Università degli studi di Trento
Corso di Laurea in Enologia e Viticultura
Prof. Dino Zardi
Gruppo di fisica dell’atmosfera
Agrometeorologia
1.Origine e composizione
dell’atmosfera terrestre
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Composizione dell’atmosfera terrestre (fino a una quota di circa 100 km)
* Componenti soggetti a significativa variabilità spazio-temporale
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Osservazione
Rispetto al Sole, l’atmosfera contiene quantità molto modeste di gas nobili.
• 1a ipotesi: la Terra si è formata attraverso un processo che non coinvolse gas
(ad es. per agglomerazione di particelle solide)
• 2a ipotesi: le componenti gassose dell’atmosfera primitiva si sono rapidamente
dileguate
E’ comunque molto probabile che la Terra non avesse inizialmente atmosfera
all’epoca della sua formazione (~ 4.5 109 anni fa).
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L’atmosfera primordiale si è formata per progressiva espulsione di sostanze
volatili dal sottosuolo, principalmente nel corso delle eruzioni vulcaniche.
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Le eruzioni vulcaniche
I gas che normalmente vengono emessi sono:
• 85 % Vapore acqueo (H2O)
• 10 % Biossido di carbonio (CO2)
• 5 % Azoto (N2), zolfo (S), biossido di zolfo (SO2), solfuro
d’idrogeno (H2S)
Manca ossigeno (O2) libero !
Per comprendere lo stato attuale dell’atmosfera occorre studiarne
l’evoluzione come componente di un sistema che comprende anche
• Idrosfera + Criosfera,
• Litosfera,
• Biosfera
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Le componenti del sistema clima
?
Componenti (in grassetto), processi e interazioni (frecce), aspetti suscettibili di
cambiamenti (frecce in grassetto)
(Fonte: Panel Intergovernativo sui Cambiamenti Climatici (IPCC), “Climate Change 2001”.
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Distribuzione dell’idrosfera terrestre
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L’atmosfera può contenere solo una piccola parte dell’acqua che viene emessa dalle
eruzioni:
NUBI → PRECIPITAZIONI → MASSE D’ACQUA
Tuttavia se si prende come stima del vapore acqueo emesso dai vulcani la somma
delle emissioni rilevabili nell’ultimo secolo, la massa dell’idrosfera risulta di due
ordini di grandezza inferiore rispetto al valore atteso.
Possibili spiegazioni:
1. Perdite sul fondo degli oceani, in corrispondenza delle faglie,
2. Fotodissociazione: 2H2O [ UV]→ 2H2↑ + O2↑
Radiazione ultravioletta (UV): 15 nm < λ < 400 nm
Radiazione visibile: 400 nm < λ < 800 nm
OSSERVAZIONE: il confronto con i pianeti prossimi: Venere e Marte.
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Origine dell’ossigeno atmosferico
1. Fotodissociazione: 2H2O [ UV]→ 2H2↑ + O2↑
2. Fotosintesi: H2O + CO2[ Visibile]→ {CH2O} + O2↑
L’efficacia della 1. è materia controversa: dipende (a) dalla competizione con
altre reazioni che assorbono radiazione ultravioletta, (b) dalla rapidità con cui
vengono rimossi i prodotti (in particolare H2)
La 2. è legata a processi biologici in organismi vegetali.
CICLO VIRTUOSO:
1. Sviluppo di organismi che realizzano fotosintesi (ca. 2÷3 109 anni fa) →
arricchimento di ossigeno;
2. Sviluppo di ozono: 3O2 [ UV]→ 2O3↑ e formazione dell’ozonosfera;
3. Riduzione della componente UV nella radiazione al suolo;
4. Emersione e proliferazione delle forme vegetali → maggiore produzione O2 .
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Nell’atmosfera è contenuto attualmente circa il 10% del quantitativo netto di
ossigeno prodotto dai vegetali in tutta la storia del pianeta.
La maggior parte dell’ossigeno prodotto si è fissato in ossidi (ad es. Fe2O3) e
composti carbonati (CaCO3, MgCO3) nella crosta terrestre. In questi ultimi è
anche concentrata la maggior parte del biossido di carbonio emesso dai vulcani.
I carbonati si formano mediante reazioni di scambio ionico che si realizzano in
certi organismi marini: tra questi i più importanti sono i foraminiferi unicellulari.
