L’atmosfera terrestre

L’atmosfera terrestre Miscuglio di gas che circonda la Terra

La suddivisione dell’atmosfera in base alla composizione

100%

0

Azoto 78,084%

(N₂)

Ossigeno 20,946%

(O₂) 1%

rimanente 0.97%

0

Argon 0,934%

(A)

Anidride carbonica (CO2) 0,033%

rimanente 0.003%

percentuale Neon (Ne) 0,00182 Elio (He) 0,00053 Krypton (Kr) 0,00012 Xenon (Xe) 0,00009 Idrogeno (H₂) 0,00005 Metano (CH₄) 0,00002 Ossido di Azoto

(N2O) 0,00005 _______________________

totale 0,00268

Composizione dell’omosfera (escluso H

O)

Omosfera Idrogeno

Elio

Ossigeno atomico

Azoto molecolare

Raggio terrestre

a) Omosfera (0-90km)

b) Eterosfera (90-10.000km)

N

78%

O

21%

A 1%

CO

0,033%

La suddivisione dell’atmosfera in base alla temperatura

-80° ( ±25°)

La troposfera

Vapor d’acqua (precipitazioni, assorbimento di calore )

Pulviscolo atmosferico (crepuscolo, nuclei di condensazione)

Spessore e temperatura

Gradiente verticale di temperatura dell’ambiente = 0,65°C/100m (valore medio).

(°F)

...

E’ opportuno fare ora una precisazione in merito al reale valore che assume la temperatura in queste zone alte dell’atmosfera.

Quando si dice, ad esempio, che a 400km la temperatura è dell’ordine di 1000° e più, ci si riferisce al livello energetico del moto disordinato di molecole, atomi e ioni del gas atmosferico e non alla temperatura che assumerebbe un corpo solido, ad esempio un termometro, che venisse portato a quelle quote. L’aria infatti è estremamente rarefatta, tanto da non essere più capace di imporre il suo livello termico ad un aggregato molecolare così denso com’è un corpo solido; cioè i singoli atomi e molecole dell’aria a queste alte quote possono bensì avere una temperatura assai elevata, che loro proviene dalla radiazione solare diretta, ma essendo il loro numero piccolissimo, la quantità di calore complessiva che tali particelle possono trasmettere è del tutto trascurabile. Inoltre, data l’estrema rarefazione dell’aria, la probabilità che queste particelle, che pure hanno velocità enorme, possano colpire un corpo sono scarsissime; ma anche se supponiamo che a tali altezze un certo numero di atomi colpisca un corpo, l’apporto di calore verso di esso sarebbe trascurabilissimo. Quest’ultimo dunque, non essendo influenzato dalle condizioni dell’aria che lo circonda, acquista una quantità di calore e una temperatura che derivano esclusivamente dall’incidenza su di esso della radiazione solare diretta. Questa è la sola causa dell’agitazione molecolare che si verificherebbe nella parte esposta al Sole, la quale verrebbe ad acquistare una temperatura abbastanza alta (a seconda della natura e del colore del corpo stesso) ma di gran lunga inferiore ai 1000-1500° dei rarissimi atomi vaganti nei dintorni. La parte del corpo che viene a trovarsi in ombra però resterebbe freddissima e ciò perchè gli atomi circostanti non sarebbero sufficienti a fornire energia termica, per le ragioni già indicate. Ne consegue che se il corpo che abbiamo supposto trovarsi a queste altezze fosse un organismo umano, esso perirebbe ben presto a causa di scottature e di congelamento insieme. Risulta dunque evidente che nell’alta atmosfera la temperatura assume un significato puramente cinetico e che essa non risulta misurabile mediante un normale termometro, il quale funziona soltanto in presenza di una considerevole massa del corpo da sottoporre a misurazione (come l’aria, abbastanza densa, degli strati più bassi dell’atmosfera).

...

...

Se nella termosfera la temperatura raggiunge 1000°C e anche più, vi domanderete come satelliti e astronauti possano sopravvivere in questo intenso calore.

La risposta sta nel significato della parola temperatura e nella bassissima densità dell’aria. La temperatura è definita in base alla velocità media con cui le molecole si muovono: a temperature alte le molecole si muovono molto in fretta; man mano che la temperatura si abbassa le molecole si muovono sempre più lentamente, finché vicino allo zero assoluto non si ha praticamente più moto. Il riscaldamento di un oggetto per conduzione è causato da ripetute collisioni tra molecole che si muovono rapidamente verso l’esterno: queste collisioni spingono le molecole dell’oggetto a muoversi ancora di più, producendo così una temperatura ancora più alta.

