; la linea d'instabilità non necessariamente
separa la massa calda preesistente da quella fredda successiva; spesso si
organizza nell'aria fredda postfrontale ed è quasi sempre originata da ulteriori
apporti d'aria fredda alle quote superiori nella parte fredda della saccatura
in quota (a W dell'asse); per tale motivo ha nuvolosità meno compatta ed i
fenomeni sono in genere più irregolari e meno frequenti, sebbene possano essere
intensi, specie nelle ore più calde per maggior gradiente termico verticale
dovuto al riscaldamento diurno. In poche parole la linea d'instabilità individua
un successivo apporto di aria fredda (specie in quota) dopo il passaggio di
un fronte freddo vero e proprio (a volte tra i due passaggi possono passare
anche un paio di giorni). Altre volte la linea d'instabilità è semplicemente
un fronte freddo indebolito allorquando si muova in un campo anticiclonico
(accade spesso ai rami meridionali dei fronti freddi atlantici quando con
la parte S entrano nel campo anticiclonico delle Azzorre); in questo caso
i fenomeni sono localizzati con preferenza nelle aree montuose di pomeriggio.
Nel fronte freddo vero e proprio la nuvolosità ha caratteristiche ben definite,
con passaggio di cirri, seguiti da altocumuli castellani e dalla linea dei
Cb; nella linea d'instabilità i passaggi nuvolosi sono meno definiti con presenza
di cirri sparsi od altostrati che possono essere seguiti dallo sviluppo di
Cb non compatti ma distribuiti irregolarmente, sempre a formare una linea
ma con ampi spazi sereni tra un Cb e l'altro; inoltre nella linea d'instabilità
i Cb si formeranno di preferenza in corrispondenza dei rilievi e nelle zone
interne e con minor frequenza lungo le coste e sul mare (tranne di notte dove
il mare più caldo della terraferma instabilizza l'atmosfera per apporto di
aria caldo-umida dal basso).
OCCLUSIONE
FREDDA E CALDA
Un'occlusione
fredda è un sistema frontale che si origina allorquando il fronte freddo che
è più veloce di quello caldo lo raggiunge determinando il sollevamento dell'intera
massa d'aria presente nel settore caldo; quando si origina l'occlusione non
si ha più la presenza di aria calda al suolo ma solo in quota. Se l'aria che
segue il fronte freddo è più fredda di quella che precede il fronte caldo
avremo un'occlusione fredda; viceversa occlusione calda. Col processo occlusivo
ha inizio una serie di eventi che portano al graduale colmamento della depressione
annessa, poichè i contrasti termici vengono via via a scemare, particolarmente
nei bassi strati. Nell'occlusione fredda si hanno piogge diffuse seguite da
temporali senza le classiche schiarite da settore caldo (il quale scompare)
con rotazione del vento anche di 180° dopo il passaggio del fronte. Nell'occlusione
calda i temporali sono meno intensi, mentre le piogge continue ad inizio passaggio
possono essere di una certa consistenza, specie nel periodo invernale. Le
occlusioni, specie se di recente formazione, portano fenomeni spesso intensi
e se si incernierano intorno ad un minimo barico presente ad esempio su Tirreno
centrosettentrionale o Mar Ligure possono muoversi molto lentamente circuitando
intorno al minimo e compiendo pochi progressi verso levante: si hanno così
precipitazioni intense e prolungate, che saranno maggiori se ad est è presente
un blocco anticiclonico dinamico.
