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L’atmosfera: composizione, struttura e temperatura
Atmosfera, tempo e clima
L’ atmosfera è l’involucro di gas che avvolge il pianeta; sotto l’azione degli effetti combinati del moto di rotazione terrestre e dell’energia solare, l’atmosfera manifesta fenomeni che danno origine, nella zona più vicina alla superficie terrestre, a una gamma infinita di condizioni metereologiche che sono all’origine dei principali lineamenti climatici. Se si parla di tempo atmosferico o meteorologico ci si riferisce allo stato dell’atmosfera in un dato momento e in un dato luogo; questo cambia continuamente, ma è comunque possibile generalizzare le variazioni ottenendo una descrizione delle condizioni atmosferiche complessive chiamata clima. Il clima dipende principalmente da fattori astronomici (l’eccentricità dell’orbita e l’inclinazione dell’asse terrestre) e da condizioni geofisiche locali (latitudine, altitudine). Le caratteristiche del tempo e del clima si basano sugli stessi elementi metereologici :
Temperatura dell’aria; Umidità; Il tipo e la quantità di copertura nuvolosa; Il tipo e la quantità di precipitazioni; Pressione atmosferica; Velocità e la direzione del vento;
L’osservazione e la misurazione regolare di questi elementi permettono di decifrare i lineamenti del clima e del tempo atmosferico; il clima può essere quindi definito come l’insieme di tutte le informazioni sul tempo atmosferico che contribuiscono a descrivere una determinata località.
La composizione dell’atmosfera
L’atmosfera è un miscuglio di gas, particelle liquide e solide. Si estende per un centinaio di km dalla superficie terrestre; oltre questa quota subisce una progressiva rarefazione che non permette più di percepirla come miscuglio di gas. La miscela di gas nello strato più basso, dove avvengono i principali fenomeni metereologici, è detta aria. La composizione dell’aria non è costante, ma varia nel tempo e nello spazio e presenta delle componenti fisse e delle componenti variabili. Le componenti fisse dell’aria sono l’ azoto (78%, ¾) e l’ ossigeno (21% ¼) costituiscono il 99% dell’aria pura e secca. Hanno scarsa rilevanza per i fenomeni atmosferici. Il restante 1% è costituito da argon (0,93%), da diossido di carbonio (0,039%) importantissimo perché assorbe le radiazioni infrarosse emesse dalla Terra influenzando il riscaldamento dell’atmosfera.
Le restanti componenti sono le componenti variabili , tra cui il vapor d’acqua, il pulviscolo atmosferico (aerosol) e l’ozono. La quantità del vapor d’acqua è presente per lo 0 - 4% del volume. È molto importante perché è all’origine delle nuvole e delle precipitazioni, assorbe le radiazioni infrarosse emesse dalla Terra e anche parte dell’energia solare con importanti effetti sul riscaldamento dell’atmosfera. Durante i passaggi di stato, l’acqua assorbe o libera calore, detto calore latente , il quale è trasportato da una regione all’altra e rappresenta la fonte di energia che alimenta molte perturbazioni. Il pulviscolo atmosferico o aerosol è formato da particelle solide e liquide che hanno origine diverse, naturali (Sali di origine marina) e artificiali. Queste particelle sono invisibili ma sono importanti dal punto di vista meteorologico: funge da superficie sulla quale può condensare il vapor d’acqua per poter
formare le nubi, nebbia e precipitazioni, assorbe, riflette e diffonde le radiazioni solari in entrata. Infine, danno origine al fenomeno ottico delle tonalità di rosso e arancione durante l’alba e il tramonto. L’ ozono , una forma dell’ossigeno molecolare costituita da 3 atomi di ossigeno per molecola (O3) è presente in quantità ridottissime e la sua distribuzione non è uniforme; nella parte inferiore dell’atmosfera la concentrazione è inferiore a una parte su 100milioni, mentre è presente
significativamente tra i 10 e i 50 km di altitudine ( stratosfera).
Estensione e struttura dell’atmosfera
La struttura dell’atmosfera cambia in base alle variazioni di pressione; la pressione atmosferica è il peso di una colonna d’aria alta quanto tutta l’atmosfera sull’unità di superficie. Si misura in pascal (1Pa= 1 N/m3) , ma nella meteorologia si utilizza il millibar (1mbar) 1hPa, ettopascal. A livello del mare la pressione è 1,032 mbar e diminuisce salendo in quota perché diminuisce l’altezza della colonna d’aria. I gas che costituiscono l’atmosfera si trovano per il 50% sotto i 5,6km e per il 90% sotto i 16km. In base alla variazione di temperatura, l’atmosfera è suddivisa in 5 strati: troposfera, mesosfera, termosfera, esosfera.
La troposfera è lo strato inferiore dell’atmosfera, in cui viviamo, dove la temperatura diminuisce al crescere dell’altitudine, ed è lo strato dove si verificano quasi tutti i fenomeni metereologici. Il valor medio dell’abbassamento di temperatura è di 6,5 °C/km, detto anche gradiente termico verticale o ambientale. Questo valore non è una costante per via dell’umidità e dei venti. Lo spessore non è uniforme: ai poli è più sottile (8 km) e all’Equatore è massima (17 km), ed è la conseguenza della diminuzione della forza centrifuga all’aumentare della latitudine. La diminuzione di temperatura continua fino al limite superiore della troposfera, la tropopausa.
La stratosfera presenta una temperatura costante fino a circa 20 km e poi, per effetto dell’ ozono stratosferico , aumenta gradualmente fino alla stratopausa (50km). Quando le molecole di ossigeno assorbono le radiazioni ultraviolette UV provenienti dal Sole, si scindono in 2 atomi di ossigeno; l’ozono si forma quando un singolo atomo di ossigeno e una molecola di ossigeno, in presenza di un catalizzatore (UV) collidono. L’ozono non è una molecola stabile e tende a scindersi nuovamente in atomi e molecole di ossigeno. L’ozono si concentra nella stratosfera tra i 20 – 30 km, fascia chiamata ozonosfera , perché esiste un equilibrio cruciale: le radiazioni UV producono i singoli atomi di ossigeno e la densità dei gas è sufficiente perché avvengano le necessarie collisioni tra particelle. L’ozono, quindi, assorbe le radiazioni UV del Sole, causando l’aumento di temperatura nella stratosfera. Proprio perché assorbe le radiazioni UV dannose per gli organismi viventi, l’ozono sfera è essenziale per la vita sulla Terra (problema del buco dell’ozono).
