Daniele Izzo – CENTRO EPSON METEO FORMAZIONE E CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Daniele Izzo – CENTRO EPSON METEO
FORMAZIONE
E
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Nubi e precipitazioni
Le nubi sono agglomerati visibili di particelle
d’acqua allo stato liquido (goccioline) o solido
(cristalli di ghiaccio) in sospensione nell’atmosfera
Le precipitazioni hanno origine quando in una nube
le goccioline d’acqua o i cristalli di ghiaccio iniziano
ad accrescersi: ad un certo punto il loro peso sarà
tale da farli precipitare verso il suolo
Senza vapore acqueo nell’atmosfera
non esisterebbero nubi e precipitazioni
Il vapore acqueo
Il vapore acqueo è presente quasi esclusivamente nella troposfera e sebbene la sua concentrazione sia piuttosto modesta (1-10 grammi per kg di aria umida), il suo ruolo in atmosfera è fondamentale
L’aria ha un contenuto di vapore nella percentuale massima del 4% in volume, con ampie variazioni sia nel tempo che nello spazio
E’ l’unico tra i gas atmosferici a subire cambiamenti di stato nell’intervallo di pressione e temperatura che si osservano in atmosfera: la maggior parte dell’H2O si trova sotto forma di vapore
Formazione delle nubi
Perché si abbia condensazione o sublimazione del
vapore acqueo deve essere raggiunta la condizione di
saturazione (umidità relativa = 100%)
La formazione delle nubi è sempre legata a un processo di condensazione o di sublimazione del vapore acqueo presente nell’atmosfera, che dà origine alle goccioline o ai cristalli di ghiaccio.
Un dato volume d’aria si dice saturo quando ha raggiunto la
massima quantità di vapore che può contenere ad una data
temperatura e pressione (vapor saturo)
Formazione delle nubi
Se in una data massa d’aria in condizioni di
saturazione l’umidità aumenta ulteriormente, il vapore
in eccesso condensa in goccioline d’acqua
Il livello di saturazione, ossia la quantità massima di
vapore acqueo che può essere contenuta in un data
massa d’aria dipende dalla temperatura:
quanto più elevata è la temperatura, tanto maggiore è la quantità massima di vapore acqueo che può essere contenuta in quel volume d’aria.
Formazione delle nubi
In particolare, se la massa d’aria satura si trova in
prossimità del suolo (p=1000 hPa), la quantità massima
di vapore acqueo che può essere contenuta in 1
chilogrammo di aria satura in funzione della
temperatura è quella riportata nella seguente tabella:
T (°C) -40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40
Q (gv/kg) 0,08 0,2 0,8 1,8 3,7 7,5 14,5 26 45
Formazione delle nubi
L’umidità relativa U è la grandezza igrometrica che
esprime la vicinanza dell’aria alla saturazione.
U = mv/mvs
È definita come il rapporto percentuale tra la quantità di vapore mv contenuta in un certo
volume d’aria e la quantità massima di vapore mvs
(vapor saturo) che vi può essere contenuta:
U = 100% aria satura U = 0% aria completamente secca
Formazione delle nubi
U = mv/mvs
L’umidità relativa cresce all’aumentare della
temperatura e viceversa
L’umidità relativa ha un andamento giornaliero: tende a
salire durante la notte e a scendere durante il giorno
L’umidità relativa contribuisce a determinare la
velocità di evaporazione dell’acqua: all’aumentare di U
il processo di evaporazione rallenta, fino ad annullarsi
quando l’umidità raggiunge il 100%
Formazione delle nubi
Lo stato di comfort o di disagio del nostro organismo
dipende dall’umidità relativa dell’aria:
gli esseri viventi infatti “sentono” non la quantità
effettiva di vapore presente nell’aria bensì la
vicinanza o meno dell’aria alla saturazione
CALDO + UMIDITA’ = AFA !