Il biossido di carbonio disciolto forma una soluzione debole di acido carbonico:
H2O + CO2 → H2CO3
Segue una serie di reazioni il cui risultato netto è:
H2CO3 + Ca++ → CaCO3 + 2H+
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Il carbonato di calcio entra nei gusci di alcuni animali. Pare che i foraminiferi ed
altri animali, che producono carbonati, svolgano un ruolo importante nella
stabilizzazione dell’ossigeno in atmosfera, la cui concentrazione si è mantenuta
stabile per milioni di anni.
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Distribuzione del carbonio in prossimità della crosta terrestre
(Fonte: P. K. Weyl, “Oceanography”, John Wiley and Sons, New York, 1970)
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Distribuzione del carbonio in prossimità della crosta terrestre
La respirazione o la decomposizione di materiale organico ossidano di nuovo il
carbonio.
Su qualche decina di migliaia di molecole di carbonio “fotosintetizzate”, una
sfugge alla ri-ossidazione venendo “sepolta“ ovvero fossilizzata.
La maggior parte del carbonio non ossidato sulla terra è contenuta negli scisti,
mentre una quantità molto minore è conservata (in forma più concentrata) nei
combustibili fossili (carbone, petrolio, gas naturali).
Attualmente si consuma in un anno quanto la fotosintesi ha prodotto in circa un
migliaio di anni!
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Processi lenti e veloci nel ciclo del carbonio
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Vi sono evidenze che mostrano una tendenza all’aumento del biossido di
carbonio in atmosfera
CO2 concentrations (monthly averages) measured by continuous analysers over the period 1970
to 2005 from Mauna Loa, Hawaii (19°N, black) and Baring Head, New Zealand (41°S, blue). Due
to the larger amount of terrestrial biosphere in the NH, seasonal cycles in CO2 are larger there
than in the SH. In the lower right of the panel, atmospheric oxygen (O2) measurements from flask
samples are shown from Alert, Canada (82°N, pink) and Cape Grim, Australia (41°S, cyan). The
O2 concentration is measured as ‘per meg’ deviations in the O2/N2 ratio from an arbitrary
reference, analogous to the ‘per mil’ unit typically used in stable isotope work, but where the ratio
is multiplied by 106 instead of 103 because much smaller changes are measured.
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Altri componenti dell’atmosfera
• Azoto (N2)
Mediante meccanismi analoghi a quelli visti in precedenza il 20% circa dell’azoto
emesso dai vulcani è entrato a far parte della crosta terrestre.
Specie chimicamente inerte, poco solubile in acqua ( 1/70 rispetto al biossido di
carbonio) è rimasto in buona parte in atmosfera, dove è la specie dominante.
Componente importante degli amminoacidi → proteine.
• Zolfo (S)
Lo zolfo e i suoi composti emessi dai vulcani (H2S, SO2) vengono rapidamente
ossidati per dare SO3 che si scioglie nelle gocce di pioggia e forma soluzioni diluite
di acido solforico (H2SO4).
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• Ozono (O3)
E’ una forma allotropica dell’ossigeno. Nelle condizioni di temperatura e pressione
che si riscontrano mediamente al suolo è instabile e decade in O3 → O2 + O
Ha una vita media relativamente più lunga in uno strato compreso fra ca. 20 e 25
km di quota (ozonosfera).
Valor medio zonale
nel periodo
Gennaio-Febbraio
1979 del rapporto di
mescolamento di
ozono (isolinee) e
densità
(ombreggiatura: i
livelli corrispondono
al 20, 40 e 60% del
massimo) in
funzione della
latitudine e della
pressione
atmosferica (ossia
della quota). Dati
ottenuti dal Limb
Infrared Monitor
della Stratosfera
(LIMS) a bordo ella
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sonda Nimbus-7.
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Il contenuto di ozono viene spesso quantificato in Unità Dobson:
http://www.atm.ch.cam.ac.uk/tour/dobson.html)
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Distribuzione del valor medio zonale della quantità colonnare di ozono in unità
Dobson in funzione della latitudine e del mese, sulla base di serie di misure
antecedenti il 1980 (London, 1980).
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• Vapore
acqueo
(H2O)
E’ la specie
aeriforme che
presenta la più
elevata
variabilità nello
spazio e nel
tempo. La
figura mostra la
distribuzione
globale
dell’abbondanza
colonnare di
vapore acqueo
o vapore
precipitabile
totale rilevato il
4 Marzo 1984
dalla Sonda
TIROS
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Distribuzione spaziale media del vapore acqueo
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