La mescla de gasos per la qual és formada rep el nom d’aire. L’atmosfera és un sistema dinàmic molt complex per tal com tot el balanç energètic del planeta és conduït a través d’ella i interacciona amb la superfície terrestre i amb les masses oceàniques. Per a fer l’anàlisi de l’atmosfera cal considerar-ne l’estructura, l’origen, la composició i la participació en el balanç energètic del planeta. La variació de la temperatura amb l’altura és la característica més destacable de l’atmosfera, per tant, és útil de considerar-ne una divisió en cinc regions caracteritzades per llur diferent comportament tèrmic.
La capa immediata a la superfície terrestre és la troposfera; llevat dels dos primers quilòmetres, hom constata generalment un descens de 6,5°C per quilòmetre ascendit, a causa de l’allunyament de la superfície i de l’expansió de les masses d’aire cap a zones de pressió inferior. Tanmateix, això no és complert en el cas d’una inversió o bé prop dels massissos muntanyosos, on hi ha la influència de l’orientació dels vessants, la vegetació, el règim local de vents i la quantitat de neu. El descens de temperatura s’atura a la tropopausa, on és d’uns —53°C. L’altura de la tropopausa varia segons la latitud, l’estació i el temps, però, generalment, és d’uns 8-10 km als pols a l’hivern, i d’uns 16-18 km a l’equador i tròpics. A les nostres latituds, entre els 10 i els 22 km d’altura regna una temperatura de —52°C l’estiu i de —58ºC l’hivern. Si bé la massa total de l’atmosfera és d’uns 5,29 x 101⁸kg, un 75-80% és continguda a la troposfera. Gairebé tots els fenòmens meteorològics i climàtics s’hi esdevenen (clima, climatologia, meteorologia, temps), així com el cicle hidrològic i el balanç O2—CO₂ dels éssers vius (fotosíntesi, biosfera).
Damunt de la tropopausa hi ha l’estratosfera, zona més estable, sense pràcticament moviments verticals, en la qual la temperatura creix amb l’altura, primer lentament, però més ràpidament després a conseqüència de l’absorció de calor a l’ozonosfera. El límit superior, l’estratopausa, és a uns 50 km d’altura i la temperatura és de 0ºC. Damunt trobem la mesosfera, en què la temperatura torna a decréixer amb l’altura fins als 80-90 km (mesopausa), en què s’assoleix la mínima temperatura de l’atmosfera, uns —90ºC. La capa següent és la termosfera, amb un límit superior indefinit. Per sobre dels 200 km la temperatura creix; els valors màxims assolits depenen de l’activitat solar (600°C amb Sol calmat, 2 000°C amb Sol actiu).
L’exosfera s’estén damunt dels 550 km; en aquesta zona les molècules tenen suficient energia cinètica per a escapar de la gravetat terrestre. El límit superior de l’atmosfera és indefinit, malgrat que pot considerar-se a la capa en què la densitat del gas és igual a la del medi interplanetari, és a dir, 100 partícules/cm3; aquest límit és situat a uns 5 000 km d’altura. D’altra banda, per damunt dels 800 km d’altura l’efecte del camp magnètic terrestre és gairebé predominant (magnetosfera).
La ionosfera s’estén dels 60 als 600 km, i conté fortes concentracions d’ions originats per les radiacions ultraviolades. Pel que fa a l’origen de l’atmosfera, hom creu que l’atmosfera primordial, constituïda en formar-se la Terra, s’escapà a l’espai, i que l’atmosfera actual s’originà com a conseqüència de l’activitat volcànica. Una idea del procés de gasificació del planeta ve donada per l’examen dels gasos expel.lits pels volcans actuals. Per exemple, els volcans hawaians contenen un 79% de vapor d’aigua, un 12% de diòxid de carboni, un 0,5% d’hidrogen i un 0,4% de monòxid de carboni, a més de quantitats menors de gasos sulfurosos, clor, argó, nitrogen, amoníac i metà. La descomposició del vapor d’aigua per les radiacions ultraviolades solars forniren hidrogen, que s’escapà enlaire, i oxigen, que es combina amb el CO per donar CO2. També es descompongué l’amoníac (NH3), de manera que el nitrogen restà a les capes baixes com a component majoritari. Hom considera que la major part de l’oxigen present a l’atmosfera procedeix de la fotosíntesi efectuada pels primitius éssers vius. D’altra banda, l’augment de la concentració de l’oxigen originà la capa d’ozó que començà a filtrar les pernicioses radiacions X i ultraviolades del Sol. La fluctuació de la concentració del CO2 és interpretada a voltes com la causa de certs canvis climàtics, especialment les glaciacions (paleoclimatologia).