Il problema del Buco dell’Ozono
Il meccanismo di schermo è semplice: quando un raggio ultravioletto colpisce una molecola di ozono, questa lo assorbe scindendosi in O 2 + O. L'ossigeno monoatomico formato reagisce con una molecola di O 2 per formare ancora ozono, e il ciclo quindi ricomincia.
Consumo dell'ozono
In seguito, le radiazioni UV dissociano una molecola di ozono in una di ossigeno biatomico e una in ossigeno monoatomico, filtrando così il raggio UV:
O 3 + radiaz. UV → O 2 + O (filtro UV)
Durante la notte l'ossigeno monoatomico, essendo altamente reattivo, si combina con l'ozono per formare due molecole di ossigeno biatomico:
L’ esosfera non è più propriamente atmosfera, le sue temperature raggiungono probabilmente i 2000°C e la densità dei gas è minima. Non ha un limite superiore ben definito e termina attorno ai 2000 – 5000 km, dove i gas (elio e idrogeno) non sono più stabilmente trattenuti dalla gravità terrestre. Oltre questa fascia, predominano gli effetti del campo magnetico terrestre. Quando le particelle elettricamente cariche del vento solare giungono in prossimità della Terra, sono deviate dal campo magnetico terrestre e si dispongono secondo le sue linee di forza. Si raggiunge una configurazione d’equilibrio tra la pressione esercitata dal vento solare e l’azione del campo magnetico terrestre. La zona in cui avviene questa interazione tra le particelle cariche e campo magnetico è la magnetosfera ; non ha forma sferica, ma molto asimmetrica perché il vento solare comprime le sue linee di forza dalla parte del Sole, generando, dall’altro lato, una lunga coda magnetica.
Le radiazioni solari e il bilancio termico della Terra
Quasi tutta l’energia da cui dipendono le condizioni atmosferiche e il clima della Terra deriva dal Sole. La Terra intercetta una piccolissima percentuale di energia emessa dal Sole, questa non è distribuita equamente sulla superficie: la quantità di energia ricevuta varia con la latitudine, l’ora del giorno e la stagione. Proprio questa disuguaglianza genera i venti e innesca le correnti oceaniche. Questi movimenti, a loro volta, trasportano calore dai tropici verso i poli in una continua tendenza ad equilibrare i gradienti energetici. Le conseguenze di questi processi sono dunque i fenomeni del tempo atmosferico. Il diverso riscaldamento si deve in parte all’inclinazione dell’asse terrestre e ai moti relativi della Terra rispetto al Sole, e in parte alle diverse caratteristiche della superficie terrestre.
Le radiazioni solari che giungono sulla Terra
Quando le radiazioni solari colpiscono un corpo si osservano 3 fenomeni: assorbimento, riflessione, diffusione.
In primis l’ assorbimento , cioè parte dell’energia viene assorbita dai diversi gas che assorbono selettivamente l’energia radiante in funzione della lunghezza d’onda; questa energia è trasformata in energia cinetica delle particelle, percepibile come innalzamento della temperatura. L’azoto è un debole assorbitore di tutti i tipi di radiazioni in entrata. L’ossigeno e l’ozono sono degli assorbitori efficienti delle radiazioni UV; l’ossigeno rimuove la maggior parte di UV a onda corta nelle parti alte dell’atmosfera, mentre l’azoto assorbe gran parte delle restanti radiazioni UV nella stratosfera. L’assorbimento degli UV nella stratosfera è responsabile delle temperature elevate che vi si osservano. L’unico altro assorbitore significativo è il vapor d’acqua. Per le radiazioni visibili, nessun gas ne è un assorbitore efficiente; si dice che l’atmosfera è trasparente alla radiazione solare. Il riscaldamento dell’atmosfera è provocato solo in minima parte dall’energia che proviene dal Sole; in buona parte è determinato dall’energia che viene emessa dalla superficie. Circa il 50% dell’energia solare che penetra nell’atmosfera, infatti, raggiunge la superficie terrestre che la assorbe e la reirradia sotto forma di radiazioni infrarosse. Alcuni gas, chiamati gas serra (vapor d’acqua e diossido di carbonio) assorbono l’energia delle radiazioni infrarosse e la reirradiano a loro volta. Parte di questa energia può essere riassorbita da altre molecole di gas presenti nell’atmosfera, parte è assorbita nuovamente dalla superficie e contribuisce al suo riscaldamento. Questo fenomeno è chiamato, nel complesso, effetto serra. È grazie a questo fenomeno se la Terra riceve un rifornimento costante di calore dall’atmosfera e dal Sole: se non ci fossero gas nell’atmosfera, la temperatura media terrestre sarebbe di -20°C, con un habitat poco ospitale per le forme di vita.
Parte dell’energia solare ritorna dalla Terra allo spazio per riflessione. La frazione di radiazioni totali che viene riflessa da una superficie è detta albedo ; l’ albedo planetaria è circa il 30%, ma varia considerevolmente da un luogo all’altro e da un momento all’altro, per via della copertura nuvolosa, presenza di pulviscolo, inclinazione dei raggi solari e dalla natura della superficie. Le superfici innevate e ghiacciate hanno un’albedo molto elevata e questo permette loro di contenere lo scioglimento dei ghiacciai durante le stagioni calde.
Nell’albedo planetaria è inclusa la quantità d’energia (5%) che viene inviata di novo verso lo spazio per retrodiffusione , cioè per diffusione della direzione opposta rispetto a quella di propagazione. Per la Terra questa è energia persa.
Le radiazioni solari in entrata viaggiano in linea retta, ma le particelle di polvere e le molecole di gas presenti diffondo parte di questa energia in tutte le direzioni: l’origine delle radiazioni solari diffuse. La diffusione è responsabile anche della luminosità del colore blu del cielo diurno. Circa la metà delle radiazioni solari che viene assorbita dalla superficie terrestre arriva sotto forma di radiazioni diffuse.
