Corso di Biologia
Prima Liceo
2008/09
Atmosfera e meteorologia
L'atmosfera è l'involucro gassoso che avvolge la terra, trattenuto dalla gravità. L'atmosfera è
costituita da una miscela di gas che diventa sempre più rarefatta con l'altezza. Anche il rapporto tra i
diversi gas si fa differente in quota. Si calcola che più del 99% della massa gassosa sia contenuta
nei primi 40 km di atmosfera.
Lo studio della porzione più bassa dell'atmosfera si esegue principalmente tramite palloni o aerei
opportunamente attrezzati. Al di sopra dei 30 - 35 km l'aria è talmente rarefatta da non riuscire più a
sostenere palloni e sonde, per cui si deve ricorrere a razzi. Continua ad esservi però una certa
difficoltà ad ottenere dati accurati di quella parte di atmosfera compresa tra i 35 e i 160 km, poiché
si tratta di quote troppo alte per aerei e palloni e troppo basse per porvi in orbita satelliti. I dati in
nostro possesso per tale intervallo di altezza sono stati per lo più raccolti dai satelliti durante la
fase di attraversamento.
Il limite superiore dell'atmosfera è puramente convenzionale. Alcuni autori lo pongono a 1500 km,
altri a 2500 km, altri ancora a 5000 km. Si potrebbe affermare che l'atmosfera termina quando la sua
densità diventa uguale a quella dello spazio interplanetario, ma si tratta di un dato non costante che
risente dell'attività solare e dell'intensità del vento solare.
Una prima grande suddivisione separa l'atmosfera in bassa atmosfera o omosfera (fino a 100 km di
altezza) e alta atmosfera o eterosfera (oltre i 100 km di altezza).
L'omosfera è detta così perché la sua composizione chimica è uguale in ogni sua parte. In altre
parole i diversi gas che compongono il miscuglio gassoso mantengono inalterate le proporzioni
reciproche, anche se naturalmente si fanno sempre più rarefatti con l'altezza. La sostanziale
costanza nelle percentuali gassose dell'omosfera è legata ai fenomeni di rimescolamento che la
caratterizzano.
L'eterosfera invece presenta una stratificazione dei diversi gas secondo il diverso peso molecolare.
La sua composizione chimica risulta perciò diversa di quella della omosfera.
L'omosfera è costituita da un miscuglio di gas chiamato aria.
L'aria secca è composta per il 78% di azoto, per il 21% di ossigeno, per lo 0,04% di anidride
carbonica e da piccolissime quantità di gas rari (0,06% in totale) come argo neon, elio, krypton,
xeno idrogeno etc.
L'aria contiene inoltre quantità variabili di pulviscolo atmosferico, proveniente sia da fonti naturali
(sferule vetrose provenienti dallo spazio, polveri vulcaniche, spore batteriche e granuli di polline)
che da fonti artificiali legate alle attività antropiche (prodotti della combustione incompleta di legna,
petrolio, carbone etc). Il pulviscolo atmosferico riveste una importanza particolare nei processi di
condensazione dell'acqua. Esso va a costituire infatti i nuclei di condensazione, attorno ai quali si
formano le gocce d'acqua. Se non vi fosse il pulviscolo atmosferico i fenomeni meteorologici si
svolgerebbero con modalità differenti.
Infine l'aria contiene percentuali variabili di vapor acqueo. La sua concentrazione cresce
normalmente con la temperatura dell'aria. A 30 °C si possono avere fino a 30 g di vapore per m 3
d'aria.
L'omosfera viene in tal modo suddivisa, in base al suo comportamento termico in troposfera,
stratosfera e mesosfera.
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Aria e Acqua
Davide Speziga
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Troposfera
La troposfera è lo strato a contatto con la superficie terrestre con spessore che varia da un minimo di
6 - 8 km sopra i poli, fino ad un massimo di 18 km all'equatore, a causa della rotazione terrestre. Il
termine deriva dal greco "tropos", rivolgimento, poiché in essa sono comuni movimenti di masse
d'aria sia orizzontali (venti) che verticali (correnti ascendenti e discendenti), che ne fanno la parte
meglio rimescolata di tutta l'atmosfera. La troposfera è quindi sede di tutti i fenomeni
meteorologici.
La troposfera è trasparente alla luce visibile, mentre è opaca alla radiazione infrarossa, che assorbe
soprattutto per la presenza del vapor acqueo e dell'anidride carbonica.
