Richiami sinottici

Brevi richiami sinottici relativi allo sviluppo di diffusa attività temporalesca

In sede previsionale e prognostica appare di fondamentale importanza, in merito alla genesi di significativa attività temporalesca, una quanto più possibile rigorosa valutazione dei principali sistemi sinottici attivi sullo scacchiere Euromediterraneo, segnatamente quelli di tipo frontale, poiché all’azione di tali sistemi è ascrivibile il 75-80% dei temporali che interessano nel semestre caldo le pianure italiane (in primis quella Padana).

Escludendo i temporali di matrice orografica ed avvettiva, percentualmente piuttosto scarsi nelle aree pianeggianti, le cui cause sono da ricercare nei movimenti di masse d’aria potenzialmente instabili dirette verso corrugamenti montuosi, nel restante 20-25% dei casi tali eventi sono quasi esclusivamente correlati a fattori dipendenti dalle proprietà termodinamiche della massa d’aria che sovrasta un determinato territorio, e dal notevole riscaldamento che subisce l’aria in bassa troposfera durante le ore centrali della giornata, coi conseguenti e noti processi termoconvettivi (temporali di calore).

Diversi sono invece gli aspetti che caratterizzano la genesi di attività temporalesca su aree montuose, collinari e pedecollinari, laddove maggiore sarà la componente d’innesco orografica e termodinamica (superiore incidenza di temporali orografici e termoconvettivi), unitamente ad un significativo calo della componente frontale rispetto alle aree pianeggianti, salvo i casi di ascendenza frontale orografica, più significativa su comparto alpino e prealpino in concomitanza a flussi dai quadranti meridionali in medio-bassa troposfera.

La suddivisione in tipiche configurazioni sinottiche favorevoli ad innesco di attività temporalesca non è di facile definizione, a causa delle molteplici varianti indotte a mesoscala dalla particolare configurazione geografica del territorio italiano, ed una stessa situazione “tipo” può portare indifferentemente a fenomenologia alquanto diversificata a seconda dell’area territoriale su cui essa porta i suoi effetti e dalle condizioni preesistenti. Le stesse caratteristiche dei fenomeni temporaleschi, di estensione e durata per lo più limitata, rendono più arduo il compito del previsore che non potrà prescindere, dopo un’attenta valutazione della sinottica troposferica, dal sostegno prognostico proveniente dall’esame di altri indispensabili parametri, quali i radiosondaggi e quindi i diagrammi termodinamici, struttura dei corpi nuvolosi dedotta da immagini satellitari e da radar e non ultima una buona conoscenza degli indici statistico-climatologici relativi all’attività temporalesca dell’area oggetto di previsione.

La classificazione in situazioni sinottiche “tipo” che seguirà non rappresenta quindi una soluzione definitiva, ma una base di partenza su cui impostare una qualsiasi previsione generica, ed in particolare una prima identificazione schematica dei principali soggetti sinottici sul comparto mediterraneo potenzialmente forieri di eventi temporaleschi, siano essi di debole-moderata o forte intensità.

Una prima suddivisione grossolana dei principali sistemi atti a sviluppare attività temporalesca è relativa alla loro estensione geografica, per cui abbiamo:

-Sistemi a scala sinottica: da 300 a 1000 e più km di estensione
-Sistemi a mesoscala alfa: da 100 a 300 km di estensione
-Sistemi a mesoscala beta: da 40 a 100 km di estensione
-Sistemi a mesoscala gamma: < 40 km di estensione

In base a questa prima distinzione si passano rapidamente in rassegna le più importanti strutture appartenenti a ciascuna scala o mesoscala. In primo luogo occorre specificare che i sistemi a mesoscala gamma, essendo molto limitati in estensione geografica, comprendono strutture molto semplici ed in genere isolate, dipendendo, più che dalla situazione generale, da una molteplicità di fattori locali, non ultimi il ciclo delle brezze diurne e notturne (sia costiere che vallive), la presenza di isole di calore urbano, piccoli invasi imbriferi sorgenti di notevoli quantità di vapore acqueo, aree a folta vegetazione o meno. Essi in genere apportano fenomenologia debole e di breve durata e non rappresentano l’obiettivo primario di questa breve trattazione, per cui l’attenzione sarà posta con maggiore riguardo ai sistemi più estesi o complessi.

-Sistemi a scala sinottica-

1) Saccature mobili in media troposfera (piano isobarico di 500 hPa)
In seno alle grandi ondulazioni classiche del flusso mediamente occidentale alle latitudini temperate emisferiche, si sviluppano onde barocline secondarie in grado di evolvere in saccature cicloniche a componente di moto principalmente W-E, la cui propagazione sarà tanto più veloce quanto più aperta sarà la saccatura stessa. Quelle che interessano il comparto mediterraneo sono quasi sempre di origine atlantica, nordatlantica o nordeuropea, e sostengono importanti avvezioni di aria fredda ed instabile di origine polare marittima in grado di innescare sovente anche ciclogenesi al suolo.

