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La branca della meteorologia che studia le nuvole e i fenomeni ad esse collegati è detta Nefologia.
Nel sistema caos dell'atmosfera, l'oggetto principale della prognosi meteorologica, è senz'altro costituito dalla nuvolosità, la cui previsione è legata alla variazione di due parametri fondamentali, pressione e temperatura. Qual'è la variabile che ci permette di risalire alla formazione delle nubi? Certamente l'umidità.
La formazione delle nubi è dovuta alla condensazione del vapor acqueo contenuto in una massa di aria quando, raffreddandosi per sollevamento, la sua temperatura raggiunge quella di rugiada. (punto di rugiada - dew point)
La formazione delle goccioline non sarebbe comunque possibile senza la presenza di quei microscopici corpuscoli, in sospensione nell’atmosfera che prendono il nome di nuclei di condensazione. I nuclei di condensazione sono composti il più delle volte da polline, da granuli di pulviscolo, da nitriti, da particelle di cloruro di sodio, che permettono alle goccioline di agglomerarsi attorno ad essi ed avere sin dall’inizio dimensioni abbastanza grandi per non evaporare immediatamente.
I processi perché avvenga la condensazione del vapor acqueo contenuto in una massa di aria, possono essere così riassunti:

1)  Raffreddamento per irraggiamento, può avvenire:
- nei bassi strati dell’atmosfera terrestre quando una massa di aria si raffredda perché è a contatto con il suolo.
- negli strati più alti dell’atmosfera terrestre per perdita di calore (emissione termica). Nel primo caso si formano le nebbie da irraggiamento, la rugiada o la brina; nel secondo caso si formano nubi stratificate o nebbie alte.
2) Raffreddamento per avvenzione si ha quando una massa di aria calda ed umida, di origine marina, incontra e scorre sulla superficie più fredda di un continente. Questa situazione tipicamente invernale o primaverile provoca la formazione delle nebbie da avvezione altrimenti dette nebbie delle coste.
3) Raffreddamento per mescolanza di masse d'aria aventi diversa temperatura e diverso contenuto di vapore acqueo, tale fatto provoca la formazione di nubi stratificate di limitata estensione e di piccolo spessore o nebbie a banchi.
4) Raffreddamento per moti ascendenti, si ha quando una massa di aria è costretta ad un movimento verticale verso l’alto. Durante la sua corsa verticale, attraversando strati atmosferici con pressione sempre minore, la massa di aria tende ad espandersi e di conseguenza si raffredda raggiungendo la sua temperatura di rugiada o temperatura di saturazione oltre la quale inizia a condensare. L’entità del raffreddamento è costante e nell’ordine di 1°C ogni 100 metri di salita fino al raggiungimento della quota di saturazione.

Detto ciò e in base ai processi che portano alla condensazione o alla sua altitudine possiamo avere:
- Nube d'acqua;
- Nube di ghiaccio;
- Nube mista, ghiaccio nella sua parte superiore, goccioline di acqua nella sua parte inferiore.

Le nubi si suddividono in stratificate e cumuliformi a seconda del loro maggior sviluppo orizzontale, primo caso, o verticale nel secondo. Nella porzione dell'atmosfera occupata da nubi stratiformi, l'aria è stabile, cioè non ha tendenza a salire o a scendere, per cui la nube si trova in posizione di relativa quiete o, come si dice in meteorologia, in equilibrio stabile.

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Le uniche nubi che non danno precipitazioni sono i cirri, i cirrocumuli e i cirrostrati.
Le altre possono tutte dare precipitazioni, deboli nel caso degli altostrati, intense nel caso di nembostrati o cumulonembi.
Veniamo alle nubi.

NUBI STRATIFICATE

Nubi Alte

Cirri

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I cirri sono tenui nubi candide, per lo più isolate, con aspetto filamentoso o a ciuffi. Stanno sospesi nel cielo azzurro come piume o striature bianche, leggeri, come spinti da un soffio.
L'osservatore distratto o poco esperto non presterà loro eccessiva attenzione visto che il tempo si mantiene soleggiato, quindi non c'è ragione di preoccuparsi. Invece i cirri meritano attenzione perchè spesso sono le staffette del cattivo tempo. All'inizio appaiono isolati, ma ben presto li vediamo assieme ai cirrostrati e, anche se di raro, ai cirrocumuli. Quando hanno forma filiforme, terminante ad uncino, i cirri tradiscono la presenza di venti molto forti alle alte quote dell'atmosfera.
La sede dei cirri inizia a circa seimila metri. Quando appaiono in cielo da soli si presentano sempre come una struttura assai fragile. La definizione "scie di ghiaccio" è ben più che un semplice riferimento alla forma. Queste altissime nuvole della troposfera sono formate esclusivamente da cristalli di ghiaccio. La quota dei cirri varia anche in funzione alla latitudine: più bassa nella zona polare, più elevata in quella equatoriale. In Europa appaiono anche a quote superiori ai dieci chilometri. Il comportamento dei cirri è interessante e fornisce indicazioni circa il movimento dell'aria negli strati pù alti della troposfera. Dal movimento e dalla forma dei cirri si può dedurre l'intensità e la direzione dei venti d'alta quota. Ciò è di grande importanza perchè questi venti influiscono in modo determinante sull'andamento del tempo a grande scala. Da rilevare, infine, che dove si formano i cirri la temperatura, in qualsiasi stagione, è inferiore ai -40°C.
La comparsa dei cirri è legata in origine a una situazione atmosferica cosiddetta occidentale, cui sono normalmente associati ad importanti sistemi nuvolosi. Essi sono le "spie" di un lontano fronte caldo in avvicinamento. Quanto più lo spostamento delle masse d'aria è veloce, tanto più i cirri risultano sparpagliati. Questa evoluzione si manifesta con particolare chiarezza sul mare o in vicinanza delle coste. Anche nel caso di irruzioni di aria fredda i cirri, se presenti, marciano sempre in testa. I cirri che compaiono talvolta prima di un fronte temporalesco traggono origine per lo più da lontane incudini di cumulo-nembi. In questo caso si parla di "falsi cirri" per la loro genesi anomala. I cirri sono spesso il primo segnale visibile di una perturbazione del tipo fronte caldo, suscettibile di portare precipitazioni uniformi e prolungate. Precedono la pioggia di parecchie centinaia o anche oltre un migliaio di chilometri. Quando compaiono in un cielo terso, si spostano velocemente, provengono dai quadranti occidentali e sono seguiti da cirro-strati e alto-strati, l'approssimarsi di una perturbazione si può considerare pressochè sicura. Se invece rimangono isolati può significare che ci troviamo ai margini estremi di un sistema nuvoloso e la pioggia in questo caso non è in arrivo. I cirri che in d'inverno provengono da NordOvest o Nord non hanno significato infausto sull'Italia. Essi sono indice di perturbazioni Oltralpe che transitano sull'Italia del Nord senza produrre fenomeni a causa dell'effetto "fohn". Anche i cirri pressochè stazionari non sono quasi mai sintomatici. 

 

Cirrostrati

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I cirrostrati sono nubi trasparenti situate ad alte quote. I loro cristalli di ghiaccio diffondono luce e creano un alone o un velo sottile attorno al Sole o alla Luna. Di solito queste nubi annunciano l'arrivo di una tempesta o di un periodo caldo. Sono costituiti da cristalli di ghiaccio e tendono a conferire al cielo un aspetto lattiginoso.  Molto spesso nella loro formazione seguono i cirri, per cui è frequente vedere nella parte inferiore del sistema nuvoloso i cirrostrati ed alla sommità i cirri. L'altezza è compresa tra i 5 e i 12 km d'altitudine nella fascia temperata.
Indicano l'avvicinarsi di una perturbazione se si presentano dopo i cirri.

 

Cirrocumuli

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Si riconoscono facilmente dalla classica conformazione "a pecorelle". Possono però essere raggruppati a strisce, a banchi e con forme differenziate, lamelle, granuli, crespe, ecc.. I loro colori sono brillanti poiché costituiti interamente da cristalli di ghiaccio. L'altezza è compresa tra i 5 e i 7 km d'altitudine nella fascia temperata.
Si formano in seguito ad un passaggio di uno strato di aria fredda sopra uno di aria calda: annunciano aria instabile e il probabile arrivo di una tempesta (cielo a pecorelle).

