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prof. Filippo Quitadamo 1

U.D. - ATMOSFERA

PREREQUISITI:

DESCRIVERE:

a) il ciclo dell’acqua; b) la differenza tra peso e massa; c) la differenza tra calore e temperatura; d) come si propaga il calore; e) i concetti di densità e lunghezza d’onda; f) gli stati di aggregazione della materia e i passaggi relativi.

OBIETTIVI

� Definire e distinguere il concetto d’aria e di atmosfera; � Elencare le caratteristiche fisiche dell’atmosfera e i fattori limitanti; � Descrivere la composizione chimica e la ripartizione verticale dell’atmosfera; � Elencare e discutere le funzioni dell’atmosfera, riconoscendo l’importanza dell’ozono; � Definire i concetti di umidità assoluta e relativa e fattori di variazione; � Elencare e descrivere le varie forme di idrometeore � Riconoscere le interazioni atmosfera-idrosfera-litosfera-biosfera; � Leggere e costruire tabelle e grafici relativi alle variazioni di temperatura, pressione e umidità.

INDICE - atmosfera

- definizioni - composizione chimica atmosfera - funzioni e struttura - caratteristiche fisiche: colore, temperatura, calore, pressione, loro variazioni; umidità assoluta e

relativa, variazioni - dinamica atmosfera: venti, elementi, classificazione, circolazione generale atmosfera; masse d’aria,

fronti, classificazione - idrometeore: classificazione e cause - gradiente barico, termico, adiabatico - nubi, nebbia: classificazione, - precipitazioni: teorie, distribuzione - perturbazioni.

CONTENUTI DEFINIZIONI L’atmosfera è l’involucro gassoso che circonda la Terra dove permette la vita grazie all’ossigeno e all’ozono. E’ trattenuto dalla forza di gravità terrestre. La scienza che studia la sua struttura, la sua composizione e i suoi fenomeni si chiama meteorologia. Lo strato più basso dell’atmosfera, a diretto contatto con la superficie terrestre, è chiamato aria, formata da un miscuglio gassoso di O2 e N2. In altre parole, l’aria è l’atmosfera della Terra; l’atmosfera è un involucro gassoso che circonda la Terra o qualsiasi altro corpo celeste. L’atmosfera è un involucro sferico a causa della gravità e della forza centrifuga.

Chimicamente l’atmosfera fino a 90 km di altezza è costituita prevalentemente da:

MODULO: ATMOSFERA – TEMPO E CLIMA

COMPOSIZIONE CHIMICA


� N2 = 78%, è importante per i viventi perché é componente fondamentale delle proteine; però, solo grazie ai batteri azotofissatori l’azoto molecolare atmosferico può essere trasformato in azoto nitrico ed essere utilizzato dai vegetali;

� O2 = 21%, fondamentale per gli esseri viventi; � CH4 (tracce); Argon = 0,9%; CO2 = 0,03%, tossica per gli animali, fondamentale per la fotosintesi delle piante

verdi; � Neon; Elio; Idrogeno (H2); O3 = 0,11%, protettivo poiché filtra i raggi ultravioletti; � Quantità variabili di H2O nei suoi tre stati di aggregazione; � Inoltre, l’aria contiene pulviscolo atmosferico presso la superficie terrestre. Esso è formato da particelle

solide: - ceneri vulcaniche; - sabbie; - fumi e polveri; - particelle saline di origine marina; - sostanze

inquinanti ; - spore di origine vegetali (pollini); - microrganismi.

Il pulviscolo ha un ruolo fondamentale nella formazione delle nubi. La quantità di vapore acqueo è maggiore sugli oceani. I gas costituenti l’atmosfera sono stati divisi in due gruppi:

a) COSTANTI , cioè presenti con rapporti reciproci costanti fino a circa 90 km (stessa percentuale) b) VARIABILI , quando la loro quantità percentuale non è costante ma varia con la quota e con la latitudine.

COMPONENTI COSTANTI PERCENTUALE Azoto 78 % Ossigeno 21 % CO2 0.03 % Gas nobili 1.2 % Idrogeno Tracce

COMPONENTI VARIABILI Vapore acqueo Fino a 4% Ozono 0.11 % SO2 Tracce H2S Tracce Pulviscolo atmosferico Tracce

1. Involucro vitale per l’uomo e gli altri viventi soprattutto per la presenza di ossigeno; 2. costituisce un filtro che protegge la Terra da meteoriti e dall’azione nociva delle radiazioni nocive, grazie

all’ozonosfera; 3. funzione termoregolatrice; 4. rende possibile il ciclo dell’acqua; 5. esercita un’azione geomorfica con cui modifica continuamente l’aspetto e le forme della Terra; 6. l’atmosfera è strettamente legata alla litosfera, all’idrosfera e alla biosfera, in una continua interazione

ecosistemica.

FUNZIONI


Verticalmente l’atmosfera può essere divisa in strati o sfere, separate da zone intermedie, dette pause. Gli strati differiscono tra loro per i seguenti caratteri: spessore; temperatura; composizione chimica.

STRUTTURA O RIPARTIZIONE VERTICALE DELL’ATMOSFERA


1.TROPOSFERA (8÷15 km)

Tropopausa

2. STRATOSFERA (15÷50 km) Stratopausa 3. MESOSFERA (50÷90 km)

Mesopausa 4. TERMOSFERA O IONOSFERA (90÷500 km)

Ionopausa o Termopausa

5. ESOSFERA (oltre 500 km). L’omosfera è la parte BASSA dell’atmosfera in cui le percentuali di gas si mantengono costanti, grazie al continuo rimescolamento, sebbene con la quota la densità dell’atmosfera va rarefacendosi progressivamente.

Comprende:

1. TROPOSFERA = rivolgimento, trasformazione, perché in questo strato si verifica un continuo rimescolamento e si verificano le perturbazioni atmosferiche (venti, nubi, pioggia…). E’ lo strato più prossimo alla superficie terrestre, più denso. A causa della rotazione terrestre e della forza centrifuga, massima all’equatore, non ha uno spessore uniforme, ma di 8 km ai poli e 18 km all’equatore, 12 km a latitudine intermedia. Contiene i 2/3 (67 %) della massa intera atmosfera e i 3/4 (75 %) di tutto il vapore acqueo. La sua temperatura diminuisce in media di 0.6 °C/100 m (5-6°C/1000 m) di quota (GRADIENTE TERMICO VERTICALE ) fino ad arrivare a – 50°C. Questo significa che la troposfera è scaldata dalla Terra e non dal Sole. Termina con la TROPOPAUSA dove le perturbazioni cessano.

2. STRATOSFERA, va dalla tropopausa fino a 55 km di altezza. L’aria si fa sempre più rarefatta, secca e

limpida cioè priva di pulviscolo. La pressione tende a zero; la temperatura aumenta per la presenza dell’ozono, situato in uno strato compreso tra 20 e 60 km di altezza (ozonosfera). L’ozono assorbe i raggi ultravioletti nocivi per gli esseri viventi e determina un aumento termico fino a +17°C. L’ozono è indispensabile per la vita

bassa atmosfera o omosfera = sfera omogenea, fino a 90 km.

alta atmosfera eterosfera = eterogenea, da 90 km fino a oltre 500 km.


sulla Terra, ma alcuni inquinanti industriali come i CFC, Freon, interferiscono con la produzione d’ozono, provocando la formazione del pericoloso buco dell’ozono nelle regioni polari.

N.B. L’ozono se da un lato ci protegge dai pericolosi raggi UV, al suolo non deve esistere poiché è velenoso, provocando tra l’altro l’irritazione a carico delle mucose. La stratosfera termina con la stratopausa. 3. MESOSFERA o sfera di mezzo o centrale; ultimo strato dell’omosfera; inizia a 50 km e termina a 90 km.

Venendo scaldata dal basso cioè dalla stratosfera, la sua temperatura diminuisce con l’altezza fino a –80°C. Termina con la mesopausa.

ETEROSFERA

4. TERMOSFERA O IONOSFERA, dove la temperatura aumenta continuamente fino a 1000°C. I gas sono

molto rarefatti. Si chiama anche ionosfera perché la radiazione solare molto energetica a questa quota dissocia le particelle di azoto e ossigeno, arricchendo l’ambiente di ioni, la cui presenza provoca: a) la presenza di 4 strati (D; E; F1; F2) che riflettono le onde radio lunghe, permettendo le comunicazioni tra i continenti; b) le aurore boreali, cioè drappeggi luminosi dovuti all’eccitazione degli ioni che producono luce. Termina a 500 km con la termopausa.

5. ESOSFERA o sfera esterna: da 500 km fino a 2500 km (spazio interplanetario). E’ la parte esterna dell’atmosfera, con idrogeno ed elio. A questa quota le particelle non partecipano più alla rotazione terrestre e a causa della loro velocità sfuggono all’attrazione gravitazionale terrestre. Vi si trovano le fasce di Van Allen, di massima densità dei protoni, ioni che costituiscono il vento solare e sono state intrappolate dal campo magnetico terrestre. Sono pericolose per la navigazione aerea.

Sono il colore, la temperatura, la pressione e l’umidità.

IL COLORE azzurro del cielo a mezzogiorno dipende dalla diffusione da parte del pulviscolo atmosferico delle radiazioni ad alta frequenza (luce violetta e azzurra) e dal fatto che a mezzogiorno lo spessore di atmosfera attraversato dai raggi solari è minore (i raggi sono perpendicolari). All’alba e al tramonto il SOLE è basso sull’orizzonte e i suoi raggi incidono con angolo minore e devono attraversare uno strato più spesso di atmosfera, le cui particelle assorbono le radiazioni ad elevata frequenza, mentre lasciano passare solo quelle a minore frequenza e a maggior lunghezza d’onda (rosso, arancio). Spesso, però, nelle città il colore rosso del cielo è sinonimo d’inquinamento atmosferico e, quindi, alla presenza di gas diversi come CO2, SO2 e al pulviscolo prodotto dalle attività antropiche. Quando il cielo è velato, il colore giallo dipende dalla diffusione delle radiazioni gialle per opera di minuscole goccioline gialle presenti nell’aria umida.

