l`atmosfera - Università degli Studi di Messina

L’ATMOSFERA
L’atmosfera è composta prevalentemente da azoto(77%) ed ossigeno
(21%), il rimanente è costituito da gas come argon ed elio, mentre in quantità
variabile sono presenti l’anidride carbonica ed il vapore d’acqua. Lo spessore
complessivo è difficile da stimare, comunque supera i 500km dalla superficie
terrestre. Quanto alla sua struttura verticale la si può idealmente suddividere
in quattro strati sovrapposti: troposfera, stratosfera, mesosfera,
termosfera.
Struttura e funzioni dell’atmosfera
La troposfera è lo strato più vicino alla Terra, dalla quale si estende
per circa 11-12km in altezza, ed in cui si verificano i moti convettivi prodotti
dal riscaldamento differenziato da parte del sole e si formano le nubi e le
piogge. La sua temperatura diminuisce con l’altezza giungendo a –53°C in
prossimità del suo limite superiore. Un piccolo strato al limite con quello
superiore prende il nome di tropopausa.
La stratosfera si estende fino a 80km ed è la sede dell’ozonosfera, tra
i 15 ed i 60km, dove si verifica la formazione di ozono per azione dei raggi
ultravioletti sull’ossigeno. Lo strato di ozono, che ha la sua massima
concentrazione a 25km di altezza, blocca così quella porzione di raggi
ultravioletti a minor lunghezza d’onda (<300 nm) che sarebbero molto
dannosi per la vita sulla terra.
(Link a sito su Stratosfera)
Nella stratosfera si trova pure lo strato di inversione, situato fra i 40 e
gli 80 km, così detto perchè la temperatura aumenta con l’altezza
raggiungendo 80°C a 60-70km per poi diminuire rapidamente ed arrivare
nuovamente a temperature molto basse (-65°C).
Lo strato di inversione impedisce alle correnti di convezione che
risalgono dalla troposfera di salire ulteriormente, al di sotto le correnti si
sviluppano in senso orizzontale ed in questa zona si trovano le correnti a
getto, con velocità di centinaia di chilometri l’ora, sfruttate per il volo dagli
aerei supersonici.
Sopra lo strato di inversione la ionizzazione provocata dai raggi solari
determina la decomposizione del vapore acqueo in radicali i (H*) ed (OH*) e
viene detto strato ossidrilico.
Oltre i 100km si sviluppa la mesosfera, in cui hanno luogo i fenomeni
di ionizzazione per interazione dell’atmosfera rarefatta con i raggi solari ed i
raggi cosmici. Fino a circa 150km di altezza l’atmosfera è ancora
sufficientemente densa da far incendiare le meteore che vi arrivano ed
ostacolare il volo libero dei satelliti. Nello strato compreso fra i 90 ed i 350km
di altezza si ha la riflessione delle onde fino a 15m e la diffrazione di quelle
medie e corte, che rendono possibili le trasmissioni a distanza sulla terra. In
questo strato si verificano anche le aurore boreali ed australi, frutto del flusso
di elettroni, lanciati dal Sole in corrispondenza di protuberanze o di macchie,
che incontrano l’atmosfera ed il cui percorso è influenzato dalla
magnetosfera.
(Link a sito su Campo magnetico terrestre e altre notizie sulla Terra)
Struttura e funzioni della magnetosfera
La termosfera si sviluppa oltre i 500km di altezza ed è costituita da
atmosfera ionizzata estremamente rarefatta. E’ piuttosto difficile stabilire un
confine fra l’atmosfera e lo spazio, comunque si considerano i 1000km il
limite di presenza dell’atmosfera terrestre.