L’irraggiamento e l’inclinazione dei raggi solari
La quantità di energia che raggiunge la superficie terrestre dipende anche dall’inclinazione delle radiazioni incidenti. Man mano che l’ angolo di incidenza diminuisce, la stessa quantità di radiazioni si distribuisce su una superficie via via maggiore e risulta meno intensa. Se l’angolo di incidenza è più acuto le radiazioni devono percorrere una distanza maggiore nell’atmosfera: di conseguenza aumenta la perdita di radiazioni solari dovuta ai fenomeni di assorbimento, riflessione e diffusione. La variazione stagionale dell’altezza del Sole influenza la quantità di energia ricevuta dalla superficie terrestre. In inverno l’inclinazione dei raggi solari incidenti è minore e il suolo viene dunque riscaldato meno che in estate.
La temperatura dell’aria nella troposfera
La temperatura è uno degli elementi fondamentali del tempo e del clima nella troposfera. Viene letta attraverso diversi strumenti montati in una capannina metereologica ; un termometro a mercurio , un termografo con cui si registrano le temperature con continuità su un diagramma cartaceo e un termometro per la massima e la minima che la misura nell’arco di 24 ore. Le temperature giornaliere massime e minime si ottengono:
Sommando la temperatura massima e minima e dividendo per due si ottiene la temperatura media giornaliera ; l’ escursione termica giornaliera si ottiene facendo la differenza tra la temperatura max e minima per un dato giorno; la temperatura media mensile si calcola sommando le temperature medie giornaliere di ogni gg del mese e dividendo per il numero di giorni; la temperatura media annua è la temperatura media calcolata a partire dalle 12 temp. medie mensili; l’ escursione termica annua si calcola facendo la differenza tra la temperatura media mensile più alta e quella più bassa.
I fattori che controllano la temperatura
Il fattore termico è un qualsiasi fattore che provochi cambiamenti di temperatura da un luogo/periodo all’altro. La principale causa della variazione di temperatura è la differenza nelle radiazioni solari ricevute dalle varie località. Poiché le variazioni nell’angolazione del sole e nella lunghezza del giorno dipendono dalla latitudine, è normale che si misurino temperature più elevate nelle zone tropicali e temperature più basse man mano che ci si avvicina ai poli. Le innumerevoli variazioni dipendono anche da altri fattori che esercitano una grande influenza: la distribuzione delle terre e dei mari, l’altitudine e l’esposizione topografica, la nuvolosità, la copertura vegetale e l’influenza delle correnti oceaniche.
I diversi tipi di superficie assorbono quantità diverse di energia solare; la differenza maggior si osserva nel caso di distribuzione delle terre e dei mari. Rispetto all’acqua, le terre emerse si riscaldano più velocemente e raggiungono temperature più elevate, ma si raffreddano più rapidamente e raggiungono temperature più basse. Tra le ragioni del diverso riscaldamento delle terre e dei mari vi sono:
temperature. È possibile osservare la variazione di temperatura per unità di distanza, ossia il gradiente di temperatura Isoterme molto ravvicinate indicano un cambiamento rapido di temperatura, le più distanziate presentano cambiamenti graduali.
La distribuzione globale delle temperature
I colori caldi indicano temperature maggiori, quelli freddi presentano temperature minori; queste carte permettono di studiare l’andamento delle temperature globali e gli effetti dei fattori che influenzano la temperatura. Vi è una diminuzione di temperatura dai poli verso i tropici, le isoterme mostrano uno spostamento latitudinale al variare delle stagioni, le temperature più alte e più basse si osservano sulla terraferma, nell’emisfero meridionale le isoterme sono più rettilinee e stabili (x via dell’acqua), le isoterme rivelano la presenza di correnti oceaniche e infine l’escursione termica annua aumenta al crescere della latitudine, quindi è maggiore nelle località continentali.
La distribuzione delle temperature in Italia
Dipende molto dall’estensione della penisola in latitudine (da 47° a 36°), dalla presenza del mare che mitiga il clima, dalla posizione della catena alpina che funge da barriera per le correnti fredde settentrionali e l’effetto di Alpi e Appennini che delimitano il bacino padano determinando un intenso riscaldamento estivo e un forte raffreddamento invernale. Le temperature medie annue: max 16°C min 5°C. L’escursione termica annua: 14 – 25°C. Temperatura più alta mai registrata 47°C a Foggia, giugno 2007; la più bassa – 29°C pianura bolognese nel 1985 (- 42°C Monte Bianco nel 1963).
La pressione atmosferica e i venti
La pressione atmosferica
La misurazione della pressione atmosferica
L’unita di misura della pressione atmosferica è il millibar o ettopascal. La pressione atmosferica standard è a livello del mare di 1013,2 millibar, anche se spesso è indicata con i millimetri di mercurio (mmHg) tramite il barometro a mercurio di Torricelli: un tubo riempito di mercurio dalla sezione di 1 cmq, chiuso all’estremità, capovolto con l’estremità aperta immersa in una vaschetta riempita di mercurio. Il mercurio fuoriesce dal tubo fino a quando il peso della colonna non è bilanciato dalla pressione esercitata dall’atmosfera sulla superficie del mercurio nella vaschetta. Quando la pressione atmosferica aumenta, il mercurio nel tubo sale: la pressione atmosfera s.l.m. è di 760 mmHg. Vi è il barometro aneroide costituito da una scatola metallica ( capsula ) in cui viene praticato un vuoto parziale. La capsula cambia forma, comprimendosi quando la pressione aumenta ed espandendosi quando diminuisce. Collegando il barometro aneroide a un meccanismo di registrazione dei dati si ottiene un barografo , uno strumento che fornisce una lettura continua dei cambiamenti di pressione nel corso del tempo. Nei barografi casalinghi il bel tempo è associato all’ alta pressione , mentre la pioggia è associata alla bassa pressione. Una diminuzione della pressione porta ad un aumento della nuvolosità e alla possibilità di precipitazioni, mentre un aumento della pressione indica, solitamente, condizioni di bel tempo. Osservano se la pressione è in aumento, diminuzione o stabile ( tendenza barometrica ) si può prevedere il tempo che farà.
