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ATMOSFERA: composizione, struttura e dinamica
La composizione dell’atmosfera
Il nostro pianeta è avvolto da un involucro gassoso che contiene però anche piccole percentuali di liquidi e solidi. La metà della massa atmosferica è compresa nei primi 5 km, il 95% del totale si trova sotto i 20 km. L’atmosfera viene divisa in bassa atmosfera ( omosfera ) e alta atmosfera ( eterosfera ).
La bassa atmosfera ha composizione chimica costante azoto 78%, ossigeno 21%, gas nobili 0,94%
e diossido di carbonio 0,033% grazie al continuo rimescolamento dei gas. Il vapore acqueo si trova in quantità maggiore a bassa quota, è fondamentale per l’equilibrio termico. Nell’aria della bassa atmosfera è abbondante il pulviscolo atmosferico proveniente da erosioni, eruzioni, meteoriti, processi
biologici (polline) ecc.
L’ alta atmosfera non è chimicamente omogenea perché i gas che la compongono si stratificano in base alla loro densità 90-200 km N e O molecolari, 200-1100 gas leggeri (H e He) e O monoatomico,
1100-3500 He, >3500 H atomico.
La struttura a strati dell’atmosfera
L’atmosfera è costituita da strati sovrapposti di densità decrescente, sfere , separate da zone di transizione, pause.
Troposfera: la turbolenza 0-12 km
La troposfera è lo strato più basso e denso e comprende circa i ¾ dell’intera massa. Ospita la maggiore parte del vapore acqueo ed è sede delle perturbazioni meteorologiche. La temperatura diminuisce all’aumentare della quota 0,6° ogni 100 m ( gradiente termico verticale ). Al livello del mare la temperatura è di 25° nelle regioni equatoriali e -10° in quelle polari questo è dovuto allo spessore della troposfera, il limite superiore infatti cambia -80° Eq. -50° Polo. Sono queste differenze a causare i moti convettivi. La tropopausa è spessa appena 2 km, qui la temperatura tocca il valore minimo e vi sono velocissime correnti a getto.
Stratosfera: la stabilità fino ai 60 km
La stratosfera è costituita da gas più rarefatti ma uguali a quelli della troposfera, meno per il vapore acqueo. La temperatura non varia rispetto a quella della tropopausa fino alla quota di 20 km, poi aumenta di 1°-3° per km. Questo aumento di temperatura è provocato dal processo di formazione dell’ ozono (O 3 ) che assorbe radiazione solari ultraviolette. Le radiazioni scincono le molecole biatomiche dell’ossigeno: O 2 + O ⇔ O 3. L’ozono formandosi e dissociandosi impedisce alle radiazioni di raggiungere la superficie terrestre. La maggior parte dell’ozono è nell’ ozonosfera (30-60 km), qui la temperatura raggiunge gli 0°. In questa situazione di aria calda sopra aria fredda si ha un inversione termica.
Mesosfera: la transizione fino agli 80-90 km
La mesosfera è caratterizzata da una crescente rarefazione dei gas e l’aumento della % dei gas leggeri non ci sono ozono e vapore acqueo. La temperatura riprende a diminuire fino a raggiungere i
- 70/-90° agli 80-90 km dove si trova la mesosfera. Fra mesosfera e mesopausa si trova il fenomeno delle nubi nottilucenti polveri fini e cristallo. In questa fascia di atmosfera ci sono venti fino a 300 km/h.
Termosfera: la ionizzazione termina ai 500 km
Nella termosfera la densità dei gas continua a decrescere. Non ci sono venti e turbolenze, la temperatura è quindi influenzata solo dall’energia proveniente dal Sole 0° 110-120 km, 1000° 300km. I valori si riferiscono ad una temperatura cinetica energia cinetica delle particelle di gas. La temperatura “classica” è di molto inferiore, il calore si trasferisce tramite gli urti tra particelle ma essendocene poche anche gli urti diminuiscono. Sopra i 70-80 km di altezza e radiazioni solari causano la ionizazione da molecole a ioni dei gas atmosferici. Questo fenomeno avviene nella ionosfera divisa in quattro strati ionizzanti D, E, F 1 e F 2. Che riflettono rispettivamente onde lunghe, medie,
corte e cortissime. Le particelle ionizzate, anche se poche, danno luogo a fenomeni di notevole importanza. Influenza la propagazione delle onde radio. La ionosfera è anche la sede della aurore polari effetto dell’evanescenza dell’azoto (blu/viola) e dell’ossigeno (rosso/giallo/verde) eccitate dalle collisioni con le particelle del vento solare.
