Nubi - Servizio di Hosting di Roma Tre

Università degli Studi Roma Tre
Laurea Magistrale in
Ingegneria Civile per la Protezione dai Rischi Naturali
FISICA DELLE NUBI
Corso: Idraulica Ambientale
Docente: Ing Claudia Adduce
http://host.uniroma3.it/docenti/adduce
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Un sistema termodinamico può essere:
• isolato: se non scambia con l’esterno né energia né materia
• chiuso: se non scambia materia con l’esterno, ma scambia energia
• aperto: se scambia sia materia che energia con l’esterno
- Lo stato di un sistema è descritto attraverso un certo numero di parametri
o variabili di stato, come volume, temperatura e pressione. La variazione
di stato del sistema implica la modifica di uno o più di questi parametri.
- Le variabili di stato possono essere:
• estensive: quando dipendono dalle dimensioni del sistema (volume,
massa) e sono additive, ovvero unendo due sistemi il valore della variabile
estensiva è la somma dei valori relativi ai singoli sistemi
• intensive: quando sono indipendenti dalle dimensioni del sistema
(temperatura, pressione) e non sono additive.
2
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Il primo principio della termodinamica afferma l’impossibilità di creare
o distruggere energia che quindi può essere solo trasformata. Ogni
sistema possiede una certa quantità di energia interna U funzione della
temperatura, che è legata alla struttura intima della materia. Il valore
dell’energia interna non è noto, ma nelle trasformazioni termodinamiche
ciò che interessa sono le variazioni di energia ovvero la differenza fra i
valori prima e dopo una trasformazione. In un sistema isolato l’energia
interna rimane costante.
- In un sistema non isolato gli scambi di energia avvengono per mezzo del
lavoro L o per passaggio di calore Q (se vi sono differenze di
temperatura fra il sistema e l’esterno). Si considereranno positivi il calore e
il lavoro forniti al sistema.
- Per un sistema chiuso, che non scambia materia con l’esterno, il primo
principio della termodinamica afferma che la variazione di energia
interna U nel passaggio da uno stato all’altro è data da:
U  Q  L
3
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Il passaggio da uno stato all’altro può avvenire in differenti modi, ma la
differenza U è sempre la stessa se sono uguali i punti di partenza e di
arrivo: l’energia interna è una variabile di stato. I valori di Q e L invece
dipendono dal cammino percorso, e solo la loro somma rimane costante
per un’assegnata trasformazione.
- Si definisce gas perfetto o ideale un sistema che soddisfa l’equazione
di stato:
pV  n RT
In cui p è la pressione; V è il volume; n  M M è il numero di moli definito
come il rapporto tra massa, M, e peso molecolare M (in ogni mole sono
contenute NA numero di Avogadro molecole); M è il peso o massa
molecolare (adimensionale) definito come il rapporto tra la massa di una
molecola e la massa di riferimento dell’atomo di idrogeno; R è la costante
universale dei gas pari a 8317 JK-1Kg-1; T è la temperatura espressa in K.
NA = 6023 1023 molecole/mole
4
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Dividendo l’equazione di stato per la massa del sistema M=n M
 si ha
V
R
p
 T  RT
M M
p 
p

 RT
con:  il volume specifico, =1/ densità e R = R / M la costante del gas
- Il secondo principio della termodinamica afferma che è impossibile
realizzare una trasformazione termodinamica il cui unico risultato sia
quello di assorbire calore da una sola sorgente e di trasformarlo
integralmente in lavoro.
- Una differente enunciazione del secondo principio della termodinamica
fornisce la definizione della funzione di stato entropia: in una
trasformazione termodinamica la quantità di calore scambiata Q non è un
differenziale esatto, mentre è un differenziale esatto l’entropia definita
come
Q
T
 dS
5
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Un’altra funzione di stato è l’entalpia definita come:
H  U  pV
- E’ definita energia libera G la funzione di stato data da:
G  H  TS
- Si può dimostrare che per un sistema termodinamico a contatto termico
con un ambiente a temperatura T, che si trasformi a pressione costante
(come nel caso delle trasformazioni che riguardano i cambiamenti di
stato), l’energia libera di Gibbs G non può aumentare.
G  0
- Gli stati in cui l’energia libera G è minima rappresentano pertanto stati di
equilibrio stabile.
