UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI BARI ESTRAZIONE DI FIRME SPETTRALI DI COPERTURE NUVOLOSE DA IMMAGINI SATELLITARI

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1 UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI BARI FACOLTÀ DI SCIENZE CORSO DI LAUREA IN FISICA TESI DI LAUREA ESTRAZIONE DI FIRME SPETTRALI DI COPERTURE NUVOLOSE DA IMMAGINI SATELLITARI Relatori: Chiar.mo Prof. Francesco Posa Dott.ssa Claudia Notarnicola Laureando: Gennaro Cappelluti ANNO ACCADEMICO

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3 Indice Capitolo 1 Introduzione 1.1. Le previsioni meteorologiche Le applicazioni Il lavoro svolto 9 Capitolo 2 La fisica dell'atmosfera 2.1. L'atmosfera La circolazione generale dell'atmosfera Le nuvole 22

4 Capitolo 3 Il telerilevamento 3.1. L'interazione radiazione materia Il telerilevamento Le tecniche 75 Capitolo 4 I satelliti meteorologici 4.1. I satelliti meteorologici Le bande meteorologiche I sensori 96 Capitolo 5 La determinazione della copertura nuvolosa 5.1. Il Progetto Nowcasting L'algoritmo per la determinazione della copertura nuvolosa 116

5 Capitolo 6 Conclusioni 6.1. I risultati ottenuti Gli sviluppi futuri 175 Riferimenti bibliografici 177 Appendice I programmi realizzati 1. I programmi per la creazione delle matrici ρ, T, L I programmi della fase di training I programmi per la produzione dei cloud mask 216

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7 Capitolo 1 Introduzione 1.1. Le previsioni meteorologiche La meteorologia come scienza e le previsioni del tempo come sua principale applicazione sono sviluppi relativamente recenti della vecchissima passione dell'uomo per l'osservazione dell'universo e della natura. La nascita del telegrafo, e con esso delle moderne telecomunicazioni, viene comunemente associata alle prime osservazioni organizzate dell'atmosfera che ci circonda. Fino a quel momento, infatti, le sole comunicazioni postali avevano reso quantomeno problematico il compito di radunare rapidamente nello stesso luogo tutte le misure atmosferiche effettuate contemporaneamente o quasi. Tali misure, principalmente di pressione e temperatura, sono poi rimaste confinate vicino al suolo fino all'avvento del volo commerciale che, assieme alle sempre pressanti richieste del mondo militare, ha rappresentato subito un'importante sorgente di sviluppo per la neonata meteorologia (meteorologia deriva da meteora, cosa che cade dal cielo, come la pioggia). Nei primi decenni del Novecento si è venuta quindi sviluppando una rete osservativa mondiale che ha posto le basi della moderna meteorologia operativa. Tale rete di osservazioni al suolo e in quota (queste ultime effettuate inizialmente con i soli palloni sonda) permetteva di fotografare la situazione dell'atmosfera ad istanti regolari, una o due volte al giorno, almeno attraverso alcuni parametri fisici - 1 -

8 Introduzione fondamentali come pressione, temperatura, umidità e velocità del vento. Soprattutto all'inizio, però, tali "istantanee" dello stato dell'atmosfera risultavano come sfocate, a causa sia dell'enorme scarsità di dati che delle tecniche, molto primitive, di analisi di tali dati. C'era chiaramente bisogno di strumenti più potenti, affidabili ed oggettivi. Le basi fisico-matematiche per sviluppare questi strumenti erano note da tempo. L'atmosfera è un fluido e come tale si comporta, seguendo le leggi classiche della meccanica e della termodinamica, leggi che, in linea di principio, sono ben note. Che cosa mancava allora? Mancava quella che con la terminologia moderna si chiama la potenza di elaborazione. Le leggi che regolano l'evoluzione dello stato dell'atmosfera (ma anche di quello degli oceani) sono leggi note con un notevole grado di precisione, ma complesse e che si esprimono attraverso equazioni matematiche difficili (o meglio, onerose) da risolvere, ma non certo impossibili. Il problema è rimasto praticamente inaffrontato sino all'avvento degli elaboratori elettronici che, dapprima timidamente verso gli anni cinquanta e poi via via sempre più prepotentemente, si sono imposti come la soluzione al problema. La simbiosi tra previsioni meteorologiche e sviluppo di strumenti di elaborazione automatica sempre più potenti è stata sin dall'inizio così forte da far giocare alla meteorologia applicata, assieme alla fisica nucleare (la bomba atomica, per intendersi), il ruolo di disciplina trainante nella richiesta, rivolta all'industria dei supercomputer, di sempre maggior potenza di calcolo. E i satelliti? Si sente sempre dire che le previsioni meteorologiche le fanno i satelliti (affermazione peraltro inesatta, se non sbagliata), ma in realtà il ruolo degli Sputnik in questa impresa è stato importantissimo all'inizio, negli anni sessanta-settanta. Tale ruolo si è paradossalmente molto ridimensionato negli anni ottanta per ridecollare poi dalla fine degli anni ottanta in avanti, fino ad arrivare oggi a costituire la principale speranza per il futuro miglioramento qualitativo delle previsioni meteorologiche. All'inizio il solo fatto di vedere la mappa del tempo, con le nubi, i fronti, la nebbia, ha letteralmente scioccato i meteorologi, aggiungendo ai limitati dati a loro disposizione un ausilio assolutamente formidabile, capace non solo di fotografare (ora in senso letterale) lo stato dell'atmosfera in tempo reale o quasi, ma addirittura di mostrare l'evoluzione animata delle ultime ore, permettendo quindi una estrapolazione soggettiva ragionata di tale - 2 -