Esosfera: il confine limite non definibile
L’ esosfera è la parte più esterna, la temperatura continua ad aumentare con la quota fino ai 2000°, temperatura cinetica. La densità raggiunge valori minimi. Le particelle di vento solare possono essere catturate dal campo magnetico terrestre se la loro velocità è inferiore a 11,2 m/s, velocità di fuga. Lo spazio in cui sono presenti le linee di forza del campo magnetico si chiama magnetosfera. I gas ionizzanti si dispongono lungo le linee di forza e nel frattempo interagiscono con il vento solare che li comprime e crea la classica forma a ciambella. Le particelle raccolte si concentrano nelle fasce di Van Allen una 9000 km, composta prevalentemente da protoni e una a 22000 km, composta da elettroni. Il bilancio radioattivo e genetico della terra Il Sole invia annualmente sulla Terra 1,07· 1024 kJ di energia = 4,4·10^16 W. Al limite superiore dell’atmosfera arrivano 1366 W per m^2 : irradianza solare W/m^2. In ogni istante solo la metà della terra è esposta quindi l’irradiazione si dimezza 683. Essendo che solo all’equatore i raggi sono perpendicolari l’irradianza diminuisce a 340 W/m^2 consideriamola come il 100%. Di questa percentuale i gas assorbono il 16% e le nubi il 2%. Le nubi e il pulviscolo ne riflettono il 23% e il vapore acqueo il 7%. Solo il 52% di 340 W/m^2 arriva alla superficie: radiazione globale , che raggiunge la terra o come radiazione diretta 26% o radiazione diffusa 26%. Anche la superficie terrestre riflette una piccola parte 4%. La percentuale riflessa da un corpo illuminato è detto albedo misura della capacità riflettente, quello della Terra è del 35%. La radiazione effettiva ammonta al 165 W/m^2. La superficie terrestre riemette parte di questa energia: radiazione terrestre. La radiazione solare arriva con una lunghezza d’onda compresa tra 0,17 a 4 μm che la superficie terrestre converte con m che la superficie terrestre converte con una lunghezza d’onda da 4 a 300 μm che la superficie terrestre converte con m, che non viene dispersa nello spazio perché trattenuta dall’atmosfera ( controradiazione atmosferica ). Questo fenomeno è conosciuto come effetto serra quindi la Terra assorbe più energia di quella che arriva dal Sole: 492 W/m^2 questo effetto mantiene la temperatura media del pianeta a 15°. Grazie all’effetto serra solo il 18% della radiazione effettiva viene disperso nello spazio. Con i dati sopra riportati si può determinare il bilancio radioattivo globale : Q = Rc + Rt = 48% - 18% = 30% Q bilancio radioattivo, Rc la radiazione effettiva e Rt la radiazione terrestre netta. Totale circa 100 W/m^2. L’ evapotraspirazione è l’evaporazione di tutte le acque del pianeta e assorbe il 25% dell’energia solare. Viene poi rilasciata come calore latente. Il restante 5% dell’energia passa direttamente dal suolo all’aria disperdendo il calore nello spazio: calore sensibile. Grazie a tutti questi meccanismi il bilancio genetico globale è nullo. Questo non vale in tutte le zone della Terra che possono essere in surplus equatore o in deficit poli di energia. La temperatura dell’aria La temperatura vaia in base a diversi fattori:
- Inclinazione dei raggi solari : dall’equatore verso i poli la temperatura decresce sensibilmente. Questo perché l’angolo dei raggi solari sulla superficie diminuisce al crescere della latitudine. La stessa regola vale per l’ alternanza delle stagioni.
- Altitudine : la temperatura dell’aria diminuisce all’aumentare della quota la fonte principale di calore è la superficie terrestre, in più l’aria è più densa. Il gradiente termico per l’aria secca è - 1° ogni 100 m, per l’aria umida è -0,6° ogni 100 m.
