Premessa
L'atmosfera è sede di fenomeni termodinamici e fluidodinamici,
rappresentabili con modelli matematici molto complessi.
Clima: condizioni atmosferiche che si ripetono; fattori essenziali del clima
sono precipitazioni e temperature.
Il
riscaldamento
dell'atmosfera
Composizione dell'atmosfera secca (al di sotto dei 25 km): azoto 78%,
ossigeno 21%, argon meno dell'1%. Anidride carbonica: oggi 0,035%.
Vapore acqueo molto variabile: da 0,5 a 25 g/kg.
Il 90% della massa è contenuto entro i primi 15 km.
Il 90% del vapore acqueo è contenuto entro i primi 5 km.
Leggi del corpo nero (trasparenza) :
legge di Plank H=f(O ,T)
O max =f(T)
legge di Wien
legge di Stefan-Boltzman
I= V T 4
Spettro di emissione del corpo nero per T=5800 K (Sole) e per 288 K
(Terra) (trasparenza) .
Le radiazioni solari sono comprese tra 0,2 e 1,5 P m (le radiazioni visibili
sono comprese tra 0,4 e 0,7 mm).
Le radiazioni terrestri sono comprese tra 4 e 30 P m (infrarosso).
La costante solare è di 1367 W/m2 .
L'energia media raggiante ricevuta dalla superficie esterna
dell'atmosfera è uguale a un quarto della costante solare (342 W/m2 ) .
Coefficiente di assorbimento dell'atmosfera: finestre (trasparenza) .
Assorbimento nell'atmosfera:
raggi X (0,0001z 0,01 P m) (ionosfera)
ultravioletti (0,01 z 0,1) (ozono della stratosfera)
infrarossi (1 z 1000 P m) (vapore acqueo e CO2 della troposfera,
ozono della troposfera)
Grafico dei flussi di energia (trasparenza).
Il 50% dell'energia raggiante è assorbita dalla superficie terrestre: il 20%
è riemessa come onde lunghe, il 30% è riemessa in forme diverse (1/4 di
1
questo 30% serve a riscaldare gli strati bassi dell'atmosfera, 3/4 servono
a fare evaporare l'acqua degli oceani).
L'albedine della Terra è uguale a 0,30.
Effetto serra: senza atmosfera la temperatura della Terra sarebbe di
-18 rC.
Le terre emerse assorbono o cedono energia a seconda del ciclo diurno e
di quello annuale.
Gli oceani assorbono o cedono energia a seconda del ciclo diurno, di
quello annuale e delle correnti marine.
Le variazioni annue della temperatura scompaiono a partire dalla
profondità di 10 z 20 m nelle terre emerse e di 300z 400 m negli oceani.
Bilancio termico alle diverse latitudini (trasparenza) .
Effetto della circolazione delle correnti aeree e marine.
L'intensificazione
dell'effetto
serra
Le radiazioni infrarosse sono assorbite da CO2 , H2 O, CH3 , NO2 , CFC, O3
della troposfera.
La concentrazione di CO2 è passata da 0,028 a 0,035 (+25%) dall'inizio
dell'era industriale a oggi. La temperatura media terrestre è cresciuta di
circa mezzo grado.
Efficienza e saturazione.
Incertezze di previsione.
Con raddoppio di CO 2 (rispetto all'era preindustriale) per il 2030:
+1,1 z 1,9 rC nel 2030, +1,9z 3,4 rC a regime.
Con blocco di CO2 a livello attuale: +0,3z 1,9 rC a regime.
Nell'ipotesi del raddoppio ci si attendono inverni più dolci nell'Europa
settentrionale (+6 z 7 rC) ed estati più calde (+3,5z 4,5 rC ovunque in
Europa).
A livello planetario: incremento dei deflussi alle latitudini elevate,
riduzione alle latitudini medie e subtropicali.
La circolazione nordatlantica, dovuta all'eccesso di salinità a nord,
potrebbe interrompersi per diverse possibili cause:
- l'indebolimento dei venti occidentali
- l'allargamento della banchisa
2
- l'immissione di grandi quantità di acqua dolce (dovuta per esempio allo
scioglimento dei ghiacci).
La
distribuzione
verticale
della
temperatura.
Atmosfera standard (trasparenza) .
Definizione degli strati attraverso l'inversione del gradiente.