Per questo motivo essa non viene riscaldata dall'alto, ma dal basso. Dalla superficie terrestre che
riemette l'energia solare assorbita sotto forma di radiazione termica (radiazione di corpo nero, con
un massimo di emissione nell'infrarosso). Il processo è noto come effetto serra e risulta tanto più
intenso quanto maggiore e la percentuale di acqua e di anidride carbonica.
Questo comporta che la temperatura sia massima a contatto con la superficie terrestre e diminuisca
con l'aumentare dell'altezza secondo un gradiente medio di 0,6°C ogni 100 m di altezza.
La diminuzione di temperatura si arresta ad una certa altezza per ricominciare a crescere. In
corrispondenza di tale inversione termica, detta tropopausa, si fa convenzionalmente terminare la
troposfera. L'inversione termica viene raggiunta a circa - 60°C (- 50°/-70°C).
Stratosfera
Sopra la tropopausa inizia uno strato relativamente tranquillo detto stratosfera, che si estende fino
ai 50 km circa di altezza. Possiede la stessa composizione chimica della troposfera, ma è di gran
lunga più rarefatta. Il pulviscolo, l'anidride carbonica e il vapor acqueo sono praticamente assenti,
anche in rare occasioni si possono osservare, ad un'altezza di circa 20-30 km, delle sottili nubi
iridescenti dette nubi madreperlacee, formate probabilmente da minuscoli aghi di ghiaccio. Essendo
praticamente assente qualsiasi moto turbolento all'interno dell'aria questa tende a stratificare.
All'interno della stratosfera, tra i 20 e i 30 km di altezza è presente il cosiddetto strato di ozono o
ozonosfera. L'ozono (ossigeno molecolare triatomico) si produce dalla interazione della radiazione
ultravioletta con l'ossigeno biatomico.
3 02 → 2 03
L'ozono risulta inoltre opaco alla radiazione ultravioletta. L'assorbimento di tale radiazione da parte
dello strato di ozono, oltre a contribuire ad eliminare una radiazione altamente energetica e quindi
pericolosa per la vita sulla terra, provoca un aumento dell'energia cinetica media delle particelle ed
un conseguente aumento della temperatura.
Ciò spiega perché la stratosfera risulta più calda al suo limite superiore che a quello inferiore.
L'aumento di temperatura raggiunge un massimo a circa 50 km di altezza dove si possono
raggiungere temperature di circa una quindicina di gradi (0 / +17°C). Dopo i 50 km la temperatura
ricomincia a scendere. L'inversione termica, detta stratopausa, segna il limite di separazione tra la
stratosfera e l'involucro superiore, la mesosfera.
Mesosfera
Qui la temperatura ricomincia a scendere fino alla mesopausa posta a circa 90 km, dove viene
raggiunto il minimo assoluto di temperatura, intorno ai - 80°C (- 70°/- 90°C). Anche in questo caso
si ritiene che ciò sia dovuto al fatto che tale strato è riscaldato dal basso, cioè dagli strati caldi
dell'alta stratosfera.
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Aria e Acqua
Davide Speziga
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Come abbiamo già detto nell'alta atmosfera i gas tendono a stratificarsi secondo il loro peso
molecolare.
Tra i 100 e 200 km predomina l'azoto molecolare.
Tra i 200 e i 1100 km prevale l'ossigeno monoatomico prodotto dalla scissione dell'ossigeno
molecolare da parte della radiazione solare.
Tra i 1100 e i 3500 km abbiamo uno strato di elio.
Sopra i 3500 km si trova l'idrogeno.
Dalla mesopausa in poi la temperatura cresce essenzialmente per assorbimento diretto della
radiazione solare. l'eterosfera viene in pratica riscaldata dall'alto, in modo analogo a quanto avviene
per la stratosfera. In base al suo comportamento termico l'eterosfera viene suddivisa in termosfera
(o ionosfera) ed esosfera.
Termosfera
Nella termosfera la temperatura aumenta notevolmente fino a raggiungere a circa 500 km di altezza
un valore massimo intorno ai 1500- 2000°C. Si tratta di temperature cinetiche in quanto i gas sono
troppo rarefatti per produrre fenomeni sensibili di propagazione del calore. Se ponessimo un
termometro al riparo dai raggi diretti del sole esso segnerebbe temperature molto inferiori agli 0°C,
in quanto gli scambi di energia tra le molecole dell'aria ed il termometro sarebbero estremamente
improbabili.
