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L'ATMOSFERA E LA CHIMICA ATMOSFERICA
9.1. IMPORTANZA DELL'ATMOSFERA
L'atmosfera è un manto protettivo che permette la vita sulla terra e la protegge dall'ambiente ostile dello spazio esterno. L'atmosfera è la fonte di biossido di carbonio per la fotosintesi delle piante e di ossigeno per la respirazione; fornisce l'azoto che i batteri fissatori e gli impianti che producono ammoniaca usano per produrre azoto chimicamente legato, componente essenziale per le molecole degli esseri viventi. Come parte fondamentale del ciclo idrologico (Figura 2.1), l'atmosfera trasporta l'acqua dagli oceani alla terraferma, agendo quindi come il condensatore di un immenso distillatore ad energia solare. Sfortunatamente, l'atmosfera è stata anche usata come discarica di molti inquinanti- dal biossido di zolfo ai Freon- una pratica che causa danni alla vegetazione e ai materiali, abbrevia la vita umana e altera le caratteristiche della stessa atmosfera.
L'atmosfera ha una funzione protettiva di vitale importanza. Essa assorbe la maggior parte dei raggi cosmici provenienti dallo spazio proteggendo gli organismi dai loro effetti. Essa assorbe anche la maggior parte delle radiazioni elettromagnetiche del sole, permettendo la trasmissione di una quantità rilevante di radiazioni solo nella regione da 300-2500 nm (vicino ultravioletto, visibile, vicino infrarosso) e da 0,01-40 m (onde radio). Assorbendo le radiazioni elettromagnetiche al di sotto dei 300 nm, l'atmosfera filtra le radiazioni ultraviolette dannose, che risulterebbero altrimenti nocive agli organismi viventi. Inoltre, dal momento che riassorbe la maggior parte delle radiazioni infrarosse, attraverso le quali l'energia solare viene riemessa nello spazio, l'atmosfera stabilizza la temperatura della Terra, prevenendo gli spaventosi sbalzi di temperatura che si verificano in pianeti e lune che mancano di una vera atmosfera.
9.2. CARATTERISTICHE FISICHE DELL'ATMOSFERA
La scienza dell'atmosfera tratta i movimenti delle masse d'aria, il bilancio termico, la composizione chimica e le reazioni nell'atmosfera. Per capire la chimica atmosferica e l'inquinamento dell'aria, è importante avere una visione globale dell'atmosfera, della sua composizione e delle caratteristiche fisiche come discusso nella prima parte di questo capitolo.
L'aria secca, entro diversi chilometri dal livello del suolo, è costituita da due componenti principali,
da due componenti minori,
Oltre all'argon, altri quattro gas nobili,
e gas in traccia, riportati in Tabella 9.1. L'aria atmosferica può contenere dallo 0,1 al 5 % di acqua in volume, con un normale range dall' 1 al 3 %.
Come è noto, la densità dell'atmosfera decresce rapidamente con l'aumentare dell'altitudine, come conseguenza della legge dei gas e della gravità. Più del 99 % della totale massa atmosferica si trova entro i 30 km (circa 20 miglia) della superficie terrestre. Questa altitudine è piccolissima comparata al diametro terrestre, quindi non è un'esagerazione definire l'atmosfera come uno strato protettivo di "tessuto fine". Nonostante la massa dell'atmosfera sia immensa, approssimativamente 5,14x 1015 tonnellate, essa è solo circa un milionesimo della massa terrestre.
Il fatto che la pressione atmosferica decresca come una funzione approssimativamente esponenziale dell'altitudine, determina le caratteristiche dell'atmosfera. Idealmente, in assenza di mescolamento e ad una temperatura assoluta, T, costante, la pressione ad una data altezza, Ph, è data dalla seguente espressione:
Ph = P0 e─Mhg/RT
dove P0 è la pressione ad altitudine zero (livello del mare); M è la massa molare media dell'aria (28,97 g/mole nella troposfera); g è l'accelerazione di gravità (981 cm sec-2 al livello del mare); h è l'altitudine in cm e R è la costante dei gas (8,314 107 erg deg-1 mole-1). Per coerenza, queste unità sono date nel sistema cgs (centimetro-grammo-secondo); l'altitudine può essere convertita in modo appropiato in metri o chilometri.