6
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- L’acqua è presente nell’atmosfera in tutti e tre i suoi possibili stati:
solido, liquido e gassoso. Si riportano il diagramma di stato p-T
pressione-temperatura e il diagramma di stato p– pressione-volume
specifico, in cui si osservano i campi di esistenza delle singole fasi in
condizione di equilibrio
7
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- I possibili cambiamenti di fase sono:
• fusione: passaggio dallo stato solido a quello liquido
• solidificazione: passaggio dallo stato liquido a quello solido
• evaporazione: passaggio dallo stato liquido a vapore
• condensazione: passaggio dallo stato di vapore a quello liquido
• sublimazione: passaggio dallo stato solido a vapore
• brinamento: passaggio dallo stato di vapore a quello solido
-
In corrispondenza delle linee che delimitano i campi coesistono due fasi.
- Nel punto O, punto triplo, (T=0.0098°C p=6.11 mbar) coesistono tutte e
tre le fasi.
Al di sopra del punto B, punto critico (Tc=374.1°C; p=218 atm), esiste
un’unica fase e non c’è più distinzione tra liquido e vapore.
-
Una specie in fase gassosa è definita gas se si trova al di sopra della
temperatura critica (Tc=374.1°C), è definito vapore se si trova al di sotto.
-
8
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Il vapor d’acqua nell’atmosfera è miscelato con l’aria. Si supporrà che
l’aria, il vapor d’acqua e la loro miscela si comportino come un gas
perfetto. Indicata con Rva la costante del vapor d’acqua, che compare
nell’equazione di stato, e con Rar quella dell’aria in assenza di vapor
d’acqua (aria secca), si introduce il loro rapporto B (che risulta l’inverso del
rapporto tra i pesi molecolari):
B
Rar M va
18


 0.622
Rva M ar 28.86
- La pressione parziale di un gas presente in una miscela è quella che
eserciterebbe se occupasse da solo il volume occupato dalla miscela. La
legge di Dalton afferma che la pressione totale è data dalla somma delle
pressioni parziali
p  par  pva  par  e
- par è la pressione parziale dell’aria secca, somma delle pressioni parziali
dei singoli componenti (ossigeno, azoto …)
- pva=e è la pressione parziale del vapor d’acqua. A parità di
temperatura il massimo valore di e in condizioni di equilibrio es è detto
pressione di vapore saturo
9
RICHIAMI DI TERMODINAMICA
- Il contenuto di vapore q od umidità specifica è il rapporto tra la massa di
vapore Mva e la massa totale della miscela M=Mva+Mar
q
M va
M
 va
M ar  M va
M
valendo per entrambe le componenti della miscela l’equazione di stato per
i gas perfetti, per un volume V, e poiché risulta e<<p par si ottiene:
qB
e
p
- L’umidità relativa è il rapporto tra la massa di vapore contenuta in un
volume e la massa di vapore saturo che potrebbe essere contenuta alla
stessa temperatura:
U
M va e

M s es
- L’umidità assoluta o densità del vapor d’acqua è il rapporto tra la
massa di vapor d’acqua e il volume che la contiene:
a
M va
e

V
RvaT
10
AEROSOL
- Sono definite aerosol quelle particelle allo stato solido e liquido di
dimensioni sufficientemente piccole per cui la velocità di caduta è talmente
bassa da farle risultare sospese nell’atmosfera. Per tali particelle le forze
di natura viscosa (~D2) prevalgono su quelle gravitazionali (~D3). Le
dimensioni vanno da 10-2 a 10 m. Le particelle più piccole (10-2  0.2
m), dette nuclei di Aitken, sono di grande importanza nella formazione
delle nubi.
Classificazione degli aerosol in base alla loro composizione:
• acqua allo stato liquido e solido: costituiscono le nubi e le nebbie e
giocano un ruolo fondamentale negli scambi termici che avvengono
nell’atmosfera;
• acque con acido solforico: sono presenti nella stratosfera e sono
dovute alle eruzioni vulcaniche;
• solidi: polveri di varia composizione, possono avere differente origine:
dal suolo per azione del vento, soprattutto nei deserti; dal mare,
essenzialmente NaCl che permane dall’evaporazione dell’acqua presente
nelle gocce; antropica a seguito di processi di combustione.
