Corso accelerato di meteorologia: parte prima

L’ATMOSFERA

L’aria di cui è composta l’atmosfera è un fluido allo stato gassoso. Essa è un miscuglio di diversi gas, alcuni presenti in concentrazioni elevate (azoto – N2 : 78% ; ossigeno – O2 : 21%), altri presenti in piccole quantità (anidride carbonica – CO2 , gas inerti) ed altri ancora in quantità infinitesime (ozono e idrogeno).
Esiste una notevole differenza di comportamento tra un fluido allo stato liquido ed uno allo stato gassoso: il primo risulta praticamente incomprimibile, anche per ampie variazioni del campo di pressione, mentre un fluido del secondo tipo presenta un certo grado di comprimibilità.
Riportando sotto forma di diagramma quanto affermato, si può osservare, per il liquido un diagramma sensibilmente rettilineo, con la pressione che è funzione lineare della profondità computata a partire dalla superficie del liquido (P = γ * H proporzionalità diretta tra H e P). Nel secondo caso, invece, gli strati inferiori, sopportando una pressione maggiore, tendono a comprimersi di più di quelli sovrastanti: tale compressione fa si che la densità degli strati inferiori risulti maggiore: sul diagramma tale circostanza si evidenzia con una legge di legame non lineare tra H e P.
In conseguenza di quanto detto si ha che gran parte della massa dell’atmosfera terrestre (circa il 75%) viene a concentrarsi nella troposfera, strato che si sviluppa per solo il 12¸15% dello spessore totale.
Una sezione verticale dell’atmosfera presenta diversi strati che si differenziano tra loro in base all’andamento termico. Partendo dal basso si incontrano, nell’ordine:
1)la troposfera : essa si estende dalla superficie terrestre fino a circa 12¸13 km, presentando un andamento termico costantemente decrescente fino a -50 ¸ -60°C; lo spessore si riduce fino a circa 7-8 km sulle zone polari mentre cresce fino a circa 18 km sulle zone equatoriali.
2)La stratosfera: essa si estende da circa 12 km fino a 45 km circa; in essa l’andamento termico si inverte portando ad un aumento della temperatura che, nelle parti più esterne, si porta nuovamente al di sopra degli zero gradi centigradi, fino a valori prossimi ai 10 ¸15°C.
3)La mesosfera: essa si estende da 45 km circa fino a 80 km circa; in essa la temperatura decresce decisamente portandosi, nelle parti più esterne, fino a valori di -80 ¸ -90°C.
4)La termosfera: essa si estende da circa 80 km fino agli strati nei quali i gas risultano così rarefatti da non poterli considerare più quali parte dell’atmosfera terrestre; in essa la temperatura tende a crescere fino a portarsi a valori molto alti.

Tra ciascuno degli strati sopra riportati è possibile individuare delle zone di transizione nelle quali l’andamento termico verticale è pressocchè costante: partendo dal basso si incontrano la tropopausa, la stratopausa e la mesopausa.
Un punto posto sulla superficie terrestre resta immerso nel fluido gassoso atmosfera ed è quindi sottoposto ad una certa pressione, coincidente con il peso dello spessore d’aria sovrastante. A parità di spessore d’aria, la pressione è maggiore se tale massa d’aria sovrastante ha una temperatura bassa piuttosto che alta: infatti l’aria fredda ha una densità maggiore e quindi, a parità di volume, pesa di più di quella calda. Si parla in questo caso di pressione statica, perché agisce sempre, anche in mancanza di moto delle masse d’aria atmosferiche.
Ma la pressione al suolo non dipende unicamente dalla densità: facciamo un esempio chiarificatore. Immaginiamo di camminare controvento: se il vento tende a rinforzare aumenta lo sforzo che dobbiamo compiere per avanzare. Sul nostro corpo il vento sta esercitando una pressione dinamica, una pressione, cioè, la cui intensità è strettamente legata alla velocità dell’aria che ci investe ed alla geometria del nostro corpo.
Questi due ultimi fattori sono estremamente importanti per capire quali sono i meccanismi che portano alla distribuzione spaziale della pressione sulla superficie terrestre.
La pressione di 1 atmosfera, in termini maggiormente comprensibili, è pari alla pressione esercitata da una colonna d’acqua di 10,33 metri, corrispondenti a circa 1 kg per ogni centimetro quadrato; con una semplice equivalenza si può rendere meglio l’entità di tale pressione: 10 tonnellate al metro quadrato! Ma allora come si spiega che non restiamo schiacciati da un simile peso? La spiegazione è molto semplice e va ricercata nel campo della fisica dei fluidi.
Nei fluidi la pressione ha una distribuzione idrostatica, una distribuzione, cioè, che risulta ortogonale alla superficie sulla quale agisce, indipendentemente dall’orientamento di tale superficie. Se stendiamo lateralmente il braccio i nostri muscoli della spalla sosterranno solo il peso del braccio stesso e non quello della pressione atmosferica: infatti tra la parte inferiore e quella superiore della mano e del braccio non vi sono differenze di pressione (se non qualche frazione infinitesimale di hPa); questo significa che la forza esercitata sulla parte superiore (diretta dall’alto verso il basso) è uguale ed opposta a quella esercitata sulla parte inferiore (diretta dal basso verso l’alto). E’ quindi priva di alcun fondamento scientifico, come ampiamente dimostrato dall’esperienza, l’idea che la pressione atmosferica, essendo provocata da un qualcosa che è interamente al di sopra delle nostre teste, non possa che agire dall’alto verso il basso.

