GEOGRAFIA. Thomas Fraling. 1. Origine e composizione

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1 1. Origine e composizione Le origini dell atmosfera sono molto vecchie, precisamente 4.6 miliardi di anni fa, quando la Terra era formata da materiale fuso. L atmosfera di quell epoca è detta primordiale, infatti era formata solamente da idrogeno, metano, ammoniaca ed elio. La prima vera e propria atmosfera si è formata 4.4 miliardi di anni fa, con la comparsa dell ossigeno (creato dalla scomposizione dell acqua causata da scariche elettriche e grazie alla fotosintesi di organismi vegetali), dell azoto, dell anidride carbonica e del vapore acque. Eccone la composizione odierna. L atmosfera è formata da aria, cioè da un miscuglio di gas e particelle solide; l aria pulita e secca, invece, è formata da gas in quantità ben precise: azoto (78%), ossigeno (21%) e il restante 1% sono altri gas (CO2 [0.035%], Ar, H2, O3, gas nobili). Questa percentuale è costante a tutte le quote, ma cambia la quantità assoluta dei gas, cioè varia la densità di particelle (immagine 1). La composizione è variabile, in quanto variano i valori di pulviscolo e vapore acque (0% 4%). L azoto (N2) è molto importante per gli esseri viventi, siccome costituisce gran parte delle proteine (sappiamo già a cosa servono). L ossigeno (O2) è fondamentale 3 ) 1: quantità di particelle di gas a diverse quote (in un m per la respirazione degli esseri viventi e grazie a essi il suo valore è costante, come anche l anidride carbonica (scarto della respirazione). Quest ultima assorbe l energia termica irradiata dalla Terra (effetto serra). L ozono è presente in piccolissime quantità, ma è importante per la filtrazione dei raggi ultravioletti del Sole (a 50 km di altitudine). Il vapore acque gestisce i fenomeni meteo. Infine, il pulviscolo, cioè particelle piccolissime di diversa natura, può essere di origine organica (spore, pollini, batteri) oppure di origine inorganica (ceneri vulcaniche, meteore disintegrate); inoltre il pulviscolo riflette la luce solare e funge da nuclei di condensazione (formazione di nuvole). 2. Estensione e struttura L atmosfera, per definizione, è un involucro gassoso della Terra che tende ad espandersi indefinitamente. A questa espansione si oppone la forza di gravità, che trattiene l involucro e grazie all inerzia ne determina la forma ellissoidale (più spessa all equatore). Il limite dell atmosfera non è letto, visto che essa sfuma progressivamente, infatti, ad una quota pari a 1000 km troviamo ancora dei gas, trattenuti dalla forza di gravità. Il 50% dei gas dell atmosfera si trovano nei primi 5 km e il 99% nei primi 32 km, infatti la densità dell aria diminuisce in funzione della quota. L atmosfera è stata suddivisa in quattro strati in base alla temperatura dell aria (immagine 2). Vediamogli ora nel dettaglio: - Troposfera: la temperatura in questo strato diminuisce di 6.5 C al km (GTV). Qui avvengono i fenomeni meteorologici e rimescolamento dell aria. Il suo limite è la tropopausa. - Stratosfera: la temperatura in questo strato aumenta a causa della presenza di ozono (O3), che riflette i raggi UV del Sole. - Mesosfera: in questa zona si formano le stelle cadenti (vaporizzazione delle meteore). La temperatura diminuisce a causa della distanza dalla Terra e dell assenza di ozono. - Iono o termosfera: la temperatura aumenta grazie ai raggi x e gamma che ionizzano le molecole di gas. In questo strato si formano le aurore polari. 2: strati dell'atmosfera determinati grazie alla temperatura Maggio

2 3. Radiazione solare Il Sole è il motore dell atmosfera, infatti il 99.9% dell energia che riscalda la Terra proviene dal Sole. Visto che l atmosfera è in permanente movimento, l energia è distribuita eterogeneamente (nel tempo e nello spazio): giorno notte (moto di rotazione terrestre), fasce climatiche (diverso angolo d incidenza dei raggi solari), stagioni (moto di rotazione e rivoluzione terrestre). Le radiazioni elettromagnetiche sono suddivise in tre grandi gruppi: luce visibile (le onde che percepiamo), infrarosso (non lo vediamo, ma costituisce un elemento fondamentale per l effetto serra), ultravioletto (non lo vediamo, ma viene assorbito, in parte, dall ozono). Più un corpo è caldo più corta è la lunghezza d onda (onde corte = molta energia), quindi il Sole (temperatura del Sole = 6000 K) emette raggi ad alata energia, i raggi gamma e ultravioletto; la Terra invece emette radiazioni a onde più lunghe (minor energia), l infrarosso. Alcuni gas nell atmosfera trattengono o assorbono alcuni di questi raggi: - l ossigeno e l ozono assorbono l ultravioletto. - l anidride carbonica e il vapore acqueo assorbono l infrarosso. NB: il gas in maggiore quantità, l azoto, non assorbe quasi niente. 