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Guida ai Modelli: come interpretare i modelli matematici
Autore: andrea75
Data: Mer 18 Mag, 2011 11:28
Categoria: Articoli di meteorologia
Tipo:
Valutazioni 10/10, 4 voto(i): [Valuta articolo]
Titolo Articolo: Guida ai Modelli: come interpretare i modelli matematici
Descrizione: Una raccolta di nozioni per leggere e capire le carte meteo più diffuse nel web
Contenuti:


2 - CARTE A RISOLUZIONE ORIZZONTALE
CARTE A RISOLUZIONE ORIZZONTALE

La pressione riportata al livello del mare (SLP o anche MSLP)

Innanzitutto, va ricordato che questo valore di pressione ha come scopo quello di correggere il valore dei barometri o delle stazione poste in altitudini superiori a quelle appunto del livello del mare, per determinare la pressione che si avrebbe se il barometro fosse a questo livello di altitudine.
Le carte di pressione a livello del mare sono indispensabili in meteorologia. Permettono infatti di localizzare le zone di bassa pressione (depressioni) e quelle di alta pressione (anticicloni). Inoltre, applicando la legge di Buys-Ballot, si può determinare con discreta precisione la direzione del vento in un determinato punto: il vento scorre parallelamente alle linee di uguale pressione (isobare). Per l'esatta direzione direzione del vento, occorre semplicemente sapere che esso soffia in senso antiorario attorno ad una depressione (lettera T sulla carta qui sotto), e in senso orario attorno ad un anticiclone (lettara H). Attenzione però, perché questa norma vale se ci si situa nell'emisfero Nord, ma è invertito se si passa nell'emisfero Sud. La velocità del vento invece, è proporzionale in base all'infittimento delle isobare: quanto più esse saranno vicine tra di loro, tanto maggiore sarà la velocità del vento.
Un occhio attento ed esperto potrà immediatamente riconoscere la posizione del fronte con la semplice osservazione di una carta di questo tipo, senza dover passare per altri parametri, come la temperatura a 850hPa o lo spessore di geopotenziale.

immagine1
Qui sopra, ecco un tipico esempio di una carta che rappresenta la pressione a livello del mare. Le isobare sono rappresentate dalle linee bianche con quote di hPa che vanno di 5 in 5 (per evitare problemi di sovrapposizione). Applicando la norma di Buys-Ballot, si può osservare che il vento soffia dal sud dell'Islanda (anche se non è completamente esatto, poiché la forza d'attrito costringe il vento a tagliare le isobare con un angolo di 20/25° in direzione della bassa pressione), e che deve soffiare anche molto intensamente, quasi a livello di tempesta: basta osservare la limitata distanza delle isobare in quel punto. In Francia, ad esempio, il tempo è molto più stabile, poiché le isobare sono molto intervallati tra di esse. Questo tipo di zona si chiama in gergo una zona di palude barometrica. Il vento è infatti debole ed abbastanza variabile nella sua direzione.

La carta della pressione al suolo è dunque una carta di notevole interesse che qualsiasi previsore utilizza come base di partenza per la sua previsione. È una carta molto importante per cominciare lo studio dei modelli matematici.

Geopotenziale alla quota di 500 hPa

Il Geopotenziale: ecco un termine tipicamente meteorologico ed abbastanza astratto. In realtà, si potrebbe tradurlo brutalmente come segue: il geopotenziale di una quota x è l'altitudine alla quale questa quota x si trova. O meglio, si intende la quota alla quale la pressione atmosferica raggiunge questo valore. Ad esempio, in media, l'altitudine della superficie di 500hPa è di 5500m. Ma ci teniamo a precisarlo, è soltanto una media! Infatti, quest'altitudine può variare al variare della pressione atmosferica al livello del mare. I valori di geopotenziale vengono espressi in DAM.
La Scala DAM è una scala che rappresenta la pressione a 5500m e viene espressa al centesimo, essa non è altro che una semplificazione dell'hPa (ettoPascal). Ad esempio se prendiamo la 552DAM, la quale viene presa come punto di riferimento nella scala principale corrispondera' a 5520hPa.
L'utilizzo delle carte di geoponziale è di semplice utilizzo, al pari delle carte di pressione al livello del mare: le zone con isobare con valori di pressione elevata sono comparabili agli anticicloni visti in una carta di pressione al livello del mare, mentre le zone di bassa pressione sono comparabili alle depressioni in una carta di pressione al suolo. Inoltre, la norma di Buys-Ballot citata qui sopra si applica allo stesso modo.
Le linee tracciate in una carta che congiungono i punti nei quali una data superficie isobarica ha il medesimo geopotenziale, si chiamano gli isoipse (ancora un termine erudito) e sono rappresentate in nero sulla carta qui di seguito (che è la medesima mostrata qui sopra). Si può dedurre che il vento che soffia sopra Madrid, non sia molto forte (isoipse molto intervallate), e che viene dal Sud.