11
AEROSOL
- Gli aerosol sono concentrati in corrispondenza della superficie terrestre
nei primi 3000 m.
- La concentrazione è diversa nei differenti ambienti e risulta massima
nelle aree urbane, dove sono presenti particelle di piccole dimensioni
conseguenti all’attività antropica.
12
NUCLEAZIONE OMOGENEA
- Per nucleazione omogenea si intende la crescita di una particella
d’acqua a partire da una particella d’acqua di piccole dimensioni (10-2
m). Per crescere una particella deve vincere la tensione superficiale e la
differenza tra i potenziali chimici di liquido (li) e vapore (va).
- Si considera una piccola goccia d’acqua di volume V ed area A che si
forma spontaneamente in un ambiente sovra saturo a temperatura e
pressione costanti T e p. Siano li e va i potenziali chimici della fase
liquida e della fase vapore, n è il numero di molecole per unità di volume
liquido e A il lavoro necessario a creare l’area superficiale della goccia.
La variazione dell’energia di Gibbs associata alla formazione di una goccia
è
G  A  nV va  li 
che dopo alcuni calcoli fornisce
e
G  A  nVkT ln  
 es 
in cui, k è la costante di Boltzmann, e e T sono la pressione di vapore e la
temperatura del sistema ed es è la pressione di vapore saturo alla
temperatura T.
13
NUCLEAZIONE OMOGENEA
- Se si considera una goccia di raggio r si ottiene
4
3
e

 es 
G  4r 2  r 3nkT ln
Il primo termine è sempre positivo.
- Se l’aria e sotto satura e<es :
ln(e/es)<0 quindi G>0 sempre ed aumenta all’aumentare di r, ovvero
maggiore è il raggio della goccia che si forma, maggiore sarà l’incremento
di energia libera del sistema. Poiché ogni sistema raggiunge uno stato di
equilibrio riducendo la propria energia libera, la formazione di gocce non
risulta favorita in un ambiente sottosaturo.
Le piccole gocce che continuamente vengono a formarsi, a seguito delle
collisioni fra molecole d’acqua, evaporano in un ambiente sotto saturo e
non diventano mai sufficientemente grandi da essere visibili come gocce
che formano le nubi.
14
NUCLEAZIONE OMOGENEA
4
3
e

 es 
G  4r 2  r 3nkT ln
- Se l’aria è supersatura e>es :
ln(e/es)>0 quindi G può essere sia positivo che negativo in funzione di r.
G in una prima fase aumenta all’aumentare di r, fino a raggiungere un
massimo per r=rcr, per poi diminuire all’aumentare di r. Quindi in un
ambiente supersaturo le gocce con r<rcr tendono ad evaporare, mentre le
gocce che riescono a crescere fino ad avere r>rcr tenderanno a crescere
spontaneamente per condensazione della fase vapore, in quanto tale
processo produrrà un decremento dell’energia del sistema
15
NUCLEAZIONE OMOGENEA
- Calcolando il massimo della curva
(G)/r=0 per r=rcr, si ottiene una
relazione di rcr in funzione di e.
rcr 
2
nkT ln e es 
- Una goccia di diametro 0.01 m richiede un umidità relativa del 112.5%
(supersaturazione del 12.5%) per poter crescere spontaneamente, mentre
una goccia di diametro 1 m richiede un umidità relativa del 100.12%
(supersaturazione del 0.12%). Poiché i valori di supersaturazione, dovuti
ad una risalita adiabatica naturale delle nubi raramente superano l’1%,
segue che le gocce di diametro 0.01 m che naturalmente si formano a
seguito delle collisioni hanno un raggio molto inferiore a quello critico
richiesto ad una saturazione dell’1%. La naturale formazione delle
gocce all’interno delle nubi non avviene mai per nucleazione
spontanea, ma sempre per nucleazione eterogenea.
16
NUCLEAZIONE ETEROGENEA
- L’atmosfera contiene differenti aerosol le cui dimensioni variano da 10-2 a
10 m e se tali aerosol sono bagnabili fungono da centri di condensazione
del vapor d’acqua.
- Le gocce d’acqua possono formarsi e crescere sugli aerosol anche per
valori di super saturazione inferiori a quelli richiesti per la nucleazione
omogenea: effetto del soluto. Infatti alcuni aerosol sono solubili in acqua
e quindi si dissolvono non appena l’acqua inizia a condensare su di loro.
