Fisica delle nuvole

Raffreddamento dell’aria fino al punto di rugiadamodifica

Riproduci media

Cloud evolution in meno di un minuto.

Tempesta di pioggia di fine estate in Danimarca. Colore quasi nero di base indica nube principale in primo piano probabilmente cumulonembo.

Raffreddamento adiabatico: pacchetti di aria umida in aumento

Quando l’acqua evapora da un’area della superficie terrestre, l’aria su quell’area diventa umida. L’aria umida è più leggera dell’aria secca circostante, creando una situazione instabile. Quando si è accumulata abbastanza aria umida, tutta l’aria umida sale come un singolo pacchetto, senza mescolarsi con l’aria circostante. Man mano che si forma più aria umida lungo la superficie, il processo si ripete, causando una serie di pacchetti discreti di aria umida che salgono a formare nuvole.

Questo processo si verifica quando uno o più di tre possibili agenti di sollevamento—ciclonico/frontale, convettivo o orografico—fa salire e raffreddare l’aria contenente vapore acqueo invisibile al suo punto di rugiada, la temperatura alla quale l’aria si satura. Il meccanismo principale alla base di questo processo è il raffreddamento adiabatico. La pressione atmosferica diminuisce con l’altitudine, quindi l’aria in aumento si espande in un processo che consuma energia e fa raffreddare l’aria, il che rende il vapore acqueo condensato in nuvola. Il vapore acqueo nell’aria satura è normalmente attratto da nuclei di condensazione come polvere e particelle di sale che sono abbastanza piccole da essere tenute in alto dalla normale circolazione dell’aria. Le gocce d’acqua in una nuvola hanno un raggio normale di circa 0,002 mm (0,00008 pollici). Le goccioline possono scontrarsi per formare goccioline più grandi, che rimangono in alto finché la velocità dell’aria in aumento all’interno della nube è uguale o maggiore della velocità terminale delle goccioline.

Per la nube non convettiva, l’altitudine alla quale inizia a verificarsi la condensazione è chiamata livello di condensazione sollevato (LCL), che determina approssimativamente l’altezza della base della nube. Le nuvole convettive libere si formano generalmente all’altitudine del livello di condensazione convettiva (CCL). Il vapore acqueo nell’aria satura è normalmente attratto dai nuclei di condensazione come le particelle di sale che sono abbastanza piccole da essere tenute in alto dalla normale circolazione dell’aria. Se il processo di condensazione si verifica al di sotto del livello di congelamento nella troposfera, i nuclei aiutano a trasformare il vapore in goccioline d’acqua molto piccole. Le nuvole che si formano appena sopra il livello di congelamento sono composte per lo più da goccioline liquide super raffreddate, mentre quelle che si condensano ad altitudini più elevate dove l’aria è molto più fredda assumono generalmente la forma di cristalli di ghiaccio. L’assenza di particelle di condensazione sufficienti a e al di sopra del livello di condensazione provoca la sovrasatura dell’aria in aumento e la formazione di nubi tende ad essere inibita.

Sollevamento frontale e ciclonicomodifica

Il sollevamento frontale e ciclonico si verifica nelle loro manifestazioni più pure quando l’aria stabile, che è stata sottoposta a poco o nessun riscaldamento superficiale, è forzata in alto sui fronti meteorologici e intorno ai centri di bassa pressione. I fronti caldi associati ai cicloni extratropicali tendono a generare nubi per lo più cirriformi e stratiformi su un’ampia area a meno che la massa d’aria calda in avvicinamento non sia instabile, nel qual caso le nubi cumulus congestus o cumulonimbus di solito saranno incorporate nello strato nuvoloso precipitante principale. I fronti freddi di solito si muovono più velocemente e generano una linea più stretta di nuvole che sono per lo più stratocumuliformi, cumuliformi o cumulonimbiformi a seconda della stabilità della massa d’aria calda appena davanti al fronte.

Sollevamento convettivo

Un altro agente è il movimento convettivo fluttuante verso l’alto causato da un significativo riscaldamento solare diurno a livello superficiale o da un’umidità assoluta relativamente elevata. La radiazione ad onde corte in entrata generata dal sole viene riemessa come radiazione ad onde lunghe quando raggiunge la superficie terrestre. Questo processo riscalda l’aria più vicina al suolo e aumenta l’instabilità della massa d’aria creando un gradiente di temperatura più ripido da caldo o caldo a livello superficiale a freddo in alto. Questo fa sì che aumenti e si raffreddi fino a raggiungere l’equilibrio della temperatura con l’aria circostante in alto. L’instabilità moderata consente la formazione di nubi cumuliformi di dimensioni moderate che possono produrre piogge leggere se la massa d’aria è sufficientemente umida. Le correnti di convezione tipiche possono consentire alle goccioline di crescere fino a un raggio di circa 0,015 millimetri (0,0006 in) prima di precipitare come docce. Il diametro equivalente di queste goccioline è di circa 0,03 millimetri (0,001 pollici).