9 Introduzione evoluzione per almeno altre 24 ore. Ciò ha aumentato enormemente, attorno agli anni settanta, la qualità oltre che la presentabilità televisiva delle previsioni a breve periodo (24-48 ore appunto) per il grande pubblico. Man mano però che i previsori si andavano assuefacendo alla meraviglia rappresentata dalla vera fotografia della mappa del tempo, ci si rendeva rapidamente conto che sfruttare le potenzialità, subito intuite da molti, insite nelle misure remote effettuate da piattaforma satellitare era compito tutt'altro che semplice. I satelliti, infatti, oltre a fotografare la superficie terrestre in bianco e nero (per la delizia dei previsori e dei meteomaniaci), effettuano moltissime misure di radianza (come a dire luminosità, proveniente dalla superficie sottostante, anche se non necessariamente a lunghezze d'onda visibili) dalle quali è possibile derivare indirettamente stime di temperatura ed umidità dell'atmosfera. Per non parlare della possibilità di valutare la velocità del vento sugli oceani tropicali misurando gli spostamenti delle nubi cumuliformi da due foto satellitarie prese in rapida sequenza. Proprio in queste misure indirette di parametri atmosferici stava e sta tuttora l'enorme potenziale meteorologico dei satelliti. Per molti, troppi anni però queste misure remote sono state di utilità limitata (limitatissima, se rapportati al loro costo) alla meteorologia previsionale. Per migliorare la situazione ci sono volute successive generazioni di satelliti meteo (ognuna costata cifre mirabolanti, quasi sempre giustificate sulla base di promesse mai mantenute appieno, almeno sino a pochissimi anni fa), nuovi strumenti di misura (essenzialmente però sempre radiometri) molto più articolati e sofisticati. Ma al di sopra di tutto è stato indispensabile lo sviluppo di tecniche matematiche assolutamente nuove di estrazione dell'informazione meteorologica dai dati da satellite per portare la situazione a quella che è oggi. Si è finalmente in vista di una meteorologia osservativa da satellite in grado, se non di sostituire (per questo ci vorrà molto più tempo, se mai avverrà), almeno di relegare in secondo piano le misure meteorologiche classiche effettuate dalla superficie del pianeta con gli strumenti della capannina meteo e delle radiosonde trascinate verso l'alto dai palloni gonfi di elio. Come si producono dunque oggi le previsioni meteorologiche? Il problema si affronta come quello della previsione del comportamento di un fluido (la mistura di gas chiamata atmosfera) la cui dinamica sia regolata dalle leggi classiche della fisica ed il cui stato iniziale sia - 3 -

10 Introduzione noto. In fisica questa situazione viene in genere descritta come la soluzione di un problema alle condizioni iniziali. Si scrivono le equazioni prognostiche dell'evoluzione dei campi tridimensionali (nel senso di latitudine, longitudine e altezza) di quei parametri come temperatura, pressione, umidità e velocità del vento, che descrivono lo stato dell'atmosfera, supponendo di conoscerne i valori in un certo istante che chiameremo appunto iniziale. Queste equazioni, che esprimono le leggi di conservazione di massa, energia e quantità di moto, rappresentano in verità un sistema di equazioni differenziali alle derivate parziali di notevole complessità e devono quindi venire, come si dice, discretizzate, ridotte cioè ad un problema algebrico che possa essere affrontato con le tecniche del calcolo numerico. Il tutto viene poi dato in pasto a supercalcolatori, che risolvono il problema, calcolando per un numero N abbastanza grande di istanti successivi i valori dei campi tridimensionali degli stessi parametri (sempre temperatura, pressione, ecc.), fino a raggiungere il momento voluto nel futuro. Il prodotto della fatica elettronica del calcolatore, espresso in termini di quegli stessi campi tridimensionali globali (che ricoprono cioè tutta la terra), calcolati per l'istante futuro è la previsione. Il calcolatore non solo calcola, ma naturalmente grafica in due o tre ed anima in quattro dimensioni, temperatura, pressione, umidità, vento, nuvolosità, precipitazione e quant'altro il previsore desideri. A colori, naturalmente. Allora, dove sta il problema? Perché spesso non piove quando dovrebbe e l'atmosfera si dimostra così spesso poco disposta a collaborare, comportandosi talvolta molto diversamente da come sarebbe lecito attendersi? Gli errori; il problema sono gli errori che commettiamo nel risolvere il complicato intreccio fisico-matematico che porta alla pioggia di domani. Sono tanti questi errori che si fa fatica ad elencarli tutti. Proviamo a cominciare dall'inizio, cioè dalle condizioni iniziali. La fotografia dello stato dell'atmosfera oggi alle 12 GMT (il mezzogiorno del tempo medio di Greenwich), che è ciò che ci serve per partire verso la previsione per domani, dopodomani e così via, è una foto difficile da prendere. Le stazioni osservative non sono tante (costano troppo da mantenere). Gli spazi lasciati vuoti, soprattutto sugli oceani, significano errori sulle condizioni iniziali. Gli strumenti di misura usati, naturalmente, non sono perfetti, e anche questo non aiuta. Gli errori di misura associati, per esempio, ad una temperatura dell'aria misurata indirettamente da satellite sono molto più - 4 -

11 Introduzione grandi (il doppio, il quadruplo) di quelli associabili ai termometri di uso quotidiano. Le equazioni prognostiche: non sono certo perfette, sono state derivate sulla base di approssimazioni, o per renderle affrontabili o perché non conosciamo ancora proprio bene certi processi fisici, per esempio come le goccioline si mettono insieme per fare la pioggia, o come gli aghi di ghiaccio che formano i cirri interagiscano con la radiazione solare. I metodi matematici di soluzione delle equazioni. Altre approssimazioni che vanno a sommarsi, a moltiplicarsi, ad interagire con tutte le altre. Ed ancora, la potenza di elaborazione elettronica digitale che si ha a disposizione non è infinita. È la massima disponibile, in genere, ma non è certo infinita. Questo ci costringe a rappresentare l'atmosfera come composta di tanti parallelepipedi di qualche chilometro in orizzontale e qualche centinaio di metri in verticale. Se questi domini potessero essere di 1 m per 1 m per 1 cm sarebbe probabilmente molto meglio. Sfortunatamente, la previsione meteo per domani sarebbe pronta il mese prossimo, anche avendo a completa disposizione il supercomputer più potente del mondo (situazione questa peraltro realistica al centro meteorologico europeo di Reading, in Inghilterra, che produce le previsioni meteo globali sino a 8-10 giorni usate in tutta Europa e quindi anche in Italia). Quindi ancora errori che vanno ad accumularsi e che poi, non contenti, crescono vertiginosamente al crescere della scadenza della previsione (previsioni a breve, ore, molto buone quasi sempre; previsioni a media, 3-7 giorni, abbastanza buone spesso; oltre la settimana le previsioni sono poco affidali). Un ultimo dettaglio (ma non tanto), per chiudere. Se l'atmosfera si comportasse in modo così regolare, tutti gli errori di cui sopra si sommerebbero tra loro, crescendo via via durante l'evoluzione della previsione in modo approssimativamente lineare. Saremmo perciò in una situazione nella quale dimezzando, per esempio, l'errore commesso sulle condizioni iniziali (migliorando per ipotesi gli strumenti di misura, mettendo in orbita più satelliti di ultima generazione, sviluppando nuovi algoritmi di analisi dati) saremmo praticamente certi di dimezzare l'errore della previsione, praticamente ad ogni scadenza. Ci troveremmo quindi in una situazione in cui potremmo, almeno in linea di principio, quantificare il costo di un Sistema osservativo previsionale globale in funzione di un dato errore di previsione (un errore considerato, per esempio, accettabile per le applicazioni del caso). Naturalmente le cose non - 5 -

