Fizica norilor descrie formarea, creșterea și precipitarea norilor atmosferici. Acești aerosoli se găsesc în troposferă, stratosferă și mezosferă, care constituie în mod colectiv cea mai mare parte a omosferei. Norii constau din picături microscopice de apă lichidă (nori calzi), cristale mici de gheață (nori reci) sau ambele (nori de fază amestecată). Picăturile din nori se formează inițial prin condensarea vaporilor de apă pe nucleele de condensare atunci când suprasaturarea aerului depășește o valoare critică conform teoriei lui Köhler. Nucleul de condensare a noriilor este necesar pentru formarea picăturilor de nor, datorită efectului Kelvin, care descrie schimbarea presiunii vaporilor de saturație datorată unei suprafețe curbe. La raze mici, cantitatea de suprasaturare necesară pentru a avea loc condensarea este atât de mare încât nu se întâmplă în mod natural. Legea lui Raoult descrie modul în care presiunea de vapori depinde de cantitatea de substanță dizolvată într-o soluție. La concentrații mari, când picăturile de nor sunt mici, suprasaturația necesară este mai mică decât fără prezența unui nucleu.
În norii calzi, picăturile de nor mai mari cad la o viteză terminală mai mare; deoarece la o anumită viteză, forța de frecare pe unitatea de greutate a picăturii pe picăturile mai mici este mai mare decât pe picăturile mari. Picăturile mari pot coliziona cu picăturile mici și se pot combina pentru a forma picături chiar mai mari. Când picăturile devin suficient de mari încât viteza lor descendentă (față de aerul din jur) să fie mai mare decât viteza ascendentă (față de pământ) a aerului din jur, picăturile pot cădea pe pământ ca precipitații. Coliziunea și coalescența nu sunt la fel de importante în norii de fază mixtă în care domină procesul Bergeron. Alte procese importante care formează precipitații sunt rimarea, când o picătură de lichid superrăcit se ciocnește cu un fulg de zăpadă solid și se produce agregarea, sau când două fulgi de zăpadă solizi se ciocnesc și se combină. Mecanica exactă a modului în care un nor se formează și crește nu este complet înțeleasă, dar oamenii de știință au dezvoltat teorii care explică structura norilor prin studierea microfizicii picăturilor individuale. Progresele în radarul meteorologic și în tehnologia prin satelit au permis, de asemenea, studiul exact al norilor pe scară largă.
Răcirea aerului până la punctul de rouă
(Furtuna de vară târzie în Danemarca. Culoarea aproape neagră a bazei indică un nor principal în prim-plan, probabil cumulonimbus. )
Răcirea adiabatică: pachete în creștere de aer umed
Pe măsură ce apa se evaporă de pe suprafața pământului, aerul din zona respectivă 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 amestecare 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 posibili agenți de ridicare – ciclonici/frontali, convectivi sau orografici – cauzează aerul care conține vapori de apă invizibili să se ridice și să se răcească până la punctul de rouă, temperatura la care aerul devine saturat. Principalul mecanism din spatele acestui proces este răcirea adiabatică. Presiunea atmosferică scade cu altitudinea, astfel încât aerul în creștere se extinde într-un proces care consumă energia și cauzează răcirea aerului, ceea ce face ca vaporii de apă să condenseze în nor. Vaporii de apă în aer saturat sunt în mod obișnuit atrași de nucleele de condensare, cum ar fi particulele de praf și de sare, care sunt suficient de mici pentru a fi ținute sus la circulația normală a aerului. Picăturile de apă dintr-un nor au o rază normală de aproximativ 0,002 mm. Picăturile se pot ciocni pentru a forma picături mai mari, care rămân sus atâta timp cât viteza aerului în creștere din nor este egală cu sau mai mare decât viteza terminală a picăturilor.