 

Nubi Medie

Altocumuli

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Gli alto-cumuli possono apparire da soli o coesistere agli alto-strati. Si presentano come una grande distesa di masse tondeggianti, a volte piccole e biancheggianti per effetto della luce solare, più spesso grigie e ombreggiate. Quando ricoprono molta parte del cielo come palline grigie ravvicinate si parla di “cielo a pecorelle”. In altre circostanze appaiono sotto forma di file parallele ondulate. Dagli alto-cumuli non si hanno normalmente precipitazioni. Fisica. Le nubi medie si presentano ad altezze comprese tra i 2500 e i 6000 metri. La loro quota media è di circa 4000 metri. Gli alto-strati sono constituiti sia da goccioline d’acqua (la parte inferiore) sia da cristalli di ghiaccio. Siamo dunque in presenza di una struttura mista che favorisce la precipitazione. Gli alto-cumuli invece consistono generalmente di sola acqua. Le nubi medie si formano quando l’aria calda scorre in quota, come lungo un piano leggermente inclinato, al di sopra di uno strato di aria fredda. Questo processo ascendente si produce all’avvicinarsi di una perturbazione del tipo fronte caldo e precede l’arrivo delle vere e proprie nubi da pioggia, cioè i nembo-strati. Un noto proverbio (cielo a pecorelle acqua a catinelle) esprime chiaramente la previsione di una prossima precipitazione quando compaiono in cielo estese formazioni di alto-cumuli. Naturalmente non va preso alla lettera, ma è pur sempre uno dei pochi detti popolari attendibili. Anche in questo caso vale il discorso fatto per i cirri: la presenza di alto-cumuli può essere marginale rispetto alla perturbazione e la pioggia può non cadere. D’estate possono comparire isolate formazioni di alto-cumuli (per lo più della varietà “castellanus”, cioè un po’ torreggianti). Esse sono indizio di intabilità dell’aria e preludono allo sviluppo di temporali. Anche gli alto-strati sono di cattivo auspicio e indicano che la pioggia (o la neve) sono prossime. Spesso la precipitazione è in atto, in presenza di densi alto-strati, ma non giunge al suolo perché evapora durante la caduta. 

 

Altostrati

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Le nubi medie rappresentano di solito l’evoluzione successiva dei cirri e cirro-strati, ma possono presentarsi anche da sole. Si possono scorgere nella loro più completa espressione, nella stagione invernale, sull’Italia settentrionale, all’avvicinarsi di aria calda in una zona ancora occupata da aria fredda in superfice. Gli alto-strati appaiono inizialmente come un velo sottile e uniforme che lascia trasparire molto bene il sole. In questo stadio possono confondersi con i cirro-strati ma, contrariarmente a questi ultimi, è assente il fenomeno dell’alone. Ben presto però la statificazione si fa più densa e compatta e i toni diventato grigi. Il sole appare ora come una macchia di luce. A volte la densità degli alto-strati è tale che può scomparire e si hanno deboli precipitazioni a carattere continuo di pioggia o neve. Spesso la precipitazione evapora prima di raggiungere il suolo. Sono soprattutto le tipiche situazioni atmosferiche occidentali, caratterizzate da un succedersi di pertubazioni, a portare gli estesi banchi di alto-cumuli e gli alto-strati a perdita d’occhio. Di solito la sfilata delle nubi, nelle situazioni-tipo, avviene nel seguente oridine: cirri, cirro-strati, alto-strati tenui, alto-strati densi assieme a banchi di alto-cumuli, infine nembo-strati con relative precipitazioni uniformi e persistenti. Tutto ciò contraddistingue la parte anteriore del fronte caldo in un’aera di basse pressioni.


Nubi basse

Strato
 

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Gli strati sono nubi basse, spesse e grigie, che si formano ad altitudini di 600 m circa: si possono vedere quindi a pochi metri dall'orizzonte con la basa estesa ed uniforme. Si possono presentare a banchi o coprire totalmente il cielo, spesso derivano dalla nebbia formatasi al suolo, come in questa immagine.
Dato il loro limitato spessore, di norma non danno luogo ad alcun fenomeno, se non ad una riduzione di visibilità quando la loro base è molto bassa. Possono portare leggere piogge o neve, in tal caso vengono chiamati nembostrati.

 

Stratocumulo

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Soprattutto nella stagione invernale sono frequenti le giornate con cielo completamente coperto da grigie nuvole basse, caratterizzate da pochi e sbiaditi contorni oppure con l’aspetto uniforme e omogeneo della nebbia alta. In determinati casi la luminosità è tanto fortemente ridotta da richiedere la luce accesa nelle case in pieno giorno. Talvolta si hanno prolungate precipitazioni a ritmo costante e uggioso. In altre circostanze ancora la parte inferiore dello strato nuvoloso sfiora le colline e si muove rapidamente sospinta dal vento. Pur facendo parte delle nubi basse, gli stratocumuli, gli strati e nembostrati hanno genesi e caratteristiche differenti.
Le nubi basse hanno quote sempre inferiori ai 2500 metri e sono formate da goccioline d’acqua. Questi sono gli unici elementi in comune fra le tre varietà. Gli strato-cumuli si presentano in estesi banchi formati da tanti piccoli cumuli riuniti e basse perfettamente orizzontale. Qualche volta si presentano a strati ispessiti qua e là così da simulare ondose oppure grandi rotoli paralleli tra i quali sono possibili brevi interruzioni che lasciano intravedere a tratti l’azzurro del cielo. Gli strato-cumuli da soli non danno mai precipitazioni e sono il risultato di rimescolamenti tra le masse d’aria. Sono nubi molto frequenti nel semestre invernale. Spesso compaiono quando affluisce da est aria fredda continentale di limitato spessore. La loro presenza segna di solito il confine superiore dell’aria fredda. Anche un afflusso di aria più tiepida al di sopra di un cuscinetto di aria fredda può dare origine a estese formazioni strato-cumuliformi. 

 

Nembostrati

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I nembo-strati sono nubi dai toni grigio-scuri, indefiniti, tipiche delle piogge persistenti associate per lo più ai frionti caldi o alle occlusioni a carattere caldo o alle piogge prolungate in vicinanza delle catene montuose per azione di “stau”. A volte possono aversi delle fratture nella compatta coltre nuvolosa con brevissime schiarite. In questo caso si parla di fracto-nembi. I nembo-strati sono quasi sempre associati a estese nubi medie soprastanti ma il confine tra le due formazioni nuvolose è spesso inesistente. Mentre gli strato-cumuli sono una formazione nuvolosa a sestante, non necessariamente associata all’avvicinarsi di un sistema frontale, i nembo-strati costituiscono lo stadio terminale di un regolare sistema nuvoloso di una perturbazione tipica, sistema rivelatosi inizialmente con i cirri. Ai nembo-strati corrisponde il cuore della perturbazione, cioè l’aera di precipitazione, profonda talvolta anche qualche centinaio di chilometri. Di regola il nembo-strato si dissolve - e conseguentemente la precipitazione cessa – quando transita il fronte caldo in superficie. Abbiamo già accennato che tra le nubi basse gli strati sono spesso uno stadio evolutivo avanzato della nebbia da irraggiamento. Quando il limite dell’inversione si alza, si solleva anche la nebbia al suolo. Ecco allora che la visibilità migliora in superficie e peggiora in quota. Il cielo sembra coperto da nubi uniformi e non si parla più di nebbia ma di strati o “nebbia alta”. Le nubi basse non rivestono uno spiccato interesse per il profano che desideri, attraverso la loro osservazione, ricavare elementi sul tempo che farà. Comunque qualche cosa ci dicono anch’esse: gli strati-cumuli che si presentano da soli non portano mai pioggia. I nembo-strati che tendono a fratturarsi possono significare che l’eventuale pioggia sta per terminare. Infine gli strati derivanti da nebbia al suolo indicano che al di sopra il cielo è sereno e che si può partire tranquillamente per qualche escursione in montagna, dove splende il sole. 