- Se si calcola la variazione
dell’energia libera Gibbs G
associata alla formazione di una
goccia in presenza di aerosol
solubili e successivamente si valuta
il massimo della funzione G si
ottiene che (3) ln(e/es), dato dalla
somma di due termini (1)+(2),
presenta un massimo per r = r̂
17
NUCLEAZIONE ETEROGENEA
- Ipotizziamo r  r̂ , che ad un certo istante l’umidità relativa dell’ambiente
sia superiore al 100% e che a seguito di una perturbazione, il raggio della
gocciolina vari.
- Se il raggio aumenta ed è quindi più grande di quello che gli compete
per le condizioni di equilibrio con l’umidità dell’ambiente, si ha una
pressione di vapore propria (nelle immediate vicinanze della sua
superficie) più alta di quella dell’ambiente: la gocciolina tende a
evaporare fino a tornare al raggio che aveva prima della
perturbazione.
r  r̂
18
NUCLEAZIONE ETEROGENEA
- Se il raggio diminuisce assumendo un valore inferiore a quello che gli
compete per le condizioni di equilibrio con l’umidità dell’ambiente, si ha
una pressione di vapore in prossimità della particella più bassa di quella
dell’ambiente e dall’ambiente passerà vapore verso la gocciolina: la
gocciolina tenderà ad ingrossarsi fino a tornare al raggio che aveva
prima della perturbazione.
- La parte della curva con r  r̂ è quindi caratterizzata da una condizione
di equilibrio stabile.
r  r̂
19
NUCLEAZIONE ETEROGENEA
- Consideriamo il caso in cui r  r̂ .
- Se la particella assume un raggio maggiore di quello che le compete
per le condizioni di equilibrio con l’umidità dell’ambiente e quindi assume
una pressione di vapore propria minore di quella ambientale, dall’ambiente
fluirà vapore verso la gocciolina: la gocciolina tenderà ad ingrossarsi e
ad allontanarsi ulteriormente dalla posizione iniziale.
r  r̂
20
NUCLEAZIONE ETEROGENEA
- Se la particella assume un raggio minore di quello che le compete per
le condizioni di equilibrio con l’umidità dell’ambiente, la pressione di
vapore propria è più alta di quella dell’ambiente, dalla gocciolina fluirà
vapore verso l’ambiente: la gocciolina tenderà ad evaporare, il suo
raggio tenderà a diminuire ulteriormente fino al punto corrispondente
al massimo della curva, a cui corrisponde la condizione di equilibrio
indifferente.
- Comunque venga spostata la gocciolina dalla sua posizione iniziale,
essa tenderà ad allontanarsi ulteriormente: la condizione è di equilibrio
instabile.
r  r̂
21
FORMAZIONE DELLE NUBI CALDE
- Le nubi calde si formano a temperature superiori a 0°C e le
particelle che vengono a formarsi sono perciò allo stato liquido. La
nucleazione omogenea ed eterogenea generalmente producono particelle
di dimensioni dell’ordine di 0.1 m: troppo piccole per poter precipitare
sotto forma di pioggia. Due meccanismi contribuiscono alla crescita delle
gocce: la condensazione e la coalescenza in seguito a processi di
collisione.
Crescita per condensazione
- Si consideri una goccia sferica di raggio r0 al tempo t in un ambiente ove
esiste vapore soprasaturo. La crescita della massa M della goccia sarà
pari al flusso di massa attraverso una generica sfera di raggio r:
dρ (r)
dM
 4r 2 D va
dt
dr
essendo D il coefficiente di diffusione e va(r) la densità del vapore alla
distanza r>r0.
22
FORMAZIONE DELLE NUBI CALDE
- Integrando tra r0 ed ∞ si ha:
dM
dt

ρ ()
va
dr
r r 2  4πD ρ (r ) dρva
0
va 0

3
- Poiché M  4 3  r0 li si ha che
1 dM
 4πDρva()  ρva(r0 )
r0 dt
dr0
D
va   va r0 

dt r0 li
da cui si ottiene che r0 cresce come t
Le gocce che crescono per condensazione inizialmente aumentano il
proprio raggio velocemente, ma la loro velocità di crescita
diminuisce con il tempo.
