Nubi e piogge

Nella troposfera è contenuta la quasi totalità del vapore acqueo atmosferico. L'acqua presente nell'aria può rimanere allo stato di vapore fintanto che non raggiunge lo stato di saturazione. Una massa d'aria che si trova a una data temperatura può quindi contenere una quantità massima di vapore acqueo: se la quantità di vapore aumenta, una parte condensa e si trasforma in goccioline.

La quantità massima di vapore acqueo che una massa d'aria può contenere dipende dalla temperatura dell'aria stessa: più è calda l'aria e maggiore è la quantità di vapore acqueo che può contenere.

Per misurare la quantità di vapore contenuto in una massa d'aria, si utilizzano principalmente due grandezze:
• umidità assoluta: quantità di vapore acqueo contenuto nell'unità di volume d'aria, si misura in g/m3;
• umidità relativa: rapporto tra la quantità di vapore presente e la quantità massima di vapore ammessa in quel volume a quella temperatura.

La condensazione del vapore
Perché una massa d'aria arrivi ad avere un'umidità del 100%, raggiunga cioè la saturazione, è necessario che:
• aumenti il vapore contenuto nell'aria;
• e/o si raffreddi la massa d'aria.

Perché avvenga la prima ipotesi l'aria deve stazionare o passare su superfici ricche d'acqua (oceani, mari, foreste) soprattutto alle basse latitudini, dove la maggiore insolazione favorisce l'evaporazione delle acque superficiali. Perché si verifichi la seconda sono necessari fenomeni di sollevamento dell'aria: salendo nell'atmosfera, infatti la bolla d'aria in esame si trova a pressioni via via inferiori e tenderà di conseguenza a espandersi. Per alcune leggi fisiche, tale espansione causa un raffreddamento della bolla d'aria.
Alle medie latitudini la condensazione del vapore avviene soprattutto per raffreddamento di una massa d'aria in sollevamento.

Si immagini una bolla d'aria a contatto con il terreno a una temperatura di 28 °C. Se essa inizia a salire nell'atmosfera, la sua temperatura, come abbiamo detto, diminuisce. L'entità della diminuzione, fintanto che non avvengono fenomeni di condensazione, è pari al cosiddetto gradiente adiabatico secco (10 °C ogni 1000 metri). A 2000 metri la sua temperatura è pari a 8 °C. Si supponga che l'aria circostante a 2000 metri abbia invece una temperatura di 12 °C: la bolla d'aria si trova a essere più fredda e quindi più densa, interrompe la sua salita e scende riscaldandosi. La bolla d'aria non è così riuscita a raggiungere temperature abbastanza basse per la condensazione e non si ha la formazione di una nube. In questo caso l'aria si dice stabile.
Se al contrario a 2000 m l'aria intorno alla bolla ha una temperatura di 4 °C, la bolla d'aria ancora più calda prosegue la sua risalita raffreddandosi sempre più e può raggiungere la saturazione: in presenza di nuclei di condensazione, il vapore condensa e cominciano a formarsi le prime goccioline. La condensazione del vapore è un processo esotermico, in grado cioè di liberare calore. Di conseguenza, la diminuzione della temperatura della bolla d'aria che sta salendo sarà inferiore rispetto a prima e seguirà il cosiddetto gradiente adiabatico umido (circa 6 °C ogni 1000 m). L'ulteriore risalita della bolla d'aria e il suo relativo raffreddamento sono nuovamente legati alla differenza di temperatura tra la bolla d'aria e la massa d'aria circostante: fintanto che la bolla ha una temperatura maggiore, continua a salire, raffreddandosi sempre di più e facendo condensare sempre più vapore. In questo caso l'aria si dice instabile.

Altri tipi di raffreddamento sono:

• Raffreddamento convettivo
L'aria a contatto con il terreno caldo si riscalda, si espande, diventa più leggera e per il principio di Archimede sale nell'atmosfera, dilatandosi e raffreddandosi. È un fenomeno particolarmente frequente in estate, quando il riscaldamento del terreno è elevato.