I venti ed i fenomeni meteorologici si sviluppano nella troposfera. La
differenza di temperatura alle diverse latitudini e nei vari periodo dell’anno,
come pure in funzione della natura della superficie irradiata, genera
differenze di pressione fra punti diversi, perché l’aria ha densità crescente col
diminuire della temperatura, Anche il contenuto di vapore acqueo influisce
sulla densità dell’aria che diminuisce all’aumentare dell’umidità. Si ha perciò
la formazione di aree con pressione superiore ad altre e lo spostamento di
masse d’aria che produce i venti e che tende a riequilibrare queste differenze,
muovendosi dalle zone di altra pressione al suolo verso le zone di bassa
pressione al suolo con una velocità direttamente proporzionale alla differenza
di pressione fra le due aree e alla loro distanza. L’influenza della rotazione
terrestre fa sì che le masse d’aria si muovano circolando, nell’emisfero nord,
in senso orario in uscita dalle zone di alta pressione entrando con una
circolazione antioraria nelle zone di bassa pressione e viceversa nell’emisfero
Sud.
Bilancio della radiazione del sistema terra-atmosfera
riassorbite
dall’atmosfera,
particolarmente
dall’anidride
carbonica, dal vapore d’acqua e
dalle
goccioline
delle
nubi.
L’atmosfera a sua volta riemette
energia verso lo spazio e l’intensità
della radiazione riemessa non varia
granché con la latitudine.
La quantità media giornaliera
di radiazione che arriva alla terra
diminuisce andando dall’Equatore
verso i Poli perché le basse latitudini
ricevono una discreta quantità di
radiazione tutto l’anno, mentre alle
altre latitudini l’angolazione crescente
con cui arrivano i raggi solari come
pure il lungo periodo di buio invernale
fanno arrivare in media una quantità
piuttosto bassa.
La terra oltre a ricevere
radiazioni a piccola lunghezza
d’onda, ne riemette a sua volta (link
a sito su Temperatura della Terra)
di lunghezza d’onda maggiore e
queste ultime vengono in gran parte
Il fatto che le basse latitudini
non si surriscaldino oltre un certo
limite, nonostante ricevano più
radiazioni, e le alte latitudini non
gelino eccessivamente è dovuto allo
scambio di calore che si verifica fra
le basse e le alte latitudini attraverso
il sistema dei venti nell’atmosfera e
delle correnti nell’oceano. Non è
semplice
stabilire
se
questo
trasporto di energia sia dovuto più
all’atmosfera o all’oceano; allo stato
attuale delle conoscenze si ritiene
che l’oceano abbia una parte
maggiore negli scambi per le
latitudini comprese fra i tropici,
mentre l’atmosfera giochi un ruolo
più
importante
alle
latitudini
maggiori.
Il sistema dei venti ridistribuisce il
calore in parte per advezione delle
masse di aria calda nelle regioni più
fredde e viceversa, in parte per
trasferimento di calore specifico che
viene accumulato quando l’acqua
viene trasformata in vapore e viene
rilasciato quando il vapore d’acqua
condensa in un ambiente più freddo.
Bilancio radiativo della terra e l’azione esercitata dall’Atmosfera
Il sistema dei venti
Se la superficie terrestre fosse interamente coperta dall’acqua la
distribuzione dei venti e delle aree di alta e bassa pressione sarebbe molto
regolare, ma la presenza di terre emerse altera significativamente questo
quadro teorico. Nella parte più bassa della troposfera la pressione è bassa
lungo l’Equatore, quindi l’aria converge e poi si innalza.
A circa 30°N e 30°S l’aria, che innalzandosi si è raffreddata, scende
creando una zona di alta pressione alla superficie della terra. C’è quindi un
gradiente di pressione decrescente dai tropici, dov’è la zona di alte pressioni,
verso l’Equatore, sede di basse pressioni.
Si formano così gli Alisei, che spirano da Sud-Est e da Nord-Est e non
semplicemente da Nord e da Sud verso l’Equatore, per l’azione della forza di
Coriolis. Gli Alisei fanno parte della circolazione atmosferica secondo il
modello della circolazione di Hadley o delle cellule di Hadley.