4. Riscaldamento Prima di tutto chiariamo in che modo il calore si propaga: - Irraggiamento: esso trasferisce l energia, che giunge dall esterno, nell atmosfera e che è restituita dalla Terra allo spazio. - Conduzione: avviene se due corpi con temperature diverse vengono a contatto; il processo non richiede trasferimento di materia. Nell atmosfera si verifica tra la superficie terrestre e l aria soprastante. - Convenzione: avviene all interno di un corpo (solido o liquido), per trasferimento di materia; infatti si parla di movimenti convettivi dell atmosfera: trasferimento di calore dall equatore ai poli. Vediamo ora come si riscalda la Terra. Solamente il 50% delle radiazioni solari raggiungono la superficie terrestre (immagine 3). Il resto dei raggi solari viene: - assorbito: ossigeno (O2) e ozono (O3) assorbono l UV, invece il vapore acqueo e il CO2 assorbono l infrarosso. Assieme assorbono il 20% dell energia solare in arrivo. - diffuso: le particelle dell atmosfera rinviano la luce in tutte le direzioni (il 5% ritorna allo spazio). - riflesso: il 3% dalla superficie terrestre (albedo), il 22% dalle nubi e il 5% dall atmosfera (assieme costituiscono il 30%). L assorbimento e la riflessione costituiscono il restante 50% dei raggi solari, visto che l altra metà viene assorbita dalla superficie terrestre. 3: assorbimento dei raggi solari Maggio

3 5. La temperatura dell aria I fattori che influenzano la temperatura dell atmosfera sono i seguenti: - Angolo d incidenza dei raggi solari: più la latitudine è alta più la temperatura è bassa; a parità di latitudine, la temperatura varia in funzione dell inclinazione del terreno (più è pianeggiante più assorbe energia) e della sua esposizione (versanti sud più soleggiati nell emisfero boreale). - Terraferma o acqua: la terraferma si riscalda e si raffredda più velocemente dell acqua; le escursioni termiche (cioè la differenza fra la temperatura più alta e quella più bassa) sono maggiori sulla terraferma. - Altezza sul livello del mare (quota): più la quota è alta, più la temperatura è bassa (GTV). - Posizione geografica: la zona costiera presenta venti dominanti provenienti dal mare (temperature più fresche d estate e più calde d inverno) o dal continente (temperature più calde); catena montagnosa, rappresenta una barriera per i venti freddi o caldi. La distribuzione mondiale della temperatura, invece, si basa solamente sui dati ricavati grazie alle isoterme (linee collegate da punti con ugual temperatura, vedi immagine 4 e 5). I dati delle isoterme sono del mese di gennaio e luglio (valori estremi delle temperature). Le isoterme seguono un andamento est ovest, cioè latitudinale; la temperatura diminuisce ai poli a causa dell incidenza dei raggi solari. Si può notare che la fascia di temperatura alta è migrata grazie alle stagioni. Le escursioni termiche sono sui continenti (per il motivo elencato prima), inoltre le isoterme sono più regolari sull acqua, visto che trattengono maggiormente il calore. Infine, le isoterme vengono influenzate dalle correnti: correnti calde > deviazione verso i poli; correnti fredde > deviazione verso l equatore. Descriviamo ora le isoterme in gennaio. All aumento della latitudine diminuisce la temperatura, a causa dell angolo d incidenza; a nord fa più freddo rispetto a sud, a causa delle stagioni che sono determinate dall inclinazione dell asse terrestre; infine, ci sono delle isoterme con delle oscillazioni, come ad esempio tra l Islanda e la Norvegia che è condizionata dalla corrente del golfo proveniente dal Golfo di Messico. Questo periodo è detto minimo climatico perché il mese di 4: isoterme a gennaio gennaio si trova immediatamente dopo al solstizio d inverno, infatti le temperature sono scese fino a -40 C. Luglio, invece, viene dopo al solstizio d estate, periodo del massimo climatico, infatti le temperature salgono fino ai + 35 C. Le isoterme a luglio si sono spostate verso l alto perché durante il solstizio d estate i raggi solari picchiano perpendicolarmente sul tropico del Cancro, non più sul tropico del Capricorno. 5: isoterme a luglio Maggio