Pentru norul neconvectiv, altitudinea la care începe să se întâmple condensarea se numește nivelul de condensare ridicată, care determină aproximativ înălțimea bazei norilor. În general, norii convectivi liberi se formează la altitudinea nivelului de condensare convectiv. Vaporii de apă în aerul saturat sunt în mod obișnuit atrași de nucleele de condensare, cum ar fi particule 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 în troposferă, nucleele ajută la transformarea vaporilor în picături de apă foarte mici. Norii care se formează chiar deasupra nivelului de congelare sunt compuși în mare parte din picături lichide superrăcite, în timp ce cele care condensează la altitudini mai mari, unde aerul este mult mai rece, iau în general forma de cristale de gheață. O absență a unor particule de condensare suficiente la și peste nivelul de condensare face ca aerul în creștere să devină suprasaturat și formarea norului tinde să fie inhibată.
Ascendența frontală și ciclonică
Ridicarea frontală și ciclonică are loc în cele mai pure manifestări atunci când aerul stabil, care a fost supus unei încălziri de suprafață puțin sau deloc, este forțat în sus la fronturile meteorologice și în jurul centrelor de joasă presiune. Fronturile calde asociate cu cicloanele extratropice au tendința de a genera nori cirriformi și stratiformi pe o arie largă, cu excepția cazului în care aerul cald care se apropie este instabil, caz în care norii cumulus congestus sau cumulonimbus vor fi în mod obișnuit înglobați în stratul noros principal de precipitare. Fronturile reci sunt de obicei mai rapide în mișcare și generează o linie îngustă de nori care sunt în majoritate stratocumiforme, cumuliforme sau cumulonimbiforme în funcție de stabilitatea maselor de aer cald chiar în fața frontului.
Ascendența convectivă
Un alt agent este mișcarea convectivă ascendentă de ridicare cauzată de încălzirea solară în timpul zilei la nivelul suprafeței sau de o umiditate absolută relativ ridicată. Radiația de undă de scurtă durată generată de soare este re-emisă ca radiație cu undă lungă când atinge suprafața Pământului. Acest proces încălzește aerul cel mai apropiat de sol și mărește instabilitatea masei de aer prin crearea unui gradient de temperatură mai abrupt, de la cald sau fierbinte, la nivelul suprafeței, până la altitudinea rece. Aceasta determină creșterea și răcirea până când se atinge echilibrul de temperatură cu aerul înconjurător. Instabilitatea moderată permite formarea unor nori cumuliformi de dimensiuni moderate care pot produce ploi ușoare dacă aerul este suficient de umed. Curenții ascendenți de convecție pot permite ca picăturile să crească la o rază de aproximativ 0,015 milimetri înainte de a se precipita ca ploi. Diametrul echivalent al acestor picături este de aproximativ 0,03 milimetri.
Dacă aerul din apropierea suprafeței devine extrem de cald și instabil, mișcarea sa ascendentă poate deveni destul de explozivă, ducând la formarea unor nori cumulonimbiformi care pot cauza condiții meteorologice nefavorabile. Ca mici particule de apă care alcătuiesc împreună grupul de nori pentru a forma picături de ploaie, ele sunt atrase spre pământ de forța gravitației. În mod normal, picăturile s-ar evapora sub nivelul de condensare, dar forțele ascendente puternice încetinesc căderea picăturilor, și le pot menține în aer mult mai mult. Curenții ascencenți violenți pot atinge viteze de până la 290 km/h. Cu cât picăturile de ploaie rămân mai sus, cu atât mai mult timp au să crească în picături mai mari, care în cele din urmă cad ca ploi puternice.
Picăturile de ploaie care sunt purtate deasupra nivelului de înheț devin suprarăcite la început, apoi înghețate în grindină mică. Un nucleu de gheață poate ridica o dimensiune de 1,3 cm când trece prin unul din acești curenți ascendenți și poate circula prin mai multe curenți ascendenți și descendenți înainte de a deveni atât de greu încât să cadă la pământ ca grindină mare. Dacă se taie o piatră de grindină pe jumătate se constată că prezintă straturi de gheață asemănătoare cepei, care indică momente distincte când trece printr-un strat de apă super-răcită. Au fost observate pietre de grindină cu diametre de până la 7 cm.
