IL DIAGRAMMA TERMODINAMICO – 2

PARTE SECONDA

MESSAGGIO TEMP E DIAGRAMMA SKEW T – LOG P

Riprendiamo ora la nostra analisi del sondaggio termodinamico dal momento in cui la radiosonda, che è già stata lanciata in quota, ha iniziato a trasmettere verso terra i propri dati e la stazione ricevente sta procedendo alla compilazione del relativo bollettino. Come è già stato anticipato, ciò che risulterà al termine della procedura sarà un messaggio di tipo alfanumerico, detto TEMP, che conterrà, cifrati secondo un particolare codice, tutti i valori di pressione, temperatura, umidità, direzione ed intensità del vento caratteristici delle diverse quote isobariche. Purtroppo, tali riporti non hanno esattamente ciò che si potrebbe definire un aspetto “amichevole”, presentandosi difatti come la sequela di numeri scarsamente intelligibile che si vede in Figura 1.

Una delle possibilità per rendere il tutto più accessibile può essere, a questo punto, quella di tabellare questi dati così come fatto in Figura 2. Non è certamente questo il luogo per analizzare nel dettaglio le modalità di questo passaggio, dato che esso risulta prerogativa esclusiva del personale meteorologo professionista e non certo compito della maggior parte dei normali utenti (siano essi aeronautici oppure no), i quali, tra l’altro, avrebbero anche difficoltà a reperire i dati TEMP “grezzi”; senza contare che, al giorno d’oggi, i moderni uffici meteorologi dispongono di sistemi per la compilazione automatica del sondaggio in forma grafica a partire dalla ricezione dei dati RAOB. Per chi ne fosse comunque interessato, il consiglio è quello di rivolgersi ai manuali ufficiali del WMO (l’Organizzazione Meteorologica Mondiale) -OMM, nella fattispecie la pubblicazione WMO N.306, “Manual on codes – Volume I“, oppure a consultare uno dei numerosi siti Internet dedicati all’argomento.

Senza ombra di dubbio, e come già accennato poco sopra, il sistema migliore per utilizzare dati RAOB è però quello di riportare le misure effettuate dalla sonda in forma grafica, usando come riferimento particolari diagrammi, detti appunto termodinamici proprio perché consentono la rappresentazione visiva delle trasformazioni adiabatiche subite dalle masse d’aria in movimento attraverso l’atmosfera. Essi forniscono così un’immagine istantanea della temperatura, dell’umidità e dei venti atmosferici al di sopra di un punto particolare della superficie terrestre dal livello del suolo fino a circa il livello della tropopausa (diciamo una quindicina di chilometri scarsi alle nostre latitudini), venendo quindi incontro alle necessità della maggior parte degli utenti, siano essi meteorologi oppure no.

Il più noto di questi diagrammi, e quello utilizzato dai nostri Servizi Meteorologici, è conosciuto come nomogramma di Herlofson o skew T – log P (letteralmente ” temperatura obliqua – logaritmo della pressione”) ed è caratterizzato dal possedere l’asse delle ordinate inclinato di 45° rispetto a quello delle ascisse; questo accorgimento si è reso necessario per ottenere un diagramma ove le aree risultano esattamente proporzionali alle energie. L’asse orizzontale del diagramma riporta le temperature in gradi °C utilizzando una scala lineare, mentre sull’asse verticale vengono segnate, in forma logaritmica, le pressioni atmosferiche in ectoPascal o millibar in atmosfera standard, ovvero sia con la superficie isobarica 1000 hPa appena al di sopra del livello del suolo per le stazioni di terra, la 700 hPa a circa 3 km di altezza e la 500 hPa a 5500 metri di quota.