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Ora proveremo a familiarizzarsi rapidamente con alcune configurazioni di base, e a collocare in esse 2 termini che ritornano molto spesso in meteorologia: promontori e saccature. Per definizione, una saccatura è un'area allungata a forma di U o di V, di pressione relativamente bassa, che si protende da una depressione, cioè un'area dove i geopotenziali molto bassi hanno tendenza ad inghiottirsi verso Sud (linee rosse). Le saccature sono spesso sinonimi d'instabilità e di tempo perturbato. Non è raro che queste saccature scendano così tanto verso Sud che finiscano per isolarsi in una goccia fredda; le isoipse formano in questo caso un cerchio, e le temperature in quota indicano che l'aria è più fredda all'interno della goccia piuttosto che ai suoi margini (da qui il suo nome): questo tipo d'isolamento può produrre anche autentiche tempeste, poiché l'aria diventa instabile con l'arrivo d'aria fredda in quota. A contrario, un promontorio è un'area allungata di pressione relativamente alta che si protende da un anticiclone, con isobare a forma di U o di V. Nel secondo caso prende più propriamente il nome di cuneo. E' dunque un area dove gli alti geopotenziali hanno tendenza ad inghiottirsi verso Nord (linee blu). Queste aree sono spesso sinonimi di tempo bello e stabile.

Lo spessore geopotenziale

Ora sappiamo cos'è un geopotenziale... occorre ora conoscere un'altra nozione: lo spessore tra 2 superfici isobare. Sulle 2 carte precedenti, è lo spessore tra le superfici a 500 e a 1000hPa, che è rappresentato dalle aree colorate, cioè la differenza d'altitudine tra la superficie a 500hPa e quella della a 1000hPa.
Questo spessore è strettamente collegato alla temperatura dalla formula seguente:

Spessore = Z500-Z1000 = 67,445*T*log(500/1000).


Dove T è la temperatura media dello strato 500/1000hPa.

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Se ne deduce che lo spessore di uno strato dell'atmosfera è proporzionale alla temperatura media di questo strato (se si trascura l'umidità, poiché non è solamente la temperatura in sè che conta, ma la temperatura virtuale, che cambia con l'umidità). È per questo che le linee di spessore possono essere interpretate come carte della temperatura in quota. Questo parametro è utile per indivuduare abbastanza facilmente i fronti: non si individuano tanto dove la differenza di GPT è più elevata, ma un leggermente spostati verso i valori alti (fronte caldo in rosso, fronte freddo in blu, fronte occluso in violaceo).
Gli spessori possono anche risultare utili per la previsione della neve. Ad esempio, uno spessore dello strato 1000/850hPa inferiore a 1281m (valore calcolato) lascia buone possibilità di neve in pianura. Ma come tanti altri paramentri, anche questo non è infallibile.

Temperatura ad 850 hPa

Ecco un altro parametro, che ci permetterà di stimare grossolanamente la temperatura massima al suolo. Infatti, un'esperienza personale (e verificata dalla teoria) mostra che è possibile valutare la temperatura al suolo in funzione di quella a 850hPa (=1500m d'altitudine), aggiungendo in gerere tra 9 e 13°C:

+ 9°C con cielo interamente coperto
+ 11°C con cielo poco nuvoloso
+ 13°C con cielo sereno


Ci si può anche aiutare con i valori di umidità in quota per determinare le eventuali correzioni da apportare. Precisiamo che questo è un metedo molto aleatorio e molto dipende dalla zona di riferimento, se è posta in quota o in pianura, se viene influenzata da particolari microclimi, ecc. Ma spesso, in molti casi, vi possiamo assicurare che funziona.

Ovviamente, la carta di temperatura a 850hPa si utilizza per molti altri aspetti, ben più importanti: uno, ad esempio, è quello di individuare la traccia dei fronti a quest'altitudine.

immagine4
Su questa carta, la temperatura a 850hPa è rappresentata dalle aree colorate. Le linee nere, aiutano nella visione delle temperature, ma ovviamente essendo un modello ad ampia scala, non sono sempre così precise.
Le linee bianche rappresentano la pressione a quella determinata quota, e viene preso come punto di riferimento, per l'appunto 149DAM. La questione è la stessa dei 552DAM.