Schematicamente le cellule di Hadley si riferirebbero ad una circolazione
Nord-Sud, che si sviluppa ortogonalmente alla superficie terrestre, ma per
l’azione della forza di Coriolis il percorso diviene simile ad una spirale.
Il movimento intorno ai centri di pressione bassa, sia nell’emisfero
settentrionale (in senso antiorario) sia in quello meridionale (in senso orario)
è detto ciclone o depressione, la circolazione intorno ai centri di alta
pressione viene detta anticiclone ed avviene in senso orario nell’emisfero
nord ed in senso antiorario nell’emisfero sud.
Lo scambio di calore tra Poli
ed Equatore avviene attraverso
questi vortici che si formano al limite
(fronte polare) tra la zona dei venti
occidentali e quella dei venti
orientali polari.
Le traiettorie seguite da
cicloni ed anticicloni alle medie
latitudini sono determinate dalla
traiettoria della corrente a getto che
nella parte alta della troposfera
scorre intorno alla Terra lungo il
limite polare dei venti occidentali,
traiettoria caratterizzata da ampie
ondulazioni (onde di Rossby)
generalmente in un numero fra tre e
sei.
Trasporto di calore verso i poli tramite l’atmosfera
Il calore viene trasportato verso i poli sia direttamente sia
indirettamente. Il movimento generale nella troposfera superiore è diretto
verso i poli. In prossimità della superficie terrestre, l’aria si muove verso
l’Equatore riscaldandosi mentre passa su oceani e continenti, e innalzandosi
e spostandosi verso i poli porta con sé il calore acquisito.
Qualsiasi meccanismo di trasferimento di calore dalla superficie
terrestre all’atmosfera contribuirà a questo trasporto di calore verso i poli. Le
cellule di Hadley, di cui gli Alisei sono un’espressione, possono essere viste
semplicemente come cellule di convezione, che nelle parti superiori
trasportano il calore verso i poli.
In un modello semplice dell’atmosfera il trasporto potrebbe essere
rappresentato da un’unica cellula di Hadley estesa dall’Equatore ai Poli, ma
in realtà l’azione della forza di Coriolis, dovuta alla rotazione terrestre, rende
applicabile il modello della cella di Hadley solo in prossimità dell’Equatore,
mentre spostandosi verso i Poli si accentua la tendenza alo schiacciamento
della cella (cellula di Ferrel) formando vortici, cioè quei centri di alta e bassa
pressione che vengono osservati alle latitudini medie. A queste latitudini la
circolazione delle cellule è in prevalenza quasi orizzontale, oppure obliqua
rispetto alla disposizione pressoché verticale che si osserva alle basse
latitudini.
Variazioni stagionali dell’ITCZ
Il sistema dei venti dei due emisferi converge nella Zona di
convergenza Intertropicale (ITCZ), che è associata con la zona di maggior
temperatura superficiale. Teoricamente questa zona dovrebbe coincidere con
l’Equatore, ma a causa della variazione stagionale e della presenza e
distribuzione delle terre emerse, subisce degli spostamenti e delle distorsioni
verso nord durante l’estate boreale e verso sud durante l’estate australe.
La presenza di terre emerse determina altre alterazioni dello schema
teorico della circolazione atmosferica e questo particolarmente per la massa
euroasiatica.
Durante l’inverno boreale i venti spirano dall’interno verso l’esterno,
perché le masse terrestri si raffreddano più rapidamente degli oceani
circostanti e raffreddano l’aria sovrastante determinando una zona di
divergenza, cioè di alte pressioni.
Nell’estate boreale accade l’inverso, le masse continentali si
riscaldano più velocemente dell’oceano, l’aria sovrastante si riscalda
innalzandosi e determinando un’area di bassa pressione ed i venti soffiano
dal mare verso l’interno del continente. Quest’effetto è più evidente per
l’Oceano Indiano dove questi venti stagionali prendono il nome di monsoni.