NUBI A SVILUPPO VERTICALE
 

Cumuli e Cumulonembi

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Questa è una categoria di nubi del tutto particolare perché la loro genesi ed evoluzione sono legate ai processi convettivi, cioè ai movimenti ascendenti e discendenti dell’aria secondo una componente verticale. Quando nel cielo si prepara un temporale locale inizialmente si osserva il formarsi dei cumuli. Si tratta dapprima di piccoli addensamenti bianchi nel cielo azzurro, che rapidamente si trasformano in nubi torreggianti, i cumulo-nembi. Quando essi crescono in altezza nel cielo si ha nettamente l’impressione del ribollio e del rigonfiamento. Sono nuvole dai contorni ben definiti, netti, che però si sfrangiano bruscamente ai margini superiori quando la situazione diviene temporalesca. Solo raramente i cumuli si trasformano in temporale. In primavera e d’estate scorgiamo spesso il cielo addensamenti minori di cumuli che svaniscono con la stessa rapidità con cui sono nati (cumuli di bel tempo). La formazione di grossi cumuli è normale quando si ha una irruzione di aria fredda in aria calda immobile, irruzione che genera impetuose correnti d’aria verticali. All’opposto delle nubi stratificate i cumuli hanno sviluppo verticale. Si formano grazie alla rapida ascesa di aria calda e sono quindi definiti anche nubi termiche. Le correnti ascendenti, che sono state misurate nelle nuvole temporalesche, portano l’aria calda sino a sei, otto e persino dieci chilometri di altezza. Nei violenti temporali estivi della pianura padana si arriva anche a dodici mila metri. Nella parte inferiore i cumuli sono invece grigi, spesso tendenti al grigio intenso; la loro base è relativamente piatta e segna il livello di condensazione. Una caratteristica tipica dei cumuli è la rapidità della loro trasformazione (in media 5-20 minuti). La formazione dei cumuli è possibile in situazioni meteorologiche più diverse. Esse appaiono ovunque esista una rapida ascesa di aria calda. Si passa così dalle piccole nubi cumuliformi del tardo mattino in condizioni di bel tempo, al cumuli-nembi che segnalano l’arrivo del temporale e sono spesso la manifestazione di un fronte freddo in arrivo. L’aria fredda, più pesante, si incunea al di sotto dell’aria calda, e la spinge in alto con forza: i grandi cumuli sono conseguenza diretta di questo fenomeno. Le nubi cumuliformi sono dunque l’immagine dei moti ascendenti dell’aria umida in un’atmosfera instabile. Tali correnti, una volta raggiunto il livello di condensazione, sono autonome una dall’altra: il sistema delle nubi a sviluppo verticale può essere paragonato a tante bolle contigue, ognuna delle quali ha una sua particolare evoluzione. I cumuli, come si può osservare con un binocolo, sono in continua trasformazione a causa di alterni processi di condensazione ed evaporazione. Sono soprattutto i grossi ammassi cumuliformi “a cavolfiore” (i quali preludono alla trasformazione in cumulo-nembi temporaleschi), che si prestano meglio all’osservazione e permettono di valutare la grande rapidità dell’evoluzione dei singoli rigonfiamenti o “bolle”. Durante l’estate è facile osservare in prossimità dei monti formazioni di cumuli che insorgono sulla tarda mattinata e si dissolvono al calar del sole. Essi sono abituali sulle Alpi e anche lungo l’Appennino pur in regime di alte pressioni. Queste nubi orografiche si formano perché il sole riscalda fortemente gli alti crinali, portandoli a temperature superiori a quelle dell’aria che circola alle stesse quote sopra vallate. Di conseguenza si staccano bolle termiche che salgono rapidamente fino a condensare in grossi cumuli. Se le condizioni sono propizie, queste nubi possono evolvere in veri e propri cumulo-nembi con rovesci di pioggia e grandine. Ecco perché, anche se al mattino presto il cielo si presenta sereno, gli escursionisti in montagna durante l’estate corrono il rischio di essere investiti da improvvisi acquazzoni. Poiché si tratta di fenomeni locali, a tipica evoluzione diurna, essi sono in genere circoscritte di breve durata. Le ore più probabili sono quelle più calde della giornata o quelle immediatamente seguenti. Il radar meteorologico permette di osservare dettagliatamente le grandi nubi a sviluppo verticale e le precipitazioni connesse ed è perciò uno strumento di ricerca importante. Le goccioline e le particelle di ghiaccio di diametro superiore a un millimetro riflettono le onde centimetriche irradiate dal radar consentendo una visione molto accurata della configurazione degli ammassi cumuliformi e la loro evoluzione. Per una previsione a brevissima scadenza, soprattutto in caso di temporali, il radar è insostituibile. L’indice di riflettività dell’eco radar, accoppiato ad altri parametri, consente spesso l’individuazione della eventuale grandine in seno al cumulo-nembo. In certi casi il radarista esperto “vede” sullo schermo la grandine in caduta anche a parecchi chilometri di distanza, attraverso una particolare morfologia e intensità dell’eco radar. Il piccolo cumulo che nasce nel corso della mattinata e presto si dissolve è indice di una situazione di bel tempo (alta pressione estiva). Quando però il cumulo si sviluppa via via verso l’alto e si aggrega ad altri della stessa specie, c’è da temere lo scoppio di un temporale. Per coloro che abitano in vicinanza delle montagne un chiaro sintomo è l’insorgere dei cumuli sui rilievi precocemente nel corso della mattinata. Ciò è indice di elevata umidità in quota e di notevole instabilità. Per il primo pomeriggio è quasi certa una generale attività temporalesca. Sull’Italia settentrionale di solito, i primi temporali insorgono sulle Alpi e Prealpi. Ben presto poi dilagano sulla pianura muovendosi prevalentemente da ovest verso est. Come si può osservare al radar, un temporale che si formi isolatamente tende a “figliare” nuove cellule temporalesche contigue. In genere è la corrente discendente del primo elemento temporalesco, costituita dalla colonna di pioggia, che si insinua al di sotto dell’aria calda circostante sollevandola bruscamente, generando nuovi cumulo-nembi.

Sono nubi che accompagnano manifestazioni temporalesche, portano forti piogge, grandine o neve, oltre a fulmini e in alcune circostanze, tornado.

A seconda dell'evoluzione si hanno diversi tipi di cumuli:

 

Cumuli di bel tempo

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Indicano appunto il bel tempo stabile, tendono a formarsi al mattino e a dissolversi alla sera. Se rimangono in nottata sono indice di instabilità.

Cumuli medi

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Cumuli congesti

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Cumulonembo senza incudine

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Contorni ben definiti, possono dare origine a precipitazioni sottoforma di rovesci o a manifestazioni temporalesche.

 

Cumulonembo con incudine

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E' il Cumulonembo, raggiunge altezze in pianura padana di 10000 mt, da questo cumulo si hanno precipitazioni piovose, grandine, tornado.

Una cosa importante è osservare per alcuni minuti l'evoluzione del cumulo congesto in sommità, se i contorni diventano fibrosi, non più definiti, siamo in presenza di ghiacciamento e l'incudine è in fase di formazione.

Ma facciamo un passo indietro.