La probabilità di avere ciclogenesi associata nei bassi strati dipende in massima parte dal tasso di baroclinicità esistente tra bassa e media troposfera in seno alla saccatura stessa. Per baroclinicità si intende l’inclinazione verticale esistente tra i minimi pressori assoluti presenti tra i bassi strati e la media troposfera. Maggiore baroclinicità implica maggior possibilità di avere importante ciclogenesi al suolo, poiché la presenza di minimi fuori asse sul piano verticale (con quello in quota sempre posteriore a quello nei bassi strati) favorisce il richiamo dinamico di aria caldo-umida in bassa troposfera, che verrà poi immessa nel sistema esaltando i contrasti termodinamici già di per sé accesi e favorendo di conseguenza frontogenesi.

Dal punto di vista dinamico appare di notevole importanza la propagazione dell’asse della saccatura stessa; l'asse di saccatura in quota è una linea immaginaria che unisce i punti di maggior profondità della saccatura (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 (forza centrifuga che si somma alla forza di gradiente); 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 (divergenza di flusso); 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). Generalmente elevata componente baroclina verticale e forte divergenza in quota sostengono significative ciclogenesi e frontogenesi annesse al suolo.

Una volta innescatasi frontogenesi sufficientemente attiva (elevata anabasi) sono favorite, in particolari circostanze e in relazione all’orientamento delle linee di flusso dominanti rispetto ai sistemi montuosi, le ciclogenesi secondarie sottovento tipiche del Mediterraneo (ad innesco orografico), quali

a) Genova low, attivata da irruzione fredde postfrontali aggiranti la chiostra alpina dalla porta del Rodano (più frequente in ogni caso nel semestre freddo) in successivo trasferimento su settore tirrenico o nordadriatico

b) Minimi su medio-alto Adriatico, attivati da irruzioni fredde postfrontali aggiranti l’arco alpino dalla porta di Trieste (o della bora), in generale successiva fuga verso SE

c) Minimi su isole Baleari, innescati inizialmente sottovento alla catena pirenaica e con moto generalmente orientato da W ad E

d) Minimi su Nordafrica, attivati sottovento alla catena dell’Atlante e spesso in risalita verso NE, forieri di importante attività temporalesca sulle regioni centromeridionali

e) Minimi su Tirreno centromeridionale (escluse ex Genova low) indotti sottovento all’arco appenninico da forti flussi freddi postfrontali da NE o ENE (massima frequenza nel periodo invernale, molto bassa in quello estivo), in successiva fuga verso lo Jonio

Le configurazioni di cui al punto 1 generano la massima attività temporalesca principalmente in seno al transito del ramo frontale freddo, ma anche nel settore caldo (temporali prefrontali), al transito del ramo frontale caldo (aria subtropicale pseudoinstabile) e sul ramo sudoccidentale del flusso in quota ad E dell’asse di saccatura ove massimo è il contrasto tra aria fredda entrante ed aria calda preesistente; i fenomeni saranno particolarmente intensi qualora in tale flusso sia inserita una corrente a getto in alta troposfera con rischio di innesco di sistemi supercellulari.

Temporali isolati ma possibili si osservano immediatamente dopo il transito dell’asse di saccatura in quota, ove è ancora tangibile l’avvezione fredda, mentre linee di temporali organizzate possono occorrere al passaggio dell’asse in quota ove massima è l’avvezione fredda (squall line), sebbene i contrasti termodinamici siano in attenuazione.

2) Cavo d’onda in media troposfera (piano isobarico 500 hPa)
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. 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).


3) Blocchi meteorologici in medioalta troposfera
Le configurazioni di blocking che interessano il continente europeo e di riflesso il bacino centrale del Mediterraneo si originano in seno al particolare forcing evolutivo a carico delle correnti occidentali d’alta quota che fluiscono da W ad E nella fascia latitudinale temperata. Tali flussi sono caratterizzati da ondulazioni (onde lunghe) più o meno ampie in senso meridiano, che possono variare da onde lunghe a piccola ampiezza (flusso quasi zonale) ad onde lunghe a grande ampiezza (flusso quasi meridiano con elevati scambi termici polo-tropici).


Nel caso di onde lunghe di piccola ampiezza l’evoluzione meteorologica, relativa alle aree interessate da tale status, fluisce piuttosto rapidamente con continuo alternarsi di veloci onde depressionarie (onde di Bjerknes) e di promontori anticiclonici mobili interciclonici (compresi tra due aree depressionarie), nonché da avvezioni calde o irruzioni fredde di scarsa entità e di breve durata.