Le molecole della termosfera si muovono a velocità altissima, come mostrano le temperature, ma data la bassissima densità della termosfera solo pochissime di queste molecole d’aria si scontrano con un corpo estraneo, come per esempio un satellite. Così, dato l’esiguo numero di collisioni, la temperatura dell’atmosfera fuori dal satellite ha poco effetto sulla temperatura superficiale del satellite stesso. In realtà, a causa della bassissima densità dell’aria nell’alta termosfera, l’effetto della temperatura quale noi lo conosciamo non esiste, e la principale fonte di riscaldamento per il satellite è risultato diretto delle radiazioni provenienti dal Sole,

Il concetto di temperatura nella termosfera

La pressione atmosferica

1cm

= 1033g

1mb = 1000dine/cm

1mm = 1,333mb

(l.m.m, Lat.45°)

Barometro aneroide

Altimetro

Barografo

La Ionosfera

400km

80km IONOSFERA (ioni di N e O) Raggi x, gamma e ultravioletti

55km 35km

20km 10km OZONOSFERA (O3⁾

L’ Ozonosfera

Emissione di calore

O ₂ O + O ⁽¹⁾

O + O ₂ O ₃ ⁽²⁾

O ₃ O ₂ + O ⁽³⁾

UV

dì UV

O ₃ + O 2O ₂

notte

Cl +O ClO + O ClO + O Cl + O CFC

UV

La Magnetosfera

Lat. 78°30’ N Long. 69° W (1990)

Lat. 78°30’ S Long. 111° W (1990)

elettroni e protoni

Le aurore polari

Schema riassuntivo della struttura dell’atmosfera

La radiazione solare

Lo spettro elettromagnetico

Lunghezza d’onda (micron)

Luce visibile

Ultravioletto

Raggi X Raggi Gamma

Rosso Arancio Giallo Verde Blu Violetto Radiazione a onde lungheRadiazione a onde corte

4 μ

Con l’aumentare della temperatura diminuisce la lunghezza d’onda delle radiazioni emesse

Curva di emissione del Sole (t ~ 6000 °K)

9% 41% 50%

Costante solare

2 cal · cm

· min

langley ly 1 ly = 1 cal · cm

2 ly · min

1 cm ² / sen 60° = 1 / 0,866 = 1,1547 cm ² 2 ly•min ^-1 / 1,1547 cm ² = 1,73 ly • min ^-1

1 cm ² / sen 30° = 1 / 0,5 = 2 cm ² 2 ly•min ^-1 / 2 cm ² = 1 ly • min ^-1

1 ly/min

1,7 ly/min

2 ly/min

0 ly/min

Distribuzione dell’insolazione annua in funzione della latitudine

emisfero nord

L’insolazione giornaliera in un luogo della superficie terrestre è funzione :

a) della durata del dì

b) della inclinazione dei raggi solari che dipendono:

a) dalla latitudine

b) dalla posizione della Terra lungo l’orbita

(giorno dell’anno)

3) Assorbimento:

a) Ionizzazione (Ionosfera) b) Dissociazione (Ozonosfera) c) Riscaldamento

Riflessione, diffusione e assorbimento della radiazione solare in arrivo

1) Riflessione speculare, riflessione diffusa

2) Diffusione o dispersione (scattering) (deflessione casuale)

valore medio

~ 21%

valore medio

~ 3%

valore medio ~ 50%

~ 6%

100% = 263 kly (media annua)

~150 km

l’80%

raggiunge la superficie

dal 45% allo 0%

raggiunge la superficie

Bilancio della radiazione

(medio globale, medio annuo)

1) Effetto serra

onde corte in entrata 68

trattenute dall’atmosfera 18 (26 %) non trattenute 50 (74%)

onde lunghe in uscita 98

trattenute dall’atmosfera 90 (92%) non trattenute 8 (8%)

Presenza di 77 unità in circolo

Temperatura media senza effetto serra -20°C

2) Riscaldamento dell’atmosfera dal basso

18

e

Assorbimento della superficie

Effetto serra

Radiazione solare in entrata

Onde lunghe Onde

corte

Quantità di energia

Riscaldamento dell’atmosfera principalmente dal basso (vedi pag.2)

-80° ( ±25°)