La temperatura potenziale ad 850hPa

Per comprendere la temperatura potenziale, si può citare quest'espressione, letta recentemente su un forum meteo francese, che ci è molto piaciuta: "la temperatura potenziale sta alla temperatura come la pressione al livello del mare sta alla pressione al suolo". E' cioè un valore virtuale poiché non misurabile, ma calcolabile.
Si sa infatti che la temperatura scende quando si sale di altitudine... e che quindi aumenta quando si scende di altitudine. Ebbene, la temperatura di una particella d'aria a 850hPa è la temperatura che avrebbe questa particella se la si costringesse a scendere verso la quota di 1000hPa (senza scambi di calore con il suo ambiente, ed a condizione che l'aria non sia satura).
Le mappe che descrivono la Temperatura Potenziale a 850HPa sono uno strumento ideale per localizzare il contenuto di umidità delle masse d'aria (alla quota di 850HPa), e quindi anche identificare le zone che, con più probabilità, saranno soggette a nuvolosità e precipitazioni.

Infatti tramite la lettura di queste carte è facile individuare anche dove si formeranno i fronti nuvolosi, mentre dalle normali carte termiche ad 850HPa si possono solo ipotizzare i fronti dall'andamento delle isoterme, con queste carte è visualizzabile proprio il fronte nuvoloso stesso anche in un regime termico ad 850HPa uniforme.

Il principio di funzionamento è subito svelato, alla stssa pressione (850HPa) e quindi più o meno alla stessa quota, si possono distinguere 2 masse di aria con contenuto di umidità differente. Se si ipotizzasse di far condensare tutto il vapore in esse contenuto e si utilizzazze il calore latente di condensazione per far riscaldare l'aria stessa (una molecola di acqua che passa dallo stato gassosso (vapore) allo stato liquido (acqua) libera, un certa quantità di calore che viene ceduto all'aria circostante.

Nel fare questo calcolo, però, viene portata "idealmente" quest'aria alla quota del mare (alla pressione, cioè, di circa 1000HPa), ed è chiaro che si tratta di una grandezza puramente teorica, ma molto utile per capire le differenti origini delle masse d'aria (aria secca, aria umida, ecc) che tendono a conservare la caratteristica fisica umidità/temperatura e di qui è molto utile a distinguere i fronti che, appunto, si formano proprio sulla linea di confine di masse di aria dalle caratteristiche fisiche differenti.

Valori positivi quindi per alto contenuto in umidità, capace di sviluppare per condensazione diversi gradi °C, valori bassi con aria secca... addirittiura negativi)

Una cosa interessante da notare, infatti, è come le aree di alta pressione non possano raggiungere temperature potenziali equivalenti ad 850 HPa alti (non al suolo, dove invece potrebbe anche avere contenuti elevati di umidità) visto che l'aria secca avendo pochissimo vapore non può produrre molto calore nella condensazione... anzi, tende al processo inverso.
Potete comparare questa carta con quella mostrata sopra, dove il fronte è stato già tracciato.

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Questo parametro è utilizzato anche per altre cose (previsione dei temporali ad esempio). Ma in questo documento non ci occuperemo di qeusto aspetto.

L’umidità relativa a 700hPa

Noi ci soffermeremo molto su questo parametro, poiché è di semplice interpretazione: valori elevati dell'umidità relativa in quota permettono di darsi un'idea della ripartizione delle masse nuvolose. Più l'umidità è elevata (aree colorate in verde), più il tempo si preannuncia nuvoloso.

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Attenzione: per prevedere la nuvolosità che dovrebbe esserci ad esempio domani, può risultare molto imprudente prestare attenzione soltanto a questa carta. Infatti, non ci mostra null'altro che l'umidità intorno ai 3000m. Basta che uno strato di elevata umidità relativa resti bloccato sotto un'inversione di temperatura tra il suolo e 900 o 800hPa, mentre a 700hPa, l'aria è perfettamente secca, per fuorviarci (nel nostro caso, si avrà uno strato spesso di bassi strati se non addirittura un po' di pioviggine, mentre magari ci si aspettava grande sole!). L'ideale, lo avrete capito, è variare le carte, passare a modelli verticali o ai radiosondaggi. Con un po' di allenamenteo (non è un esercizio così facile), potrete sperare di prevedere il tipo di nube che si presenterà, la propria altitudine, ecc.