Composició de l’atmosfera terrestre i variacions en la radiació solar
La composició de l’atmosfera
© Fototeca.cat
Des del punt de vista de la composició, l’atmosfera es divideix en l’homosfera (fins als 80-100 km d’altura), de composició pràcticament uniforme, i l’heterosfera, de densitat molt baixa (la seva massa és una milionèsima de la total atmosfèrica) i amb quatre capes caracteritzades pel predomini de N₂, O, He i N, respectivament. La composició de l’atmosfera no varia gaire amb l’altura, llevat de les quantitats de vapor d’aigua, diòxid de carboni i ozó. El vapor d’aigua és practicament absent per damunt dels 8-18 km; situat a la troposfera, la quantitat depèn de la temperatura i el lloc geogràfic, i és l’origen de la formació dels núvols i de les precipitacions. La quantitat de diòxid de carboni varia a causa de la respiració animal, l’activitat volcànica i l’augment antròpic. Aquest darrer és l’augment del CO₂ que prové de l’ús dels combustibles fòssils (contaminació) i de la destrucció de les masses forestals, ambdós causats per l’home. Atès que el CO₂ és “transparent” a la radiació solar d’ona curta, però absorbeix la radiació d’ona llarga emesa per la Terra, un augment de la quantitat de CO₂ a l’atmosfera pot representar un canvi considerable de la temperatura global del planeta (efecte hivernacle). L’ozó és produït a uns 30-60 km d’altura per la reacció O+O₂+M—O₃+M, essent M una molècula present; a causa de la circulació atmosfèrica, l’ozó s’acumula a una capa situada a uns 25 km d’altura. L’existència d’aquesta ozonosfera és d’una importància crucial, ja que la molècula d’ozó absorbeix la radiació ultraviolada solar compresa entre els 0,2 i 0,3 μm de longitud d’ona, letal per a les formes terrestres de la vida. L’expel·lició d’aerosols d’origen industrial o el vol de les aeronaus pot produir una modificació de la concentració de l’ozonosfera, per la qual cosa disminueixen les seves propietats protectores. L’atmosfera conté també partícules en suspensió: fums, sals marines, arena dels deserts, cendres volcàniques.
Absorció de la radiació solar per l’atmosfera terrestre: la corba vermella és l’energia incident sobre la capa exterior de l’atmosfera, i la corba verda és l’energia rebuda al nivell del mar. Les absorcions màximes són causades per O3, O₂, H₂O i CO₂, i s’esdevenen a diferents capes. L’absorció per ozó té lloc a l’estratosfera, i l’absorció per vapor d’aigua a la troposfera
© Fototeca.cat
L’existència de l’atmosfera permet l’equilibri entre la radiació solar rebuda i la radiació terrestre emesa, i assegura l’estabilitat tèrmica del planeta. Mentre que la radiació terrestre és emesa de manera bastant uniforme per tota la superfície, la geometria del moviment orbital de la Terra —especialment la inclinació de l’eix de rotació respecte al pla de l’eclíptica— fa que la radiació solar escalfi desigualment les diferents latituds del globus, i en resulten així diferències de temperatures que han de resoldre’s mitjançant un transport de calor entre les zones més calentes (equador i tròpics) i les més fredes (pols). El consegüent moviment de les masses d’aire resulta de les diferències de pressió produïdes així com de l’efecte de la rotació terrestre, i s’evidencia en forma de moviments verticals (convecció tèrmica per acció de la gravetat sobre capes de densitat diferent) i, de manera dominant, de moviments horitzontals (per continuïtat del fluid atmosfèric), i tots ells constitueixen així la circulació general atmosfèrica (dinàmica atmosfèrica). L’energia solar incident en l’atmosfera exterior representa una irradiància de 1 390 W/m2; (constant solar); un 99% de la radiació solar és d’ona curta (longituds d’ona entre 0,2 i 5 μm), situada a les zones visibles i infraroja de l’espectre. L’energia solar incident és absorbida, reflectida o transmesa pels núvols i l’atmosfera clara, així com transmesa directament al terra i reflectida pel sòl; el resultat és que un 43% de la radiació total incident és absorbida pel planeta. Les condicions tèrmiques de la Terra es mantenen gràcies a l’equilibri radioactiu entre la radiació solar rebuda i la radiació solar emesa pel sistema Terra-atmosfera: l’energia tèrmica emesa per la Terra (en l’infraroig) més l’albedo global (que depèn fortament de la reflexió i difusió de l’atmosfera) igualen l’energia rebuda del Sol. Intervenen en aquest equilibri les interaccions tèrmiques entre superfície i atmosfera (radiació atmosfèrica, radiació contrària, radiació efectiva). La pressió i densitat de l’atmosfera decreixen exponencialment amb l’altura. La pressió atmosfèrica fou mesurada per primera vegada per Torricelli, el 1643; el 1648 F. Perier la mesurà al cim de Lo Puèi de Doma (Alvèrnia) mentre un col·lega feia la mateixa mesura al peu de la muntanya, i observaven per primera vegada la variació de la pressió amb l’altura. Mesurada amb els baròmetres, hom adopta, per convenció, com a pressió atmosfèrica mitjana sobre el nivell del mar aquella que dóna 760 mm d’alçària baromètrica, després de fer la correció per a una temperatura de 0ºC. La llei teòrica de variació de la pressió amb l’altitud, negligint les pertorbacions atmosfèriques locals, s’expressa com
Z—Zo = 67,4 xTlog₁₀ (Po/P),
Variacions de les temperatures de tres capes correlatives de l’atmosfera terrestre al llarg de l’any 1980. Les abcises indiquen el dia de l’any i les ordenades donen la temperatura en Kelvins. La mesura fou realitzada per tres procediments (línies verda i blava, i cercles vermells) que fornien resultats coherents [NASA]
© Fototeca.cat
essent Zo, Po, Z i P les altures i les pressions dels dos punts considerats que es troben en la mateixa vertical, T la temperatura, en kelvins, que, per a donar la màxima validesa a la fórmula, ha d’ésser la mateixa als dos punts. La humitat atmosfèrica és una altra dada d’interès meteorològic; decreix molt ràpidament amb l’altura.