LA TEMPERATURA dell’aria: deriva dal riscaldamento indiretto da parte del suolo o superficie della Terra.

Il Sole emette un insieme di radiazioni di diversa lunghezza d’onda che trasportano energia. A valori diversi di lunghezza d’onda corrispondono valori diversi di energia trasportata seconda una proporzionalità inversa. Le radiazioni solari non arrivano tutte sulla Terra: parte (7%) è diffusa, parte (19%) assorbita e parte riflessa (30%) dalle nubi e dal suolo (4%). La radiazione effettiva che arriva alla Terra = 47%. I principali agenti riflettenti sono: - nubi; - pulviscolo; - gas atmosferici. La percentuale di radiazione riflessa dal pianeta verso lo spazio si chiama “ ALBEDO o potere riflettente globale“ = 34% (30% nubi e polveri + 4% superficie terrestre.

La Terra a sua volta emette verso l’atmosfera radiazioni infrarosse (calore), lunghe, che in gran parte vengono assorbite dall’atmosfera per mezzo di CO2 e vapore, che poi parte lo riflette, il tutto come in una gigantesca serra: il nostro Pianeta e l’atmosfera si scambiano continuamente energia termica o calore. Pertanto, possiamo dire che l’atmosfera attinge il suo rifornimento energetico da due fonti: a) il calore solare, responsabile della formazione delle nubi, della pioggia, della neve… b) la rotazione terrestre, responsabile delle modificazioni nell’atmosfera.

LE CARATTERISTICHE FISICHE DELL’ATMOSFERA


TEMPERATURA E CALORE

CALORE = forma di energia, cioè energia termica; è una proprietà estensiva della materia, in quanto dipende dalla quantità di materia posseduta da un corpo. E’ la quantità totale dei tre tipi di movimenti dei corpuscoli: traslazione, vibrazione, rotazione. Unità di misura è la caloria. Il calore può essere trasferito per:

a) IRRAGGIAMENTO = mediante onde; b) CONDUZIONE =senza spostamento di particelle, per contatto (Terra – Bassa atmosfera); c) CONVEZIONE = con spostamento di particelle (nei fluidi cioè gas e liquidi, perché solo in essi le particelle

sono libere di muoversi, mediante correnti circolari, convettive). TEMPERATURA = proprietà intensiva, dipende dal tipo di materia; è un numero che indica il livello termico di un corpo; esprime l’attitudine di un corpo a cedere ad altri corpi vicini o ad acquistare da essi parte di calore. E’ la misura del valore medio del solo movimento di traslazione; è un riflesso del calore, dipende dal calore ma non può identificarsi con esso. Tra le due grandezze esiste corrispondenza ma non identità. La Temperatura è paragonabile ad un dislivello ed indica la tendenza che ha il calore a trasferirsi da un corpo all’altro. Si misura con il termometro. Esistono diverse scale termometriche: - CELSIUS o centigrada (0° - 100°C) - FAHRENHEIT (32 °F – 212 °F) - KELVIN (273 K – 373 K)

°F = 32 + 1.8 °C oppure °F = 9/5 °C + 32

°C = 5/9 (°F – 32) K= °C + 273

FATTORI DI VARIAZIONE TEMPERATURA

� ALTITUDINE: diminuisce 1°/100 m. Ciò dimostra che l’atmosfera riceve calore principalmente dalla

superficie terrestre e secondariamente dal Sole. � LATITUDINE: inversamente proporzionale, poiché con essa variano l’inclinazione dei raggi solari e la durata

dell’insolazione. Inoltre, alle basse latitudini i raggi solari per giungere alla Terra compiono un percorso più breve sono più intense.

� IL DIVERSO CALORE SPECIFICO DELLE ACQUE E DEL SUOLO � LA NATURA DEL TERRENO (scuri; chiari) � LA PRESENZA DEI VEGETALI: catturano energia per la fotosintesi e liberano vapore con la traspirazione,

abbassando la temperatura. � LA COPERTURA DEL CIELO (le nubi assorbono radiazioni) � ESPOSIZIONE ED INCLINAZIONE DEI RAGGI. � STAGIONE ED ORA DEL GIORNO.

POSSIBILI ESPANSIONE DEI CONTENUTI ED APPROFONDIMEN TI

EFFETTO SERRA (cause, effetti e rimedi) – CO2 EFFETTO OMBRELLINO : dovuto a SO2 che formando una sorta di ombrellino serve ad attenuare l’effetto serra, ma solo nelle zone industrializzate del Nord dove viene prodotto questo gas inquinante “benefico”; mentre la CO2 viene prodotta e diffusa su ampia scala.

INTERAZIONI TRA RADIAZIONE SOLARE E ATMOSFERA

Il sole emette radiazioni di diverso contenuto energetico, le quali attraversando l’atmosfera possono subire tre tipi di fenomeni fisici:

a) diffusione; b) riflessione; c) assorbimento. � La diffusione consiste nella deviazione in ogni direzione della radiazione solare (irradiamento) a

causa degli urti con le molecole dei gas atmosferici, per questo non tutte le radiazioni raggiungono la superficie terrestre. La diffusione è responsabile del colore del cielo.

� Con la riflessione le radiazioni solari sono rinviate, respinte verso la sorgente, verso lo spazio

secondo una direzione ben precisa. I principali agenti riflettenti sono: le nubi; il pulviscolo


atmosferico; le molecole dei gas atmosferici; specchi d’acqua; neve; ghiacciai; suolo privo di vegetazione.

N.B. – LA DIFFUSIONE E LA RIFLESSIONE CAMBIANO LA DIREZIONE DI PROPAGAZIONE DELLE ONDE MA NON LA LORO LUNGHEZZA D’ONDA.

� L’assorbimento avviene a causa dei gas presenti negli strati atmosferici (vapore, ozono, CO2). Ma una

radiazione che ha subito l’assorbimento viene riemessa con una lunghezza maggiore, subendo una trasformazione energetica, cioè da energia elettromagnetica ad energia termica (infrarosso, calore). Conseguenza di questo processo è il riscaldamento dell’atmosfera, della troposfera.

Questo fenomeno è noto come EFFETTO SERRA, importantissimo per garantire la possibilità di vita sulla Terra: senza di esso la temperatura scenderebbe al di sotto del punto di congelamento e gli sbalzi termici sarebbero enormi.

COME E PERCHE’ VARIA LA TEMPERATURA DELL’ARIA

Il flusso di energia (= energia per unità di superficie) varia con la latitudine. - Nella zona equatoriale si registra un eccesso di energia in quanto l’ALBEDO è molto basso, per la presenza di foreste e per la scarsità di nubi; i raggi sono perpendicolari e percorrono una minore distanza per arrivare sulla superficie terrestre. - Alle alte latitudini , invece, si registra un deficit di energia per l’alto potere riflettente dei ghiacciai, per l’inclinazione dei raggi solari dovuta alla curvatura della superficie terrestre, per la minore durata dell’insolazione, per la maggior distanza percorsa dai raggi solari, per il suolo privo di foreste. Le regioni polari emettono più energia di quanta ne assorbono (deficit).

Ma esiste un meccanismo capace di frenare questo squilibrio grazie a tre fattori:

� Circolazione masse d’aria – venti e correnti marine che trasferiscono verso i poli il calore in eccesso della fascia equatoriale;

� La diversa distribuzione delle terre emerse e delle acque; � La copertura vegetale che assorbe energia solare ed emette vapore, riducendo la quantità di energia

solare che giunge al suolo. Tutto ciò determina la formazione delle FASCE CLIMATICHE aventi temperature medie diverse.

� Si definisce isoterma una linea immaginaria che unisce tutti i punti aventi stessa temperatura (isochimene d’inverno; isotere d’estate).

� Isoalloterma = linea che unisce punti con stessa differenza di temperatura. � Isoamplitudinali = linee che uniscono punti con stessa escursione termica.

LA PRESSIONE ATMOSFERICA L’aria, miscela di gas, essendo soggetta alla forza di gravità, acquista un peso e, quindi, esercita una pressione sulla superficie terrestre secondo il rapporto tra la forza e la superficie: P = F/S. La pressione atmosferica è il peso esercitato da una colonna d’aria alta quanto l’atmosfera e avente la sezione di 1 cm2 (unità di superficie), al livello del mare, a 45° di latitudine e a 0°C (c.n. = condizioni normali, pressione normale), equilibrato da una colonna di mercurio alta 760 mm. Tale pressione è stata presa come unità di misura ed è chiamata ATMOSFERA. Attualmente le varie unità di misura usate sono: 1 atm. = 760 mm Hg = 101.330 Pa = 1013 mb. Per misurare la pressione si usano: il barometro o il barografo . Il barometro più usato è quello aneroide, una scatola metallica senz’aria, che misura la deformazione della pressione sulla scatola metallica. Il barografo consente la registrazione delle variazioni di pressione.

Una pressione superiore a quella normale (1013 mb) si dice alta pressione. Una pressione inferiore a quella normale si dice bassa pressione.


