Fisicamente

di Roberto Renzetti

Roberto Renzetti

        Le cose che dirò di seguito saranno organizzate in modo diverso dai due precedenti articoli. Non seguirò l’evoluzione storica delle differenti conquiste scientifiche e della loro applicazione alla comprensione dei fenomeni dell’atmosfera. Nel Novecento vi è stato un concatenarsi troppo convulso delle realizzazioni e delle scoperte che l’idea di voler seguire tutto ciò che è accaduto mediante un minimo di analisi storica è praticamente impossibile. Dico questo relativamente alla fisica dell’atmosfera proprio perché questo argomento di fisica è quello che interessa il maggior numero di capitoli dell’insieme delle conoscenze fisiche, chimiche, biologiche ed economiche di cui siamo in possesso. Il lavoro procederà per capitoli abbastanza monografici su determinati fenomeni atmosferici. Il tutto si fermerà agli anni Sessanta, prima cioè dell’avvento della meteorologia spaziale.

ANCORA SULL’ELETTRICITA’ ATMOSFERICA

        Abbiamo visto alla fine del precedente articolo che l’atmosfera è sede di un campo elettrico molto variabile. In essa vi sono cariche elettriche diffuse e nel complesso risulta carica positivamente rispetto al suolo.  Quando vi sono cariche elettriche occorre introdurre i potenziali elettrici e nell’atmosfera vi sono potenziali elettrici che aumentano mano a mano che si sale verso l’alto. Ciò vuol dire che il campo elettrico (che è un vettore) terrestre è diretto verso terra perpendicolarmente ad essa.

        Occorre però capirsi riprendendo un’affermazione già fatta ma che occorre ripetere. Quanto viene detto è vero schematicamente ed in prima grossolana approssimazione. Sono queste approssimazioni migliorate sempre più che creano modelli di comportamento sempre più sottili e raffinati e quindi più rispondenti ad una descrizione della realtà. In questo caso, ad esempio, si parla della Terra che dovrebbe essere supposta come una sfera perfettamente liscia. Su di essa si dovrebbe pensare una buccia sferica che è l’atmosfera (da suddividere poi in ulteriori bucce a seconda delle proprietà dei vari strati). Quindi occorrerebbe pensare a tante superfici sferiche che, a partire dal suolo, si susseguono andando verso l’alto, ed a ciascuna delle quali deve essere assegnato un potenziale costante (superficie equipotenziale). Ad un campo elettrico uniforme tra due diverse superfici equipotenziali …. e così via per le altre proprietà dell’atmosfera. Se poi pensassimo ad un Terra immobile nello spazio e riscaldata uniformemente non dovremmo nemmeno più occuparci di meteorologia.

        Cambiamo ora un solo elemento e ci accorgiamo che i cambiamenti sono complessivi. La Terra non è una sfera perfettamente levigata. Quindi gli strati dell’atmosfera risentono dell’orografia, degli oceani, dei laghi, dei deserti, dei tralicci, delle foreste, … sia per la loro struttura che non è più geometricamente descrivibile, sia per i movimenti della masse d’aria che dall’orografia risultano modificati anche in modo sostanziale (solo nell’alta atmosfera si può iniziare a parlare di strati con strutture simili a quelle che si avrebbero con Terra perfettamente sferica e levigata). Il campo elettrico ed i potenziali elettrici non sono più così ben descrivibili e costanti ma subiscono variazioni per conoscere le quali occorre conoscere moltissimi altri parametri che, anch’essi, non sono costanti o stabili ma variabili con leggi differenti.

        Ho voluto dire queste poche parole perché ogni volta che scriverò qualcosa dovrete fare lo sforzo di capire a che livello di approssimazione mi trovo per non prendere le affermazioni come definitive.

        Tornando al campo elettrico terrestre risulta chiaro che la sua intensità varia da punto a punto ma, anche qui si è trovata una qualche regolarità relativa a condizioni meteorologiche non perturbate. Se infatti chiamiamo con En il campo elettrico in una zona di pianura o di mare e con Ep il campo elettrico vicino ad una zona con asperità del terreno, il rapporto tra i due valori Ep/En, chiamato coefficiente di riduzione, è grosso modo costante.  La misura di un campo elettrico è una misura del gradiente del potenziale, poiché il campo elettrico E(1) è definito come E = – grad V ed il gradiente del potenziale è il rapporto tra la differenza di potenziale tra due punti che si trovano sulla stessa linea verticale e la distanza tra essi. Si ha cioè: E = – grad V = – (V2 – V1)/d.

        Nell’aria occorre considerare gli ioni presenti che ne caratterizzano l’elettricità. La ionizzazione è originata da svariati processi che per ora tralascio (radioattività, raggi cosmici, raggi ultravioletti, processi chimici). Gli ioni si distinguono in piccoli ioni e grandi ioni. I primi sono costituiti da gruppi di circa 10 molecole aggregati ad una molecola ionizzata, ve ne sono circa 700 per ogni centimetro cubo di aria e sono abbastanza mobili. Quando questi piccoli ioni si addensano attorno a polveri, a nuclei di condensazione o goccioline d’acqua, originano i grandi ioni. La mobilità dei piccoli ioni è maggiore di quella dei grandi e quindi la conducibilità elettrica dell’aria dipende soprattutto dai piccoli ioni. I grandi ioni, in molto maggiore quantità dei piccoli (soprattutto in città rispetto alla campagna), sono solo responsabili di fenomeni di cariche spaziali in strati inferiori dell’atmosfera.

        Ricordo ora che nel precedente articolo avevo discusso delle correnti di convezione che creano un trasporto d’aria dalle quote più basse a quelle più alte dell’atmosfera. A fianco di tali correnti convettive ve ne sono delle altre di natura elettrica, le correnti di conduzione, originate dall’azione del campo elettrico sugli ioni e saranno di due tipi: una di cariche positive dirette dall’alto verso il basso ed una di cariche negative dirette dal basso verso l’alto. La densità di tale corrente J sarà data dalla somma delle densità delle due (J+ e J) che la compongono:

        Ebbene, facendo qualche conto sulla convezione ascendente e poi discendente si trova che nel loro insieme le correnti di convezione non influiscono su quelle di conduzione (così come non influiscono altre correnti dette di spostamento analoghe a quelle che si considerano negli isolanti all’interno delle armature dei condensatori. Esse nascono da variazioni momentanee di campo elettrico ma, nel tempo, mediamente hanno valore trascurabile).

        Altre correnti elettriche che si devono prendere in esame sono quelle che si hanno in corrispondenza di piogge. E’ la pioggia stessa che trasporta la carica elettrica nelle sue gocce. La maggioranza delle volte è una carica positiva (quando le gocce sono grandi), altre è una carica negativa (gocce piccole). Queste correnti hanno una densità di carica  dalle 10 alle 100 volte maggiore delle corenti di conduzione.

TEMPORALI. MODELLO A CELLE.

        Il temporale è una manifestazione dell’instabilità(2) dell’atmosfera che si accompagna con lampi, tuoni, fulmini, rovesci, piogge, grandine (non necessariamente tutto insieme). Sembra evidente che l’intensità del temporale, il suo diventare tempesta con lampi, tuoni e fulmini, dipende dai livelli d’instabilità.

        Credo di aver premesso tutto quanto occorre per capire la genesi di un temporale ed anche delle teorie che tentano la spiegazione di varie scariche elettriche nell’aria e tra suolo ed aria o aria e suolo.

        In linea generale un temporale è caratterizzato da lampi e tuoni è quando si è in presenza di cumulonembi poiché le altre nubi non hanno un moto di masse d’aria che possa permettere questi fenomeni elettrici. Abbiamo visto nell’articolo precedente il meccanismo di formazione delle nubi, vediamo ora le tre fasi distinte che generano un temporale secondo gli studi di Horace R. Byers (1906-1998) e Roscoe R. Braham(3) che lavorarono dal 1945 al 1949 al progetto temporali per l’Ufficio Meteorologico USA(4) facendo, tra l’altro, i primi tentativi di creazione di piogge artificiali con l’immissione di cristalli di ghiaccio secco in nuvole fredde e goccioline d’acqua in nubi calde, accompagnando il tutto con i primi studi statistici e l’uso del radar.

        Le conclusioni a cui arrivarono i due scienziati statunitensi le possiamo discutere a partire dalla figura seguente, dettagliata nelle tre successive che sono un modo più gradevole di presentare esattamente quanto avevano prodotto Byers e Braham(5).

        Un temporale è costituito da regioni distinte (una o molte), chiamate celle del temporale. Ogni cella è caratterizzata da tre stadi fondamentali che rappresentano il suo ciclo vitale.

1) Primo stadio. E’ la fase di formazione e sviluppo del cumulonembo in cui tutta l’aria è in salita accelerata. Ogni cumulo è una cella sede di moti verticali. L’aria proviene in gran parte dalla zona sottostante la nube con infiltrazioni laterali. Il cumulo si accresce rapidamente sviluppando particelle di precipitazione (intorno ad esempio a dei nuclei di condensazione). La depressione creata dall’aria in rapida ascesa origina sotto la nube venti convergenti che aiutano il vento di ascesa.

Fase di formazione e sviluppo di un temporale.

2) Secondo stadio. Il cumulo  diventa cumulonembo avendo raggiunto dell’aria stabile non potendo quindi più salire. Esso si espande in orizzontale dando vita ad una forma ad incudine.

Una incudine che indica la fine dell’espansione verso l’alto di un cumulo.

