atmosfèra

Lessico

sf. [sec. XVII; atmo-+-sfera].

1) Involucro di sostanze aeriformi che circonda la Terra, gli altri pianeti del sistema solare e alcuni satelliti di questi. Il termine è usato anche per indicare l'involucro più esterno di sostanze ionizzate ad alta temperatura che circonda le stelle e in particolare il Sole. Per atmosfera tipo, vedi aria tipo. Per atmosfera ionica, vedi ionico.

2) Per estensione, l'aria che si respira in un dato ambiente: nella stanza grava un'atmosfera pesante. Fig., clima psicologico, ambiente spirituale: creare per l'incontro l'atmosfera adatta; agli esami c'era un'atmosfera distesa; crescere in un'atmosfera ancora risorgimentale. In particolare, tono caratteristico di un'opera narrativa: l'atmosfera favolosa della vicenda; nel libro si avverte un'atmosfera manzoniana.

3) Nella tecnica, miscela gassosa, di composizione chimica diversa da quella dell'aria, usata in particolari ambienti per preservare alcune sostanze da deterioramenti e nei forni metallurgici per trattamenti su metalli che possono reagire ad alta temperatura con l'ossigeno. Tali atmosfere vengono perciò dette inerti e sono in genere costituite da azoto o gas rari (neon, argo, ecc.). Anche nei forni ceramici si usano particolari atmosfere che si dicono ossidanti o riducenti se rispettivamente vi è eccesso o difetto d'ossigeno.

Diritto

Anticamente il diritto di proprietà di una superficie del terreno s'intendeva comprensivo anche dell'atmosfera a esso sovrastante, secondo il principio: usque ad sidera et ad inferos (fino alle stelle e fino alle parti ime), ma lo stesso diritto romano non applicava in senso rigoroso tale principio. Oggi risulta ancor più limitato dalla necessità di far passare in questo spazio linee elettriche, telegrafiche, telefoniche, aeree, funivie, ecc. Prevale quindi nel diritto pubblico il principio della sovranità dello Stato sullo spazio sovrastante (diritto anglosassone) o della sovranità dello Stato per lo strato d'atmosfera aderente alle terre e della libertà dello strato superiore (vedi anche navigazione aerea).

Metrologia

Atmosfera fisica o normale (simbolo atm), unità di misura pratica della pressione non appartenente al Sistema Internazionale (S.I.). È definita come la pressione esercitata da una colonna di mercurio della densità di 13,5951 g/cm³, alta 760 mm. L'atm vale in unità del SI 101.325 N/m². È di uso comune anche un suo sottomultiplo, il millimetro di mercurio o torr, indicato con il simbolo mmHg; 1 mmHg vale 1/760 atm. § Atmosfera tecnica o metrica (simbolo at), altra unità di misura pratica della pressione e corrispondente alla pressione di un chilogrammo peso per centimetro quadrato. In unità SI l'at vale 9,8066∤10⁴ N/m². § Atmosfera assoluta (simbolo ata) e atmosfera relativa (simbolo atu), unità di misura pratiche della pressione, entrambe coincidenti con l'atmosfera fisica, ma la seconda con il livello di riferimento assunto uguale a zero anziché a uno. In pratica, si passa dalla misura della pressione in atmosfera assolute alla misura in atmosfere relative, sottraendo 1 al numero che esprime la prima misura. P. es. 5 ata=4 atu. La distinzione è particolarmente in uso in Germania dove, p. es., si esprime in atu la pressione alla quale devono essere gonfiati i pneumatici delle automobili e i battelli pneumatici.