VARIAZIONI DI PRESSIONE ATMOSFERICA La pressione è condizionata dalla forza di gravità in modo direttamente proporzionale e dalla densità dei gas I valori della pressione sono collegati a molti fattori:

� Temperatura; altitudine; umidità, (inversamente proporzionale a queste grandezze).

a) TEMPERATURA : se la temperatura aumenta, la pressione diminuisce perché l’aria si espande, il numero delle particelle di un dato volume d’aria diminuisce con conseguente diminuzione del peso e della pressione. Viceversa, se la temperatura diminuisce, la pressione aumenta perché il volume d’aria pesa di più. b) ALTITUDINE : aumentando la quota diminuisce la densità e la forza di gravità e, quindi, la pressione. c) UMIDITA’ : il peso di una massa d’aria diminuisce con l’umidità perché quando l’aria è più umida contiene una

maggiore quantità di molecole d’acqua più leggere (P.M. 18) rispetto all’ossigeno (P.M. 32) e all’azoto (P.M. 28). Pertanto, l’aria umida pesa meno dell’aria secca. � Viene chiamata isobara la linea immaginaria che unisce tutti i punti dove vengono registrati gli stessi valori di pressione atmosferica, seconde linee chiuse concentriche. Se la pressione aumenta verso il centro le aree sono anticicloniche o di alta pressione; se i valori di pressione sono minimi al centro e aumentano verso l’esterno, le aree sono dette cicloniche o di bassa pressione. � Isoallobara = linea che unisce punti con stesse variazioni di pressione.


B A

- In prossimità dell’equatore si creano zone di bassa pressione per l’insolazione che è massima, per cui l’aria calda si dilata diminuendo di densità. - In prossimità dei poli ci sono zone di alta pressione, perché l’aria è fredda.

UMIDITA’ ATMOSFERICA

L’aria contiene sempre vapore acqueo, proveniente soprattutto dall’evaporazione del mare e dalla traspirazione dei viventi, le quali aumentano con la temperatura e sono agevolate dalla velocità dei venti. L’umidità varia sensibilmente nel tempo e nello spazio.

UMIDITA’

EVAPORAZIONE acque per il calore solare

TRASPIRAZIONE piante ed animali

EVAPORAZIONE

TEMPERATURA

VELOCITA’ VENTI

TRASPIRAZIONE

INSOLAZIONE

TIPO DI VEGETAZIONE


UMIDITA’ ASSOLUTA = quantità di vapore acqueo in g contenuta in 1 m3 di aria. Umidità specifica = quantità di vapore acqueo in 1 kg di aria. UMIDITA’ RELATIVA = rapporto tra la quantità di vapore contenuta in 1 m3 d’aria e la quantità massima che può essere contenuta (punto di saturazione): U.R.% = umidità dell’aria / punto di saturazione x 100.

UMIDITA’ ASSOLUTA - VARIAZIONE

Essa non è costante ma varia:

a) Secondo la latitudine perché procedendo dall’Equatore ai Poli diminuisce la temperatura e, quindi, l’umidità assoluta, massima all’equatore (20 - 25 g/m3) minima ai poli (1 - 2 g/m3); inversamente proporzionale.

b) Con l’altitudine , inversamente proporzionale. c) Con la temperatura (direttamente proporzionale), sposta in avanti il punto di saturazione. d) Con la stagione e) Con la distanza dal mare. Infatti, procedendo verso l’interno l’umidità diminuisce.

L’umidità assoluta aumenta fino al punto di saturazione, dopo il quale si verifica la condensazione del vapore.

H/latit. T °C

Umidità Ass. umidità Ass.

VARIAZIONE UMIDITA’ RELATIVA

a) In senso inverso alla temperatura, l’U.R. diminuisce nelle zone e nei periodi caldi e aumenta nelle zone e nei periodi freddi.

b) Diminuisce con la quota, ma irregolarmente. c) Con l’aggiunta di vapore acqueo (evaporazione) l’U.R. aumenta se al di sotto del 100% e l’aria è a contatto

con gli oceani. d) Con l’ora del giorno: valori massimi al mattino e quelli minimi al pomeriggio. e) Con la presenza del vento che può far scendere l’umidità dell’aria a valori molto bassi.

Anche per l’U.R. esiste un punto di saturazione = 100%, perché essa è espressa in percentuale. - U.R. del 50% significa che l’aria contiene la metà di vapore che può contenere. Se l’aria è satura di vapore acqueo significa che non è più in grado di ricevere altro vapore, perciò un’ulteriore aggiunta di vapore provoca l’eliminazione del vapore eccedente per:

� Condensazione = passaggio dallo stato gassoso (vapore) allo stato liquido; � Sublimazione = passaggio diretto allo stato solido.

UMIDITA’

ASSOLUTA

RELATIVA

SPECIFICA


Quando la condensazione si manifesta al suolo = NEBBIA, ad una certa altezza dal suolo = NUBI.

La temperatura cui deve essere raffreddata l’aria perché inizi il processo di condensazione si chiama “punto di rugiada” o “ temperatura di saturazione”. LA SATURAZIONE DELL’ARIA può avvenire per:

a) ulteriore aggiunta di vapore (evaporazione) b) raffreddamento c) presenza di nuclei di condensazione (granelli di polvere, particelle di carbone, fumo, cristalli di sale).

g/m3

Temperatura (°C ) All’equatore per l’elevata umidità viene raggiunto e superato il punto di saturazione e si hanno piogge frequenti Ai tropici il riscaldamento dell’aria e l’alta pressione determinano un basso valore di umidità. A latitudini elevate per la bassa temperatura si raggiunge facilmente il punto di saturazione, per cui, nonostante la bassa evaporazione e la bassa umidità assoluta, l’umidità relativa raggiunge valori elevati. I vari climi e le precipitazioni sono determinati dall’umidità relativa. Gli strumenti per misurare l’umidità dell’aria sono:

- L’ igrometro a capello per misure approssimate - Lo psicrometro per misure più precise.

Lo psicrometro è costituito da una coppia di termometri affiancati, di cui uno ha il bulbo coperto da una garza bagnata. Se lo strumento viene esposto ad una corrente d’aria l’evaporazione fa raffreddare il termometro bagnato, che segnerà una temperatura inferiore rispetto all’altro: la differenza di temperatura tra i due termometri diminuisce all’aumentare dell’umidità relativa.

I VENTI

I venti sono la conseguenza di differenze di pressione, temperatura e di umidità tra i vari punti della superficie terrestre. Possiamo dire che i venti sono masse d’aria che si spostano, in senso orizzontale, a velocità variabile, da una zona di alta pressione (aria più compressa e pesante) ad una di bassa pressione (aria meno compressa e meno densa) per raggiungere un equilibrio barico. Pertanto, vengono definiti anche moti avvettivi oppure orizzontali (dovuti al gradiente barico), per distinguerli dai movimenti verticali o convettivi (dovuti al gradiente termico). In realtà i venti non seguono rotte rettilinee e dipendono dai seguenti fattori:

a) dalla forza di Coriolis dovuta alla rotazione terrestre (Legge di Ferrel). b) dall’attrito esercitato dalla superficie terrestre (nella bassa atmosfera) che rallenta la velocità e diminuisce la

deviazione dei venti perché l’effetto deviante di Coriolis e direttamente proporzionale alla velocità. c) dalla presenza di ostacoli naturali (montagne), con diminuzione di velocità e variazione di direzione. d) Dal gradiente barico = PA – PB / d e) Dalla forza centrifuga che tende ad allontanare il vento dalla superficie terrestre verso alte quote.

DINAMICA DELL’ATMOSFERA


N.B. – L’influenza di tali fattori è quasi insignificante al di sopra dei 5000 metri di quota. GRADIENTE TERMICO = TA - TB / d

G. TERMICO

(G. BARICO)

d = costante

TA - TB

(PA – PB) G.T.

(G.B.)

TA – TB = K

(PA – PB = K)

distanza

ELEMENTI DEI VENTI Le caratteristiche dei venti sono:

a) Direzione: indica la provenienza. Es. vento meridionale non soffia verso sud ma proviene da sud e viene rilevata mediante gli anemoscopi.

b) Velocità: determinata dal gradiente barico orizzontale ed è direttamente proporzionale alla differenza di pressione ed inversamente proporzionale alla distanza fra due zone. Si misura in m/s, km/h, in nodi (1 nodo = 1850 m/s) mediante anemometri.

c) La forza, pressione esercitata sulla superficie di 1 cm2. Si misura con la scala di Beaufort, divisa in 12 gradi. NELLE ZONE DI BASSA PRESSIONE (equatore e fronti polari) chiamate zone di convergenza, si vengono a creare correnti ascensionali. NELLE ZONE DI ALTA PRESSIONE (tropici e calotte) chiamate anche zone di divergenza, si trovano correnti discendenti.

I venti possono essere classificati secondo dei criteri: velocità, direzione, area interessata (scala).

VENTI DELLA BASSA TROPOSFERA

Nella bassa troposfera si risente della diversa distribuzione dei mari e dei continenti e si sviluppano tre tipi di venti:

CLASSIFICAZIONE DEI VENTI


1. Venti costanti o planetari: quelli che spirano costantemente nella stessa direzione in quanto le aree di alta e bassa pressione conservano le loro reciproche posizioni. Spirano su grande scala (superano i 2000 km).

Si distinguono tre sistemi:

a) GLI ALISEI che spirano da NE a SO nel nostro emisfero b) VENTI OCCIDENTALI con andamento O-E c) VENTI POLARI : venti orientali provenienti dalle alte pressioni polari e dirette verso le basse

pressioni subpolari. 2. Venti periodici su media scala (500-2000 km): sono masse d’aria che spirano regolarmente nelle zone tropicali e cambiano direzione periodicamente, secondo la stagione o giornalmente. Brezze e monsoni.

Si distinguono in due sistemi:

a. STAGIONALI : monsone estivo o di mare, monsone invernale o di terra (siccità) b. GIORNALIERI : brezze. Invertono la direzione durante il giorno. Brezze di mare di giorno (mare – terra); di terra di notte (terra-mare); di valle di giorno (valle – monte); di monte di notte (monte – valle).

3. Venti variabili o irregolari , su piccola scala (con spostamenti inferiori a 500 km): spirano in seguito ad improvvisi squilibri di pressione, con velocità e direzione variabili perché dipendono da condizioni meteo locali.

Si distinguono in due sistemi:

a. Venti locali b. Venti ciclonici.