Le particelle di precipitazione (acqua e ghiaccio) che si erano andate formando alla fine del primo stadio, e che coesistono in quota, quando hanno peso sufficiente spingono la stessa aria della nube ad iniziare la discesa dando inizio a questo stadio detto fase di maturità. Una volta iniziato tale moto discendente, esso va a sovrapporsi a quello ascendente. L’aria che discende è aria che, avendo subito evaporazione, si è raffreddata, è diventata più pesante dell’aria circostante in salita e quindi scende con sempre maggiore virulenza e sempre maggiore quantità. Ambedue i moti sono al massimo della velocità e, naturalmente, occorre tener conto insieme alle correnti verticali anche di componenti orizzontali variabili che provocano turbolenze. La parte più pericolosa in questa fase (soprattutto per il volo) è la creazione di violente raffiche di vento che durano poco ma sono del tutto imprevedibili. Insieme alle masse d’aria in moto le dimensioni e la densità delle gocce aumentano precipitando verso il suolo con il trascinamento di masse d’aria fredda.  Mentre nella fase di formazione e sviluppo si aveva a che fare con richiami d’aria sotto la nube, qui si ha a che fare con aria che viene espulsa da sotto la nube. E’ in questa fase che si ha la massima intensità di precipitazioni, di fenomeni elettrici, e di raffiche al suolo. L’andare avanti di questa fase, facendo crescere le correnti discendenti, sottrae energia alla corrente ascendente.

Fase di maturità di un temporale

3) Terzo stadio. E’ la fase di dissipazione, quando sono esaurite le correnti ascendenti. Si ha diminuzione di turbolenza, precipitazioni, fenomeni elettrici. La nube perde la sua consistenza e comincia piano piano a dissolversi per evaporazione.

Fase di dissipazione di un temporale.

         In genere una cellula ha un diametro di qualche chilometro ed origina temporali di meno di un’ora. Ma vi sono temporali in cui vi sono molte cellule a diverse fasi di sviluppo di modo che esso può durare molte ore. Questo brevemente descritto è, come detto, una teoria di temporale, quella a celle. Ve ne è almeno un’altra, quella a termiche che descrivo di seguito, prima di passare a discutere dei vari fenomeni che si accompagnano ai temporali.

TEMPORALI. MODELLO A TERMICHE.

        Questa differente teoria della formazione ed evoluzione dei temporali è dovuta a due fisici dell’atmosfera britannici, Richard Segar Scorer (1919- ), Frank Henry Ludlam (1920-1977)(6). I due scienziati realizzarono delle esperienze di laboratorio per simulare il comportamento delle nubi nell’atmosfera. Si resero conto che la struttura delle nuvole si ripete versano un fluido pesante in un fluido più leggero, con la sola differenza che il tutto è ribaltato rispetto ai moti convettivi in atmosfera. Altri studi furono fatti attraverso dlle riprese cinematografiche poi riviste al rallentatore. La teoria del modello a termiche non considera la nube convettiva come se fosse una sola entità ma come costituita da varie bolle d’aria ascendenti.

        La situazione è simile a quella descritta nella teoria del modello a celle. Anche qui si considerano tre stadi. Le celle che costituivano la colonna d’aria ascendente sono sostituite da bolle d’aria ascendenti (o termiche) e galleggianti, che si inseguono l’un l’altra nella scia lasciata dalla precedente. Seguiamo i tre stadi nelle seguenti tre figure.

Fase di formazione e sviluppo. In alto bolle ascendenti che lasciano la scia nuvolosa dietro di loro (la scia è un miscuglio tra bolla originale ed aria attraverso cui sta passando, un poco come fa un solido quando passa attraverso un fluido)

La fase matura. Anvil è l’incudine.

La fase dissipativa. Bubble Weakening vuol dire che le bolle si indeboliscono

        Le bolle si originano da un forte rimescolamento dell’aria dentro la nube e rapidamente diluiscono la loro energia quando sono arrivate alla sommità della nube. L’indebolimento delle bolle fa si che la superficie superiore del cumulo venga erosa e l’aria discenda lateralmente alla nube, provocando un risucchio turbolento di aria discendente ed aria esterna  alla nube alla base del bulbo. Questo risucchio potrebbe anche tagliare il bulbo dalla base modificandolo completamente. Il bulbo può salire ancora lasciando strada al successivo che verrebbe così aiutato ad ascendere dal precedente.

        La teoria, contrariamente all’altra, non prevede un’unica corrente ascendente, un’unica colonna d’aria, nel cumolonembo. Vi possono essere diversi massimi di correnti ascendenti, temperatura e contenuto d’acqua. Entro ciascuna bolla queste quantità aumentano al crescere della quota, mentre tra bolle vi sono moti verticali relativamente lenti. Il ciclo di sviluppo e dissolvimento di un bulbo prepara quindi la strada al successivo che può andare più in alto del precedente. E’ in tal modo che l’intera massa nuvolosa acquista uno sviluppo verso l’alto per la creazione e l’ascensione di successivi bulbi ognuno dei quali crea delle modificazioni nell’aria che si trova sopra tale da facilitare il cammino del bulbo successivo.

PIOGGIA, GRANDINE E NEVE. NEBBIA E FOSCHIA 

        Abbiamo visto come si formano le gocce intorno ai nuclei di condensazione ed in loro assenza. Queste gocce sono i costituenti delle nubi, hanno piccole dimensioni, sono isolate tra loro e restano liquide finché l’aria è satura. Finché restano isolate e le dimensioni sono piccole non hanno la possibilità di acquistare la velocità di caduta della pioggia. Le dimensioni possono crescere per due processi. la collisione con altre gocce e la coalescenza (goccioline piccole tendono ad aggregarsi a quelle più grandi per rendere minima l’energia). Le gocce che raggiungono le dimensioni per la caduta hanno velocità tanto maggiori quanto maggiore è il loro raggio (formula di Stokes). Esse cadendo urtano le goccioline più piccole che non ce la farebbero a cadere e le inglobano. Queste goccioline piccole discendono a piccole velocità tali che è sufficiente un moto d’aria per riportarle in alto. Le gocce che stanno cadendo privano però il resto della massa d’aria della nube, quella situata più in alto, di nuclei di condensazione. Ciò dà la possibilità alle gocce che si trovano più in alto di crescere di dimensioni prima di cadere e, data la quota, di scendere in temperatura. Quando questi goccioloni iniziano a cadere, a grande velocità per il oro elevato diametro, per la bassa temperatura che hanno funzionano da nuclei di condensazione del vapore aumentando ulteriormente le loro dimensioni. Vi è anche un altro processo che consiste nell’aggregazione di gocce elettrizzate in segno opposto. Ed in generale, finché la goccia resta dentro la nube essa tende a crescere. Nei processi descritti si possono formare gocce del diametro di circa un millimetro. Se l’aria fosse calma essa cadrebbe con una velocità di circa 200 metri al minuto ed essa non cadrebbe solo se la velocità ascendente dell’aria è superiore o uguale a tale valore.

        Le grandi gocce sono in grado di costituire forti piogge che aumentano la loro intensità se sono accompagnate da masse d’aria discendenti che possono raggiungere velocità di 1000 metri al minuto. Sovrapponendo le due velocità (gocce ed aria) si ha una notevolissima quantità di pioggia che cade che spesso origina gravissimi danni (pioggia torrenziale).

        Altri gravi danni sono provocati dalla grandine. Studi sulla grandine sono ancora attivi ed io mi limito a dire alcune cose in termini di teorie più accettate fino agli anni Sessanta insieme ad altre conoscenze accertate. Sappiamo che le gocce d’acqua in una nube di convezione, anche al di sopra del punto di congelamento, restano liquide. Si sa che alcune gocce possono restare liquide anche a temperature di – 40 °C (questi sono casi rari mente è comune che si diano gocce d’acqua a circa – 12°C). In tal caso si parla di gocce sopraffuse o sottoraffreddate (una goccia non grande a sufficienza ha una tensione superficiale che impedisce che solidifichi)(7). Queste gocce resteranno nello stato di sopraffusione finché non incontreranno cristalli di ghiaccio o nuclei di ghiacciamento(8) (goccioline già ghiacciate su nuclei di condensazione o per il fenomeno del brinamento), solo allora iniziano a solidificare. A questo punto sarà l’intero cristallo a fare da nucleo di condensazione delle piccole goccioline sopraffuse che si andranno a solidificare sul nucleo di congelamento fino a formare una particella di ghiaccio di una certa dimensione. Con correnti ascendenti di poca intensità quel chicco di ghiaccio scende verso il suolo e, raggiungendo zone dove l’aria è più calda, si trasforma in goccia di pioggia. Quando da una nube temporalesca precipitano grosse gocce di pioggia si tratta in genere di ghiaccio fuso. Viceversa, se le correnti d’aria ascendenti sono intense quel primo chicco di ghiaccio resta nelle zone alte del cumulo ingrossandosi a velocità crescente diventando grandine di dimensioni anche notevoli. Accenno qui a due grandi difficoltà sul fenomeno ancora non risolte. La prima riguarda la grandine caduta ed osservata. Un chicco è costituito da una struttura laminare che vede succedersi involucri opachi ad involucri trasparenti. Cosa accade ? La seconda riguarda le notevoli dimensioni che i chicchi di grandine possono raggiungere (anche più grandi di una palla da tennis, come mostrato nelle figure seguenti). E’ una questione che riguarda il mettere d’accordo molti parametri e non è semplice (quando il chicco avesse raggiunto un diametro intorno ai 2 o 3 centimetri, esso cadrebbe con velocità di circa 1200 metri al minuto e andrebbe subito fuori dalla nube. Come può allora accrescersi fino a dimensioni come quelle accennate ? Occorre pensare a correnti ascendenti di intensità pazzesca. E qui vi è un problema generale dell’osservazione di tali fenomeni. I temporali si studiano con aerei che li attraversano e si tratta di osservazioni orizzontali mentre servirebbero osservazioni accuratissime verticali.