 

Riassumendo, per la formazione di un temporale occorre:
1) innesco dato da un qualsiasi moto verticale (che dipende dalla tipologia del temporale) che sollevi l' aria oltre il punto di condensazione e in molti casi oltre il punto di libera convezione (questo livello sarà più basso quanto maggiore sarà l' umidità di quella massa d'aria);
2) umidità relativa sufficientemente alta al suolo che consenta il continuo approvvigionamento di aria caldo-umida alla termica;
3) assenza di strati di inversione e strati di aria secca fra il suolo e l'alta atmosfera;
4) assenza di venti forti (generalmente superiori a 40 km/h)  che inibiscono la formazione della termica.    
Ogni temporale è governato da 2 correnti che prendono il nome di inflow e outflow , letteralmente corrente che entra e corrente che esce.
L'inflow è la nostra corrente ascensionale caldo-umida che va ad alimentare le correnti ascendenti (updraft) che risiedono al suo interno. Un vento caldo-umido molto forte che soffia verso la cella temporalesca deve mettere in guardia sulla sua intensità, difatti la corrente ascensionale è la responsabile del formarsi dei cumuli medi, congesti,  dei cumulonembi (CB) senza o con incudine.
Durante questa fase le goccioline di pioggia sopraffuse o i cristalli di ghiaccio vengono sollevati dall'updraft fino alla sommità della nube e giunte in quota, uscendo dalla traiettoria verticale delle correnti ascensionali, cadono verso il suolo (downdraft) ma incontrano nuovamente le correnti ascensionali esterne alla nube (inflow) che le risucchiano portandole nuovamente all’interno (updraft). Questi cicli di salita e di discesa continuano a ripetersi accrescendo le dimensioni della gocciolina di acqua o del cristallo di ghiaccio (arrivano ad avere dimensioni di un melone). Quando la dimensione ed il peso di ogni singola goccia è tale per cui le correnti ascensionali non sono più in grado di sostenerle, all’interno della nube, cadono al suolo. Siamo in presenza dello stadio di totale maturità (cumulunimbus incus) in cui le precipitazioni piovose o grandigene nella loro discesa trascinano con se l’aria andando a creare le correnti discensionali fredde (downdraft), che giunte a terra divergono al suolo outflow manifestandosi in pericolosi colpi di vento. Le precipitazioni relative sono a carattere di rovescio accompagnate da lampi, tuoni e a volte grandine se il temporale è particolarmente intenso. Questa corrente di outflow forma il gust front del temporale, raffiche alla base del CB che possono raggiungere velocità superiori ai 100 kmh, le persone le chiamano erroneamente trombe d'aria.
Se il temporale si sposta da ovest verso est, l'outflow precederà l'arrivo del temporale soffiando verso est.

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Ora analizziamo il cumulonembo.
In sommità al cumulonembo in piena fase di maturità, per le nostre latitudini si parla di 10-12000 mt, l'aria in ascesa incontra la tropopausa, il cb inizierà ad espandersi orizzontalmente non appena incontrerà le correnti a getto, formando la caratteristica incudine con eventualmente mammatus e knuckles. 

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C'è il caso particolare dove le correnti fortissime di updraft sfondano la troposfera, questa situazione abbastanza frequente si chiama Overshooting top, una cupola sopra all'incudine, visibile dal satellite.

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Alla base del cumulonembo, nella parte interessata alle precipitazioni, si possono avere diverse situazioni:
pioggia, vento e grandine, oppure se il downdraft diventa più intenso può trasformarsi in downburst, un autentico scoppio violento al suolo con dei venti che si propagano in tutte le direzioni a 360 gradi, capaci di spezzare alberi.
Poi si possono avere microbrust, violenti downdraft limitati ad aree di 4km, con una durata di una decina di minuti e con raffiche nell'ordine dei 270 kmh e macrobrust, aree superiori ai 4km, con una durata di 30 minuti ma con raffiche nell'ordine dei 200kmh.

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Sempre alla base del CB abbiamo varie nubi accessorie, queste nubi possono essere associate a tornado o confuse con esso.
Andiamo a conoscerle:

Lowering

Il Lowering è una piccola protuberanza nuvolosa avente il diametro compreso tra 0,5 e 2 chilometri che esce dalla base di un cumulonembo in corrispondenza dell’updraft principale. Il Lowering si forma perché l'aria più fresca e più umida (contributo di umidità fornito dai rovesci già in atto) risucchiata dall'updraft condensa ad una quota inferiore rispetto alla base del cumulonembo in quanto la temperatura di saturazione (Dewpoint più elevato), nell’area occupata dal Lowering, viene raggiunta prima ed in conseguenza ad una quota più bassa. La formazione di un Lowering non presuppone l'esistenza di un outflow rotante (mesociclone) responsabile dello sviluppo di un Wall Cloud.

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Inflow tail

Ogni volta che l'aria sale rapidamente vicino al bordo dell'outflow dà origine ai fractocumuli, i quali cambiano continuamente forma. Capita però che nella zona di contatto tra updraft e outflow si formi una struttura più organizzata che si chiama inflow tail: essa è una nube più o meno grossa a forma di coda che si estende verso il basso sotto la base principale del sistema. L'inflow tail in teoria indica la zona dove si svilupperà la prossima torre temporalesca che ovviamente l'osservatore non potrà vedere se si troverà sotto la base del temporale. 

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Tail Cloud


La Tail Cloud è una nube con la caratteristica forma a coda che si presenta come un prolungamento di una Wall Cloud. La Tail Cloud rappresenta la traiettoria che l'aria fredda compie per portarsi dall’area delle precipitazioni piovose alla Wall Cloud attraverso la quale entra nel mesociclone. La Wall Cloud assieme alla Tail Cloud indicano l'estensione verso terra del mesociclone.

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Shelf Cloud


La nube a mensola si forma quando l’aria calda ed umida, presente al suolo o nei bassi strati, viene sollevata dal transito del gust front (outflow) fino alla quota di condensazione dove prende corpo questa "mensola nuvolosa" a volte spettacolare ma anche paurosa a causa delle enormi dimensioni, della sua vicinanza al suolo e del colore molto scuro.
La base della Shelf Cloud, nella sua parte posteriore, può essere provvista di formazioni nuvolose molto turbolente e spettacolari che prendono il nome di Whale's Mouth.

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Roll Cloud

La nube a rullo) è una nube bassa, a volte con forma arcuata, sempre disposta orizzontalmente, molto lunga e con forma tubolare, relativamente rara e completamente staccata dalla base del temporale. Il suo transito infatti può provocare solamente un rinforzo del vento mentre la cella temporalesca vera e propria, con le sue precipitazioni, si trova ancora lontano.

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Wall Cloud

La Wall Cloud (tradotto letteralmente nube a muro) è una protuberanza nuvolosa che esce dalla base di un cumulonembo, nasce per il fatto che la corrente discendente all'interno del cumulonembo (dowdraft), invece di abbattersi al suolo dietro al temporale come outflow, viene richiamata all’interno della nube temporalesca da un movimento rotatorio indotto dal mesociclone interno alla supercella. Parte di quest'aria fredda si infiltra nella corrente ascendente calda (updraft) ed avvolgendosi a spirale intorno ad essa viene spinta nuovamente verso l'alto. Poichè il punto di rugiada di una massa di aria fredda si trova ad una quota inferiore rispetto a quello di una massa di aria più calda, l'aria fredda infiltrata condenserà ad una quota altimetrica inferiore formando una Wall Cloud alla base del Cumulonembo. Indicativamente l'aria fredda viene prelevata da un'altezza di circa 100 metri ma tuttavia non è da escludere che la Wall Cloud si possa formare anche al livello del suolo.
Questo tipo di nube si origina esclusivamente in presenza di una supercella temporalesca in quanto in assenza di un mesociclone non è possibile la formazione di una Wall Cloud. La Wall Cloud ha un diametro che può variare ed essere compreso fra 1,5 a 8 chilometri e si forma in corrispondenza dell'updraft e cioè a sud o sud ovest rispetto all'area colpita dalle precipitazioni. La Wall Cloud non si forma mai sul bordo avanzante della supercella temporalesca e per il suo sviluppo occorrono meno di 10 minuti.
Nel primo stadio di formazione sotto la rain free base (base del cumulonembo dove non ci sono precipitazioni) non compare nessun tipo di nube. Successivamente ed improvvisamente si formano a mezz’aria grossi ciuffi di nubi più basse rispetto alla rain free base. Nel secondo stadio di formazione si creano altri fractus che salendo si uniscono alla base del cumulonembo andando a costituire un Lowering che  consolidandosi e prendendo una forma circolare potrà iniziare a ruotare trasformandosi in una Wall Cloud.
La Wall Cloud è l’estremità inferiore di un mesociclone dalla quale può formarsi e scendere fino al livello del suolo un tornado o tromba d’aria, sempre che la Wall Cloud sia rotante.
La velocità di rotazione di una Wall Cloud wall dipende in generale dalla sua larghezza e dalla sua quota, ma mediamente ogni rotazione impiega un paio di minuti.
Se prendiamo come esempio una wall cluod del diametro di 2 chilometri e ne calcoliamo la circonferenza 6,28 chilometri abbiamo che in un minuto vengono percorsi 3 chilometri abbondanti che corrispondono ad una velocità del vento all’esterno della Wall Cloud pari a circa 180 Km/h.
Le caratteristiche di una Wall Cloud tornadica sono le seguenti:
1. vita media superiore ai 10 minuti indipendentemente dalla sua forma che potrebbe mutare.
2. rotazione persistente, lenta ma evidente; se la Wall Cloud dovesse ruotare velocemente significa che un tornado è in fase di formazione.
3. inflow al livello del suolo da Sud, Sud Est o Est con velocità superiori ai 20 nodi (35-40 chilometri orari).
4. rapido movimento ascensionale dei fractus che entrano nella rain free base.
5. presenza della Tail Cloud sul lato della Wall Cloud adiacente al settore dei downdrafts.
6. presenza di bande laminari (indice di updraft rotante, ovvero del mesociclone) nel punto d'unione tra la Wall Cloud e la rain free base.