Atmosfera terrestre: origine e composizione

L'origine dell'atmosfera terrestre è strettamente collegata con le teorie cosmogoniche sull'origine del sistema solare. Si può ritenere con buone probabilità che l'atmosfera primordiale fosse composta principalmente da idrogeno, elio, azoto, metano, ammoniaca, vapor d'acqua e gas inerti. Attraverso le ere geologiche si sarebbe arrivati con lenti mutamenti all'attuale composizione: i gas più leggeri, idrogeno ed elio, si sarebbero portati nelle parti alte dell'atmosfera e in gran parte dispersi nello spazio; l'ossigeno e l'anidride carbonica sarebbero stati immessi soprattutto attraverso i cicli biologici vegetali e animali e durante manifestazioni vulcaniche. La composizione attuale dell'atmosfera si può considerare, tra il suolo e un'altezza di 10-12 km, pressoché costante e formata da un miscuglio di gas in cui predominano nettamente l'azoto e l'ossigeno (99% complessivamente) con piccole quantità di anidride carbonica e di vapor d'acqua, tracce di gas inerti e di gas leggeri e impurità varie (vedi aria). Con l'altezza diminuiscono gradualmente i gas pesanti (ossigeno e azoto) e aumenta la percentuale di idrogeno ed elio; tra i 15 e gli 80 km di altezza, con un massimo intorno ai 25 km, si incontrano piccole quantità di ozono, derivante dalla fotodissociazione delle molecole biatomiche di ossigeno in ossigeno atomico che, ricombinandosi con le molecole biatomiche, forma l'ossigeno triatomico ossia l'ozono. Recenti studi di astrofisica hanno messo in evidenza alcune zone dell'ozonosfera a bassa percentuale di ozono, i cosiddetti buchi nell'ozono che, secondo alcune ipotesi, sarebbero causati dai composti chimici fluororati usati negli aerosol (spray). Venendo a mancare l'ozono che assorbe parte delle radiazioni ultraviolette del Sole, ne conseguirebbe un lento aumento della temperatura media sulla Terra a livello del mare. A una quota intorno ai 70 km è stato identificato uno strato contenente sodio; al di sopra dei 1000 km l'atmosfera è costituita quasi completamente da elio e idrogeno. La massa complessiva dell'atmosfera rappresenta ca. un milionesimo della massa della Terra. Nell'atmosfera la densità decresce esponenzialmente con l'altezza: al livello del suolo un centimetro cubo di aria contiene ca. 2,5∤10¹⁹ molecole che continuamente entrano in collisione, dato che il cammino libero medio di una molecola presso la superficie terrestre è di ca. 10^-8 m; a 100 km di altezza questo valore è un milione di volte inferiore e il percorso medio sale a 10^-1 m; a 200 km si hanno 10⁹ molecole per cm³ e una molecola percorre anche 100 m prima di incontrarne un'altra, mentre nell'alta atmosfera si arriva anche a percorsi di molti chilometri. L'atmosfera si suppone estesa fin dove la sua densità raggiunge un valore pari a quello del gas interplanetario circostante. L'atmosfera esercita con il suo peso, in ogni suo punto, una pressione che dipende dalla densità della massa d'aria sovrastante quel punto e di conseguenza dall'altezza. Si definisce come gradiente di pressione atmosferica la diminuzione di pressione per uno spostamento in altezza di 100 m (o anche di 10 m); in vicinanza del suolo per un incremento verticale di 100 m si ha una diminuzione di 9 mmHg; per lo stesso spostamento a una quota di 8 km la variazione è di 3,5 mmHg e il gradiente continua a decrescere all'aumentare della quota. La temperatura dell'atmosfera è dovuta alla radiazione solare: di questa un terzo è riflesso e diffratto nello spazio esterno, soprattutto dalle nubi, il resto è assorbito dall'aria e dalla superficie terrestre. L'aria è trasparente alle radiazioni di corta lunghezza d'onda mentre assorbe le radiazioni di elevata lunghezza d'onda trasformandole in calore. Il calore immagazzinato dal suolo viene restituito all'atmosfera in gran parte sotto forma di radiazioni infrarosse che vengono assorbite soprattutto dall'anidride carbonica e dal vapor d'acqua presenti nei primi 10-12 km d'aria (effetto serra). La trasmissione del calore in questi strati d'aria avviene per moti convettivi verticali. Questo continuo rimescolamento consente all'aria di mantenere la sua costituzione uniforme. La temperatura dell'atmosfera è variabile con l'altezza: fino a una quota di 10-12 km diminuisce regolarmente di 0,5-0,7 ºC ogni 100 m. Al suolo è di 20 ºC, a 12 km è di –55 ºC, quindi aumenta fino a raggiungere 0 ºC alla quota di ca. 50 km; da questo punto la temperatura riprende nuovamente a diminuire arrivando a valori compresi tra –70 e –100 ºC a 80-90 km d'altezza. Da qui ha inizio un rapido aumento di temperatura che raggiunge nei più alti strati atmosferici 1000-2000 ºC (si noti però che in questo caso la temperatura, data l'estrema rarefazione, è riferita all'energia cinetica delle singole molecole). Anche