FORMAZIONE E CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI. Daniele Izzo CENTRO EPSON METEO

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1 FORMAZIONE E CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI Daniele Izzo CENTRO EPSON METEO

2 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

3 Il vapore acqueo L aria ha un contenuto di vapore nella percentuale massima del 4% in volume, con ampie variazioni sia nel tempo che nello spazio 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 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 H 2 O si trova sotto forma di vapore

4 Formazione delle nubi 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. Perché si abbia condensazione o sublimazione del vapore acqueo deve essere raggiunta la condizione di saturazione (umidità relativa = 100%) 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)

5 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.

6 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) Q (g v /kg) 0,08 0,2 0,8 1,8 3,7 7,5 14,

7 Formazione delle nubi L umidità relativa U è la grandezza igrometrica che esprime la vicinanza dell aria alla saturazione. È definita come il rapporto percentuale tra la quantità di vapore m v contenuta in un certo volume d aria e la quantità massima di vapore m vs (vapor saturo) che vi può essere contenuta: U = m v /m vs U = 100% U = 0% aria satura aria completamente secca

8 Formazione delle nubi U = m v /m vs 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%

9 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%

10 Formazione delle nubi La saturazione di una massa d aria e quindi la condensazione del vapore può essere raggiunta attraverso due meccanismi: 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 maggior parte delle nubi si formano da processi di raffreddamento

11 Formazione delle nubi Ipotesi U = m v /m vs = 80% Obbiettivo U = 100 % (m v = m vs ) Al diminuire della temperatura, l aria si avvicina alla saturazione dato che diminuisce la quantità massima di vapore m vs che l aria può contenere All aumentare del vapore acqueo m v, la massa d aria si avvicinerà alla saturazione dato che contemporaneamente rimane costante la quantità massime di vapore m vs che l aria potrà contenere

12 Formazione delle nubi Il raffreddamento di una massa d aria può essere ottenuto mediante i seguenti processi: 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

13 Formazione delle nubi Il raffreddamento isobarico è un fenomeno abbastanza frequente che porta alla formazione sia di nubi stratiformi che di nebbie: 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. Il raffreddamento adiabatico porta alla formazione di nubi cumuliformi quando il sollevamento è intenso e prosegue per diversi chilometri verso l alto

14 Formazione delle nubi La maggior parte delle nubi si formano per raffreddamento adiabatico Diverse possono essere le cause meteorologiche all origine del sollevamento adiabatico: sollevamento convettivo sollevamento ciclonico sollevamento orografico o forzato sollevamento frontale

15 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)

16 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

17 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

18 Formazione delle nubi

19 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

20 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

21 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

22 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

23 Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio 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 cm 3 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

24 Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio Anche immaginando che si sia formata una goccia, affinché rimanga stabile nel tempo occorrono valori elevati di sovrasaturazione (U = %): solo in queste condizioni la tensione di vapor saturo E dell aria riesce a mantenere in equilibrio una goccia. La sola condizioni di saturazione non è sufficiente per la formazione delle goccioline di una nube

25 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 % 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

26 Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio 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%. 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

27 Formazione delle gocce e dei cristalli di ghiaccio I nuclei igroscopici possono essere classificati distinguendo tra i nuclei attivi a temperature positive e quelli attivi a temperature negative: 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

28 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 micron nelle nubi stratiformi micron nelle nubi cumuliformi, ma fino a 200 micron nei cumulonembi

29 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

30 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

31 Nubi fredde I cristalli di ghiaccio possono formarsi grazie a cinque diversi meccanismi di nucleazione che può essere omogenea o eterogenea:

32 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

33 TIPI DI NUBI Le nubi viste dal satellite meteorologico sembrano tutte uguali ma in realtà presentano una grande varietà di forme e dimensioni.

34 Tipi di nubi La classificazione delle nubi è fatta in base a : intervallo di quote generalmente occupate nel loro sviluppo verticale rapporto caratteristico tra dimensioni orizzontali e estensioni verticali

35 Tipi di nubi Le nubi vengono suddivise a seconda che occupino quote dell alta, della media o della bassa troposfera Classificazione per quota occupata : Nubi alte: tra 5 e 13 km Nubi medie; tra 2 e 7 km Nubi basse: tra 0 e 2 km

36 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)

37 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

38 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.

39 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.

40 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

41 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

42 I 10 generi metri Cirrus Cirrostratus Cirrocumulus Altostratus Cumulonimbus Nimbostratus Altocumulus Cumulus Stratus Stratocumulus

43 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)

44 I 10 generi generi a forte sviluppo verticale: nimbostratus (Ns) cumulus (Cu) cumulonimbus (CB)