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Funnel Cloud

Il funnel cloud è una colonna d'aria in rotazione, osservabile come una nube ad imbuto (chiamata anche proboscide), che scende dalla base di un cumulonembo ma non arriva in contatto con il terreno.
Il fatto che la sua parte visibile si poco estesa non significa che il vortice d'aria non è in contatto con il terreno. La funnel cloud è la manifestazione visibile di un tornado che si forma quando l'umidità dell'aria nei bassi strati è molto alta tale da permettere lo sviluppo della nube ad imbuto. 

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Le supercelle

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La Supercella è in assoluto il più pericoloso ed il più potente fra tutti i tipi di temporale e si distingue dagli altri per la presenza di un updraft rotante ovvero di un mesociclone. E' causa di fenomeni meteorologici estremi come pioggia intensa o nubifragi, alluvioni lampo, grandine di grandi dimensioni, venti forti ed a volte tornado.
La formazione di una Supercella richiede la concomitanza di numerosi eventi ed è per questo motivo che in Italia è un fenomeno relativamente raro che spesso viene scambiato con temporali particolarmente violenti, una supercella ha un estensione geografica molto vasta, nell'ordine delle centinaia di chilometri quadrati.
All’interno delle celle temporalesche il sistema delle correnti spesso non è ordinato secondo il classico schema della cella convettiva, a tal punto che ogni cella temporalesca tende ad interferire con le correnti di una cella adiacente. In questo caso si può dire che si disturbano a vicenda, impedendo così lo sviluppo di una singola cella. Ma se si dovessero creare le condizioni per lo sviluppo di una sola singola cella, allora il discorso cambierebbe completamente. In questo caso il cumulonembo che si sviluppa prende il nome scientifico di Supercella ed è costituito solo da due sistemi di correnti su vasta scala. Le condizioni favorevoli allo sviluppo di supercelle possono essere così semplificate:
1) forte updraft.
2) notevole riscaldamento del suolo favorito dal clima continentale delle grandi pianure tra le quali è nclusa la Pianura Padana.
3) forte differenza dei valori igrometrici quota-suolo tra la massa d’aria entrante costituita da aria secca e quella in sollevamento costituita da aria umida.
4) jet strema in quota, o quanto meno ai livelli medio-alti della troposfera, che accelera la convezione favorendo così l'insorgere di grandinate e tornado.
5) osservazioni dal vivo e simulazioni al computer suggeriscono che il cambiamento del vento con la quota (Wind shear - Man mano che si sale di quota la direzione del vento cambia ruotando in senso orario creando una rotazione lungo l'asse verticale) nei bassi livelli favorisce la rotazione all'interno del cumulonembo. In particolare, se il vento è sufficientemente forte (almeno 50 km/h) e c'è un sufficiente wind shear verticale, fra i due strati d'aria che scivolano uno sull'altro (da direzioni diverse) si creano delle rotazioni orizzontali a forma cilindrica che di per sè sono innocue. Esse nascono anche quando i venti a diverse quote spirano dalla stessa direzione ma con intensità via via crescente con l'altezza. Tuttavia, l'eventuale comparsa di moti convettivi e successivamente dei temporali possono raddrizzare secondo un asse verticale questi cilindri in rotazione che verranno assorbiti dalla corrente ascensionale del temporale in modo che essa cominci a ruotare minacciosamente. La rotazione si rafforza nel temporale e si organizza divenendo più stretta ma molto più intensa poichè gli updrafts diventano stretti e tesi a causa dall'accelerazione dell'aria ascendente a sua volta indotta dal wind shear. Oltretutto l’improvviso intervento in quota della corrente a getto determina un deciso aumento della convergenza al suolo (incontro di masse d’aria con differenti caratteristiche e provenienza), favorendo così lo sviluppo di un asse di rotazione all’interno del cumulonembo.
In tal modo l'updraft si trasforma in un mesociclone, alla cui estremità inferiore potrà comparire una minacciosa Wall Cloud. La rotazione del mesociclone quindi deriva dal trasferimento di vorticità positiva (capacità dell'aria a ruotare su un asse) dall'inflow all'updraft.
La supercella è un sistema autoalimentato poichè la rotazione favorisce la convezione e viceversa. Nelle supercelle quindi non è presente la rigenerazione, fenomeno tipico degli altri tipi di temporali.
Inoltre una Supercella non è un temporale multicellare anche se non è escluso che possano convivere due mesocicloni al suo interno.
Una volta che il temporale è completamente formato agisce come una barriera alle correnti orizzontali incrementando la sua rotazione. Un'influenza finale arriva quando una fase più severa conduce un intenso downdraft ad interagire con l'updraft adiacente creando così un vortice più piccolo all’interno del mesociclone.
Quest'ultima "spinta" a favore del mesociclone può essere osservata da lontano come una fase di burst (alla base del Cb) e di overshooting top (cupola al di sopra dell'incudine) che poi collassa.
Contemporaneamente la corrente dietro il temporale viene deviata verso il terrenoin modo che possa spingere la flanking line nella direzione dello spostamento della Supercella incrementando ulteriormente la rotazione del mesociclone. Quest'ultima fase dura dai 10 ai 20 minuti iniziando dopo che la cupola del più intenso updraft si è ulteriolmente indebolita.
L’aumento della rotazione da parte del mesociclone è individuabile nell’aumento della rotazione della Wall Cloud dalla quale potrebbe anche svilupparsi un Funnel Cloud con l'eventuale progressione in tornado.
Principali differenze fra una Supercella ed una normale cella convettiva:
1)     tutto il cumulonembo del temporale a supercella ruota lentamente in senso antiorario, quindi con rotazione ciclonica nell'emisfero nord. Le supercelle contengono un mesociclone ovvero un ciclone a mesoscala (compreso in una scala di grandezza che va da 4 km a 400 km) prodotto dalla continua caduta di pressione all’interno del temporale che aumenta la velocità di rotazione della supercella stessa. Il moto rotatorio, estendendosi verso l'alto e verso il basso e venendo a contatto con il terreno, può generare vortici di diametro minore ma estremamente distruttivi noti con il nome di tornado o trombe d'aria.
2)     le correnti discendenti invece di divergere all'esterno come outflow vengono in parte richiamate all'interno del temporale, grazie al mesociclone, portando così alla formazione della Wall cloud. Sottolineiamo però che non tutte le Supercelle posseggono una Wall Cloud.
3)     i temporali a Supercella possono rimanere bloccati per ore sulla stessa zona geografica prima di spostarsi o attenuarsi: in tali aree esistono quindi fenomeni di convergenza e di imbuto geografico.
 