DRY
LINE
La
dry-line è un ingresso (a volte frontale) di aria molto secca alle quote superiori,
tipica di situazioni postfrontali (la classica linea d'instabilità che transita
dopo un fronte freddo). Dopo il passaggio di un fronte freddo atlantico l'aria
si raffredda a tutte le quote, ma può rimanere ancora piuttosto umida (specie
tra 850 hPa e 500 hPa); nell'evoluzione a seguire, se il flusso freddo persiste,
si possono venire a creare linee frontali di aria fredda in quota (con valori
termici poco dissimili dai precedenti), ma molto più secca. Ciò è particolarmente
vero se al seguito di un ingresso frontale atlantico con flussi nordoccidentali,
a causa dell'evoluzione sinottica il flusso tende ad orientarsi da NNE o NE
(da dove è più probabile possa giungere aria più secca); ebbene la linea di
demarcazione tra l'aria freddo-umida affluita dopo il fronte freddo e quella
fredda-secca successiva prende il nome di dry-line (simile ad un secondo fronte
freddo di cui però non vi è traccia al suolo). Essa favorisce l'ulteriore
sviluppo di linee temporalesche, poichè aria fredda-secca in quota è più densa
e pesante dell'aria fredda-umida con conseguente sviluppo di nubi cumuliformi;
se poi come spesso accade nelle nostre zone le dry-line entrano con componente
nordorientale esse sollevano aria caldo-umida stazionante sul mare generando
temporali che a volte sono più intensi (specie di notte) di quelli frontali
veri e propri. Il transito di una dry-line è riconoscibile poichè dopo il
suo passaggio l'aria diverrà molto più secca anche al suolo (rovesciamento
dall'alto) con un aumento pressorio discreto; prima del transito è possibile
riconoscerla (come per la goccia fredda) dal veloce ghiacciamento delle sommità
cumuliformi, quando un fronte freddo sia transitato in precedenza. Sono piuttosto
rare nella Valpadana centroccidentale, molto più frequenti su quella orientale
e Triveneto quando attraversano l'Alto Adriatico e possono produrre linee
temporalesche discontinue ma con celle a volte molto intense.
GEOPOTENZIALE
Anche
il gas "aria", come tutte le cose che siano dotate di massa, è soggetto
alla forza di attrazione gravitazionale da parte della terra, per cui se l'aria
per qualunque motivo è costretta a salire allontanandosi dal centro della
stessa viene spesa dell'energia per vincere tale forza retroattiva; cioè occorre
"lavoro". Il geopotenziale è il lavoro necessario per spostare verso
l'alto una massa d'aria unitaria. Se è vero che il geopotenziale al livello
del mare è nullo, il geopotenziale ad un'altezza x altro non è che il lavoro
(energia) necessario per innalzare dal livello del mare all'altezza x una
determinata massa d'aria. L'altezza di geopotenziale è una grandezza strettamente
correlata al geopotenziale stesso, dividendo quest'ultimo per una costante,
ovverossia l'accelerazione di gravità media al livello del mare. In sostanza
se l'aria viene fatta salire a circa 5500 m occorrerà una determinata energia
per farvela arrivare, per cui la pressione dell'aria stessa sarà di certo
inferiore rispetto a quando essa era al suolo. In tal modo vengono rappresentate
carte di altezza di geopotenziale alle varie quote in cui vengono tracciate
isolinee che uniscono i punti altimetrici in cui si vengono a determinare
uguali pressioni a quella quota. I valori che tu noti nelle carte di geopotenziale
(850, 700, 500, 300 hPa le più comuni) rappresentano l'altezza in cui trovi
quella determinata pressione (cioè geopotenziale = pressione al suolo = lavoro
per innalzare la massa d'aria), e quindi sono valori altimetrici (548 = 5480
metri, 528 = 5280 metri ecc.). Le correnti in quota seguono fedelmente le
isolinee (isoipse) che chiudono i vari centri di geopotenziale, per cui esse
ruoteranno in senso orario nei massimi di geopotenziale ed antiorario nei
minimi. I minimi di geopotenziale sono sede di noccioli di aria fredda in
quota, poichè essendo l'aria fredda densa e pesante è ovvio che occorrerà
maggior lavoro per sollevarla a quella quota e quindi la pressione diminuirà
maggiormente. Il contrario accade per i massimi di geopotenziale che sono
sede di aria calda (meno energia per sollevarla e quindi pressione che a quella
quota rimane più elevata).
LINEE
E MESOLINEE TEMPORALESCHE
Con
il termine mesolinee si individuano linee temporalesche di limitata estensione,
ma molto intense; mentre il termine linea descrive una linea di temporali
con risoluzione spaziale più ampia (ad esempio l'intero Nord Italia). Per
le mesolinee abbiamo:
a) mesolinee gamma: estensione della linea da 30 a 40 km
b) mesolinee beta: da 40 a 100 km
c) mesolinee alfa: oltre 100 km di estensione
Generalmente tali mesolinee producono temporali violenti che dal basso Veneto
in caso di flussi in quota favorevoli giungono sulla Romagna a partire dal
ravennate settentrionale provocando spesso danni notevoli.