4 Prima di iniziare i prossimi capitoli, mi preme precisare una cosa: le spiegazioni e i dati sono presi dal libro, quindi non meravigliatevi se non corrispondono con quelli sulle schede del professore. 6. L umidità atmosferica Il termine umidità indica la quantità di vapore acqueo contenuto nell aria, esso viene precisato dall umidità relativa e specifica (o assoluta). Prima di tuffarci in questo interessante argomento, specifichiamo il concetto di umidità di saturazione; essa è la quantità massima di vapore acqueo contenibile, a una determinata temperatura, in un metro cubo di aria. Per fare degli esempi, a 10 C un metro cubo d aria può contenere 9 grammi di vapore acqueo, invece a 25 C ne può contenere 23 grammi. L umidità specifica indica la quantità di vapore acqueo contenuto in un metro cubo d aria, il suo valore non varia con un eventuale cambiamento di temperatura o/e pressione. L ultimo termine riguardante l acqua nell atmosfera è l umidità relativa (espressa in %), cioè il rapporto tra l umidità specifica (vapore contenuto effettivamente nell aria) e quella di saturazione (quantità massima di vapore acqueo contenibile), a parità di temperatura e pressione. Sapendo questo possiamo dedurre che l aria satura ha sempre un umidità relativa del 100%. Se aumenta l umidità specifica aumenta automaticamente anche l umidità relativa, supponendo che l umidità di saturazione rimane costante; se invece aumenta la temperatura, l umidità relativa diminuisce, visto che l umidità di saturazione aumenta (umidità specifica è costante). Infine un concetto molto importante, il punto (o temperatura) di rugiada. Essa indica la temperatura alla quale una massa d aria deve venire raffreddata perché raggiunga la saturazione; al punto di rugiada l umidità relativa ha un valore pari a 100%, dunque se viene superata quella temperatura l aria inizia a condensare a causa del vapore acqueo in eccesso. Per la condensazione del vapore acqueo è necessario che l aria sia satura (piena). La saturazione si raggiunge sia quando l aria si raffredda sotto il punto di rugiada, sia quando all aria si continua ad aggiungere altro vapore acqueo. Inoltre è necessaria una superficie sulla quale il vapore acqueo possa condensare, a bassa quota essa è fornita dal suolo, in quota è fornita da piccoli frammenti di materia di vario tipo, chiamati nuclei di condensazione. Precisiamo ora la condensazione in quota, cioè la formazione di nubi e nuvole. Alla base del processo di condensazione c è un raffreddamento dell aria al di sotto del punto di rugiada, se non avviene questo non si formano né nubi né nuvole. Come però si raffredda l aria in alta quota, non essendoci suolo che potrebbe raffreddare l aria? La risposta è nel meccanismo di espansione adiabatica. Essa si basa sulla diminuzione di temperatura, a causa dell abbassamento di pressione (espansione adiabatica), all aumento della quota, questo fenomeno è detto appunto cambiamento di temperatura adiabatico. L aria che sale adiabaticamente si raffredda di 10 C al kilometro, viceversa, se l aria scende adiabaticamente si riscalda di 10 C al kilometro. Questo riscaldamento o raffreddamento tipico dell aria non satura è detto gradiente verticale adiabatico dell aria secca (GVAs oppure GAVs). L aria non satura che sale dopo un po raggiunge il livello di condensazione, cioè il punto di rugiada; qui inizia la condensazione, l aria comunque continua a salire, però il ritmo di raffreddamento è più lento. Questo nuovo ritmo di raffreddamento è detto gradiente verticale adiabatico dell aria umida (GAVu). Maggio

5 7. Stabilità atmosferica Ci sono due concetti importanti: l aria stabile e quella instabile. L aria stabile non ha alcuna tendenza ad alzarsi o abbassarsi di quota, questo avviene se l aria circostante a essa è più calda. Il secondo caso è, detto in poche parole, il contrario del primo, cioè l aria ha la spontanea tendenza a salire, presunto che l aria circostante è più fredda. La stabilità o instabilità dell aria si basa sul gradiente termico verticale, cioè il ritmo di raffreddamento dell atmosfera salendo di quota; esso è indipendente dal gradiente verticale adiabatico dell aria secca e umida. In pratica il GTV deve essere maggiore rispetto al GAVs e GAVu che l aria possa salire (instabilità assoluta) e formare delle nubi o nuvole, siccome l aria circostante deve essere sempre minore rispetto a quella che sale; viceversa, se il GTV ha un valore sotto a quello del GAVs e GAVu l aria non sale (stabilità assoluta), tranne che avviene una risalita forzata (specificata ulteriormente nei prossimi capitoli), l immagine 6 illustra questa situazione. Nell immagine della 6: stabilità assoluta dell'aria stabilità assoluta si può notare la presenza di nuvole schiacciate, segno