Negli ambienti chiusi con una temperatura di 20 °C, l’umidità relativa ottimale dal punto di vista
del comfort fisiologico è intorno al 60%
Formazione delle nubi
raffreddamento della massa d’aria
umidificazione della massa d’aria; l’aumento di
umidità può avvenire o grazie all’evaporazione di una
superficie liquida, ad esempio marina, oppure dal
rimescolamento con una massa d’aria più umida
La saturazione di una massa d’aria e quindi la condensazione del vapore può essere raggiunta attraverso due meccanismi:
La maggior parte delle nubi si formano
da processi di raffreddamento
Formazione delle nubi
Al diminuire della temperatura, l’aria si avvicina alla saturazione dato che diminuisce la quantità massima di vapore mvs che l’aria può contenere
All’aumentare del vapore acqueo mv, la massa d’aria si avvicinerà alla saturazione dato che contemporaneamente rimane costante la quantità massime di vapore mvs che l’aria potrà contenere
Ipotesi U = mv/mvs = 80%
Obbiettivo U = 100 % (mv = mvs)
Formazione delle nubi
Raffreddamento isobarico: perdita di calore a pressione
costante (stessa quota) verso il suolo o masse d’aria adiacenti
più fredde
Raffreddamento adiabatico (o espansione adiabatica): è
prodotto dal sollevamento della massa d’aria che incontrando
pressioni via via minori (la pressione atmosferica diminuisce con
la quota) essa subirà un processo di espansione adiabatica (PV
= cost) con conseguente raffreddamento (V/T = cost) di 1 °C
ogni 100 metri
Il raffreddamento di una massa d’aria può essere ottenuto mediante i seguenti processi:
Formazione delle nubi
Il raffreddamento isobarico è un fenomeno abbastanza frequente che porta alla formazione sia di nubi stratiformi che di nebbie:
Il raffreddamento adiabatico porta alla formazione di nubi cumuliformi quando il sollevamento è intenso e prosegue per diversi chilometri verso l’alto
Nel caso delle nebbie è la superficie terrestre che più fredda
(per irraggiamento o perché gelata) sottrae calore alla massa
d’aria sovrastante portandola alla saturazione
Nel caso delle nubi il raffreddamento avviene per
irraggiamento di uno strato d’aria umido verso strati superiori
più secchi e trasparenti alla radiazione termica infrarossa.
Formazione delle nubi
sollevamento convettivo
sollevamento ciclonico
sollevamento orografico o forzato
sollevamento frontale
La maggior parte delle nubi si formano
per raffreddamento adiabatico
Diverse possono essere le cause meteorologiche
all’origine del sollevamento adiabatico:
Formazione delle nubi
Il sollevamento convettivo si origina quando dal suolo surriscaldato dal sole si staccano bolle d’aria calda che, per via della loro minore densità rispetto all’ambiente circostante, vengono sospinte verso l’alto dalla forza di galleggiamento (spinta di Archimede)
Formazione delle nubi
Il sollevamento orografico nasce quando una massa d’aria in movimento orizzontale incontra un ostacolo orografico (tipicamente una catena montuosa) che forza il sollevamento.
Il Föhn nasce dal sollevamento orografico
Formazione delle nubi
Stau: sollevamento forzato di una massa d’aria umida sul lato
sopravvento ad una catena montuosa con formazione di nubi e
precipitazioni
Föhn: intenso e secco vento da nordovest che discende lungo il
versante padano delle Alpi fino raggiungere anche la pianura
Formazione delle nubi
Formazione delle nubi
Il sollevamento ciclonico si origina da una diminuzione
della pressione al suolo a seguito di una divergenza di
aria nell’alta atmosfera la bassa pressione richiama
aria dalle zone adiacenti la cui convergenza sul luogo
causa i moti verticali ascendenti
Formazione delle nubi
Il sollevamento frontale si origina dallo scontro di masse d’aria aventi temperature differenti. Si possono presentare due distinte situazioni:
Fronte caldo: una massa d’aria
calda in movimento verso una
zona occupata da aria più fredda
Fronte freddo: una massa d’aria
fredda in movimento verso regioni
occupate da aria più calda
Formazione delle nubi
Il fronte caldo è la linea ideale che delimita al suolo l’invasione di aria calda verso aree prima occupate da aria più fredda: l’aria calda è costretta a scivolare sopra quella fredda
Formazione delle nubi
Il fronte freddo è la linea ideale che delimita al suolo l’invasione di aria fredda verso aree prima occupate da aria più calda: l’aria fredda si incunea sotto quella calda che violentemente si solleva
In una nube ogni goccia contiene in media 500 miliardi di molecole d’acqua. Come è stato possibile metterle insieme?