l'umidità atmosferica è variabile con la quota. Negli strati più vicini al suolo la quantità di vapor d'acqua dipende molto dalle condizioni climatiche e dalla posizione geografica; la sua percentuale in volume può raggiungere un massimo del 4%. Al crescere della quota l'umidità diminuisce: nei primi 8 km, per le zone temperate, il contenuto di vapor d'acqua dell'aria varia in media da 6,8 a 0,1 g/m³. La diminuzione continua fino alla quota di 15 km dove si ha uno strato molto secco; da questo punto si verifica un certo aumento fino a ca. 30 km (le nubi madreperlacee si formano infatti tra i 25 e i 30 km di altezza). Oltre questa quota i dati sono piuttosto incerti; una sensibile umidità è certamente presente intorno a un'altezza di 80 km, come è testimoniato dalla formazione delle nubi nottilucenti. L'atmosfera è sede di un campo elettrico prodotto dall'elettricità negativa della Terra e dalle cariche (in prevalenza ioni positivi) presenti nell'aria. Si può quindi definire un potenziale elettrico atmosferico che in condizioni normali ha valori crescenti con la quota (da zero al suolo – valore di riferimento – sale a ca. 200 chilovolt alla quota di 10 km). Il gradiente elettrico, ovvero la variazione di potenziale per ogni metro di spostamento verticale, diminuisce invece con l'altezza passando da 100 volt/m in vicinanza del suolo a 4 volt/m a 10 km. Il valore del gradiente è però soggetto a notevoli e brusche variazioni dipendenti dalle perturbazioni atmosferiche (nubi temporalesche, fenomeni d'induzione fra nubi e Terra, fulmini, ecc.) e dall'attività del Sole che invia sulla Terra sciami di particelle elettricamente cariche. In alcuni casi, durante un temporale, tra la terra carica negativamente e le nubi, si possono raggiungere differenze di potenziale elevatissime (fino a 10⁸ V): gli intensi campi elettrici tra nube e nube e tra nubi e suolo provocano i fulmini, che sono scariche di elettricità dovute alla presenza nell'atmosfera di elettroni liberi e di particelle ionizzate che la rendono conduttrice di elettricità. È da aggiungere che la prima scarica verso terra produce una ulteriore ionizzazione dell'aria (condizione di breakdown) aprendo la strada a scariche successive di intensità via via crescenti. Il percorso del fulmine risulta a zig-zag e a scatti dalla nube fino a terra. Quando il fulmine arriva a 50 m dal suolo, l'ultima scarica viene riflessa e attraverso lo stesso percorso può ritornare alla nube con velocità molto più elevata, per innescare quindi una scarica continua; le intensità delle correnti sono molto elevate (dell'ordine di 500.000 A). Considerando l'atmosfera come uno strato gassoso compreso tra il suolo carico negativamente e la ionosfera carica positivamente, l'insieme Terra-atmosfera-ionosfera può essere considerato come un condensatore elettrico nel quale l'atmosfera costituisce il dielettrico. In condizioni di tempo sereno il condensatore è caricato a 3,6∤10⁵ V. Se si considera la conducibilità elettrica dell'atmosfera, un tale condensatore si dovrebbe scaricare in circa 10 minuti con corrente di scarica di circa 2000 A. In effetti numerosi fattori intervengono a mantenere costante la differenza di potenziale, quali, per esempio, il trasporto di elettroni dal basso verso l'alto, detto anche “corrente di tempo buono”, il ciclo idrologico che con l'evaporazione dai mari e dai laghi causa un ulteriore trasporto di cariche negative verso l'alto, il cosiddetto “effetto corona” per il quale dalle punte delle rocce e degli alberi sfuggono cariche negative. Si stabilisce in altre parole un equilibrio tra scarica a terra e correnti ascensionali delle cariche negative. La ionosfera, inoltre, è sottoposta all'azione ionizzante dei raggi ultravioletti, dei raggi X e dei raggi cosmici, azione che produce una notevole densità elettronica e quindi grande conducibilità. Nell'ambito della ionosfera si possono poi individuare quattro strati (D, E, F₁, F₂) caratterizzati da densità elettronica crescente; in particolare lo strato F₂, che ha densità massima, è di grande importanza per le radiocomunicazioni perché riflette le onde radio corte e cortissime. L'atmosfera è anche sede di numerosi fenomeni ottici e acustici. I primi sono dovuti a effetti di rifrazione, di riflessione e di diffusione della radiazione solare (crepuscoli, arcobaleni, aloni, ecc.) o a manifestazioni luminose di fenomeni elettrici (lampi, aurore polari, ecc.); i secondi sono determinati da irregolarità nella propagazione del suono dovuta alla diversa densità degli strati dell'aria o sono manifestazioni di violenti fenomeni elettrici "Per approfondire vedi Gedea Astronomia vol. 1 pp 318-320; vol. 2 pp 162-165; vol. 5 pp 241-245" "Per approfondire vedi Gedea Astronomia vol. 1 pp 318-320; vol. 2 pp 162-165; vol. 5 pp 241-245" .