           La neve è più semplice da spiegare. Quando si hanno nubi convettive e in presenza di temperature al di sotto dello zero centigrado, in assenza di turbolenze e fenomeni intensi come velocità ascensionali elevate, il vapore d’acqua diventa ghiaccio direttamente per brinamento senza passare allo stato liquido. E’ questa la neve, si tratta di piccoli cristallini che si vanno agglomerando formando i fiocchi. Osservo a margine che quei piccoli cristallini che originano la neve per brinamento sono, come accennato in nota 8, anche dei nuclei di ghiacciamento che originano la grandine in situazione di intense forze ascendenti.

        La nebbia è altro fenomeno meteorologico assimilabile ad una nube stratificata al suolo. Del vapore d’acqua condensa intorno a dei nuclei di condensazione formando delle goccioline o aghi di ghiaccio in sospensione. Essa, a differenza della nube originata dal raffreddamento di masse d’aria che sono in movimento, è dovuta alla presenza di inversioni termiche. Nel caso in cui l’aria a contatto con la superficie terrestre sia fredda al contrario dello strato sovrastante, la nebbia si origina al contatto del terreno e sale verso l’alto. Inversioni sono possibili anche a quote diverse ma la gran parte, relativamente a questo fenomeno, hanno luogo tra i 100 ed i 300 metri di quota. Il raffreddamento degli strati dell’aria a contatto con il suolo è in gran parte dovuto alla radiazione notturna che fa diventare l’aria al suolo più fredda di quella sovrastante. Si parla di nebbia quando, secondo la convenzione internazionale, si ha una visibilità inferiore al chilometro. Se la visibilità è superiore al chilometro allora si parla di foschia. Quindi la foschia è una nebbia più rada. La nebbia e la foschia dono generalmente di colore bianco. Quando si è però in presenza di inquinamento atmosferico la colorazione può diventare giallastra o tendente al marrone. In tal caso si ha a che fare con il micidiale smog.      

LAMPI, TUONI, FULMINI.

        Poche cose sui fulmini sono accertate e trovano concordi tutti. Ma sui fenomeni elettrici o di loro conseguenze come lampi e sui tuoni si è d’accordo. Un lampo è come una scintilla o arco che scocca tra zone diverse di una nube (o fra nube e suolo) che hanno diverse concentrazioni di carica elettrica e sono quindi a potenziali differenti. Quando la differenza di potenziale supera di 10 mila volt al centimetro il valore della rigidità dell’isolante che si trova tra le due zone a differenti potenziali, allora si ha la scarica.

        Gli studi più importanti sui fulmini sono dovuti a due scienziati britannici, J. C. Simpson ed F. J. Scrase riassunti in una loro memoria del 1937(9) (anche qui con polemiche quinquennali anche vivaci con un altro scienziato che abbiamo già incontrato, C. T. R. Wilson, per il disaccordo sulle conclusioni).

        Per le loro osservazioni delle modificazioni delle nubi temporalesche e dei fulmini eventualmente presenti in mezzo ad un temporale, i due si servirono di uno strumento da loro realizzato, l’alti-elettrografo(10), che veniva  fatto salire mediante un pallone sonda attraverso un cumulonembo. Lo strumento doveva misurare l’intensità del campo elettrico dell’atmosfera in un temporale attivo.

Un sistema simile a quello utilizzato da Simpson e Scrase (non in scala). La corona discharge current è l’apparato che riguarda le misure di campo elettrico(10).

        I risultati delle osservazioni sono riassunti nelle due figure seguenti in cui è riportata la distribuzione delle cariche in una nube temporalesca: la parte alta è carica positivamente mentre la parte bassa negativamente con un’inversione del campo elettrico che durante i temporali si può osservare.

        Simpson ha dimostrato che quando si è in presenza di turbolenze o forti correnti d’aria, le gocce d’acqua si spezzano con conseguente separazione di carica, la parte più grande positivamente e l’altra negativamente. Inoltre si osserva un centro di cariche elettriche positive a lato della pioggia nella parte della nube più vicina al suolo. A questo punto vengono proposte due grandi categorie di teorie che dividono il mondo della meteorologia: da una parte c’è la teoria che vuole l’elettrizzazione delle nuvole nascere solo quando in esse si ha la presenza di particelle di ghiaccio e pioggia (sembra la più probabile  a seguito di varie osservazioni)(11), dall’altra la teoria che non ritiene necessarie queste condizioni. 

        La prima teoria si fonda sull’osservazione che quando goccioline d’acqua molto disperse cominciano a solidificare, tra acqua e ghiaccio  si forma una elevata differenza di potenziale, il ghiaccio acquista carica elettrica negativa mentre l’acqua acquista carica elettrica positiva. Seguo ora quanto scrive Battan: “Si immagina che le circostanze adatte per la creazione di centri di cariche elettriche in nubi temporalesche si abbiano quando un chicco di grandine raccoglie più acqua di quanta possa solidificarsi immediatamente. Dopo che la solidificazione ha avuto inizio una parte dell’acqua è portata via dall’aria che circola intorno al chicco e le minuscole goccioline d’acqua vengono portate verso l’alto dove vanno a formare la parte superiore della nube carica positivamente, mentre le grosse particelle di ghiaccio cadono a quote più basse. Questo processo spiega le caratteristiche principali della distribuzione delle cariche elettriche rappresentata nella figura precedente. Esperimenti eseguiti in laboratorio hanno anche dimostrato che l’attrito fra due particelle di ghiaccio provoca un trasferimento di carica elettrica se una delle particelle di ghiaccio si riscalda più dell’altra”.

        L’altra teoria non prevede né la presenza di precipitazioni né di ghiaccio nelle nuvole per la formazione delle cariche. Tra gli scienziati che sostengono questa tesi, a partire dall’iniziatore, il citato C. T. R. Wilson, vi sono stati Ross Gunn (1897-1966)(12) e Bernard Vonnegut (1914-1997)(13) (con teorie tra loro differenti ma coincidenti nelle premesse). Secondo tali teorie le goccioline che costituiscono la nube catturano ioni presenti nell’aria. Anche qui vi sono prove di laboratorio con una forte base sperimentale dovuta all’osservazione di fulmini in piccole nubi convettive dove sembrerebbe non vi fosse ghiaccio.  Se quest’ultima eventualità sarà dimostrata con certezza si potrà fare a meno della precedente teoria.

        Il fulmine vero e proprio è stato invece studiato da Scholand nel 1938(14) ed altri (tra cui Mc Cann) mediante tecniche fotografiche. Riferendoci alla figura precedente, secondo Scholand, quando alla base negativa della nube il campo elettrico raggiunge un determinato valore, circa 25 mila volt al centimetro che supponiamo costanti per almeno 15 centimetri, può avvenire una scarica verso terra originata da un solo elettrone che dà luogo alla valanga. La velocità di discesa di tale valanga è di circa 100 chilometri al secondo. Dopo i 15 centimetri di percorso ipotizzati la valanga sarà cresciuta in modo da originare una densità di ioni positivi pari a 100 miliardi di ioni ogni centimetro quadro. Per quanto grande sia il numero dato questa densità di ioni positivi è ancora bassa, anche perché concentrata solo dal lato della zona carica positivamente della nube, per spiegare la scarica. Per spiegarla occorre allora aggiungere la teoria dello streamer che, in somma sintesi, prevede l’intervento di sciami di fotoni provenienti dalla zona fortemente ionizzata del gas in modo tale da liberare dal gas stesso (ma anche dalla zona ionizzata) altri elettroni in grado da originare valanghe secondarie con massimo sviluppo lungo l’asse della valanga principale. Questa teoria permette di capire come si crea il grande canale in cui marcerà il fulmine e quali sono le cariche che lo costituiranno (ha inoltre il pregio di spiegare il carattere ramificato della scarica).

        Ebbene, quando siamo nelle condizioni anticipate poco fa si sviluppa uno streamer diretto dalla parte bassa alla parte alta della nuvola che crea un canale fortemente conduttivo tra la nuvola ed il punto nel quale la valanga principale si è fermata. Gli elettroni, che si trovavano nella zona alta della nuvola, da dove è iniziata tale valanga, non sono più trattenuti dagli ioni positivi e possono quindi avanzare percorrendo un centinaio di metri. Poi si fermano e poi avanzano di nuovo di un altro centinaio di metri (per un altro streamer retrogrado o streamer positivo). Poi altri cento metri, altro arresto, altro streamer retrogrado (la durata di ogni streamer è di circa 50 milionesimi di secondo). Con una serie di scatti il fronte di avanzamento della valanga di cariche elettriche va verso la terra. Quando tale scarica guida intermittente è quasi al suolo, vi è un afflusso improvviso di una enorme quantità di cariche elettriche che risale il percorso della scarica originando il fulmine di ritorno, quello che noi vediamo. In tempi dell’ordine del millesimo di secondo una corrente di decine di migliaia di ampere cammina verso l’alto nel canale creato. Intorno a questo primo fulmine se ne producono molti altri in tempi brevissimi, diretti questa volta dall’alto della nuvola verso terra, provocando fortissima ionizzazione dell’aria che è quella che provoca i bagliori accecanti. Questa fortissima corrente di cariche trasporta energia sotto forma di calore. L’aria si riscalda provocando improvvise espansioni che producono le onde sonore che avvertiamo come tuoni. E’ forse inutile dire che la luce viaggia 300 mila chilometri al secondo mentre il suono in aria umida ed a temperatura ordinaria si propaga a circa 500 metri al secondo. Ciò vuol dire che il fulmine o il lampo vengono da noi visti istantaneamente mentre il rumore del tuono lo sentiamo dopo un poco, dipendendo dalla nostra distanza dal luogo del temporale (sono quindi possibili valutazioni immediate di quanto dista un temporale da noi e, ripetendo i conticini, sapere se si avvicina o si allontana). Quanto detto riguarda i fulmini visibili tra nuvola e suolo. Purtroppo non si è in grado di capire cosa accade dentro la nuvola e se, ad esempio, noi vediamo solo una parte di fulmine, quello che fuoriesce. Ciò fa intendere che vi sono fulmini che si sviluppano interamente nella nuvola, diretti vero l’alto o verso il basso senza fuoriuscire e raggiungere la terra. Casi del genere dovrebbero essere dovuti ad elevatissime concentrazioni di carica spaziale immediatamente più in basso della medesima nuvola. Alcuni bagliori si vedono e sono quelli che chiamiamo lampi.