per una risalita forzata dell aria. C è un terzo caso: la stabilità indifferente dell aria (immagine 7). Essa si manifesta se il gradiente termico verticale ha un valore medio compreso tra il gradiente verticale adiabatico secco e quello umido, in pratica la condensazione avviene dopo il livello di condensazione, quando la temperatura circostante è scesa sotto quella dell aria in risalita, infatti prima della condensazione l aria si trova in una fase di stabilità mentre dopo in una fase di instabilità. Concludendo, per quanto riguarda questo argomento, possiamo dire che in condizioni di stabilità, non possono formarsi delle nuvole e/o delle nubi. Approfondiremo ora il concetto di risalita forzata di una massa d aria, cioè che si trova in una situazione di stabilità 7: stabilità indifferente dell'aria o instabilità indifferente. Ci sono principalmente tre meccanismi che fanno alzare una massa d aria stabile verso l alto, eccoli: - Convergenza: due massa d aria s incontrano e convergono, producendo un movimento dell aria verso l alto fino al livello di condensazione (punto di rugiada). - Innalzamento orografico: una massa d aria incontra un rilievo (montagna), costringendola così a salire di quota. Vedremo in seguito che questo fenomeno crea un vento particolare (föhn). - Scorrimento ascendente: una massa d aria (calda) risale attraverso una barriera di aria fredda, detta fronte, che di solito è inclinata (immagine 8). Tutte questi meccanismi che portano alla risalita di una massa d aria stabile formano delle nubi (livello di condensazione), che sarà l argomento subito dopo a questo, naturalmente interessante come tutti quelli visti prima. 8: scorrimento ascendente, risalita forzata di una massa d aria calda Maggio

6 8. Le nubi e l origine delle precipitazioni Le nubi sono una forma di condensazione del vapore acqueo, classificate in base alla loro forma e quota. In base alla forma si distinguono: i cirri, i cumuli e gli strati. I cirri sono nubi di alta quota, bianchi e sottili; essi formano chiazze separate una dall altra oppure lunghi filamenti. I cumuli sono nubi dall aspetto globoso (forma a globo) con una base orizzontale e un innalzamento verticale, come delle montagne o cupole (essi sono detti anche nubi a cavolfiore). Gli strati sono delle nubi compatte che coprono una vasta aria del cielo e sono indice di una risalita forzata. Infine, le nubi sono anche classificate in base alla quota. Le nubi alte si trovano oltre i 6000 metri; le nubi medie occupano una quota compresa tra i 2000 e i 6000 metri; le nubi basse si formano sotto ai 2000 metri di quota. Alcune nubi non rientrano in quest ultima classificazione, sono le nubi dette a forte sviluppo verticale; esse si estendono dalle quote basse fino alle quote alte. Vediamo ora come si formano le piogge. Per spiegare l origine delle precipitazioni sono stati proposti due meccanismi: il processo di Bergeron e il processo di coalescenza. Il processo di Bergeron si basa su due proprietà dell acqua. La prima è che le goccioline d acqua delle nubi congelano a - 40 C; l acqua liquida sotto 0 C è detta sopraffusa (o surraffreddata). L acqua sopraffusa congela non appena viene a contatto con particelle solide aventi forma cristallina, simile a quella del ghiaccio, i cosiddetti germi di ghiaccio. Questi germi di ghiaccio sono indispensabili perché possa avere inizio il processo di congelamento delle goccioline, purtroppo sono molto scarsi nell atmosfera e per la loro formazione sono necessarie temperature inferiori ai -10 C. Una volta formati, entra in gioco una seconda interessante proprietà dell acqua. L aria delle nubi è soprassatura (umidità relativa superiore al 100%) in confronto al ghiaccio. Ne consegue che i cristallini di ghiaccio iniziano a consumare l eccesso di vapore acqueo, facendo diminuire l umidità relativa circostante; di conseguenza, le goccioline di acqua evaporano per rimpiazzare il vapore acqueo in diminuzione, creando così una continua fonte di vapore per i cristallini di 9: processo di Bergeron ghiaccio che vanno crescendo (immagine 9). Una volta raggiunto dimensioni elevate, i cristalli di ghiaccio tendono a cadere; durante la loro caduta, essi aumentano di dimensioni a mano a mano che urtano contro goccioline della nube, le quali congelano sulla loro superficie. I cristalli di ghiaccio si possono anche rompere, dando però origine a germi di ghiaccio per altre goccioline. I cristalli di ghiaccio, mentre cadono, aumentano permanentemente le loro dimensioni formando così i fiocchi di neve; se