Osserviamo ora il disegno di Figura 3, che altro non è se non proprio il riporto su un diagramma termodinamico di Herlofson dei dati TEMP delle figure precedenti. La linea continua rappresenta l’andamento della temperatura (in termine tecnico la sua curva di stato)¸ costruito riportando i dati della colonna T di Figura 2 ed utilizzando quale riferimento la griglia di linee rosse inclinate dal basso a sinistra verso l’alto a destra. Il punto in cui la curva di stato presenta una netta variazione del suo andamento decrescente con l’altezza, assumendo invece una tendenza all’aumento o al rimanere costante, può essere assunto come indice della presenza del limite della tropopausa a quella quota. Quando invece tali variazioni avvengono in uno o più punti situati a quote molto più prossime al suolo, essi definiscono la presenza di un’inversione, ovvero sia di una fascia di troposfera dove l’aria umida, venendo costretta a permanere nei bassi strati, rende ad esempio possibile la formazione di nebbie.

La linea tratteggiata rappresenta, invece, la curva delle temperature di rugiada, una misura diretta della presenza di umidità nell’atmosfera: l’aria è più secca quando la linea tratteggiata è distante dalla continua, mentre l’umidità aumenta all’avvicinarsi delle curve. Quando le due linee si sovrappongono, l’aria è satura e l’umidità relativa al 100%; in quota ciò potrebbe essere assunto quale indice della presenza di nubi, mentre in prossimità del suolo potrebbe implicare la presenza di pioggia o neve, a patto che la regione di aria satura sia sufficientemente spessa e prossima al terreno. Nel diagramma di Figura 3 appare quindi esservi uno consistente strato di nubi, con uno spessore che va dal suolo fino ad una quota di circa 3,5 km.

Le linee verdi leggermente curve, inclinate dalla destra in basso verso la sinistra in alto, sono le adiabatiche secche, che rappresentano come una massa di aria secca diminuirebbe la propria temperatura quando costretta a salire in quota o, al contrario, la aumenterebbe se spinta verso il basso. Si noti che in meteorologia, l’aria viene considerata secca ogni qual volta la sua umidità risulta inferiore al 100%. Una particella di questa aria secca, salendo in quota e venendo così a trovarsi ad una pressione inferiore, inizia ad espandersi, obbedendo alla legge dei gas; questa espansione provoca un raffreddamento dell’aria medesima, ma la perdita di temperatura non avviene a beneficio dell’ambiente esterno, a meno di una quantità infinitesima, poiché l’aria è una cattiva conduttrice di calore. Da qui il termine adiabatico, che significa essenzialmente senza alcuno scambio di calore. L’aria secca si raffredda abbastanza rapidamente, perdendo circa 9.8°C per ogni km di quota, ovvero sia circa 1°C ogni 100 metri di salita; analogamente, l’aria secca in discesa viene riscalda dalla compressione esercitata dalla superiore pressione circostante, guadagnando 1°C ogni 100 metri di discesa.

Le adiabatiche secche intersecano la isobara di 1000 hPa ad intervalli di 2°C ed i valori delle temperature potenziali compaiono, di 10°C in 10°C sulle curve stesse oltre che sul bordo esterno del diagramma. Per definizione, la temperatura potenziale è la temperatura che una massa d’aria secca avrebbe se venisse adiabaticamente trasportata al livello isobarico di 1000 hPa.

Le linee verdi tratteggiate e divergenti verso l’alto sono, invece, le adiabatiche umide, che mostrano il raffreddamento di una particella di aria umida in salita verso l’alto (non si da il caso di aria umida in discesa, perché ciò implicherebbe un riscaldamento che provocherebbe, a sua volta, l’immediato “asciugamento” dell’aria, portandola al di sotto della sua condizione di saturazione). L’aria viene detta satura quando possiede il 100% di umidità; anch’essa si raffredda innalzandosi nell’atmosfera, tuttavia non così rapidamente come nel caso “secco” ed il motivo è presto detto.