La supercella è la forma di temporale più complessa ed il suo movimento, il più delle volte, prende la direzione lungo l’asse sud ovest- nord est e guardando la sua struttura da un punto di vista posto a sud o sud-est si hanno nell’ordine:

1)     sul fronte anteriore rispetto all’avanzamento le prime precipitazioni in quota (virga) che non riescono a raggiungere il suolo
2)     pioggia debole che mediamente copre una superficie di circa 10-15 Km.
3)     pioggia moderata che mediamente copre una superficie di circa 10 Km.
4)    pioggia intensa che a volte può essere a carattere di nubifragio e provocare alluvioni lampo. La pioggia intensa mediamente copre una superficie di circa 15-20 Km.
5)  Grandine con chicchi di piccole dimensioni che mediamente copre uno stretto settore con una superficie nell’ordine dei 5-7 Km.
6)    Grandine con chicchi di media o grande dimensione che mediamente coprono uno stretto settore  con una superficie nell’ordine dei 3-5 Km.
7)   Dietro le precipitazioni grandigene si ha la formazione delle nubi Tail Cloud e Wall Cloud che precedono l’eventuale formazione di una tromba d’aria.
8)    Successiva al passaggio dell’eventuale tromba d’aria si ha una zona caratterizzata da nuvolosità bassa ma senza precipitazioni (rain free base).
Nella supercella classica quindi possiamo dire che le precipitazioni piovose e grandigene sono concentrane in corrispondenza della sua parte anteriore, rispetto al senso di avanzamento del fronte temporalesco, per poi curvare ad uncino (le trombe d’aria solitamente nascono in corrispondenza dell’estremità ricurva dell’uncino) restringendosi ed attenuandosi fino ad esaurirsi nella sua parte posteriore.
Il cosiddetto “eco ad uncino” visibile sui tracciati radar è la rappresentazione visiva del mesociclone attorno al quale le bande di pioggia si muovono a spirale.
Un osservatore posto sulla traiettoria della Supercella verrà raggiunto prima dai rovesci di pioggia che si faranno sempre più intensi, seguiti da una precipitazione di grandine, che inizierà con chicchi di piccole dimensioni per trasformarsi in chicchi di media o grande dimensione, dietro la quale si avrà la formazione di una Tail Cloud, di una Wall Cloud e dall’eventuale tromba d’aria ad essa associata.
Dietro l’eventuale la tromba d’aria transiterà la base turbolenta della Supercella (flanking line) libera dalle precipitazioni (rain free base) ma con attività elettrica continua che lascerà spazio a cielo quasi completamente sereno attraverso il quale si potrà osservare la maestosità dell’immensa torre del cumulonembo, formata da nubi Mammatus, che si allontanerà controvento.
La temperatura sarà diminuita di alcuni gradi centigradi a testimonianza della grande quantità di aria fredda che dagli strati intermedi della troposfera ha raggiunto il suolo contribuendo all’alimentazione del sistema in rotazione (mesociclone).

La vita di una Supercella è nell’ordine delle ore e la sua velocità di spostamento è compresa fra i 40 e gli 80 Km/h. La Supercella classica è l’evoluzione di una delle tre strutture temporalesche fondamentali e cioè può nascere e svilupparsi da una cella singola, da un Cluster di multicelle o da una Squall Line Le principali caratteristiche di una Supercella Classica sono:
1)     Correnti ascensionali (updraft) con velocità stimate fra 240 e 280 km/h
2)     downburst con velocità superiori ai 130 km/h
3)     diametro dei chicchi di grandine anche superiore a 5 cm
4)     base con larghezza compresa fra 20 e 50 km ma con  l’incudine enorme
Esiste poi la possibilità che si formino Supercelle in miniatura, chiamate Mini Supercell.
 

Osservazione visiva diretta
a)     una Supercella ha enorme base avanzante, solitamente preceduta da una Shelf cloud, provvista di moto rotatorio antiorario se ci si trova nell'emisfero terrestre nord, orario se ci si trova nell’emisfero terrestre sud.
b)     nella parte posteriore della base del cumulonembo possiamo notare lo sviluppo di una nube a muro (Wall Cloud) che precede l’eventuale formazione di una tromba d’aria.
c)   sulla parte superiore, oltre l’incudine del cumulonembo, è visibile una grossa e persistente Overshooting Top (cupola).
d)     sulla parte inferiore dei fianchi del cumulonembo, oppure sul bordo anteriore della Shelf Cloud, si possono notare delle striature dovute alla rotazione delle correnti ascendenti all’interno della Supercella.
e)    molto raramente si possono osservare anche delle bande nuvolose (inflow band) più o meno compatte e regolari, eventualmente saldate alla base del cumulonembo e disposte con inclinazione variabile rispetto al terreno a seconda del grado di umidità presente all’interno dell’inflow. Le inflow band solitamente si dirigono all’interno del temporale.
f)       le bande di precipitazione sono molto fitte e non sono disposte in linea.

 

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Flanking line

 

La flanking line è una linea di cumuli medi e cumuli congesti connessi alla parte più attiva di una supercella o comunque di un temporale anche se non mesociclonico. La flanking line si estende verso l'esterno del nucleo principale del temporale, in direzione Sud- Sudovest, assumendo un aspetto a gradini con i cumuli congesti più alti che gradualmente diminuiscono in altezza, con l'aumentare della distanza dal centro del sistema temporalesco, in quanto l'outflow diventa sempre più debole e l'aria calda sale sempre meno in altezza.
La flanking line si sviluppa secondo la genesi di un temporale a multicella in cui le torri si formano una davanti all'altra grazie alle precipitazioni ed alle correnti discensionali della cella temporalesca matura precedente. In un temporale mesociclonico le nubi che compongono al flanking line tendono ad essere risucchiate all'interno del nucleo principale mentre in un temporale con caratteristiche non mesocicloniche la flanking line tende a viaggiare ai lati del nucleo più intenso.
La flanking line, come detto, viene risucchiata dalla cella temporalesca madre che verrà rigenerata dagli stessi cumuli ormai maturi.
Sull'immagine di un satellite la flanking line appare come una "virgola" di color bianco brillante che esce dalla parete meridionale del temporale.

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Le migliori supercelle tornadiche sono quelle dove nel bilancio delle correnti predomina l'inflow, quindi si ha turbolenza elevata sotto la base dei Cb, presenza di wall cloud e precipitazioni limitate e ben confinate di fronte alla supercella. Se la supercella è matura, è possibile la caduta di radi chicchi di grandine del diametro > 7-8 cm, in quanto le correnti ascensionali tengono in sospensione qualsiasi cosa. Caso limite quando si hanno solo correnti di inflow, zero outflow, sono in grado di generare tornado impressionanti e fare precipitare al suolo chicchi di grandine a notevole distanza dal temporale.

TORNADO

Le trombe d'aria, o tornado, possono svilupparsi quasi ovunque (fatta eccezione per le regioni polari) e solitamente si presentano con le stesse caratteristiche se non fosse perchè nel nostro emisfero ruotano, nella quasi totalità dei casi, in senso antiorario mentre quelle che si formano nell'emisfero australe ruotano quasi tutte in senso orario.

La tromba d'aria si sviluppa, nella quasi totalità dei casi, alla base del cumulonembo, sotto la nube wall cloud, di un temporale a Supercella in cui la corrente ascensionale (updraft) è molto intensa e dotata di un proprio moto rotatorio (mesociclone).

La comparsa di un tornado inizia con la formazione di un funnel cloud dalla base della wall cloud, che solitamente si forma tra il centro e il bordo meridionale della stessa nube. I funnel più grossi possono apparire come una sporgenza rotante o come un cono diffuso a forma di V: in questa fase bisognerà verificare l'eventuale contatto col terreno mediante il debris cloud. Il funnel può formarsi anche senza wall cloud.
Il debris cloud non è altro che una nube rotante di polvere e detriti che si forma attorno alla base del tornado e al livello del terreno. Questa nube non si origina mediante condensazione, ma per la polvere sollevata da terra: ecco quindi la differenza tra la nube a imbuto del tornado e il debris cloud.

La proboscide del tornado è una nube a tutti gli effetti e non è formata dai detriti sollevati dal suolo.

Esempio di Debris Cloud.