Nel caso di sviluppo di onde lunghe a grande ampiezza l’evoluzione meteorologica è più lenta se non quasi stazionaria, mentre in particolari condizioni essa può addirittura divenire “bloccata”, con notevoli scambi termici meridiani e di lunga durata. Se tali configurazioni persistono staticamente per lungo tempo (oltre 5-7 giorni) l’evoluzione meteorologica può innescare strutture bariche retrograde a grande scala, quasi sempre a carico delle figure cicloniche in medioalta troposfera.


Infatti la velocità di propagazione delle onde lunghe occidentali è correlata alla componente media verso E della velocità della corrente, alla lunghezza d’onda e ad un parametro (detto di Rossby) dipendente dalla latitudine (tralasciamo i formulaggi relativi che esulano dagli scopi di questa breve introduzione). In base a tale correlazione fisica si ha che a parità di velocità delle correnti occidentali, la velocità di propagazione delle onde lunghe diminuisce al crescere della loro lunghezza d’onda (più i promontori o le saccature in quota sono estesi in senso meridiano più lentamente evolvono verso levante).


Esiste un’ampiezza (o lunghezza) d’onda critica per la quale le onde non si propagano e la situazione diviene bloccata, con grandi invasioni calde subtropicali dirette verso la regione polare e grandi irruzioni fredde polari o artiche dirette verso la regione subtropicale (blocking euroatlantico il caso più frequente). Con lunghezze d’onda ancora maggiori di quella critica le onde stesse divengono retrograde ed il tempo può “venire” da E anziché fluire da W come imporrebbe la norma, con possibile strutturazione di blocchi meteorologici a bicella a causa della rottura delle onde in cut-off sia anticiclonici che ciclonici (vedere in seguito).


Tornando ad analizzare il comportamento evolutivo delle onde lunghe a grande ampiezza che, come visto in precedenza, possono determinare situazioni di blocco meteorologico con lunghi periodi di tempo anomalo, esse possono essere classificate sommariamente in:


a) Onde lunghe a grande ampiezza ad assi verticali (assetto di promontori e saccature N-S)

b) Onde lunghe a grande ampiezza ad assi inclinati (assetto di promontori e saccature NE-SW)


La tipologia a) rappresenta la classica figura di blocco meteorologico (tipico il blocco euroatlantico) con in genere caratteri di maggiore persistenza ed è all’origine di sostenute discese di aria fredda polare o artica ad E dell’asse di promontorio che alimentano saccature attive su Europa orientale (tipiche quelle che nel periodo invernale interessano la penisola balcanica) ed, al contrario, di robuste risalite di aria calda subtropicale ad W dell’asse di promontorio.


A seconda della posizione che assumeranno i protagonisti in scena il Mediterraneo centrale potrà divenire sede di una lunga sequenza di fronti freddi di provenienza settentrionale o nordoccidentale (con saltuarie ciclogenesi indotte in base all’intensità del fronte in transito), e quindi con prolungato tempo instabile e temporalesco (nel periodo estivo, sebbene tali configurazioni siano più rare); oppure di periodi prolungati di avvezione calda subtropicale con onde di calore molto intense ed eccedenti i 5-7 giorni di durata (onda di calore di lungo periodo).


La tipologia b) porta a blocco meteorologico solamente se l’ondulazione evolve in una struttura bicellulare in media troposfera (piano isobarico di 500 hPa). La struttura bicellulare per evoluzione di onda lunga a grande ampiezza con asse inclinato (SW-NE) è caratterizzata dalla presenza di una cellula di alta pressione più calda a N (cut-off anticiclonico con massimo di geopotenziale chiuso) e da una cellula di bassa pressione più fredda a S (cut-off ciclonico con minimo di geopotenziale chiuso); entrambe le figure sinottiche sono approssimativamente allineate sullo stesso asse meridiano.


Dal momento in cui si struttura la bicella essa tende ad evolvere in una configurazione ad “omega” (cellula anticiclonica centrale con minimi di geopotenziale chiusi a SE e SW) ed in seguito ad invertire la circolazione al suo interno, originando nuovamente un blocco bicellulare. Infatti nella fase iniziale la strutturazione della bicella prende il via dalla migrazione verso alte latitudini di un massimo di geopotenziale (distacco per cut-off da un promontorio anticiclonico ad asse meridiano inclinato), cui in genere corrisponde la retrogradazione di un cut-off ciclonico (in distacco dalla saccatura posta ad E del promontorio per il superamento della lunghezza d’onda critica) che va a posizionarsi al di sotto (latitudinalmente) del massimo anticiclonico predetto; la prosecuzione della retrogradazione verso W favorisce l’entrata in fase del cut-off stesso con una saccatura che sovente si trova in Atlantico dietro al massimo anticiclonico (blocco ad omega).

