Come leggere i grafici Skew-T

Se non hai mai visto un grafico Skew-T prima, dire che può sembrare un po’ intimidatorio è un enorme eufemismo. Ma con un po’ di pratica, puoi diventare un maestro di Skew-T e aprire nuove porte per conoscere una varietà di argomenti meteorologici. I grafici Skew-T sono incredibilmente utili per visualizzare rapidamente e con precisione la struttura dell’atmosfera dalla superficie fino a 100.000 piedi, e sono stati in giro per molto tempo – dal 1947, per essere esatti1.

I grafici Skew-T sono più comunemente usati per tracciare i parametri misurati dalle radiosonde mentre salgono nell’atmosfera. Tracciano solo tre misure: temperatura, punto di rugiada e velocità del vento (la velocità e la direzione del vento). Inoltre, ci sono 5 linee su uno Skew-T: isoterme, isobare, adiabati secchi, adiabati umidi e linee del rapporto di miscelazione di saturazione.

Oltre a fungere semplicemente da modello per tracciare la temperatura, il punto di rugiada e il vento, gli Skew-T sono utili per trovare facilmente le posizioni e i valori di importanti livelli e parametri dell’atmosfera. CAPE, LCL, e LFC sono solo alcune cose che possono essere facilmente trovate con uno Skew-T.

Iniziamo il nostro viaggio imparando a conoscere ogni linea su uno Skew-T.

Isoterme

Le isoterme sono linee di temperatura costante. Sono l’omonimo del grafico Skew-T perché sono inclinati di 45 gradi a destra. L’inclinazione delle T può sembrare poco intuitiva, ma una Skew-T ci permette di calcolare facilmente importanti livelli atmosferici e parametri come il livello di condensazione ascendente (LCL), il livello di libera convezione (LFC), il livello di equilibrio e il CAPE. Uno Stüve è come uno Skew-T ma senza le linee di temperatura oblique. Non è così utile per la maggior parte delle applicazioni meteorologiche perché le adiabate su di esso non sono curve, il che significa che non possiamo calcolare accuratamente le cose elencate sopra.

Isobars

Isobars sono definiti come “linee di pressione costante”. Su un grafico Skew-T, la pressione, NON l’altezza, è tracciata sull’asse y, quindi le isobare sono semplicemente parallele all’asse x. Poiché la pressione diminuisce più lentamente con l’altezza più in alto si va, la pressione è tracciata in modo logaritmico sui grafici Skew-T. Per questo motivo, i grafici Skew-T sono anche comunemente chiamati grafici Skew-T/Log-P. Se non tracciassimo la pressione in logaritmi, i grafici Skew-T sarebbero alti quanto i palloni meteorologici che tracciano – circa 100.000 piedi di altezza!

Adiabati secchi

I processi adiabatici sono processi in cui non viene scambiato calore con il sistema esterno (nel nostro caso, l’atmosfera), e gli adiabati secchi mostrano quanto un pacco insaturo si raffredda quando viene sollevato nell’atmosfera. Probabilmente state pensando “come può una particella raffreddarsi e mantenere lo stesso contenuto di calore? Bene, tenete a mente che quando un pacco d’aria sale, si espande a causa dell’atmosfera circostante che esercita meno pressione su di esso, quindi il contenuto totale di calore rimane lo stesso.

I processi adiabatici sono una conseguenza della Prima Legge della Termodinamica, che afferma che il calore aggiunto a una certa massa di un gas è uguale alla sua variazione di energia interna + il lavoro fatto dal gas sull’ambiente. Facendo qualche abile manovra matematica e applicando la legge dei gas ideali, troviamo che la prima legge afferma che i cambiamenti di temperatura sono positivamente correlati ai cambiamenti di pressione. Discuterò questo e altro in un tutorial in futuro, ma la cosa importante da sapere è che quando un pacco d’aria insatura sale e QUALSIASI pacco d’aria scende, viaggerà parallelamente a queste adiabate.

Queste adiabatiche seguono il “Dry Adiabatic Lapse Rate”, che è di circa 10 gradi Celsius per chilometro.