VELOCITA'
DEI TEMPORALI E DELLE PERTURBAZIONI
Per
i sistemi frontali dipende da due fattori: l'intensità dei venti in quota
nella media troposfera (500 hPa è un buon livello guida) e dall'ampiezza della
saccatura in cui sono inseriti: più la saccatura è aperta più veloci saranno
le perturbazioni (tendenza a correnti tese occidentali senza blocchi anticiclonici
anteriori); se la saccatura è molto stretta il ramo ascendente meridionale
che sta davanti ad essa tenderà a rallentarne o bloccarne il moto; tale ramo
quasi sempre alimenta con aria calda i blocchi anticiclonici anteriori. In
caso di cut-off con chiusura di un minimo secondario indipendente dalla saccatura
madre, i fronti saranno quasi stazionari invorticandosi su sè stessi. Le velocità
sono maggiori in inverno (gradienti barici più forti e venti a 500 hPa decisamente
più intensi) e minori d'estate (per il motivo opposto). Nel periodo estivo
velocità di spostamento di 40-50 km/h sono classiche (con le dovute eccezioni);
d'inverno (o tardo autunno od inizio primavera) si può arrivare anche intorno
ai 100 km/h e più. Per quanto riguarda i temporali studi specifici compiuti
recentemente hanno dimostrato che i più veloci sono quelli innescati da fronti
freddi; ma nello specifico abbiamo:
Fronte freddo= velocità media 30-40 km/h, massima 65-80 km/h con estremi a
115 km/h
Occlusione fredda= velocità media 25-30 km/h, massima 50-60 km/h con estremi
a 85 km/h
Linea d'instabilità= velocità media 20-30 km/h, massima 40-50 km/h con estremi
a 75 km/h
Goccia fredda= simile a linea d'instabilità
Fronte caldo ed occl. calda= velocità media 25-30 km/h, massima 40-50 km/h
con estremi a 60 km/h.
In base alla direzione di provenienza abbiamo:
Da NW= vel. media 40 km/h, max 80-90 km/h con estremi a 115 km/h
Da W= vel. media 40 km/h, max 70 km/h con estremi a 90 km/h
Da N= vel. media 30 km/h, max 55 km /h con estremi a 70 km/h
Da SW= vel. media 35 km/h, max 65 km/h con estremi a 80 km/h
Da NE= vel. media 35 km/h, max 70 km/h con estremi a 100 km/h (colpo di bora)
Da E= vel. media 30 km/h, max 50 km/h con estremi a 65 km/h
Tale studio riguarda l'analisi dei temporali occorsi nel periodo 1985-1990
su Emilia Romagna e Veneto.
CUT-OFF
Il
cut off di una saccatura significa letteralmente "taglio fuori",
ovverossia essa viene isolata dalla depressione principale che l'ha generata,
trasformandosi in un vortice ciclonico autonomo che vivrà un'esistenza indipendente.
Il cut off può originarsi in due modi:
a)
in seno ad una saccatura classica con ad esempio asse N-S avremo correnti
meridionali ad E dell'asse e da N a W dell'asse (all'incirca); può accadere
che vi sia un notevole rinforzo del flusso zonale su bordo settentrionale
dell'anticiclone che segue detta saccatura; se esso è abbastanza intenso tale
flusso "taglierà" la saccatura a metà strada circa, interrompendo
l'alimentazione dinamica al cavo d'onda (che è per così dire la parte meridionale
della saccatura stessa); in tal modo si ha il distacco di un minimo in quota
autonomo dalla depressione madre (goccia fredda in quota).
Se la saccatura era sufficientemente intensa da originare un minimo anche
al suolo avremo i due minimi (quello al suolo e quello in quota) in asse,
cioè sovrapposti uno all'altro: tale sovrapposizione avviene quando, a causa
della cessata alimentazione fredda, la struttura perde gradualmente di energia
diventando barotropica (minimo al suolo
ed in quota in fase o sovrapposti a cut-off già
ben avviato); finchè la struttura rimane molto dinamica
(saccatura aperta od inizio cut-off, cioè
alimentata da aria fredda in quota) il minimo al suolo sarà sempre
davanti a quello in quota (struttura baroclina),
sintomo di consistente richiamo caldo nella media troposfera sul ramo di correnti
sudoccidentali davanti all'asse di saccatura in quota: in altre parole, se
la saccatura è ancora alimentata il minimo in quota sta sempre dietro
a quello al suolo, dalla parte dell'aria fredda.