I fattori che influenzano la pressione
Con l’aumentare dell’ altitudine diminuisce il peso della colonna d’aria che agisce sull’unità di superficie e, diminuisce anche la pressione atmosferica, secondo il gradiente barico verticale. La pressione si modifica al variare della temperatura dell’aria : dove è più calda l’aria è meno densa,
quindi si registra una diminuzione della pressione. Se è più fredda, aumento densità, aumento pressione. Se aumenta l’ umidità la pressione atmosferica si abbassa: un dato volume di vapor d’acqua ha una densità inferiore rispetto allo stesso volume di aria secca. L’aria calda e umida è meno densa e tende a salire, l’aria fredda e secca è più densa e tende a scendere.
La distribuzione della pressione atmosferica sulla superficie terrestre
Le variazioni di pressione atmosferica si misurano tramite barometri posizionati in centinaia di stazioni metereologiche. Questi dati di pressione sono riportati su una carta metereologica tramite le isobare , linee che collegano punti con uguale pressione, normalizzata per ogni punto a livello del mare, alla temperatura di 0°C e in condizioni di gravità normale. La distanza tra le isobare indica l’entità delle variazioni di pressione su una data distanza e si esprime come gradiente barico orizzontale (questo è la causa dei venti): più sono ravvicinate più vi è un forte gradiente barico e viceversa.
Le isobare delimitano i centri di alta pressione/aree anticicloniche e di bassa pressione/aree cicloniche. Nelle aree cicloniche la pressione diminuisce andando dalle isobare più esterne verso il centro (lettera B (H in inglese) bassa pressione ). Negli anticicloni i valori delle isobare aumentando spostandosi dall’esterno verso il centro (lettera A (L in inglese) alta pressione ).
I venti
I venti sono flussi d’aria che si spostano dalle zone ad alta pressione alle zone di bassa pressione. Il vento tende ad annullare le differenze di pressione atmosferica, le quali sono generate dal riscaldamento non omogeneo della superficie: la fonte di energia che alimenta i venti solo le radiazioni solari. La velocità del vento dipende dalla differenza di pressione: maggiore è la differenza, maggiore è la velocità. Il movimento non avviene solo in senso orizzontale ma esistono importanti movimenti ascensionali associati alla formazione delle nubi.
Come si misura il vento
Vi sono due misure importanti: la direzione e la velocità. I venti prendono il nome dalla direzione in cui spirano: un vento settentrionale spira da nord verso sud; per determinare la direzione del vento di utilizza la banderuola che si allinea secondo la direzione di provenienza del vento. La direzione del vento è indicata su un quadrante collegato alla banderuola in base ai punti cardinali oppure in scala da 0° a 360° dove 0° e 360° sono il nord, 90 est, 180° sud, 270° ovest. Quando il vento spira in prevalenza da una direzione è chiamato vento prevalente. La velocità si misura con l’ anemometro a coppa , basato su una relazione di proporzionalità tra la velocità del vento e il numero di giri al minuto effettuati dallo strumento. Un semplice dispositivo che determina la direzione e dà un’indicazione sulla velocità è la manica a vento (aeroporti). La velocità è espressa in km/h, m/s oppure nodi (kn, miglia marine all’ora).
I fattori che influenzano i venti
Poiché la Terra ruota sul proprio asse sono presenti l’attrito, la forza del gradiente barico orizzontale e l’effetto Coriolis.
La velocità del vento dipende dalle differenze di pressione tra due punti della superficie terrestre, il gradiente barico orizzontale : se le isobare sono ravvicinate indicano un forte vento, se sono distanziate indicano un vento debole
L’aria fluisce dalle zone di alta verso quelle di bassa pressione; i venti però non attraversano perpendicolarmente le isobare sotto l’azione della forza del gradiente barico orizzontale, ma subiscono
suolo. Questa subsidenza è accompagnata da un riscaldamento dell’aria che genera condizioni di caldo e aridità; il centro di questa zona è di alta pressione subtropicale nei pressi dei 30° N e S. Al suolo, il flusso d’aria si allontana dal centro della fascia di alta pressione subtropicale: parte dell’aria si sposta verso l’Equatore e viene deviata dall’effetto Coriolis dando origine ai venti costanti detti alisei , la restante parte dell’aria si sposta verso i poli e viene ugualmente deviata, dando luogo ai venti occidentali prevalenti delle medie latitudini. Muovendosi verso i poli, i venti occidentali incontrano i venti orientali polari nella zona della bassa pressione subpolare: l’interazione tra i venti caldi e quelli freddi dà origine alla fascia temporalesca nota come fronte polare. La regione di origine dei venti orientali polari è la zona di alta pressione polare dove l’aria polare è più fredda e scende e si diffonde verso l’Equatore.
L’unica reale fascia continua di pressione è quella di bassa pressione subpolare nell’emisfero meridionale, dato che l’oceano è ininterrotto da una fascia estesa in latitudine per circa 10° e mancano grandi masse di terra ferma. Nell’emisfero settentrionale vi sono grandi masse di terre ferme che rompono la superficie dell’oceano e presenta variazioni dovute a considerevoli differenze stagionali di temperatura. La circolazione sopra gli oceani è dominata da celle semipermanenti di alta pressione nelle zone subtropicali e di bassa pressione sulle regioni subpolari. Le aree anticicloniche subtropicali sono responsabili degli alisei e dei venti occidentali. Le grandi masse di terra ferma in inverno si raffreddano in fretta e sviluppano un sistema stagionale di alta pressione associato ad un flusso d’aria che si allontana dalla terra ferma, in estate avviene l’inverso. Questi venti periodici che invertono la loro direzione a seconda della stagione sono detti monsoni : i più noti sono quelli che interessano l’Oceano Indiano settentrionale. Nei mesi caldi hanno un flusso di aria calda e umida proveniente dall’Oceano Indiano ( monsone piovoso estivo ), nei mesi freddi è dominato da aria continentale secca che fluisce verso l’oceano ( monsone invernale ).
La circolazione alle medie latitudini (zona dei venti occidentali) è tra i 30°-60°, il flusso generale in senso ovest-est è interrotto dalla presenza di centri di alta e bassa pressione che non occupano posizioni fisse: nell’emisfero settentrionale questi centri di alta e bassa pressione si spostano da ovest a est intorno al globo, creando un flusso anticiclonico (s. orario) o un flusso ciclonico (s. antiorario) nella loro area di influenza. Esiste una stretta correlazione tra i percorsi di questi sistemi di pressione al suolo e i flussi d’aria ad alta quota.