Adiabatiche umide

Quando l’aria satura sale, segue la “saturazione” o “adiabatica umida”. Quando l’aria raggiunge la saturazione, il vapore acqueo gassoso si condensa in goccioline di acqua liquida, e questo cambiamento di fase rilascia “calore latente” nell’atmosfera. Per questo motivo, il tasso di decadimento adiabatico umido è SEMPRE inferiore al tasso di decadimento adiabatico secco, ma come si può vedere sopra, gli adiabati umidi NON sono paralleli e variano un po’ sia con la temperatura che con l’altitudine.

La cosa più importante da ricordare sugli adiabati umidi è che un pacchetto di aria satura li segue solo se sta salendo. Se il pacco sta affondando, si sta riscaldando lontano dalla saturazione e seguirà le adiabat secche.

Le linee del rapporto di miscelazione di saturazione

Il rapporto di miscelazione di saturazione è il rapporto, in grammi di vapore acqueo per chilogrammo d’aria, che un pacco d’aria deve avere ad una data pressione e temperatura per essere considerato “saturo”. Una volta che un pacchetto d’aria è saturo, generalmente non può più trattenere vapore acqueo.

Ora che conosci le linee – scopriamo come possiamo usarle per calcolare alcuni livelli particolarmente importanti dell’atmosfera. Impareremo a calcolare il livello di condensazione ascendente (LCL), il livello di condensazione convettiva (CCL), il livello di convezione libera (LFC), e il livello di equilibrio (EL), così come l’energia potenziale convettiva disponibile (CAPE) e l’inibizione convettiva (CIN).

Lifting Condensation Level (LCL)

L’LCL è il livello di pressione che un pacco d’aria dovrebbe essere innalzato (adiabaticamente secco) per diventare saturo. Per trovare la LCL, segui un adiabat secco dalla tua temperatura ambientale superficiale e una linea di rapporto di miscelazione di saturazione dalla tua temperatura del punto di rugiada superficiale. L’intersezione di questi segna la posizione della LCL. L’LCL è importante perché segna il punto in cui il pacco d’aria smette di salire alla velocità adiabatica secca e passa alla velocità adiabatica umida.

Livello di condensazione convettiva (CCL)

Un livello strettamente correlato è il livello di condensazione convettiva, o CCL. Il CCL è il livello di pressione che un pacco, se riscaldato alla “temperatura convettiva”, salirebbe liberamente e formerebbe una nube cumuliforme. La temperatura convettiva è la temperatura che la superficie deve raggiungere affinché l’aria possa salire liberamente, e il CCL è all’intersezione della temperatura ambientale (NON un adiabat secco dalla superficie… quello è il LCL) e la linea del rapporto di miscelazione di saturazione dalla temperatura del punto di rugiada superficiale.

Note: La LCL e la CCL sono utili per determinare l’altezza delle basi delle nuvole. Per le nubi non convettive che sono costrette a salire, la LCL è una buona approssimazione. D’altra parte, la CCL è una stima migliore per le nubi formate dalla convezione, come le nubi cumuliformi. In realtà, le basi delle nuvole sono generalmente da qualche parte tra la LCL e la CCL.

Il motivo per cui i temporali nel deserto hanno spesso basi alte è perché i punti di rugiada in superficie sono bassi, causando che la LCL e la CCL siano alte nell’atmosfera. Al contrario, i temporali in luoghi umidi hanno generalmente basi più basse perché la LCL è più bassa.

Livello di convezione libera (LFC)

Il LFC è il livello di pressione che un pacco d’aria dovrebbe essere sollevato affinché la sua temperatura sia uguale a quella ambientale. Si trova prendendo l’adiabat umido dal LCL fino a quando interseca la temperatura ambientale. Dopo questo, la particella d’aria è più calda del suo ambiente e può liberamente salire (da qui il nome – livello di libera convezione).

Ci sono alcune situazioni isolate in cui questo approccio non funziona – per esempio, se la superficie ha raggiunto la “temperatura convettiva” di cui sopra, il LFC è alla superficie. Ma per la stragrande maggioranza delle situazioni, questo metodo funziona magnificamente.

