Cosa fa sì che il vapore acqueo nell’aria si trasformi in particelle liquide o solide che possono cadere sulla Terra? La risposta è che l’aria è naturalmente raffreddata. Quando l’aria si raffredda al punto di rugiada, è satura d’acqua. Pensate ad estrarre l’acqua da una spugna umida. Per rilasciare l’acqua, devi spremere la spugna, cioè ridurre la sua capacità di trattenere l’acqua. Nell’atmosfera, raffreddare l’aria oltre il punto di rugiada è come spremere la spugna – riduce la quantità di vapore acqueo che l’aria può contenere, costringendo alcune molecole di vapore acqueo a cambiare stato per formare goccioline d’acqua o cristalli di ghiaccio.
Un meccanismo per raffreddare l’aria è il raffreddamento notturno. In una notte limpida, la superficie del suolo può diventare piuttosto fredda, poiché perde la radiazione a onde lunghe. Se l’aria è umida, la brina può essere depositata quando il vapore acqueo forma cristalli di ghiaccio. Tuttavia, questo raffreddamento non è sufficiente a formare precipitazioni. Le precipitazioni si formano solo quando una massa d’aria sostanziale sperimenta un calo costante della temperatura al di sotto del punto di rugiada. Questo accade quando un pacchetto d’aria viene sollevato a livelli sempre più alti nell’atmosfera.
TASSO ADIABATICO SECCO
Se avete mai gonfiato una gomma di bicicletta usando una pompa a mano, potreste aver notato che la pompa diventa calda. Se è così, avete osservato il principio adiabatico. Questa importante legge afferma che se non viene aggiunta energia a un gas, la sua temperatura aumenterà man mano che viene compresso. Quando si pompa vigorosamente, comprimendo l’aria, la pompa di metallo della bicicletta si riscalda. Al contrario, quando un gas si espande, la sua temperatura scende per lo stesso principio. I fisici usano il termine processo adiabatico per riferirsi a un processo di riscaldamento o di raffreddamento che avviene esclusivamente come risultato del cambiamento di pressione, senza che il calore entri o esca da un volume d’aria.
Come si collega il principio adiabatico al sollevamento dell’aria e alle precipitazioni? L’anello mancante è semplicemente che la pressione atmosferica diminuisce all’aumentare dell’altitudine. Quando un pacchetto d’aria viene sollevato, la pressione atmosferica sul pacchetto diventa più bassa, e l’aria si espande e si raffredda, come mostrato nella figura 4.9. Quando un pacchetto d’aria scende, la pressione atmosferica diventa più alta, e l’aria viene compressa e riscaldata.
Descriviamo questo comportamento nell’atmosfera usando il tasso di decadimento adiabatico secco, come mostrato nella parte inferiore della figura 4.10. Si applica a un pacco d’aria in aumento che non è stato ancora raffreddato fino alla saturazione. Il tasso di decadimento adiabatico secco ha un valore di circa 10°C per 1000 m (5.5°F per 1000 ft) di aumento verticale. Cioè, se un pacco d’aria viene sollevato di 1 km, la sua temperatura scenderà di 10°C. Al contrario, un pacchetto d’aria che scende si riscalderà di 10°C per 1000 m. Questo è il tasso secco perché non si verifica alcuna condensazione durante questo processo.
C’è un’importante differenza da notare tra il tasso di decadimento adiabatico secco e quello della temperatura ambientale. Il tasso di decadimento ambientale è semplicemente un’espressione di come la temperatura dell’aria ferma varia con l’altitudine. Questo tasso varia di volta in volta e da luogo a luogo, a seconda dello stato dell’atmosfera. È molto diverso dal tasso di decadimento adiabatico secco. La cadenza adiabatica secca si applica a una massa d’aria che si muove verticalmente. Non varia con il tempo e il luogo, ed è determinato da leggi fisiche, non dallo stato atmosferico locale.
Tasso di decadimento adiabatico secco
Continuiamo ad esaminare il destino di un pacchetto d’aria che si muove verso l’alto nell’atmosfera (Figura 4.10). Mentre il pacco si muove verso l’alto, la sua temperatura scende al tasso adiabatico secco, 10°C/1000 m (5.5°F/1000 ft). Nota, tuttavia, che la temperatura del punto di rugiada cambia leggermente con l’elevazione. Invece di rimanere costante, scende al tasso di lapse del punto di rugiada di 1.8°C/1000 m (1.0°F/1000 ft).
Come il processo di salita continua, l’aria è alla fine raffreddata alla sua temperatura del punto di rugiada, e la condensazione inizia a verificarsi. Questo è mostrato nella figura 4.10 come il livello di condensazione di sollevamento. Il livello di condensazione ascendente è quindi determinato dalla temperatura iniziale dell’aria e dal suo punto di rugiada iniziale
e può differire dall’esempio mostrato qui. Se il pacco di aria satura continua a salire, entra in vigore un nuovo principio: il rilascio di calore latente.
Cioè, quando avviene la condensazione, il calore latente viene rilasciato dalle molecole d’acqua che si condensano e riscalda le molecole d’aria circostanti.
In altre parole, si verificano due effetti contemporaneamente. Primo, l’aria sollevata viene raffreddata dalla riduzione della pressione atmosferica. Secondo, viene riscaldata dal rilascio di calore latente dalla condensazione.
Quale effetto è più forte? Come risulta, l’effetto di raffreddamento è più forte, quindi l’aria continuerà a raffreddarsi mentre viene sollevata. Tuttavia, a causa del rilascio di calore latente, il raffreddamento avverrà ad una velocità inferiore. Questo tasso di raffreddamento per l’aria satura è chiamato il tasso di decadimento adiabatico umido e varia tra 4 e 9°C per 1000 m (2,2-4,9°F per 1000 piedi). A differenza del tasso di decadimento adiabatico secco, che rimane costante, il tasso di decadimento adiabatico umido è variabile perché dipende dalla temperatura e dalla pressione dell’aria e dal suo contenuto di umidità. Per la maggior parte delle situazioni, comunque, possiamo usare un valore di 5°C/1000 m (2.7°F/1000 ft). Nella figura 4.10, il tasso adiabatico umido è mostrato come una linea leggermente curva per indicare che il suo valore cambia con l’altitudine.
Tenete a mente che mentre il pacco d’aria diventa saturo e continua a salire, avviene la condensazione. Questa condensazione produce goccioline liquide e particelle solide di ghiaccio che formano le nuvole e alla fine le precipitazioni.
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