- Presenza dei bacini marini o lacustri : l’acqua ha un elevata capacità termica prodotto fra massa e calore specifico (quantità di calore necessario per far aumentare di 1° un kg di X). Questo le permettere di assorbire/rilasciare facilmente calore (fresco di estate, caldo di inverno) per questo il riscaldamento dell’acqua avviene lentamente, rispetto alle rocce. Le correnti marine trasportano il calore da una zona all’altra.
Velocità e direzione del vento
La velocità (km/h) dei venti si misura tramite gli anemometri , e vengono classificati in base alla scala di Beaufort vedi tabella. È il gradiente barico a determinare la velocità a bassa quota non è costante, folate. La direzione dipende da: gradiente barico , effetto Coriolis e attrito col suolo. La forza di Coriolis che subisce l’effetto della rotazione terrestre; solo con il gradiente il vento si muoverebbe dalle zone anticicloniche a quelle cicloniche spinge i venti a destra nell’emisfero boreale a a sinistra in quello australe. I venti escono dalle aree anticicloniche con traiettorie a spirale in senso orario boreale /antiorario australe. L’effetto è massimo ad alte latitudini. La legge di Buys-Ballot serve per collocare le zone anticicloniche: se un osservatore volge le spalle al vento la zona anticiclonica si troverà dietro e a destra. Funziona al contrario nell’emisfero australe. L’attrito con il suolo è presente solo sotto i 1000 m si contrappone alla forza Coriolis. I venti a bassa quota sono quindi obliqui rispetto alle isobare non sono venti geostrofici che spirano parallelamente alle isobare.
La circolazione atmosferica generale: il modello “termico” e quello “dinamico”
La circolazione atmosferica generale riguarda i venti planetari che vano divisi in due tipologie: a circolazione nella bassa atmosfera condizionata dal moto di rotazione terrestre e dalla superficie e a circolazione nell’alta atmosfera. Esistono sulla Terra fasce di alta e bassa pressione alternate: prossimità equatore basse pressioni equatoriali ; intorno ai 25-30° di latitudine alte pressioni subtropicali ; tra i 50-60° di latitudine basse pressioni subpolari ; a zone di latitudine elevata alte pressioni polari. Dalle fasce di pressioni subtropicali spirano gli alisei zona equatoriale, velocità media di 15/20 km/h da Nord-Est, Boreale e Sud-Est Australe e i venti occidentali tra i 30-60° di latitudine, da Sud-ovest a Nord- Est e viceversa in quello australe. Nelle zone di bassa pressione subpolare convergono i venti orientali polari originati in zone di alta pressione spirano in direzione NE-SO boreale e SE-NO australe. I venti caldi tropicali e quelli freddi polari si incontrano lungo una superficie di separazione detta fronte polare. La circolazione atmosferica è determinata dal riscaldamento disomogeneo della superficie terrestre. Si formano perciò, nella troposfera, tre celle convettive , nelle quali i movimenti delle masse d’aria creano circuiti chiusi.
- La cella di Hadley si origina nella zona equatoriale dal movimento ascendente dell’aria calda e umida leggera verso l’alta troposfera che grazie alla sua bassa temperatura la fa deviare verso le zone di alta pressione tropicale. Durante il percorso perde umidità dando luogo a piogge equatoriali e quindi comincia a scendere verso il suolo. Quando arriva al suolo i muove verso l’equatore dando vita agli alisei. Si chiude il circuito.
- Nella cella di Ferrel , situata nelle zone temperate, una parte dell’aria scesa al suolo non va verso l’equatore ma devia verso latitudini più elevate formando i venti occidentali. Nelle zone di bassa pressione incontra l’aria dei poli e viene sospinta in quota tornando alla zona subtropicale e ricominciando il circuito.