23
FORMAZIONE DELLE NUBI CALDE
Crescita per collisione e coalescenza
- Nelle nubi calde la dimensione delle gocce, raggiunta in una prima fase
attraverso la condensazione, aumenta successivamente attraverso i
processi di collisione e coalescenza. Poiché la velocità di caduta di una
goccia è proporzionale alla sua dimensione, gocce di dimensione
maggiore rispetto alla media avranno velocità di caduta superiori a quelle
di gocce di dimensione inferiore, di conseguenza collideranno con queste
ultime.
- Consideriamo una goccia di raggio r1 (goccia
collidente) che si avvicina ad una goccia di raggio
inferiore r2<r1, durante l’avvicinamento può
accadere che la goccia più piccola segua le linee
di corrente evitando la collisione.
- Si definisce la distanza critica y fra il centro della
goccia piccola e quello della goccia più grande. Se
y<r1+r2 si verificherà la collisione, altrimenti non si
avrà collisione.
24
FORMAZIONE DELLE NUBI CALDE
- Si definisce il coefficiente di efficienza della
collisione E
y2
E
r1  r2 2
- E aumenta all’aumentare di r1 e per r1<20 m
assume valori trascurabili.
- Se la goccia collidente è molto più grande della
goccia a raggio inferiore (r2/r1<<1) E è piccolo
perché le gocce più piccole tendono a seguire le
linee di corrente attorno alla goccia collidente .
- All’aumentare del rapporto r2/r1 E inizialmente aumenta in quanto le
gocce più piccole tendono a muoversi diritte piuttosto che seguire le linee
di corrente attorno alla goccia collidente.
- Però per 0.6<r2/r1<0.9 in corrispondenza di un aumento di r2/r1 si osserva
una diminuzione di E, soprattutto per le gocce di diametro inferiore, in
quanto la velocità di caduta della goccia collidente e quella delle gocce più
piccole sono molto simili e quindi la velocità relativa è molto piccola.
25
FORMAZIONE DELLE NUBI CALDE
- Non sempre due gocce che collidono coalescono, infatti può accadere a
volte che una goccia rimbalzi sull’altra. Si definisce il coefficiente di
coalescenza E’, che diminuisce rapidamente quando le due gocce hanno
dimensioni simili fra loro. Il coefficiente del processo collisionecoalescenza sarà dato da Ec  E  E '
- Supponiamo che una particella di massa M, raggio r1 incontri una
distribuzione uniforme di particelle di dimensione r2<<r1 si ha
dM
2
 πr1 (w1  w2 )~
ρ Ec
dt
~
- con:
w velocità nella direzione verticale;
~ quantità
d’acqua
contenuta
nell’unità di volume (densità della
nube).
26
FORMAZIONE DELLE NUBI CALDE
- Ipotizzando che w1>>w2 si ha:
ρ Ec
dr1 w1 ~

dt
4 ρli
dove  li è la densità dell’acqua.
- Poiché sia w1 che Ec aumentano all’aumentare di r1 segue che dr1/dt
aumenta all’aumentare di r1 .
- La crescita per condensazione è dominante per le gocce di piccola
dimensione, mentre al di là di un certo raggio la crescita è dominata
dai processi di collisione-coalescenza.
27
FORMAZIONE DELLE NUBI FREDDE
- Le nubi fredde sono quelle che si formano a temperatura inferiore allo
zero.
- Si possono suddividere in:
• nubi fredde se contengono gocce allo stato liquido o gocce
sopraraffreddate;
• nubi miste se contengono sia gocce sopraraffreddate, che particelle di
ghiaccio;
• nubi ghiacciate se contengono solo particelle di ghiaccio.
- In analogia a quanto accade per le nubi calde, anche per le nubi fredde
se un cristallo di ghiaccio supera la dimensione critica, la sua ulteriore
crescita implica una diminuzione dell’energia libera e quindi avviene
spontaneamente. D’altra parte un cristallo di dimensione inferiore a
quella critica, poiché cresce producendo un aumento di energia libera, è
destinato a dissolversi.