L’incontro casuale e istantaneo di miliardi di molecole di vapore acqueo sarebbe possibile soltanto se il numero di molecole fosse di gran lunga superiore a quello che si riscontra normalmente in natura in condizioni di saturazione:
in particolare, in 1 cm3 di aria, si formerebbe una goccia ogni 1000 anni se la concentrazione di vapore fosse 3 volte quella di saturazione, una goccia all’anno per saturazioni 4 volte superiori e 1000 gocce all’anno per concentrazioni quintuple
Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio
La sola condizioni di saturazione non è sufficiente per la formazione delle goccioline di una nube
Anche immaginando che si sia formata una goccia, affinché rimanga stabile nel tempo occorrono valori elevati di sovrasaturazione (U = 300-500%): solo in queste condizioni la tensione di vapor saturo E dell’aria riesce a mantenere in equilibrio una goccia.
Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio
Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio
La presenza in atmosfera di quantità sempre largamente sufficienti di nuclei igroscopici (particelle di pulviscolo con caratteristiche igroscopiche) è il motivo per cui non si osservano mai valori elevati di sovrasaturazione e la condensazione avviene in condizioni vicine al punto di saturazione, raramente superiori a 101-102%
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 in microscopiche goccioline
Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio
Nucleazione eterogenea: formazione di
goccioline a partire dalla condensazione del
vapore sui nuclei igroscopici
Nucleazione omogenea: formazione di
goccioline a partire dalla semplice
condensazione del vapore in presenza di
elevate valori di sovrasaturazione o
temperature fortemente negative
In assenza di nuclei igroscopici la condensazione avviene soltanto se si raffredda la massa d’aria già satura al di sotto di -40 °C oppure in presenza di sovrasaturazione dell’ordine dell’800%.
Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio
nuclei di condensazione: nuclei attivi a temperature positive che favoriscono la formazione di goccioline in seguito alla condensazione del vapore
nuclei glaciogeni: nuclei attivi a temperature negative che agevolano la formazione di cristalli di ghiaccio. Se la formazione avviene a partire dal congelamento di goccioline sopraffuse i nuclei glaciogeni sono detti di ghiacciamento, mentre nel caso di formazione di cristalli direttamente dalla sublimazione del vapore acqueo i nuclei glaciogeni sono detti di sublimazione
I nuclei igroscopici possono essere classificati distinguendo tra i nuclei attivi a temperature positive e quelli attivi a temperature negative:
Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio
Le neonate goccioline, formatesi intorno al nucleo di condensazione, hanno diametri di qualche decina di micron:
5-10 micron nelle nebbie
30-50 micron nelle nubi stratiformi
60-80 micron nelle nubi cumuliformi, ma
fino a 200 micron nei cumulonembi
Nubi calde, nubi fredde e nubi miste
Una nube che si trovi completamente al di sotto dell’isoterma di 0°C prende il nume di nube calda: è evidente che una nube calda sarà costituita solo da goccioline di acqua liquida
Una nube che si estende sopra l’isoterma di 0 °C è chiamata nube fredda
Se la quota dell’isoterma di 0 °C e lo spessore della nube sono tali che quest’ultima presenta la sua parte inferiore nel campo delle temperature positive e quella superiore in quello delle temperature negative, la nuvola prende il nome di nube mista
Nubi fredde
Nelle nubi a temperature inferiore a 0 °C gran parte delle gocce rimangono comunque allo stato liquido: fenomeno della sopraffusione
Nello strato di atmosfera tra 0 e -10 °C una nube fredda è costituita quasi esclusivamente da goccioline liquide
Per temperature inferiori a -10 °C prevalgono invece i cristalli di ghiaccio
Per temperature prossime o inferiori a -40 °C tutta la nube è costituita da cristalli di ghiaccio
Nubi fredde
I cristalli di ghiaccio possono formarsi grazie a cinque diversi meccanismi di nucleazione che può essere omogenea o eterogenea:
Nubi fredde
La formazione spontanea di aghi di giaccio da goccioline liquide di acqua pura avviene solo a temperature molto basse, prossime o inferiori a -40 °C: in particolare gocce con raggio inferiore a 5 micron congelano spontaneamente a temperature inferiori o prossime a -40 °C, mentre gocce con raggi maggiori di 5 micron congelano a temperature leggermente superiori a -40 °C.