Dal momento in cui ha origine il cut-off la struttura ciclonica comincia
gradualmente a colmarsi ma lentamente (non è più alimentata da aria fredda);
tuttavia rallenta anche il proprio moto ed a volte diviene quasi stazionaria,
almeno fino a quando non venga riassorbita dal flusso zonale o da nuove saccature
sviluppatesi sul fronte polare. In caso di gocce fredde semistazionarie (da
noi talvolta si isolano tali configurazioni su Mediterraneo centrale) avremo
la lenta dissipazione della loro energia in più giorni, con tempo che, specie
nel semestre caldo, rimarrà instabile per diversi giorni, a causa della presenza
di aria fredda in quota. Sono quindi configurazioni che favoriscono il prodursi
di giornate temporalesche consecutive, con fenomeni essenzialmente pomeridiani,
ma che possono risultare anche molto intensi, specie nelle prime 48 ore di
influenza.
b)
consideriamo una stessa saccatura come quella di cui sopra: se essa è contratta
da un blocco anticiclonico ad E (Balcani ad esempio) e dalla presenza dell'alta
atlantica a W (Azzorre) può succedere che tale situazione non sia conservativa;
accade talvolta che l'alta azzorriana proietti un promontorio in direzione
NE andando a "cercare" la consorella presente su Europa orientale
(specie se essa è molto sviluppata verso NNW) tramite rotazione oraria del
proprio asse; se l'entità dei due promontori è consistente si stabilirà un
"ponte anticiclonico" (abbastanza frequente su Europa centrosettentrionale)
con un corridoio in quota che di nuovo "taglia" la nostra saccatura
a metà strada circa con isolamento di goccia fredda in quota da cut-off. In
questo caso i cut-off sono spesso "retrogradi" (contrari al normale
flusso occidentale), trascinati dalla circolazione sul bordo orientale dell'alta
atlantica che in tali circostanze sarà all'incirca NE-SW (la cellula anticiclonica
atlantica sarà dinamicamente più "forte" del cut-off ed esso si
farà guidare da essa). Dopodichè la sequenza degli eventi è più o meno la
stessa vista prima. In inverno quando l'elemento sinottico europeo dominante
è l'alta russa (dovrebbe...) accade talora che gocce fredde su paesi dell'est
vengano pilotate dal flusso orientale verso di noi apportando periodi di tempo
freddo e nevoso; naturalmente occorre che in quota esista già una configurazione
ciclonica fredda a vasta scala in grado di coinvolgere almeno il versante
adriatico con flussi da N o NE e di ospitare la goccia fredda, poichè l'alta
russa non trova adeguata corrispondenza alle quote superiori (alta termica
continentale); oppure bisogna che sempre in quota sia molto esteso verso NE
l'anticiclone atlantico (Scandinavia o paesi baltici) con le stesse conseguenze
viste prima.
Fermo
restando i processi che portano alle formazione di cut-off che rimangono sempre
validi, occorre specificare che il cut-off si esplica generalmente in 2 fasi:
nella prima fase si ha il distacco dalla saccatura originaria di un minimo
di geopotenziale in quota che tende a chiudersi in un vortice autonomo senza
che ci sia stato ancora il distacco del minimo termico (sempre alla medesima
quota); in tal caso si parla di tear-off. Allorquando si
origina il distacco anche del minimo termico, che in genere si posiziona immediatamente
ad W del minimo di geopotenziale (nella prima fase perlomeno), allora si parla
di cut-off vero e proprio; in poche parole abbiamo tear-off
quando si stacca dalla saccatura il solo minimo di geopotenziale e si chiude;
cut-off quando al minimo di geopotenziale si associa anche quello termico
(con chiusura).
Tuttavia può aversi la formazione di un
cut-off termico (le occlusioni fredde sono spesso supportate da cut-off termici
in quota) senza evoluzione in senso dinamico; oppure, più raramente,
ci può essere un cut-off termico seguito da quello dinamico (es. 11/08/2001,
18/07/2002). Nella maggioranza dei casi, come detto, il cut-off dinamico (tear-off)
precede quello termico, specie nei cut-off di una certa consistenza ed estensione.
Non sempre c'è correlazione tra cut-off termico e dinamico; come detto
sopra l'evoluzione più frequente è cut-off dinamico (tear-off)
ed in seguito termico. Tuttavia si possono avere minimi termici o dinamici
non necessariamente correlati tra loro, quindi si può "giungere"
alla stessa situazione (minimo al suolo davanti a quello in quota) sia nel
caso di saccature aperte (alimentate) sia nel caso di un cut-off prima termico
e poi dinamico.