28
FORMAZIONE DELLE NUBI FREDDE
Nucleazione omogenea
- Se una goccia sopraraffreddata non contiene alcun particella estranea
può ghiacciarsi solo mediante il processo di nucleazione omogenea. Un
cristallo di ghiaccio di dimensione critica può formarsi mediante
l’aggregazione di un certo numero di molecole d’acqua contenute nella
goccia sopraraffreddata
- Il numero e le dimensioni dei cristalli di ghiaccio che si formano in questo
modo aumenta al diminuire della temperatura. Inoltre a causa della
tensione superficiale una goccia d’acqua di dimensione di 20–40 m
può rimanere allo stato liquido fino alla temperatura di –36°C, e solo
per temperature inferiori si ha nucleazione omogenea.
- Si può quindi concludere che la nucleazione omogenea può avvenire
solo ad elevate quote.
29
FORMAZIONE DELLE NUBI FREDDE
Nucleazione eterogenea
- Se una goccia sopraraffreddata contiene delle particelle (aerosol) può
ghiacciarsi per nucleazione eterogenea. Poiché la dimensione di partenza
del cristallo di ghiaccio è pari a quella della particella, la nucleazione
eterogenea può avvenire anche a temperature molto superori
rispetto a quelle della nucleazione omogenea, ovvero a quote
inferiori.
- La nucleazione eterogenea può avvenire attraverso tre meccanismi:
• le particelle che provocano la formazione di cristalli di ghiaccio, nuclei di
raffreddamento, sono contenute nella goccia;
• le particelle che provocano la formazione di cristalli di ghiaccio, nuclei da
contatto, vengono a contatto con la goccia sopraraffreddata;
• le particelle, nuclei di deposizione, provocano la formazione di cristalli
di ghiaccio direttamente dalla fase vapore.
30
MECCANISMI DI FORMAZIONE DELLE NUBI
- Le nubi si formano in condizioni di sovrasaturazione che si verifica
quando si ha una corrente ascendente accompagnata da un’espansione
adiabatica o comunque un raffreddamento di una massa d’aria.
- I principali meccanismi di formazione delle nubi sono:
• sollevamento di masse d’aria in un’atmosfera instabile che produce
nubi convettive con forte sviluppo verticale: cumuli. Il diametro di queste
nubi è compresa fra 100 m e 10 Km e la velocità ascensionale è
dell’ordine di qualche m/s.
• Sollevamento forzato dovuto alla presenza di un fronte caldo con
formazione di nubi a grande sviluppo orizzontale: strati. Tali formazioni si
possono trovare dalla superficie fino alla stratosfera, la loro velocità
ascensionale è di qualche cm/s.
31
MECCANISMI DI FORMAZIONE DELLE NUBI
• Sollevamento forzato dovuto alla presenza di colline o montagne:
nubi orografiche. La velocità verticale dipende dalla velocità del vento
che investe la montagna e può raggiungere alcuni m/s.
• Raffreddamento dell’aria a contatto con la superficie terrestre
fredda con formazione di nebbia. Questo si verifica ad esempio nelle notti
con cielo senza nubi in assenza di vento.
• Miscelamento di due masse d’aria con differente temperatura.
Perché si abbia la formazione di nubi è necessario che la differenza di
temperatura e il livello di umidità siano sufficienti a produrre condizioni di
saturazione
• Espansioni adiabatiche con conseguenti raffreddamenti dovute a
locali rapide diminuzioni di pressione, ad esempio associate alla
presenza di tornado e trombe d’aria.
32
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
- I diversi meccanismi di formazione insieme con le condizioni di stabilità
atmosferica portano alla formazione di nubi con caratteristiche e cicli di
vita differenti.
- Il sistema di classificazione universalmente adottato è quello stilato dalla
World Meteorological Organization (WMO) nel 1956. Le nubi sono divise
in 10 generi, raggruppati in 4 gruppi in relazione all’altezza a cui si
possono formare.
- Vengono utilizzati alcuni termini latini per descrivere le caratteristiche
delle nubi:
• Cirrus: nube a ciuffi, presente nell’alta atmosfera
• Cumulus: nube a cumuli
• Stratus: nube a strati
• Alto: nube a media quota
• Nimbus: nube associata a piogge
33
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
In relazione all’altezza e al genere le nubi possono essere composte da
particelle di acqua, di ghiaccio o entrambe.