Tra i venti locali ricordiamo: � La bora = vento freddo e veloce (120 km/h) che soffia nell’alto Adriatico proveniente dall’Europa

orientale. � Il maestrale: vento forte e freddo proveniente da N-O, dalla valle del Rodano, lungo il Tirreno. � La Tramontana: vento freddo che spira da Nord in inverno in tutta l’Italia, proveniente dall’Europa

centrale. � Il libeccio: vento caldo proveniente da S-O (vento della Libia). Soffia a raffiche (libecciate) sulle

coste tirreniche. Apporta precipitazioni. � Scirocco: vento caldo secco proveniente da Sud, S-E, S-O (vento della Siria). Se proviene dai deserti

africani è afoso. In Sicilia è secco, nella penisola porta precipitazioni. � Ghibli: (dall’Egitto e Libia), vento caldo secco del deserto africano; attraversando il mediterraneo si

arricchisce di umidità, giungendo caldo e afoso. � Favonio o FÖHN = vento caldo e secco che spira sulla Pianura Padana per la presenza delle Alpi.

Nel versante sopravento (salita) porta precipitazioni, nel versante sottovento (discesa) porta bel tempo.

� Grecale: vento freddo dei Balcani (N-E), sul Mar Jonio.

I venti ciclonici si distinguono in: � Tropicali � Extratropicali.

Sono dovuti a squilibri di pressione e di temperatura tra aree diverse. - I CICLONI TROPICALI sono perturbazioni estremamente violente che interessano zone limitate e si originano tra i due tropici, cioè nelle zone equatoriali, dove l’aria è calda ed umida. La liberazione di una enorme quantità di energia permette una velocità di oltre 250 km/h. Sono uragani, tifoni, tornado, cicloni. In un ciclone tropicale si possono distinguere tre zone concentriche che, procedendo dall’esterno verso l’interno, sono: margine, vortice, occhio. Nel vortice ci sono piogge torrenziali; nell’occhio ci sono condizioni di calma e sereno.


- CICLONI EXTRATROPICALI : si manifestano alle medie latitudini per l’incontro tra una massa d’aria calda tropicale e una fredda polare. L’aria fredda più densa e dinamica si incunea sotto la calda e la innalza, assumendo un moto vorticoso a causa della rotazione terrestre. Sono meno violenti perché interessano zone più estese.

I VENTI DELL’ ALTA TROPOSFERA

Nell’alta troposfera, dove l’influenza terrestre è meno accentuata, si sviluppano solo venti costanti sui quali agiscono solo :

• la forza di gradiente • la forza deviante di Coriolis.

Non si ha attrito né ostacoli naturali. Ai poli e all’equatore si hanno basse pressioni; nelle zone subtropicali tra 15° e 20° si hanno alte pressioni.

• Venti occidentali: dalle alte pressioni tropicali verso le basse pressioni polari; • Venti orientali : tra le alte pressioni tropicali e le basse equatoriali.

Non essendoci attrito frenante i venti raggiungono velocità notevoli. LA CIRCOLAZIONE NELL’ALTA ATMOSFERA AVVIENE IN MODO TALE CHE I VENTI SI MUOVONO SOLO LUNGO I PARALLELI, MENTRE NELLA TROPOSFERA VENGONO DEVIATI DALLA ROTAZIONE TERRESTRE. GRADIENTE BARICO VERTICALE = graduale diminuzione di pressione con la quota = 1 mb / 8 metri; GRADIENTE BARICO ORIZZONTALE = PA – PB / d, genera i venti o moti avvettivi, orizzontali; GRADIENTE TERMICO VERTICALE = graduale diminuzione di temperatura con la quota = 6°C / 1 KM = 0.6° C /100 m; GRADIENTE TERMICO ORIZZONTALE = TA – TB / d, determina i moti convettivi, verticali. CICLONE = zona di bassa pressione o di convergenza ANTICICLONE = zona di alta pressione o di divergenza.

CIRCOLAZIONE GENERALE ATMOSFERA ORIGINE: All’equatore giunge più calore solare rispetto ai poli a causa della sfericità. Infatti, a causa della diversa inclinazione dei raggi solari, la terra presenta temperature medie diverse alle diverse latitudini con:

• valori minimi ai Poli (circa =°C) • valori massimi all’equatore ( > 20°C ).

Queste differenze termiche provocano variazione di pressione e spostamenti di masse d’aria calda dall’equatore verso i poli e d’aria fredda dai poli all’equatore, creando un’immensa cella di convezione con deviazione di Coriolis. Si originano tre movimenti a cella (chiusi in se stessi):

• cella polare tra 90 e 60° di latitudine • cella temperata tra 60 e 30° di lat. o cella di Ferrel • cella equatoriale tra 30 e 0° lat. o di Hadley.

margine

vortice

occhio


LE MASSE D’ARIA Una massa d’aria è un determinato volume d’aria nel cui ambito non si registrano notevoli differenze di temperature, umidità e pressione. Queste porzioni di atmosfera sono estese per migliaia di km2 e molti km in altezza. Costituiscono insieme a temperatura, pressione, umidità, nuvolosità e vento, un gruppo di fattori atmosferici che determinano le condizioni del tempo di una località.

CLASSIFICAZIONE MASSE D’ARIA

Sono state classificate in base alla loro natura e provenienza. Però, per semplicità consideriamo solo la seguente classificazione:

• masse d’aria calde

natura • masse d’aria fredde

• continentali

provenienza. • oceaniche

I FRONTI Sono le superfici di contatto tra due masse d’aria con caratteristiche fisiche diverse. Le masse d’aria non si mescolano mai e mantengono inalterata la loro individualità, tranne lungo la superficie di contatto, in cui si verificano fenomeni di transizione.

Si hanno diversi tipi di fronti, in relazione alla diversa origine e natura di una massa d’aria:

LE PRINCIPALI MASSE D’ARIA ORIGINE TEMPERATURA UMIDITA’

Continentale polare fredda Bassa

Continentale tropicale Molto calda Alta

Marittima polare Fresca Alta

Marittima tropicale Calda Alta


1. FRONTE FREDDO: se una massa d’aria fredda e veloce raggiunge una calda sollevandola e provocando un violento temporale di breve durata;

2. FRONTE CALDO : quando una massa d’aria calda raggiunge una fredda e vi scivola sotto. Si ha pioggia per giorni;

3. FRONTE OCCLUSO: quando un fronte freddo si scontra con uno caldo, lo solleva dal suolo e il contatto si trova in alto;

4. FRONTE STAZIONARIO : quando non si muove. Il tempo è stabile.

IDROMETEORE = acqua posta in alto nel cielo La capacità dell’aria di contenere vapore acqueo dipende dalla sua temperatura. L’aria non può contenere una quantità illimitata di vapore; oltre un certo valore, l’aria è satura, ovvero non è più in grado di accogliere altro vapore. La temperatura alla quale una massa d’aria è satura prende il nome di punto di rugiada. Al di sotto del punto di rugiada si ha il fenomeno della condensazione o di brinamento. Pertanto, quando l’aria raggiunge il punto di saturazione e subisce un abbassamento di temperatura, ogni ulteriore aggiunta di vapore viene espulsa sotto forma liquida (condensazione) o solida (sublimazione). Con il termine “ IDROMETEORE “ vengono indicati tutti quei fenomeni che si verificano per condensazione o sbrinamento al suolo o in quota. NUBI (in quota)

IDROMETEORE NEBBIA (nube al suolo)

PRECIPITAZIONI

PIOGGIA, NEVE, GRANDINE, RUGIADA, BRINA

IDROMETEORE

NUBI NEBBIE PRECIPITAZIONI

cirri

ALTE cirrocumuli da irraggiamento solide

cirrostrati neve, brina,

grandine,

galaverna

da avvezione

altocumuli

MEDIE altostrati da pendio

liquide

Stratocumuli

BASSE strati

Nembostrati

A SVILUPPO cumuli

VERTICALE cumulonembi


PER CONDENSAZIONE si formano NUBI – NEBBIA – RUGIADA. Perché si abbia la condensazione si devono verificare tre condizioni:

• l’aria deve essere satura di vapore • devono essere presenti nuclei di condensazione (granuli di polvere, fumo, cristalli di sale)

o superfici dove il vapore possa condensare (suolo,foglie • la temperatura deve essere più alta rispetto a quella di congelamento.

PER BRINAMENTO si formano GALAVERNA, BRINA, NUBI, costituite da aghetti di ghiaccio. Ma si devono verificare tre condizioni:

• l’aria deve essere satura di vapore • devono essere presenti nuclei di aggregazione o superfici molto fredde per il brinamento • la temperatura in quota o al suolo deve essere molto inferiore al punto di congelamento

dell’acqua. FENOMENO TEMPERATURA NUCLEI AGGREGAZ. Condensazione Maggiore del punto di congelamento Pulviscolo atm; sup. non fredde Brinamento Minore del punto di congelamento Pulviscolo atm; sup. molto fredde

FORME DI CONDENSAZIONE

• La rugiada: si forma nelle notti serene in primavera o in autunno, quando il vapore viene a contatto con il suolo più freddo e condensa.

• La brina : si verifica quando le superfici a contatto con il vapore si raffreddano al di sotto di 0°C (in inverno o primavera con gelata tardiva):

• La nebbia: ammasso di goccioline miste a impurità con massa d’aria raffreddata dal basso, a livello del suolo.

• Le nubi: ammasso di piccolissime goccioline d’acqua. Si formano ad una certa altezza dal suolo, quando masse d’aria si raffreddano per espansione, contatto, mescolamento.

LE PRECIPITAZIONI Per precipitazione atmosferica si intende la caduta al suolo di acqua in forma liquida e solida. Le goccioline d’acqua si formano per nucleazione e coalescenza (crescita) e cadono quando, per aggregazione successiva, assumono dimensioni tali da risentire l’effetto dell’attrazione gravitazionale terrestre.