Successivamente il residuo cut-off retrogradato viene assorbito dinamicamente dalla saccatura atlantica che, specie se il massimo alle alte latitudini persiste, può a sua volta generare un nuovo cut-off ciclonico che, muovendosi verso levante al di sotto della cellula anticiclonica, induce una nuova struttura a bicella. Tale evoluzione è piuttosto frequente in caso di blocchi bicellulari euroatlantici. Al termine di tale forcing evolutivo la circolazione di blocco tende a dissolvere un flusso zonale moderatamente ondulato, con massimo anticiclonico alle alte latitudini in fase di collassamento ed una vasta fascia ciclonica che con continuità corre alle medie latitudini dall’Atlantico all’Europa orientale.

Una evoluzione di questo tipo necessita per esplicarsi mediamente fra i 5 d i 10 giorni con periodo più frequente di 6-8 giorni. Tuttavia in particolari situazioni (fasi positive di Scandinavia pattern o negative di East Atlantic Jet-Stream pattern) si sono osservati fenomeni di blocchi bicellulari con durata eccedente i 30 giorni.

Se tali configurazioni portano nel periodo estivo il polo freddo (cut-off ciclonico in retrogradazione da NE o successivamente in entrata dal mediobasso Atlantico) su Mediterraneo centrale, le nostre regioni divengono sede di condizioni meteorologiche di stampo quasi autunnale con prolungata instabilità ed attività temporalesca ripetuta a causa della presenza di aria fredda ed instabile in quota. I fenomeni saranno più intensi nelle fasi iniziali e finali di blocco bicellulare (rispettivamente per avvezione fredda retrograda da NE e per avvezione fredda entrante dall’Atlantico) e prediligeranno le ore centrali della giornata (massima instabilizzazione per riscaldamento radiativo dal basso), privilegiando il comparto adriatico nella fase di retrogradazione iniziale ed il settore tirrenico nella fase atlantica finale.

Ricorrendo in più parti della predetta esposizione il termine cut-off si descrive brevemente tale figura.

4) Cut-off ciclonico in media troposfera
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 mediobassa 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 e legati alla strutturazione di blocchi meteorologici bicellulari), 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.

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. 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.

5) Fronte caldo
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 la massa d’aria tropicale in ascesa sia pseudoinstabile e foriera di celle temporalesche (affogate nella banda stratiforme) e parimenti 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.

L’innesco di eventi temporaleschi prefrontali (molto pericolosi giacchè piuttosto intensi) è favorito in Valpadana dal fatto che l’aria fredda, generalmente di origine polare marittima e quindi di notevole spessore, sopraggiunge prima in quota che al suolo a causa dell’ostacolo orografico alpino; infatti mentre nei bassi strati la massa fredda impiega tempo per forzare la barriera montuosa dovendola aggirare o ad E o ad W con conseguente ondulazione del fronte e rallentamento di avanzata, in media troposfera la barriera alpina non offre particolari resistenze, per cui al di sopra di aria molto calda ed umida, tipica del settore caldo, si sovrappone aria già fredda ed instabile, determinando elevato gradiente termico verticale e favorendo intensa attività convettiva, che sarà esaltata se in concomitanza all’avvento del flusso freddo si ha presenza di getto in alta troposfera con possibile innesco di temporali a supercella prefrontali.

Sovente nel settore caldo di un ben definito sistema frontale si viene inoltre a creare un elevato windshear verticale positivo in direzione a causa della presenza di flussi sudoccidentali o meridionali nei bassi strati cui si sovrapporranno correnti mediamente occidentali in quota; in tal caso saranno impegnate in forti temporali anche le aree prealpine.

6) Fronte freddo e linea d’instabilità
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 e talora violenti, organizzati in intense linee frontali; 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 trascorrere 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).

7) Occlusioni
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 al suolo 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 a genesi mediterranea per evoluzione di sistemi ciclonici secondari, specie se di recente formazione, portano fenomeni spesso intensi e se si incernierano intorno ad un minimo barico presente 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, a prevalente carattere temporalesco nel periodo estivo, che saranno maggiori se ad est è presente un blocco anticiclonico dinamico.

8) Depressioni termiche al suolo in Valpadana
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 per eccessivo riscaldamento radiativo nelle ore centrali della giornata (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, sta giungendo un fronte o permangono residuali sacche di aria fredda precedentemente affluita la depressione termica invita l'aria caldo-umida a sollevarsi rapidamente per elevato gradiente termico verticale, preparando il terreno alla formazione di fenomeni d'instabilità talora anche importanti.

9) Warm conveyor belt (WCB)
Si tratta di un flusso di aria caldo-umida subtropicale che scorre davanti e parallelamente ad un fronte freddo avanzante dai quadranti occidentali nel settore caldo del sistema frontale ed in una depressione ben sviluppata. Si innesca con molta facilità quando la struttura ciclonica generatrice presenta elevato grado di baroclinicità tra i minimi nei bassi strati ed in media troposfera. La WCB si identifica come una corrente in bassa troposfera (tra 850 e 700 hPa tendente a risalire a mano a mano che si allontana dal luogo di origine) che trasporta parallelamente al fronte freddo e davanti ad esso notevole quantità di moto, calore latente e calore sensibile, in modo da predisporre una significativa autoalimentazione alle celle in eventuale sviluppo.