Il fattore RT/Mg è definito come la scala dell'altezza, che rappresenta l'incremento in altitudine in cui la pressione diminuisce di e-1. Ad una temperatura media a livello del mare di 288 K, l'unità della scala nell'altezza è 8x IO5 cm o 8 km; ad un'altitudine di 8 km, la pressione è solo circa il 39 % rispetto a quella a livello del mare.
Convertendo l'equazione 9.2.1 nella forma logaritmica (base 10) e esprimendo h in km si ha
Mgh*105
Log Ph = Log P0 – ———————
2,303 RT (9.2.2)
e considerando la pressione al livello del mare pari a 1 atm si ottiene la seguente espressione:
Mgh*105
Log Ph = ———————
2,303 RT (9.2.3)
Grafici di Ph e temperatura versus altitudine sono mostrati in Figura 9.1. Il grafico di Ph non è lineare perché la temperatura non varia linearmente con l'altitudine, aspetto questo che verrà discusso successivamente in questo paragrafo, e a causa del mescolamento delle masse d'aria.
Le caratteristiche dell'atmosfera variano ampiamente con l'altitudine, il tempo (stagioni), la posizione (latitudine) e anche con l'attività solare. Gli estremi di pressione e temperatura sono illustrati in Figura 9.1.
Ad altitudini elevate specie normalmente reattive, come l'atomo di ossigeno, O, persistono per un lungo periodo di tempo. Questo avviene perché la pressione a queste altitudini è molto bassa e quindi la distanza che percorre una specie reattiva prima di collidere con un potenziale reagente -il suo cammino libero medio- è abbastanza alta. Una particella con un cammino libero medio di 1 x 10–6 cm al livello del mare ha un cammino libero medio maggiore di 1 x 106 cm ad un'altitudine di 500 km, dove la pressione è più bassa di molti ordini di grandezza.
Tabella 9.1. Gas atmosferici in traccia nell'aria secca vicino al livello del mare
Gas o specie |
Volume percentualea
|
Fontib principali |
Processo di rimozione dall'atmosfera |
CH4 |
1,6x10− 4 |
Biogenicab |
Fotochimicoc |
CO |
~1,2x10− 5 |
Fotochimica, |
Fotochimico |
|
|
Antropogenicad |
|
N2O |
3x10− 5 |
Biogenica |
Fotochimico |
NOx e |
10− 10-10− 6 |
Fotochimica, fulmine, |
Fotochimico |
|
|
Antropogenica |
|
HNO3 |
10− 9-10− 7 |
Fotochimica |
Precipitazione |
NH3 |
10− 8 -10− 7 |
Biogenica |
Fotochimico, |
|
|
|
Precipitazione |
H2 |
5x10− 5 |
Biogenica, |
Fotochimico |
|
|
Fotochimica |
|
H2O2 |
10− 8 10− 6 |
Fotochimica |
Precipitazione |
OH∙ f |
10− 13-10− 10 |
Fotochimica |
Fotochimico |
OH2∙f |
10− 11-10− 9 |
Fotochimica |
Fotochimico |
H2CO |
10− 8-10− 7 |
Fotochimica |
Fotochimico |
CS2 |
10− 9-10− 8 |
Antropogenica, |
Fotochimico |
|
|
Biogenica |
|
OCS |
10− 8 |
Antropogenica, |
Fotochimico |
|
|
Biogenica, |
|
|
|
Fotochimica |
|
SO2 |
∼2x10− 8 |
Antropogenica, |
Fotochimico |
|
|
Fotochimica, vulcanica |
|
I2 |
0-tracce |
- |
- |
CCI2F2 g |
2,8x10− 5 |
Antropogenica |
Fotochimico |
H3CCCI3 h |
∼1x10− 8 |
Antropogenica |
Fotochimico |
a Livelli in assenza di grosso inquinamento.
b Da fonti biologiche.
c Reazioni indotte dall'assorbimento di energia luminosa come descritto in seguito in questo capitolo.
d Fonti derivanti da attività umane. "Somma di NO e NO2.
e Radicali liberi reattivi con un numero di elettroni dispari, descritti nella Sezione 9.7; queste sono specie fugaci le cui concentrazioni si abbassano durante la notte.
g Un clorofluorocarburo, Freon F-12.
h Metil cloroformio.