• la pioggia: forma più comune di precipitazione con particelle d’acqua aventi Ø > 1 mm fino a 7 mm in caso di acquazzone. Con Ø <0.5 mm si parla di pioviggine. • La neve = quando la temperatura in quota è <0°C e l’acqua solidifica.


• La grandine = associata a temporali estivi con forte turbolenza dell’aria, a causa delle correnti convettive. Le correnti ascensionali fanno solidificare e ingrandire le goccioline a seguito di ripetute ascese e discese. I grani hanno Ø = 5 ÷ 20 mm.

ABBASSAMENTO TEMPERATURA: CAUSE Le cause dell’abbassamento termico possono essere diverse:

1. RAFFREDDAMENTO PER CONTATTO : quando una massa d’aria umida e calda viene a contatto con una superficie più fredda (suolo di notte, superficie del mare), cede ad essa calore e si raffredda. Si possono formare:

a) la rugiada se la temperatura del suolo è molto più bassa della temperatura dell’aria; b) la nebbia quando le goccioline restano sospese nell’aria. La temperatura si abbassa fino al punto di rugiada. c) La brina se la temperatura del suolo scende sotto 0°C.

2. RAFFREDDAMENTO PER MESCOLAMENTO E SCONTRO di due masse d’aria con temperature diverse. Lungo

le coste dà luogo a foschie o nebbie. 3. RAFFREDDAMENTO PER ESPANSIONE con passaggio di aria da zone ad alta pressione a zone a bassa espansione.

Questo tipo di espansione, senza scambio di calore con l’ambiente esterno, è detto raffreddamento “ ADIABATICO “. Il raffreddamento per espansione è responsabile della maggior parte dei fenomeni di condensazione nell’atmosfera. L’aria salendo si espande e si raffredda e quando la temperatura raggiunge e supera il punto di rugiada, una parte di vapore condensa attorno a nuclei di condensazione, formando le nubi.

LE CAUSE DELL’ESPANSIONE SONO:

� OROGRAFICHE, in pratica dovute alla presenza di rilievi che ostacolano il moto dei venti; � CONVETTIVE, se generate da moti ascensionali; � CICLONICHE, quando l’aria caldo-umida raggiunge zone fredde. Concludendo, le cause delle idrometeore sono:

1. diminuzione temperatura 2. presenza nuclei condensazione 3. diminuzione pressione 4. aumento umidita’ assoluta 5. scontro tra masse d’aria con caratteristiche fisiche diverse.

RISCALDAMENTO PER COMPRESSIONE PROCESSI ADIABATICI RAFFREDDAMENTO PER ESPANSIONE

IL GRADIENTE ADIABATICO

Quando una massa d’aria insatura sale e si espande adiabaticamente, la temperatura scende di una quantità costante pari a 10°C / 1000 metri. Se l’aria fredda insatura scende verso terra, viene compressa e la sua temperatura sale di 10°C /1000 metri (GRADIENTE VERTICALE ADIABATICO ARIA SECCA). Quando l’aria sarà salita abbastanza in alto fino a saturarsi, inizierà la condensazione, liberando calore latente che rallenta il raffreddamento e abbassando il gradiente. Infatti, la diminuzione di temperatura in una massa d’aria satura ascendente si chiama “ GRADIENTE VERTICALE ADIABATICO “ dell’aria umida (satura) e varia da 4°C /1000 mt a 9°C /1000 mt, con una media di 6°C/1000 m. Il gradiente adiabatico dell’aria umida è sempre inferiore a quello dell’aria secca, perché il calore latente liberato riduce la velocità e l’entità del raffreddamento. Per la formazione di nubi, rugiada, brina, pioggia, occorrono due processi:

- nucleazione - coalescenza.

N.B. – GRADIENTE = VARIAZIONE DI UNA CERTA GRANDEZZA NELLO SPAZIO E NEL TEMPO.

LE NUBI Le nubi sono forme di condensazione e di sbrinamento del vapore acqueo; si tratta, quindi, di masse d’aria con ammassi visibili di goccioline d’acqua e/o di ghiaccio. Si formano quando l’aria si raffredda (in prossimità di rilievi) e raggiunge il punto di saturazione che permette la condensazione, e il punto di rugiada (temperatura di saturazione) o per diverso riscaldamento della superficie terrestre. Possono avere uno sviluppo verticale o orizzontale. Il raffreddamento


dell’aria che provoca la condensazione può verificarsi per mescolanza aria calda-aria fredda e per espansione o innalzamento. I meccanismi che originano le nubi per raffreddamento da espansione sono fondamentalmente quattro: � l’innalzamento per differenza di densità: quando l’aria calda a bassa densità sale convettivamente e sposta

l’aria più fredda e densa che scende; � l’innalzamento frontale: quando due masse d’aria di differente densità si incontrano (aria calda sovrastante

l’aria fredda); � innalzamento orografico: quando la corrente d’aria viene spinta verso l’alto per la presenza di un rilievo; sul

versante esposto c’è pioggia, sul versante opposto aria secca; � innalzamento per convergenza: quando due masse d’aria convergono fino a urtarsi, creando una situazione

temporalesca. Qualunque sia il meccanismo, perché una nube possa formarsi è sempre necessario:

a. il raggiungimento del punto di rugiada mediante raffreddamento b. la presenza di nuclei di condensazione.

CLASSIFICAZIONE Le nubi sono classificate in base ad alcuni criteri:

- forma; - genesi; costituzione; - aspetto - quota.

In base all’aspetto le nubi sono catalogate in tre categorie: aspetto globoso, a strato, a cirro. a) stratocumulo = stratificazione

b) cumulonembi = aspetto torreggiante

1. CUMULI c) altocumuli

(aspetto globoso)

d) cirrocumuli

nembostrati

2. A STRATO altostrati

Cirrostrati

3. A CIRRI = sono quelle che si formano sopra 6000 m di quota e sembrano filamenti a ciuffi o piume. Sono di

cristalli di ghiaccio. IN BASE ALLA FORMA E ALLA QUOTA , un comitato internazionale per lo studio delle nubi ha stabilito la classificazione attualmente usata in tutti i Paesi. La suddivisione tiene conto delle due caratteristiche “forma e quota”.

ASPETTO


� NUBI STRATIFORMI (A STRATO) con forma laminare allungata, per un incontro di masse d’aria a diversa temperatura.

� NUBI CUMULIFORMI con forma globulare a base appiattita, dovute a risalita di massa d’aria caldo umida. � NEMBO , una grossa nube che si sviluppa su più livelli.

Si distinguono 4 livelli o gruppi o famiglie:

� LIVELLO SUPERIORE O NUBI ALTE (A) : da 6 a 13 km dal suolo, indicato con il prefisso “cirro”: • cirri (filamenti) • cirrostrati (in strati) • cirrocumuli (rotoli, a pecorelle)

� LIVELLO MEDIO (B) , compreso tra 2000 m e 6000 m, indicato con il prefisso “alto”:

• altostrati • altocumuli

� LIVELLO INFERIORE O NUBI BASSE (C) , a 2 km dalla superficie terrestre, indicato dall’assenza di prefisso:

• strati • nembostrati • stratocumuli

� NUBI A SVILUPPO VERTICALE (D) : • cumuli • cumulonembi (sommità a cavolfiore o a incudine) compresi tra 300 e 6000 metri. FAMIGLIA GENERI QUOTA FENOMENI ALTE – A - filamentose Cirri

Cirrostrati cirrocumuli

12.000 – 6000 m

Niente precipitazioni

MEDIE – B - tondeggianti

Altostrati altocumuli

6000 m 2000 m

Possibilità di precipitazioni

BASSE – C - spesse Strati Nembostrati stratocumuli

Da 2000 m in giù Intense precipitazioni

A SVILUPPO VERTICALE – D -

Cumuli cumulonembi

6000 m 300 m

Pioggia e neve violenti e persistenti.

Le nubi stratificate si formano sempre per contrasto di masse d’aria a temperatura diversa sulla superficie di contatto. Le nubi cumuliformi si formano grazie a moti turbolenti di aria calda in salita (convezione). Il tipo di forma della nube resta indicato dagli affissi: strato, cumulo, nembo.

Può essere considerata come una nube che si forma in prossimità del suolo. In condizioni normali la temperatura aumenta avvicinandosi al suolo e diminuisce in quota, per cui la condensazione avviene in quota, con formazione di nubi. Ma quando si verifica “INVERSIONE TERMICA”, cioè gli strati inferiori (al suolo) si trovano ad una temperatura più bassa rispetto a quelli sovrastanti (di quota), il punto di rugiada si raggiunge presso il suolo con condensazione e formazione di NEBBIA.

IN BASE ALLA FORMA

IN BASE ALLA QUOTA

NEBBIA


Temperatura Temperatura

Con l’inversione termica

la temperatura diminuisce

presso il suolo.

La temperatura in

condizioni normali

aumenta presso

il suolo

Le cause dell’inversione termica e, quindi, della formazione di nebbia, sono essenzialmente di tre tipi che portano al raffreddamento degli strati prossimi al suolo:

1. arrivo di una massa d’aria calda e umida marina sulla terraferma, che a contatto con il suolo molto più freddo, si condensa in prossimità del terreno.

2. perdita di calore e conseguente raffreddamento del suolo e, quindi, dell’aria a contatto con il suolo. 3. raffreddamento dell’aria in prossimità del terreno per dilatazione.

In base a queste cause si distingue:

� NEBBIA DA AVVEZIONE = lungo le coste con aria caldo-umida marina che raggiunge la costa grazie ai venti e condensa a contatto con il suolo più freddo.

� NEBBIA DA IRRAGGIAMENTO = nelle notti fresche, limpide e senza vento, il suolo si raffredda per irraggiamento e dispersione del calore nello spazio; l’aria a contatto con il suolo freddo si raffredda e se umida condensa. Es. Pianura Padana.