Variazione stagionale del regime dei monsoni
I
movimenti
verticali
dell’atmosfera,
che
sono
estremamente importanti per gli
scambi all’interfaccia aria-acqua
marina, sono influenzati dal grado
di
convezione
turbolenta
dell’atmosfera ovvero dalla stabilità
della colonna d’aria, determinata
dalla distribuzione della densità
verticale.
La densità dell’aria dipende dalla sua pressione e dalla sua
temperatura e quindi la stabilità verticale è determinata dalla variazione della
temperatura con l’altezza. Ma l’aria è un fluido compressibile e la sua
temperatura può aumentare anche per compressione o diminuire per
espansione; se questi fenomeni avvengono senza scambi di calore con
l’esterno della massa d’aria vengono detti adiabatici. Quando l’aria si innalza
la pressione atmosferica su di essa diminuisce e l’aria si espande diventando
meno densa, nel contempo subisce una diminuzione di temperatura, dovuta
all’espansione adiabatica, che aumenta la sua densità. La combinazione dei
due effetti determina se e quanto l’aria continuerà ad innalzarsi e quindi la
turbolenza della massa d’aria.
Un’altra componente influente nel comportamento della massa d’aria è
il contenuto di vapore acqueo, non tanto per la variazione di densità che
determina quanto per il calore latente che possiede. Rispetto ad una massa
d’aria secca una umida potrà compensare, attraverso la condensazione del
vapore d’acqua che contiene e liberazione del corrispondente calore latente,
il raffreddamento adiabatico subito con l’innalzamento.
Link a sito su L'acqua nell'atmosfera
Questi fenomeni possono
essere rafforzati da venti forti che
soffino sulla superficie del mare, in
questo caso la convezione viene
detta forzata perché dovuta in
maggior misura alla turbolenza
determinata dal vento che non alla
instabilità della colonna d’aria.
Sulla maggior parte degli
oceani,
specialmente
durante
l’inverno,
la
variazione
di
temperatura
con
l’altezza
nell’atmosfera e il contenuto di
vapore acqueo rendono instabile la
colonna d’aria che viene sottoposta
a fenomeni convettivi.
Un esempio di questa
situazione si trova nella zona di
influenza degli Alisei che, col loro
movimento
ascensionale,
provocano la formazione di nuvole
in forma torreggiante (cumuli),
particolarmente evidenti lungo la
Zona
di
Convergenza
Intertropicale.
Questa
caratteristica rende visualizzabile
l’ITCZ nelle immagini da satellite.
La convezione determinata dagli alisei si estende ancora più in alto dei
cumuli, che subiscono una limitazione alla loro espansione dall’inversione
termica, cioè un innalzamento della temperatura con l’altezza, che incontrano
risalendo lungo la colonna d'aria.
Questa circolazione forzata distribuisce il calore attraverso la
troposfera alle latitudini basse.
Interazione atmosfera-oceano
La temperatura della superficie del mare influenza la circolazione
atmosferica, ad esempio la posizione dell’ITCZ generalmente corrisponde
alla zona della superficie marina che ha la temperatura più alta.
Un esempio di questa forte interazione è dato dallo sviluppo di intense
formazioni cicloniche (link a sito su Cicloni), dette uragani o tifoni, che si
generano solo sopra gli oceani, da cui la difficoltà di studiare le condizioni
atmosferiche associate con la loro formazione. D’altra parte attraverso questi
fenomeni si ha un notevole trasporto di calore dalle basse latitudini a quelle
più alte. Da quanto si conosce attualmente, questi fenomeni possono nascere
da piccoli centri di bassa pressione, quali quelli che si possono formare da
piccoli vortici associati all’ITCZ, o da aree a bassa pressione che si formano
longitudinalmente rispetto alla direzione degli Alisei e si muovono con essi da
est formando delle ondulazioni nella distribuzione delle isobare, da cui il
nome di onde orientali.