Esosfera
Oltre i 500 km la temperatura si stabilizza intorno ai valori massimi raggiunti. Al di sopra di tale
altezza viene posta l'esosfera che arriva fino al limite esterno dell'atmosfera.
Oltre che in base al suo comportamento termico, l'eterosfera può essere descritta anche in relazione
alla sua struttura elettrica.
La radiazione solare, soprattutto quella ad alta energia, come i raggi X ed i raggi cosmici (i quali
però non hanno esclusivamente origine solare), è in grado di rompere legami chimici, producendo
elementi allo stato atomico, e di strappare elettroni con formazione di particelle cariche o ioni.
Mentre nella bassa atmosfera che è sufficientemente densa, tali particelle ritornano presto neutre
tramite interazioni reciproche, nella alta atmosfera ciò non avviene. L'alta rarefazione, riducendo la
probabilità delle interazioni (il cammino libero medio delle particelle è molto elevato), consente a
molte particelle ionizzate di sopravvivere per periodi più lunghi.
La presenza di particelle ionizzate inizia al di sopra degli 80 - 90 km ed aumenta progressivamente
fino a raggiungere un massimo intorno ai 300 km (2 ioni ogni 1000 particelle) per poi diminuire.
Per indicare tale fenomeno è stato introdotto il termine di ionosfera. La ionosfera coincide grosso
modo con la termosfera.
La presenza di tali ioni hanno una grande importanza pratica poiché vengono usati come strati
riflettenti per le onde elettromagnetiche usate nelle radiocomunicazioni.
Sono stati individuati 4 strati riflettenti:
- Strato D (60 - 80 km) riflette le onde lunghe
- Strato E (90 - 120 km) riflette le onde medie
- Strato F1 (200 - 250 km) riflette le onde corte
- Strato F2 (400 - 500 km) riflette le onde cortissime
Tali strati non sono in grado di riflettere le onde ancor più corte utilizzate per le trasmissioni
televisive, le quali necessitano quindi di ripetitori a terra.
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Aria e Acqua
Davide Speziga
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Pressione atmosferica e isobare
La terra attrae gravitazionalmente il suo involucro gassoso. La forza con cui terra e atmosfera si
attraggono non è altro che il peso dell'atmosfera. La forza che l'atmosfera esercita su ciascun cm 2
della superficie terrestre è detta pressione atmosferica.
Si definisce pressione atmosferica normale o standard quella esercitata dall'atmosfera a 45°N, 0°C,
0 m s.l.m., in assenza di umidità (aria secca).
Essa vale 1 atm = 1033 g/cm2 --> prova a trasformarlo in Pa (unità di misura internazionale)
In meteorologia si usa come unità di misura della pressione il "bar".
La pressione normale vale perciò 1,013 bar o 1013 millibar (mb).
La pressione atmosferica varia con la quota, l'umidità e la temperatura dell'aria.
Effetto della quota
Poichè alzandoci in quota diminuisce lo spessore di gas atmosferici che ci sovrasta, la pressione
diminuisce con l'altezza.
Il ritmo di diminuzione è naturalmente più elevato inizialmente, essendo la bassa atmosfera più
densa rispetto all'alta atmosfera. Per lo stesso motivo la pressione atmosferica diminuisce con
l'altezza più rapidamente nelle zone di alta pressione rispetto alle zone di bassa pressione.
Effetto dell'umidità
A parità di temperatura, l'aria umida è più leggera dell'aria secca. Sappiamo infatti dalle leggi che
descrivono il comportamento dei gas che uno stesso volume di una qualsiasi miscela di gas alla
stessa temperatura contiene sempre lo stesso numero di molecole. Ora, se una percentuale maggiore
di queste molecole è costituita da vapor acqueo, il peso complessivo diminuisce in quanto l'acqua
ha un peso molecolare inferiore (18) rispetto a quello dell'ossigeno molecolare (32) e dell'azoto
molecolare (28).
Effetto della temperatura
L'aria calda è più leggera dell'aria fredda per due ragioni:
1) Secondo quanto previsto dalla legge di Gay-Lussac, all'aumentare della temperatura qualsiasi gas
si espande e di conseguenza diminuisce la sua densità.
2)All'aumentare della temperatura aumenta la quantità di vapor acqueo che un medesimo volume di
aria può contenere. L'aria calda tende perciò ad essere più umida e per questo più leggera.