Come mostrato in Figura 9.2, l’atmosfera viene suddivisa in strati sulla base delle relazioni temperatura/densità che derivano dalle interrelazioni nell'aria, tra i processi fisici e fotochimici (fenomeni chimici indotti dalla luce).
Figura 9.2. Principali regioni dell'atmosfera (non in scala).
Lo strato più basso dell'atmosfera, che va dal livello del mare ad un'altitudine di 10-16 km, è la troposfera, caratterizzata da una composizione omogenea dei gas maggiori oltre che dell'acqua e da una diminuzione della temperatura con l'incremento dell'altitudine dalla superficie terrestre che emette radiazioni. Il limite superiore della troposfera, che ha una temperatura minima di circa -56°C, varia in altitudine da un chilometro o più a seconda della temperatura atmosferica della sottostante superficie terrestre e del tempo. La composizione omogenea della troposfera dipende da un costante mescolamento dovuto alla circolazione delle masse d'aria. Tuttavia, il contenuto di vapor d'acqua della troposfera è estremamente variabile a causa della formazione di nubi, precipitazioni e evaporazione di acqua dai corpi d'acqua terrestri.
La temperatura molto fredda della tropopausa, lo strato più alto della troposfera, serve da barriera per la condensazione del vapor d'acqua in ghiaccio cosicché esso non possa raggiungere altitudini dove verrebbe fotodissociato dalle intense radiazioni ultraviolette fortemente energetiche. Se questo accadesse, l’idrogeno prodotto sfuggirebbe dall’atmosfera terrestre e verrebbe perduto. (La maggior parte dell’idrogeno e dell’elio originariamente presenti nell’atmosfera terrestre sono stati perduti con questo processo).
Lo strato atmosferico subito dopo la troposfera è la stratosfera, in cui la temperatura cresce con l'altitudine fino ad un massimo di -2°C. Questo fenomeno è dovuto alla presenza dell'ozono, O3, che può raggiungere nella stratosfera un livello medio di 10 ppm in volume. Il riscaldamento è causato dall'assorbimento dell'energia delle radiazioni ultraviolette da parte dell'ozono, fenomeno che verrà discusso in seguito in questo capitolo.
L'assenza di alti livelli di specie che assorbono le radiazioni nella mesosfera, immediatamente dopo la stratosfera, provoca un abbassamento della temperatura a circa - 92°C ad un'altitudine di circa 85 km. La parte superiore della mesosfera e regioni più alte costituiscono una regione chiamata esosfera dalla quale molecole e ioni possono sfuggire dall'atmosfera. Lo strato estremo dell'atmosfera è la termosfera, in cui i gas altamente rarefatti raggiungono temperature superiori a 1200°C a causa dell'assorbimento in questa regione da parte di specie gassose di radiazioni molto energetiche di lunghezza d'onda inferiori a 200 nm.
9.3. TRASFERIMENTO DI ENERGIA NELL'ATMOSFERA
Le caratteristiche chimiche e fisiche dell'atmosfera e il critico bilancio di calore della Terra sono determinati da processi atmosferici che coinvolgono il trasferimento di massa ed energia. Il trasferimento di energia viene trattato in questo paragrafo, mentre il trasferimento di massa nel Paragrafo 9.4.
L'energia solare incidente riguarda essenzialmente la regione del visibile dello spettro. Le lunghezze d'onda della luce blu del sole, in quanto più corte, vengono diffuse in modo relativamente più forte dalle molecole e particelle dell'atmosfera più alta; questo è il motivo per cui il ciclo è azzurro. Analogamente, la luce trasmessa dalle atmosfere che diffondono appare rossa, in particolar modo all'alba e al tramonto e in quelle circostanze in cui l'atmosfera contiene un alto livello di particelle.
Figura 9.3. Il flusso solare alla distanza della Terra dal Sole è 1,34x103watts/m2.