Ad alta quota, sopra la fascia di azione dell’attrito, sono la forza del gradiente barico orizzontale e l’effetto di Coriolis ad agire insieme, dirigendo il flusso d’aria: il vento incomincia a muoversi parallelamente alle isobare e sono detti venti geostrofico (che gira intorno alla Terra). Nell’alta troposfera si osservano condizioni bariche invertite rispetto a quelle che caratterizzano la bassa quota: la pressione risulta maggiore sulla zona equatoriale e minore su quella polare già a 5000m di altitudine. Questo è dovuto al minore spessore che la troposfera ha alle latitudini come conseguenza della diminuzione della forza centrifuga all’aumentare della latitudine. Si generano quindi flussi d’aria ad alta quota diretti dall’Equatore verso i poli: in seguito all’effetto della rotazione terrestre, questi sono deviati e trasformati in correnti occidentali ad alta quota. Nella zona intertropicale vi sono, invece, correnti orientali più deboli che deriverebbero dall’influenza degli alisei nell’alta troposfera.
Data l’assenza di attrito le velocità dei venti ad alta quota è molto più elevata di quelli a bassa quota: sopra i 3-5mila m il flusso d’aria genera, alle medie latitudini, delle correnti a getto in senso ovest-est con velocità comprese tra 120/240 km/h. In ciascun emisfero vi sono due correnti a getto: la corrente a getto subtropicale nella zona di alta pressione subtropicale (25°-30° latitudine) e la corrente a getto polare a latitudini elevate (45°-60°). I flussi d’aria spirano con velocità variabile nel corso dell’anno e
cambiano direzione e posizione con il variare delle stagioni. Queste variazioni determinano gli spostamenti dei centri di alta e bassa pressione nella bassa troposfera alle medie latitudini. Il flusso in quota svolge un ruolo importante nel mantenimento della circolazione ciclonica e anticiclonica poiché spesso origina e alimenta i sistemi di venti di bassa quota in rotazione. Intorno ad un centro di bassa pressione i venti tendono a convergere accumulando aria, ma la pressione al suolo non aumenta perché ad alta quota si verifica una divergenza alimentata dal passaggio della corrente a getto. Nel caso degli anticicloni invece è la divergenza al suolo a essere bilanciata dalla convergenza in quota e da una generale subsidenza della colonna d’aria.
I venti locali e i movimenti su piccola scala
I venti locali sono movimenti d'aria su piccola scala prodotti dal gradiente barico locale. Nelle aree costiere, durante i mesi estivi caldi, la superficie di terra emersa si riscalda più intensamente rispetto a quella del mare: l’aria sopra la terra si espande e sale, generando una bassa pressione brezza di mare , un vento periodico formato dallo spostamento dell’aria dalle alte pressioni che si instaurano sul mare, più fresco, verso la terraferma. Di notte può verificarsi il fenomeno opposto: la terraferma si raffredda più velocemente del mare e si sviluppa la brezza di terra , diretta verso il mare.
In molte regioni montuose spira un vento giornaliero: durante le ore diurne, l’aria lungo i versanti delle montagne si riscalda più intensamente rispetto all’aria alla stessa quota sul fondovalle. Essendo meno densa, quest’aria calda risale su per il pendio e genera una brezza di valle. Dopo il tramonto, può avvenire l’opposto: il rapido raffreddamento dei versanti montuosi dà origine ad uno strato di aria fredda e densa che scende lungo la valle brezza di monte.
L’Italia presenta diversi venti locali: nel bacino del Mediterraneo prendono il nome in base alla direzione geografica da cui provengono, con punto di riferimento l’isola di Creta (dove veniva raffigurata la rosa dei venti), mentre la direzione è data dai punti cardinali I principali venti sono:
Tramontana vento violento, freddo, secco, di origine artica che spira da nord e che può portare bruschi cali di temperatura. È frequente in inverno in Liguria; Grecale vento forte, freddo e secco, spira da nord-ovest, è invernale tipico dello Ionio; Levante vento debole, spira da est nel Mediterraneo Occidentale; è freddo e umido, porta nebbia e precipitazioni di forte intensità in inverno; Scirocco vento caldo, spira da sud-est, originario dell’Africa, interessa tutto il Mediterraneo È originariamente secco ma è in grado di assorbire molta umidità passando sul mare; Italia calore e precipitazioni. In Italia nord porta mareggiate e acqua alta (Venezia); Mezzogiorno vento caldo, spira da sud, porta pioggia; Libeccio spira da sud-ovest, porta umidità e precipitazione su coste tirreniche; vento forte -> burrasche invernali nel Golfo Genova; Ponente media intensità, spira da ovest, fresco, coste tirreniche porta maltempo; Maestrale freddo e secco, spira da nord-ovest, porta bel tempo al nord Italia, invernale e Sardegna;
Caso particolare è il fohn o favonio , tipico dell’Italia nord: è discendente caldo e secco, generato dalla massa d’aria ( stau ) proveniente da una zona di alta pressione dell’Europa centrale, diretta verso una zona di bassa pressione dell’Itala nord, incontra la catena alpina. La massa d’aria è costretta a superare le Alpi e nella fase di risalita si raffredda di 1°C/100m: raggiunta la temperatura di rugiada (temperatura massima alla quale una massa d’aria, raffreddandosi, diventa satura, cioè contiene la quantità massima di acqua sotto forma di vapore che può contenere a quella temperatura e a pressione costante) si verifica la condensazione del vapor d’acqua, che porta
Lo psicrometro è un tipo di igrometro formato da due termometri a mercurio identici montati vicini. Un termometro, provvisto di bulbo secco misura la temperatura dell’aria, l’altro provvisto di bulbo umido (bulbo avvolto in una garza bagnata). Quando è esposta all’aria la garza perde umidità e il calore assorbito dall’acqua che evapora fa abbassare la temperatura del termometro a bulbo umido. Il raffreddamento è direttamente proporzionale alla secchezza dell’aria: maggiore è la differenza delle due temperature, minore è l’ umidità relativa. Se l’aria è satura, no evaporazione, letture dei termometri =. Si utilizzano delle tabelle per determinare l’umidità relativa e il punto di rugiada in base ai valori dei due termometri.