� NEBBIA DA PENDIO = quando una massa d’aria umida risale lungo un pendio, si espande e si raffredda. Raggiunto il punto di rugiada, si può formare un banco di nebbia.

Per precipitazione si intende la caduta al suolo di acqua allo stato liquido o solido, chiudendo il ciclo dell’acqua e riportando sulla superficie terrestre l’acqua evaporata. A seconda della temperatura maggiore o minore del punto di congelamento dell’acqua, le precipitazioni vengono distinte in liquide e solide. Le liquide si verificano quando la temperatura è maggiore di 0°C e sono:

CLASSIFICAZIONE

NEBBIA, condensazione al

suolo per inversione termica

DA AVVEZIONE

DA IRRAGGIAMENTO

DA PENDIO

Condensazione = nubi in quota

Condensazione = nebbia al suolo

SUOLO SUOLO

PRECIPITAZIONI ATMOSFERICHE


1. pioggia =forma più comune di precipitazione. Se ne calcolano: • quantità in mm con pluviografi o pluviometri • frequenza cioè il n° di gg durante l’anno in cui è piovuto • regime = distribuzione durante l’anno delle piogge in una località.

2. rugiada = precipitazione al suolo per raffreddamento notturno. LE PRECIPITAZIONI SOLIDE SI VERIFICANO QUANDO LA TEMPERATURA E’ MINORE O UGUALE A 0°C. :

3. neve = precipitazione solida più comune, costituita da cristalli esagonali. 4. gelicidio = quando la temperatura dell’aria è appena superiore a 0°C e il terreno è molto freddo con

temperatura inferiore al punto di congelamento. La pioggia a contatto del terreno solidifica. 5. grandine = precipitazione di ghiaccio in passerelle sferiche. E’ violenta e i chicchi hanno un diametro che

oscilla tra 1 cm e 14 cm. 6. brina = cristalli di ghiaccio sulla superficie di prati, piante, tegole quando la temperatura è inferiore a 0°C. Si

forma nelle notti serene e senza vento, d’inverno o in primavera quando è dannosa per le piante, perché distrugge le gemme da frutto.

7. galaverna = quando la brina è abbondante e copre tutte le superfici di ghiaccioli. E’ dannosa perché in primavera distrugge le gemme da frutto.

Il vapore è condensato in piccolissime gocce d’acqua, o brinato in microscopici aghetti di ghiaccio. Queste microscopiche particelle rimangono sospese nell’aria fino a quando non raggiungono dimensioni adeguate per essere attratte in modo efficace dalla forza di gravità e vincere le correnti ascendenti dell’aria. Perché si possa avere una precipitazione è necessaria l’aggregazione (coalescenza) di milioni di goccioline.

1. TEORIA DEI CRISTALLI DI GHIACCIO O PROCESSO DI BERG ERON

All’inizio di una nube già sono presenti cristalli di ghiaccio che cresceranno per diminuzione di temperatura, fino a raggiungere dimensioni di caduta.

2. TEORIA DELL’ACCRESCIMENTO PER COALESCENZA In un corpo nuvoloso esistono sempre movimenti verticali. Le dimensioni delle goccioline d’acqua non sono tutte uguali e sono sostenute in modo diverso dall’aria e si muovono con velocità diversa: più lentamente quelle grandi. Sono inevitabili scontri tra gocce di acqua, per cui le piccole sono inglobate in quelle più grandi con aumento e crescita (coalescenza) fino alla conseguente caduta. 3. TEORIA DI LUDLAM

Cerca di spiegare la formazione della grandine nelle nubi a sviluppo verticale grazie alle correnti ascensionali, alimentate da forti venti. Salendo un cristallo di ghiaccio si ricopre di altri strati di ghiaccio, formando successivi strati concentrici di accrescimento. Le correnti costringono il chicco di grandine a risalire più volte, finché raggiunge le dimensioni di 1-2 cm e cade al suolo.

Il livello delle precipitazioni è misurato come lo spessore di acqua in mm che si distribuisce m2 di superficie. Lo spessore di 1 mm/m2 corrisponde anche ad un volume di 1 litro. Sulla Terra le precipitazioni sono distribuite in modo differente. Per descrivere il livello delle precipitazioni su una località occorre riferirsi alla media di almeno 30 anni. LE ISOIETE sono linee che uniscono tutti i punti della Terra dove si ha la stessa quantità di precipitazioni medie. La terra può essere divisa in 4 grandi zone:

a. Equatoriale: forte piovosità (2500 – 3000 mm /annui) in tutti i giorni dell’anno b. Tropicale: scarsa piovosità (250 mm) in pochi giorni dell’anno

COME AVVENGONO LE PRECIPITAZIONI

MECCANISMI DI AGGREGAZIONE - TEORIE

DISTRIBUZIONE DELLE PRECIPITAZIONI


c. Delle medie latitudini: (30 –60°) con piovosità intermedia (500 – 1000 mm) d. Polare: precipitazioni scarse (< 250 mm) e prevalentemente in forma solida.

1. presenza zone di bassa pressione (alta piovosità) o di alta pressione (bassa piovosità).

- presenza di rilievi con pioggia nel versante esposto, siccità nel versante opposto. - quota: la piovosità aumenta con la quota. - vicinanza al mare: presso la costa la piovosità aumenta. - presenza di correnti marine calde o fredde: le calde creando evaporazione determinano maggiore

piovosità; le seconde fanno diminuire la piovosità.

L’Italia si sviluppa in latitudine da 47° a 36° (Lampedusa), è circondata dal mare caldo, presenta rilievi. Per cui ciò provoca irregolarità nelle precipitazioni.

� Il livello delle precipitazioni diminuisce da Nord a Sud � La piovosità massima si riscontra nelle Alpi Orientali e in Liguria � Le zone interne sono più piovose a ridosso dell’Appennino. � La costa tirrenica presenta una maggiore piovosità di quella adriatica. � La piovosità media = 970 mm, con massimi di oltre 3000 mm e minimi al di sotto di 500 mm.

Si muovono da ovest ad est. Una perturbazione è una condizione di instabilità del tempo con precipitazioni, dovuta ad una convergenza di masse d’aria ( = porzioni di atmosfera di grande estensione con temperatura, pressione, densità e umidità simili in ogni sua parte) con caratteristiche differenti: esse vengono a contatto, non si mescolano se non

parzialmente. Quella più pesante si incunea sotto la calda sollevandola (la superficie di contatto al suolo = fronte).

U.D. TEMPO E U.D. CLIMA

1. Distinguere i concetti di tempo meteorologico e clima 2. conoscere le modalità delle previsioni del tempo 3. definire il concetto di clima 4. distinguere ed esporre gli elementi e i fattori del clima 5. classificare i climi della Terra secondo KÖPPEN 6. Indicare le principali caratteristiche delle classi di clima 7. leggere ed interpretare grafici climatici 8. associare gli adattamenti vegetali ed animali alle condizioni climatiche 9. Riconoscere i fattori di mutamento climatico.

CAUSE VARIAZIONE

DISTRIBUZIONE IN ITALIA

PERTURBAZIONI

IL TEMPO E IL CLIMA

OBIETTIVI


Il tempo atmosferico è lo stato dell’atmosfera in un dato momento e in un dato luogo; esprime, quindi, le condizioni atmosferiche (temperatura, pressione, umidità…) di un breve periodo (un pomeriggio, una giornata…). Il clima, invece, descrive le condizioni meteo medie di periodi lunghi: anni, decenni. La confusione è dovuta al fatto che sono caratterizzati dagli stessi elementi: temperatura, pressione, umidità, precipitazioni, venti, grado di copertura cielo. Essi nel loro insieme determinano il tempo meteorologico e sono collegati tra loro.

PRESSIONE TEMPERATURA PRECIPITAZIONI

UMIDITA’ COPERTURA CIELO

VENTI Le cinque variabili misurate dai meteorologi per determinare lo stato dell’atmosfera sono:

1. la temperatura 2. la pressione dell’aria 3. l’umidità e le precipitazioni 4. la nuvolosità 5. la velocità e direzione dei venti.

Queste cinque variabili del tempo (fenomeno a breve scadenza) sono anche le variabili del clima (fenomeno a lunga scadenza). Il tempo e il clima sono indicatori sensibili dei cambiamenti che si verificano nel sistema Terra (= atmosfera + idrosfera + criosfera + biosfera + litosfera). CLIMATOLOGIA = scienza che studia le variazioni annuali del tempo.

Il tempo atmosferico dipende dall’azione combinata di molti elementi. Prevedere il tempo significa determinare l’evoluzione probabile di tutti gli elementi, raccogliendo dati su di essi, sia a terra, sia in quota e fissarli su carte sinottiche, dalle quali l’esperto può dedurre l’andamento futuro del tempo. A tale scopo ci sono accordi tra 150 Stati con una rete di oltre 12.000 stazioni meteorologiche che ad intervalli regolari di tre o sei ore (ore sinottiche principali = 00 – 06 – 12 – 18; ore secondarie = 03 – 09 – 15 – 21) misurano i valori di pressione, temperatura, umidità…. Inoltre, ci sono altre 700 stazioni che scandagliano l’atmosfera con palloni sonda. Tutti i dati vengono raccolti ed elaborati dall’ Organizzazione Meteorologica Mondiale (O.M.M. oppure W.M.O.) con sede a Ginevra dal 1951. L’O.M.M. comprende tre centri meteo mondiali: due nell’emisfero boreale (a Mosca e a Washington) e uno nell’emisfero australe (Melbourne), dove per mezzo di potenti computer si elaborano le previsioni, distribuite in periferia ai centri meteo regionali (6 regioni meteo nel mondo). L’Italia fa parte della VI regione che comprende l’Europa e il nord Africa, con centro a Londra. I centri regionali trasmettono i dati elaborati a scala locale ai vari centri nazionali, dove vengono decifrati su scale sinottiche. Da alcuni anni la meteorologia si avvale di grandi calcolatori e di satelliti meteo come il METEOSAT per l’Italia. Più satelliti coprono la terra viaggiando ad una altezza di 36.000 km, in orbite geostazionarie, cioè con la stessa velocità angolare della Terra.