Il cut-off termico altro non è che una
massa d'aria più fredda di quella circostante (anche nel corso di avvezioni
già fredde) e non determina figure cicloniche chiuse (ovvero a circolazione
antioraria) come accade in cut-off dinamici. Un minimo (o cut-off) termico
è semplicemente un nocciolo d'aria più fredda di quella circostante
trasportato dalle correnti alla corrispondente quota, ma non dotato di circolazione
autonoma. Non è figura dinamica, ma solo termica: si immagini una palla
da tennis trasportata dalla corrente di un fiume senza che essa ruoti su sè
stessa; è però in grado di esaltare i fenomeni temporaleschi,
poichè durante il suo passaggio accresce in poco tempo il gradiente
termico verticale tramite veloce raffreddamento in quota.
GOCCIA
FREDDA
La
goccia fredda può essere ricondotta ad un blocco di aria fredda in quota che
in genere si stacca per cut-off da una saccatura atlantica o nordeuropea quando
un promontorio anticiclonico dinamico si insinua più o meno sull'Europa centrale.
Il distacco del cut-off porta sovente la goccia fredda a seguire traiettorie
dettate dalla circolazione relativa alla cellula anticiclonica che lo ha determinato
e non di rado assume direzione retrograda; ciò vale per le classiche gocce
fredde che ci interessano nel semestre caldo (aprile-settembre). Le gocce
fredde invernali si distaccano più spesso dalle regioni artiche o polari continentali
e vengono portate verso il continente europeo a latitudini alquanto basse
se prese dalla circolazione di un robusto anticiclone termodinamico piazzatosi
o su Europa centroccidentale (se prevalgono le caratteristiche dinamiche come
ad esempio il 13 dicembre 2001) o su Europa orientale (se prevalgono caratteristiche
termiche, evento più raro). Un altro tipo di goccia fredda, meno frequente,
è dovuta al collassamento in loco di una precedente ciclogenesi (mediterranea),
allorquando, cessata l'alimentazione fredda, si ha la sovrapposizione dei
minimi al suolo ed in quota (figura sinottica barotropica) con relativo colmamento
(lento) della struttura.
In
particolare l'evoluzione delle gocce fredde estive che sono all'origine di
diffusa attività temporalesca possono essere riconosciute prima che si manifestino
i fenomeni; questi segnali sono:
1)
cielo di azzurro molto intenso (se non vi è nuvolosità) sintomo di aria fredda
presente in quota con profilo termico verticale caratterizzato da un significativo
gradiente
2)
notevole attività di cumuli castellani o comunque nuvolosità cumuliforme in
genere già dalla mattinata
3)
presenza di elevato gradiente igrometrico verticale con valori elevati nei
bassi strati e minori in quota, soprattutto dal piano isobarico di 700 hPa
in poi
4)
tendenza a veloce ghiacciamento delle nubi cumuliformi anche quando non sono
ancora particolarmente sviluppate
5)
venti in quota non particolarmente forti, a volte di debole intensità
6)
pressione al suolo su valori medio-alti e comunque mai molto bassa, con oscillazioni
che possono raramente oltrepassare i 5 hPa nell'arco delle 24 ore
7)
venti al suolo che quasi mai seguono l'evoluzione tipica delle situazioni
frontali; d'estate spesso non viene alterato neppure il regime delle brezze
8)
nuvolosità più consistente di notte sul mare e di giorno nell'entroterra:
infatti in presenza di gocce fredde in quota l'attività nuvolosa è legata
essenzialmente all'elevato gradiente termoigrometrico verticale, in cui il
riscaldamento dal basso all'origine dello starting della convezione è maggiore
di notte sul mare (più caldo dell'entroterra) e di giorno nell'interno (terra
più calda del mare) per cui anche l'attività temporalesca seguirà tale schema
(in linea di massima).
Tutto
ciò vale se la goccia è destinata a dissipare la propria energia in loco,
nel caso in cui venga rialimentata dall'entrata in fase con una nuova saccatura
allora si ripresenteranno le classiche configurazioni frontali.