Atmosfera terrestre: divisione regionale dell'atmosfera

"Per la divisione regionale dell'atmosfera vedi disegno al lemma del 3° volume." Poiché le principali caratteristiche fisiche e chimiche dell'atmosfera sono in funzione dell'altezza dalla superficie terrestre, si è stabilito di dividere l'atmosfera in regioni concentriche, ognuna delle quali definita da proprietà e caratteristiche uniformi "Per la divisione regionale dell’atmosfera vedi il disegno a pag. 90 del 3° volume." . Una prima divisione, fatta in base alla costituzione chimica, comprende due regioni: l'omosfera e l'eterosfera. L'omosfera si estende fino a una quota di ca. 90-100 km, mantenendo una composizione chimica abbastanza costante. L'eterosfera, al di sopra dei 100 km, presenta una composizione variabile con la quota, con predominio finale di elio e di idrogeno, mentre mancano anidride carbonica, ozono e vapor d'acqua. Le due zone sono separate da uno strato di transizione chiamato omopausa. La divisione più usata e adottata dall'Unione Internazionale di Geodesia e Geofisica nel 1951 è quella basata sull'andamento della temperatura con la quota. In tale schema vengono riconosciute le seguenti regioni atmosferiche: troposfera, tropopausa, stratosfera, stratopausa, mesosfera, mesopausa, termosfera, termopausa, esosfera. § Troposfera. Zona in cui la temperatura è regolarmente decrescente con l'altezza (valori medi: 20 ºC al suolo, –55 ºC a 12 km); il suo spessore è variabile con la latitudine: ai poli è di 6-7 km, all'Equatore arriva a 18 km. Questa differenza è dovuta sia a cause dinamiche (maggior forza centrifuga all'Equatore), sia a cause termodinamiche, dato che il forte riscaldamento della zona equatoriale produce correnti convettive ascensionali molto intense. La troposfera è sede dei principali fenomeni meteorologici e dei cicli fisico-chimici che consentono la vita animale e vegetale; contiene 3/4 di tutta l'aria e quasi tutto il vapor d'acqua presenti nell'atmosfera. Il vapor acqueo svolge un ruolo molto importante per i processi di assorbimento, di scambio (calore latente di vaporizzazione e di condensazione) e di irradiazione del calore atmosferico che, determinando fenomeni di turbolenza, rendono uniforme la costituzione della troposfera. § Tropopausa. Strato di separazione tra troposfera e stratosfera; la temperatura è uniforme, mentre lo spessore, di poche centinaia di metri in media, è invece variabile con la latitudine e le stagioni. La tropopausa è sede di correnti aeree di grande velocità (200-300 km/h) che sembra siano all'origine delle grandi perturbazioni della troposfera (vedi corrente a getto). § Stratosfera. Regione che si estende fino a una quota di ca. 40 km; la temperatura, dapprima quasi costante, aumenta con la quota. L'aria, molto rarefatta, è in quiete e i suoi costituenti tendono a distribuirsi in base al loro peso; il vapor acqueo è molto scarso. Nella parte superiore della stratosfera la temperatura tende a salire a causa della formazione di ozono, il quale assorbe inoltre le radiazioni ultraviolette altrimenti pericolose per la vita. § Stratopausa. Zona di separazione tra stratosfera e mesosfera; la temperatura si aggira intorno a 0 ºC. § Mesosfera . Secondo alcuni autori non vi sarebbe distinzione tra stratopausa e mesosfera. In questa regione, che si estende fino a ca. 80 km, la temperatura, dapprima leggermente crescente per la presenza dell'ozono, diminuisce poi rapidamente fino a un minimo di –70 ºC. La mesosfera è la sede dell'emissione di luce da parte dell'aria, della formazione della maggior parte dell'ozono atmosferico e della trasformazione della radiazione cosmica primaria in secondaria, cui si deve la presenza dello strato ionizzato più basso (strato D). Vi si osservano inoltre le scie luminose provocate dalla combustione delle meteoriti e le più basse aurore polari. § Mesopausa. Strato di transizione tra mesosfera e termosfera con temperature estremamente basse: da –70 ºC a –100 ºC; in questa zona si possono talvolta osservare le nubi nottilucenti dovute alla cristallizzazione per congelamento del residuo vapor acqueo atmosferico. § Termosfera. Regione che si estende fino alla quota di ca. 400 km o secondo altri autori di 650 km. La temperatura è in rapido aumento, i gas sono ionizzati o allo stato atomico, mancano completamente anidride carbonica, vapor d'acqua e ozono. La termosfera è sede degli strati ionizzati a maggiore densità elettronica; vi si verificano importanti fenomeni elettrici e geomagnetici tra cui le aurore polari e quelle emissioni luminose che producono il debole chiarore notturno del cielo. § Termopausa. Strato di separazione tra termosfera ed esosfera; termina qui l'aumento di temperatura. § Esosfera. Zona al di sopra dei 400 km, o dei 650 km, nella quale la temperatura si considera costante. Per l'estrema e progressiva rarefazione non è possibile stabilire un limite superiore.