- La cella polare , si sviluppa fra i 60-90° di latitudine: l’aria della zona di bassa pressione subpolare è abbastanza tiepida da salire di quota, da dove si dirige verso il polo per poi scendere al suolo fredda e densa e tornare alla zona di bassa pressione. Questi meccanismi si adattano molto bene alla circolazione al suolo mentre, per quanto riguarda la circolazione ad alta quota, ci sono delle incongruenze con il modello “termico”. Le zone di alta o bassa pressione non seguono rigidamente l’andamento dei paralleli, ma si frammentano in una serie di cellule discontinue, cicloniche o anticicloniche, alternate che si spostano verso Nord o Sud a seconda della stagione. La pressione atmosferica in quota è determinata unicamente dal diverso spessore che ha la troposfera alle diverse latitudini. Dunque, a quote elevate si verifica un’inversione delle condizioni bariche presenti al suolo. Di conseguenza, anche la circolazione dell’aria risulta invertita, con movimenti diretti dall’equatore ai poli, deviati dalla rotazione terrestre e trasformati in correnti occidentali che spirano da Ovest a Est lungo i paralleli ( circolazione zonale ). Tra le due ampie fasce di correnti occidentali è collocata una ristretta fascia intertropicale di correnti orientali. Le correnti occidentali raggiungono la massima intensità
(500 Km/h) alle medie latitudini e prendono nome di correnti a getto (jet stream), fiumi d’aria larghi centinaia di kilometri e con qualche kilometro di spessore. Esistono due correnti a getto per ogni emisfero: corrente a getto del fronte polare e corrente a getto subtropicale. Queste correnti subiscono variazioni stagionali di velocità, direzione e latitudine, spostandosi verso i poli in estate e verso i tropici in inverno. L’andamento sinuoso (quasi rettilineo) delle correnti a getto può subire variazioni cicliche: se la velocità diminuisce oltre i 70 Km/h (dai 150 Km/h iniziali), si formano anse molto accentuate, la corrente a getto diventa instabile e si fraziona in zone cicloniche e anticicloniche alternate. Queste osservazioni hanno indotto alcuni studiosi a proporre un modello teorico “dinamico” , contrapposto alla teoria classica. La circolazione in bassa quota e i fenomeni meteorologici dipenderebbero dal comportamento delle correnti zonali in alta quota e non dagli squilibri termici al suolo (che rappresentano un motore importante, ma non unico e fondamentale). La circolazione ciclonica e quella anticiclonica esistenti alle medie latitudini, con flussi d’aria calda tropicale verso Nord in estate e correnti fredde verso Sud in inverno, non vengono fatte risalire all’esistenza della cella di Ferrel.
I venti periodici: monsoni (regionali) e brezze (locali)
I monsoni sono venti regionali di carattere periodico stagionale. Imponenti movimenti di masse d’aria che vanno dai 35-70 km/h con un altezza di 3000-6000 m. I monsoni estivi bassa pressione sono carichi di umidità dall’oceano scaricano piogge sui territori attraversati si ipotizza siano correnti occidentali troposferiche. I monsoni invernali alta pressione sono invece secchi e freddi si ipotizza siano gli alisei. Le brezze costiere sono venti periodici locali che spirano fra il mare e la costa invertendo la loro direzione con ritmo giornaliero. Di notte le coste si scaldano più delle acque circostanti e si crea una zona di bassa pressione sulla terra che richiama aria dal mare ( brezza di mare ). Di notte il mare rilascia calore più lentamente delle rocce e su di esso si crea una zona di bassa pressione che provoca un flusso d’aria verso il mare ( brezza di terra ). In entrambi casi si formano delle controbrezze.
I venti variabili del Mediterraneo
Nel bacino Mediterraneo si vengono a creare spesso gradienti barici temporanei che provocano la formazione di venti variabili locali spirano saltuariamente. Fra questi troviamo: il libeccio e lo scirocco venti caldi e umidi; il maestrale e la tramontana venti freddi che di solito portano il sereno; la bora vento veloce dalla spira violenta colpisce Trieste.
I FENOMENI METEOROLOGICI
L’umidità atmosferica e i fenomeni del suolo
Dell’acqua sulla terra solo il 0,001% è in forma gassosa. Il vapore acqueo si origina dall’evaporazione dei bacini oceanici e in forma nettamente minore dalla traspirazione delle piante, si condensa in nuvole e poi alimenta le varie forme di precipitazione: ciclo dell’acqua. L’ umidità assoluta è la quantità di vapore acqueo ( g ) in un m^3 d’aria. Tanto è maggiore la temperatura tanto è satura l’aria di vapore acqueo fino ad arrivare al limite di saturazione. L’ umidità relativa rapporto fra la quantità di vapore acqueo presente e la massima quantità che ne potrebbe contenere umidità dell’aria in rapporto al limite di saturazione. Il punto di rugiada è la temperatura alla quale l’aria diventa satura.
