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