La velocità verticale a 500hPa

Sappiamo tutti che il vento si muove orizzontalmente, ma si ha spesso la tendenza a dimenticare che il vento si muove anche attraverso moti verticali.
L'unità di misura utilizzata per definire la velocità verticale è espressa in hPa/ora quando l'aria sale (ascendenze), la velocità verticale è negativa, ed è positiva quando l'aria scende (cedimento).
Sebbene la componente verticale del vento sia molto debole rispetto alla componente orizzontale (qualche cm/s contro molti m/s), sarebbe comunque un grave errore trascurare questo parametro. Infatti, la velocità verticale permette ad esempio di misurare lo stato di una depressione, l'attività di un fronte ecc.... in più, se associato all'umidità in quota, questo parametro è molto interessante per darci un'idea dell'entità di una precipitazione e dove essa andrà a cadere.

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Si può osservare da questa mappa, che le zone di ascendenza (in rosso) sono associate a zone molto nuvolose e piovose (a causa della condensazione dell'aria che sale in quota), e dunque ai fronti (potete fare una comparazione con la carta di temperatura potenziale ad 850hPa). Invece, le zone di subsidenza annunciano generalmente tempo stabile e soleggiato. La massa d'aria stagnante, infatti, durante il suo movimento di discesa, generalmente accompagnato da divergenza negli strati inferiori, si riscalda secondo la termovariazione adiabatica secca, sicché la struttura termica verticale varia e la stabilità aumenta.
Quando l'aria è allo stesso tempo in fase ascendente ed instabile (vedere indici d'instabilità), si possono temere forti perturbazioni.


Vento a 10m

Ecco un altro dato di semplice d'utilizzo. L'unico difficoltà può essere quella di determinare la velocità del vento a partire solo dai simboli. La direzione del vento, su queste carte, è rappresentata da un segmento orientato nel senso della provenienza del vento. La sua velocità, invece, è simboleggiata con barrette trasversali che si protendono dal segmento della direzione verso le basse pressioni. Viene tracciata:
- mezza barretta ogni 5 nodi
- una barretta trasversale ogni 10 nodi
- un piccolo triangolino ogni 50 nodi (nella carta successiva questo simbolo non è riportato)
Per ottenere la velolcità del vento in km/h, basta moltiplicare per 1,852.
Vediamo alcuni esempi su una carta:

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Questo tipo di carta del vento è anche disponibile per altre quote. Volendo si può considerare la velocità delle raffiche di vento al suolo grazie al vento medio a 925hPa (700m).

Vento a 300 hPa

Un'altra quota decisamente interessante per monitorare la velocità del vento è quella di 300hPa. Infatti, è più o meno a questa quota che si trovano le cossiddette correnti a getto o Jet-Stream.
Un getto che comporta venti che raggiungono o che superano i 200km/h è abbastanza potente, e può causare la formazione molto rapida di temporali a volte violenti se un'anomalia termica o di pressione si realizza al di sotto di esso (sfasamento tra isoterme ed isoipse a 500hPa ad esempio).

Un esempio pratico dove si può osservare un Jet Stream molto forte
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La corrente a getto rappresenta un fattore fondamentale anche per lo sviluppo e la propagazione delle supercelle. Gli ingredienti necessari affinché un temporale possa svilupparsi sono umidità (moisture), instabilità (instability) e sollevamento (lift). Una supercella ha bisogno di un ulteriore ingrediente: il wind shear. La corrente a getto produce un forte wind shear verticale. Nei livelli bassi dell'atmosfera, i venti possono essere due o tre volte minori rispetto al vento che esiste nel cuore della corrente a getto. Quando un temporale si sviluppa, il top della nube temporalesca incontrerà venti più forti che non alla sua base. Ciò farà inclinare la nube man mano che essa si andrà estendendosi in altezza. Tale inclinazione rende la nube potenzialmente più vigorosa, in quanto le correnti ascendenti sono sostituite da quelle discendenti. Quando la corrente ascendente è rimpiazzata da quella discendente, essa non ne viene cancellata da quest'ultima. Lo shear risulterà ulteriormente accresciuto se i venti a bassa quota differiscono per più di 40° in direzione dal vento della corrente a getto.