Come sappiamo, per creare vapore dall’acqua è necessario riscaldarla, aggiungendovi calore; il vapore acqueo nell’atmosfera esiste proprio perché calore è stato aggiunto all’acqua, vaporizzandola. Ora, il calore è una forma di energia e, come tale, non può essere “distrutto”, ma deve sempre esserne assicurata la conservazione. Non appena una particella di aria raggiunge il punto di saturazione, un ulteriore raffreddamento avrà l’effetto di produrre l’immediata condensazione del vapore, con il conseguente rilascio di quello stesso calore assorbito durante la vaporizzazione; questo calore è il cosiddetto calore latente, cioè in pratica il “calore che stava nascosto” all’interno del vapore. Così, mentre l’aria si espande, raffreddandosi, una quantità di calore viene costantemente aggiunta di pari passo con la condensazione; tuttavia, il raffreddamento per espansione è preponderante rispetto al riscaldamento provocato dal calore latente, che altro non può fare se non limitarsi a “rallentare” l’intero processo.

Si noti come, su un diagramma Skew T, le adiabatiche sature tendano a sporgere verso l’esterno, come se l’aria, innalzandosi, si riscaldasse; si deve, tuttavia, ricordare che le isoterme sono diagonali, così che anche le adiabatiche sature risultano in un qualche modo inclinate ed il processo da esse rappresentato altro non è che un raffreddamento all’aumentare della quota, solo molto più lento che nel caso secco. Inoltre, si nota anche che in quota le adiabatiche sature tendono a seguire l’andamento di quelle secche; ciò avviene perché quando l’aria ha perso sufficiente umidità, il calore restituito dalla piccola quantità di vapore che ancora si sta condensando è talmente insignificante da non incidere più sulla velocità di raffreddamento dell’intera particella, che quindi prende a comportarsi come una massa di aria “secca”.

Sul nomogramma di Herlofson compare anche un altro set di linee (non riportate in Figura 3) inclinate come le isoterme, cioè dal basso a sinistra verso l’alto a destra, ma, diversamente da queste, tratteggiate e non a tratto continuo: sono le rette isoigrometriche, marcate con i corrispettivi valori in grammi di umidità per kg di aria secca lungo il bordo inferiore del diagramma.

Le frecce sulla destra mostrano la direzione di provenienza e la velocità del vento, secondo la simbologia che abbiamo già visto utilizzata sulle carte aeronautiche per l’assistenza al volo e che utilizza una combinazione di tre elementi grafici (trattino corto=5 nodi, lungo=10 nodi, triangolino=50 nodi) per rappresentare i diversi valori di velocità. Nel caso in esame, i venti sono da sud in prossimità del suolo, da sud-ovest nella bassa atmosfera, quindi prendono a ruotare in senso orario all’aumentare della quota.

Vediamo ora quale può essere l’utilizzo di un diagramma termodinamico più prossimo alle esigenze di chi pratica un’attività di volo leggero, sia essa con o senza motore. Tralasciando infatti ogni valutazione circa altri parametri atmosferici, risulta opportuno concentrarci ora sulle problematiche di stabilità o instabilità dell’atmosfera, ovvero sia sulla valutazione dei livelli a cui può avvenire la condensazione del vapore contenuto in una massa d’aria ascendente. Ciò è reso possibile proprio grazie ai dati forniti dalle radiosonde, combinati con la conoscenza delle condizioni di temperatura ed umidità, possedute dall’aria al momento del suo innalzamento in quota.

Il consiglio, ora come nelle occasioni precedenti, è quello di cercare di mettere in pratica quanto ora seguirà, che solo ad una lettura non efficacemente supportata dalla pratica potrebbe risultare complicato. Dalla rete Internet è possibile scaricare i TEMP, già riportati in forma grafica, di quasi tutte le stazioni italiane di radiosondaggio; il sito UMA Home Page (http://www.orso.net/uma), ad esempio, riporta alcuni link utili a questo scopo. Dopo aver ricavato le proprie considerazioni, si consiglia però di ricercare sempre l’avvallo di personale meteorologo qualificato; si ricordi che il solo sondaggio, così come il solo METAR o il solo TAF, non può fare meteorologia e che solo chi ha ben presente la situazione a livello sinottico è in grado di interpretare e di valutare l’attendibilità di tutte le singole informazioni disponibili.