Una foto impressionante

        La difficoltà più grande che si incontra nello studio dei fulmini, tra le tante che si dovrebbero essere intuite da ciò che ho detto, riguarda la formazione delle cariche dentro le nubi medesime. Si tratta di quantità gigantesche  che non si capisce come si creino. Ovvero vi sono varie teorie ma molto differenti tra loro. Tra le varie teorie fornisco un cenno a quella del fisico sovietico J. Frenkel(15) che è basata su due fatti fondamentali: il primo è la ionizzazione dell’aria a causa deli raggi cosmici e dalla radiazione ultravioletta proveniente dal Sole; il secondo è la maggiore capacità delle gocce d’acqua (o cristalli di ghiaccio) di assorbire ioni negativi piuttosto che positivi. Secondo Frenkel le gocce piccole delle nubi catturano ioni negativi in modo che l’aria sovrapposta  assume carica positiva (se le gocce sono più grandi, con un diametro maggiore di 0,2 mm, ha luogo il processo opposto). A causa della gravità si origina un moto convettivo che porta le cariche negative verso il basso lasciando in alto quelle positive dell’aria. In tal modo la parte bassa della nube si carica negativamente e quella alta positivamente, nella parte intermedia invece hanno luogo processi di ricombinazione che rendono neutra la nube. Insomma siamo ancora a speculazioni non sostenute da esperienze significative.

FENOMENI ATMOSFERICI VIOLENTI

        Vi sono altri fenomeni meteorologici che noi europei conosciamo poco, quelli che si verificano in altre zone geografiche e che sono portatori di energie gigantesche in grado di provocare danni enormi a persone e cose. Si tratta dei cicloni, dei tornado, degli uragani.  Occorre comunque una premessa. I tre fenomeni elencati hanno delle differenze, a volte molto importanti, ma hanno anche varie similitudini, come il fatto che sono tutti e tre dei vortici. La differenza immediatamente avvertibile riguarda i venti che in un tornado possono superare i 600 km/h, in un uragano al massimo raggiungono i 300 km/h, in un ciclone tipico non superano gli 80 km/h. Invece vi sono variazioni inverse per la durata e le dimensioni di tali tempeste. Un tornado ha un diametro che è all’incirca di un chilometro ed una durata media di minuti, un uragano ha un diametro di circa 800 chilometri e dura al massimo una settimana, un ciclone ha un diametro dell’ordine di 1500 chilometri e dura più di una settimana. Vi  è una maggiore somiglianza tra un uragano ed un ciclone tipico che non tra uragano e tornado. Fornisco ora almeno un cenno di ciascuno di questi fenomeni su alcune caratteristiche dei quali si è ancora in uno stato di scarsa conoscenza in genere per mancanza di osservazioni accurate rese impossibili dalle condizioni violente dei fenomeni.

I TORNADO

Un tornado

        I tornado del tipo di quello mostrato nella figura precedente hanno generalmente dei diametri di 100 metri e comunque non superiori al chilometro. Hanno la forma di proboscidi (o di imbuti) che si protendono dalle nuvole verso il suolo, a volte neppure raggiungendolo. Altre volte il tornado ha forma cilindrica come quello mostrato nella figura seguente.

        Il tornado è caratterizzato da venti violentissimi che non si sa bene quale velocità abbiano perché ogni anemometro è sempre saltato in aria al suo passaggio. Analogamente per la pressione all’internoi del mulinello. Si valutano comunque venti intorno ai 500 km orari (che possono arrivare anche ad 800) e forti depressioni al centro del turbine (alcune misure di pressione fatte hanno mostrato depressioni di circa 60 mm di mercurio – meno 8% – su un diametro di circa 700 metri ed in tempi dell’ordine di 30 secondi; tali depressioni sono tornate al valore normale subito dopo il passaggio del tornado). E’ stata fissata internazionalmente una scala, proposta da T. Theodore Fujita(16), per valutare i tornado:

        Il turbine circolante in modo violento è costituito da goccioline d’acqua, polveri varie e, verso il suolo, rottami di ogni genere (terra, alberi, automobili, autocarri, lamiere, vetri, travi, interi edifici di legno, animali, persone, … purtroppo ogni anno sono circa 100 i morti per i tornado nei soli USA con danni materiali di miliardi di dollari). Le goccioline si formano perché la bassa pressione interna alla proboscide causa un’espansione dell’aria che di conseguenza si raffredda determinando un aumento d’umidità relativa e della condensazione (è un processo analogo ma quello che forma le nubi). I venti del tornado ruotano quasi sempre in verso antiorario. L’avvicinarsi di un tornado si accompagna a rombi molto intensi descritti sempre con iperboli del tipo mille treni, una formazione di aerei da caccia, il ronzio di milioni di api, … . Una delle spiegazioni proposte per il rumore riguarda l’ipotesi che in vari punti il turbine superi la velocità del suono provocando onde d’urto sul suolo. Per il sibilo ed il ronzio si è parlato del rumore di scariche elettriche che normalmente si accompagnano con il fenomeno (secondo una testimonianza di chi ha visto dal suo rifugio sotterraneo passare un tornado, il suo centro sarebbe cavo con scariche elettriche a zig zag che si susseguono lungo la sua parete interna ed anche con piccoli mulinelli che si formano sulla medesima parete e corrono lungo il suo perimetro per sparire e poi ricomparire in altro  luogo). Il fatto che il tornado sia cavo al suo interno (riferito da altri superstiti) è importante perché mostrerebbe che solo la sua parete esterna ha un moto ascendente mentre l’aria interna risulterebbe secca e quindi con moto diretto verso il basso.

Una tornado ha raso al suolo Greensburg, una cittadina nel sud del Kansas di appena 2000 abitanti. Secondo fonti locali e media americani, ci sarebbero almeno 9 morti e 63 feriti, 16 dei quali in modo grave. Il 75% degli edifici è stato distrutto o gravemente danneggiato. Secondo la Croce Rossa americana, il quadro è ancora più devastante: il 90% della città raso al suolo. Danneggiati anche i rifugi sotterranei, crollato l’ospedale. Una trentina le persone tratte in salvo dalle macerie.

Una devastante serie di tornado ha seminato morte e distruzione nelle regioni centrali degli Stati Uniti, in particolare in Oklahoma e Missouri, almeno 19 le vittime. Numerosi gli edifici distrutti, molte persone sono bloccate sotto le macerie delle proprie case. Non esiste ancora un bilancio dei feriti. Secondo le autorità locali, almeno 12 persone hanno perso la vita nel Missouri; dieci di queste sono state letteralmente strappate via dal ciclone che ha travolto la città di Seneca, alla frontiera con l’Oklahoma. Sei morti a Picher, nel nord-est dell’Oklahoma dove le tempeste hanno distrutto molte case. Le squadre di soccorso sono al lavoro per tirare fuori i sopravvissuti. Secondo il Servizio meteorologico nazionale, il maltempo, che ha provocato danni anche nell’Arkansas, si sta spostando verso est.

        Il tornado provoca morti e distruzione, oltre per i fortissimi venti che lo tengono in piedi, per quella variazione brusca di pressione misurata fino ad un 8%. Ciò significa che, al suo passaggio esso possa far esplodere degli edifici. In genere piogge e venti fanno chiudere le finestre di una casa. Ciò comporta che, quando passa un tornado, la pressione all’esterno è molto più bassa di quello al suo interno. Un semplice conto ci fa capire di quanto. La pressione ordinaria all’interno di una casa è di circa 1 chilogrammo su ogni centimetro quadrato. Il passaggio di un tornado porta la pressione all’esterno (al solo esterno perché la casa ha porte e finestre sigillate) al valore di circa 0, 9 chilogrammi al centimetro quadrato (nell’ipotesi che la caduta di pressione sia quell’8% annunciato). All’interno della casa quindi vi sarà una pressione che si esercita su tutte le pareti ed il soffitto che sarà pari a circa  800 chilogrammi ogni metro quadrato. Se il soffitto della casa è di 15 metri per 5 metri la pressione che si esercita sulla parete interna del tetto è pari a 60 tonnellate applicate improvvisamente. Il tetto salterà in aria come molte pareti (si tenga conto che negli USA lo spirito pionieristico continua a far costruire case di legno). Se si tiene conto che la pressione reale dentro il tornado può essere molto più bassa ci si rende conto di cosa può fare un tornado. Riguardo da ultimo alle varie teorie sulla formazione dei tornado, riporto quanto scrive Battan (1961):

