Atmosfera e fenomeni meteorologici

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La temperatura di equilibrio «senza atmosfera» si ricava eguagliando l'energia solare assorbita a quella riemessa. La Terra intercetta la radiazione con la sua sezione «πR²» e ne riflette la frazione «A» (albedo «≈ 0.30»), quindi assorbe «(1 − A)·S·πR²», dove «S ≈ 1361 W/m²» è la costante solare; emette invece come corpo nero da tutta la superficie «4πR²» secondo la legge di Stefan-Boltzmann, «σT⁴». Uguagliando le due espressioni si ottiene «T = [(1 − A)·S / (4σ)]^(1/4) ≈ 255 K», cioè «≈ −18 °C»: proprio il valore citato. La differenza con i «+15 °C» reali è l'effetto serra. Il fattore «4» nasce dal rapporto fra la superficie sferica emittente e il disco che intercetta la luce. Merita un approfondimento anche l'inversione termica della stratosfera, dovuta all'ozono. L'ozono si forma e si distrugge nel ciclo di Chapman: la radiazione ultravioletta scinde «O₂» in atomi di ossigeno, che si legano ad altre molecole di «O₂» formando «O₃»; l'ozono, a sua volta, assorbe altri UV e si dissocia. In questo continuo ciclo l'energia degli UV viene convertita in calore, che riscalda la stratosfera (da qui l'aumento di temperatura con la quota) e, soprattutto, filtra le radiazioni ultraviolette più dannose prima che raggiungano la superficie, proteggendo la biosfera.

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Perché il vento gira attorno ai centri di pressione invece di puntare dritto verso il minimo? In quota, dove l'attrito è trascurabile, si instaura un equilibrio fra la forza del gradiente di pressione (che spinge dall'alta verso la bassa) e la forza di Coriolis (che devia il moto): il risultato è il vento geostrofico, che soffia parallelo alle isobare. Vicino al suolo l'attrito rallenta l'aria, indebolisce Coriolis e fa sì che il vento tagli le isobare con un certo angolo, spiraleggiando verso il centro di bassa pressione (dove l'aria converge e sale, generando nubi e maltempo) e verso l'esterno da un'alta pressione (dove l'aria scende, cielo sereno). La forza di Coriolis non è costante: è nulla all'equatore e massima ai poli, perché dipende dal seno della latitudine — ecco perché i cicloni tropicali non si formano a ridosso dell'equatore. La stessa circolazione generale, con le sue celle, spiega fenomeni su grande scala: la zona di convergenza intertropicale (ITCZ), dove convergono gli alisei dei due emisferi, migra stagionalmente e governa i monsoni; alle medie latitudini, al confine fra masse d'aria di diversa temperatura, scorre in alta quota la corrente a getto, un fiume d'aria veloce che guida le perturbazioni e ne modula la traiettoria.

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Il raffreddamento che porta l'aria alla saturazione, quando essa sale, è di tipo adiabatico: l'aria in quota trova pressioni minori, si espande e si raffredda senza scambiare calore con l'esterno. Finché non è satura si raffredda secondo il gradiente adiabatico secco («≈ 9.8 °C/km»); una volta raggiunto il punto di rugiada e iniziata la condensazione, il calore latente liberato dal vapore che condensa rallenta il raffreddamento, che procede secondo il gradiente adiabatico saturo («≈ 5-6 °C/km»). Il confronto fra il gradiente della bolla d'aria che sale e il gradiente termico reale dell'ambiente decide la stabilità dell'atmosfera: se la bolla resta più calda e leggera dell'aria circostante continua a salire (atmosfera instabile, che favorisce cumulonembi e temporali); in caso contrario ridiscende (atmosfera stabile). Lo stesso meccanismo spiega l'effetto föhn (o favonio): un'aria che scavalca un rilievo si raffredda salendo, scarica l'umidità come pioggia sul versante sopravento e ridiscende sul versante sottovento riscaldandosi in modo secco, dando un vento caldo e asciutto. Nelle perturbazioni delle medie latitudini, infine, il fronte freddo, più veloce, raggiunge quello caldo e ne solleva completamente l'aria calda: si forma un'occlusione, stadio che segna la fase matura e il progressivo esaurimento del ciclone extratropicale.

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Il clima varia anche per cause naturali, e conoscerle serve proprio a riconoscere ciò che è anomalo. Su scale di decine e centinaia di migliaia di anni le variazioni dell'orbita e dell'asse terrestre — i cicli di Milanković (eccentricità dell'orbita, «≈ 100 000 anni»; inclinazione dell'asse od obliquità, «≈ 41 000 anni»; precessione, «≈ 23 000 anni») — modulano la distribuzione della radiazione solare e scandiscono l'alternanza di ere glaciali e interglaciali. La forza di una perturbazione climatica si misura con il forzante radiativo (in «W/m²»), lo squilibrio che essa impone al bilancio energetico. La risposta del sistema è amplificata dalle retroazioni positive: il riscaldamento fonde ghiacci e neve, riducendo l'albedo, così la superficie assorbe più energia e si scalda ancora (retroazione ghiaccio-albedo); l'aria più calda trattiene più vapore acqueo, a sua volta un potente gas serra (retroazione del vapore). Le prove del passato vengono dai «proxy» climatici, in particolare dalle carote di ghiaccio antartiche, che intrappolano bolle d'aria fossile: mostrano che «CO₂» e temperatura sono andate di pari passo per oltre «800 000 anni» e che l'attuale concentrazione di «CO₂» (oltre «420 ppm») è la più alta di tutto quel periodo, e con un tasso di crescita senza precedenti. È proprio perché i forzanti naturali (Sole, vulcani, cicli orbitali) non bastano a spiegare il rapido riscaldamento recente che la comunità scientifica lo attribuisce alle emissioni umane.