Per trovare il livello noto come LCL (Lifting Condensation Level o Livello di Condensazione Forzata) ovvero il livello a cui raggiungerebbe la saturazione una massa d’aria che venisse innalzata da cause meccaniche (ad esempio, un ostacolo di natura orografica) si deve localizzare l’intersezione della linea isogrometrica condotta dal valore di temperatura di rugiada al suolo con l’adiabatica secca tracciata a partire dalla temperatura superficiale. Oltre tale livello, nel caso in cui la particella d’aria venisse ancora costretta a sollevarsi, il raffreddamento proseguirebbe seguendo una variazione termica per aria satura, cioè, in pratica, lungo la corrispondente adiabatica satura. Se questa adiabatica, tracciata dal punto LCL, interseca la curva di stato passando alla destra di questa, il livello identificato dall’intersezione delle due curve viene detto di libera convezione o Level of Free Convection LFC: da questo punto in poi l’atmosfera è instabile e la particella d’aria potrà proseguire spontaneamente la propria ascesa. La stessa adiabatica secca, intersecando nuovamente la curva di stato e passandone alla sinistra, marcherà il punto in cui l’atmosfera torna ad essere stabile, identificando, in pratica, il livello superiore delle nubi.

Il livello CCL (Convection Condensation Level o Livello di Condensazione Termoconvettivo) è, invece, l’altezza alla quale una particella di aria, se sufficientemente riscaldata dal basso, inizierebbe il proprio processo di condensazione, innalzandosi adiabaticamente nell’atmosfera. Nella maggior parte dei casi, il CCL rappresenta l’altezza della base dei cumuli prodotti da turbolenze di origine termica; per determinarlo, è sufficiente segnare l’intersezione della linea isogrometrica tracciata dalla temperatura di rugiada superficiale con la curva di stato della temperatura. Una volta identificato, ridiscendendo dal CCL lungo un’adiabatica secca verso l’isobara che rappresenta la pressione al suolo, si determina la corrispondente temperatura convettiva, ovvero sia la temperatura necessaria affinché un sufficiente riscaldamento solare possa innescare il processo di formazione delle nubi convettive.

Riprenderemo i concetti relativi ai diversi livelli di condensazione nel prossimo numero di Aviazione Sportiva, dove concluderemo l’esame del sondaggio termodinamico affrontando i diversi gradi di stabilità o instabilità dell’atmosfera e valutando, grazie alla già citata equivalenza tra aree ed energie nel nomogramma di Herlofson, le diverse energie in gioco nei processi che portano alla formazione delle nubi per convezione o per innalzamento forzato.

2 – Continua

 

Figura 1

Esempio di messaggio TEMP

TTAA 72121 72694 99012 11611 18010 00162 11211 18515 92812 09609

23021 85511 06210 25025 70079 02911 26026 50566 19373 29036 40728

30569 29538 30926 47164 30535 25044 56162 28047 20186 54364 27551

15370 56164 29034 10625 57963 29045 88232 57362 27053 77999 51515

10164 00003 10194 22521 26027=

TTBB 72120 72694 00012 11611 11966 10609 22850 06210 33700 02911

44641 08122 55638 08724 66630 10776 77615 09777 88601 10169 99581

10576 11400 30569 22262 55162 33232 57362 44215 52763 55118 59963

66100 57963 31313 01102 81102=

PPBB 72120 72694 90012 18010 20025 21522 90346 24020 24522 25028

90789 25528 26527 26525 91124 26030 26030 27534 9167/ 28534 29036

92057 29034 29537 29033 929// 30530 93025 31035 30536 27550 936//

27053 9424/ 29051 29534 9503/ 28549 29050=

TTCC 72122 72694 70850 60163 31028 50058 60163 30021 30378 58163

27017 20637 52964 25523 88999 77999=

PPDD 72120 72694 9547/ 29044 29038 9616/ 31525 29528 9705/ 31017

29513 982// 25019 9902/ 26020 26521=

Figura 2

Riporto in forma tabellare del TEMP di Figura 1

Sondaggio del 22 Ottobre 1996 alle ore 12 UTC

SCARICA LA TABELLA CON I VALORI

Figura 3

Il TEMP di Figura 2 riportato in un diagramma Skew T- log P

 


 

Dott. Marco Tadini
meteorologo

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