di Diego Rosa

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(quarta parte)

STRUTTURA DELL'ATMOSFERA TERRESTRE

CENNO STORICO

Il peso dell’aria e la pressione atmosferica

Attualmente l’atmosfera viene suddivisa verticalmente in ragione della temperatura, della composizione, del grado di ionizzazione. E’ precisamente la struttura termica il carattere che più si presta a tale suddivisione.
Si individuano le seguenti zone:
troposfera da 0 sino a 8-15 km procedendo dalle alte latitudini all’equatore, mediamente 12 km, tropopausa mediamente da 12 sino a 20 km, , stratosfera da 20 a 50 km, stratotopausa da 50 a 55 km, mesosfera da 55 a 80 km. mesopausa da 80 a 90 km, termosfera da 90 a 500 km, esosfera oltre i 500 km sino ai limiti della magnetosfera, la magnetopausa, superficie che racchiude il campo magnetico terrestre e si può ritenere definisca l’estremo confine dell’atmosfera con dimensioni comprese tra i 64 000 km dal lato del sole a 1,3 106 km dal lato opposto. Le temperature medie alle nostre latitudini vanno dai 15 °C al suolo ai – 55 °C nella tropopausa, dai –55 °C ai 10 °C nella stratosfera, scendono sino a circa – 90 °C nella mesosfera per salire a 1500, 2000 °C nella termosfera, ma a queste quote vista la densità estremamente piccola il significato della temperatura non è propriamente quello attribuibile all’aria alle condizioni ordinarie di densità e pressione (essa denota solo l’agitazione termica delle singole particelle e un corpo immerso in questa “atmosfera” non assumerebbe praticamente mai la sua temperatura scambiando con essa una parte trascurabile di calore, piuttosto si metterebbe in equilibrio termico con l’irraggiamento del sole e della volta celeste).

I valori delle temperature attuali in particolare nella troposfera, nella tropopausa e nella stratosfera, nonché l’altezza della tropopausa dipendono però tipicamente dalla latitudine e dalla stagione (si vedano i grafici di Fig. 3) ed al livello della tropopausa la temperatura è più bassa all’equatore che ai poli.

La composizione chimica dell’aria caratterizza invece 2 zone: l’omosfera o turbosfera che si estende sino a 100 km dove la composizione (in volume ca. 78% azoto, 21% ossigeno, 0,03 % anidride carbonica, altri gas in piccolissime percentuali quali l’ozono che tuttavia passa da 0,05 parti per milione al suolo a 5 parti per milione nella stratosfera) si mantiene costante grazie al rimescolamento per turbolenza, e l’eterosfera oltre i 100 km di quota, ove la composizione cambia con la quota, predominando via via gli elementi più leggeri a causa della diffusione molecolare che prevale sulla turbolenza.

Fig. 3 Isoterme e isotachie zonali ai solstizi
in una sezione meridiana dell’emisfero nord

Si trovano in letteratura ancora altre definizioni di zone diversificate per la loro composizione quali : l’ ozonosfera per l’intervallo di quote intorno ai 30 km nel quale l’ossigeno molecolare si trasforma in ozono O3 a seguito dell’assorbimento dei fotoni ultravioletti, l’eliosfera per la regione che va dai 500 ai 1500 km dove l’elio è la specie prevalente, la protonosfera per la regione sopra i 1500 km dove prevalgono gli ioni di idrogeno.
Il grado di ionizzazione operato soprattutto dai raggi ultravioletti a sua volta consente di individuare altre suddivisioni: una zona di atmosfera neutra che arriva sino a circa 50 km dove la ionizzazione è trascurabile, una zona a ionizzazione crescente,

Fig.4 Variazione tipica con l’altitudine della pressione p, densità ρ, temperatura T
e massa molecolare M della atmosfera media nei primi 300 km

la ionosfera capace di riflettere le onde radio ed infine la magnetosfera citatata sopra dove le particelle con una densità che diviene comparabile con quella dello spazio interplanetario, dominate dal campo magnetico, sono completamente ionizzate. La ionosfera propriamente detta viene suddivisa a sua volta in varie subzone in ragione della capacità di riflessione delle varie lunghezze d’onda radio. La ionizzazione di tali subzone sono differentemente influenzate dall’irraggiamento diretto del sole, dalle tempeste solari, dal tipo di tempo nella troposfera, dall’accensione di meteoriti, dalla latitudine.

La diminuzione della temperatura che si ha di regola nella troposfera (salvo nelle inversioni termiche temporanee o quasi stazionarie come quelle delle regioni artiche) è dovuta essenzialmente al fatto che in questa zona l’atmosfera è riscaldata sostanzialmente dall’irraggiamento infrarosso proveniente dal suolo, cioè dal basso, essendo quasi trasparente allo spettro d’irraggiamento solare diretto. L’aumento successivo della temperatura nella stratosfera è dovuto in prima approssimazione all’assorbimento della radiazione solare ultravioletta da parte dell’ossigeno con formazione di ozono O3; l’ozono fornisce a sua volta un filtro alla radiazione ultravioletta che cattura dissociandosi in O2 ed O.
La successiva diminuzione nella mesosfera è dovuta ad un ad una diminuzione dell’assorbimento dei fotoni. Nella termosfera la temperatura aumenta nuovamente sino a raggiungere i 1500 - 2000 °C a causa dell’assorbimento dovuto alla dissociazione dell’O2 .

Fig. 5 Andamento schematizzato della temperatura media e della pressione nell’atmosfera sino a 100 km


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