12 Introduzione vanno affatto così, sarebbe troppo facile. C'è il problema della farfalla che sbatte le ali in California (o giù di lì) e provoca, dopo pochi giorni, un uragano in Indocina. L'atmosfera è infatti un sistema sì deterministico (il futuro è unica e diretta conseguenza del passato), ma non lineare (lo provano le equazioni di cui sopra, che conosciamo bene), addirittura caotico, cioè infinitamente sensibile alle condizioni iniziali. Questo significa non solo che gli errori iniziali crescono più rapidamente (il che tutto sommato potrebbe soltanto tradursi in costi più alti per una previsione di data accuratezza), ma qualcosa di ben più fondamentale: significa che dopo un tempo finito, caratteristico del sistema naturale atmosfera, due condizioni iniziali diverse tra loro per una quantità anche infinitesima (diversa da zero, ma piccola quanto si voglia, per esempio la differenza tra atmosfera con farfalla e atmosfera senza farfalla) saranno evolute in due stati atmosferici futuri (per esempio due previsioni eseguite con un sistema perfetto, esente da errori) diverse tra loro come due istanti scelti a caso. Viene stimato attualmente (stima peraltro soggetta a continue revisioni ed interminabili diatribe) che questo "limite deterministico di predicibilità" sia all'ordine di alcune (poche, due o tre) settimane. E si stima anche che la qualità delle migliori previsioni meteorologiche attuali (quelle del Centro Europeo), benché ancora ampiamente migliorabile, non sia poi più così lontana da questo limite come lo era, diciamo, venti anni fa. Comincia a porsi quindi il problema di come impiegare al meglio le nostre future risorse (quelle a disposizione dei servizi meteorologici nazionali e regionali, per intendersi). Se soltanto affinando ulteriormente la punta della matita (migliorando cioè al limite del possibile le condizioni iniziali, le equazioni, le tecniche di soluzione, il dettaglio dei modelli e così via) oppure cominciando anche a pensare, in modo più originale e fantasioso, se non sia il caso di abbandonare la matita e comperarsi una biro, cioè progettando e sviluppando approcci completamente nuovi, come l'approccio stocastico-dinamico (di tipo Monte Carlo), nel quale lo stesso modello numerico viene integrato non una ma decine (forse presto anche centinaia) di volte a partire da condizioni iniziali pressoché (ma non proprio) identiche, per fornire non una sola previsione deterministica, ma uno spettro di possibili scenari evolutivi, ognuno specificato dalla sua probabilità di realizzazione [1]

13 Introduzione 1.2. Le applicazioni La meteorologia e la società Lo strato atmosferico che interessa maggiormente i meteorologi è la troposfera (la parte più vicina alla superficie terrestre) e ciò che comunemente viene chiamato il "tempo meteorologico" è lo stato in un dato istante di tale porzione di atmosfera. Esso non va confuso con il clima, che è lo stato dell'atmosfera in un periodo molto lungo. Per prevedere l'evolversi della situazione meteorologica è necessario analizzare ed elaborare una serie di dati, come la temperatura, l'umidità e la pressione atmosferica. Inoltre vanno tenuti in considerazione i venti, le correnti e le idrometeore (tutti i fenomeni atmosferici che riguardano la condensazione del vapore acqueo, come le nubi e le precipitazioni di pioggia, neve e così via). Al tempo meteorologico sono collegati enormi interessi: turismo, navigazione aerea e marittima, agricoltura, sicurezza del traffico, commercio. E servono previsioni sempre più mirate: sulle precipitazioni per la Protezione Civile, sulle grandinate per gli agricoltori, sulla neve per chi scia, sul rischio valanghe per gli alpinisti, sul microclima metropolitano per i cittadini, sulle correnti in quota per il volo a vela e gli appassionati di parapendio, sulle condizioni locali del mare per i pescatori e i naviganti del tempo libero, etc. Inoltre, la meteorologia è la premessa per comprendere le cause e risolvere grandi problemi planetari quali le variazioni climatiche, la desertificazione, l'aumento di precipitazioni intense alle medie latitudini. La meteorologia è, senza dubbio, una specializzazione della geofisica, in quanto ne condivide il fine: spiegare i fenomeni naturali in termini fisici. La strada maestra che porta alla meteorologia passa quindi per la fisica ed in particolare dal telerilevamento

14 Introduzione Le previsioni meteorologiche ed il volo Poiché il volo degli aerei di linea si svolge in alta quota (e quindi al di sopra delle nubi e delle perturbazioni atmosferiche), potrebbe sembrare che nell'ambito del volo di linea avere informazioni sullo stato meteorologico non sia indispensabile. Questo, però, non è affatto vero, in quanto tali dati sono necessari sia per garantire che le operazioni di decollo e di atterraggio (che hanno luogo, invece, a bassa quota) si svolgano in piena sicurezza che per conoscere le caratteristiche dei venti in quota (di fondamentale importanza per l'economia di esercizio). I piloti sportivi, a causa delle limitazioni insite nella categoria degli aerei da turismo (che non consentono di raggiungere quote elevate né di affrontare tutte le avversità atmosferiche), sono ancor più interessati ad una conoscenza approfondita della meteorologia. I dati meteorologici e l'agricoltura Il dati meteorologici forniscono utili indicazioni per migliorare l attività agricola. Per esempio, i dati di radiazione solare, di temperatura, di umidità dell'aria e di intensità del vento, consentono di stimare con accuratezza le perdite di acqua dalla coltura all'atmosfera, attraverso il processo fisico noto con il nome di evapotraspirazione (evaporazione per quanto riguarda il terreno e traspirazione da parte delle piante). Fornire alla coltura il giusto quantitativo d'acqua, significa: nel caso di sottostima del fabbisogno idrico, ridurre il rischio di far soffrire le piante per scarso apporto irriguo; nel caso di sovrastima del fabbisogno idrico, ridurre gli sprechi d'acqua, il lavoro umano, l'energia consumata, la diluizione dei fertilizzanti (e quindi l'inquinamento delle falde acquifere), il rischio di malattie a carico dell'apparato radicale delle piante dovute al ristagno di acqua nel terreno

