1

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 H2O)

Omosfera

Idrogeno

Elio

Ossigeno atomico

Azoto

molecolare

Raggio terrestre

a) Omosfera (0-90km)

b) Eterosfera (90-10.000km)

N2 78%

O2 21%

A 1%

CO2 0,033%

2

La suddivisione dell’atmosfera in base alla temperatura

-80° ( ±25°)

3

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)

4

......................................................................................................

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,

che vengono regolate dalla superficie riflettente del satellite.

Il concetto di temperatura nella termosfera

5

La pressione atmosferica

1cm2 = 1033g

1mb = 1000dine/cm2

1mm = 1,333mb

760mm = 1013,2mb

(l.m.m, Lat.45°)

6

Barometro aneroide

Altimetro

Barografo

7

La Ionosfera

400km

80km

IONOSFERA

(ioni di N e O)

Raggi x, gamma e ultravioletti

55km

35km

20km

10km

OZONOSFERA (O3)

8

L’ Ozonosfera

Emissione di calore

O2 O + O (1)

O + O2 O3 (2)

O3 O2 + O (3)

UV

UVdì

O3 + O 2O2notte

Cl +O3 ClO + O2 ClO + O Cl + O2CFC

UV

9

La Magnetosfera

Lat. 78° 30’ N Long. 69° W (1990)

Lat. 78° 30’ S Long. 111° W (1990)

10

elettroni e protoni

Le aurore polari

11

12

Schema riassuntivo della struttura dell’atmosfera

13

La radiazione solare

Lo spettro elettromagnetico

Lunghezza d

’onda (

mic

ron)

Luce visibile

Ultra

vio

lett

o

Raggi X

Raggi Gamma

Rosso

Arancio

Giallo

Verde

Blu

Violetto

Radia

zio

ne a

onde lu

nghe

Radia

zio

ne a

onde c

ort

e

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%

14

Costante solare

2 cal · cm-2 · min-1

langley ly 1 ly = 1 cal · cm-2 2 ly · min-1

1 cm2 / sen 60° = 1 / 0,866 = 1,1547 cm2

2 ly•min-1 / 1,1547 cm2 = 1,73 ly • min-1

1 cm2 / sen 30° = 1 / 0,5 = 2 cm2

2 ly•min-1 / 2 cm2 = 1 ly • min-1

1 ly/min

1,7 ly/min

2 ly/min

0 ly/min

15

Distribuzione dell’insolazione annua in funzione della latitudine

emisfero nord

16

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)

17

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)

18

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

19

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

20

Effetto serra

Radia

zio

ne s

ola

re in

entr

ata

Onde lungheOnde corte

Quantità

di energ

ia

21

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

-80° ( ±25°)

22

Bilancio della radiazione sulla superficie terrestre e nell’atmosfera

Atmosfera

In entrata: 18 + In uscita: 60 +

90 = 77 =

108 137

Radiazione netta: 108 - 137 = - 29

fig.8.8 2 volte

Superficie terrestre

In entrata: 50 + In uscita: 98

77 =

127

Radiazione netta: 127 – 98 = 29

23

Bilancio della radiazione in funzione della latitudine

Trasporto meridiano annuo di calore

(emisfero nord)

latitudine Trasporto di calore

(kcal/a x 1019)

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

24

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

Mercurio

o alcool

Freddo

Caldo

FerroOttone

Termometro

bimetallico

R

+_ Termometro

elettrico

25

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

26

Termografo

Elemento sensibile

(lamina bimetallica ad anello)

Carta diagrammata

(a registrazione giornaliera, settimanale o mensile)

Capannina

meteorologica

27

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

28

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

29

Isole Scilly

30

Estate

Equatore

15° 15°15°25°20°15° 20°

30° 30°30°40°35°30° 35°

25° 25°25°35°30°25° 30°

20° 20°20°30°25°20° 25°

10° 10°10°20°15°10° 15°

5° 5°5°15°10°5° 10°

Inverno

10° 10°10°0°5°10° 5°

25° 25°25°15°20°25° 20°

20° 20°20°10°15°20° 15°

15° 15°15°5°10°15° 10°

5° 5°5°-5°0°5° 0°

0° 0°0°-10°-5°0° -5°

N

31

Aumento quota

Diminuzione spessore e

densità dell’atmosfera

Riduzione effetto serra

Riduzione della temperatura

Maggiore escursione termica

Kilimanjaro (5890 m)

Temperature in quota

32

5895m

Equatore

15° 15°15°5°10°15° 10°

25° 25°

10° 10°10°0°5°10° 5°

20° 20°20°10°15°20° 15°

25°25°15°20° 20°

33

34

Le principali correnti oceaniche

35

Isoterme di

Gennaio(temperature medie mensili in °F)

- 46°C - 34°C - 40°C

- 35°C

- 30°C

60°

80°

36

Isoterme di

Luglio

(temperature medie mensili in °F)

40°C

0°C

- 60°C

15°C

37

- 35°C

- 30°C

0°C

- 60°C

Gennaio

Luglio

38

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

4) Deviazione al passaggio fra ambiente marino e continentale

5) Deviazione in corrispondenza delle correnti marine

6) Deviazione in corrispondenza dei rilievi montuosi

39

Ciclo giornaliero della temperatura

(46° N, coste del Pacifico)(32° N)

(~50° N)