Da lungo tempo si sa che prima che si verifichi un tornado nell’atmosfera è presente uno spesso strato di aria secca che si estende sopra uno strato di aria umida. L’aria umida ha origine sugli oceani tropicali. Negli Stati Uniti l’afflusso di aria umida sotto i 3 000 metri è visibile sulle carte meteorologiche come una corrente abbastanza forte proveniente dal Golfo del Messico.
Lo strato superiore secco è composto di aria che è passata sopra le Montagne Rocciose ed ha subito un certo abbassamento. Al confine fra la regione di aria secca e quella di aria umida la temperatura aumenta al crescere dell’altezza. Questa inversione del normale gradiente termico verticale indica la presenza di uno strato stabile tendente a eliminare le termiche di piccole dimensioni. Finché si tratta di singoli pacchetti d’aria, questa regione dell’atmosfera è stabile, però se qualche meccanismo produce un esteso sollevamento di una grossissima massa d’aria diventa molto instabile: questo avviene perché l’aria umida raggiunge la saturazione prima dell’aria secca; di conseguenza l’aria più bassa comincia a raffreddarsi secondo il gradiente pseudoadiabatico, più piccolo, prima di quanto faccia l’aria sovrastante. Se questo processo dura sufficientemente a lungo il gradiente verticale della grande massa d’aria diventerà instabile: in questo caso si dice che l’aria è instabile per convezione.
Finché la massa d’aria composta da uno strato secco sopra uno strato umido sale compatta non è probabile che si verifichino temporali e tornado. Oltre alla mancanza di stabilità termica anche l’aria secca soprastante ridurrà il galleggiamento dei pacchetti d’aria ascendente. Il rimescolamento dell’aria circostante con l’aria all’interno della nube, attraverso la sommità e le pareti laterali della nube, provocherà evaporazione e raffreddamento.
Si dispone di pochissime osservazioni che mostrino effettivamente il processo di modifica per cui una massa d’aria formata di uno strato stabile e di uno strato sovrastante di aria secca si trasforma in una massa con gradiente verticale instabile e uno spesso strato di aria umida. Sembra che si tratti di un effetto esclusivamente locale che si verifica nelle vicinanze delle tempeste. […] Gli esperti di previsioni del tempo dell’Aviazione degli Stati Uniti e dell’U.S. Weather Bureau hanno trovato che una caratteristica importante della configurazione meteorologica quando si formano i tornado è una corrente formata da forti venti a quote intermedie dell’atmosfera, intorno ai 5 000 metri. Le linee di temporale(17) che di solito si formano prima dei tornado tendono ad essere pressappoco parallele a questi venti. La distribuzione del vento e le nubi temporalesche sembrano fornire la spiegazione del sollevamento compatto della massa d’aria. In certe condizioni la corrente d’aria farà convergere l’aria nello strato più basso dell’atmosfera e la farà divergere negli strati superiori sovrapposti. Il risultato è l’ascesa di una grande massa d’aria. Sebbene le velocità verticali possano essere relativamente basse, per esempio 5 centimetri al secondo, se si mantengono per 12 ore l’aria può essere fatta salire oltre i 2 000 metri.
Quando l’aria è instabile per convezione in misura notevole e c’è una forte corrente di vento le condizioni sono mature perché si producano in successione temporali, grandine e tornado: si osservano molti temporali, ma solo alcuni producono grandine e pochissimi producono un tornado. Ci sono varie ipotesi per spiegare perché solo qualche temporale genera un tornado e il modo in cui lo genera, ma nessuna delle ipotesi attuali è accettata da tutti i meteorologi; e alcune di esse non possono essere respinte.
Le ipotesi che sono state oggetto di seria considerazione cercano di mostrare come prendono l’avvio il vortice e il moto ascendente localizzato. Parecchi scienziati hanno sostenuto che il tornado ha origine da una regione di aria circolante all’interno dei temporali che si apre una via verso il suolo. La maggioranza delle osservazioni di tornado indicano che le proboscidi nascono nelle nubi e discendono verso il suolo.
Osservazioni sulla pressione al suolo eseguite da E. M. Brooks, dell’Università di St. Louis, hanno mostrato che i tornado sopraggiungono spesso entro una piccola regione di bassa pressione. Quest’area, che può avere un diametro di una decina di chilometri, chiamata ciclone del tornado ha una lenta rotazione in senso antiorario.
È stata avanzata l’ipotesi che il tornado, molto più piccolo di questa regione, sia dovuto a una concentrazione del moto rotatorio accompagnata da moto ascendente. Il meccanismo di questa concentrazione non è stato spiegato. Recentemente B. Vonnegut ha suggerito la possibilità che i tornado siano originati e mantenuti da energia fornita attraverso le scariche dei fulmini. Egli ha citato il fatto che molti tornado producono inconsueti effetti elettrici. Si sa d’altra parte che intensi fulmini sono eventi comuni in molti temporali che non producono mai tornado. Sebbene questa ipotesi non abbia trovato molti sostenitori tra i meteorologi essa ha qualche lato affascinante.
Quando il forte moto ascendente ha avuto inizio e comincia la rotazione del tornado, questa può essere mantenuta dall’aggiunta di altra energia. La principale fonte di energia è il calore liberato durante la condensazione delle goccioline di nube: via via che nei livelli bassi l’aria sale, viene sostituita dall’aria che converge qui rapidamente. Il principio della conservazione del momento della quantità di moto richiede che l’aria convergente ruoti sempre più in fretta a mano a mano che si avvicina al centro di rotazione. In questo modo si generano forti velocità del vento.
Alcuni tornado presentano una sola proboscide, altri molte; alcuni durano soltanto qualche secondo, altri possono andare avanti per decine di minuti. È stato riferito che alcuni tornado hanno percorso fino a svariate centinaia di chilometri e che sono durati parecchie ore. È incerto se la stessa proboscide possa compiere un percorso così lungo o se ci sia un gran numero di proboscidi che si formano in rapida successione ma durano soltanto poco tempo: la questione è un po’ accademica, e certamente è tale per chi si trovi sul percorso di un temporale generatore di tornado.
[…] Non è una coincidenza se la massima frequenza di tornado si manifesta subito dopo il periodo delle massime temperature al suolo:  le alte temperature contribuiscono alla instabilità e alla formazione di temporali, che a loro volta possono generare dei tornado.
 

URAGANI

Foto dal satellite dell’uragano Katrina (quello che ha distrutto New Orleans nell’agosto del 2005). Al centro si nota una piccola zona circolare chiamata occhio.

Foto dal basso della zona detta occhio dell’uragano (ancora Katrina). E’ evidentissima una muraglia di nubi.

        Un uragano è una tempesta violenta che si forma sugli oceani tropicali con venti che, in accordo con Coriolis, soffiano in vento antiorario nel nostro emisfero intorno ad un centro, generalmente privo di nubi, chiamato occhio dell’uragano. I venti raggiungono al massimo i 300 km/h (sull’oceano) ed i 250 km/h (appena raggiunta la terra) ma in genere si mantengono intorno ai 120 km/h. Queste tempeste interessano aree con un diametro di 800 chilometri e durano vari giorni per cui, sommando tutti gli effetti, un uragano può provocare danni molto maggiori di un tornado che, come detto interessa piccole aree ed ha durate di minuti.

        Gli uragani hanno nomi diversi per  le diverse zone geografiche che interessano. Quelli che colpiscono il Giappone a partire dal Pacifico settentrionale sono chiamati tifoni. quelli che agiscono nell’Oceano Indiano settentrionale sono noti come cicloni, in Australia prendono il nome di willy willy, altrove si chiamano uragani. Gli uragani che si abbattono dall’Atlantico Occidentale sul Golfo del Messico e Paesi confinanti vengono chiamati con nomi di donna con un ordine alfabetico che prevede un nome che comincia per A per il primo uragano dell’anno e così seguendo con l’alfabeto per l’intero anno. L’anno successivo si ricomincia con nomi diversi. Per una descrizione di ciò che si sa sulla formazione e dissolvimento degli uragani, riporto ancora quanto dice Battan (1961):

