Fizica norului

răcirea aerului până la punctul său de rouămodificare

Redați media

evoluția norului în mai puțin de un minut.

furtună de vară târzie în Danemarca. Culoarea aproape neagră a bazei indică norul principal în prim-plan probabil cumulonimbus.

răcire adiabatică: pachete în creștere de aer umed

pe măsură ce apa se evaporă dintr-o zonă a suprafeței Pământului, aerul din acea zonă devine umed. Aerul umed este mai ușor decât aerul uscat din jur, creând o situație instabilă. Când s-a acumulat suficient aer umed, tot aerul umed se ridică ca un singur pachet, fără a se amesteca cu aerul din jur. Pe măsură ce se formează mai mult aer umed de-a lungul suprafeței, procesul se repetă, rezultând o serie de pachete discrete de aer umed care se ridică pentru a forma nori.

acest proces are loc atunci când unul sau mai mulți dintre cei trei agenți de ridicare posibili—ciclonic/frontal, convectiv sau orografic—determină creșterea și răcirea aerului care conține vapori de apă invizibili până la punctul său de rouă, Temperatura la care aerul devine saturat. Principalul mecanism din spatele acestui proces este răcirea adiabatică. Presiunea atmosferică scade odată cu altitudinea, astfel încât aerul în creștere se extinde într-un proces care consumă energie și determină răcirea aerului, ceea ce face ca vaporii de apă să se condenseze în nor. Vaporii de apă din aerul saturat sunt atrași în mod normal de nucleele de condensare, cum ar fi praful și particulele de sare, care sunt suficient de mici pentru a fi ținute în sus de circulația normală a aerului. Picăturile de apă dintr-un nor au o rază normală de aproximativ 0,002 mm (0,00008 in). Picăturile se pot ciocni pentru a forma picături mai mari, care rămân sus atâta timp cât viteza aerului în creștere din nor este egală sau mai mare decât viteza terminală a picăturilor.

pentru norul non-convectiv, altitudinea la care începe condensarea se numește nivelul ridicat de condensare (LCL), care determină aproximativ înălțimea bazei norului. Norii convectivi liberi se formează în general la altitudinea nivelului de condensare convectivă (CCL). Vaporii de apă din aerul saturat sunt atrași în mod normal de nucleele de condensare, cum ar fi particulele de sare care sunt suficient de mici pentru a fi ținute în sus de circulația normală a aerului. Dacă procesul de condensare are loc sub nivelul de îngheț din troposferă, nucleele ajută la transformarea vaporilor în picături de apă foarte mici. Norii care se formează chiar deasupra nivelului de îngheț sunt compuși în mare parte din picături lichide supracoate, în timp ce cei care se condensează la altitudini mai mari, unde aerul este mult mai rece, iau în general forma cristalelor de gheață. O absență a particulelor de condensare suficiente la și peste nivelul de condensare face ca aerul în creștere să devină suprasaturat și formarea norului tinde să fie inhibată.

ridicare frontală și ciclonică

ridicarea frontală și ciclonică apar în manifestările lor cele mai pure atunci când aerul stabil, care a fost supus unei încălziri reduse sau deloc a suprafeței, este forțat să se ridice la fronturile meteorologice și în jurul centrelor de presiune scăzută. Fronturile calde asociate cu ciclonii extratropicali tind să genereze în mare parte nori cirriformi și stratiformi pe o arie largă, cu excepția cazului în care masa de aer cald care se apropie este instabilă, caz în care norii cumulus congestus sau cumulonimbus vor fi de obicei încorporați în stratul principal de nori precipitanți. Fronturile reci se mișcă de obicei mai repede și generează o linie mai îngustă de nori care sunt în mare parte stratocumuliforme, cumuliforme sau cumulonimbiforme în funcție de stabilitatea masei de aer cald chiar în fața frontului.

ridicare convectivă

un alt agent este mișcarea ascendentă convectivă plutitoare cauzată de încălzirea solară semnificativă în timpul zilei la nivelul suprafeței sau de umiditatea absolută relativ ridicată. Radiația de undă scurtă generată de soare este re-emisă ca radiație de undă lungă atunci când ajunge la suprafața Pământului. Acest proces încălzește aerul cel mai apropiat de sol și crește instabilitatea masei de aer prin crearea unui gradient de temperatură mai abrupt de la cald sau fierbinte la nivelul suprafeței până la rece în sus. Acest lucru îl face să crească și să se răcească până când se atinge echilibrul de temperatură cu aerul din jur sus. Instabilitatea moderată permite formarea de nori cumuliformi de dimensiuni moderate care pot produce dușuri ușoare dacă masa aeriană este suficient de umedă. Curenții ascendenți tipici de convecție pot permite picăturilor să crească la o rază de aproximativ 0,015 milimetri (0,0006 in) înainte de a precipita ca dușuri. Diametrul echivalent al acestor picături este de aproximativ 0,03 milimetri (0,001 in).