Parti dell'atmosfera:
troposfera:
fino a 8z 16 km (in media 10 km);
temperatura minima -54 rC;
tropopausa:
due grandi discontinuità a 30z 40 r e a 50z 75 r (N e S);
(trasparenza con esempio di inversione termica);
stratosfera:
la temperatura prima è costante, poi cresce; è massima
(0 z 10 rC) nella stratopausa a 50z 60 km di altezza per
assorbimento di raggi ultravioletti nell'ozonosfera;
stratopausa;
mesosfera:
la temperatura diminuisce fino a -70z 90 rC nella
mesopausa alla quota di 80 z 90 km;
mesopausa;
ionosfera:
si estende fino a 400z 500 km di quota;
la temperatura cresce per ionizzazione ed esprime
l'attività cinetica delle particelle (1000z 1700 rC);
esosfera:
si estende fino allo spazio interplanetario.
L'equilibrio
dell'atmosfera.
Duplice significato del termine gradiente termico.
Equazione per aria secca (trasparenza) .
Gradiente di temperatura in aria secca e in aria umida (trasparenza) .
Il valore del gradiente in aria secca è di 0,01 rC/m, il valor medio del
gradiente in aria umida è di 0,0065 rC/m.
Pseudoadiabatica.
Convezione libera e forzata.
Aria stabile e instabile.
Confronto tra la curva di stato dell'atmosfera e la curva della
trasformazione termodinamica.
Atmosfera assolutamente instabile e assolutamente stabile
(trasparenze) .
Inversione.
3
La
pressione
atmosferica:
distribuzione
verticale
e
orizzontale.
Il gradiente verticale di pressione è diverso da un punto all'altro della
superficie terrestre a causa della diversità di temperatura.
Importanza della distribuzione orizzontale: i venti.
Superficie isobarica: carta della superficie isobarica (trasparenza) .
Pressione a una quota fissata: carta delle pressioni (con
isobare)(trasparenza) .
Carte sinottiche.
La pressione si misura in ettopascal:
1hPa = 1 N/m 2
oppure in millibar:
1 bar = 10 N/cm 2 ; di
conseguenza 1 millibar = 1 ettopascal.
Minimi e massimi di pressione a quote diverse, in colonne d'aria calde e
fredde (trasparenze) .
4
Spazio esterno
Spazio esterno
4%
20%
5 4%
Molecole e
particelle
Nubi
2%
Terra
Spazio esterno
18%
6%
100%
Sole
3 0%
Atmosfera
1 4%
6%
6 4%
Radiazione corta
Radiazione lunga
Spazio esterno
Spazio esterno
Bilancio energetico del sistema Terra-atmosfera
(Moisello, 1998)
Calore sensibile e
latente
300
Ee , Eu [W m - 2]
250
Eu
200
150
Ee
100
50
0.0
30.0
60.0
90.0
Latitudine
Energia entrante Ee ed energia uscente Eu (per unità di tempo e di
superficie) in funzione della latitudine (Barry e Chorley, 1969;
Moisello,1998)
100
ionosfera
mesopausa
75
z [km]
mesosfera
s t r a t op a u s a
50
s t r a t osfera
25
tropopausa
t r o posfera
0
150
200
250
300
T [K]
Relazione media tra la temperatura T e l a q u o t a z nell'atmosfera
(atmosfera standard) (Vittori, 1992; Moisello, 1998)
GRADIENTE DI TEMPERATURA IN ARIA SECCA
dQ = dI - Vdp
d I = C pm d T
d p = -γd z = ρ g d z
d Q = C pm d T + V ρ g d z
d Q = C pm d T + m g d z
Per trasformazione adiabatica
dQ = 0
C pd T + g d z = 0
Essendo C p uguale a 1005 J kg -1 °C - 1
dT
g
= = -0,00976 °C m - 1
dz
Cp
4000
z [m]
3000
2000
inversione
1000
0
0
5
10
15
T [°C]
Esempio di relazione osservata nella troposfera tra la temperatura
T e la quota z (Réméniéras, 1965; Moisello, 1998)
4000
Adiabatica satura
z [m]
3000
2000
1000
Adiabatica secca
0
-10
-5
0
5
10
15
T [°C]
Adiabatica secca e adiabatica satura (Moisello, 1998)
20
4000
Adiabatica satura
Curva di stato di atmosfera
assolutamente instabile
z [m]
3000
2000
Adiabatica secca
1000
0
-10
-5
0
5
10
15
20
T [°C]
Curva di stato di atmosfera assolutamente instabile (Moisello,
1998)
4000
Curva di stato di atmosfera
assolutamente stabile
z [m]
3000
Adiabatica satura
2000
1000
Adiabatica secca
0
-10
-5
0
5
10
15
20
T [°C]
Curva di stato di atmosfera assolutamente stabile (Moisello, 1998)
