Come funziona l’Atmosfera terrestre? – Parte I

Questo è il primo di una serie di approfondimenti che vuole portarci a capire più a fondo il funzionamento dell’atmosfera terrestre: dalla composizione dell’aria che respiriamo alle aurore boreali, dalla dinamica atmosferica al riscaldamento globale. In questo primo capitolo, introduciamo la suddivisione in strati dell’atmosfera e le sue caratteristiche fondamentali.

La Terra nel Sistema Solare

Non si può parlare dell’atmosfera terrestre trattandola come un corpo separato dall’ambiente in cui si trova. Quindi, qualora non lo avessimo ben chiaro, iniziamo con una brevissima introduzione sull’orbita terrestre. La Terra orbita attorno al Sole in un’orbita quasi ellittica ad una distanza media di circa 149.6 milioni di km (quantità che viene generalmente indicata come Unità Astronomica ed usata come riferimento per le distanze nel Sistema Solare). La durata di tale orbita è di 365 giorni ed 1/4.

L’eclittica è il piano definito da quest’orbita, e rispetto ad essa l’asse di rotazione terrestre risulta inclinato di circa 23.45°. Quest’inclinazione è la causa primaria delle variazioni stagionali, che giocano un ruolo importante nella dinamica e nella chimica atmosferica. Il Solstizio d’Inverno è il momento dell’orbita terrestre in cui il Polo Nord punta nella direzione più lontana possibile dal Sole, ed è il momento in cui il Sole risulta più in basso nei cieli dell’emisfero nord, come il nostro. Il viceversa è vero nel Solstizio d’Estate. Negli equinozi di primavera ed autunno, i raggi solari viaggiano invece perpendicolarmente all’asse di rotazione terrestre, colpendo verticalmente l’equatore.

Queste variazioni sono importanti dal punto di vista atmosferico, perché alcuni fenomeni sono strettamente dipendenti dai fotoni ricevuti dal Sole. Mediamente, la Terra riceve 5.5 x 1018 (ossia 5.5 seguito da 18 zeri) di fotoni al secondo per metro quadrato.

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Credits: Canadian Space Agency

L’equilibrio idrostatico

Generalmente si assume che le atmosfere siano in equilibrio idrostatico, ossia la forza di gravità che attira le particelle di aria verso il basso è controbilanciata dalla differenza di pressione tra gli strati atmosferici. Ma questo richiede una piccola spiegazione.

I gas tendono ad occupare tutto il volume disponibile, ossia tendono autonomamente ad annullare le eventuali differenze di pressione in un dato volume. Ad esempio se avessimo metà di una stanza piena di gas (che avrà una certa pressione), e metà della stessa stanza senza gas (vuota, ossia con pressione nulla), il gas contenuto nella prima metà tenderà a diffondersi in tutta la stanza, rendendo omogenea la pressione in ogni suo punto. Si dice che era presenta un gradiente di pressione, e la forza che fa sì che il gas si diffonda ed annulli questo gradiente, è detta per l’appunto forza gradiente.

La Terra non ha pareti come una stanza, e questo vuol dire che la forza gradiente spinge l’atmosfera a diffondersi in tutto lo spazio disponibile, ossia a disperdersi nello spazio interplanetario. Interviene allora la forza di gravità a controbilanciare questa tendenza, trattenendo l’atmosfera dalla fuga.

Si raggiunge quindi una situazione di equilibrio, detto appunto idrostatico, in cui la pressione atmosferica è massima sulla superficie, e diminuisce via via che ci si allontana da essa, fino a quando risulta sostanzialmente nulla.

Il momento in cui la pressione si annulla non è però ben definibile, in quanto indicherebbe la completa assenza di particelle atmosferiche terrestri. Si tende allora convenzionalmente ad imporre il limite di 100 km in cui si assume sia contenuta tutta l’atmosfera terrestre. In realtà circa il 99.9 % dell’atmosfera terrestre è contenuta entro i primi 50 km di altitudine.

Conseguenza diretta di questo equilibrio è che la pressione dipende unicamente dall’altitudine, e quindi si ha la possibilità di parlare equivalentemente di altitudine e pressione. Ad esempio, la pressione vale 1013 millibar sul livello del mare, e quindi si può indicare questo livello proprio con questo valore.

