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CAPE - CIN

Il CAPE (Convective Available Potenzial Energy = energia potenziale convettiva disponibile) è una misura dell'energia totale di galleggiamento acquisita da un pacchetto d’aria durante l'ascesa finché rimane più caldo dell'ambiente circostante. Rappresenta quindi la quantità di energia disponibile per la convezione ed è strettamente correlato al rilascio di calore latente durante il sollevamento dell’aria a cominciare dal punto di saturazione. Rappresentando l’ammontare dell’energia di sollevamento disponibile, determina la velocità verticale massima potenziale all'interno di una corrente ascensionale.
I valori più elevati di questo indice di instabilità segnalano il rischio di forte attività temporalesca. I valori osservati nelle aree temporalesche superano spesso i 1.000 joule per chilogrammo (j/kg) ed in casi estremi possono oltrepassare i 5.000 j/kg. Valori inferiori a 500 j/kg, di norma, non sono associati ad alcuna attività temporalesca. Tuttavia, come accade con altri indici, non esiste alcun valore-soglia superato il quale si manifesta sicuramente un evento temporalesco, vale a dire che se in una determinata località si registrano valori di CAPE molto elevati, non è detto che si debba sviluppare per forza un temporale.

Il CAPE è rappresentato su un diagramma aerologico (realizzato utilizzando i dati ricavati da radiosondaggio) da un’area racchiusa tra il profilo di temperatura ambientale (gradiente ambientale) ed il percorso di un pacchetto di aria in ascesa (corrispondente alla curva dell'adiabatica umida), al disopra dello strato all'interno del quale quest'ultimo è più caldo del precedente, denominata “area positiva”, colorata in giallo nel diagramma molto semplificato raffigurato nell'immagine in alto. Maggiore è la differenza di temperatura tra il pacchetto d’aria in sollevamento e l’aria circostante, maggiore sarà il CAPE e l’accelerazione verticale.
Nel diagramma, il raffreddamento adiabatico prodotto dal sollevamento (e dalla conseguente espansione) di un pacchetto di aria è indicato dalla curva dell’“adiabatica secca”. I fenomeni di condensazione iniziano subito dopo che l’aria è diventata satura (UR = 100%) e ciò avviene quando la curva dell’“adiabatica secca” incontra il livello di condensazione (LCL). La quota alla quale è collocato l’LCL dipende dall’umidità relativa posseduta dal pacchetto d’aria prima di iniziare il sollevamento: se l’umidità relativa di partenza è bassa la base della nube (e quindi l’LCL) sarà situata a quote elevate.
Quando nel pacchetto d’aria il vapore comincia a condensare (generando la base della nube) si libera calore latente; quindi da quel punto in poi bisognerà abbandonare la curva dell’“adiabatica secca” per passare a prendere in considerazione quella dell’”adiabatica umida”.Il riscaldamento prodotto dalla condensazione del vapore fa sì che la temperatura del pacchetto d’aria raggiunga e poi superi i valori di temperatura dell’ambiente circostante; nel diagramma ciò è rappresentato dall’intersecarsi (nel punto di libera convezione LFC) dell’”adiabatica umida” con la curva del gradiente termico ambientale. Da quel punto in poi l’aria sarà libera di salire per galleggiamento risultando più calda, e quindi più leggera, di quella circostante (libera convezione).
L’ascesa del pacchetto d’aria cesserà quando la sua temperatura sarà uguale a quella ambientale; nel diagramma ciò è mostrato dall’incontro tra la curva dell’”adiabatica umida” con quella del gradiente termico ambientale nel punto EL (Equilibrium Level). Di norma, nelle formazioni temporalesche, ciò avviene quando lo sviluppo verticale della nube si arresta all’altezza della tropopausa, sede di una forte inversione termica; al disopra infatti c’è l’aria più calda, stratosferica.
Il CAPE nel diagramma è rappresentato, partendo dal punto LFC, dall’area, colorata in giallo, compresa tra la curva dell’”adiabatica umida” e quella del gradiente termico ambientale, fino al raggiungimento del punto EL.
In Italia, nella stagione estiva il CAPE viene creato soprattutto in seguito all’elevata evaporazione del caldo Mar Mediterraneo, specialmente nelle ore centrali del giorno. Il vapore viene trasportato dalle brezze sulle terre emerse sede di depressioni termiche e poi consumato dai temporali pomeridiani. L'intensità dei temporali è influenzata dai valori di CAPE; quando questi raggiungono valori elevati si possono creare rovesci di pioggia o di grandine, accompagnati da notevole attività elettrica e da raffiche di vento generate dal repentino raffreddamento dell’aria nelle aree in cui avvengono le precipitazioni. L’innesco dei temporali non è sempre prodotto dal riscaldamento diurno delle terre emerse. Nelle ore più fredde, specialmente nella stagione autunnale, i temporali vengono spesso innescati dai mari caldi. Anche l’instabilità generata dal transito di una massa d’aria fredda produce spesso celle temporalesche. Fenomeni di convergenza alle quote più basse e di divergenza in quota, come quelli che si manifestano nei sistemi frontali, in modo particolare nei fronti freddi, possono produrre spinte ascensionali sufficienti ad innescare fenomeni temporaleschi. Notevole è anche il ruolo svolto dai rilievi nell’innesco delle spinte ascensionali.
In sintesi, perché si generi un temporale non è sufficiente la presenza di elevati valori di CAPE, occorre anche l’innesco delle correnti ascendenti a partire dal suolo al fine di sollevare l’aria umida fino al punto di libera convezione (LFC). Tale innesco è necessario perché l’energia potenziale legata al CAPE diventa palese soltanto quando iniziano i processi di condensazione alla base delle nubi.
L’energia necessaria per realizzare questa spinta d’innesco (CIN = Convective Inhibition), vale a dire, l’ammontare del lavoro (sempre espresso in joule per chilogrammo) che l’ambiente dovrebbe fare per sollevare il pacchetto d’aria fino al suo LFC, è rappresentata graficamente nel diagramma dall’area compresa tra la curva dell’”adiabatica umida” e quella del gradiente termico ambientale al disotto del punto di libera convezione LFC.
Valori molto elevati di CIN possono inibire la convezione anche in presenza di notevoli valori di CAPE. Se invece il CIN è scarso, lo sviluppo di un temporale può avvenire anche tramite modeste spinte d’innesco.
L'immagine in basso (FONTE: www.wetterzentrale.de) mostra gli elevati valori di CAPE (in colore rosso-arancione) presenti nel settore occidentale del Mediterraneo il 9 agosto 2009, che favorirono lo sviluppo di forti temporali pomeridiani e serali sulla Spagna orientale. Si può anche osservare una fascia con valori di CAPE abbastanza alti estesa verso nord sino a raggiungere la Scandinavia settentrionale, prodotta dall'avvezione di aria calda ed umida mediterranea (WCB = Warm Conveyor Belt) davanti ad un sistema frontale. Il Mediterraneo, infatti, funge spesso (in modo particolare nella tarda estate) da serbatoio di energia potenziale per i WCB che alimentano le perturbazioni frontali che attraversano l'Europa.


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