Caso
particolare: rasseneramenti nel primo pomeriggio
A
volte, sulla pianura veneta, nelle giornata instabili con mattinate piene
di cumuli o anche congesti, nel primo pomeriggio il cielo rasserena; poi,
verso sera, arrivano piogge e temporali. E'
una situazione tipica di ingresso di aria fredda frontale o post-frontale
che si esplica in 2 fasi allorquando si viene a determinare la chiusura
(*) di un minimo a mesoscala che parte dall'alto Adriatico e si muove verso
SSE verso l'Adriatico centrale. Nella prima fase avremo correnti fredde e
secche da NNW o NW su tutta la colonna d'aria (componente continentale se
non addirittura foehnizzata) con scarsi moti verticali; nel momento in cui
il minimo si porta verso S comincia il richiamo di correnti da NE o ENE che
percorrendo un sufficiente tragitto sul mare spingono aria più umida marittima
nell'entroterra (avvezione umida davanti alla dry-line). In tal caso l'ingresso
di aria umida nei bassi strati e la permanenza di aria secca in quota (almeno
da 700 hPa in su) costituisce uno status termoigrometrico verticale molto
instabile se per un qualunque motivo una grossa massa d'aria è costretta a
salire (o per motivi orografici o per l'azione di sollevamento dinamico esercitata
dalla dry-line stessa) fermo restando la persistenza di aria fredda (oltre
che secca) in quota.
Situazioni
di questo tipo possono avvenire anche in altre zone, purchè vi sia un cambio
sia pure anche lieve della circolazione (essenzialmente negli strati medio-bassi);
prendendo come esempio la Lombardia può accadere che dopo una fase iniziale
di fohn alpino, subentrino flussi nordorientali od orientali (sicuramente
più umidi) con la ricomparsa di fenomeni significativi. In altre parole se
negli strati medio-bassi si mantengono flussi molto secchi allora i fenomeni
e la nuvolosità saranno assenti (o sporadici se sollecitati dai rilievi),
ma non appena il flusso cambia (anche di pochi gradi e per una qualunque causa,
sinottica o meno) la situazione muta a volte con sorprendente rapidità.
(*)
In alcuni casi, durante il transito di sistemi frontali freddi di origine
nordatlantica o nordeuropea, nel momento in cui essi si trasferiscono verso
i Balcani, possono lasciare in Adriatico una saccatura aperta (la classica
saccatura a V senza che si formi un minimo secondario) in transito verso ESE,
oppure in altre circostanze (specie se il ramo frontale freddo non è particolarmente
veloce o se vi è elevata divergenza in quota), all'interno della saccatura
si viene formare un piccolo minimo secondario, ovvero chiuso (un piccolo vortice
insomma). Con il termine chiusura si intende la formazione
di un minimo secondario in seno ad una saccatura in transito, la cui origine
può anche essere determinata dai rilievi (oltre che per i motivi detti prima).
Caso
particolare: convergenza di temporali
Non
è possibile che due o più temporali provenienti da direzioni opposte convergano
nello stesso punto, giacchè non è possibile che il flusso in quota possa provenire
da direzioni opposte nello spazio di pochi km (il level guide per le
celle temporalesche si inquadra abbastanza bene nel flusso a 500 hPa). Tutt'al
più in situazioni cicloniche o frontali molto strette il flusso può essere
fortemente convergente e quindi produrre celle il cui spostamento è tale da
ravvicinarle come nei temporali prefrontali da SW e frontali sufficientemente
vicini da NW. Perciò, teoricamente, fenomeni
di effettiva convergenza a carico delle celle possono verificarsi solo nel
caso in cui transiti l'asse di saccatura in quota con ad esempio iniziale
SW seguito a breve da NW post-asse: se celle temporalesche si originano subito
prima e dopo l'asse di saccatura esse potranno convergere, ma è una
eventualità piuttosto rara.
Succede invece che celle vicine (multicelle o linee temporalesche frontali)
si espandano notevolmente in larghezza andando a collidere tra loro: in questo
caso si avrà l'impressione che due o più temporali convergano verso la stessa
zona, ma sarà soltanto l'effetto della rispettiva espansione in senso orizzontale.
In tal modo ne risultano notevolmente intensificate le correnti ascensionali
e discendenti, specie se fonderanno in unico sistema temporalesco: l'intensificazione
dei moti verticali (updraft e downdraft) sembra sia dovuta a maggiore immissione
di energia nel sistema in seguito a maggior richiamo di aria calda dal basso
per la maggior divergenza in quota (teoria che però necessita di adeguate
verifiche).
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