dacă aerul din apropierea suprafeței devine extrem de cald și instabil, mișcarea sa ascendentă poate deveni destul de explozivă, rezultând nori cumulonimbiformi falnici care pot provoca vreme severă. Ca particule mici de apă care alcătuiesc grupul nor împreună pentru a forma picături de ploaie, ele sunt trase în jos pe pământ de forța gravitațională. Picăturile s-ar evapora în mod normal sub nivelul de condensare, dar curenții ascendenți puternici tamponează picăturile care cad și le pot menține în aer mult mai mult decât ar fi altfel. Curenții ascendenți violenți pot atinge viteze de până la 180 de mile pe oră (290 km/h). Cu cât picăturile de ploaie rămân mai lungi, cu atât mai mult timp trebuie să crească în picături mai mari, care în cele din urmă cad ca dușuri grele.

picăturile de ploaie care sunt transportate cu mult peste nivelul de îngheț se răcesc la început, apoi se îngheață în grindină mică. Un nucleu de gheață înghețat poate ridica o dimensiune de 0,5 inci (1,3 cm) Călătorind printr-unul dintre aceste curenți ascendenți și poate parcurge mai multe curenți ascendenți și downdrafts înainte de a deveni în cele din urmă atât de greu încât cade la pământ ca grindină mare. Tăierea unei grindină în jumătate arată straturi de gheață asemănătoare cepei, indicând momente distincte când a trecut printr-un strat de apă super-răcită. Au fost găsite grindine cu diametre de până la 7 inci (18 cm).

ridicarea convectivă poate avea loc într-o masă de aer instabilă, departe de orice front. Cu toate acestea, aerul instabil foarte cald poate fi prezent și în jurul fronturilor și centrelor de joasă presiune, producând adesea nori cumuliformi și cumulonimbiformi în concentrații mai grele și mai active din cauza agenților de ridicare frontali și convectivi combinați. Ca și în cazul ascensorului convectiv non-frontal, instabilitatea crescândă promovează creșterea verticală a norilor și crește potențialul de vreme severă. În cazuri relativ rare, ridicarea convectivă poate fi suficient de puternică pentru a pătrunde în tropopauză și a împinge vârful norului în stratosferă.

ridicare orografică

o a treia sursă de ridicare este circulația vântului forțând aerul peste o barieră fizică, cum ar fi un munte (ridicare orografică). Dacă aerul este în general stabil, nu se vor forma decât nori lenticulari. Cu toate acestea, dacă aerul devine suficient de umed și instabil, pot apărea dușuri orografice sau furtuni.

amurgul de seară cu vânt îmbunătățit de unghiul soarelui, poate imita vizual o tornadă rezultată din ridicarea orografică

răcire non-adiabaticăedit

împreună cu răcirea adiabatică care necesită un agent de ridicare, există alte trei mecanisme principale pentru scăderea temperaturii aerului până la punctul său de rouă, toate acestea apar aproape de nivelul suprafeței și nu necesită nicio ridicare a aerului. Răcirea conductivă, radiațională și evaporativă poate provoca condens la nivelul suprafeței, rezultând formarea de ceață. Răcirea conductivă are loc atunci când aerul dintr-o zonă sursă relativ ușoară intră în contact cu o suprafață mai rece, ca atunci când aerul marin ușor se deplasează pe o zonă terestră mai rece. Răcirea radiațională are loc datorită emisiei de radiații infraroșii, fie de aer, fie de suprafața de dedesubt. Acest tip de răcire este obișnuit în timpul nopții, când cerul este senin. Răcirea prin evaporare se întâmplă atunci când umiditatea este adăugată în aer prin evaporare, ceea ce forțează temperatura aerului să se răcească la temperatura bulbului umed sau, uneori, până la punctul de saturație.

adăugarea de umiditate în aerit

există cinci moduri principale în care vaporii de apă pot fi adăugați în aer. Conținutul crescut de vapori poate rezulta din convergența vântului peste apă sau sol umed în zone de mișcare ascendentă. Precipitarea sau virga care se încadrează de sus, de asemenea, îmbunătățește conținutul de umiditate. Încălzirea în timpul zilei determină evaporarea apei de pe suprafața oceanelor, a corpurilor de apă sau a terenurilor umede. Transpirația din plante este o altă sursă tipică de vapori de apă. În cele din urmă, aerul rece sau uscat care se deplasează peste apa mai caldă va deveni mai umed. Ca și în cazul încălzirii în timpul zilei, adăugarea de umiditate în aer crește conținutul de căldură și instabilitatea și ajută la punerea în mișcare a acelor procese care duc la formarea de nori sau ceață.