Gruppo
Alte
Medie
Basse
A
estensione
verticale
Altezza
Pressione
(km)
(mbar)
5  13
2 7
<2
< 450
450  700
> 700
Genere
Simbolo
Composizione
Cirrus
Ci
Ghiaccio
Cirrocumulus
Cc
Mista
Cirrostratus
Cs
Ghiaccio
Altocumulus
Ac
Acqua
Altostratus
As
Mista
Nimbostratus
Ns
Acqua
Stratocumulus
Sc
Acqua
Stratus
St
Acqua
Cumulus
Cu
Acqua
Cumulonimbus
Cb
Mista
34
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
- Oltre ai 10 generi vengono definite 14 specie, in funzione della forma e
dell’estensione della nube, le specie possono essere associate a un
genere solo o a più generi.
•
nubi filamentose (fibratus): composte di filamenti che sono chiaramente
separati tra loro, tale caratteristica è tipicamente presente nei cirri
nubi uncinate (uncinus): così chiamate per la tipica forma dell’uncino
causata da shear, tale specie è relativa unicamente ai cirri
•
nubi dense (spissatus): anch’esse proprie solo dei cirri, caratterizzate
da un elevato grado di compattezza che le rende grigie sul lato visibile da
terra, si originano dalla dissipazione di cumulonembi, e possono sembrare
nubi di medio livello sebbene siano collocate nell’alta troposfera
•
•
nubi merlate (castellanus): sono nubi che presentano protuberanze
cumuliformi, nonostante non siano cumuli, tale specie è riscontrabile nei
cirri, cirrocumuli, stratocumuli e altocumuli
35
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
nubi a fiocchi (floccus): sono nubi caratterizzate dall’avere diversi
elementi separati con aspetto di ciuffo, le nubi a fiocchi possono essere
cirri, cirrocumuli e altocumuli
•
nubi stratiformi (stratiformus): caratterizzate dall’elevata estensione
orizzontale, con tale aspetto si possono presentare strati, altostrati,
cirrostrati, nembostrati e stratocumuli
•
nubi nebulose (nebulosus): dall’aspetto velato, in cui non si possono
distinguere ulteriori dettagli, può essere una caratteristica dei cirrostrati e
soprattutto degli strati
•
•
nubi lenticolari (lenticularis): i cui elementi, a forma di mandorla, sono
separati, le nubi lenticolari il più delle volte sono nubi di origine orografica
(cirrocumuli, altocumuli e stratocumuli)
•
nubi deboli (fractus): i cui elementi irregolari sono piccoli, come se
fossero stati strappati, a questa specie possono appartenere i cumuli e gli
strati
36
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
nubi poco spesse (humilis): sono cumuli che per un’inversione della
temperatura hanno uno sviluppo verticale limitato
•
•
nubi modeste (mediocris): cumuli di modesta estensione verticale, che
non causano precipitazioni
•
nubi ammassate (congestus): sono cumuli di elevato sviluppo verticale,
che possono produrre abbondanti precipitazioni e derivano dallo sviluppo
di cumulus mediocris o nubi merlate
•
nubi lisce (calvus): cumulonembi originati da cumuli congesti che si
sono ulteriormente sviluppati in verticale, perdendo così la tipica forma di
cumuli, nella parte alta si formano cristalli di ghiaccio, le nubi lisce portano
ad acquazzoni
nubi a capelli (capillatus): anch’esse caratteristiche esclusive dei
cumulonembi caratterizzati dalla presenza di elementi cirriformi sulla
parte più alta, tali nubi possono produrre acquazzoni e talvolta grandine
•
37
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Genere
Densità delle
Raggio
particelle (cm-3) Caratteristico (μm)
Contenuto di
acqua liquida (g/m3)
Strati
300
3
0.15
Stratocumuli
250
5
0.3
Nembostrati
300
4
0.4
Cumuli
300
4
0.5
Cumulonembi
75
5
2.5
Cirri
0.1
300
0.05
38
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Nubi alte
- I cirri sono nubi sottili che si trovano ad alte quote (> 6 km), con una
struttura tipicamente ondulata. Sono formate da particelle di ghiaccio che
derivano dal congelamento di goccioline di acqua già super-raffreddate o
direttamente per brinamento. In questo senso i principali meccanismi di
formazione dei cirri sono la dissipazione della parte superiore di un
cumulo o l’ingresso di aria umida in un’atmosfera molto fredda. La
temperatura varia mediamente tra –60 e –50 °C. Le particelle di ghiaccio
in condizioni sature possono crescere fino a raggiungere dimensioni utili
per precipitare.