La distribuzione della pressione sulla superficie terrestre, ridotta al livello del mare, è evidenziata
tramite linee che congiungono punti aventi la stessa pressione, dette isobare.
Le isobare appaiono come linee curve chiuse irregolari concentriche. Si possono determinare due
casi:
A) Le isobare racchiudono altre isobare caratterizzate da valori via via crescenti. Le zone così
delimitate si dicono zone di alta pressione o anticicloniche.
B) Le isobare racchiudono altre isobare caratterizzate da valori decrescenti della pressione. Le zone
così delimitate vengono dette zone di bassa pressione o cicloniche.
Una certa area non può essere comunque definita di alta o bassa pressione se non relativamente ad
un'altra.
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I venti
La differenza di pressione esistente tra un'area ciclonica ed una anticilclonica tende ad essere
compensata da un movimento orizzontale di masse d'aria, le quali si spostano dalla zona di alta
pressione verso la zona di bassa pressione.
Nelle zone di alta pressione l'aria fredda e asciutta, più pesante, tende infatti a scendere ed a
divergere al suolo, venendo poi richiamata dalle zone di bassa pressione, dove l'aria calda ed umida
tende a salire, creando una depressione al suolo.
Se la terra non ruotasse i movimenti dei venti seguirebbero esattamente la direzione del vettore
gradiente barico che congiunge il centro delle zone di alta pressione al centro delle zone di bassa
pressione.
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Davide Speziga
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Umidità dell'aria e precipitazioni
La quantità di vapor d'acqua presente nell'aria può essere misurata attraverso due parametri:
l'umidità assoluta (U.A.) e l'umidità relativa (U.R.).
- L'umidità assoluta è la quantità di acqua, espressa in grammi, presente in un m3 di aria (g/m3).
Tale quantità è variabile e dipende dalla temperatura dell'aria. Maggiore è la temperatura, maggiore
è la quantità d'acqua che può essere presente nell'aria.
Ad esempio a 10 °C un metro cubo d'aria può contenere al massimo 9,4 g di vapore (naturalmente
ne può contenere anche meno), mentre a 30°C la quantità massima di vapore sale a 30 g/m3.
Quando l'aria contiene la massima quantità di vapore consentita dalla temperatura a cui si trova, si
dice satura.
Normalmente è piuttosto raro che l'aria sia satura di vapor d'acqua. Quando ciò avviene, tutta
l'umidità in eccesso è destinata a condensarsi formando corpi nuvolosi o nebbie.
- l'umidità relativa è il rapporto tra la quantità di vapor d'acqua effettivamente presente in un certo
volume d'aria e la massima quantità che lo stesso volume d'aria potrebbe contenere a quella
temperatura.
Se ad esempio a 30°C sono presenti 3g di vapor d'acqua per m3 d'aria, contro i 30 g che la stessa
aria potrebbe contenere se fosse satura, l'umidità relativa è del 10% (3/30).
Ma se gli stessi 3 g fossero presenti in un m3 d'aria a 10°C, l'umidità relativa salirebbe oltre il 30%
(3/9,4).
Le variazioni di umidità relativa si possono quindi produrre per:
a) variazione della quantità di vapor d'acqua presente per unità di volume d'aria;
b) variazione della temperatura dell'aria.
Quando, per uno dei due motivi sopracitati o per una combinazione di entrambi, l'umidità relativa
raggiunge il 100%, inizia il fenomeno della condensazione.
Data una massa d'aria con una certa umidità relativa, è detto punto di saturazione o punto di
rugiada la temperatura alla quale l'umidità relativa raggiunge il 100%.
Se il punto di rugiada si trova sopra lo 0°C allora la condensazione dà luogo a minuscolo goccioline
di acqua (20 - 50 µm), che si formano intorno ai nuclei di condensazione offerti dal pulviscolo
atmosferico.
Se il punto di rugiada si trova sotto lo 0°C si formano microscopici cristalli di ghiaccio.
Le dimensioni ed il numero di goccioline che si condensano per unità di volume dipende dal tipo di
nuclei di condensazione presenti nel pulviscolo. I nuclei più efficaci nel favorire la condensazione
sono quelli che portano cariche elettriche, anche parziali, essendo fortemente igroscopici.
La completa mancanza di nuclei di condensazione porta al fenomeno della sovrasaturazione. Si
tratta di un fenomeno piuttosto raro, ma sembra che le precipitazioni più violente siano da imputarsi
alla formazione di nubi sovrasature.
