Stratificazione e stabilità statica dell'atmosfera
La distribuzione della temperatura non è l'unico fattore che determina lo
stato dell'atmosfera. Anche la densità e la pressione hanno un'importanza
fondamentale. Per pressione atmosferica
si intende la forza che una massa d'aria situata in una immaginaria colonna
verticale esercita su una data area della superficie terrestre; l'unità con cui
si esprime è di solito il millibar. La pressione standard misurata a livello
del mare, cioè 1013,25 millibar, è equivalente alla pressione esercitata da
una colonna di mercurio alta 760 mm. Se l'atmosfera, come l'acqua, fosse
incomprimibile, la pressione diminuirebbe uniformemente con l'altezza, e, come
succede per gli oceani, si potrebbe determinarne un limite superiore ben
definito. In realtà l'atmosfera è comprimibile; questo vuol dire che la
densità (cioè la massa per unità di volume) è proporzionale alla pressione.
Questa relazione, nota come legge di
Boyle, implica che nell'atmosfera la densità diminuisca con la quota:
man mano che questa aumenta, la massa d'aria che rimane su un dato punto è
sempre più piccola; pertanto la pressione esercitata è minore. A livello del
mare, la densità dell'aria è di circa 1 Kg/mc. Pressione e densità
diminuiscono approssimativamente di 10 volte per ogni 16 Km di incremento
dell'altezza.
La densità non dipende soltanto dalla pressione; per una data pressione, è
inversamente proporzionale alla temperatura. Questa relazione, nota come legge
di Charles, implica che lo spessore di una colonna d'aria delimitata da
due superfici a pressione costante diminuisce al diminuire della temperatura
della colonna d'aria. Così, la distanza in verticale al di sopra della quale la
pressione subisce una diminuzione continua, fino ad assumere valori che sono la
metà del valore riscontrato al suolo, varia dai 5800 m sopra i tropici ai 5100
sopra i poli.
Quando una massa d'aria si innalza verticalmente, subisce un'espansione (a
causa della riduzione di pressione). Per espandersi, deve compiere un lavoro
contro la pressione esercitata dall'aria circostante. Secondo il principio di
conservazione dell'energia (primo principio della termodinamica) il lavoro
compiuto durante l'espansione dev'essere bilanciato da una uguale diminuzione
dell'energia interna della massa d'aria. Poiché l'energia interna è
proporzionale alla temperatura, durante l'espansione la massa d'aria si
raffredda, mentre una massa d'aria che viene compressa subisce un riscaldamento.
I cambiamenti di temperatura dovuti all'espansione o compressione di un gas,
senza che vi sia scambio di calore con l'esterno, vengono detti adiabatici.
Il processo di riscaldamento e raffreddamento adiabatico è fondamentale per
la comprensione del fenomeno di convezione che avviene nell'atmosfera. Una massa
d'aria secca che risale adiabaticamente nell'atmosfera, si raffredda alla
velocità di circa 10°C/Km. Poiché la diminuzione di temperatura con la quota
che si riscontra nella troposfera (gradiente termico) è mediamente di soli 6,5
°C/Km, la massa d'aria che risale adiabaticamente si trova ad essere via via
più fredda e più densa di quella circostante, quindi tende a scendere di nuovo
verso il basso, fino al primitivo livello di partenza. Quindi, per una massa
d'aria secca, l'andamento medio verticale della temperatura è staticamente
stabile rispetto ad uno spostamento adiabatico. In regioni particolari, come i
deserti, dove l'aria al suolo è sottoposta a forte riscaldamento, il gradiente
termico negli strati più bassi della troposfera può superare i 10 °C/Km. In
tale situazione, la massa d'aria sovrastante diventerà più calda dell'aria
circostante, e subirà un ulteriore innalzamento. Tali condizioni di
instabilità causano un forte mescolamento e trasporto di calore verso l'alto,
fenomeno che riporta il gradiente termico verso valori medi osservati in altre
situazioni.
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