Quando le particelle dell’atmosfera  hanno un raggio r  comparabile con quello della lunghezza d’onda della radiazione solare – come nel caso del pulviscolo o delle goccioline o di cristalli di ghiaccio delle nubi che hanno dimensioni dell’ordine di qualche decina di micron - allora la diffusone segue la legge di Mie, ovvero i singoli colori della luce solare sono diffusi in tutte le direzioni con la medesima intensità cosicché la radiazione solare conserva il suo naturale colore bianco. Ecco perché le nuvole ci appaiono bianche! Tuttavia, se la nube ha uno spessore notevole -  come, ad esempio, nei cumulonembi - allora la quantità di luce diffusa in grado di riemergere verso il basso, alla base, è alquanto modesta cosicché la nube ci appare di colore scuro. La luce bianca diffusa dalle impurità tende ad offuscare il colore blu del cielo. Di conseguenza un cielo biancastro è sintomo inequivocabile di un’elevata concentrazione di aerosol (polveri e/o goccioline di foschia).

Nelle ore centrali del giorno, in atmosfera libera da nubi e da impurità, i raggi solari, essendo perpendicolari alla superficie terrestre, attraversano  uno strato atmosferico relativamente di piccolo spessore e pertanto anche la  piccola porzione di luce visibile soggetta a scattering verso il blu riesce comunque a raggiungere quasi integralmente il suolo, cosicché la luce solare mantiene quasi intatta la sua composizione. Ecco perché il sole a mezzogiorno ci appare giallastro, che è il colore predominante nella radiazione visibile. Ma al tramonto, quando il sole è appena 4-5 gradi sopra l’orizzonte, i raggi solari debbono percorrere un tragitto circa 12 volte più lungo che a mezzogiorno. Anche in questo caso all’inizio il colore più diffuso è ancora il blu, ma man mano che il raggio luminoso avanza nell’atmosfera tende ad esaurire – perché dispersa per diffusione – la componente blu e poi quella verde e quindi resta, alla fine del tragitto, il giallo-arancio e dunque la luce assume tale colore, essendo gli altri ormai assenti. Ecco perché in atmosfera limpida il sole al tramonto ci appare arancione.

Come ci apparirebbe invece il tramonto qualora nell’aria ci fossero anche molte impurità, come polveri e goccioline di nubi? In questo caso gli aerosols provocano anche un forte scattering nel giallo e nel verde, i colori predominanti nella radiazione solare. Pertanto via via che il raggio luminoso avanza dal sole verso il suolo, perde - oltre al blu diffuso dalle molecole d’aria - una porzione crescente di giallo e di verde cosicché alla fine predomina il rosso, colore meno coinvolto nei processi di diffusione. Ecco perché con aria inquinata il sole al tramonto ci appare rosso.

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Se consideriamo un volume di 1 m³ appoggiato al suolo, la temperatura dell’aria da esso racchiuso verrà a dipendere dal bilancio netto tra i flussi di calore che vi entrano dall’alto (radiazione solare, radiazione infrarossa da effetto serra, rimescolamento turbolento verticale per azione del vento) e quelli persi per flussi di calore uscenti dal volume stesso (perdita di calore verso l’alto per irraggiamento nell’infrarosso dell’aria e del suolo, radiazione solare riflessa dal suolo nello spazio, moti convettivi se il suolo è surriscaldato).
Se la ventilazione è sostenuta allora la temperatura del volumetto d’aria viene anche influenzata dal trasporto orizzontale di aria più calda o più fredda (avvezione termica) dalla regioni circostanti verso il luogo di vostro interesse.
Anche l’evaporazione e la condensazione all’interno del volume d’aria contribuiscono a far variare la temperatura: infatti l’evaporazione, entro il volume considerato, dell’acqua, - compresa quella presente nel terreno e nella vegetazione - avviene a spese del calore sottratto al suolo medesimo.

Analogamente i fenomeni di condensazione al suolo - come la nebbia - immettono calore all’interno del volume d’aria (ad esempio, la condensazione in nebbia di 0.2 grammi di vapore in 1 m3 d’aria al suolo, ne aumenta la temperatura di quasi 0.5 °C). Ma la temperatura, oltre che dai flussi verticali e orizzontali di calore e dai fenomeni di condensazione-evaporazione, dipende anche da fattori astronomici (l’alternanza delle stagioni legata al moto di rivoluzione della terra) e da numerosi fattori geografici locali: durata del soleggiamento a seconda dell’orizzonte più o meno libero, inclinazione del terreno rispetto ai raggi solari, tipo di suolo ( il tipo di copertura del terreno influenza il grado di riflessione della radiazione solare da parte del suolo detta anche “albedo”), altitudine e latitudine del luogo, la distanza dal mare. Questo è il motivo per cui la temperatura manifesta una forte variabilità da luogo a luogo, anche nel raggio di pochi km e, per tale motivo, è uno dei parametri più difficile da prevedere.

Il vapore liberato da oceani, mari, laghi, fiumi e vegetazione viene trasportato verso l’alto dalle correnti aeree ascendenti di varia natura: moti convettivi al di sopra delle superfici più soleggiate, sollevamento forzato sul lato sopravvento agli ostacoli orografici, sollevamento al passaggio di un fronte freddo e o di un fronte caldo, risucchio dell’aria verso l’alto là dove sta passando la bassa pressione di una perturbazione atlantica o nord africana.

     Nell’ascesa verso pressioni via via minori, l’aria si raffredda, per espansione, di 1° C circa ogni 100 metri, fino a raggiungere, prima o poi, la saturazione. A questo punto sarebbe naturale attendersi che, qualora l'ascesa prosegua, l’ulteriore raffreddamento determini la condensazione del vapore acqueo ovvero l’unione delle molecole di vapore eccedente, generando in tal modo goccioline di nube (droplet). Ma come fa la nube a restare sospesa nel cielo? Insomma perché, seppure in modo lento, il peso delle sue goccioline (diametri intorno a 10-50 millesimi di millimetro e concentrazioni di 300-600 milioni per m3)  non la fa cadere verso il suolo?

     Ebbene, in realtà le microscopiche droplets galleggiano nell’aria perché sostenute dalle stesse correnti ascendenti che hanno portato alla formazione della nube stessa.