La WCB si può "intravedere" nella fase insorgenziale a volte come una fila di cumuli, stratocumuli o fractocumuli (talvolta tutti e tre i tipi di nube insieme, dipende anche dal dew point, più è alto più bassa sarà la quota di condensazione delle nubi, fractocumuli in primis) piuttosto bassi con componente di moto generalmente meridionale o comunque parallela al fronte freddo avanzante. Nel caso in cui sorvoli ampie distese marine (es. Mediterraneo occidentale) diviene particolarmente ricca di vapore acqueo acquisendo dew-point particolarmente elevato.

La WCB la si può immaginare come un fiume d'aria di larghezza di circa 100 km e di limitato spessore, ma con corrente molto forte (intorno 15-20 m/s): ebbene molti temporali prefrontali si formano proprio lungo questo fiume d'aria (che non sempre si attiva sia ben chiaro) seguendone il moto e conferendo alle celle temporalesche asse verticale obliquo (caratteristica determinante per lo sviluppo di forti temporali e grandinate). L’evoluzione della WCB nella sua fase vitale porta tale corrente, se il sistema depressionario è in approfondimento, ed espandersi orizzontalmente piegando in genere verso NW (segue le linee di flusso in bassa troposfera dirette dal minimo ciclonico) fino ad incontrare il fronte freddo e sovrapponendosi ad esso risalendone la superficie; in tal caso i fenomeni convettivi ne risultano esaltati conferendo tale status massimo gradiente termoigrometrico verticale.

Inoltre WCB costrette ad impattare barriere orografiche danno origine sopravvento alle stesse ad intensi sistemi temporaleschi con carattere di semistazionarietà; molte delle peggiori alluvioni occorse nella Liguria sono state facilitate dalla risalita orografica di WCB prefrontale.

-Sistemi a mesoscala alfa-


1) MCS (mesoscale convective system)
Si tratta di un sistema temporalesco a mesoscala (dimensioni spaziali alquanto limitate) costituito da diverse celle ravvicinate tra loro in diversi stadi evolutivi; se però nel sistema si ha un numero sufficiente di celle allo stadio di maturità, esso può divenire piuttosto esteso, ma mai come nel caso di supercelle, le cui diversità riguardano numerosi altri parametri. Generalmente persiste per diverse ore e può percorrere molti km alquanto attivo (la sua genesi è spesso frontale) supportato dal continuo ricambio tra celle in dissoluzione e celle giovani in formazione lungo la linea di discontinuità frontale.

Un MCS può essere:

a) lineare: classica mesolinea temporalesca di tipo frontale
b) circolare: cluster di celle temporalesche generate normalmente da gocce fredde in quota o da semplici avvezioni di aria fredda in quota in assenza di un transito frontale vero e proprio, ad esempio ingresso freddo dalle vallate alpine nonostante il fronte passi a N delle Alpi stesse.

Molti MCS sono innescati da squall line di tipo frontale freddo od associate al passaggio di assi di saccatura in quota. In sostanza si tratta di linee o cluster temporaleschi piuttosto intensi e duraturi (ben oltre i sistemi a mesoscala “normali”) ma non paragonabili a supercelle. In pianura Padana sono sistemi abbastanza frequenti ogni qualvolta vi sia un ingresso frontale ben definito. Si formano più frequentemente la sera e sono quasi all’ordine del giorno nelle calde pianure tropicali dell’Africa centrale e ad est del golfo di Guinea durante la stagione delle piogge monsoniche.

Accade sovente che nei MCS le celle temporalesche osservate dal satellite mostrino una forma divergente solidale in direzione col flusso in media troposfera (500 hPa), sagomata a «V» il cui vertice può restare stazionario per ore (da 2 a 7 e fino a 9) su una stessa zona, che sempre coincide con il top del cumulonembo, talora superiore al limite della tropopausa (13.000 m), dove la temperatura è di circa –50 gradi. Nell’area sottostante si registreranno le precipitazioni più intense. La caratteristica appena descritta può essere confusa in sede diagnostica (specie desunta dal radar) con formazioni ad uncino associate a supercelle; tuttavia mentre in queste ultime il processo di occlusione supercellulare porterà ad una graduale evoluzione in direzione, negli MCS l’apparente forma ad uncino (vertice della V) permarrà stazionaria o scarsamente evolutiva per diverso tempo.