Ridicarea convectivă poate apărea într-o masă de aer instabilă, departe de orice fronturi. Cu toate acestea, aerul foarte cald instabil poate fi de asemenea prezent în jurul fronturilor și a 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 ridicării convective non-frontale, creșterea instabilității favorizează creșterea norului vertical în ascendență și crește potențialul de vreme severă. În cazuri rare, ascendența convectivă poate fi suficient de puternică pentru a pătrunde în tropopauză și pentru a împinge partea de sus a norului în stratosferă.
Ascendența orografică
O a treia sursă de ascendență este circulația vântului care forțează aerul printr-o barieră fizică, cum ar fi un munte (ascendență orografică). Dacă aerul este în general stabil, nu se vor forma decât nori cu cap lenticular. Cu toate acestea, dacă aerul devine suficient de umed și instabil, pot apărea ploi orografice sau furtuni.
(Crepusculul de seară cu vânt, ajutat de Soarele spre apus, poate imita vizual o tornadă rezultată din ascensiunile orografice.)
Răcirea non-adiabatică
Împreună cu răcirea adiabatică care necesită un agent de ridicare, există alte trei mecanisme principale pentru scăderea temperaturii aerului până la punctul de rouă, toate producându-se aproape de nivelul suprafeței și nu necesită nicio ascendență a aerului. Răcirea conductivă, radială și prin evaporare, poate cauza condens la nivelul suprafeței, ducând la formarea de ceață. Răcirea conductivă are loc atunci când aerul dintr-o zonă sursă relativ ușoară vine în contact cu o suprafață mai rece, ca atunci când aerul marin ușor se deplasează pe o suprafață de teren mai rece. Răcirea radială apare datorită emisiei de radiații infraroșii, fie prin aer, fie prin suprafața de dedesubt. Acest tip de răcire este obișnuit în timpul nopții când cerul este clar. Răcirea prin evaporare se produce când umiditatea este adăugată la aer prin evaporare, ceea ce determină temperatura aerului să se răcească la temperatura becului umed sau, uneori, până la punctul de saturație.
Adăugarea de umezeală în aer
Există cinci moduri principale în care vaporii de apă pot fi adăugați în aer. Creșterea conținutului de vapori poate rezulta din convergența vântului peste apă sau pe terenul umed în zone de mișcare ascendentă. Precipitarea sau virgul care cade de sus, de asemenea, îmbunătățește conținutul de umiditate. Încălzirea în timpul zilei determină evaporarea apei de pe suprafața oceanelor, a apei 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 caldă va deveni mai umed. Ca și în cazul încălzirii pe timp de zi, adăugarea de umiditate în aer crește conținutul său de căldură și instabilitatea și ajută la punerea în mișcare a acelor procese care duc la formarea de nori sau ceață.
Suprasaturația
Cantitatea de apă care poate exista ca vapori într-un volum dat crește cu temperatura. Atunci când cantitatea de vapori de apă este în echilibru deasupra unei suprafețe plane de apă, 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 cu cele care condensează înapoi în apă. Dacă umiditatea relativă devine mai mare de 100%, se numește suprasaturate. Suprasaturarea are loc în absența nucleilor 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 noriilor. 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 când se ajunge la punctul de saturație mai mic. O altă posibilitate este ca apa să rămână în formă de vapori, chiar dacă este dincolo de punctul de saturație, ducând la suprasaturație.
Suprasaturarea a mai mult de 1-2% în raport cu apa este rareori văzută în atmosferă, deoarece nucleele condensului de nori sunt de obicei prezente. Sunt posibile grade mult mai mari de suprasaturație în aerul curat și sunt baza camerei cu ceață.
Nu există instrumente de măsurare a suprasaturației în nori.
Suprarăcirea
Picăturile de apă rămân frecvent sub formă de apă lichidă și nu îngheață, chiar cu mult sub 0 °C. Nucleele de gheață care pot fi prezente într-o picătură atmosferică devin active pentru formarea gheții la temperaturi specifice între 0 °C și -38 °C, în funcție de geometria și compoziția nucleului. Fără nuclee de gheață, picăturile de apă superrăcite (precum și orice apă lichidă extrem de pură) pot exista până la aproximativ -38 °C, moment în care apare înghețarea spontană.
Coliziune – coalescență
O teorie care explică modul în care comportamentul picăturilor individuale dintr-un nor duce la formarea precipitațiilor este procesul de coliziune-coalescență. Picăturile suspendate în aer vor interacționa una cu cealaltă, fie prin ciocnire și cădere una peste cealaltă, fie prin combinarea pentru a forma o picătură mai mare. În cele din urmă, picăturile devin destul de mari încât acestea cad pe pământ ca precipitații. Procesul de coliziune-coalescență nu reprezintă o parte semnificativă a formării norilor, deoarece picăturile de apă au o tensiune de suprafață relativ ridicată. În plus, apariția coliziunii-coalescenței este strâns legată de procesele de antrenare-amestecare.
Procesul Bergeron
Mecanismul primar pentru formarea norilor de gheață a fost descoperit de Tor Bergeron. Procesul Bergeron observă că presiunea de vapori de saturație a apei sau cantitatea de vapori de apă care poate conține un volum dat depinde de cu cine interacționează vaporii. În mod specific, presiunea vaporilor de saturație în raport cu gheața este mai mică decât presiunea de vapori de saturație în raport cu apa. Vaporii de apă care interacționează cu o picătură de apă pot fi saturați, la o umiditate relativă de 100%, 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 suplimentari de apă se vor condensa în gheață pe suprafața particulei. Aceste particule de gheață se termină ca nuclee de cristale de gheață mai mari. Acest proces are loc numai la temperaturi cuprinse între 0 °C și -40 °C. Sub -40 °C, apa lichidă va nuclea spontan și va îngheța. Tensiunea superficială a apei permite picăturilor să rămână lichide cu mult sub punctul lor normal de îngheț. Când se întâmplă acest lucru, apa este acum supraîncălzită. Procesul Bergeron se bazează pe o apă lichidă foarte răcită care interacționează cu nucleele de gheață pentru a forma particule mai mari. Dacă există câteva nuclee de gheață în comparație cu cantitatea de apă lichidă foarte răcită, picăturile nu vor putea să se formeze. Un proces în care oamenii de știință sădesc un nor cu nuclei artificiali de gheață pentru a încuraja precipitarea este cunoscut sub numele de însemânțarea norului. Acest lucru poate ajuta la precipitații în nori care altfel nu vor ajunge să profducă ploaia. Însemânțarea norilor adaugă nuclee excesive de gheață artificială care schimbă balanța, astfel încât sunt multe nuclee în comparație cu cantitatea de apă lichidă superrăcită. Un nor supra-însămânțat va forma multe particule, dar fiecare va fi foarte mică. Acest lucru se poate face ca măsură preventivă pentru zonele expuse riscului de furtună cu grindină.
Coeziune și dizolvare
Există forțe în toată omosfera (care include troposfera, stratosfera și mezosfera) care pot afecta integritatea structurală a unui nor. Cu toate acestea, atâta timp cât aerul rămâne saturat, forța naturală a coeziunii care ține moleculele unei substanțe împreună acționează pentru a împiedica ruperea norului. Dizolvarea norului poate să apară atunci când procesul de răcire adiabatică încetează, iar ridicarea în sus a aerului se înlocuiește cu subsidența. Acest lucru duce la cel puțin un anumit grad de încălzire a aerului adiabatic, care poate duce la transformarea picăturilor de nor sau a cristalelor în vapori de apă invizibili. Forțe mai puternice, cum ar fi forfecarea datorită vântului și descendența, pot afecta un nor, dar acestea sunt în mare măsură limitate la troposferă de unde apare aproape toată vremea pe Pământ. Un nor cumulos tipic cântărește aproximativ 500 de tone, greutatea a 100 de elefanți.
Lasă un răspuns