Le goccioline che formano le nubi cadono verso il basso con velocità ridottissime. Esse sono infatti
rallentate dall'attrito con l'aria e dalla spinta idrostatica legata al principio di Archimede.
Si calcola che una goccia di 20 µm cada, nell'aria immobile, con una velocità di 72 m/h.
Ma normalmente in una nube sono presenti correnti ascensionali che impediscono la caduta di tali
goccioline , tenendole in sospensione.
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Affinché una nube produca una precipitazione è necessario che le microscopiche goccioline o i
minuscoli cristalli di ghiaccio si uniscano a formare particelle di dimensioni tali da non poter più
essere sostenute dall'aria. Una goccia di pioggia ha un diametro compreso tra un decimo di
millimetro e qualche millimetro.
Il processo di fusione delle goccioline è detto coalescenza ed è favorito dai moti convettivi
ascensionali dell'aria all'interno delle nubi. La continua agitazione cui sono sottoposte le goccioline
ne facilità infatti l'incontro e la fusione.
Quando i moti convettivi all'interno della nube sono particolarmente intensi, le gocce possono
essere portate più volte nelle regioni più elevate del corpo nuvoloso, dove la temperatura è inferiore
agli 0°C. Qui si formano dei nuclei di ghiaccio che ricadendo nelle parti più basse della nuvola si
ricoprono di un ulteriore velo d'acqua. Il processo può ripetersi più volte con la conseguente
deposizione di diversi strati ghiacciati concentrici che troviamo a caratterizzare i chicchi di
grandine.
La formazione dei corpi nuvolosi e delle nebbie avviene per immissione di ulteriore umidità grazie
all'evaporazione di una superficie liquida o, più frequentemente, per una diminuzione della
temperatura all'interno di una massa d'aria che in tal modo raggiunge il punto di rugiada.
Effetto Föhn
L'effetto Föhn esemplifica molti dei concetti suesposti. Il termine deriva dal nome del
vento caldo e asciutto proveniente da Sud che in primavera spesso scioglie
anticipatamente le nevi delle vallate svizzere ed austriache, dopo aver scavalcato le Alpi.
Si tratta comunque di un fenomeno comune a tutti i venti che investono rilievi montuosi
dopo essersi caricati di vapor d'acqua in regioni più calde ed umide.
Mentre risale il versante sopravvento la massa d'aria si espande raffreddandosi secondo
il gradiente adiabatico secco fino ad una certa quota dove, raggiunto il punto di rugiada,
continua la risalita, con formazione di corpi nuvolosi e precipitazioni, secondo il
gradiente adiabatico umido.
Giunta in cima la massa d'aria, scaricata gran parte della sua umidità, è ormai asciutta e
scende lungo il versante sottovento comprimendosi e riscaldandosi secondo il gradiente
adiabatico secco lungo tutto il suo percorso.
In tal modo la discesa risulta essere termicamente più efficiente della risalita ed il vento
risulta, a parità di quota, più caldo nel versante in discesa che in quello in salita.
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Nefoscopia
La nefoscopia è quella parte della meteorologia che studia e classifica le nubi in base alla loro
forma, alla loro altezza ed alla loro dinamica.
In generale le nubi si possono dividere in due grandi classi: stratiformi e cumuliformi.
Le nubi stratiformi sono poco spesse e molto estese in senso orizzontale, mentre le nubi
cumuliformi sono in genere molto estese in senso verticale e dalla forma massiccia e globulare.
Le nubi vengono poi classificate in funzione della loro altezza nella troposfera in nubi alte (sopra i
6000 m, tipici sono i cirri), nubi medie (tra i 2500 e i 6000 m) , nubi basse (sotto i 2500 m) e nubi a
sviluppo verticale (sono i cumulonembi che possono attraversare l'intera troposfera).
Non tutte le nubi possono dare precipitazioni. In genere producono più facilmente precipitazioni le
nubi a grande sviluppo verticale e quelle che presentano la base a quote non molto elevate.
La distribuzione delle precipitazioni sulla superficie terrestre viene rappresentata tramite le isoiete.
Le isoiete sono curve che uniscono punti della superficie terrestre che presentano la stessa piovosità
media (annua o mensile) espressa in mm di pioggia caduta.
La nebbia può essere considerata una nube stratiforme che si produce al suolo. Essa si forma
quando una massa d'aria calda e umida si raffredda a contatto con la superficie terrestre.
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