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ll Funnel Cloud può anche formarsi senza la presenza di una nube a muro appunto, in questo caso la forma della tromba d’aria sarà assottigliata, molto contorta, poco potente e paragonabile, per gli effetti che avrà sul territorio, ad una tromba marina. Generalmente questo è il tipo di tromba d’aria che solitamente può svilupparsi sul suolo italiano ed europeo e che, non nascendo da un temporale a supercella, viene detta tromba d’aria non mesociclonica o landspout. La tromba d’aria non mesociclonica non avrà un riscontro nè visivo (wall cloud) e nemmeno sul tracciato di un radar (assenza del mesociclone e quindi dell’eco ad uncino). Le trombe marine non associate ad una Wall Cloud ed ad un mesocicloni sono chiamate Waterspout. Il meccanismo di formazione di una tromba marina è più semplice di quello di un tornado ed è sufficiente un cumulo congesto affinchè si formi. L'aria molto umida e molto calda (estate-autunno) sopra il mare può fornire notevole energia a sistemi nuvolosi che in apparenza sono di modesta consistenza. La colonna di aria marina in ascesa al di sotto della nube è facilitata ad assumere moti vorticosi in primo luogo per la totale assenza di ostacoli e, come sempre, ci mette del suo la forza di Coriolis che è avvertibile anche su moti a piccola scala. Trombe marine sono molto frequenti nei nostri mari nei mesi di marzo, aprile, settembre e ottobre.

Tromba marina a Cattolica

Le trombe d’aria del tipo Landspout si formano durante le fasi più intense dei temporali multicellulari (tipo di temporale senza la formazione di Wall Cloud) all’interno di una singola cella in fase di maturazione (cella giovane) cioè quando le correnti ascensionali (updraft) sono dominanti. Il loro sviluppo, a volte, avviene in seno ad una Shelf Cloud molto attiva e ben delimitata quando il downdraft associato ha un’intensità discontinua, lungo tutta la nube, che ne provoca un’inclinazione o addirittura una frattura dovuta alla diversa spinta generata dalla corrente discensionale. Se l’inclinazione della Shelf Cloud è tale che un’estremità della nube va a toccare il suolo viene innescato un moto rotatorio in grado di generare una piccola tromba d’aria che generalmente ha un’intensità non superiore a F2.
Se la corrente discensionale (downdraft) provoca una frattura, dalla Shelf Cloud si potrà originare una Funnel Cloud, ma il fenomeno sarà così repentino che l’osservatore vedrà solamente la tromba d’aria già formata.
In altri casi piccole trombe d’aria si sviluppano senza che vi sia la sequenza di eventi descritti in precedenza ma in seguito a semplici turbolenze che si sviluppano all’interno della Shelf Cloud e raggiungono il suolo. In questo caso la rotazione alla massa d’aria viene impressa dalla forza deviante di Coriolis.


Il tornado che nascono da una Supercella invece si formano quando il mesociclone è maturo o addirittura in fase di decadimento ed il loro innesco è derivato dalla concentrazione, in un’area relativamente ristretta rispetto all’estensione, della quantità di moto che occupa l’intera Supercella.
La trasformazione dalla struttura classica ad imbuto ad una forma più massiccia di tronco di cono rovesciato o di massa scura e indistinta, è tipica dell'avanzamento di un tornado mesociclonico che si trova nel suo stadio di maturità e di massima intensità.
Quando il diametro del vortice diminuisce e la nube si assottiglia, assumendo un aspetto contorto, significa che la tromba d’aria inizia la sua fase di decadimento e la Wall Cloud, se presente, si sta destrutturando ma ciò non significa che non possa creare un altro vortice in pochissimo tempo.
In ogni caso il moto rotatorio viene quasi sempre innescato dalla linea di contrasto esistente fra la corrente ascensionale (updraft) e la corrente discendente (downdraft con annesse precipitazioni) e continua fino a quando la cella temporalesca è attiva cioè per tutto il tempo in cui si hanno contemporaneamente forti moti ascensionali e discensionali.
La tromba d’aria generalmente si muove nella stessa direzione in cui punta il temporale (la direttrice solitamente è Ovest o Sud Ovest verso Est o Nord Est) con una velocità media di traslazione compresa fra 30 e 50 km/h ma che può arrivare a punte di 110 km/h. Lo spostamento di una tromba d’aria sarebbe ragionevolmente prevedibile se non fosse per due fattori che potrebbero trarre in inganno l’osservatore:
1) il mesociclone può creare una nuova Wall Cloud in un altro settore quasi sempre ad Est rispetto a quella vecchia, posto che il temporale si muova verso Est. La Wall Cloud può anche spostarsi per riformarsi a fasi ed in maniera irregolare (direzione imprevedibile)
2) la tromba d’aria può ritornare sul proprio percorso quando la base della stessa viene colpita dall'outflow proveniente dal centro del sistema temporalesco.

La velocità delle correnti che formano il vortice può anche superare i 500 Km/h mentre al suo interno le correnti ascensionali possono raggiungere velocità di 300 Km/h.
Solitamente nelle vicinanze di un tornado, nel raggio di pochi chilometri, l'aria è relativamente calma poichè ci si trova sotto l'updraft principale della struttura temporalesca. Tuttavia in alcuni forti tornado la bassa pressione al suolo, che richiama aria dalle zone adiacenti, porta ad un incremento regolare del vento sulla porzione esterna del vortice principale. Quest’aria si dirige verso il centro del tornado muovendosi parallelamente al terreno e trasportando polvere o altri detriti presenti potenzialmente pericolosi per persone o cose.
Il passaggio del vortice è accompagnato da una varietà di suoni:
1) irregolari. Sono quelli causati dai danni subiti dagli edifici, dalle vetture, dagli alberi e dalla cartellonistica pubblicitaria e stradale.
2) costante. E’ il rumore che proviene dal nucleo centrale del temporale in cui i chicchi di grandine sbattono violentemente al suolo o collidono fra loro a mezz’aria.
3) rombo. L’origine di un rumore simile ad un rombo non è ancora stata chiarita.

Subito dopo il transito del tornado potrà ancora cadere un po' di pioggia e qualche chicco di grandine ma il cielo si rasserenerà rapidamente e definitivamente accompagnato da freschi venti provenienti da Ovest- Nord Ovest.

Il tornado si indebolisce quando il mesociclone perde la sua forza a causa del non piò elevato inflow.

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ROPE TORNADO

Il rope tornado è molto sottile e sinuoso, simile a un serpente: spesso i tornado nell'ultimo stadio di vita assumono questa conformazione spezzandosi in segmenti, ma possono ancora causare danni. Un rope tornado può causare vittime e danni ingentissimi.

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WEDGE TORNADO

Il wedge tornado è molto esteso (diametro anche sui 2 km a terra) con altezza pari alla sua larghezza, sono molto rari e la maggior parte provoca danni da F2 a F5. 

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DUST DEVILS

l diavolo di sabbia (o diavolo di polvere) è un fenomeno meteorologico tipico dei territori desertici e secchi. Il "diavolo di sabbia" non è minimamente legato ad una perturbazione a carattere temporalesco, come quella dei tornado, ovvero trombe d'aria. 

Per questo motivo approfondiremo l'argomento.

La sua forma richiama molto quella delle tromba d'aria, tuttavia le dimensioni sono molto più piccole e l'altezza del cono di sabbia e polvere non si eleva oltre i 500 metri. La sua energia e di conseguenza gli effetti provocati sull'ambiente, sono in generale limitati, ma in qualche caso possono anche provocare danni agli edifici ed effetti conseguenti sulle persone. La particolarità di questo fenomeno, vere e proprie trombe d'aria in miniatura, è che si sviluppano anche quando in cielo non vi è nemmeno una nuvola; infatti non sono collegate a nessuna nube di passaggio o temporale. La durata di questo particolare e frequente fenomeno può andare da meno di 30 secondi fino a 20-30 minuti.