15 Introduzione I dati di temperatura ed umidità dell'aria (ed eventualmente di altri parametri, a seconda delle diverse colture), poi, consentono di stimare con accuratezza e tempestività il ciclo di sviluppo degli agenti biotici negativi (insetti, funghi, ecc.), individuando il momento di massima dannosità. La conoscenza di questo dato consente di ottimizzare l'uso degli agenti chimici antagonisti, minimizzando l'impatto ambientale. Poter disporre delle informazioni appena descritte significa, in definitiva, aumentare la quantità e la qualità del raccolto Il lavoro svolto Nel presente lavoro di tesi è stata sviluppata una procedura automatica per la determinazione della copertura nuvolosa a partire da immagini telerilevate dal sensore MODIS montato a bordo della piattaforma MODIS Terra [2]. Lo scopo principale dello sviluppo di questa procedura è l inserimento delle mappe di copertura nuvolosa prodotte all interno di algoritmi per la previsione delle condizioni atmosferiche sia a brevissimo che a breve termine. La tesi si articola in sei capitoli. Nel primo capitolo è descritto brevemente l utilizzo degli studi meteorologici che si ha in numerosi campi delle attività umane e viene introdotta la problematica in cui si situa questo lavoro. Il secondo capitolo descrive l atmosfera ed i suoi fenomeni, con riferimento particolare ai processi di formazione delle nubi ed alla loro classificazione. Questa parte risulta particolarmente utile nella spiegazione dell interazione fra radiazione e materia e delle tecniche di telerilevamento, dove la rilevazione dalla componente nuvolosa è di primaria importanza. Tale tematica è affrontata nel terzo capitolo. Nel quarto capitolo vengono descritti il sensore MODIS e vengono enunciate le principali caratteristiche della nuova generazione di satelliti METEOSAT [3]. Il quinto capitolo introduce la problematica della determinazione della copertura nuvolosa e lo stato dell arte in cui si inserisce il lavoro sviluppato

16 Introduzione Viene dato particolare risalto alla metodologia sviluppata e alla descrizione della procedura utilizzata. I risultati ottenuti e gli eventuali sviluppi futuri, infine, sono inseriti nel sesto capitolo. Nell appendice sono proposti i codici dei programmi sviluppati per l automazione della procedura

17 Capitolo 2 La fisica dell'atmosfera 2.1. L atmosfera I più grandi pianeti del Sistema Solare (Giove, Saturno, Urano e Nettuno) hanno un atmosfera composta in gran parte da idrogeno, vapore acqueo, anidride carbonica, ammoniaca e metano. Anche la Terra, quando 4,5 miliardi di anni fa si è formata insieme a tutto il Sistema Solare, aveva un atmosfera simile, ma la comparsa della vita ne ha cambiato radicalmente la composizione. L atmosfera terrestre è composta da una miscela di gas chiamata aria ed i suoi componenti principali sono riportati in Tabella 2.1. Tabella 2.1: Le principali sostanze presenti nell'atmosfera

18 La fisica dell'atmosfera Oltre ad azoto, ossigeno, argon, anidride carbonica, idrogeno e neon, nell'aria è presente anche una certa quantità d'acqua, sotto forma di vapore acqueo. La percentuale in volume di tale sostanza dipende da vari fattori (temperatura, altitudine, etc) e può arrivare anche fino al 4 %. In aggiunta a questi componenti, nell atmosfera si trovano anche particelle liquide o solide, chiamate pulviscolo atmosferico e presenti soprattutto nei primi chilometri dalla superficie terrestre. Si tratta di polveri sia di origine naturale, strappate dal vento o dovute alle eruzioni vulcaniche, sia di origine antropica, legate alle attività dell uomo. La massa totale dell atmosfera è stata stimata intorno a 1015 tonnellate. All aumentare dell altezza la densità diminuisce esponenzialmente, per cui il 95 % della massa dell atmosfera occupa i primi 20 km e il 99.9 % si trova nei primi 50 km. Oltre i 1000 km di altezza la densità dell aria è così bassa che diventa difficile distinguere l atmosfera dal vuoto interplanetario che avvolge il Sistema Solare. L atmosfera viene suddivisa verticalmente in base alla composizione chimica, alla temperatura e alle proprietà elettromagnetiche. Classificazione chimica Seguendo la composizione chimica, si riconosce una bassa atmosfera (o omosfera), tra il suolo e i 100 km, e un alta atmosfera (o eterosfera), al di sopra dei 100 km. Nell omosfera i gas componenti si distribuiscono uniformemente grazie a continui rimescolamenti dovuti soprattutto al riscaldamento solare. Nell eterosfera, invece, la quasi totale mancanza di movimenti causa una stratificazione dei gas componenti secondo la loro densità. Tra i 100 e i 200 km predomina l azoto molecolare, tra i 200 e i 1000 km vi è soprattutto ossigeno monoatomico creato dalla scissione delle molecole di ossigeno per effetto della radiazione solare, tra i 1000 e i 3500 km si trova

19 La fisica dell'atmosfera principalmente elio, mentre oltre i 3500 km prevale l idrogeno. Classificazione termica Un ulteriore suddivisione dell atmosfera terrestre si basa sull andamento della temperatura con la quota. La troposfera è la parte più bassa a contatto con il suolo (Figura 2.1). Figura 2.1: Profilo della temperatura atmosferica in funzione della quota. Lo spessore della curva termica è dovuto alle variazioni di temperatura che si registrano in funzione della latitudine e della stagione