Serie di analisi recenti su eventi di MCS sullo scacchiere europeo mostrano alcune caratteristiche che, in riferimento agli indici di stabilità ricavabili dai radiosondaggi, si presentano alquanto frequentemente, come valori di CAPE superiori a 1600 J/kg con optimum tra 2000 e 2200 (negli States a causa di diverse condizioni di orografia e status termoigrometrico l’optimum è tra 2500 e 2700 J/kg); valori di BRN (Bulk-Richardson number) tra 44 e 48 con optimum da 45 a 46 (negli States tale optimum è nel 90% dei casi superiore a 50); Lifted index tra –5 e –8; dew point al suolo intorno 21°C o superiore e dew point ad 850 hPa intorno 12°C o superiore. Più importante il windshear verticale in velocità che non in direzione con valori di shear positivo ottimali da 25 a 35 nodi tra i piani isobarici di 850 e 500 hPa e con valore a 500 hPa oscillante tra 40 e 55 nodi e fino a 65 in caso d’innesco frontale. Tali valori indicativi debbono essere considerati con la dovuta cautela essendo rappresentativi di un numero di casi ancora non cospicuo.

2) MCC (mesoscale convective complex)
Può essere definito come un sistema di diversi MCS ravvicinati tra loro ed alquanto vigorosi oppure un grande MCS; gli MCC al satellite appaiono di forma tondeggiante od ovale e ricoprono aree geografiche piuttosto vaste (indicativamente da 50 km fino ad alcune centinaia di km e fino a più di 1000), per cui la loro collocazione nell’ambito di sistemi a mesoscala tipo alfa può apparire restrittiva.

La loro genesi risulta in genere attribuibile ad intensi cut-off in quota con rapido raffreddamento alle quote superiori; oppure li possiamo anche trovare nel settore caldo di una ben definita depressione (grossi cluster prefrontali) allorquando l'avvezione fredda in quota giunga molto davanti all'ingresso frontale nei bassi strati. Possono essere stimolati anche dalla presenza di una catena montuosa nella parte sopravvento rispetto alla direzione del flusso in quota: caso tipico in Liguria quando il flusso alle quote medio-alte è meridionale.
La maggiore possibilità di sviluppo di MCC la si riscontra in genere (oltre che in caso di cut-off) in saccature molto strette ed approfondite in senso meridiano, laddove il flusso in media troposfera andrà evolvendo da curvatura ciclonica a curvatura anticiclonica ed in particolare nelle vicinanze della cresta anticiclonica, ove vi sarà massima divergenza in alta troposfera e possibile massima incidenza di gravity waves (onde di gravità generatrici di instabilità in alta troposfera).

La rilevanza di questa instabilità deriva dalla rottura delle stratificazioni del flusso aereo alle varie quote (quelle elevate) generate da sistemi perturbati anche relativamente lontani, un po’ come quando si lancia un sasso in uno stagno e si vedono dipartire piccole onde nell’acqua, permettendo la presenza di onde (gravity waves) che possono viaggiare in verticale, subire riflessioni e rifrazioni, amplificarsi e produrre forte turbolenza su brevi distanze orizzontali.

In aria secca la rottura di queste onde porta a zone di turbolenza molto intensa in aria trasparente (CAT) molto pericolose per il volo aereo. A grande scala, la strutturazione delle onde di gravità, in particolare di quelle a contribuzione orografica, è un importante meccanismo di dissipazione della energia cinetica dei jet-stream della medioalta troposfera (gravity wave drag), che contribuisce al rallentamento della velocità zonale media (genesi di fasi di NAO negativa).

Gli MCC si riconoscono spesso al satellite anche per la loro eccentricità, ovvero la loro forma il più delle volte è ellittica con rapporto asse minore/asse maggiore intorno a 0,6-0,8 e con optimum intorno a 0,7; la maggiore o minore eccentricità del MCC dipende da quanto maggiore o minore è il gradiente verticale di flusso (windshear positivo in intensità). Possono durare per molte ore e scaricare enormi quantità di pioggia con rischio di eventi alluvionali, essendo sistemi ad elevato potenziale e con velocità di movimento relativamente bassa (sovente intorno a 20 km/h e raramente superiore a 40 km/h), comunque più frequenti negli States. Volendo semplificare si pongono a metà strada tra gli MCS e le supercelle, ma come potenziale sono molto più vicini alle seconde che non ai primi.

Come detto sono sistemi temporaleschi ad elevato potenziale e sono abbastanza frequenti negli Stati Uniti ed in Cina. L'attività baroclinica delle grandi pianure americane non sempre porta allo sviluppo di supercelle, in quanto per lo sviluppo di questo tipo di temporale è necessario una particolare disposizione delle correnti (windshear) che non sempre si verifica in occasione di un peggioramento, per esempio al transito di un fronte freddo. Dall'altro lato è pur vero che c'è una grande quantità di energia da liberare in un tempo relativamente breve, ed è principalmente per questo che si formano questi mastodonti temporaleschi.