La tropopausa

Si sa che la tropopausa segna la zona di transizione tra il troposferae ed il stratosfera. In generale, la tropopausa si situa intorno ai 300hPa, ed è in realtà una superficie semirigida. Cioè che non può essere spinta molto verso l'alto (a causa della stabilità verticale che si ha a questa quota, indotta dalla risalita della temperatura nella stratosfera), ma può senza troppi problemi essere risucchiata verso il basso (l'aria stratosferica fredda e secca fa in questo caso un'intrusione nella troposfera).
Queste immissioni della tropopausa verso il basso si possono individuare grazie ad un nuovo parametro meteorologico: la vorticità potenziale (VP). Non si andrà in questo caso nei dettagli, ma considereremo soltanto che questo è un parametro che permette di fare una distinzione tra aria stratosferica ed aria troposferica. La vorticità potenziale si esprime in PVU (Potential Vorticity Unit in inglese). L'aria troposferica ha generalmente una VP inferiore a 1,5PVU, mentre l'aria stratosferica ha una VP spesso in larga misura superiore a 1,5PVU. Si capisce facilmente che la tropopausa (detta dinamica) ha una TP costante di 1,5PVU.
La carta qui di seguito mostra la VP della superficie isentropica di 320K. Per semplificare la comprensione della carta, si trascureranno le variazioni d'altitudine di questa superficie isentropica, e si supporrà che l'altitudine, o piuttosto la superficie isobara alla quale si trova questa isentropica di 320K è costante = 300hPa. Applicando quindi ciò che è stato detto più su, si può capire che dove la VP è superiore a 1,5PVU, l'aria stratosferica viene inghiottita verso il suolo; dove la VP è inferiore a 1,5PVU, la tropopausa viene stata spinta verso la stratosfera, mentre dove la VP è uguale a 1,5PVU, la tropopausa rimane costante al livello di 300hPa.
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In realtà, non sono tanto i valori di VP ad essere importanti, ma soprattutto le zone dove la VP varia abbastanza rapidamente e su brevi distanze. In queste zone, si dice che c'è uno sganciamento della tropopausa. E precisamente, un cedimento brutale della tropopausa indica un fronte in quota, che costringe l'aria che si trova appena dinanzi ad esso a salire rapidamente verso l'alto. Ciò può anche contribuire alla formazione di forti perturbazioni.


L'avvezione di vorticità assoluta

Ancora una nozione abbastanza complessa... ma anche in questo caso non entreremo nei dettagli, e ci accontenteremo di considerare che questo parametro permette di determinare le variazioni di rotazione di una particella d'aria su se stessa nel tempo.
Ciò che occorre prendere in considerazione, è che gli sganciamenti della tropopausa sono associati a valori positivi dell'avvezione di vorticità assoluta a 300hPa. Questo parametro è dunque molto utile per individuare le zone in cui vi possano essere alte probabilità di temporali (quando ovviamente è presente instabilità).

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Le zone in rosso (vorticità positiva) sono favorevoli alle ascendenze, dunque a possibili temporali quando si ha aria instabile. In blù/viola (vorticità negativa) le zone associate al tempo buono, che tendono a coincidere con i promontori rilevabili nel campo delle altezze geopotenziali.

La divergenza orizzontale a 300hPa

Un altro parametro che permette di determinare il rischio di temporali e l'intensità delle ascendenze è la divergenza del vento sotto la tropopausa. La tropopausa, come abbiamo visto, è una superficie semirigida. In pratica se dell'aria è proiettata dal suolo verso l'alto, inevitabilmente "inciamperà" contro la tropopausa, che gli impedirà di andare più su, e di passare nella stratosfera. Rischierebbe dunque di ammassarsi appena sotto la tropopausa? No... perché la legge di conservazione delle masse (o legge di continuità) impedisce all'aria di fermarsi sotto la tropopausa: non potendo andare né verso l'alto né verso il basso, si dispiega dunque lateralmente lungo la tropopausa... divergendo dunque.
Quando i famosi cumulonembi ad incudine si dispiegano ad alta quota, è a causa della tropopausa che impedisce alle correnti ascendenti di salire più su!
Ricapitolando, una forte ascendenza nella troposfera si accompagna ad una divergenza del vento sotto la tropopausa... e reciprocamente, una divergenza del vento sotto la tropopausa favorisce le ascendenze nella troposfera.
Ora si comprende meglio il perché una divergenza a 300hPa permette di favorire la formazione di strutture temporalesche organizzate e potenti.