Il flusso di energia solare che raggiunge l'atmosfera è alto; esso ammonta a 1,34x103 watts per metro quadrato perpendicolare alla linea di flusso solare nell'atmosfera, (19,2 kcal per minuto per metro quadrato) come illustrato in Figura 9.3. Questo valore è la costante solare e può essere chiamato insolazione, con cui si intende "radiazione solare incidente". Se tutta questa energia raggiungesse la superficie della Terra e fosse trattenuta, il nostro pianeta sarebbe già evaporato da molto tempo. I complessi fattori coinvolti nel mantenimento del bilancio termico della Terra entro limiti molto stretti, sono essenziali per avere le condizioni climatiche che permettono di preservare gli attuali livelli di vita. I grandi cambiamenti climatici che portarono alle ere glaciali in alcuni periodi, o a condizioni tropicali in altri, furono causati da variazioni dalla temperatura media di solo pochi gradi. Cambiamenti climatici di grande rilevanza, registrati nella storia della terra, sono stati causati da piccolissime variazioni della temperatura media.
I meccanismi attraverso cui la temperatura media della Terra viene mantenuta entro stretti limiti sono complessi e non ancora completamente chiari; verranno qui trattati solo i principali aspetti.
Circa la metà della radiazione solare che entra nell'atmosfera raggiunge la superficie della Terra sia direttamente sia per diffusione da nuvole, gas atmosferici o particelle. La rimanente metà viene sia direttamente riflessa sia assorbita nell'atmosfera che successivamente irradia la sua energia indietro nello spazio come radiazione infrarossa. La maggior parte dell'energia che raggiunge la superficie viene assorbita e dunque deve tornare nello spazio per mantenere il bilancio termico. Infine, una piccola quantità di energia (meno dell' 1% di quella ricevuta dal sole) raggiunge la superficie terrestre attraverso processi di conduzione e convezione, e anche questa deve essere perduta.
Il trasporto di energia, che è cruciale per l'eventuale reirradiazione di energia dalla Terra, avviene attraverso tre principali meccanismi: conduzione, convezione e irraggiamento. La conduzione di energia avviene attraverso l'interazione di atomi o molecole adiacenti senza movimento di materia. La convezione coinvolge il movimento dell'intera massa d'aria, che può essere sia relativamente calda che fredda. Questo è il meccanismo attraverso cui avvengono repentine variazioni di temperatura quando in una certa area si muovono grandi masse d'aria. Come l'entalpia è legata all'energia cinetica delle molecole, così la convezione immagazzina il calore latente sottoforma di vapor d'acqua che rilascia calore appena si condensa. Un'apprezzabile frazione di calore della superficie terrestre viene trasportato alle nuvole nell'atmosfera per conduzione e convezione prima di essere perduto definitivamente mediante irraggiamento.
L'irraggiamento di energia nell'atmosfera terrestre avviene attraverso la radiazione elettromagnetica nella regione infrarossa dello spettro. Come unico modo mediante il quale l'energia può essere trasmessa attraverso il vuoto, l'irraggiamento è il mezzo attraverso cui tutta l'energia perduta dal pianeta per mantenere il suo bilancio termico viene, alla fine, rinviata nello spazio. La radiazione elettromagnetica che porta via l'energia dalla Terra è di lunghezza d'onda maggiore rispetto alla luce solare che porta energia alla Terra. Questo è un fattore essenziale per il mantenimento del bilancio termico della Terra e suscettibile di mutamento a causa delle attività umane. La massima intensità della radiazione incidente è a 0,5 micrometri (500 nanometri) nella regione del visibile, e tutta la radiazione è praticamente compresa nel range 0,2-3 um. Questo range comprende l'intera regione del visibile e piccola parte delle regioni ultravioletta e infrarossa adiacenti ad essa. La radiazione di uscita è nella regione infrarossa principalmente tra 2 mm e 40 mm, con un massimo d'intensità a circa 10 mm. Quindi la Terra perde energia attraverso radiazioni elettromagnetiche di lunghezze d'onda maggiori (più bassa energia per fotone) di quelle attraverso cui riceve energia.
Fonte: http://ww2.unime.it/snchimambiente/CHMan9.doc
Sito web da visitare: http://ww2.unime.it
Autore del testo: non indicato nel documento di origine
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