Atmosfera dei pianeti

Le atmosfere planetarie appaiono prerogativa dei corpi maggiori del sistema in quanto è principalmente la forza di gravità a mantenere aggregate le molecole aeree, mentre il riscaldamento da parte del suolo costituisce l'agente che – anche in relazione al diverso peso molecolare delle specie chimiche – tende a disperderle nello spazio incrementandone l'agitazione termica fino al limite della velocità di fuga. Quanto detto è già sufficiente a lasciar comprendere come le atmosfere planetarie – nella loro varietà di consistenza e di composizione – altro non rappresentino che il prodotto di un processo di differenziazione dinamica pilotato simultaneamente dalla quantità di materia raccolta dai singoli pianeti all'epoca della loro formazione, e dalla distanza eliocentrica alla quale tale formazione si produsse. Gli elementi chimici presenti nella nebulosa preplanetaria vi si ritrovarono nelle normali proporzioni “solari”, vale a dire con preponderanza assoluta di idrogeno seguito dall'elio, e con contaminazioni di carbonio, ossigeno, azoto. Queste furono verosimilmente anche le sostanze che entrarono a far parte delle protoatmosfere planetarie e che subirono altresì – a preferenza degli elementi pesanti – una spinta centrifuga verso le regioni periferiche del sistema per effetto della pressione, della radiazione e del vento solari. Gli spazi più prossimi al Sole andarono perciò arricchendosi di elementi pesanti (silicati, metalli e loro ossidi) i quali, attraverso processi di fusione e differenziazione, entrarono in larghissima misura nella costituzione delle parti solide dei pianeti interni; cosicché oggi, dopo 4,5 miliardi d'anni, assistiamo a una situazione molto diversificata. Notiamo i cosiddetti pianeti terrestri, i più prossimi al Sole, dotati di masse e di forze gravitazionali modeste, che, non essendo stati in grado di trattenere le proprie atmosfere originarie, hanno finito col rimpiazzarle grazie alla volatilizzazione del contenuto gassoso dei loro strati superficiali, per esempio mediante l'attività vulcanica o, comunque, endogena. Al contrario, le protoatmosfere appaiono conservate in modo pressoché integrale nei massicci pianeti del tipo gioviano ove, favorite dalla distanza del Sole e dagli intensi campi gravitazionali, hanno dato luogo ai giganteschi mantelli di Giove, Saturno, Urano, Nettuno, entro i quali l'esistenza di un nucleo solido risulta completamente nascosta e subordinata. Escludendo Mercurio, il pianeta che per la modestia della propria mole e per la prossimità al Sole ha disperso nello spazio ogni traccia di elemento gassoso, i corpi maggiori del sistema si mostrano avvolti da involucri atmosferici diversificati. Perfino alcuni grossi satelliti – come le indagini ravvicinate eseguite dalle sonde hanno palesato – ne sono risultati dotati: su Io (la luna vulcanica di Giove) aleggiano emanazioni solfuree e di vapori nitrosi; Titano, il maggior satellite di Saturno, è avvolto da consistente atmosfera di azoto, argon, idrogeno, con