Condensazione e brinamento
Vicino a bacini d’acqua l’aria può raggiungere il punto di rugiada e quindi iniziare il fenomeno di condensazione o brinamento in caso la temperatura sia bassa. Questi passaggi avvengono solo se sono presenti nuclei di condensazione/ solidificazione intorno alla quale si aggregano le particelle d’acqua la loro efficacia aumenta rispetto alla loro dimensione. In assenza di nuclei l’aria diventa soprasatura. Da condensazione e brinamento derivano rugiada e brina , nebbia bassa quota e nubi alta quota.
La coalescenza dipende dalla presenza, nella nube, di goccioline di forme diverse: le gocce più grandi cadendo collidono con gocce più piccole accrescendo ancora di più le loro dimensioni.
Grandine
Le nubi cumuliformi temporalesche possono dare origine alla grandine chicchi di ghiaccio di dimensione variabile (ghiaccio trasparente e lattiginoso che le rende opache). Il processo di formazione consiste nel deposito dello strato di ghiaccio lattiginoso ricco d’aria intorno ad un aghetto di ghiaccio; il chicco scende in una zona più bassa e fredda dove si deposito un altro strato di ghiaccio più trasparente povero d’aria. La loro dimensione dipende da quante volete le correnti ascensionali lo riportano in alto.
Regimi pluviometrici
Le precipitazioni sono distribuite in maniera disomogenea sulla Terra. Il regime pluviometrico indica l’andamento delle precipitazione annuali in una determinata regione si può rappresentare nei diagrammi pluviometrici. Le isoiete sono le linee che congiungono regioni con lo stesso regime pluviometrico. In base a questi dati si può dividere la terra in 4 diverse zone:
- Regime equatoriale: elevata piovosità distribuita in maniera omogenea annualmente.
- Regime tropicale: alta piovosità estiva mentre nel resto dell’anno sporadiche precipitazione o periodi aridi.
- Regime temperato: piogge non uniformemente distribuite estate secca inverno piovoso.
- Regime polare: precipitazioni scarse e prevalentemente nevose. Le piogge acide L’utilizzo di combustibili fossili comporta ogni anno l’immissione nell’atmosfera di enormi quantità di SO 2 anidride solforosa e di ossidi di azoto. Queste sostanze a contatto con l’umidità atmosferica si trasformano in acidi solforico e nitrico in particolare e ricadono sulla superficie sotto forma di precipitazioni acide ; in altri casi, gli inquinanti si depositano immediatamente sul suolo, dove subiscono il processo di trasformazione in acidi. Le precipitazioni atmosferiche sono sempre debolmente acide (con pH circa a 6) perché la CO2 nell’aria entra in soluzione con le gocce di pioggia formando acido carbonico, ma altri inquinanti riducono notevolmente il pH. Gli effetti delle piogge acide sono:
- Abbassano il pH dei laghi, con conseguente impoverimento della fauna ittica e degradazione dei cicli biologici negli ecosistemi;
- Danneggiano gli apparati fogliari, con conseguente diminuzione del rendimento dei raccolti, indebolimento della vitalità delle foreste, riduzione della germinazione dei semi e minor resistenza delle piante alle malattie;
- Danneggiano l’attività dei microrganismi del terreno, con una riduzione complessiva della fertilità;
- Asportano dal suolo le sostanze minerali preziose per la vita vegetale (tipo l’alluminio);
- Favoriscono la corrosione dei metalli e l’alterazione dei manufatti in pietra. La corrosione dei metalli e del materiale lapideo è causata da ossidoriduzione (redox). Un metallo o un sale, esposto all’aria, è sempre soggetto al fenomeno di corrosione per processo ossidativo, è una reazione naturale ma accelerata dalla presenza di sostanze inquinanti. A causa dell’azione dei venti, le precipitazioni acide possono verificarsi anche in aree distanti centinaia di Km dai luoghi in cui le sostanze inquinanti sono state emesse. Negli ultimi anni si è registrata in Europa una riduzione del fenomeno, grazie alla diminuzione della produzione di SO nell’Europa orientale. L’abbattimento delle emissioni di ossidi di azoto da parte dei veicoli a motore, grazie alle marmitte catalitiche e alle benzine verdi, fa sperare in un ulteriore miglioramento della situazione. Le previsioni del tempo La previsione meteorologica predice il futuro stato del tempo atmosferico in una determinata zona. Il barometro permette di misurare i cambiamenti di pressione atmosferica. I modelli previsionali matematici permettono di elaborare i dati raccolti da strumenti climatici calcoli svolti da satelliti e computer. Le previsioni non potranno mai essere precise per tre motivi:
- L’atmosfera è un fluido quindi di natura caotica di conseguenza a si possono fare previsioni solo sulla “probabilità” di un certo evento.