Non tutti gli scandagli hanno un LFC. Se l’adiabat umido non interseca mai la temperatura ambientale perché l’atmosfera è relativamente stabile e non mostra una forte diminuzione della temperatura con l’altezza, non c’è LFC. Inoltre, molti luoghi che hanno un LFC durante il giorno possono non averlo di notte, quando la superficie è più fredda e l’atmosfera è più stabile.

Livello di equilibrio (EL)

Il livello di equilibrio esiste solo se c’è un LFC, ed è definito come il livello in cui l’adiabat umido che denota il percorso del pacco incrocia la temperatura ambientale. All’EL, il pacco d’aria ha la stessa temperatura del suo ambiente, e sopra di esso, è più freddo e più denso. La EL può essere trovata guardando le “incudini” sui temporali, poiché queste segnano il punto in cui un pacchetto d’aria in aumento non è più positivamente galleggiante. L'”overshooting top” di un temporale supera il livello di equilibrio, ma questo è solo perché la quantità di moto della potentissima corrente ascensionale del temporale gli permette di raggiungere una quota maggiore, NON perché l’aria sopra il livello di equilibrio è positivamente galleggiante.

Energia Potenziale Disponibile Convettiva (CAPE) e Inibizione Convettiva (CIN)

CAPE è l’area delimitata dalla temperatura ambientale e la temperatura di un pacco mentre sale lungo il tasso di lapse adiabatico umido. Per definizione, il limite inferiore del CAPE è il LFC, e il limite superiore è l’EL. Poiché il CAPE misura quanto sia galleggiante un pacchetto d’aria rispetto al suo ambiente, può essere usato per stimare la forza massima delle correnti ascensionali in una tempesta e, per associazione, quanto grave possa diventare una tempesta. Se vuoi grandi tempeste, hai bisogno di grandi CAPE. Periodo.

CIN è l’antitesi di CAPE: mentre CAPE misura la galleggiabilità positiva e la forza della convezione possibile, CIN misura la galleggiabilità negativa e la resistenza alla convezione. CIN è delimitato dalla temperatura dell’ambiente sulla destra e dalla temperatura del pacco che sale sulla destra, e si misura dal LFC fino a dove la temperatura dell’ambiente e la temperatura del pacco sono uguali, che è quasi sempre la superficie. In questa zona, la temperatura del pacco è inferiore a quella dell’ambiente, rendendo così il pacco più denso e facendolo affondare in assenza di qualsiasi forzatura esterna. CIN generalmente raggiunge un picco durante la mattina presto e diminuisce durante il giorno man mano che il sole riscalda la superficie.

CIN è in realtà un ingrediente necessario per le tempeste gravi perché permette al CAPE di accumularsi a livelli enormi impedendo la convezione e il rimescolamento dell’atmosfera durante le ore mattutine. Quando il riscaldamento dalla superficie finalmente erode il CIN, i valori di CAPE sono cresciuti astronomicamente grandi e qualsiasi sviluppo di tempesta è esplosivo, portando a potenti supercelle con grandine di grandi dimensioni, venti dannosi e tornado.

Ecco un classico suono di maltempo da Oklahoma City che è stato preso 3 ore prima del devastante 2013 Moore, OK EF-5 tornado. Vedi se riesci a trovare la LCL, CCL, LFC, EL, CAPE, e CIN su questo suono!

Grazie per aver letto, spero che tu abbia imparato qualcosa!

Scritto da Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Ultimo aggiornamento 5/17/2017

1. Servizio Meteo Nazionale (n.d.). Diagrammi Skew-T Log-P. Recuperato il 10 maggio 2017, da http://www.srh.noaa.gov/jetstream/upperair/skewt.html
2. University Corporation for Atmospheric Research (n.d.). Skew-T Mastery. Retrieved May 17, 2017, from http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/skewt/
3. Ladd, R. (2014, April 25). Le basi di uno scandaglio del tempo severo. Recuperato il 17 maggio 2017, da http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html

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