Il luogo di nascita delle tempeste tropicali si trova sopra gli oceani, pressappoco tra i 5 e i 15 gradi di latitudine. Si è ancora incerti sul meccanismo esatto che dà loro l’avvio, sul modo in cui aumentano di intensità e sul perché seguono i percorsi osservati, ma negli ultimi anni si sono imparate molte cose in proposito.
La successione di eventi che deve aver luogo perché si produca un uragano è stata esposta da H. Riehl. Ci deve essere una fonte di energia che avvia e mantiene il vortice. Come in molti vortici atmosferici, il calore latente liberato dalla condensazione del vapore acqueo è la principale fonte di energia.
Poiché il moto verticale dell’aria è necessario perché avvenga la condensazione, che a sua volta porta alla liberazione del calore latente, deve esserci una distribuzione di venti tale da agire come meccanismo di avviamento. Preso l’avvio il movimento dell’aria verso l’alto sarebbe accompagnato da un afflusso d’aria nei livelli inferiori dell’atmosfera e da un efflusso dai livelli superiori.
Per effetto della rotazione terrestre l’aria convergente sarà deviata e comincerà a muoversi in cerchio (accelerazione di Coriolis). Man mano che l’aria si avvicina al centro del vortice ruota sempre piu in fretta.
L’esame di questi vari fattori ha portato Riehl a proporre una nuova teoria sulla formazione degli uragani. Egli ha osservato che la maggioranza degli uragani si forma in certe regioni oceaniche e in certe stagioni dell’anno: in condizioni cioè in cui è massima la temperatura della superficie del mare. In queste circostanze le scorte di calore latente e il cosiddetto calore sensibile raggiungono i valori massimi.
Il calore sensibile è quello trasferito da un corpo caldo a un corpo freddo: la quantità di calore trasferito è in relazione con la differenza di temperatura dei corpi. L’aggiunta dI calore agli strati inferiori dell’atmosfera fa aumentare la temperatura dell’aria, tende a rendere instabile la massa d’aria e perciò favorisce la convezione.
Perché comincino moti verticali organizzati ci deve essere un arrivo contemporaneo, sull’acqua calda dell’oceano, di due perturbazioni, una a bassa quota e una ad alta quota campo generale del vento. Sappiamo che alle latitudini a cui di solito si formano gli uragani prevalgono gli alisei. Nella corrente generale costante alle quote inferiori si hanno frequenti perturbazioni, cioè regioni in cui. il vento cambia direzione in modo tale da produrre estesi moti d’aria ascendenti e un abbassamento della pressione di superficie. Queste condizioni sono accompagnate da convergenza dell’aria entro le perturbazioni o onde, come vengono chiamate di solito.
Nei livelli superiori dell’atmosfera si possono avere anche onde di tipo tale che su distanze dell’ordine di 150 chilometri l’aria tenda a convergere o divergere. Le condizioni sono mature perché si formi un uragano quando un sistema divergente ad alte quote si porta su un sistema convergente a basse quote: allora la circolazione dell’aria sarà adatta allo sviluppo di un violento vortice. Quando l’aria del livello inferiore converge verso un certo punto, sale perché la superficie terrestre le impedisce di andare verso il basso. Le alte temperature dell’aria dovute alla conduzione del calore dalla superficie dell’oceano favoriscono anche un moto d’aria ascensionale. Cominciata l’ascesa il calore liberato durante la condensazione aumenta la forza ascensionale dell’aria dovuta alla spinta di Archimede e produce un’accelerazione dell’aria verso l’alto. Quando l’aria si avvicina a quote più alte la configurazione di venti divergenti causata dalla perturbazione nei livelli superiori fornisce un meccanismo bello e pronto per trasferire l’aria ascendente in regioni distanti in cui avviene una lenta discesa.
Finché la temperatura nella regione di aria ascendente supera quella dell’aria circostante, il moto ascensionale continua ad aumentare di intensità e questo aumento è accompagnato da una diminuzione della pressione di superficie nel centro della colonna. Quando la differenza di pressione fra il centro del vortice incipiente e l’ambiente circostante cresce, c’è anche un aumento della velocità dell’aria convergente e dell’aria che si muove intorno al centro del vortice. Finché il rifornimento di energia può superare le forze che tendono a esercitare un’azione frenante, come l’attrito, l’intensità del vortice continua ad aumentare.
La successione di eventi descritta nei paragrafi precedenti può prendere da 12 ore soltanto fino a diversi giorni. Durante la fase di formazione i venti di solito non raggiungono la forza del vento di uragano, si mantengono intorno ai 60 chilometri all’ora e di solito sono più forti nel quadrante che si trova davanti e a destra rispetto alla direzione del centro del vortice in movimento. In questa fase della vita dell’uragano la pressione nel centro della tempesta mostra una graduale diminuzione. Quando la tempesta si avvicina alla massima intensità i cambiamenti avvengono molto più in fretta: la pressione cade rapidamente, i venti aumentano fino a più di 150 chilometri all’ora in una stretta fascia circolare compresa fra i 15 e i 25 chilometri di distanza dal centro dell’uragano, e nubi e pioggia si organizzano in fasce che si avvolgono a spirale intorno al centro di perturbazione.
Quando l’uragano raggiunge la maturità le diminuzioni di pressione al centro sono relativamente piccole, ma l’area coperta da forti venti e piogge violente aumenta. La regione interessata dai venti d’uragano può estendersi fino a raggiungere un diametro che supera i 300 chilometri.
Gli uragani cominciano a indebolirsi e muoiono quando la fonte di energia si riduce, di solito quando la tempesta si sposta sulla terraferma. Per un certo tempo si era supposto che il dissolvimento dell’uragano fosse causato dal maggior attrito contro la massa terrestre, cioè che corpi solidi come alberi, montagne e così via esercitassero sul vento forze che avrebbero avuto l’effetto di rallentare il vortice. Sappiamo oggi che questa spiegazione non è per nulla esauriente: il motivo principale dell’indebolirsi di un uragano quando si sposta sulla terraferma sta nel fatto che il rifornimento di aria calda e umida diminuisce. Questa riduzione riduce a sua volta il rifornimento di calore latente di condensazione. Allo stesso modo anche lo spostamento di un uragano verso latitudini più alte, sopra acque oceaniche più fredde, porta alla dissoluzione dell’uragano perché quanto più bassa è la temperatura, tanto minore è la quantità di vapore acqueo e tanto più piccola è la scorta di calore latente.
Uno degli aspetti più interessanti di un uragano è il suo occhio, e da secoli è stato probabilmente causa di molti disastri; è facile infatti credere che la tempesta sia passata quando pioggia e forti venti cessano: supporre che sia veramente così potrebbe avere tragiche conseguenze quando la parte posteriore dell’uragano colpisce improvvisamente. […] Si è trovato che gli occhi degli uragani hanno in media diametri di circa 25 chilometri, ma possono raggiungere nelle tempeste molto estese anche 65 chilometri. I venti di solito soffiano qui a meno di 25 chilometri all’ora e talvolta scendono alla calma perfetta. La nebulosità può variare moltissimo: talvolta c’è solo qualche nube, ma di solito ce ne sono molte, con qua e là squarci attraverso cui si può vedere il cielo. Questo contrasta molto con l’orlo esterno dell’occhio, dove uno strato spessissimo di nubi si estende da vicino al suolo fino a grandi altezze, ed è comunemente descritto come una muraglia di nubi.
Sugli oceani l’occhio di un uragano non offre tregua a una imbarcazione come fa invece con chi sta sulla terraferma. I forti venti che lo circondano creano onde paurosamente alte.

Sezione e rappresentazione in pianta di un uragano

CICLONI

        La prima cosa da dire è che in meteorologia si parla di area ciclonica si intende dire che si è in presenza di un’area di bassa pressione e quindi di instabilità atmosferica. Spesso sentiamo parlare in Europa dell’Anticiclone delle Azzorre. Quel termine anticiclone vuol dire una zona di alta pressione  e quindi di stabilità atmosferica (generalmente bel tempo). Ogni movimento di masse d’aria provoca zone cicloniche ed anticicloniche (le zone anticicloniche sono i più grandi vortici che si realizzano sulla Terra), più o meno estese con differenti conseguenze. La parola ciclone ha quindi un uso del tutto generale in meteorologia.

        Un uragano avviene in una zona in cui la pressione si è abbassata di molto, è quindi una zona ciclonica per cui l’uragano è un particolare tipo di ciclone con caratteristiche di un certo tipo (quelle dette) molto pronunciate. Vi sono comunque zone cicloniche tropicali in cui avvengono determinati fenomeni meteo e zone cicloniche extratropicali in cui avvengono fenomeni meteo diversi nel senso di meno accentuati. Quando allora si dice ciclone extratropicale si sta parlando di un fenomeno di bassa pressione da non confondersi con quel fenomeno violentissimo che avviene ai tropici. In Italia quando piove ininterrottamente per mesi stiamo all’interno di un ciclone extratropicale. Quando si stabilizza il bel tempo siamo in un anticiclone. E’ chiaro che anche i cicloni extratropicali possono provocare danni quando ad esempio, in varie tempeste, le piogge continuano e sono intense. Allagamenti, frane, straripamenti (io non uso quel termine che ritengo brutto ed inappropriato che è esondazione), alluvioni, … sono possibili conseguenze di cicloni extratropicali ma non hanno nulla a che vedere con quelli finché i venti si mantengono a livelli europei. Anche sulla formazione dei cicloni riporto quanto scrive Battan (1961):

Fra i meteorologi esiste ancora un certo numero di pareri discordi sui principali fattori responsabili della formazione dei cicloni. Appare chiaro da un esame delle carte meteorologiche che quando un’area di bassa pressione si sviluppa e si intensifica, si estende ai livelli alti dell’atmosfera, fino a circa 9000 metri. Poiché queste tempeste si formano d’inverno, quando la stratosfera è bassa, il sistema di perturbazione si estende fino alla stratosfera. Uno dei punti incerti sulla nascita dei cicloni è quello relativo al luogo di nascita: dove hanno inizio ? a livelli alti o bassi ? oppure è necessaria una sovrapposizione di perturbazioni a bassi e alti livelli prima che si formi un vortice violento?
La prima teoria esauriente sulla genesi dei cicloni è stata proposta nel 1918 da un gruppo di meteorologi scandinavi, diretto da J. Bjerknes, dell’Istituto di Geofisica di Bergen, in Norvegia. È chiamata teoria del fronte polare dei cicloni.
Per molti anni questa teoria è stata accettata e considerata soddisfacente perché spiega molte delle caratteristiche osservate nel ciclone; però essa è stata elaborata in un periodo in cui si disponeva di scarse osservazioni su venti, pressione, temperatura e umidità nei livelli superiori dell’atmosfera, e quando queste osservazioni sono diventate più abbondanti certi aspetti della teoria sono stati messi in discussione; tuttavia essa rappresenta ancora un importante passo avanti verso la comprensione del comportamento del tempo ed è ampiamente utilizzata da chi fa le previsioni meteorologiche.
I meteorologi scandinavi furono i primi a riconoscere l’importanza del fatto che quando una massa di aria fredda incontra una massa di aria calda le due non si mescolano rapidamente: l’aria fredda scivola sotto l’aria calda e la fa sollevare (vedi figura seguente). Il confine tra le due masse d’aria è abbastanza netto ed è stato chiamato fronte: poiché la teoria del fronte è stata elaborata durante la prima guerra mondiale il confine fra due masse d’aria diverse venne paragonato al fronte che separa due eserciti nemici.


