FISICA DELLE NUBI Corso: Idraulica Ambientale

FISICA DELLE NUBI Corso: Idraulica Ambientale
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

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.

- 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:

- 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: In cui p è la pressione; V è il volume; è il numero di moli definito come il rapporto tra massa, M, e peso molecolare (in ogni mole sono contenute NA numero di Avogadro molecole); 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; è la costante universale dei gas pari a 8317 JK-1Kg-1; T è la temperatura espressa in K. NA = molecole/mole

- Dividendo l’equazione di stato per la massa del sistema M=n  si ha con:  il volume specifico, =1/ densità e R = 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

- Un’altra funzione di stato è l’entalpia definita come: - E’ definita energia libera G la funzione di stato data da: - 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. - Gli stati in cui l’energia libera G è minima rappresentano pertanto stati di equilibrio stabile.

- 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

- 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.

- 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): - 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 - 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

- 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 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: - 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: - 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:

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 dalla evaporazione dell’acqua presente nelle gocce; antropica a seguito di processi di combustione.

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.

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 che dopo alcuni calcoli fornisce 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.

NUCLEAZIONE OMOGENEA - Se si considera una goccia di raggio r si ottiene 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.

NUCLEAZIONE OMOGENEA - 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

NUCLEAZIONE OMOGENEA - Calcolando il massimo della curva (G)/r=0 per r=rcr, si ottiene una relazione di rcr in funzione di e. - 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 % (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 formazione delle gocce all’interno delle nubi naturali non avviene mai per nucleazione spontanea, ma sempre per nucleazione eterogenea.

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 =

- Ipotizziamo , 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.

- 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 è quindi caratterizzata da una condizione di equilibrio stabile.

- Consideriamo il caso in cui - 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.

- 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.

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: essendo D il coefficiente di diffusione e va(r) la densità del vapore alla distanza r>r0.

- Integrando tra r0 ed ∞ si ha: - Poiché si ha che da cui si ottiene che r0 cresce come Le gocce che crescono per condensazione inizialmente aumentano il proprio raggio velocemente, ma la loro velocità di crescita diminuisce con il tempo.

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.

- Si definisce il coefficiente di efficienza della collisione E - 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.

- 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 collisione-coalescenza sarà dato da - Supponiamo che una particella di massa M, raggio r1 incontri una distribuzione uniforme di particelle di dimensione r2<<r1 si ha - con: w velocità nella direzione verticale; quantità d’acqua contenuta nell’unità di volume (densità della nube).

- Ipotizzando che w1>>w2 si ha: dove 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.

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.

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.

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.

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.

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.

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 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

In relazione all’altezza e al genere le nubi possono essere composte da particelle di acqua, di ghiaccio o entrambe.

- 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

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

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

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.

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.

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.

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.

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