ZONE DI ALTA PRESSIONE (ANTICICLONI)
In accordo con quanto riportato alla fine del precedente paragrafo, esistono due tipi di zone di alta pressione (anticicloniche) al suolo: quelle a componente termica e quelle a componente dinamica.
Le prime sono tipiche delle estese masse continentali ove si consolidano nella stagione invernale a seguito dell’accumulo, nei bassi strati atmosferici, di aria molto fredda. Tipici esempi ne sono l’anticiclone russo-siberiano e l’anticiclone canadese: su quei territori dalle notti estremamente lunghe, l’irraggiamento porta le temperature a scendere verso valori bassissimi, anche inferiori ai – 40°C. A tali temperature l’aria ha un peso maggiore: non si pensi, però, che tale aumento di peso possa essere avvertito fisicamente da un uomo. Rispetto alla pressione normale di 760 mm di mercurio (pari a 1013,2 mb o hPa), in queste zone possono raggiungersi valori di 800 mm di Hg (1060/1070 hPa), valori questi che corrispondono ad un aumento percentuale di soli 5-6 punti.
Sulle zone tropicali sono costantemente presenti delle zone anticicloniche al cui interno le temperature non possono certo definirsi basse: questo tipo di anticicloni appartiene alla seconda categoria, quella delle cosiddette alte pressioni dinamiche. In esse l’aumento di pressione è dovuto alla spinta delle correnti aeree discendenti dalle parti alte dell’atmosfera verso la superficie terrestre (subsidenza).
In una zona di alta pressione dinamica le correnti al suolo sono di tipo divergente, con un moto, cioè, che le porta ad allontanarsi dalle zone interne a pressione più alta. In quota tale schema di circolazione si inverte, con correnti convergenti verso la zona sulla verticale dei massimi di pressione al suolo.
La discesa di aria dalle parti alte della troposfera verso il basso ostacola notevolmente la formazione di nuvolosità significativa: è noto, infatti, che le nubi si generano per il sollevamento, e il conseguente raffreddamento, delle masse di aria umida fino alla quota di condensazione. Tale discesa d’aria comporta anche un surriscaldamento per compressione adiabatica degli strati inferiori dell’atmosfera.
Tutto ciò porta alle tipiche condizioni di bel tempo associate a tale tipo di anticicloni. Tra le più note zone di alta pressione di quest’ultimo tipo si può ricordare l’Anticiclone delle Azzorre, che dal mese di giugno in poi, espandendosi verso il Mediterraneo, ci porta l’estate nella sua forma più smagliante e affidabile.
I valori di pressione che vengono raggiunti nelle zone di alta pressione dinamica, attestandosi su valori massimi intorno ai 1040 hPa, sono inferiori rispetto a quelli misurabili nel cuore degli anticicloni termici.

ZONE DI BASSA PRESSIONE (CICLONI DELLE MEDIE LATITUDINI)
In analogia con quanto avviene per le zone di alta pressione, possiamo individuare due tipi di zone depressionarie o di bassa pressione.
Durante la stagione estiva le estese masse continentali tendono a surriscaldarsi notevolmente sotto l’azione della radiazione solare. Il suolo riscalda a sua volta gli strati inferiori dell’atmosfera che, dilatandosi e rarefacendosi, diventano più leggeri e tendono a sollevarsi: a seguito di tali moti ascensionali dell’aria la pressione al suolo tende ad abbassarsi portando alla creazione di una estesa zona depressionaria. L’aria affluisce in questo caso dalle zone periferiche verso il centro della depressione assumendo un moto rotatorio con verso antiorario nell’emisfero boreale ed orario in quello australe.
Tipico esempio di tale zona depressionaria è quello che si forma nella stagione estiva sul continente asiatico: l’effetto di aspirazione di aria dalle zone periferiche è quello che induce il monsone estivo che investe i paesi asiatici che si affacciano sull’Oceano Indiano (India, Bangladesh, Thailandia, ecc.).
Vi sono poi le zone di bassa pressione che si formano per effetto del contrasto tra masse di aria fredda e calda.
La struttura e la dinamica di queste depressioni, osservabili alle medie latitudini, è decisamente più complessa : in esse è possibile individuare, nella fase di sviluppo completo, un fronte caldo, un fronte freddo e un fronte occluso. Tali fronti vanno a delimitare dei settori caratterizzati, generalmente da fenomeni meteorologici ben definiti : il settore caldo ed il settore freddo.
Proviamo di seguito a descrivere quello che un osservatore può osservare all’avvicinarsi da occidente di una tipica depressione delle medie latitudini.
Autore : Alberto Fortelli