20 La fisica dell'atmosfera In tale zona la temperatura diminuisce con la quota fino a raggiungere un minimo di - 50 C a circa 12 km d altezza. I continui rimescolamenti d aria che interessano questa zona rendono estremamente irregolare la diminuzione della temperatura: si può comunque definire un gradiente medio di diminuzione di circa 6,5 C ogni 1000 m. Tale valore è solo una media: si possono presentare diminuzioni anche più marcate, fino a 10 C ogni 1000 m, in particolare quando si tratta di aria secca. Nella troposfera è contenuto quasi tutto il vapore acqueo dell atmosfera: i fenomeni meteorologici hanno luogo solo nei primi chilometri di atmosfera. La tropopausa costituisce il limite superiore di questa zona. L altezza della troposfera non è costante intorno a tutta la Terra: all equatore essa arriva fino a 18 km, mentre ai poli può misurare anche solo 6 km. Intorno ai 30 e ai 70 di latitudine sia nord che sud, si verificano due veri e propri gradini nella troposfera, che passa bruscamente da un altezza di 14 km a una di 12 km e da una di 10 km a una di 8 km. In corrispondenza di queste discontinuità si hanno le correnti a getto, forti correnti d aria che regolano il tempo meteorologico di tutto il pianeta. Dopo la tropopausa e fino a circa 50 km d altezza, il gradiente termico si inverte e la temperatura aumenta con l altezza dal suolo. Questa zona viene chiamata stratosfera, nome dovuto alla parziale stratificazione dell aria, causata da una diminuzione dei moti verticali. Questa particolarità, unita alla quasi totale mancanza di vapore acqueo, impedisce la formazione di corpi nuvolosi di una certa consistenza. L aumento della temperatura è dovuto alla presenza di ozono, la cui molecola, formata da tre atomi di ossigeno, si costituisce in presenza di radiazione ultravioletta dalla combinazione di una molecola biatomica di ossigeno con un atomo di ossigeno. Negli strati superiori, fino a 50 km, è sempre l ozono a provocare il riscaldamento dell aria, assorbendo ancora raggi UV e dissociandosi nuovamente. Tra i 20 e i 30 km d altezza si registra la massima concentrazione di ozono; tale fascia è detta ozonosfera. Il limite superiore della stratosfera è detto stratopausa: la temperatura a 50 km è pari a circa 17 C. Superata la stratopausa, la temperatura ricomincia a diminuire con l altezza e intorno ai 95 km raggiunge la temperatura minima di -75 C. Questa zona

21 La fisica dell'atmosfera viene detta mesosfera. Deboli rimescolamenti dell aria, come dimostra la presenza di sottili nubi nottilucenti, garantiscono ancora una distribuzione uniforme dell aria. La mesopausa divide questa zona dall alta atmosfera o eterosfera dove i gas si distribuiscono a strati in base alla loro densità. La temperatura sale con la quota e può arrivare a superare i 1500 C nella parte più esterna, a centinaia di chilometri dal suolo. Classificazione elettromagnetica Un ulteriore suddivisione dell atmosfera terrestre tiene conto delle sue proprietà elettromagnetiche. Una parte della radiazione solare è formata da raggi ultravioletti che riescono a ionizzare gli atomi dell atmosfera, strappando loro uno o più elettroni. Negli strati più bassi, la densità dell aria è così elevata che in una frazione di secondo gli elettroni liberati si ricombinano con gli ioni positivi ricostruendo un atomo neutro. Negli strati più alti, a partire da circa 80 km e fino a 500 km, la probabilità che un elettrone strappato a un atomo dai raggi UV si ricombini con uno ione positivo diminuisce e si registra una concentrazione di ioni positivi, che giustifica il nome ionosfera dato a questa parte dell atmosfera. Tra gli 80 e i 500 km gli ioni tendono a sistemarsi in 4 fasce distinte, in grado di riflettere le onde radio. La fascia più vicina al suolo riflette le onde lunghe, la seconda fascia le onde medie, la terza e la quarta fascia le onde corte. In questo modo è possibile trasmettere informazioni radio in tutto il pianeta senza bisogno di utilizzare alcun ripetitore. Le onde televisive e le onde in modulazione di frequenza (FM) non vengono riflesse dalla ionosfera e necessitano di ripetitori "a vista" per le trasmissioni. Al di sopra dei 500 km d altezza, la radiazione UV è così intensa e l aria così rarefatta che la quasi totalità degli atomi è ionizzata. I lunghi tempi di vita media degli ioni e dei corrispondenti elettroni permettono al campo magnetico terrestre di influenzarne i movimenti. Questa parte dell atmosfera prende il nome di magnetosfera. La magnetosfera è a sua volta attraversata da un flusso di particelle cariche

22 La fisica dell'atmosfera (elettroni e ioni positivi) provenienti dal Sole (il vento solare) che vengono frenati e assorbiti dalla stessa magnetosfera. All interno della magnetosfera, a circa 3000 e km d altezza, sono presenti due zone, dette fasce di Van Allen, in cui le particelle ionizzate hanno energie di molto superiori alle energie medie. Un fenomeno affascinante che avviene nella magnetosfera sono le aurore polari, formazioni luminose dovute all interazione tra il campo magnetico terrestre e il vento solare. Sono più frequenti ai poli, dove l intensità del campo magnetico terrestre è massima [4] La circolazione generale dell'atmosfera La circolazione generale dell atmosfera è l'andamento medio del vento e della pressione atmosferica osservato sul pianeta nel corso di molti decenni. Si tratta ovviamente di un astrazione perché ogni giorno, in ogni parte del globo, vi sono scostamenti più o meno palesi da questo schema. Se il disaccordo persiste su una medesima area per settimane o addirittura per mesi, si è di fronte a un anomalia nella circolazione generale dell atmosfera. Se l anomalia dura per decenni, allora si tratta ovviamente di un cambiamento climatico. All equatore la quantità di energia solare che nell arco dell anno viene assorbita dal suolo supera di gran lunga le perdite di calore per irraggiamento, convezione ed evaporazione, cosicché, in assenza di un meccanismo di smaltimento di tale surplus, la temperatura dell aria nella fascia tropicale salirebbe di anno in anno. Al polo invece il bilancio energetico annuale si chiude con un netto deficit, tanto che, in assenza di apporti di calore, la calotta polare subirebbe un progressivo e costante raffreddamento. Nell atmosfera tendono a generarsi correnti a scala planetaria, innescate dal diverso riscaldamento tra poli ed equatore, e la cui funzione è di riportare all equilibrio il bilancio energetico globale, annullando il surplus calorico equatoriale e, nello stesso tempo, risanando il deficit ai poli. Se la Terra fosse priva di rotazione su se stessa, il diseguale riscaldamento darebbe luogo a una