la temperatura al suolo è superiore ai 4 C, i fiocchi di neve fondono continuando la loro caduta sotto forma di pioggia. Vediamo ora il secondo meccanismo, siccome le piogge si formano anche nelle nubi con temperatura sopra il livello di congelamento, il processo di coalescenza. Perché possa iniziare una precipitazione da una nube composta interamente da goccioline liquide, sono necessarie goccioline con un diametro superiore ai 20 µm. Queste goccioline più grandi si formano grazie alla presenza di nuclei di condensazione giganti oppure di particelle igroscopiche (iniziano a sottrare acqua al vapore acqueo prima di aver raggiunto il 100% di Urel). Le goccioline più grandi cadono, urtando contro altre minuscole goccioline e così diventano sempre grandi; adesso sono talmente grandi che possono raggiungere il suolo senza evaporare. 10: processo di coalescenza Maggio

7 9. La pressione atmosferica e la formazione dei venti La pressione atmosferica in un determinato luogo è la forza esercitata su una superficie di 1 cm 2 dal peso della colonna d aria sovrastante; salendo di quota, il peso dell aria sovrastante, e quindi la pressione, diminuiscono: all inizio rapidamente e poi più lentamente. L unità di misura della pressione è generalmente il millibar (mb): essa ha un valore di 1013 mb (pressione atmosferica normale) al livello del mare, alla latitudine 45 e alla temperatura di 0 C. Sapendo definire la pressione atmosferica, tuffiamoci nell argomento successivo: i venti e la loro formazione. I venti sono il risultato di differenza nella distribuzione orizzontale della pressione atmosferica, dunque il vento è uno spostamento di aria da una zona di maggiore pressione verso una zona di minor pressione. Ne consegue che le radiazioni solari sono la causa dei venti, siccome essa scalda il suolo e dunque anche l aria soprastante, facendola dilatare e diminuendo la sua pressione. L andamento del vento dipende da vari fattori: il gradiente barico orizzontale, l effetto Coriolis, l attrito con la superficie terrestre; però non specificheremo nel dettaglio tutti questi concetti. Prima di passare ai tipi di venti, mi preme specificare una cosa; un vento è detto dominante se esso soffia con maggior frequenza da una certa direzione che dalle altre. Una curiosità, al telegiornale indicano sempre le zone di bassa pressione sulle cartine meteorologiche, lo fanno perché in quella zona è probabile che il vento trascina una nube che potrebbe causare delle precipitazioni. Adesso parleremo dei tipi di venti: la brezza di mare, la brezza di terra, i monsoni e il föhn; naturalmente non sono tutti i tipi di venti, ma noi ci limitiamo a questi. Di giorno, specialmente d estate, la terraferma si riscalda più intensamente rispetto all acqua vicina; ne consegue che l aria sopra il suolo si riscalda e si espande (bassa pressione) maggiormente di quella al di sopra del mare o lago. Si sviluppa così una brezza di mare, che soffia dal mare (alta pressione) verso la terra; essa ha una forte influenza sulle condizioni climatiche delle aree costiere. Durante la notte, invece, la terraferma si raffredda rapidamente, provocando un aumento di pressione che supera quella sul mare: si forma una brezza di terra, che soffia dalla terra (alta pressione) verso il mare. Su questo meccanismo si basano anche la brezza di valle e di monte. Durante il giorno i fianchi e il fondo delle montagne si riscaldano, facendo aumentare anche la temperatura dell aria, la quale sale (bassa pressione) dando origine alla brezza di valle. Di notte, l aria a contatto con i fianchi e il fondo delle montagne si raffredda e scende lungo i versanti, formando così la brezza di monte. I monsoni sono praticamente uguali alla brezza di terra e di mare, solamente su larga scala, cioè venti più veloci e forti. Tutti i venti elencati finora sono venti periodici, l ultimo tipo di vento che spiegheremo però è variabile, il föhn, vediamo come si forma. Il föhn (vento caldo e secco) si produce quando l aria, in origine umida, scende lungo il versante di un rilievo, dopo averne risalito il versante opposto. Durante la risalita si verificano forti precipitazioni, detti stau; in tali condizioni l aria raffredda di 6 C al km, visto che è umida (GAVu). Una volta arrivata sulla cima della montagna, l aria è fortemente impoverita di umidità, dunque scende e la sua temperatura aumenta di 10 C al km; ne consegue che dopo la risalita e discesa, l aria è diventata più calda rispetto a prima. Maggio

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