• Raffreddamento per sollevamento forzato di tipo orografico
Se una massa d'aria in movimento incontra un rilievo, è costretta a risalirlo: durante l'ascesa si raffredda e può generare sistemi nuvolosi imponenti nel versante sopravento.

• Raffreddamento per sollevamento forzato di tipo frontale
Quando due masse d'aria diverse si incontrano, quella più fredda tende a incunearsi sotto quella più calda, la quale salendo si raffredda, dando luogo a fenomeni di condensazione e alla forma-zione di interi sistemi frontali.

I tipi di nubi
Le nubi presentano una grande varietà di forme e dimensioni. La loro classificazione si basa su:
• intervallo di quote generalmente occupate nel loro sviluppo verticale;
• rapporto caratteristico tra dimensioni orizzontali e sviluppo verticale.

Per convenzione è stato stabilito di suddividere verticalmente la parte dell'atmosfera in cui le nubi si presentano abitualmente, in tre regioni, con riferimento alle zone temperate delle medie latitudini:
• regione superiore: da 5 a 13 km;
• regione media: da 2 a 7 km;
• regione inferiore: dagli strati prossimi al suolo a 2 km.

Le nubi vengono suddivise in nubi alte, nubi medie e nubi basse a seconda che oc-cupino quote dell'alta (5-13 km), della media (2-7 km) o della bassa (0-2 km) troposfera.

Tale suddivisione è diversa a seconda della latitudine, come mostrato nella seguente tabella:

In relazione al rapporto tra dimensioni orizzontali e verticali, le nubi vengono distinte in:
• nubi cumuliformi: sono caratterizzate da dimensioni orizzontali paragonabili al loro sviluppo verticale; spesso si presentano come formazioni isolate associate a moti convettivi. Quando questi moti sono particolarmente intensi l'estensione verticale della nube può superare quella orizzontale: è il caso delle nubi temporalesche (cumulonembi) che possono estendersi dagli strati prossimi al suolo fino a notevoli altezze, spesso oltre la troposfera. In generale le nubi cumuliformi si formano per una rapida ascesa di aria umida determinata dal riscaldamento degli strati d'aria prossimi al suolo (convezione termica), dal sollevamen-to forzato da una catena montuosa o quando aria più calda viene violentemente sollevata da aria più fredda in veloce movimento orizzontale (fronte freddo). Le nubi cumuliformi pos-sono essere alte, medie o basse;

• nubi stratiformi: le dimensioni orizzontali sono nettamente prevalenti rispetto al loro spessore verticale. Il loro aspetto è abbastanza uniforme come conseguenza della stratificazione termica dell'aria in cui si formano e dell'assenza di moti convettivi. Le nubi stratiformi, molto simili agli estesi banchi di nebbia che si osservano al suolo nelle fredde giornate autunnali e invernali, si formano per raffreddamento isobarico di uno strato d'aria al di sotto del punto di saturazione, per trasporto orizzontale (avvezione) di aria più calda al di sopra di una strato d'aria più fredda o per una lenta risalita di aria dal suolo al di sopra di una massa d'aria più fredda (scorrimento ascendente caratteristico di un fronte caldo). Le nubi stratiformi possono essere alte, medie o basse;

• nubi stratocumuliformi: presentano uno sviluppo orizzontale predominante rispetto a quello verticale, ma manifestano una irregolarità di spessore che richiama l'aspetto delle nubi cumuliformi, evidenziando una debole convezione in un'atmosfera essenzialmente stabile. Possono essere medie o basse.

In genere dalle nubi stratiformi si hanno precipitazioni di debole o moderata intensità, diffuse e spesso persistenti, mentre a quelle cumuliformi sono associate precipitazioni intense, a volte violente (grandine), localizzate nello spazio e di breve durata.

Tenendo anche conto della loro morfologia, le nubi sono suddivise in 10 generi, descritti nella seguente tabella:

Storia di una goccia di pioggia

Ogni giorno dalla superficie terrestre evaporano nell'atmosfera circa 1000 miliardi di tonnellate d'acqua. Per la miriade di molecole di vapore è l'inizio di un lungo viaggio che le riporterà a terra dopo una decina di giorni.