23 La fisica dell'atmosfera singola megacella convettiva con correnti ascendenti all equatore e discendenti ai poli. In realtà, per effetto della forza deviante indotta dalla rotazione terrestre, le masse d aria in movimento tendono a ruotare, verso destra nell emisfero nord, verso sinistra in quello sud; come effetto la cella si spezza, in ogni emisfero, in 3 distinte cellule. La struttura che così si genera è quella proposta, a suo tempo, da Hadley (Figura 2.2 e Figura 2.3). Figura 2.2: Circolazione dell atmosfera a tre celle: di Hadley (H), di Ferrel (F) e polare (P). Sono indicate anche le posizioni del getto subtropicale (GST) e di quello polare (GP), della tropopausa tropicale (TT), intermedia (TI) e polare (TP), degli anticicloni subtropicali (As) e di quelli termici polari (At), delle alte (Am) e basse (Bm) pressioni mobili delle medie latitudini, degli alisei (AL) e della Zona di Convergenza Intertropicale (ZCIT). I moti verticali e orizzontali delle masse d aria nelle 3 celle di Hadley sono tali da accostarsi reciprocamente come le ruote di un grande ingranaggio. Particolarmente interessanti sono le zone di confine tra le tre celle. Intorno a 30 gradi di latitudine le correnti atmosferiche sono animate da moti

24 La fisica dell'atmosfera verticali discendenti; al livello del mare si ritrova una fascia permanente di alta pressione, della quale fa parte anche l Anticiclone delle Azzorre. Qui l alta pressione, presente a tutte le quote, è costituita al suo interno da aria più calda rispetto alle aree circostanti, a causa del surriscaldamento provocato per compressione dai lenti moti discendenti. Intorno a 60 gradi di latitudine, dove le correnti verticali sono ascendenti, è presente una fascia permanente di bassa pressione, alla quale appartiene anche il Ciclone dell Islanda. Anche quest ultimo si estende fino ai limiti dell atmosfera ma, al suo interno, è colmo di aria più fredda rispetto alle zone adiacenti. Figura 2.3: Immagine Meteosat che illustra le principali caratteristiche del sistema di circolazione globale

25 La fisica dell'atmosfera Sui poli invece, in accordo con la Cella di Hadley, il forte raffreddamento del suolo dà luogo al livello del mare a un alta pressione, la quale però viene sostituita da una bassa pressione alle quote medio-alte (il vortice polare). Analogamente, lungo la fascia equatoriale, il surriscaldamento provocato dall intenso soleggiamento genera una fascia di bassa pressione, la quale però alle quote medio-alte si trasforma in un alta pressione. Siccome gli anticicloni permanenti subtropicali e i cicloni permanenti delle alte latitudini sono generati da movimenti dell atmosfera, essi sono spesso indicati rispettivamente come anticicloni e cicloni dinamici. Invece gli anticicloni polari e le basse pressioni equatoriali, essendo generati dal raffreddamento o dal riscaldamento del suolo, appartengono alla categoria degli anticicloni o cicloni termici. Per effetto della forza di Coriolis, il moto delle masse d'aria, nell'emisfero nord, è orario intorno ai centri di alta pressione e antiorario per quelli di bassa pressione. Nell'emisfero meridionale il verso della circolazione atmosferica risulta antiorario intorno ai centri di alta pressione e opposto per quelli di bassa pressione. Nel nostro emisfero la struttura di Hadley, valida teoricamente per una superficie terrestre termicamente omogenea nel senso dei paralleli, risulta in realtà profondamente alterata dal diverso riscaldamento stagionale tra oceani e continenti. Come conseguenza la corona di basse pressioni alle alte latitudini si riduce a due sole vaste depressioni permanenti, più marcate nella stagione invernale, il Ciclone dell Islanda e il Ciclone delle Aleutine, le cui posizioni, seppure fluttuanti, si mantengono rispettivamente sul Nord Atlantico e sul Nord Pacifico, alle latitudini del Circolo Polare Artico. Il Ciclone dell Islanda gioca un ruolo fondamentale nelle vicende del tempo sull Europa e sul Mediterraneo perché è la fucina delle perturbazioni (i fronti) che senza sosta dall Atlantico si muovono verso il continente europeo e il Mediterraneo. Anche i sistemi permanenti di alta pressione intorno ai 30 gradi di latitudine - come l Anticiclone delle Azzorre nell Atlantico e l Anticiclone del Pacifico nell omonimo oceano - modificano la propria area di influenza a seconda del diverso riscaldamento stagionale oceano-continente

26 La fisica dell'atmosfera Figura 2.4: Campo medio globale della pressione al livello del mare in gennaio (in alto) e luglio (in basso)

27 La fisica dell'atmosfera La struttura circolatoria dell atmosfera è soggetta quindi a un evoluzione nel corso dell anno. Le differenze più forti si osservano confrontando i campi barici continentali invernale ed estivo (Figura 2.4). Alisei e correnti occidentali La particolare dislocazione dei centri barici permanenti a scala planetaria, come la fascia depressionaria intorno ai 60 gradi di latitudine e quella di alta pressione intorno ai 30 gradi, fa sì che anche i venti a grande scala assumano, al livello del mare, direzioni più o meno costanti lungo le varie fasce di latitudine. Così sulla fascia oceanica tra l equatore e i 30 gradi circa di latitudine spirano per tutto l anno caratteristici venti da NE nell emisfero nord e da SE nell emisfero sud. Sono gli Alisei. La cintura depressionaria al Equaotore richiama verso la fascia equatoriale sia gli Alisei da nordest nell emisfero nord che quelli da sudest nell emisfero sud. La linea ideale dove i due Alisei si scontrano - variabile stagionalmente tra 10 nord e 10 sud - è conosciuta come ITCZ (InterTropical Convergence Zone). Tra i 30 e i 60 gradi di latitudine scorre permanentemente in ciascun emisfero un vasto fiume d aria temperata, diretto prevalentemente lungo i paralleli (correnti occidentali o westerly). Intorno ai 60 gradi le correnti occidentali relativamente calde vengono a fronteggiarsi con le correnti fredde da NE di origine polare. La linea ideale di demarcazione al suolo tra le due masse d aria prende il nome di fronte polare [5]