La sua formazione è causata da un eccessivo surriscaldamento della superficie di un suolo secco e caldo che, in presenza di una leggera depressione sovrastante, genera un mulinello di aria che può crescere in dimensioni e in potenza. L'aria surriscaldata, essendo meno densa, per la spinta archimediana tende infatti a dirigersi verso l'alto, richiamando nuova aria dall'ambiente circostante. Se al piccolo vortice è associato un movimento rotatorio derivante dall'ingresso non uniforme dell'aria dai suoi fianchi, questa rotazione si intensifica nello stiramento verticale che l'aria calda subisce durante la sua risalita, a causa della conservazione del momento angolare. Questo avvitamento viene quindi amplificato dando luogo al caratteristico vortice, che poi si sposta sul terreno in funzione dell'afflusso di nuova aria.
L'afflusso di aria relativamente calda dalle aree circostanti mantiene in equilibrio il vortice, che nella sua corsa è in grado di raccogliere e aspirare polvere, sabbia e piccoli oggetti. Quando infine il vortice arriva su una superficie relativamente fredda come un prato o un'area in grado di schermarlo, non ha più l'energia e il tempo per riscaldare la nuova aria e quindi l'equilibrio si rompe, provocando il rapidissimo collasso della tromba d'aria e il suo conseguente dissolvimento.

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La dimensione e la forma di un tornado non dicono nulla sulla sua reale forza.

I Tornado in Pianura Padana

Le trombe d'aria generalmente non si formano nelle zone montuose, ma la regola vale per i rilievi di una certa consistenza e non ad esempio sulle aree pedemontane come Prealpi e zone collinari appenniniche. La presenza di rilievi abbastanza elevati determina condizioni non idonee alla formazione di tali vortici impedendo la linearità delle linee di flusso che ai vari livelli concorrono a strutturare il vortice stesso. Inoltre la presenza di ostacoli di tale portata produce moti localizzati che provocherebbero il precoce disassamento del vortice qualora si formasse. In sostanza il vortice ha bisogno di spazi abbastanza liberi da ostacoli ed in tal caso le grandi pianure sono ad hoc. Tuttavia rilievi montuosi di bassa altitudine non sono sufficienti a destrutturare il vortice con la loro circolazione locale: ad esempio l'area dei Colli Euganei nella pianura veneta è una zona alquanto vocata all'innesco di tali fenomeni; ma si tratta di monti isolati e con altimetria limitata.
Può succedere che il cielo assuma una tinta rossastra: in tal caso il cono del tornado ancora non è visibile ma il risucchio è già attivo con sollevamento di polvere e detriti nei bassi strati (debris cloud) in trasporto verso l'alto; le nubi ad immediato contatto assumeranno colore rossastro.

Le situazioni che possono dar vita a un tornado sono principalmente due per quanto riguarda la bassa Lombardia e l'Emilia.

La prima e la più frequente è originata da perturbazioni che provocano un richiamo da S-SW e paradossalmente sembra proprio che quando si è al limite del "fohn appenninico" siano più elevate le possibilità di vedere un tornado. In queste condizioni infatti si ha un forte riscaldamento solare ed un'iniziale compressione favonica dell'aria provoca anche una riduzione dell'umidità. In seguito arriva la perturbazione con i primi temporali e contemporaneamente all'aria fredda in quota, attraverso le valli appenniniche, filtra aria più umida non fohnizzata proveniente dal mar Ligure o alto Tirreno. A testimonianza di questo ci sono molte giornate con vento da SW dove in Emilia si hanno zone con fohn appenninico e umidità tra il 20 e il 30% e altre zone molto vicine dove filtra l'aria umida dal mare e l'umidità è del 60-70%. In questi casi tra i 10 e i 20 km dagli Appennini nascono i cumulonembi che possono originare i tornado con spostamento verso N-NE. Le zone interessate dai tornado di questa tipologia solitamente vedono poche precipitazioni che invece si scatenano poco più a nord con intense grandinate e abbondante pioggia. La mancanza o quasi di precipitazioni sulle zone colpite dai tornado di questo tipo risiede nella disposizione del cumulonembo che trae il massimo della spinta verticale dal contatto tra l'aria fredda in quota e quella calda al suolo e contemporaneamente migra verso nord. Le zone interessate dal vortice quindi sono quelle che si liberano subito dalla presenza della nube temporalesca, rain free base appena nata.
L'altra tipologia di tornado è originata invece da intense irruzioni da NW di aria fredda ed anche questa volta gli Appennini giocano un ruolo fondamentale, seppure in modo diverso da quanto abbiamo visto prima. I fronti che irrompono da nord provocano immediatamente un fiorire di cumulonembi su tutta la pianura centro-orientale interessando vaste zone con fenomeni temporaleschi, ma se guardiamo attentamente all'orografia ci accorgiamo che a NW di Milano, oltre la Brianza, c'è un zona dove le Alpi sono più basse, ed è da quel passaggio che a volte un blocco di aria fredda più consistente riesce più facilmente ad irrompere in pianura. Giungendo a circa 20 km dagli Appennini un leggero effetto di "sponda" imprime un'ulteriore curvatura alle correnti che grazie al contrasto termico già elevato riescono ad innescare con maggiori probabilità temporali con trombe d'aria. In questo caso le località più colpite si trovano a circa 10-15 km più a N rispetto a quelle della tipologia precedente, ma a differenza di quella, non si ha una demarcazione molto netta dei fenomeni, anche se è stato possibile notare un calo delle precipitazioni dalla zona del tornado procedendo verso ovest. Le zone più colpite dai tornado in p.P. sono San Pietro in Casale, Bussetto, Roccabianca, Zibello, Cortemaggiore e San Daniele Po.

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Consigli in caso di tornado.
1) Non rifugiarsi nelle auto in caso di tornado: sono trappole mortali. Accostare il veicolo con le opportune segnalazioni e trovare riparo o in un edificio solido o in un avvallamento del terreno. Mai nascondersi sotto i cavalcavia perché il vento vi si incanala e si può essere travolti facilmente.
2) Non cercare mai di superare il tornado in velocità con l'automobile. Le trombe possono essere molto veloci e inoltre possono formarsene delle nuove nelle vicinanze.
3) Se si è in casa allontanarsi velocemente da porte e finestre! Cercare riparo in una camera interna vicino a un muro portante. Accucciarsi sotto tavoli, banconi, letti o dentro un armadio centrale. Potrebbe essere utile coprirsi con coperte o materassi. Sempre, in ogni caso, rannicchiarsi e proteggere la testa e il collo.
4) Aprire le finestre per bilanciare la pressione tra esterno e interno della casa è assolutamente inutile e può essere molto pericoloso per via delle schegge di vetro volanti: il tornado distruggerebbe comunque le finestre che magari avevamo aperto.
5) Sorpresi all'aperto, lontani da abitazioni, accucciarsi al suolo o in un avvallamento proteggendo con le braccia la testa ed il collo!

La scala Fujita dei tornado


Grado F0
64-116 km/h
Danni ai camini; spezza i rami degli alberi; abbatte alberi con radici superficiali; danni ai cartelloni e ai segnali stradali.
Grado F1
117-179 km/h
Stacca la superficie dei tetti; case mobili spostate dalle fondamenta o rovesciate; automobili in movimento spinte fuori strada; i garages possono essere distrutti.
Grado F2
180-253 km/h
Danni considerevoli. Tetti strappati dalle case; case mobili demolite; autorimesse abbattute; grossi alberi spezzati o sradicati; oggetti leggeri trasformati in missili.
Grado F3
254-332 km/h
Il tetto e qualche parete strappati via da case ben costruite; treni deragliati; la maggior parte degli alberi nelle aree boscose vengono sradicati; automobili sollevate da terra e trascinate.
Grado F4
333-419 km/h
Case ben costruite livellate; strutture con fondamenta deboli fatte volare a breve distanza; automobili scaraventate via; grandi missili vengono generati.
Grado F5
420-512 km/h
Case con armatura forte sollevate dalle fondamenta e trascinate a distanze considerevoli per disintegrarsi; missili della grandezza di automobili volano nell'aria per distanze superiori ai 100 metri; alberi scortecciati; strutture in cemento armato gravemente danneggiate; altri fenomeni incredibili.

Si ringrazia:

http://digilander.libero.it/meteocastelverde/

http://www.nonsoloscuola.org

http://www.quartonline.it

http://www.fenomenitemporaleschi.it

http://www.meteoparma.com