I processi che portano alla formazione delle nubi
La condensazione del vapore d’acqua può dare origine a rugiada, nebbia, nubi forme differenti che, per svilupparsi hanno bisogno di aria satura. In prossimità della superficie terrestre, avviene un rapido scambio di calore tra il terreno l’aria sovrastante: di sera il terreno irradia calore raffreddandosi e quindi raffredda l’aria con cui è a contatto. Se la temperatura scende sotto il punto di rugiada, la condensazione del vapore d’acqua può dare origine alla rugiada o alcuni tipi di nebbia. Il processo di formazione delle nubi è legato alla risalta e al raffreddamento dell’aria ad alta quota Spostandosi verso l’alto la pressione atm diminuisce rapidamente e l’aria ascendente si espande e di conseguenza si raffredda. Il raffreddamento che avviene senza uno scambio di calore è detto raffreddamento adiabatico. L’aria insatura si raffredda di 10°/1km di risalita ( gradiente adiabatico secco ). Quando l’aria raggiunge una quota sufficiente, può raffreddarsi fino al punto di rugiada, dando il via al processo di condensazione e, durante la successiva risalita, si libera il calore latente di condensazione. Per effetto di quest’ultimo, il raffreddamento adiabatico prosegue ma con un tasso inferiore: il gradiente adiabatico saturo risulta ridotto a 5°C/1km di risalita.
I processi che causano la risalita dell’aria
L’aria risale attraverso la bassa atmosfera. Nel sollevamento orografico l’aria viene forzata a risalire lungo il pendio di un rilievo montuoso, nel sollevamento frontale l’aria più calda l’aria più calda è forzata a risalire sopra quella più fredda (+ densa). Infine, in casi di convergenza tra flussi d’aria contrastanti, vi è una risalita forzata dell’aria che deve trovare una via di fuga che può solo salire.
Aria stabile e aria instabile
Quando l’aria risale si raffredda e dà origine alle nubi. In una condizione di stabilità dell’aria , questa tende a mantenere la propria posizione originaria e si solleva solo se interviene uno dei processi sopra descritti, mentre in caso di instabilità tende a spostarsi liberamente verso l’alto. La in/stabilità atm influenzano le condizioni metereologiche: la stabile resiste al sollevamento bel tempo. Quando è spinta forzatamente in quota nubi sparse e molto estese in senso orizzontale e sporadiche precipitazioni (leggere o moderate). Le nubi associate al sollevamento di aria instabile hanno un grande sviluppo verticale e possono generare temporali e tornado.
La rugiada, le nubi e la nebbia
Quando si forma la rugiada , gli oggetti sul terreno agiscono da superfici di condensazione. Se la temperatura è inferiore a 0°C, il vapor d’acqua passa direttamente allo stato soldi, depositandosi sulle superfici di condensazione sotto forma di brina. La condensazione avviene in aria, le minuscole particelle del pulviscolo atm agiscono come nuclei di condensazione , formando le nubi ad alta quota e della nebbia vicino al suolo. I nuclei di condensazione abbondano nella bassa atm. Alcune particelle (sale) sono particolarmente efficaci come nuclei di condensazione poiché assorbono l’acqua, si parla di nuclei igroscopici.
I tipi di nubi
Le nubi sono costituite da miliardi di minuscole goccioline d’acqua, da minutissimi cristalli di ghiaccio tanto leggeri da restare sospesi in atm. Si classificano in base alla forma e all’altezza dal suolo alla quale si sviluppano. I tre tipi fondamentali sono: cirri nubi alte, bianche e sottili presenti a chiazze, come velature o fili, i cumuli formati da singoli ammassi globulari con base appiattita e ampio sviluppo verticale, gli strati lamine che ricoprono il cielo, non distinguibili come singole unità nuvolose. Tutte le altre nubi rientrano nei diversi tipi principali o sono loro combinazioni o modificazioni.
In base all’ altezza vi sono 4 famiglie di nubi: nubi alte hanno la base al di sopra dei 6 km (lo sono cirri, cirrostrati e cirrocumuli). Le basse temperature e la ridotta quantità di vapor d’acqua rendono queste nubi sottili, bianche, e formate da cristalli di ghiaccio. Con l’eccezione dei cirrocumuli, di solito non portano precipitazioni.
Le nubi medie si trovano tra i 2-6 km di altezza, i loro nomi iniziano con il prefisso “ alto” e possono
essere associate a neve o pioggia leggera. Le nubi basse si formano sotto i 2 km quando l’aria, anche se in condizione di stabilità, è forzata a salire e sono tra le principali nubi che generano precipitazioni.
Le nubi a sviluppo verticale non rientrano in nessuna delle precedenti categorie: sono nubi che hanno la base a quote inferiori ma si estendono fino a quote medie o alte. Sono tutte collegate tra loro e associate a condizioni di aria instabile. I cumuli sono spesso associati a condizioni di bel tempo, ma in alcune circostanze raggiungono una notevole estensione verticale generando i cumulonembi , grandi nubi con forma a incudine associate ad intensi rovesci e temporali.
La nebbia
La nebbia è una nube con base al suolo o nelle sue immediate vicinanze. Si forma in seguito a raffreddamento dell’aria al di sotto del suo punto di rugiada. Questo fenomeno può dipendere da
Penetrando nell’aria più calda al di sotto delle nubi, le particelle di ghiaccio spesso fondono.
Il termine pioggia si indicano soltanto le gocce d’acqua che hanno un diametro di almeno 0,5 mm, difficilmente superano i 5 mm di diametro: quelle più grandi non sopravvivono perché la tensione superficiale (proprietà per cui le molecole di un liquido a contatto con l’aria formano uno strato simile ad una pellicola che racchiude il liquido restante.) che tiene insieme le molecole d’acqua è superata dall’attrito opposto dell’aria: le grandi gocce si rompono formando gocce più piccole, la velocità può raggiungere i 33km/h.
La neve è una precipitazione formata da cristalli di ghiaccio ( fiocchi ) o spesso da aggregati di cristalli. Le dimensioni, la forma e la concentrazione dipendono dalla temperatura a cui si originano. La grandine è una precipitazione in forma di chicchi arrotondati o di ammassi irregolari di ghiaccio, costituiti da una serie di gusci quasi concentrici con densità e opacità diverse, un diametro compreso tra 1-5 cm. Nascono come piccole sfere ghiacciate che si accrescono intercettando le goccioline d’acqua durante la loro discesa attraverso le nubi a sviluppo verticale. In presenza di una forte corrente ascensionale, i chicchi risalgono di nuovo verso l’alto acquisendo un nuovo strato di ghiaccio.