28 La fisica dell'atmosfera 2.3. Le nuvole Lo stato di vapore saturo Lo stato termodinamico di un sistema chiuso (che cioè non scambia materia con l'ambiente esterno) e chimicamente omogeneo, è definito completamente dai valori di pressione, volume e temperatura del sistema stesso. Tali grandezze fisiche (p, V, T) sono legate tra di loro da una relazione, che è detta equazione di stato e che ne limita l'indipendenza reciproca. Per i gas ideali l'equazione di stato è la seguente: p V = n R T (2.1) dove n è il numero di moli che compongono il sistema ed R è la costante universale dei gas (R = J K -1 mol -1 ). Per un gas reale, nello spazio tridimensionale della pressione, del volume e della temperatura, l'insieme dei punti (p,v,t) che soddisfano l'equazione di stato è una superficie come quella rappresentata in Figura 2.5. Sulla superficie, con le lettere S, L, V, G sono indicate rispettivamente la fase solida, la fase liquida, lo stato di vapore e lo stato di gas. La Figura 2.5 rappresenta il comportamento dell'acqua, il cui volume cresce nel passare dallo stato liquido (area contrassegnata dalla lettera L) allo stato solido (lettera S). Le zone SL, SV, LV presentano due fasi ed in corrispondenza del punto T (punto triplo) si ha la compresenza delle delle tre fasi termodinamiche (solida, liquida ed aeriforme). Il punto denotato con la lettera C è detto punto critico. L'isoterma che passa per C è detta isoterma critica ed in C questa presenta un punto di flesso. Le isoterme con temperatura superiore alla temperatura dell'isoterma critica (374 C per l'acqua) sono caratterizzate dalla sola fase aeriforme. Tutte le isoterme al di sotto dell'isoterma critica presentano un tratto isobaro, che risulta tanto più lungo quanto più bassa è la temperatura. La curva a campana che si ottiene unendo gli estremi di questi tratti è la curva di Andrews. In Figura 2.6 viene mostrata la proiezione nel piano (p,v) della superficie definita dall'equazione di stato e vengono riportati i nomi associati ai vari stati che si ottengono [6]

29 La fisica dell'atmosfera Figura 2.5: Diagramma collinare dell'acqua. Figura 2.6: La campana di Andrews, l'isoterma critica e gli stati da essi delimitati

30 La fisica dell'atmosfera L'umidità dell'aria Per la legge di Dalton [6], la pressione esercitata dalle molecole dell aria è la somma delle pressioni parziali esercitate dai diversi gas che la costituiscono. La pressione parziale p i di ogni gas in un dato volume V, alla temperatura T, è uguale alla pressione che eserciterebbe tale gas se, da solo, occupasse l intero volume. La presenza degli altri gas non modifica quindi la pressione parziale del gas considerato. L esperienza mostra che la pressione parziale del vapore acqueo ad una data temperatura non può superare un valore limite, chiamato soglia di saturazione. Difatti, pur cercando di aumentare tale pressione di saturazione p s aggiungendo al sistema nuova acqua, la pressione parziale non aumenta: l aria è satura. Il vapore acqueo in eccesso pertanto precipita sotto forma di acqua liquida, se la temperatura è superiore alla temperatura di fusione. In questo caso si parla di acqua di condensa. Se la temperatura è inferiore al punto di fusione il vapore condensa in forma di cristalli di ghiaccio, cioè come neve o brina. La pressione del vapore saturo e la temperatura sono legate dall'equazione di Clausius-Clapeyron [5,6] ed in Figura 2.7 è mostrata la curva di saturazione dell'acqua. Dal punto di vista fisico, la curva di saturazione prosegue anche nella fascia di temperature negative. Il ghiaccio può infatti passare direttamente allo stato gassoso senza fondere: si parla di sublimazione. Analogamente, il vapore acqueo a bassa temperatura può passare per sublimazione direttamente allo stato solido (come per i chicchi di grandine). In Tabella 2.2 sono riportate le densità e le pressioni di saturazione per l acqua nell'aria

31 La fisica dell'atmosfera Figura 2.7: Curva di saturazione dell'acqua. I miscugli aria-vapore acqueo vengono studiati e analizzati secondo un modello che si basa sulle seguenti quattro ipotesi fondamentali. L aria viene considerata come un solo componente (non distinguendo tra azoto, ossigeno, argon), poiché la sua composizione, durante le trasformazioni che analizzeremo, non cambia. Con tale ipotesi tuttavia si trascurano eventuali componenti inquinanti che si possono ritrovare in soluzione quando avviene la condensazione del vapore d acqua. Gli altri gas vengono invece supposti non solubili nella fase condensata dell acqua. L acqua può essere presente sia allo stato liquido che a quello gassoso. Il miscuglio gassoso viene considerato come un miscuglio di due gas, quali l aria ed il vapore acqueo. Vale approssimativamente la legge di Dalton. Le pressioni parziali dell aria, p a, e del vapore, p w, sono quelle che si avrebbero se ciascuna

32 La fisica dell'atmosfera componente occupasse l intero volume da sola. La pressione totale p si ottiene come somma delle due pressioni parziali: p = p a + p w. (2.2) La composizione di un miscuglio aria-vapore acqueo viene caratterizzato in diversi modi. I più comuni sono l umidità associata e l umidità relativa. L umidità associata, x, è il rapporto tra la massa del vapore d acqua m w presente nel miscuglio e la restante massa di aria secca m a : x = m w / m a. (2.3) Essa dunque rappresenta la massa di vapore acqueo associata all'unità di massa d'aria secca. L umidità relativa f è invece il rapporto tra la massa di vapore m w presente in un certo volume contenente un miscuglio di aria umida e la massa di vapore m s che sarebbe stata presente nello stesso volume, alla stessa temperatura, in condizione di saturazione: f = m w / m s. (2.4) In questo caso, avendo considerato il vapore d acqua come un gas perfetto, si può scrivere: p w V = n w R T (2.5) p s V = n s R T (2.6) con n w e n s i numeri di moli del vapore nelle condizioni considerate e nella condizione di saturazione

33 La fisica dell'atmosfera Tabella 2.2: Densità e pressione di saturazione per l'acqua nell'aria

34 La fisica dell'atmosfera Indicando con M w il peso molare del vapore, le equazioni (2.5) e (2.6) possono essere riscritte come segue: p w V = (m w / M w ) R T (2.7) p s V = (m s / M s ) R T. (2.8) Dal rapporto tra queste ultime due relazioni si ottiene infine: p w / p s = m w / m s. (2.9) L umidità relativa può quindi essere anche definita come rapporto tra la pressione parziale del vapore acqueo e la pressione di saturazione alla medesima temperatura: f = m w / m s = p w / p s. (2.10) L umidità relativa può essere aumentata sia aumentando la quantità di vapore acqueo ad una data temperatura sia abbassando la temperatura e dunque diminuendo il valore della pressione di saturazione. La temperatura alla quale l aria diventa satura si chiama punto di rugiada. L umidità relativa è in questo caso 100 % e la pressione relativa è identica alla pressione di saturazione. Quando la superficie della Terra di notte si raffredda si forma rugiada, se il punto di rugiada è superiore di 0 C, o si forma brina se è minore di 0 C. L effetto viene in generale chiamato condensa superficiale. La condensazione del vapore acqueo Per quanto detto nei precedenti due paragrafi, affinché una massa d aria arrivi