        Quando aria fredda avanza sulla superficie terrestre e prende il posto dell’aria calda, il confine si chiama fronte freddo. Quando l’aria fredda si ritira il confine si chiama fronte caldo. Se esaminate le carte meteorologiche dell’Emisfero Boreale trovate una caratteristica comune: un esteso fronte che separa l’aria di origine polare dall’aria di origine tropicale. Questa stretta zona di transizione dall’aria fredda a quella calda si chiama fronte polare, e può estendersi per migliaia di chilometri e durare per settimane.
Può darsi che nella parte settentrionale del fronte polare l’aria si muova provenendo da est, e nella parte meridionale provenendo da ovest (vedi la figura seguente). In questo caso ci sono pochi moti d’aria ascendenti. Perturbazioni nella corrente del vento producono spesso rigonfiamenti nella superficie del fronte forse a causa della deflessione dell’aria dovuta a una catena di montagne o alla differenza di temperatura tra terra e mare. Si sviluppa una piccola onda nel fronte. In certe condizioni l’ampiezza dell’onda aumenta. Però questo non sempre avviene: talvolta il fronte si raddrizza e l’onda scompare; talvolta, quando la distribuzione di vento, temperatura e umidità porta all’instabilità, l’ampiezza dell’onda cresce rapidamente e comincia il moto circolare dell’aria.

Un ciclone può svilupparsi come un:onda su un fronte polare. In (A) l’aria sui due lati del fronte si muove in direezioni opposte. In (B) una perturbazione nella corrente del vento genera una piccola onda. In (C) le dimensioni dell’onda aumentano, comincia un moto circolare e aria calda risale la superficie del fronte. In (D) i fronti si sono occlusi perché il fronte freddo ha avanzato sotto il fronte caldo.

Contemporaneamente l’aria calda comincia a far salire la superficie del fronte. Ha inizio la condensazione, e la pressione al centro dell’onda comincia a diminuire; poi l’aria nelle quote inferiori converge verso il centro. L’influenza della rotazione terrestre fa si che l’aria si muova in senso antiorario intorno al centro dell’onda. In una situazione particolarmente instabile lo sviluppo dell’onda procede in fretta.
Come si può vedere dalla figura precedente, l’onda diventa composta di un fronte caldo e di un fronte freddo; qualche volta quest’ultimo si muove più rapidamente e sorpassa il fronte caldo. Col passare del tempo i fronti diventano occlusi, cioè il fronte freddo che avanza giunge tanto avanti sotto il fronte caldo che al centro del vortice rimane soltanto aria fredda vicino al suolo. La formazione di un’onda ben sviluppata può avvenire nel giro di qualche ora soltanto; l’intera sequenza rappresentata nella figura precedente può impiegare qualche giorno.
Le prime teorie sulla formazione dell’onda nei fronti polari sostenevano che la formazione del ciclone dipendeva soprattutto dalle caratteristiche delle due masse d’aria che si trovavano agli opposti lati del fronte. Oggi si ammette che lo sviluppo delle tempeste sia anche correlato con i moti d’aria nei livelli alti dell’atmosfera. Esistono prove che mostrano come i centri dei cicloni si formino e si intensifichino quando particolari tipi di perturbazioni nella circolazione dei venti ad alta quota passano sopra il fronte polare.
Finché il centro ciclonico non comincia a svilupparsi il fronte polare di solito non produrrà sistemi nuvolosi estesi; m quando un’onda comincia a intensificarsi e i moti verticali aumentano, si formano nubi su vaste regioni. L’energia liberata nella condensazione contribuisce al moto verticale: si combina con l’energia fornita dall’aria fredda più pesante che tende ad abbassarsi e a diffondersi verso l’esterno. Sul fronte caldo c’è un lento ma costante scorrimento verso l’alto di aria umida e si formano nubi stratiformi (vedi la figura seguente), che possono essere viste centinaia di chilometri più avanti del centro del ciclone. Via via che il centro, proveniente da ovest, si avvicina, le basi delle nubi si trovano a quote sempre più basse e comincia a cadere una precipitazione più o meno persistente. Quando le temperature al suolo sono più basse del punto di congelamento la precipitazione avviene sotto forma di neve; se prevalgono temperature più calde la neve si scioglie e lascia il posto alla pioggia. 

Una sezione trasversale della situazione meteorologica rappresentata nella figura precedente (C) avrebbe questo aspetto lungo la linea AA’. In questo momento il ciclone è ben sviluppato.

In certi cicloni le aree di neve e pioggia persistente possono estendersi per qualche centinaio di chilometri. Se il centro della tempesta si muove lentamente possono accumularsi grandi quantità di neve o pioggia.
Quando il fronte caldo è passato l’osservatore si trova in aria calda in cui normalmente non si sviluppano nubi stratiformi estese: quest’area si chiama settore caldo. Una seconda fascia di precipitazioni si trova talvolta lungo la linea di avanzamento del fronte freddo: il cuneo di aria fredda che avanza è più ripido del fronte caldo che si ritira. Inoltre l’aria del settore caldo subito davanti al fronte freddo può essere molto instabile; possono verificarsi accentuati moti ascendenti e spesso si formano acquazzoni e temporali. Le violente linee di temporali il più delle volte si sviluppano nel settore caldo, davanti al fronte freddo e quasi parallelamente ad esso.

        Quanto raccontato risale a cinquant’anni fa. Certamente in questo lasso di tempo moltissime cose si sono conosciute, altre osservate e capite. Resta comunque ancora l’impossibilità di misure attendibili in determinate situazioni. Due soli esempi: all’interno di un tornado cosa si può misurare ? e quando un uragano viaggia con la sua maggiore potenza in mare, come si può fare qualche misura se vi sono onde alte anche 20 metri e venti da far paura e non  solo in una piccola zona ma in aree vastissime ? Insomma molti limiti nascono da difficoltà oggettive altri, forse, da una qualche conoscenza di fondo che non abbiamo.

        In ogni caso le conoscenze acquisite in questi ultimi cinquanta anni su questi fenomeni violenti non tolgono nulla a quanto raccontato. Possono far cadere una qualche teoria e fortificarne un’altra. Ma l’insieme dei fenomeni e le loro spiegazioni girano intorno a quanto ho detto. D’altra parte non è tutto discorsivo ma la gran parte delle teorie è basata su modelli matematici e sviluppi analitici molto avanzati. Non avrebbe senso introdurre una qualche trattazione elaborata a questo livello che mi sono dato.

        So bene che le cose che ho trattato sono molto manchevoli in vari punti. Non ho trattato fattori fondamentali come l’influenza sul clima di mari ed oceani. Non ho trattato l’influenza della radiazione solare (raggi ultravioletti e raggi cosmici). Non ho trattato la parte della meteorologia spaziale. Insomma manca molto ma quanto ho scritto è sufficiente a capire i problemi che si affrontano in meteorologia e nella fisica dell’atmosfera.

Roberto Renzetti.


NOTE

(1) Poiché l’ordinaria scrittura su pagine web impedisce di indicare il simbolo di vettore con la freccetta sulla lettere che rappresenta la grandezza vettoriale, nel testo indicherò il vettore in grassetto. Poiché poi l’editore di equazioni impedisce di utilizzare il grassetto separatamente dall’ordinario carattere in una medesima formula, in tali espressioni utilizzerò la freccetta orientata.

(2) Ricordo il significato del termine instabilità.  Quando dell’aria si allontana dalla sua posizione di riposo con moto accelerato, si ha instabilità. Si ha invece stabilità quando dell’aria spostata dalla sua posizione  e lasciata libera tornerà nella sua posizione iniziale. Quando siamo in condizioni di instabilità fino a quote elevate e l’aria è umida, si sviluppano nubi convettive che procedono a grande velocità (a questo punto occorre tener conto di vari fenomeni collaterali come il particolare riscaldamento in una delimitata zona o la presenza di rilievi che possono produrre molti più cumuli). La salita dell’aria continua e con forza crescente e quindi accelerando (per la differenza di temperatura tra massa ascendente ed aria esterna) fino a che la spinta di Archimede ha ragione di essere. Per avere un’immagine precisa di stabilità, instabilità e stato neutro dell’atmosfera si tenga conto che è lo stesso concetto dell’equilibrio in statica.

(3) Horace R. Byers, Roscoe R. Braham, Thunderstorm Structure and CirculationJournal of the Atmospheric Sciences5, 3, pp. 71–86, 1948.        

Roscoe R. Braham, Jr., The Water and Energy Budgets of the Thunderstorm and Their Relation to Thunderstorm DevelopmentJournal of Meteorology 9 (August 1952): 227–242.

(4) Thunderstorm project, by United States, A joint project of four U.S. Government Agencies: Air Force, Navy, National Advisory Committee for Aeronautics, and Weather Bureau.

 Horace R. Byers and R. R. Braham, Jr., The Thunderstorm: Final Report of the Thunderstorm Project (Washington, DC: U.S. Government Printing Office, 1949). This 282-page book is a comprehensive report of both the results of the project and the technology and observational techniques used.

Horace R. Byers, Structure and Dynamics of the ThunderstormScience 110 (September 23, 1949): 291–294. This is a good, brief summary of the project.

La Società Meteorologica Americana (AMS) ha un sito dal quale si possono ricavare tutte le fonti bibliografiche e sperimentali dalle quali hanno attinto gli autori del  Report. Si dia un’occhiata a quale montagna di lavori si fa riferimento.

(5) La figura originale è la seguente:

(6) R. S. Scorer, F. H. Ludlam, Bubble theory of penetrative convection, Q. J. R. Met. Soc., 79, 94-103, 1953. 

R. S. Scorer, F. H. Ludlam, Bubble theory of penetrative convection, Q. J. R. Met. Soc., 79, 288-293, 1953.
 

A. F. Bunker, F. H. Ludlam, R. S. Scorer  – Convection in the atmosphere  Q. J. R. Met. Soc. 79, 317-341, 1953.

Joanne S. Malkus, R. S. Scorer, F. H. Ludlam, O. Björgum The stable sub-cloud layer and convective updraughts  Q. J. R. Met. Soc. 80, 102-104, 1954.