Per essere definito tale, un MCC deve anche avere la caratteristica di possedere temperature sommitali entro certi range. Da osservazioni fatte, sono stati tratti i seguenti due valori:

a) T <= -32°C: la corona che circonda il core (cuore) del cluster temporalesco deve avere una temperatura inferiore o uguale a tale valore
b) T <= -52°C: la temperatura del core (cuore) convettivo del sistema (i top) deve essere minore o uguale al valore indicato.

Se questi due criteri non sono rispettati, non si tratta di MCC.

Indagini su base termodinamica eseguite in alcuni eventi di MCC sul comparto Euromediterraneo mostrano alcune caratteristiche caratterizzanti i sistemi; si è osservato che spesso l’umidità relativa nello strato troposferico che va dal suolo a 4000-4500 m con limite fino a circa 7000 m circa è superiore al 60% con valori prossimi alla saturazione tra i piani isobarici di 850 e 500 hPa, associati a flussi in genere provenienti dai quadranti meridionali di matrice subtropicale marittima; l’equilibrio termodinamico appare essere quasi sempre stabile per aria secca ed instabile per aria umida. I valori di CAPE si pongono su livelli leggermente superiori rispetto agli MCS e contenuti nel range 1800-3000 J/kg con optimum tra 2300 e 2600 J/kg, mentre spicca sovente un rapporto di mescolanza decisamente elevato fino a 900 hPa circa e compreso tra 9 e 13 g di acqua/kg di aria con optimum nel range 10-12 g/kg.

3) 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 o nordeuropeo l'aria si raffredda a tutte le quote, ma può rimanere ancora piuttosto umida (specie tra 850 hPa e 700 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.

4) Onda appenninica
L’innesco di mesolinee temporalesche sovente di forte intensità su pianura emiliano-romagnola è talvolta facilitato dall’ingresso al suolo di correnti orientali entranti dal settore adriatico e richiamate da centri ciclonici su Italia centrale o settore tirrenico centromeridionale, cui vanno sovrapporsi flussi meridionali in bassa troposfera (tra il piano isobarico di 850 e 700 hPa) orientati da una saccatura baroclina presente a quelle quote che riescono con facilità a valicare il corrugamento appenninico.

La massa d’aria entrante da E al suolo si presenta molto umida (recente origine marittima), mentre quella sovrastante meridionale leggermente più secca e talora fresca, predisponendo tale spessore troposferico a significativo gradiente termoigrometrico verticale; si stabilisce altresì forte windshear verticale positivo sia in direzione che in intensità (rotazione oraria del flusso salendo di quota) in grado di incrementare i moti ascendenti. La sovrapposizione dei flussi in genere si concretizza a rispettabile distanza dal rilievo, cosicchè le mesolinee si innescano sulla pianura emiliana centrorientale compresa quella ferrarese.

Se in media troposfera (piano isobarico di 500 hPa) sopraggiunge aria fredda di origine polare dai quadranti occidentali o sudoccidentali (all’approssimarsi di un asse di saccatura), si predisporranno le condizioni ideali per instabilità verticale molto elevata (forte calo termico con la quota e windshear positivo in direzione), conferendo ai sistemi temporaleschi elevata persistenza e scarsa mobilità (le celle andranno innescandosi solo nell’area di maggiore interazione tra i flussi apparendo quasi stazionarie).

La risoluzione degli eventi, con collassamento del sistema, si ha in genere quando prende il sopravvento l’avvezione fredda in media troposfera in propagazione verso il basso e con dissoluzione del windshear positivo in direzione. L’eventualità d’innesco di onde appenniniche è alquanto rara, poiché difficilmente possono confluire in una determinata e ristretta area tre flussi con diverso orientamento a tre diversi livelli troposferici.

-Sistemi a mesoscala beta-

1) Mesolinee notturne per subsidenza o catabasi orografica
I temporali notturni nascono nella maggior parte dei casi grazie alle correnti fredde che di notte scendono dalle valli alpine in Valpadana (mesofronte freddo): queste correnti sono rese fredde dall'irraggiamento notturno oppure dai temporali eventuali avvenuti nel pomeriggio-sera sulle Alpi. Infatti verso sera i Cb sviluppatisi nel pomeriggio per cause orografiche sui rilievi alpini tendono ad indebolirsi e quindi a dissolversi per cessata alimentazione calda dal basso; l'evaporazione dei cristalli di ghiaccio (incudine) e delle goccioline di nube (parte centrale) determina una diminuzione della temperatura alle relative quote cui sono poste le frange di tali nubi.

Ne consegue che l'aria a quelle quote si raffredda: una parte di essa rimane in quota, sostenuta da eventuali correnti sinottiche presenti, mentre un'altra parte tende a scendere per gravità (la frazione più secca) verso i pendii e verso il suolo. Inoltre la sommità delle nubi cumuliformi in una determinata area (chiostra alpina) determina proprio per irraggiamento (le incudini funzionano da superficie radiante restituendo calore verso lo spazio) un calo termico superiore rispetto alle zone serene: è la stessa cosa che accade al suolo di notte.