35 La fisica dell'atmosfera ad avere un umidità del 100 % e quindi raggiunga lo stato di vapore saturo, è necessario che la quantità di vapore contenuta nell aria aumenti oppure che la massa d aria si raffreddi. Perché si verifichi 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, invece, sono necessari fenomeni di sollevamento dell aria, la quale di conseguenza si raffredda seguendo il gradiente termico. Alle medie latitudini la condensazione del vapore avviene soprattutto per raffreddamento della massa d aria in sollevamento. Tale raffreddamento avviene senza scambi di calore con l'atmosfera circostante e pertanto è di tipo adiabatico. Esso è prodotto dalla crescente espansione dell'aria che sale in un ambiente sempre più rarefatto. Per i gas perfetti, le trasformazioni adiabatiche sono regolate dalla legge di Poisson: p V γ = cost dove γ è il rapporto tra il calore specifico a pressione costante ed il calore specifico a volume costante, che risulta sempre maggiore di 1 e che dipende dalla sostanza considerata. Poichè l'aria è costituita essenzialmente da azoto e ossigeno, gas con molecole biatomiche, per essa risulta γ 1.4. La rappresentazione grafica di una trasformazione adiabatica sul piano di Clapeyron è una curva simile all'iperbole (Figura 2.8). Affinchè abbia inizio una trasformazione adiabatica è necessario che si generino, negli strati bassi dell'atmosfera, differenze di temperatura fra masse d'aria vicine. Questo tipicamente avviene quando il sole riscalda una zona di terreno più di un altra. Si immagini una massa d aria a contatto con il terreno ad una temperatura di 28 C e si supponga che essa incominci a salire nell atmosfera. Durante il suo percorso di salita, la massa d'aria incontra una pressione atmosferica sempre minore, occupa un volume crescente, non effettua mai scambi di calore con l'ambiente e la sua temperatura diminuisce secondo il gradiente adiabatico secco di 10 C ogni 1000 metri (Figura 2.8)

36 La fisica dell'atmosfera Figura 2.8: Rappresentazione sul piano (p,v) di una trasformazione adiabatica per un gas ideale. In rosso e blu sono indicate le isoterme aventi rispettivamente la temperatura dello stato iniziale A e la temperatura dello stato finale B. A 2000 metri la sua temperatura è pari a 8 C. Si supponga che a 2000 metri l aria circostante abbia invece una temperatura di 12 C (Figura 2.9). La massa d aria si trova a contatto con molecole d'aria più calde e, riscaldandosi, interrompe la sua salita ed incomincia a scendere. La massa d aria non riesce 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 massa ha una temperatura più bassa (per esempio 4 C), la massa d aria prosegue la sua risalita, raffreddandosi sempre più. In questo modo può raggiungere la saturazione: in presenza di nuclei di condensazione, il vapore condensa e cominciano a formarsi le prime goccioline. La temperatura della massa d aria che sta salendo diminuisce ora secondo il gradiente adiabatico umido (6 C ogni 1000 m). L ulteriore risalita della massa d aria ed il suo relativo raffreddamento sono nuovamente legati alla differenza di temperatura tra la massa d aria e la massa d aria circostante:

37 La fisica dell'atmosfera se la massa ha una temperatura maggiore continua a salire, si raffredda sempre di più e fa condensare sempre più vapore. In questo caso l aria si dice instabile. Altri tipi di raffreddamento sono il raffreddamento convettivo, il raffreddamento per sollevamento forzato di tipo orografico ed il raffreddamento per sollevamento forzato di tipo frontale. Figura 2.9: Schema della formazione dei corpi nuvolosi. Il raffreddamento convettivo avviene quando l aria a contatto con il terreno caldo si riscalda, si espande, diventa più leggera e per il principio di Archimede sale nell atmosfera lasciando spazio all aria fredda. È un fenomeno particolarmente frequente in estate, quando il riscaldamento del terreno è elevato. Il raffreddamento per sollevamento forzato di tipo orografico si verifica se una massa d aria in movimento incontra un rilievo ed è costretta a risalirlo. Durante l ascesa si raffredda e può generare sistemi nuvolosi imponenti nel versante sopravento

38 La fisica dell'atmosfera Il raffreddamento per sollevamento forzato di tipo frontale, infine, si ha 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 formazione di interi sistemi frontali [5]. I vari tipi di nuvola Le principali forme di condensazione del vapore d'acqua che si verificano nell'atmosfera, quando la temperatura scende al disotto del punto di rugiada, sono le nubi e le nebbie. Le nebbie sono nubi basse alte pochi metri che si formano soprattutto in inverno per raffreddamento dell aria a contatto con il terreno (nebbie di radiazione). Si possono generare anche per il passaggio di aria umida su acque o terreni freddi (nebbie di avvezione). La nebbia si forma quando la temperatura dello strato inferiore dell'atmosfera si abbassa fino a scendere al disotto del punto di rugiada, in conseguenza dell'azione raffreddante che su di esso esercita la superficie terrestre. Se la condensazione interessa soltanto l'aria che si trova a contatto con il suolo, si ha formazione di rugiada o di brina, a seconda che la temperatura sia maggiore o minore di 0 C. Le nubi, invece, si formano in quota, solitamente in conseguenza del raffreddamento cui è soggetta una massa d'aria in movimento verso l'alto. In base al loro sviluppo verticale ed alla loro forma, le nubi vengono classificate in 10 tipi e in 4 famiglie. Oltre i 6 km si formano le nubi appartenenti alla famiglia delle nuvole alte, composta da cirri, cirrostrati e cirrocumuli. Questi sistemi nuvolosi non generano precipitazioni. Tra i 3 ed i 6 km sono presenti altocumuli, altostrati e nembostrati, che fanno parte della famiglia delle nuvole medie e che sono costituiti da goccioline d'acqua e cristalli. Sotto i 3 km si formano stratocumuli e strati, che generano precipitazioni leggere. Infine, esistono due tipi di nuvola molto instabili e che si sviluppano in altezza