Bilancio della radiazione sulla superficie terrestre e nell’atmosfera

Atmosfera

In entrata: 18 + In uscita: 60 +

fig.8.8 2 volte

Superficie terrestre

In entrata: 50 + In uscita: 98

Bilancio della radiazione in funzione della latitudine

Trasporto meridiano annuo di calore (emisfero nord)

latitudine Trasporto di calore (kcal/a x 10

)

Quantità utilizzata o

prodotta

90 0,00

-0,35

80 0,35

-0,90

70 1,25

- 1,15

60 2,40

-1,00

50 3,40

-0,51

40 3,91

0,35

30 3,56

1,02

20 2,54

1,33

10 1,21

1,47

0 - 0,26

Deficit di radiazione netta

Trasporto meridiano di calore

Eccedenza di radiazione netta Atmosfera

Oceani

Misura della radiazione solare

Il sensore è costituito da una serie di sensori termoelettrici che misurano la differenza tra la temperatura ambiente e la temperatura di un “corpo nero” che assorbe tutta la radiazione solare incidente, nello spettro che va dall’ultravioletto all’infrarosso (0.3¸3.5 μm).

Piranometro (Attinometro)

Misura della temperatura dell’aria

Termometro a liquido

Tubo di vetro

Freddo

Caldo

Ferro Ottone

Termometro bimetallico

R

Termometro di Six-Bellani (a massima e minima)

Bolla d’aria

Alcool

Mercurio Barretta metallica Barretta

metallica

+

+ _

_

Misura giornaliera della temperatura Tmax Tmin

Tmedia = (Tmax + Tmin) / 2

Termometri a massima e a minima

Termografo

Elemento sensibile

(lamina bimetallica ad anello) Carta diagrammata

(a registrazione giornaliera, settimanale o mensile)

Capannina

meteorologica

Scale di misura della temperatura Celsius (o centigrada) °C (1742) Fahrenheit °F (1724)

Kelvin °K (1868)

°F = 9/5 °C + 32

°C = 5/9 (°F – 32)

Es.: 50°C 9/5 x 50 + 32 = 122 °F 122 °F 5/9 x (122 – 32) = 50 °C

°K = °C + 273

°C = °K - 273

Riscaldamento e raffreddamento in ambiente marino e continentale

ambiente marino ambiente continentale Escursione termica (Tmax – Tmin) ridotta elevata

Riscaldamento e raffreddamento lento rapido

Calore specifico Acqua 1,0

granito, basalto, argilla 0,2

3 3

2

Isole Scilly

Estate

15° 15° 20° 25° 20° 15° 15°

30° 30° 35° 40° 35° 30° 30°

25° 25° 30° 35° 30° 25° 25°

20° 20° 25° 30° 25° 20° 20°

10° 10° 15° 20° 15° 10° 10°

5° 5° 10° 15° 10° 5° 5°

Inverno

10° 10° 5° 0° 5° 10° 10°

25° 25° 20° 15° 20° 25° 25°

20° 20° 15° 10° 15° 20° 20°

15° 15° 10° 5° 10° 15° 15°

5° 5° 0° -5° 0° 5° 5°

0° 0° -5° -10° -5° 0° 0°

N

Aumento quota

Diminuzione spessore e densità dell’atmosfera Riduzione effetto serra Riduzione della temperatura Maggiore escursione termica

Kilimanjaro (5890 m)

Temperature in quota

5895m

Equatore

15° 15° 10° 5° 10° 15° 15°

25° 25°

10° 10° 5° 0° 5° 10° 10°

20° 20° 15° 10° 15° 20° 20°

25° 25°

20° 15° 20°

Le principali correnti oceaniche

Isoterme di Gennaio

(temperature medie mensili in °F)

- 46°C - 34°C - 40°C

- 35°C

- 30°C

60°

80°

Isoterme di Luglio

(temperature medie mensili in °F)

40°C

0°C

- 60°C

15°C

- 35°C

- 30°C

0°C

- 60°C

Gennaio

Luglio

61°C 50°C

20°C 26°C

Escursione termica annua

(temperature medie mensili in °F)

Isoamplitudinali

Linee che uniscono i punti con eguale escursione tra la temperatura media del mese più caldo e quella del mese più freddo

Caratteristiche delle isoterme

1) Andamento est-ovest (parallele ai paralleli)

2) Diminuzione dei valori di temperatura dall’Equatore ai Poli

3) Spostamento stagionale di latitudine

Ciclo giornaliero della temperatura

(46° N, coste del Pacifico) (32° N)

(~50° N)