metano in sospensione aerosol; Tritone (il compagno più cospicuo di Nettuno) sembra possedere un'atmosfera ricca di azoto contaminata da polimeri vari di natura idrocarbonica. Anche Plutone, il più lontano e meno conosciuto fra i membri del sistema, potrebbe conservare tracce di un'atmosfera originaria di tipo ammoniacale e metanifero. Per quel che riguarda i pianeti terrestri, v'è da constatare su Venere la preponderanza assoluta di anidride carbonica CO_a₂ (raggiunge il 96% ed è di origine endogena) seguita dall'azoto (3,2%) con tracce di ossigeno e di argon. L'assenza d'acqua in imponenti masse liquide superficiali ha impedito, su Venere, la conversione della CO_a₂ aerea in carbonati solubili – come invece si è verificato sulla Terra – cosicché la sostanza, fortemente coibente, ha finito col generare sul pianeta un effetto “serra” addirittura imponente con temperature al suolo dell'ordine dei 450 ºC. Marte, a causa della massa modesta e della sua debole forza di gravità, ha subito nel tempo un notevole depauperamento delle sostanze aeree originarie senza essere in grado di sostituirle con adeguata produzione di gas e vapori di origine endogena (principalmente CO_a₂, O_a₂ e H_a₂O) attesa la scarsa attività tettonica del suo mantello solido. La fotolisi, per azione solare, a carico dell'H_a₂O e del CO_a₂ vi ha sviluppato grande quantità di ossigeno libero che peraltro – in assenza di una fitobiologia sviluppata – è rimasto assorbito dal suolo al quale ha conferito la caratteristica tonalità ocra. Il CO_a₂ rappresenta, anche per Marte, il componente aereo principale (95% in volume, seguito dall'azoto, dall'argon, dall'ossigeno) ma la bassissima densità (6 millesimi di atmosfera terrestre al suolo) riduce a livelli insignificanti la capacità termica dell'atmosfera marziana. Dal canto loro, le colossali atmosfere che avvolgono i pianeti gioviani presentano analogie reciproche strettissime in quanto, come si è detto, conservano pressoché inalterati i caratteri originari consistenti nella fortissima concentrazione in idrogeno. Le differenze individuali che possono rilevarsi sul conto dei grandi pianeti esterni si riassumono nel più o meno accentuato processo di polimerizzazioneatmosferica (presenza di ammoniaca, metano, idrocarburi vari della serie aromatica) che appare sostenuto dall'azione chimica dell'ultravioletto solare, nonché dall'interazione corpuscolare con le intense magnetosfere che sono associate ai nuclei solidi di quei mondi "Per approfondire vedi Gedea Astronomia vol. 1 pp 44-46, 66, 164-165; vol. 2 pp 181-185, 281-285, 318-320; vol. 5 pp 1-5" "Per approfondire vedi Gedea Astronomia vol. 1 pp 44-46, 66, 164-165; vol. 2 pp 181-185, 281-285, 318-320; vol. 5 pp 1-5" .

H. Brown, Atmospheres of the Earth and Planets, Chicago, 1952; H. Riehl, Introduction to the Atmosphere, New York, 1965; Autori Vari, International Dictionary of Geophysics, Oxford-New York, 1967; O. G. Sutton, La nuova meteorologia, Milano, 1970; M. Caselli, L'inquinamento atmosferico, Roma, 1989.