Il vapore liberato da oceani, mari, laghi, fiumi e vegetazione viene trasportato verso l'alto dalle correnti aeree ascendenti. Nell'ascesa l'aria si raffredda fino a raggiungere, prima o poi, la saturazione. A questo punto sarebbe naturale attendersi che, qualora l'ascesa prosegua, l'ulteriore raffreddamento determini l'unione delle molecole di vapore eccedente generando in tal modo goccioline di nube (droplet). In realtà il processo non è così semplice e spontaneo, perché la neonata goccia tende a disintegrarsi per evaporazione tanto più rapidamente quanto più è piccola.

Nelle nubi ogni goccia contiene in media 500 miliardi circa di molecole di vapore.

Come è stato possibile metterle insieme? Si potrebbe supporre che là dove si è generata la gocciolina vi siano stati, in tempi brevissimi, miliardi di urti molecolari casuali. Ma si può dimostrare che un simile evento sarebbe possibile soltanto se il numero di molecole di vapore fosse di gran lunga superiore a quello che si riscontra normalmente in natura in condizioni di saturazione.
Occorre quindi supporre che le gocce di nube si formino con qualche altro processo.

Gran parte delle particelle di pulviscolo atmosferico, con dimensioni comprese tra 0,1 e 4 micron , funge da nucleo di condensazione, ovvero agevola il coagulo delle molecole di vapore acqueo.

I nuclei di condensazione sono costituiti in genere da sale marino o da solfati e nitrati, e la categoria più numerosa è quella con diametro inferiore a 0,2 micron (nuclei di Aitken).
Le neonate gocce hanno diametri intorno a 10-50 micron e concentrazioni di 300-600 milioni per metro cubo. È così nata la nube, le cui microscopiche goccioline galleggiano nell'aria perché soste-nute dalle stesse correnti ascendenti che hanno portato alla saturazione il vapore acqueo. Nelle nubi a temperatura inferiore a 0 °C gran parte delle gocce rimane comunque allo stato liquido (fenomeno della sopraffusione) e ghiaccia spontaneamente soltanto per temperature inferiori a 40 gradi sotto zero, valori che nell'atmosfera si trovano in genere al di sopra di 8 km di quota. E questo è il motivo per cui le nubi alte sono appunto formate solo da microscopici cristalli di ghiaccio. Ma resta ancora da spiegare come dalle droplet della nube nascano le goccioline di pioggia (raindrop). Le raindrop che cadono all'interno o al di sotto delle nubi hanno diametri superiori, compresi tra 200 micron e qualche millimetro, e sono formate dall'unione di qualche centinaio di milioni di droplet. Anche qui, se la formazione di una raindrop fosse affidata all'incontro casuale di un così elevato numero di goccioline di nube, allora ovviamente la pioggia sarebbe un evento poco probabile. Ma anche in questo caso la natura ha escogitato un processo molto semplice. Infatti, le droplet più grandi, trascinate verso l'alto dalle correnti ascendenti che hanno dato luogo alla nube, collidono con le gocce più piccole che, essendo più leggere, sono animate da più intense velocità verticali. Nella collisione le gocce più grandi catturano una certa frazione di goccioline urtate (coalescenza), un processo che è tanto più efficace quanto più la nube è densa. Quando poi le gocce urtate raggiungono diametri superiori a circa 200 micron, non essendo più sostenute dalle correnti ascendenti, ricadono all'interno della nube, catturando in tal modo altre gocce e ingrossandosi ulteriormente fino a raggiungere, se numero di goccioline urtate e spessore della nube sono abbastanza grandi, diametri di 0,5-2 mm.

Le raindrop ingrossate a sufficienza tendono a uscire dalla base della nube e possono raggiungere il suolo se la base della nuvola è bassa e l'umidità dell'ambiente di caduta è elevata, così da ridurre al minimo l'evaporazione delle gocce.

Quando poi giunge al suolo, la pioggia si differenzia in base a quantità, diametro delle gocce e velocità di caduta: si va così dalla pioggia leggera fino al nubifragio, come descritto nella tabella seguente: