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Stabilità dell’atmosfera umida
La condensazione del vapore in una particella d’aria produce calore che ne aumenta la temperatura. Il moto
ascensionale non è più adiabatico. La temperatura potenziale non è più conservata
𝑑θ
Γ < Γ𝐷 e/o 𝑑𝑧 > 0 non garantiscono la stabilità dell’atmosfera umida (fig.4.5) perché l’aumento di temperatura
potenziale potrebbe diventare maggiore di quello con la quota nell’ambiente circostante (instabilità condizionata)
Temperatura potenziale equivalente: la temperatura potenziale che la particella d’aria avrebbe se tutto il suo vapore
acqueo condensasse e il calore fosse utilizzato per aumentarne energia interna. In formula
θ𝑒 = θ𝑒
𝐿𝑞𝑠
𝑐𝑝 𝑇
𝑑θ𝑒
>𝟎
𝑑𝑧
𝑑θ
>0
𝑑𝑧
Aria secca stabile
Aria satura stabile
𝑑θ
<0
𝑑𝑧
Aria secca instabile
Aria satura stabile
𝑑θ𝑒
< 𝟎
𝑑𝑧
Atmosfera stabile
impossibile
Aria secca stabile
Aria satura instabile
Aria secca instabile
Aria satura instabile
Atmosfera
condizionatamente
instabile
Atmosfera instabile
Altre condizioni di instabilità
L’umidità può alterare direttamente la buoyancy senza avvenga la condensazione (tropical oceans). Un
profilo di temperatura neutro quando l’umidità decresce con la quota potrebbe avere la temperatura
virtuale che diminuisce con la quota e quindi essere instabile
Evaporazione di gocce di pioggia che attraversano strati di aria non satura, ne diminuiscono la
temperatura e possono produrre a «Cold downdraft»
Nuclei di condensazione
𝑒
2𝛾𝑚𝑤 1
∗
𝑤𝑅 𝑇 𝑟
• La pressione di condensazione dipende dalla curvatura della superficie al cui contatto avviene: 𝑙𝑛 𝑒 𝑟 = 𝜌
∞
•
•
•
•
dove
𝑒∞ rappresenta il valore limite per una superficie piana.
Se si considera un gruppo di molecole assemblate dal moto browniano ( r= 0.5∙10-9m) si ottiene che la condensazione
avviene a circa 800% di umidita relativa (supercondensazione, valore limite per aria pura). Attorno a una particella di
aerosol o una gocciolina d’acqua di 0.1µm la condensazione inizia a un più modesto 101%  Particolato, aerosol,
piccole goccioline agiscono da nuclei di condensazione nell’atmosfera reale
La condensazione attorno a particelle d’acqua che contengono materiali solubili (quali sale marino) può aver luogo
anche prima di raggiungere la saturazione (per una gocciolina di 0.1µm all’umidità relativa dell’85% se contiene 10-15g di
sale marino). La condensazione ne fa tuttavia aumentare le dimensioni e quando esse si avvicinano a 1µm una lieve
sovrasaturazione 100,1% è sufficiente per la condensazione. L’effetto del materiale disciolto diminuisce all’aumentare
della dimensione del nucleo di condensazione (figura 4.6)
Una gocciolina di acqua pura di raggio a partire di 0.1µm richiede sovrasaturazione per continuare a crescere (anche se
di valore modesto e progressivamente decrescente). La stessa gocciolina di acqua se contaminata con sale marino
inizialmente cresce anche in condizioni di sottosaturazione, ma richiede sovrasaturazione se le sue dimensioni crescono
apprezzabilmente (> 1-10 µm ). Le differenze di crescita diventano piccole e la crescita in pratica trascurabile se le
goccioline superano i 10µm di raggio (figura 4.6)
La condensazione non spiega la velocità a cui le goccioline aumentano le loro dimensioni nelle nubi
aerosol
• Aerosol giganti: dimensioni di circa 10µm; sono prodotti da combustione (incendi, ma anche industriale) e processi
crostali (azione meccanica del vento) ; rimossi dalle piogge (deposizione umida) e dalla sedimentazione
(deposizione secca) per effetto della gravità; tipicamente persistono in atmosfera da alcune ore a 1 giorno,
concentrazioni numeriche tipicamente basse (<107/m3)rispetto agli altri aerosol
• Grandi aerosol: dimensioni di circa 1µm; sono costituti da sali marini, pollini, residui di combustione; vengono
rimossi dalle piogge; tipicamente persistono in atmosfera per alcuni giorni, anche fino a 1mese, concentrazioni
tipiche da 107 a 109/m3
• Nuclei di Aitken: dimensioni di 0.1µm o inferiori. Sono prodotti da attività industriali, traffico, combustioni; sono
rimossi dalle piogge e catturati in goccioline nelle nubi, coagulano in aerosol di dimensioni maggiori. In quanto tali
persistono in atmosfera per circa un’ora; concentrazioni tipiche da 1010 fino a 1012/m3 in aree urbane
L’atmosfera nelle zone industriali contiene principalmente Aitken nuclei di Aitken e in misura minore aerosol giganti.
L’atmosfera continentale contiene in proporzioni confrontabili aerosol giganti e nuclei di Aitken,
L’atmosfera marina contiene principalmente grandi aerosol, ma in basse condensazione rispetto alle zone industriali, e
costituiti da sali marini (la loro concentrazione dipende molto dalla velocità del vento, da 106 a 108/m3)
Goccioline d’acqua nelle nubi
Le nubi contengono di raggio compreso fra 1 e 100 µm (dipende dal tipo di nube) . Le goccioline d’acqua hanno una
velocità di caduta che aumenta con le dimensioni (tabella 4.2). Mentre una gocciolina di 5µm in un’ora perderebbe
solamente 10m di quota e può persistere a lungo sospesa nell’aria, una di 50 percorrerebbe quasi 1km. Particelle di
acqua di dimensioni maggiori persistono in aria solo in presenza di intensi movimenti verticali. Quando le loro
dimensioni non ne consentono più la permanenza in aria cadono come pioggia.
Le goccioline di pioggia hanno dimensioni variabili fra i 250 e i 5000µm. La tabella 1.4 mostra come esse possano
restare in aria solo in presenza di moti verticali estremamente violenti.
La e goccioline di pioggia si formano in pochi minuti. La loro crescita si spiega con la condensazione solo nelle fasi
iniziali, e successivamente avviene per collisioni e coalescenze che ne aumentano progressivamente le dimensioni
(eq.4.14-15 e fig.4.8)
𝑑𝑟
𝑣𝑞𝐿 𝐸𝑐
=
𝑑𝑡
4𝜌
𝑤
Il tasso di crescita del raggio è proporzionale alla sua velocità relativa all’ambiente circostante: goccioline grosse
crescono più velocemente.
Sintesi: la conversione dell’acqua delle nubi in pioggia dipende da:
Le dimensioni delle goccioline, la quantità di acqua presente, lo spessore della nube, le correnti ascensionali