IL TEMPO

TEMPO

LE PREVISIONI DEL TEMPO


Vi sono tre tipi di previsioni meteo:

1. previsioni a breve scadenza, entro le 24 ore e fino a tre giorni (alta probabilità di successo) 2. previsioni a media scadenza, fino a una settimana (attendibilità media) 3. previsione a lunga scadenza, fino a tre 4. settimane (probabilità di successo più bassa).

raccolta dati

adattamento su scala locale elaborazione dati

elaborazione carte sinottiche

1. Per l’economia moderna, sia agricola che industriale;

2. Per i trasporti

3. Per il turismo.

ORGANIZZAZIONE METEO MONDIALE

STAZIONI METEO Terra, mare, quota

CENTRI METEO MONDIALI

CENTRI METEO REGIONALI

CENTRI NAZIONALI ELABORAZIONE

PREVISIONE TEMPO

SERVIZIO METEO A. MILITARE Diff usione bollettini

STRUMENTI DI RILEVAZIONE

BAROMETRO TERMOMETRO IGROMETRO Pressione temperatura umidità

ANEMOMETRO PLUVIOMETRO Venti pioggia

IMPORTANZA DELLE PREVISIONI


E’ l’insieme delle condizioni meteo medie di una certa zona su un arco di tempo lungo. Non è una grandezza misurabile, ma il risultato dell’interazione tra diverse componenti, alcune fisiche, altre geografiche, altre astronomiche. Di queste componenti, quelle variabili nel tempo vengono definite “ elementi climatici “, mentre quelle che rimangono costanti e che condizionano le precedenti, vengono definite “ fattori climatici “. Il sistema dei climi della Terra è complesso e comprende numerose componenti quali: * l’atmosfera; * l’idrosfera; * la biosfera; * la criosfera; * la litosfera. Tutte queste componenti interagiscono continuamente, tanto che un cambiamento in una di loro causa cambiamenti in altre componenti. Ad eccezione della litosfera, tutte le altre componenti climatiche dipendono dall’energia solare.

CLIMA E LITOSFERA

La litosfera influisce sulla distribuzione dei continenti, dei mari, dei rilievi, sull’ubicazione e sull’estensione dei ghiacciai, sulla vegetazione. A sua volta il clima agisce sulla litosfera con il modellamento della superficie terrestre con tre agenti: acqua piovana, temperatura e vento, e con la formazione del suolo (azione geomorfica). Se prevale l’azione del clima si parla di suoli zonali.

CLIMA - BIOSFERA

Anche la vegetazione è importante nel determinare le condizioni climatiche:

• influisce sulla capacità riflettente (albedo) del suolo • regola la composizione chimica dell’aria assorbendo C02 ed emettendo O2

IL C L I M A


• concorre a determinare il livello di umidità e quindi condiziona la nuvolosità locale.

Mentre l’assenza di vegetazione: • favorisce l’erosione eolica • contribuisce a modificare il clima.

Il clima influisce sul tipo di vegetazione a causa dello stretto legame “clima-vegetazione”. Infatti, lo sviluppo dei vegetali è legato a:

� illuminazione (piante sciafile, eliofile, mesofile) � calore (piante megaterme = equatoriali

mesoterme = olivo microterme = betulla echistoterme = muschi, licheni xerofite = palma.

� Acqua (piante igrofile, xerofile, mesofite).

Il clima influisce sulla distribuzione delle razze umane che presentano adattamenti a diverse condizioni climatiche.

CLIMA - IDROSFERA

Grazie alla sua capacità di assorbire e di trattenere il calore, l’acqua del mare è una riserva di energia termica e rende il clima più mite (effetto termoregolatore). Inoltre, il mare controlla la composizione atmosferica perché contiene gas come O2, N2, CO2 con riflesso sul clima della terra, specialmente per gli scambi di CO2, permettendo l’equilibrio tra la CO2 marina e quella atmosferica.

Il clima influisce enormemente sulle attività umane e sulle colture. Esso è determinato da una serie di elementi variabili (temperatura, umidità, precipitazioni, pressione, vento, nuvolosità). Di essi i parametri più importanti sono temperatura, pressione e piovosità, ma la temperatura è ritenuta parametro fondamentale. Comunque, un solo elemento non è sufficiente a caratterizzare un clima e neppure la combinazione di due soli elementi.

La temperatura (T) e la piovosità (P) sono i parametri più importanti nella descrizione dei climi. I valori medi di T in °C e di P in mm di pioggia, sono utilizzati per la costruzione dei diagrammi climatici o climatogrammi o diagrammi termopluviometrici, che si realizzano ponendo in ascisse i mesi, nell’ordinata di destra la scala delle precipitazioni e in quella di sinistra la temperatura (con valori doppi). Di solito viene utilizzato un diagramma lineare per le variazione termiche ed un istogramma per la piovosità.

°C mm

G F M A M G L A S O N D

FATTORI ED ELEMENTI CLIMATICI

diagrammi climatici o climatogrammi


Determinano i vari tipi di clima.

Sono parametri variabili

sono parametri fissi, costanti.

La temperatura e le precipitazioni sono gli elementi climatici principali e sono determinati dai seguenti fattori climatici:

• inclinazione raggi solari e sfericità • diversa capacità termica terre/mari • versanti dei rilievi • correnti oceaniche • latitudine ed altitudine.

ELEMENTI DEL CLIMA (Ciò che costituisce il clima)

PRESSIONE VENTI

TEMPERATURA PRECIPITAZIONI Nuvolosità - umidità

FATTORI DEL CLIMA Ciò che produce variazioni di clima

FATTORI COSMICI -Moto di rivoluzione e rotazione; -sfericità terrestre -Durata dì e notte; -Inclinazione raggi

FATTORI GEOLOCI -tipo, colore di suolo e di roccia. FATTORI GEOGRAFICI

-Latitudine; -Distribuzione terre e mari -Altitudine; -morfologia rilievi;

FATTORI BIOTICI -Presenza di vegetazione.

FATTORI TOPOGRAFICI -Esposizione topografica;-Correnti marine;-distanza dal mare.

FATTORI ANTROPICI -urbanizzazione; -agricoltura; - deforestazione.

FATTORI CLIMATICI

ELEMENTI CLIMATICI TIPI DI CLIMA


Classificare i climi presenti sulla Terra, è un’operazione difficile poiché numerosi sono i fattori e gli elementi che concorrono alla loro determinazione. Per questo il clima lascia una notevole impronta sulle condizioni ambientali: il paesaggio, il tipo di vegetazione dipendono dal clima. Gli studiosi hanno elaborato dei sistemi di classificazione, raggruppando i climi in classi e tipi, in base ad alcuni aspetti fondamentali in comune. Le classificazioni proposte non tengono conto di tutte le variabili meteorologiche, ma solo dei parametri più importanti. La prima classificazione risale al 1880, dovuta al tedesco SUPAN ed è la più semplice, poiché si basa sulle caratteristiche delle zone astronomiche, prendendo in esame la temperatura media e distinguendo cinque fasce termiche: una tropicale, due temperate e due polari. Con questo criterio si può fare una prima distinzione dei climi in:

• climi polari • climi temperati • climi tropicali.

Ma poiché la temperatura non è il solo elemento che definisce il clima, questa classificazione non è soddisfacente. Per questo motivo il padre della climatologia, lo scienziato russo KÖPPEN, ha elaborato, agli inizi del novecento, una classificazione dei climi basata sui valori di temperatura, precipitazioni e tipi di associazioni vegetali, direttamente condizionate dal clima. I valori delle precipitazioni e delle temperature forniscono le principali informazioni sul clima (elementi climatici più indicativi) e sono visualizzati dal diagramma del clima. Tale classificazione, successivamente modificata, è ancora oggi utilizzata e considera 5 gruppi climatici (classi), a loro volta suddivisi in varietà o tipi che si succedono in modo quasi (per la diversa distribuzione dei mari e delle terre) regolare dell’Equatore ai Poli. Introducendo anche i valori delle precipitazioni si possono distinguere i climi aridi dai climi umidi. In tal modo, ognuno dei tre gruppi climatici individuati viene ulteriormente suddiviso in due, in base alla temperatura: si ottengono sei gruppi di climi. Il clima caldo secco e quello temperato secco vengono riuniti in un unico gruppo, dato che la caratteristica fondamentale di entrambi è l’aridità e il tipo di paesaggio originato è quasi lo stesso (deserto o steppa). Quindi, si hanno i seguenti climi fondamentali:

CLASSIFICAZIONE DEI CLIMI DI KÖPPEN CLASSI VARIETA’ ASSOC. VEGETALI

CLIMI A : megatermici, caldo-umidi Clima equatoriale Clima di savana Clima monsonico

Foresta pluviale For. a galleria, savana Giungla

CLIMI B : megatermici caldo-aridi Desertico (arido caldo) Steppico (arido freddo)

Piante desertiche Piante erbacee

CLIMI C : mesotermici o temperati-caldi

Temperato umido Temperato estate secca Temperato inverno secco

Foreste latifoglie Macchia mediterranea Piante sempreverdi

CLIMI D : microtermici o boreali Boreale inverno secco Boreale senza siccità

Foresta aghifoglie Foresta latifoglie

CLIMI E : nivali o polari Clima subpolare Clima polare

Tundra Assenza di vegetazione

A) MEGATERMICI UMIDI : zona tra i due tropici; temperatura media superiore a 18°C; precipitazioni oltre 2000

mm; vegetazione molto fitta; fauna varia. Nella varietà equatoriale: temperatura media = 25 – 30 °C; precipitazioni = 2000 – 12.000 mm; nel clima di savana: inverno secco e una stagione delle piogge; piante xerofile, animali di grossa taglia; temperatura media superiore a 20 °C.