F. H. Ludlam, R. S. Scorer The forms of ice clouds,  Q. J. R. Met. Soc. 82, 257-265, 1956.

R. S. Scorer, Airflow over an isolated hill  Q. J. R. Met. Soc. 82, 75-81, 1956.

R. S. Scorer Waves in the lee of an isolated hill, Q. J. R. Met. Soc. 82, 419-427, 1956.

R. S. Scorer, S. D. R. Wilson Airflow over mountains: Indeterminacy of solution  Q. J. R. Met. Soc. 84, 182-183, 1958.
 

D. Atlas, W. G. Harper, F. H. Ludlam, W. C. MacKlin Airflow over mountains: Indeterminacy of solution  Q. J. R. Met. Soc. 84, 464-466, 1958.

R. S. Scorer Radar scatter by large hail,  Q. J. R. Met. Soc. 86, 468-482, 1960.

(7) Boris Weinberg, La cristallizzazione dell’acqua soprafusaIl Nuovo Cimento, 16, numero 1, dicembre 1908.

(8) Occorre distinguere tra nuclei di congelamento e nuclei di ghiacciamento. I primi hanno origine dai nuclei di condensazione che hanno prodotto una goccia d’acqua dalla quale, quando si scende sotto lo zero, si forma del ghiaccio. Questi nuclei sono una parte di quelli di ghiacciamento che sono un insieme più grande. In generale si definisce nucleo di ghiacciamento ogni particella che in atmosfera provochi la formazione di ghiaccio. Quindi, come detto, i nuclei di congelamento sono nuclei di ghiacciamento. A questo tipo occorre aggiungere quei nuclei che non richiedono il passaggio alla fase liquida per arrivare al ghiaccio. Sono nuclei che originano la nucleazione per deposizione del vapor d’acqua, un processo di brinamento che è l’inverso della sublimazione (la sublimazione consiste nel  passaggio dallo stato solido a quello aeriforme senza passare per lo stato liquido: si pensi alla nebbiolina che vediamo fuoriuscire da un congelatore; si pensi alla naftalina, alla canfora, …. Il brinamento è il fenomeno opposto, il passaggio dall’aeriforme al solido senza passare attraverso la fase liquida).

(9) Scrase, F. J., Met. Off. Geophys. Mem., 60, 1934

Scrase F. J., Met. Off. Geophys. Mem., 75, 1938

Simpson J. C., Proc. Roy. Soc. A, 114, pp. 376-401, 1927

Simpson J. C., Scrase F. J., Proc. Roy. Soc. A, 161, pp. 309-352. 1937

G. Simpson and G. Robinson, Proc. Roy. Soc., A, 177, p. 281, 1941

George C. Simpson,On the separation of electricity in clouds, Philosophical Magazine, Series 7, 34, Issue 231, 1943, pp. 285 – 287, 1943

(10) L’effetto corona è il fenomeno che permette di far fluire una corrente elettrica, generalmente molto elevata, fra un conduttore ad alto potenziale verso un fluido non carico circostante come l’aria. Vi è una soglia al di sopra della quale l’effetto si manifesta e la soglia è determinata dal valore del potenziale che è in grado di ionizzare l’aria isolante ma non sufficiente a far scoccare la scintilla.

(11) Hanno lavorato intensamente su questo problema gli scienziati dell’Institute of Mining and Technology del New Mexico, sotto la guida di E. J. Workman.    S. E. Reynolds, E. J. Workman, A Phenomenon Observed during the Freezing of a Non-homogeneous Aqueous Solution,  nature164, pp. 922-923,  1949          E. J. Workman, S. E. Reynolds, Electrical Phenomena Occurrin during the Freezing of Dilute Aqueous Solutions and Their Possible Relationship to Thunderstorm Electricity, Phys. Rev., 78, 254, 1950
E. J. Workman, Phys. Rev., 92, 544, 1953
E. J. Workman, W. Drost-Hansen, Phys. Rev., 94, 770, 1954
E. J. Workman, Frank K. Truby, W. Drost-Hansen, Electrical Conduction in Halide-Contaminated Ice, Phys. Rev.94, 1073, 1954
N. Kitagawa, M. Brook, and E. J. Workman, Continuing Currents in Cloud-to-Ground Lightning DischargesJ. Geophys. Res., 67(2), 637–647, 1962.

(12) R. Gunn, Electricity of Rain and ThunderstormTerr. Mag. Atmos. Elec. 40, pp. 79-106, 1935

Gunn R., The Electrical Charge on Precipitation at Various Altitudes and Its Relation to ThunderstormsPhys. Rev.71, pp. 181 – 186, 1947

Gunn R., Electric field intensity inside of natural cloudsJour. Appl. Phys.19, 481, 1948.

 Gunn R., The free electrical charge on thunderstorm rain and its relation to droplet sizeJ. Geophys. Res., 54, pp. 57-63, 1949

Gunn R., The free electrical charge on precipitation inside an active thunderstormJ. Geophys. Res. 55, pp. 171-78, 1950

Gunn R., Diffusion charging of atmospheric droplets by ions and the resulting combination coefficientsJ. Meteorol. 11, pp. 339-47, 1954

Gunn R., Electric-Field Regeneration in Thunderstorms, Journal of the Atmospheric Sciences11, pp. 130–138, 1954

Gunn R., The electrification of precipitation and thunderstorms, Proc. Inst. Radio Eng. 45, pp. 1331-58, 1957

(13) Vonnegut B., Production of ice crystals by the adiabatic expansion of gas” (1948), J. Appl. Phys. 19, 10, p 959, 1948

Vonnegut B., J. Colloid, Variation with temperature of the nucleation rate of supercooled liquid tin and water drops, Sci. 3, 6, pp 563-569, 1948.
 

Vonnegut B., A capillary collector for measuring the deposition of water drops on a surface moving through clouds,  Rev. Sci. Instrum. 20, 2, pp 110-114, 1949

Vonnegut B., Nucleation of supercooled water clouds by silver iodide smokesChem. Rev. 44, 2, pp 277-289, 1949

Vonnegut B., Note on nuclei for ice crystal formationBull. Amer. Meteor. Soc. 30, 5, p 194, 1949
 

(14) Nel 1938 Scholand propose un modello interpretativo del fulmine considerato come una scarica attraverso un unico canale, quindi unidirezionale ed unipolare. Il modello si chiama Source-Charge Model o Point-Charge Model (SC). Un altro ricercatore, Kasemir, ha invece proposto nel 1950 un altro modello in cui la scarica risulterebbe bidimensionale, con sviluppo cioè su due canali, il Bidirectional Leader Model (BD).

(15) Frenkel J., A Theory of the Fundamental Phenomena of Atmospheric ElectricityJour. of Physics USSR8, p. 255, 1944

Frenkel J., Jour. of Physics USSR10, p. 151, 1946

(16) Fujita, T.T., Proposed characterization of tornadoes and hurricanes by area and intensity, Satellite and Mesometeorology Research Project Report 91, the University of Chicago, 42 pp., 1971

Fujita, T.T., Tornadoes and Downbursts in the Context of Generalized Planetary ScalesJournal of the Atmospheric Sciences38 (8), 1981

Fujita, T.T., The Downburst, microburst and macroburst, SMRP Research Paper 210, 122 pp., 1985

(17) La linea di temporali ciclonici (squall line)o linea dei groppi di venti. Da osservazioni fatte in varie stazioni meteo (USA) si è scoperto che vi sono delle linee tra loro parallele, lunghe fino ad 800 chilometri, ed orientate secondo le direzioni prevalenti dei venti (da nord est verso sud ovest), lungo cui marciano i temporali. Le linee di temporale, per la loro estensione sono una grave minaccia per la vita e per le cose perché lungo di esse si hanno incrementi improvvisi e violenti della velocità dei venti che origina precipitazioni abbondanti, temporali e bufere. Lungo queste linee si hanno alluvioni con formazione continua di nubi temporalesche che possono far cadere enormi quantità di pioggia per un periodo di svariate ore. Naturalmente le conseguenze di tali quantità d’acqua in un periodo così breve sono chiare: torrenti impetuosi, fiumi straripanti, fattorie allagate. Le raffiche alla superficie nelle parti anteriori delle linee di temporali possono raggiungere talvolta violenze eccezionali quando diverse nubi temporalesche vicine le une alle altre hanno contemporaneamente correnti discendenti: l’aria fredda che si precipita impetuosamente fuori può talvolta raggiungere velocità tali da abbattere edifici, danneggiare aeroplani al suolo e distruggere raccolti.
L’aspetto più temuto della linea di temporali è il fatto che prepara il terreno per i tornado, che fra tutte le perturbazioni atmosferiche sono le più micidiali.

Alcune linee di temporale (quella di color verde in alto a sinistra molto marcata) rilevate con i radar. Da www.toledotalk.com/cgi-bin/tt.pl/article/1721…

Alcune linee di temporale sul Kentucky fotografate dal satellite. Da www.erh.noaa.gov/rlx/science/122805/dec28.htm

Una linea di temporale


BIBLIOGRAFIA

(1) Rossi E., Capodicasa G. – Meccanica e termodinamica dell’atmosfera  (Lezioni tenute da G. Fea) – CNR ed Aeronautica Militare, Roma 1968.

(2)  F. De Notaristefani – Dispense di fisica terrestre – Università di Roma, a.a. 1968-1969.

(3) Louis J. Battan – Violenze dell’atmosfera. La fisica delle tempeste – Zanichelli 1967.

(4) Guido Visconti – L’atmosfera – Garzanti 1989.

(5) Clyde Orr jr. – Il regno dell’atmosfera – Mondadori 1963.

(6) E. Bernacca – Che tempo farà – Mondadori 1971

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