La nucleazione eterogenea, che richiede la presenza di nuclei glacioceni, avviene a temperature maggiori di -40 °C con un amassimo di efficienza attorno a -15 °C
TIPI DI NUBI
Le nubi viste dal satellite
meteorologico sembrano tutte
uguali ma in realtà
presentano una
grande varietà
di forme e
dimensioni.
Tipi di nubi
intervallo di quote generalmente occupate nel loro sviluppo verticale
rapporto caratteristico tra dimensioni orizzontali e estensioni verticali
La classificazione delle nubi è fatta in base a :
Tipi di nubi
Nubi alte: tra 5 e 13 km
Nubi medie; tra 2 e 7 km
Nubi basse: tra 0 e 2 km
Le nubi vengono suddivise a seconda che occupino quote dell’alta, della media o della bassa troposfera
Classificazione per quota occupata :
Tipi di nubi
In realtà questa suddivisione dipende dalla latitudine:
regioni polari
medie latitudini
regioni tropicali
nubi alte 3-4 km 5-13 km 6-18 km
nubi medie 2-4 km 2-7 km 2-8 km
nubi basse 0-2 km 0-2 km 0-2 km
Alle medie latitudini solitamente: nubi alte: aghi di ghiaccio
nubi basse: gocce d’acqua
nubi medie: miste (a seconda della latitudine possono presentare l’uno o l’altro aspetto oppure una loro coesistenza)
Nubi Cumuliformi e Nubi Stratiformi
Classificazione in relazione al rapporto
tra dimensioni orizzontali e verticali:
nubi cumuliformi: altezza (H) ≥ larghezza (B); alte, medie o basse
nubi stratiformi: H < B; alte, medie o basse
nubi stratocumuliformi: H < B ma irregolari; medie o basse
Nubi Cumuliformi e Nubi Stratiformi
Nubi cumuliformi
In genere si presentano come nubi isolate associate a moti convettivi. Quando questi moti sono molto intensi l’estensione verticale supera quella orizzontale: è il caso delle nubi temporalesche che a volte superano la troposfera. La loro formazione può essere anche legata al sollevamento forzato da una catena montuosa o quando aria calda e umida viene violentemente sollevata da aria più fredda in veloce movimento orizzontale (fronte freddo). Le nubi cumuliformi possono essere alte, medie o basse.
Nubi Cumuliformi e Nubi Stratiformi
Nubi stratiformi
Hanno un aspetto uniforme e non sono animati
da moti convettivi. Le nubi stratiformi, molto simili
agli estesi banchi di nebbia, si formano per
raffreddamento isobarico, avvezione di aria calda
al di sopra di uno strato d’aria più fredda o per
lenta risalita di aria dal suolo al di sopra di una
massa d’aria più fredda (fronte caldo). Le nubi
stratiformi possono essere alte, medie o basse.
Nubi Cumuliformi e Nubi Stratiformi
Nubi stratocumuliformi
Presentano un 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
Classificazione delle nubi
Nel 1956 l’Organizzazione Meteorologica Mondiale (OMM) ha pubblicato l’Atlante Internazionale delle Nubi (International Cloud Atlas), un moderno sistema di classificazione che distingue le nubi in:
generi
specie
varietà
particolarità supplementari e nubi accessorie
nubi generatrici
I 10 generi
Cirrus
Cirrocumulus
Cirrostratus
Altocumulus
Altostratus
Stratocumulus
Stratus
Nimbostratus
Cumulonimbus
Cumulus
2.000
4.000
6.000
8.000
10.000
metri
I 10 generi
generi del livello alto: cirrus (Ci), cirrocumulus (Cc), cirrostratus (Cs)
generi del livello medio:
altocumulus (Ac), altostratus (As)
generi del livello basso:
stratocumulus (Sc), stratus (St)
I 10 generi
generi a forte sviluppo verticale: nimbostratus (Ns) cumulus (Cu) cumulonimbus (CB)
cirri
cirri
cirrostrati
cirrostrati
cirrocumuli
cirrocumuli
altostrati
altostrati
altocumuli
altocumuli
stratocumuli
strati
strati
nembostrati
nembostrati
nembostrati
cumuli
cumuli
cumulo humilis
cumulo humilis
cumulo humilis
cumulo humilis
cumulo mediocris
cumulo mediocris
cumulo congestus
cumulo congestus
cumulo congestus
cumulo fractus
cumulo fractus
cumulo fractus
I cumulonembi
I cumulonembi