B) CLIMI CALDO-ARIDI : T = 15 – 30 °C; P < 250 mm; clima desertico o arido caldo, con forti escursioni

termiche; senza precipitazioni; clima steppico: precipitazioni scarse; arbusti e cespugli; estate calda, inverno rigido; animali di piccola taglia per resistere alla siccità; sfavorevoli all’insediamento umano; agricoltura assente; attività prevalente = pastorizia nomade; petrolio.

C) CLIMI TEMPERATI CALDI : temperatura tra 2 °C – 20 °C; precipitazioni moderate; inverni non troppo rigidi;

estati non troppo calde; sono i più adatti all’insediamento umano e alle sue attività; vegetazione continua. Comprende: - clima mediterraneo con siccità estiva; - clima monsonico cinese (sinico); - clima oceanico (foraggi, temperatura fresca, piovosità elevata.

CLASSIFICAZIONE DEI CLIMI


D) CLIMI MICROTERMICI O BOREALI : inverni lunghi e rigidi, estati fresche e brevi; suolo gelato, neve per molti mesi; temperatura media invernale < 2 °C; estiva > 10 °C; precipitazioni = 300 – 1000 mm; avena, orzo, segale.

E) CLIMI NIVALI O POLARI : temperature estremamente basse, sotto zero, vegetazione quasi assente;

precipitazioni scarse, nevose,forti escursioni termiche annue; clima subpolare o di tundra: muschi, licheni, orsi polari, renne, temperatura media > 0 °C; - clima polare o antartico: nevi perenni, senza vegetazione, gelo perenne, mari pescosi, foche, trichechi, uccelli marini. Temperatura media > 0 °C.

L’Italia presenta condizioni geografiche molto diverse tra loro e fattori geotopografici differenti:

• struttura geologica molto differenziata • estensione in latitudine • presenza di due catene montuose (Alpi e Appennini) • vicinanza al mare • esposizione a correnti marine e a venti.

Pertanto, l’Italia presenta: • una parte continentale • una parte peninsulare • una parte insulare.

In ogni modo, per la sua posizione geografica, si trova all’interno della zona temperata dell’emisfero boreale. In essa si possono distinguere sei zone climatiche principali:

1. REGIONE ALPINA = con clima vario per temperatura e piovosità. Inverni freddi, precipitazioni nevose ed estati fresche.

2. REGIONE PADANA = inverni freddi con gelo e neve, estati calde con scarse precipitazioni, escursione termica annua notevole.

3. REGIONE APPENNINICA = precipitazioni anche nevose, prevalentemente in autunno e inverno; estate con piovosità minima. Data la notevole estensione in latitudine, si riscontrano significative differenze di temperature e piovosità tra nord e sud.

4. REGIONE TIRRENICA = inverni miti, piovosi, con rare precipitazioni nevose. Escursione termica annua modesta per l’influenza mitigatrice del profondo Tirreno.

5. REGIONE ADRIATICA = temperature meno miti, inverni più freddi e meno piovosi rispetto alla tirrenica; escursioni termiche evidenti a causa del modesto influsso mitigatore dell’Adriatico, meno ampio e meno profondo del Tirreno, e a causa della presenza di venti freddi settentrionali, poveri di umidità.

6. REGIONE CALABRO-INSULARE = clima tipicamente mediterraneo con inverni miti e piovosi, estati calde e secche; escursione termica annua alta. Il clima della Sardegna presenta alcune varianti: piogge invernali ma con un massimo autunnale e uno primaverile, a causa della sua posizione occidentale (provenienza prevalente dei venti) e della sua insularità.

I climi della penisola possono essere raggruppati in 3 sottotipi:

1. sottotipo mediterraneo: regione adriatica, regione tirrenica, regione calabro-insulare 2. sottotipo temperato fresco umido: regione padana 3. clima nivale: regione alpina, regione appenninica

Procedendo da nord a sud si notano le seguenti variazioni:

� TEMPERATURA = oscilla tra 0 °C e 17 °C nei suoi valori medi. Diminuisce con la quota e con la latitudine. L’escursione termica annua è minore nella zona peninsulare (14°C) mentre è più elevata nella zona continentale (~25 °C) a causa del mare. Scendendo verso sud la temperatura media annua aumenta, mentre diminuisce l’escursione termica.

� PRECIPITAZIONI = la piovosità diminuisce verso sud; dipende dalla presenza dei rilievi. Le zone montuose sono più piovose. Si possono distinguere 5 regimi di precipitazioni:

a) alpino = estate piovosa e inverno secco b) prealpino = piovosità concentrata in primavera (max) e in autunno

CLIMI D’ITALIA

VARIAZIONI ELEMENTI CLIMATICI


c) padano = piovosità concentrata in primavera e in autunno max) d) adriatico = piovosità concentrata in autunno e) tirrenico e mediterraneo = piovosità concentrata in inverno.

� PRESSIONE ATMOSFERICA = le variazioni dipendono dal tipo di masse d’aria che affluisce sul Mediterraneo: l’aria continentale fredda determina ALTA PRESSIONE, l’aria di provenienza atlantica crea una zona di bassa pressione. Le perturbazioni che interessano l’Italia si muovono sempre da ovest verso est e vengono colmate da aria fredda che si muove da est. La distribuzione delle pressioni incide sui venti, per cui si possono considerare tre aree per quanto riguarda i venti dominanti:

a) medio – alto Tirreno interessato dai venti occidentali b) Adriatico settentrionale e centrale con venti di provenienza nord nord est c) basso Adriatico, mar Jonio, basso Tirreno, canale di Sicilia, con venti provenienti da sud

est (scirocco). Venti caldi africani, secchi in Sicilia, ma nell’attraversare il mare si caricano di umidità e portano precipitazioni nelle regioni settentrionali.

Prove dei paleoclimi (climi del passato):

a. prove geologiche: ritrovamenti di fossili non coerenti con l’odierno ambiente climatico; presenza di caratteristiche morfologiche glaciali nelle terre temperate; sistemi fluviali ora in secca; resti di alberi morti oltre l’attuale limite vegetazionale. b. testimonianze climatiche indirette: n° inverni rigidi in Cina dal 6° secolo; il livello del Nilo dal 622; i prezzi del grano in Francia, Inghilterra, Paesi Bassi, Italia sett. A partire dal 1200. c. Un’ulteriore prova dei paleoclimi si ottiene dalle carote di ghiaccio estratte dai ghiacciai polari. La misurazione del rapporto tra i due isotopi dell’ossigeno (18 O, 16 O) presenti nel ghiaccio, permette di risalire ai valori termici del momento in cui la neve si accumulò sul ghiaccio. d. Anche gli alberi forniscono interessanti informazioni sui paleoclimi. Dall’analisi degli anelli di crescita (dendrocronologia) di alberi secolari, i paleobotanici possono ricostruire l’andamento delle temperature e della piovosità delle zone interessate. e. Studio dei pollini e delle spore (palinologia).

La paleoclimatologia è una disciplina fondata su un lavoro interdisciplinare, servendosi del contributo di: archeologia, paleozoologia, paleobotanica, dendrocronologia, palinologia. LE RAGIONI DEI CAMBIAMENTI CLIMATICI a) periodicità delle ere glaciali e teoria astronomica: gli studiosi CROLL (1821 –1890) e MILANKOVITCH (1879 – 1958) riconobbero che variazioni minime dell’orbita terrestre intorno al sole e dell’inclinazione dell’asse terrestre, provocano minime ma importanti variazioni nella quantità di energia radiante che raggiunge la Terra. I movimenti responsabili sono tre:

- precessione equinozi (21.000 anni) - variazione inclinazione asse terrestre (41.000 anni) - eccentricità orbita (100.000 anni).

Essi causano a lungo termine variazioni di circa il 10 % nella quantità di energia radiante che giunge sulla Terra.

L’attività umana modifica l’atmosfera con notevoli ripercussioni sul clima. Le conseguenze più gravi sono: a) il buco nell’ozonosfera b) l’incremento dell’effetto serra c) l’inquinamento chimico-fisico dell’aria d) piogge acide e) deforestazione e desertificazione.

Alcuni ricercatori francesi, canadesi, americani propongono metodi sempre più efficaci per individuare i valori di comfort termico e idrico, specialmente per le esigenze del turista in fatto di condizioni meteorologiche.

CAMBIAMENTI CLIMATICI; PALEOCLIMATOLOGIA

CLIMI E PROBLEMI AMBIENTALI (espansione)

L’INDICE CLIMATICO


Il corpo umano si trova a proprio agio fra 18 °C (zero fisiologico) e 31 °C (un paio di gradi in meno del calore medio della pelle nuda). Un modo semplice per valutare la qualità della stagione estiva è l’indice climatico balneare ICB = N/T, dove N = n° gg di pioggia di giugno, luglio, agosto e settembre; T è la temperatura media degli stessi mesi. Se il risultato è inferiore a 3, la località è perfetta; fra 3 e 8 le prospettive sono meno rosee; oltre 8 è meglio cambiare destinazione. Sulla base di alcuni fattori (insolazione, umidità, frequenza piogge, velocità venti) è stata elaborata la carta climatoterapia della costa mediterranea, dove i climi sono divisi in:

• sedativi • lievemente stimolanti • stimolanti • iperstimolanti.

Ogni turista ha la sua equazione climatica personale. Ma ogni vacanziere è calamitato dalle tre “s”: sea = mare; sun = sole; sand = sabbia. Il sud dello stivale e le isole totalizzano in media 3000 ore senza nubi in 12 mesi. Quasi tutto il nostro Paese è un ricchissimo giacimento climatico, non soggetto ad esaurimento, non trasportabile né accumulabile. Per il futuro del turista è da inventare il clima personalizzato.

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