Queste ondulazioni associate agli Alisei sono molto comuni nella parte
occidentale dei vasti bacini oceanici, tra i 5° ed i 20°N. Si verificano
essenzialmente al termine dell’estate, probabilmente perché in quest’epoca
l’inversione termica dovuta agli Alisei si indebolisce a causa dell’incremento
di temperatura della superficie del mare.
Non tutte le onde orientali danno origine a forti cicloni, comunque
apportano piogge intense in aree che si mantengono secche finché non si
verificano queste perturbazioni nel campo barico degli Alisei.
I cicloni tropicali si caratterizzano nella loro struttura per la
disposizione delle isobare strette in cerchio attorno ad un nucleo di pressione
molto bassa (circa 950mbar in genere).
Il gradiente molto intenso vicino al centro del ciclone provoca un
rapido afflusso spiraleggiante dell’aria verso il nucleo con venti che
raggiungono in 100-200km/h. Il centro o occhio del ciclone è un’area con
venti leggeri e poche nubi, ma intorno ad esso si verifica una violenta
convezione verso l’altro di aria calda ed umida.
L’energia che alimenta il ciclone proviene dal rilascio di notevoli
quantità di calore latente di evaporazione col condensarsi del vapore d’acqua
nella colonna d’aria in rapido innalzamento ed il verificarsi di piogge intense.
Aumenta così il flusso di aria calda che si innalza intorno alla regione centrale
del ciclone rafforzando l’anticiclone che si forma nell’alta troposfera e
contribuendo così al suo mantenimento.
In effetti i cicloni tropicali si generano solo sulle aree più calde della
superficie oceanica e la temperatura critica di 27-29°C della superficie marina
sembra essere quella necessaria per la formazione delle ondulazioni di bassa
pressione o dei cicloni. Si ritiene che il maggior contenuto di umidità alle
temperature più alte possa produrre l’effetto, descritto in precedenza, che
alimenta i cicloni, anche se non si escludono altre componenti al momento
sconosciute.
L’area geografica in cui si verificano uragani e tifoni dipende dalla
posizione reale dell’ITCZ, che generalmente è spostata verso l’emisfero
settentrionale ed anche durante l’estate australe non si sposta oltre i 5°Sud.
Inoltre nei pressi dell’Equatore, fra i 5°N ed 5°S, la forza di Coriolis è
trascurabile e quindi scarsa la possibilità di formare spirali cicloniche, da qui
la maggiore frequenza nell’emisfero boreale e sempre oltre i 5°N o i 5°S
dell’Equatore.
Anche la maggior frequenza nelle zone occidentali piuttosto che in
quelle orientali degli oceani sembra associata alla distribuzione delle
temperature più elevate della superficie marina. Difatti le anomalie di
distribuzione delle temperature che compaiono durante il fenomeno del Nino
estendono l’area degli uragani e dei tifoni in funzione della maggiore
estensione verso est della superficie marina a maggior temperatura.
A loro volta i cicloni causano in corrispondenza della loro traiettoria di
passaggio sulla superficie oceanica fenomeni di upwelling, La forte
depressione che è il cuore del ciclone, provoca in corrispondenza
l’innalzamento della superficie marina rispetto alle acque circostanti e quindi
una divergenza per cui vengono richiamate acque profonde (circa 100m) in
superficie in sostituzione di quelle che scorrono verso l’esterno mescolandosi
con le acque superficiali. Si rileva perciò in corrispondenza del centro del
ciclone un’area della superficie marina in cui la temperatura è mediamente
inferiore di 5°C rispetto alle acque circostanti. Lo studio delle traiettorie dei
cicloni durante la loro vita (in media una settimana) ha mostrato che vanno
dall’Equatore verso i Poli e che rapidamente decadono raggiungendo la terra
perché non più alimentati dal meccanismo descritto in precedenza.
(Link a sito su Remote sensing)