La misurazione delle precipitazioni
Le precipitazioni si misurano dall’altezza dell’acqua equivalente lasciata al suolo, espressa in millimetri ( 1 mm d’acqua= 1 L/mq). La forma più comune di precipitazione è la pioggia, ed è la più facile da misurare: il pluviometro standard ha un diametro di circa 20cm nella parte superiore e, una volta intrappolata l’acqua, un imbuto la conduce in una provetta cilindrica con sezione pari a 1/10 di quella del contenitore. L’altezza della pioggia risulta ingrandita di 10 volte, permettendo misure accurate fino a 0,25 mm. Un pluviografo registra in modo continuati i quantitativi via via raccolti per valutare l’intensità delle precipitazioni, ossia la quantità di pioggia caduta per unità di tempo. Se si vuole conoscere la quantità di neve o grandine si misura l’acqua ottenuta dalla fusione: 1 cm neve fresca = 1 mm acqua.
La distribuzione globale delle precipitazioni
La carta pluviometrica è caratterizzata dalle isoiete che uniscono tutti i punti che ricevono la stessa quantità media di precipitazioni in un dato arco di tempo. Le precipitazioni medie annue non sono distribuite in modo uniforme sulla Terra: questa disuniformità è legata principalmente al movimento dei venti e alla posizione dei centri di alta e bassa pressione. A livello globale vi sono varie modalità di distribuzione delle precipitazioni nell’arco dell’anno, chiamate
regimi pluviometrici. Le regioni influenzate dall’alta pressione mostrano condizioni di relativa siccità, mentre quelle influenzate dalla bassa pressione sono soggette ad abbondanti precipitazioni. La regione dominata dalla bassa pressione equatoriale è la regione più piovosa del mondo ( regime equatoriale ): comprende le foreste pluviali dell’amazzonia (America sud) e bacino del Congo, Africa. Qui gli alisei caldi e umidi convergono portando piogge abbondanti tutto l’anno. Le aree che presentano le celle subtropicali di alta pressione ricevono quantità di precipitazioni nettamente inferiori: zona dei deserti ( regime arido ), come il Sahara. La pressione e i venti non sono gli unici fattori: dato che l’aria ha una bassa capacità di trattenere vapor d’acqua e quindi minore umidità in confronto all’aria calda, le piogge più forti cadono sulle regioni equatoriali, mentre le precipitazioni minime si registrano alle alte latitudini. Il regime tropicale è caratterizzato da intense precipitazioni concentrate in due periodi brevi dell’anni, il regime temperato delle medie latitudini è fortemente influenzato dalle variazioni latitudinali e anche dalla distribuzione delle terre e dei mari. Nelle grandi masse di terraferma delle medie latit. vi è una diminuzione delle precipitazioni verso l’esterno. Anche gli le barriere montuose hanno degli effetti sulle precipitazioni: sui versanti sopravvento delle montagne vi sono abbondanti precipitazioni a causa del sollevamento orografico, mentre sui versanti sottovento e nelle pianure adiacenti vi è una scarsa umidità.
Distribuzione precipitazioni in Italia
La distribuzione delle precipitazioni in Italia dipende dalla latitudine, orografia, esposizione, effetto dei venti locali. L a quantità media annua delle precipitazioni è di 1000mm con notevole varietà regionale: i max (per via della vicinanza del mare) sulle Alpi Carniche (Adriatico), appennino ligure, alpi apuane e rilievi campani e calabri. Le precipitazioni più abbondanti sono lungo le coste liguri e tirreniche per via della maggiore esposizione alle perturbazioni delle correnti occidentali. Le precipitazioni meno abbondanti sono in Pianura Padana (+ est -ovest, +nord – sud) e lungo le coste, alcuni fondovalle alpini (Val d’Aosta, Valtellina) e appenninici. In base alla distribuzione annuale delle precipitazioni vi sono cinque regimi pluviometrici fondamentali:
1. Regime continentale max piovosità estivo, minimo invernale (Alpi e Prealpi) 2. Regime prealpino 2 max in primavera/autunno, 2 min estate/inverno (nord e toscana); 3. Regime appenninico max principale autunno, secondo primavera, min principale estivo, secondo invernale; 4. Regime sublitoraneo come appenninico ma picchi secondari meno accentuati 5. Regime mediterraneo max invernale, min estivo (regioni costiere del Sud).
Le perturbazioni atmosferiche
Le masse d’aria e i fronti
Le perturbazioni atmosferiche , i cambiamenti più o meno rapidi delle condizioni metereologiche, sono il risultato dei movimenti delle masse d’aria da zone di alta verso zone di bassa pressione. Una massa d’aria è un’enorme porzione di troposfera di diametro di 1600+ km e spessore di diversi km, caratterizzata da omogeneità di temperatura e umidità per una data altitudine. Quando la massa d’aria si sposta dalla sua zona di origine trasporta queste condizioni di temperatura e umidità, estendendo la propria influenza anche su zone molto vaste. Man mano che si sposta, la massa d’aria
Il termine ciclone si ferisce alla circolazione intorno a un centro di bassa pressione. I cicloni delle medie latitudini sono grandi centri di bassa pressione che si spostano generalmente da ovest verso est per effetto dei venti occidentali e sono associati ad abbondanti precipitazioni. I cicloni si formano tipicamente lungo i fronti dove si incontrano masse d'aria fredda polari e masse d'aria calda tropicali. Si formano in sei stadi caratteristici:
Sviluppo del fronte Due masse d'aria con temperatura e umidità e quindi densità differenti si spostano quasi parallelamente al fronte in direzioni opposte ( fronte stazionario ). La superficie frontale che separa le due masse d'aria contrastanti assume una forma ondulata lunga diverse centinaia di km. Sviluppo dell’onda L’ondulazione aumenta, l'aria calda avanza invadendo le aree precedentemente occupate dall’aria fredda mentre l'aria fredda si sposta verso le zone più calde. Si forma una saccatura (depressione allungata, evidenziata sulle carte da isobare che formano una cuspide) co l’apice occupato da un centro di bassa pressione dove si instaura, nell’emisfero nord, una circolazione in senso antiorario. Stabilizzazione della circolazione ciclonica La convergenza provoca un sollevamento verticale, soprattutto dove l’aria calda sovrasta quella fredda: contemporaneamente fronte caldo e fronte freddo. Inizio occlusione Questo dà origine ad un fronte occluso che cresce in lunghezza man mano che il settore caldo viene spinto in quota. Sviluppo del fronte occluso All’inizio di questa fase si verifica un’intensificazione delle perturbazioni: la pressione al centro precipita, la velocità aumenta (inverno forti nevicate e bufere). Fase di esaurimento del ciclone Con il risalire dell’aria calda in quota il gradiente barico si indebolisce: l’intero settore caldo risulta sollevato e alle quote più basse l’area ciclonica risulta circondata da aria fredda, il movimento rotatorio si interrompe improvvisamente e ritorna il bel tempo.