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In questa carta, le zone in arancio sono le zone di divergenza, in blu, le zone di convergenza che, ricordiamolo, impediscono la formazione di ascendenze.

Gli indici di instabilità

Eccoci ai parametri in gran parte utilizzati dai previsori per prevedere i temporali. I 2 principali sono LI ed il CAPE (ne esistono decine, basati però su formule altamente complicate).

LI=Lifted Index
CAPE=Convective Avalaible Potential Energy = Energia potenziale convettiva disponibile

Partiamo dal LI. il LI è un indice che misura la stabilità dell'aria nella media troposfera, è espresso in gradi centigradi (°C), ed è definito come differenza tra la temperatura T osservata al livello di 500 hPa (circa 5500-5600 metri) e quella TL raggiunta, sempre a 500 hPa, da una particella d'aria che si è sollevata dal suolo lungo l'adiabatica secca o satura.
Il principio, in se, è molto semplice: un indice LI positivo segnala che l'atmosfera è stabile, un LI negativo ci dice che l'atmosfera è instabile, e che è possibile avere temporali. Il LI raramente assume valori inferiori a -1. Nella tabella seguente viene fornita la relazione tra l'indice LI e i temporali:

superiore a 2 assenza di temporali
da 0 a 2 possibilità di temporali isolati
da -2 a 0 temporali abbastanza probabili
da -4 a -2 possibilità di temporali forti
inferiore a -6 temporali forti abbastanza probabili; possibili trombe d'aria


immagine13

Il CAPE è come detto, un altro indice di stabilità che misura l'energia totale di galleggiamento acquistata da una massa d'aria finché, durante l'ascesa, resta più calda dell'ambiente circostante (libera convezione). E' utilizzato per determinare la potenza di eventuali temporali, ma da solo non è sufficente a segnalarci un loro eventuale arrivo. E' espresso in Joule per chilogrammo (J/Kg) di aria . Ad esempio, se CAPE = 1200 J/Kg, significa che ogni Kg di aria ha ricevuto, durante la libera ascesa, un'energia totale di 1200 Joule. Nella tabella seguente viene fornita la relazione tra l'indice CAPE e i temporali:

inferiore a 500 assenza di temporali
da 500 a 1000 possibilità di temporali isolati
da 1000 a 2000 temporali abbastanza probabili
superiore a 2000 temporali forti abbastanza probabili; possibili trombe d'aria


Tutto sembra molto semplice, ma attenzione, la previsione di un temporale non può basarsi soltanto su indici d'instabilità. I parametri meteorologici citati precedentemente sono sì, indispensabili, ma serviranno anche altri fattori per causare un temporale (un anomalia nell'antropausa ad esempio). Nulla è da trascurare.....
Non è difficile valutare le condizioni per cui in una determinata regione possono prodursi fenomeni temporaleschi. E' però estremamente complesso e, per ora, ancora impossibile capire con precisione il luogo esatto in cui si attiverà una cellula temporalesca. Il temporale è infatti un fenomeno che si può sviluppare in aree anche molto circoscritte. Anche la previsione della grandine è per ora impossibile. Ma abbiamo osservato altresì fattori sicuramente molto importanti ed utili per capire qualcosa in più del fenomno.

Le precipitazioni

Un parametro molto (forse troppo?) utilizzato. Si tratta infatti di un valore "finale", che dipende da molti altri, come l'umidità in quota, la velocità verticale... ecc..
Si capisce facilmente che una valutazione errata di uno di questi parametri può portare molto rapidamente ad una previsione errata della pioggia! Carte da prendere con le pinze dunque, soprattutto per previsioni a scadenza superiore a 3 giorni (72 ore).

immagine14

L'interpretazione di questo tipo di carta è fin troppo banale, poiché le zone piovose sono contrassegnate dalle aree colorate in blu. In generale, l'intensità delle precipitazioni (data dalla scala dei colori) è data in mm/6h (quantità d'acqua caduta in 6h), ma ci sono altri modelli che propongono anche range differenti.

Tempo previsto

Una carta poco didattica, ma comunque divertente da guardare, utile più a coloro che non hanno tempo o voglia di fare un'analisi completa. In ogni punto di griglia del modello, è rappresentato un simbolo meteorologico che permette di comprendere molto rapidamente il fenomeno atteso in quella zone (temporale, pioggia, nebbia, neve, nuvole... ecc.). Tutto qui...

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Questa è la legenda dei simboli mostrati in questa carta:

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