Se l’aria vicino alla superficie diventa estremamente calda e instabile, il suo movimento verso l’alto può diventare piuttosto esplosivo, con conseguente nubi cumulonimbiformi torreggianti che possono causare maltempo. Come minuscole particelle d’acqua che compongono il gruppo nuvola insieme per formare goccioline di pioggia, sono tirati giù a terra dalla forza di gravità. Le goccioline evaporerebbero normalmente al di sotto del livello di condensazione, ma forti correnti ascensionali tamponano le goccioline che cadono e possono tenerle in alto molto più a lungo di quanto non farebbero altrimenti. Le correnti ascensionali violente possono raggiungere velocità fino a 180 miglia all’ora (290 km/h). Più a lungo le goccioline di pioggia rimangono in alto, più tempo devono crescere in goccioline più grandi che alla fine cadono come docce pesanti.

Le gocce di pioggia che vengono trasportate ben al di sopra del livello di congelamento si raffreddano in un primo momento e si congelano in piccole grandine. Un nucleo di ghiaccio ghiacciato può raccogliere 0,5 pollici (1,3 cm) di dimensioni viaggiando attraverso una di queste correnti ascensionali e può scorrere attraverso diverse correnti ascensionali e discese prima di diventare finalmente così pesante da cadere a terra come grandine. Tagliare una grandine a metà mostra strati di ghiaccio simili a cipolle, indicando momenti distinti in cui passava attraverso uno strato di acqua super-raffreddata. Grandine sono stati trovati con diametri fino a 7 pollici (18 cm).

Il sollevamento convettivo può verificarsi in una massa d’aria instabile ben lontana da qualsiasi fronte. Tuttavia, l’aria instabile molto calda può anche essere presente intorno ai fronti e ai centri di bassa pressione, producendo spesso nubi cumuliformi e cumulonimbiformi in concentrazioni più pesanti e più attive a causa degli agenti di sollevamento frontali e convettivi combinati. Come con l’ascensore convettivo non frontale, l’instabilità aumentante promuove la crescita verticale ascendente della nuvola ed aumenta il potenziale per il tempo severo. In occasioni relativamente rare, l’ascensore convettivo può essere abbastanza potente da penetrare nella tropopausa e spingere la parte superiore della nube nella stratosfera.

Sollevamento orografico

Una terza fonte di sollevamento è la circolazione del vento che costringe l’aria su una barriera fisica come una montagna (ascensore orografico). Se l’aria è generalmente stabile, si formeranno nient’altro che nuvole lenticolari. Tuttavia, se l’aria diventa sufficientemente umida e instabile, possono comparire acquazzoni orografici o temporali.

Windy crepuscolo della sera avanzata dall’angolo di Sole, visivamente può imitare un tornado derivanti dal sollevamento orografico

Non adiabatica coolingEdit

Insieme con raffreddamento adiabatico che richiede un sollevamento agente, ci sono altri tre meccanismi principali per abbassare la temperatura dell’aria punto di rugiada, che si verificano in prossimità della superficie di livello e non richiedono il sollevamento dell’aria. Il raffreddamento conduttivo, radiazionale ed evaporativo può causare condensa a livello superficiale con conseguente formazione di nebbia. Il raffreddamento conduttivo avviene quando l’aria proveniente da un’area di origine relativamente mite entra in contatto con una superficie più fredda, come quando l’aria marina mite si muove attraverso un’area terrestre più fredda. Il raffreddamento radiazionale si verifica a causa dell’emissione di radiazioni infrarosse, dall’aria o dalla superficie sottostante. Questo tipo di raffreddamento è comune durante la notte quando il cielo è limpido. Il raffreddamento evaporativo si verifica quando l’umidità viene aggiunta all’aria attraverso l’evaporazione, che costringe la temperatura dell’aria a raffreddarsi alla sua temperatura a bulbo umido o talvolta al punto di saturazione.

Aggiunta di umidità all’ariAdit

Ci sono cinque modi principali in cui il vapore acqueo può essere aggiunto all’aria. L’aumento del contenuto di vapore può derivare dalla convergenza del vento sull’acqua o sul terreno umido in aree di movimento verso l’alto. La precipitazione o virga che cade dall’alto aumenta anche il contenuto di umidità. Il riscaldamento diurno fa evaporare l’acqua dalla superficie degli oceani, dei corpi idrici o della terra umida. La traspirazione dalle piante è un’altra tipica fonte di vapore acqueo. Infine, l’aria fresca o secca che si muove sull’acqua più calda diventerà più umida. Come con il riscaldamento diurno, l’aggiunta di umidità all’aria aumenta il suo contenuto di calore e instabilità e aiuta a mettere in moto quei processi che portano alla formazione di nuvole o nebbia.