I temporali
Un temporale è una perturbazione di breve durata che dà origine a tuoni e fulmini, spesso forti venti, piogge violente e grandinate. Le fasi dello sviluppo sono 3:
Fase di sviluppo Si generano temporali quando vi è una risalita di aria calda e umida in condizioni di instabilità atmosferica con formazione di nubi cumuliforme; Fase di maturità la quantità e le dimensioni dei cristalli di ghiaccio e gocce d’acqua diventano eccessive e in una parte della nube si sviluppano correnti discendenti che alimentano intense precipitazioni e raffreddano l’aria vicino al suolo; Fase di dissipazione le correnti discendenti diventano dominanti, le precipitazioni si indeboliscono, l’aria vicino al suolo raggiunge una temperatura simile all’aria in quota e le correnti ascensionali cessano.
Una delle cause dei temporali è il riscaldamento non omogeneo della superficie terrestre che genera i temporali di calore. Spesso i temporali sono associati ai fulmini , fenomeni elettrici che si sviluppano nelle grandi nubi a sviluppo verticale: si instaurano intensi campi elettrici dovuti alla separazione di cariche elettriche dovute ai moti ascensionali dei leggeri cristalli di ghiaccio e da quelli discendenti dei chicchi di grandine. I chicchi in caduta, con maggiore energia, portano via elettroni (-) ai cristalli in risalita: si accumulano cariche positive all’estremità superiore della nube e cariche negative all’estremità inferiore. Tra una nube e l’altra o con il suolo si stabiliscono altissime differenze di potenziale (mld di volt) che danno luogo a scariche elettriche: se sono interne alle nubi sono visibili bagliori ( lampi ).
L’intenso calore associato ai fulmini (30mila°C) determina una rapida espansione dell’aria attraversata con la conseguente produzione di onde acustiche ( tuoni ).
I tornado
I tornado o trombe d’aria sono perturbazioni locali distruttive di breve durata e possono svilupparsi sulla terraferma o sulle acque oceaniche ( t. marine ). Sono violente tempeste di vento con forma a vortice che si estendono verso il basso a partire da un cumulonembo. Ha un diametro di 150-600m, velocità 45km/h e durata di 10 minuti. La pressione all’interno sia inferiore anche del 10% rispetto a quella nella zona immediatamente esterna. Attirata dalla forte depressione al centro del vortice, l’aria vicino al suolo penetra nel tornado da tutte le direzioni. L’aria inizia a girare a spirale salendo verso l’alto, fino ad unirsi al cumulonembo da cui ha avuto origine il tornando. L’elevato gradiente barico fa sì che i venti raggiungano i 480km/h.
I cicloni tropicali
I cicloni tropicali o uragani sono tra le perturbazioni più violente: in mare generano onde di 15+m con distruzione per centinaia di km. Si sviluppano a latitudini tra 5°-20° N S e su tutti gli oceani
tropicali. Uragano deriva da Huracan isola dei Caraibi particolarmente soggetta. Nel Pacifico ovest
sono detti tifoni , nell’Indiano cicloni , in Australia willy-willies. I cicloni tropicali sono centri di bassa pressione di estensione limitata in cui avviene una forte convergenza e risalita di massa d’aria calda e umida. Vi è una parte centrale di diametro 20km ( occhio del ciclone ), che corrisponde alla zona di convergenza delle masse d’aria dove le precipitazioni e venti si placano. L’occhio del ciclone è circondato da un anello esterno costituito da una muraglia di nubi ) che si sviluppano ad alta quota. Un ciclone tropicale è definito tale per velocità del vento e rotatoria
119km/h. I cicloni maturi hanno diametro di 600km, estensione di 12km in verticale. La pressione atm (dal centro verso l’esterno) precipita anche di 60mbar.
Il ciclone sono macchine termiche alimentate dal calore latente che si libera in seguito a evaporazione di grandi masse d’acqua: la risalita di grandi masse di aria calda e umida provoca una riduzione della pressione al suolo che favorisce un rapido afflusso di aria verso l’interno del ciclone. Successivamente, la velocità dei venti al suolo aumenta (e quindi anche l’umidità), accrescendo il ciclone. Il vapore d’acqua condensa, liberando calore latente, e l’aria riscaldata risale. Il raffreddamento adiabatico dell’aria ascendente innesca un’altra condensazione, quindi un’altra liberazione di calore latente ecc. L’aria giunta alla sommità del ciclone diverge e riscende: la perturbazione dura a lungo. Si sviluppano soprattutto in tarda estate (temp. acqua >=27°C) in regioni tropicali. Vicino all’Equatore la forza di Coriolis non è abbastanza forte per innescare il movimento rotatorio necessario. La frequenza può essere influenzata da condizioni atm anomale come riscaldamento e raffreddamento
tipo El Nino e La Nina.
I cicloni da est a ovest, sospinti dagli alisei, deviando per effetto Coriolis verso latititudini maggiori. L’intensità diminuisce quando passa sopra acque oceaniche più fredde, quando si sposta sopra la terraferma, quando raggiunge una posizione in cui il flusso d’aria ad alta quota agisce contrastando la risalita dell’aria calda. Tramite radar e satelliti bollettini meteo x evacuare le persone, danni ingenti.
Le previsioni del tempo
