L'atmosfera è sede di fenomeni termodinamici e fluidodinamici, rappresentabili con modelli matematici molto complessi.

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1 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 =f(,t) legge di Wien max =f(t) legge di Stefan-Boltzman I= 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 m (le radiazioni visibili sono comprese tra 0,4 e 0,7 mm). Le radiazioni terrestri sono comprese tra 4 e 30 m (infrarosso). La costante solare è di 1367 W/m 2. L'energia media raggiante ricevuta dalla superficie esterna dell'atmosfera è uguale a un quarto della costante solare (342 W/m 2 ). Coefficiente di assorbimento dell'atmosfera: finestre (trasparenza). Assorbimento nell'atmosfera: raggi X (0,0001 0,01 m) (ionosfera) ultravioletti (0,01 0,1) (ozono della stratosfera) infrarossi ( m) (vapore acqueo e CO 2 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

2 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 C. 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 m nelle terre emerse e di 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 CO 2, H 2 O, CH 3, NO 2, CFC, O 3 della troposfera. La concentrazione di CO 2 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 1,9 C nel 2030, +1,9 3,4 C a regime. Con blocco di CO 2 a livello attuale: +0,3 1,9 C a regime. Nell'ipotesi del raddoppio ci si attendono inverni più dolci nell'europa settentrionale (+6 7 C) ed estati più calde (+3,5 4,5 C 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

3 - 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 8 16 km (in media 10 km); temperatura minima -54 C; tropopausa: due grandi discontinuità a e a (N e S); (trasparenza con esempio di inversione termica); stratosfera: la temperatura prima è costante, poi cresce; è massima (0 10 C) nella stratopausa a km di altezza per assorbimento di raggi ultravioletti nell'ozonosfera; stratopausa; mesosfera: mesopausa; ionosfera: esosfera: la temperatura diminuisce fino a C nella mesopausa alla quota di km; si estende fino a km di quota; la temperatura cresce per ionizzazione ed esprime l'attività cinetica delle particelle ( C); 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 C/m, il valor medio del gradiente in aria umida è di 0,0065 C/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

4 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

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7 Spazio esterno Spazio esterno Spazio esterno 4% 20% 6% 54% Molecole e Nubi particelle 100% Terra 2% 18% Sole 30% 14% Atmosfera 6% 6 4% Radiazione corta Spazio esterno Spazio esterno Radiazione lunga Calore sensibile e latente Bilancio energetico del sistema Terra-atmosfera (Moisello, 1998)

8 E e, E u [W m -2 ] E u E e Latitudine Energia entrante E e ed energia uscente E u (per unità di tempo e di superficie) in funzione della latitudine (Barry e Chorley, 1969; Moisello,1998) mesopausa ionosfera z [km] mesosfera stratopausa stratosfera tropopausa troposfera T [K] Relazione media tra la temperatura T e la quota z nell'atmosfera (atmosfera standard) (Vittori, 1992; Moisello, 1998)

9 GRADIENTE DI TEMPERATURA IN ARIA SECCA d Q = d I - V d p di = C p m dt dp = -γdz = ρgdz dq = C p m dt + V ρgdz dq = C p m dt + mgdz Per trasformazione adiabatica dq = 0 C p d T + g d z = 0 Essendo C p uguale a 1005 J kg -1 C -1 dt d z = - g C p = -0,00976 C m -1

10 z [m] 2000 inversione T [ C] Esempio di relazione osservata nella troposfera tra la temperatura T e la quota z (Réméniéras, 1965; Moisello, 1998) Adiabatica satura z [m] Adiabatica secca T [ C] Adiabatica secca e adiabatica satura (Moisello, 1998)

11 4000 Adiabatica satura 3000 Curva di stato di atmosfera assolutamente instabile z [m] 2000 Adiabatica secca T [ C] Curva di stato di atmosfera assolutamente instabile (Moisello, 1998) Curva di stato di atmosfera assolutamente stabile z [m] 2000 Adiabatica satura 1000 Adiabatica secca T [ C] Curva di stato di atmosfera assolutamente stabile (Moisello, 1998)

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