Ci saranno quindi nuclei di aria più fredda in quota che di notte possono portarsi, se mosse da venti favorevoli, in direzione della pianura pedealpina e padana settentrionale, dove al suolo agiranno i microfronti freddi originati dalla discesa subsidente verso valle di aria raffreddata per evaporazione, in grado di determinare imponente sollevamento termodinamico a carico dell’aria caldoumida esistente e con formazioni di nubi temporalesche notturne anche di notevole consistenza.

2) Mesolinee da subsidenza o catabasi dinamica (DAPE lines)
La genesi di celle o linee multicellari temporalesche legate a varie situazioni sinottiche reca insita la possibilità di figliazione di nuovi individui o linee secondarie indotte dalla particolare intensità delle correnti discendenti (downdrafts) annesse ai sistemi convettivi. Infatti le correnti discendenti una volta raggiunta la superficie terrestre si trasformano in correnti orizzontali (outflow) il cui bordo avanzante (gust front) solleva nuova aria calda che, stanti le condizioni termodinamiche favorevoli, origina nuove celle talvolta organizzate in linee.

La quantità di energia potenziale disponibile indotta da violenti downdrafts è espressa dal valore di DAPE (acronimo di Downdraft Available Potential Energy) che è proporzionale al CAPE (Convective Available Potential Energy), nel senso che elevati valori di CAPE presuppongono nella successiva fase evolutiva elevati valori di DAPE.

Le violente correnti discendenti tipiche di sistemi temporaleschi sufficientemente intensi tendono a raggiungere il suolo associate ad un significativo rialzo pressorio (accumulo elevato di massa nell’unità di tempo); conseguentemente esse obbediscono alla legge di accelerazione di Coriolis venendo, nell’emisfero Nord, deviate verso la propria destra (rotazione anticiclonica) ma mantenendo la massima intensità laddove esse presentano la medesima direzione dei venti in media troposfera che guidano i sistemi temporaleschi (conservazione della quantità di moto iniziale).

In pratica in un sistema convettivo che si muova con traiettoria W-E la massima intensità di downdraft al suolo si avrà nel quadrante anteriore destro rispetto alla direzione di avanzamento, quindi nel settore di SE. Per tale motivo la figliazione di nuove celle o linee secondarie per sollevamento forzato di aria caldo-umida preesistente sarà massima in quella direzione (semprechè non intervengano fattori “esterni” al sistema stesso).

Il sistema temporalesco, così continuamente rinnovato, sembrerà muoversi ad una velocità maggiore di quella deducibile dall’intensità del flusso in media troposfera, propagandosi con maggiore continuità a destra rispetto alla direzione di avanzamento. Ecco perché, specie in sistemi lineari, a fronte di correnti in media troposfera ad esempio orientate da W ad E, la propagazione dei nuovi individui sarà in direzione ESE (quindi leggermente destrorsa).

3) Mesolinee da retroazione dinamica orografica
L’azione di elevati valori di DAPE all’origine di forti downdrafts in seno ai sistemi temporaleschi può assumere connotati retroattivi qualora i sistemi stessi siano ad innesco od a contributo orografico sopravvento, generando mesolinee dall’apparente moto retrogrado in falso contrasto con la direzione di moto delle correnti in media troposfera.

Infatti i downdrafts generati da temporali attivi sopravvento ad una catena montuosa, risulteranno di maggiore intensità dietro alle celle stesse per il contributo offerto dal pendio montuoso che faciliterà il rapido scivolamento a valle del gust front; conseguentemente verrà fatta salire in quota per sollevamento forzato aria calda ed umida posta anche a distanze rispettabili dal rilievo (correlate all’intensità di avvento del gust front), con la genesi di nuove celle o linee il cui innesco sarà sempre più retroattivo (sebbene con moto delle celle solidale col flusso in quota), dando l’impressione che il sistema temporalesco muova in senso contrario alla direzione dei venti in media troposfera.

Tale evenienza è particolarmente pericolosa nel caso in cui la genesi delle celle o linee primarie sia dovuta a risalita orografica di Warm Conveyor Belt con conseguente innesco convettivo molto prolungato. Molti eventi alluvionali occorsi in Liguria (già citati in merito alla descrizione della WCB) a carico dell’area montana o pedemontana, si sono in breve propagati fino alla costa a causa della retroazione dinamica orografica con precipitazioni di straordinaria intensità.

Aree a rischio sono rappresentate anche dalle coste toscane e laziali nonché quelle centromeridionali adriatiche (retroazione orografica appenninica) rispettivamente per risalita di flussi occidentali o sudoccidentali altamente instabili oppure orientali o nordorientali.

Pierluigi Randi