- Le equazioni matematiche sono impossibili da risolvere esattamente: si possono ottenere solo soluzioni approssimate.
- La conoscenza dello stato fisico dell’atmosfera può essere incompleta a causa di carenza di dati o dell'inesattezza di essi. È poi il meteorologo a scegliere il modello previsionale più adatto.
I modelli previsionali matematici
I dati provenienti dalle stazioni meteorologiche vengono inseriti in complesse operazioni matematiche che permettono di predire l’evolversi dello stato dell’atmosfera usando le leggi della dinamica dei fluidi e della termodinamica.
La visualizzazione sulle carte meteorologiche
Ciascun parametro atmosferico è rappresentabile su carte meteorologiche. Su di esse possiamo trovare lo stato presente situazione o quello previsto prognosi. Esistono carte di superficie e carte di quota.
IL CLIMA
Le variazioni climatiche
La paleoclimatologia scienza che studia i climi del passato ci permette di ricostruire la cronologia delle variazioni climatiche avvenute sulla Terra dopo l’ultima glaciazione. Le informazioni si possono ottenere con: Dosaggio di alcuni isotopi dell’ossigeno presenti nei foraminiferi dei fondali marini; Studio dei pollini nel suolo, che permette di conoscere le caratteristiche delle associazioni vegetali dominanti in un dato periodo; Dendroclimatologia, che analizzando gli anelli di accrescimento degli alberi fornisce informazioni sulle modificazioni del regime pluviometrico e sulle oscillazioni di temperatura; Carotaggi e analisi fisico-chimiche dei ghiacciai (perforazioni nella calotta artica e groenlandese). Il risultato di tali studi è: Prima di 1000 anni fa (Olocene): glaciazione wurmiana 1000-8000 anni fa: graduale riscaldamento del clima (con fluttuazioni) 8000-4000 anni fa: optimum climatico postglaciale, periodo con alte temperature stabili 2000a.C. - 800d.C: varie oscillazioni climatiche con periodi freddi 800-1200: periodo caldo medievale 1200-1400: periodo freddo medievale 1400-1550: periodo caldo 1550-1950: piccola età glaciale (-1.5° di variazione) 1950-oggi: riscaldamento globale del climatiche
Effetto serra: il clima è inquinato
L’ effetto serra mantiene la temperatura della troposfera su valori relativamente alti, compatibili con l’esistenza della vita sul nostro pianeta. Vapore acqueo, metano e diossido di carbonio i “gas serra” lasciano passare indisturbate le radiazioni solari in entrata, ma respingono le radiazioni elettromagnetiche a lunghezza d’onda maggiore infrarosso termico in uscita, riflettendole nuovamente verso la superficie terrestre. La teoria che associa i cambiamenti climatici alla CO 2 nella Troposfera si fonda sulla considerazione che, dato il particolare comportamento del diossido di carbonio nei confronti delle radiazioni, una qualsiasi variazione della quantità di questo gas nella bassa atmosfera debba provocare una modificazione della temperatura. In età preindustriale, la quantità di CO 2 in atmosfera era di circa 280 ppm, mentre oggi è di 375 ppm. Alcune ipotesi prevedono che raggiungerà le 560 ppm tra il 2030 e il 2050, se non si inverte la tendenza. Una parte della CO 2 si scioglie nelle acque degli oceani o viene assorbita dalle piante, ma circa il 50% rimane in atmosfera.