La stratificazione atmosferica

Credits: Robert Carroll Weather

L’illustrazione qui sopra mostra l’andamento della temperatura (in basso) e della pressione (a destra) con l’altitudine (a sinistra). La suddivisione in strati dell’atmosfera viene effettuata principalmente in base all’andamento della temperatura. Seguiamo quindi la linea rossa per orientarci in questi 100 km di altitudine.

Si parte dal punto in basso, situato a circa 17°C: questa è la temperatura media della terra al livello del mare. Inizia lo strato detto troposfera, che è lo strato in cui viviamo, in cui si trovano le nuvole ed in cui viaggiano gli aerei. Salendo nella troposfera la temperatura diminuisce in quanto ci si allontana dalla calda superficie terrestre. Ad un certo punto, però, questa riduzione di temperatura è controbilanciata dal riscaldamento radiativo (ossia dovuto alle radiazioni, le onde elettromagnetiche) proveniente dagli strati superiori. Questo avviene tra gli 8 ed i 18 km, a seconda della stagione e del luogo e per un piccolo tratto, detto tropopausa, la temperatura resta sostanzialmente costante.

Da cosa proviene questo riscaldamento radiativo? Continuando a salire oltre la tropopausa, ci troviamo nella stratosfera. Qui avviene un fenomeno fondamentale per la persistenza della vita sulla Terra: l’ozono (O3), assorbendo luce ultravioletta, si scalda e si rompe in una molecola (O2) ed in un atomo di ossigeno (O), evitando alla radiazione a queste lunghezze d’onda potenzialmente dannose per la vita di raggiungere la superficie terrestre. Anche le molecole di ossigeno così formate possono rompersi a causa della radiazione ultravioletta, assorbendone un’altra parte. Viceversa, se una molecola ed un atomo di ossigeno collidono, si forma un atomo di ozono. Queste reazioni formano il cosiddetto Ciclo di Chapman dell’ozono, e fanno che sì che la sua concentrazione sia sostanzialmente costante nel tempo. La stratosfera contiene circa il 90% dell’ozono terrestre. Il picco dell’ozonosfera è situato tra i 25-32 km di altitudine, dove le reazioni del Ciclo di Chapman sono più efficienti a causa del bilancio ottimale tra pressione atmosferica e quantità di radiazione solare. Il picco della temperatura, e quindi la fine della stratosfera, avviene a circa 48 km di altitudine, dove l’ozono assorbe la radiazione alla minore lunghezza d’onda (ossia più energetica).

Dopo un breve tratto di stratopausa, in cui la temperatura resta sostanzialmente costante, ci si trova immersi nella mesosfera. Qui, siccome la densità di ozono è troppo bassa per far sì che il Ciclo di Chapman continui ad essere efficiente, l’atmosfera ricomincia a raffreddarsi in maniera simile alla troposfera.

La mesopausa, situata a circa 82 km, determina una nuova inversione di temperatura: nella termosfera infatti la temperatura dell’aria ricomincia ad aumentare, perché l’ossigeno e l’azoto molecolare assorbono le radiazioni più energetiche provenienti dal Sole. Ma è importante notare una cosa: se ci trovassimo nella termosfera (ammettendo di poter sopravvivere alle radiazioni e alla carenza di ossigeno) non avremmo caldo! Infatti, la temperatura è alta perché la particelle di aria sono molto eccitate dalla radiazione a brevissima lunghezza d’onda (la temperatura indica proprio l’energia cinetica delle particelle del corpo che stiamo misurando), ma la pressione, e quindi la densità, dell’aria in questo strato di atmosfera è estremamente bassa. Ossia ci sono pochissime particelle, anche se molto calde.

Importante è sottolineare che la maggior parte della dinamica atmosferica avviene nel parte più bassa della troposfera, che viene generalmente indicata come boundary-layer (strato limite), che è la parte di atmosfera che subisce direttamente l’influenza della superficie terrestre. Questo strato, detto anche “di rimescolamento”, risponde alle variazioni atmosferiche in media in un’ora di tempo ed è spesso tra i 50 ed i 3000 metri circa.

Continua nella Parte II

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