Sovrasaturazione

La quantità di acqua che può esistere come vapore in un dato volume aumenta con la temperatura. Quando la quantità di vapore acqueo è in equilibrio sopra una superficie piana di acqua il livello di pressione di vapore è chiamato saturazione e l’umidità relativa è del 100%. A questo equilibrio ci sono un numero uguale di molecole che evaporano dall’acqua in quanto vi sono condensazioni nell’acqua. Se l’umidità relativa diventa maggiore del 100%, viene chiamata sovrasatura. La sovrasaturazione si verifica in assenza di nuclei di condensazione.

Poiché la pressione di vapore di saturazione è proporzionale alla temperatura, l’aria fredda ha un punto di saturazione inferiore rispetto all’aria calda. La differenza tra questi valori è la base per la formazione di nuvole. Quando l’aria satura si raffredda, non può più contenere la stessa quantità di vapore acqueo. Se le condizioni sono giuste, l’acqua in eccesso si condenserà dall’aria fino a raggiungere il punto di saturazione più basso. Un’altra possibilità è che l’acqua rimanga in forma di vapore, anche se è oltre il punto di saturazione, con conseguente sovrasaturazione.

La sovrasaturazione di oltre l ‘ 1-2% rispetto all’acqua è raramente osservata nell’atmosfera, poiché di solito sono presenti nuclei di condensazione delle nubi. Gradi molto più alti di sovrasaturazione sono possibili in aria pulita e sono la base della camera a nuvola.

Non ci sono strumenti per misurare la sovrasaturazione nelle nuvole.

SupercoolingEdit

Le gocce d’acqua rimangono comunemente come acqua liquida e non si congelano, anche ben al di sotto di 0 °C (32 °F). I nuclei di ghiaccio che possono essere presenti in una gocciolina atmosferica diventano attivi per la formazione di ghiaccio a temperature specifiche comprese tra 0 °C (32 ° F) e -38 °C (-36 °F), a seconda della geometria e della composizione del nucleo. Senza nuclei di ghiaccio, goccioline d’acqua super raffreddate (così come qualsiasi acqua liquida estremamente pura) possono esistere fino a circa -38 °C (-36 °F), punto in cui si verifica il congelamento spontaneo.

Coalescenza collisionemodifica

Una teoria che spiega come il comportamento delle singole goccioline in una nuvola porta alla formazione di precipitazioni è il processo di coalescenza di collisione. Le goccioline sospese nell’aria interagiranno l’una con l’altra, scontrandosi e rimbalzando l’una sull’altra o combinandosi per formare una goccia più grande. Alla fine, le goccioline diventano abbastanza grandi da cadere sulla terra come precipitazione. Il processo di collisione-coalescenza non costituisce una parte significativa della formazione delle nuvole, poiché le goccioline d’acqua hanno una tensione superficiale relativamente elevata. Inoltre, il verificarsi di coalescenza di collisione è strettamente correlato ai processi di miscelazione del trascinamento.

Bergeron processEdit

Il meccanismo primario per la formazione di nubi di ghiaccio è stato scoperto da Tor Bergeron. Il processo Bergeron osserva che la pressione di vapore di saturazione dell’acqua, o la quantità di vapore acqueo che un dato volume può contenere, dipende da ciò con cui il vapore interagisce. In particolare, la pressione di vapore di saturazione rispetto al ghiaccio è inferiore alla pressione di vapore di saturazione rispetto all’acqua. Il vapore acqueo che interagisce con una goccia d’acqua può essere saturo, al 100% di umidità relativa, quando interagisce con una goccia d’acqua, ma la stessa quantità di vapore acqueo sarebbe sovrasatura quando interagisce con una particella di ghiaccio. Il vapore acqueo tenterà di tornare all’equilibrio, quindi il vapore acqueo extra si condenserà in ghiaccio sulla superficie della particella. Queste particelle di ghiaccio finiscono come nuclei di cristalli di ghiaccio più grandi. Questo processo avviene solo a temperature comprese tra 0 °C (32 ° F) e -40 °C (-40 °F). Sotto -40 °C (-40 °F), l’acqua liquida si nucleerà spontaneamente e si congelerà. La tensione superficiale dell’acqua consente alla gocciolina di rimanere liquida ben al di sotto del suo normale punto di congelamento. Quando ciò accade, ora è acqua liquida superraffreddata. Il processo Bergeron si basa su acqua liquida super raffreddata (SLW) che interagisce con i nuclei di ghiaccio per formare particelle più grandi. Se ci sono pochi nuclei di ghiaccio rispetto alla quantità di SLW, le goccioline non saranno in grado di formarsi. Un processo per cui gli scienziati seminano una nuvola con nuclei di ghiaccio artificiale per incoraggiare le precipitazioni è noto come cloud seeding. Questo può aiutare a causare precipitazioni in nuvole che altrimenti potrebbero non piovere. Cloud seeding aggiunge nuclei di ghiaccio artificiale in eccesso che sposta l’equilibrio in modo che ci siano molti nuclei rispetto alla quantità di acqua liquida super raffreddata. Una nube sovraseminata formerà molte particelle, ma ognuna sarà molto piccola. Questo può essere fatto come misura preventiva per le aree che sono a rischio di tempeste di grandine.