- I cirrostrati si formano in condizioni stabili, sono molto sottili e per
questo difficilmente distinguibili perché facilmente attraversati dalla luce
del Sole.
- I cirrocumuli si formano similmente ai cirri, ma in condizioni di
instabilità, per questo hanno una maggiore estensione verticale, un più
basso contenuto di umidità e non sono associati a fenomeni di
precipitazione.
39
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Nubi medie
Per la loro minor distanza dalla terra le nubi presenti negli strati medi
dell’atmosfera appaiono più brillanti.
- Gli altocumuli sono nubi che si formano in strati caratterizzati da
instabilità convettiva. Se in forma compatta e non molto estesi
verticalmente possono produrre precipitazioni moderate. Un meccanismo
di formazione che li caratterizza è la dissipazione di temporali
(cumulonembi). La dinamica degli altocumuli segue in generale la
direzione e l’intensità dei venti nello strato atmosferico corrispondente.
- Anche gli altostrati si possono formare da dissipazione di cumuli o da
risalite d’aria associate a fronti, quando però il grado di stabilità
atmosferica ne impedisce l’ulteriore risalita, se abbastanza spessi
possono portare a precipitazione.
- I nembostrati sono invece nubi cariche di umidità e per questo hanno un
caratteristico colore grigio, producendo precipitazione persistenti di
intensità generalmente moderata. Il principale meccanismo di formazione
deriva dall’aumento in umidità e spessore degli altostrati.
40
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Nubi basse
Per la loro relativamente alta temperatura (da 5 a 15°C) sono poco brillanti
e definite. La loro formazione è dovuta principalmente all’influenza dei
venti della bassa atmosfera, se l’aria trasportata è abbastanza umida
perché la condensazione possa essere apprezzabile.
- Gli stratocumuli si sviluppano orizzontalmente piuttosto che
verticalmente. Si possono formare a partire da cumuli, di cui ereditano il
caratteristico colore più scuro della base rispetto alla parte più alta. La
direzione del movimento degli stratocumuli è spesso simile a quella
rilevabile in superficie, data la bassa quota alla quale si sviluppano.
- Gli strati sono caratterizzati da discontinuità dei propri elementi sebbene
possano presentarsi anche in forma compatta.
41
CLASSIFICAZIONE DELLE NUBI
Nubi ad elevato sviluppo verticale
- I cumuli sono caratterizzati da una base di colore grigio e una parte
superiore più brillante. In essi le risalite di termiche sono piuttosto evidenti,
e assumono la tipica forma di fiocchi. La dimensione di un cumulo è molto
variabile, da elementi del tutto isolati fino a blocchi estesi.
- I cumulonembi possono formarsi a partire da cumuli e risalire per alcuni
chilometri. Ad essi sono associati i più intensi fenomeni precipitativi (sia
pioggia che grandine) e le maggiori energie convettive.
42
o
ne
e
Altezza
Gruppo
(km)
Pressione
Altezza
(mbar)
(km)
Pressione
Genere
(mbar)
Cirrus
5Alte
 13
2 7
Medie
<2
Basse
A
estensione
verticale
5< 
450
13
4502  700
7
> <2
700
Genere
Simbolo
Cirrus
Ci
Composizione
Simbolo Composizione
Ghiaccio
Ci
Ghiaccio
Cirrocumulus
< 450
Cirrocumulus
Cc
Cc
Mista
Mista
Cirrostratus Cirrostratus
Cs
Ghiaccio
Cs
Ghiaccio
AltocumulusAltocumulus
Ac
Acqua
Ac
Acqua
As
Mista
Mista
Nimbostratus
Nimbostratus
Ns
Acqua
Ns
Acqua
Stratocumulus
Stratocumulus
Sc
> 700
Stratus
Stratus
St
Acqua
Sc
Acqua
Acqua
St
Acqua
Cu
Acqua
Acqua
Cb
Mista
Mista
450
Altostratus
Altostratus
As
 700
Cumulus
Cumulus
Cu
Cumulonimbus
Cumulonimbus
Cb
43