Suprasaturationedit

cantitatea de apă care poate exista sub formă de vapori într-un volum dat crește odată cu temperatura. Când cantitatea de vapori de apă este în echilibru deasupra unei suprafețe plane a apei, nivelul presiunii vaporilor se numește saturație, iar umiditatea relativă este de 100%. La acest echilibru există un număr egal de molecule care se evaporă din apă pe măsură ce se condensează înapoi în apă. Dacă umiditatea relativă devine mai mare de 100%, se numește suprasaturată. Suprasaturarea are loc în absența nucleelor de condensare.

deoarece presiunea vaporilor de saturație este proporțională cu temperatura, aerul rece are un punct de saturație mai mic decât aerul cald. Diferența dintre aceste valori este baza pentru formarea norilor. Când aerul saturat se răcește, acesta nu mai poate conține aceeași cantitate de vapori de apă. Dacă condițiile sunt corecte, excesul de apă se va condensa din aer până la atingerea punctului de saturație inferior. O altă posibilitate este ca apa să rămână sub formă de vapori, chiar dacă este dincolo de punctul de saturație, rezultând suprasaturație.

suprasaturarea mai mare de 1-2% față de apă este rar observată în atmosferă, deoarece nucleele de condensare a norilor sunt de obicei prezente. Grade mult mai mari de suprasaturare sunt posibile în aer curat și stau la baza camerei de nori.

nu există instrumente care să facă măsurători ale suprasaturației în nori.

SupercoolingEdit

picăturile de apă rămân în mod obișnuit sub formă de apă lichidă și nu îngheață, chiar și cu mult sub 0 CTF (32 CTF). Nucleele de gheață care pot fi prezente într-o picătură atmosferică devin active pentru formarea gheții la temperaturi specifice cuprinse între 0 CTF C (32 CTF F) și -38 CTF c (-36 CTF F), în funcție de geometria și compoziția nucleului. Fără nuclee de gheață, picăturile de apă supercoolate (precum și orice apă lichidă extrem de pură) pot exista până la aproximativ -38 CTF (-36 CTF), moment în care apare înghețarea spontană.

Collision-coalescenceEdit

o teorie care explică modul în care comportamentul picăturilor individuale într-un nor duce la formarea precipitațiilor este procesul de coliziune-coalescență. Picăturile suspendate în aer vor interacționa între ele, fie prin ciocnire și săritură una de cealaltă, fie prin combinare pentru a forma o picătură mai mare. În cele din urmă, picăturile devin suficient de mari încât să cadă pe pământ ca precipitații. Procesul de coliziune-coalescență nu constituie o parte semnificativă a formării norilor, deoarece picăturile de apă au o tensiune superficială relativ ridicată. În plus, apariția coliziunii-coalescență este strâns legată de procesele de antrenare-amestecare.

Bergeron processEdit

mecanismul principal pentru formarea norilor de gheață a fost descoperit de Tor Bergeron. Procesul Bergeron observă că presiunea vaporilor de saturație a apei sau cât de mult vapori de apă poate conține un anumit volum depinde de ceea ce interacționează vaporii. Mai exact, presiunea vaporilor de saturație în raport cu gheața este mai mică decât presiunea vaporilor de saturație în raport cu apa. Vaporii de apă care interacționează cu o picătură de apă pot fi saturați, la 100% umiditate relativă, atunci când interacționează cu o picătură de apă, dar aceeași cantitate de vapori de apă ar fi suprasaturată atunci când interacționează cu o particulă de gheață. Vaporii de apă vor încerca să revină la echilibru, astfel încât vaporii de apă suplimentari se vor condensa în gheață pe suprafața particulei. Aceste particule de gheață ajung ca nuclee ale cristalelor de gheață mai mari. Acest procedeu are loc doar la temperaturi cuprinse între 0CT (32ct) și -40ct (-40ct). Sub -40 de grade C (-40 de grade F), apa lichidă se va nucleata spontan și va îngheța. Tensiunea superficială a apei permite picăturii să rămână lichidă cu mult sub punctul său normal de îngheț. Când se întâmplă acest lucru, acum este apă lichidă supraîncălzită. Procesul Bergeron se bazează pe apa lichidă super răcită (SLW) care interacționează cu nucleele de gheață pentru a forma particule mai mari. Dacă există puține nuclee de gheață în comparație cu cantitatea de SLW, picăturile nu se vor putea forma. Un proces prin care oamenii de știință însămânțează un nor cu nuclee artificiale de gheață pentru a încuraja precipitațiile este cunoscut sub numele de însămânțarea norilor. Acest lucru poate ajuta la provocarea precipitațiilor în nori care altfel nu pot ploua. Însămânțarea norilor adaugă exces de nuclee artificiale de gheață care schimbă echilibrul astfel încât să existe multe nuclee în comparație cu cantitatea de apă lichidă super răcită. Un nor supra-însămânțat va forma multe particule, dar fiecare va fi foarte mic. Acest lucru se poate face ca o măsură preventivă pentru zonele care sunt expuse riscului de furtuni de grindină.