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L'atmosfera terrestre
L'assorbimento atmosferico, la rifrazione e la scintillazione
Prima pubblicazione Giugno 2011 - Aggiornamento Luglio 2017 - © Felice Placenti
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Gli strati di cui si compone l'atmosfera
L'atmosfera terrestre è l'involucro gassoso che avvolge la Terra. Puoi immaginare l'atmosfera come una serie di strati sovrapposti. Questi strati, a partire dal più basso, sono:
1. troposfera;
2. stratosfera;
3. mesosfera;
4. termosfera;
5. esosfera.
La troposfera è la fascia più bassa e si estende fino ai 10000 m di quota in corrispondenza dei poli, o fino ai 17000 m all'equatore. Nella troposfera sono contenuti circa i 3/4 di tutta la massa atmosferica. La temperatura e la densità diminuiscono con l'altezza, infatti la temperatura scende fino a raggiungere -55 °C circa, mentre la densità passa da circa 1.29 kg/m3 (al livello del mare e alla temperatura standard di circa 0 °C) a circa 0.40 kg/m3.
La troposfera è una miscela di gas costituita per il 75.5% circa da azoto, per il 23.2% circa da ossigeno e per l'1.3% circa da argon. In realtà sono presenti anche altri elementi, ma in tracce, insieme ad anidride carbonica e vapore acqueo.
Tutti i fenomeni atmosferici che costituiscono ciò che potremmo definire "tempo meteorologico" si verificano nella troposfera, proprio per la presenza del vapore d'acqua.
Al di sopra della troposfera si estende la stratosfera, che raggiunge la quota di circa 50000 m. Nella stratosfera la densità continua a diminuire, fino a raggiungere il valore di circa 8 x 10-4 kg/m3, invece la temperatura aumenta fino a circa 0 °C.
Il confine fra troposfera e stratosfera è chiamato tropopausa.
La mesosfera raggiunge la quota di circa 85000 m. Nella mesosfera la densità continua a diminuire; la temperatura diminuisce fino a raggiungere i -90 °C circa, per poi risalire nella termosfera superando i 1200 °C alla quota di circa 400000 m, a causa del riscaldamento dovuto alla radiazione ultravioletta di origine solare.
Nella termosfera la densità raggiunge il valore di 5 x 10-13 kg/m3. Le aurore polari si verificano in questo strato.
Il confine tra mesosfera e termosfera è chiamato mesopausa.
Dal momento che al di sopra di 60000 m i gas atmosferici sono parzialmente ionizzati (i singoli atomi assorbono l'energia proveniente dal Sole e perdono una parte dei loro elettroni, o tutti, divenendo ioni), mesosfera e termosfera vengono comunemente chiamati ionosfera.
Tra i 15000 e i 60000 m di quota si rileva una elevata concentrazione di ozono (ossigeno triatomico), motivo per cui questo strato viene anche indicato come ozonosfera. Sebbene la concentrazione di ozono sia solo dell'1% circa, questo gas riesce ad assorbire tutta la radiazione ultravioletta, di provenienza solare, avente lunghezze d'onda inferiori a 0.3 mm. L'ozono, quindi, è fondamentale per la vita sulla Terra.
L'esosfera si estende al di sopra dei 400000 m di quota. In questa regione dell'atmosfera le molecole dei gas si disperdono nello spazio. L'esosfera è lo strato più esterno e rarefatto.
L'assorbimento atmosferico
Le molecole di gas di cui è fatta l'atmosfera operano una diffusione sulla luce che ci giunge dagli astri (in pratica i fotoni vengono deviati in tutte le direzioni). Questa diffusione, che avviene in massima parte negli strati più densi (che sono anche i più bassi, ovvero nella troposfera), si traduce in un indebolimento della luce degli astri, tanto più grande quanto maggiore è il percorso dei fotoni all'interno dell'atmosfera. In questo modo l'assorbimento di luce è maggiore in prossimità dell'orizzonte, minore allo zenit.
Visto che lo spessore degli strati atmosferici è piccolissimo rispetto al raggio terrestre, l'atmosfera che circonda un osservatore puoi considerarla piana, e non sferica come è nella realtà. Un modello di atmosfera piana e di densità uniforme alla temperatura standard di 0 °C e alla pressione standard di 760 mmHg, rappresenta sufficientemente bene il fenomeno dell'assorbimento atmosferico. In questo modello l'atmosfera reale è sostituita da uno strato ideale dello spessore di 8000 m. Se osservi la figura sottostante puoi notare che al crescere della distanza zenitale (distanza angolare tra lo zenit e l'astro) il tragitto dei raggi di luce aumenta sempre più. Posto uguale a 1.00 in direzione dello zenit, a 80° (10° sopra l'orizzonte) il tragitto e 5.76 volte più lungo!
Modello di atmosfera piana. Al crescere della distanza zenitale il tragitto dei raggi di luce aumenta sempre più
Posto uguale a 1.00 in direzione dello zenit, a 80° (10° sopra l'orizzonte) il tragitto e 5.76 volte più lungo!
Questo aumento dello spessore d'aria che la luce deve superare si traduce in un maggiore assorbimento atmosferico (maggiore diffusione dei fotoni). In questo modo la luce degli astri subisce un indebolimento misurabile come perdita di magnitudine. Osservazioni effettuate in condizioni di cielo molto limpido, unite a ipotesi semplificative e a calcoli empirici, mostrano che allo zenit si perde il 17% di luce, corrispondente ad una perdita di 0.2 magnitudini, mentre alla distanza zenitale di 80° (10° sopra l'orizzonte) la perdita è rispettivamente del 64% e di 1.12 mag. (vedi la tabella e il grafico sottostanti). Le stesse osservazioni forniscono per una distanza zenitale di 89° (astro appena sopra l'orizzonte) una perdita di luce del 99% circa, corrispondente ad una perdita di magnitudini pari a circa 5.4!
| DISTANZA ZENITALE | ALTEZZA SULL'ORIZZONTE | PERDITA DI LUCE - PERDITA DI MAGNITUDINE VISUALE - |
| 0° | 90° | 17% 0.20 mag. |
| 15° | 75° | 17% 0.20 mag. |
| 30° | 60° | 19% 0.23 mag. |
| 45° | 45° | 23% 0.29 mag. |
| 60° | 30° | 31% 0.40 mag. |
| 75° | 15° | 50% 0.76 mag. |
| 80° | 10° | 64% 1.12 mag. |
| 89° | 1° | 99% 5.40 mag. |
Modello di atmosfera piana. Al crescere della distanza zenitale il tragitto dei raggi di luce aumenta sempre più.
Posto uguale a 1.00 in direzione dello zenit, a 80° (10° sopra l'orizzonte) il tragitto e 5.76 volte più lungo!
Dai dati si ricava un coefficiente di estinzione allo zenit di 0.2 magnitudini, ovvero una perdita di magnitudine pari a 0.20 per unità di tragitto. Infatti alla distanza zenitale di 60°, dove il tragitto dei raggi luminosi è il doppio rispetto allo zenit (figura precedente), si ha una perdita di 0.4 magnitudini, mentre allo zenit, dove il percorso è 1.00, la perdita è di 0.2.
Perdita percentuale di luce e perdita di magnitudine visuale in funzione della distanza zenitale, in condizioni di cielo limpido.
In ascisse la distanza zenitale, sull'asse delle ordinate di sinistra la perdita percentuale di luce (da cui la curva in nero);
sull'asse delle ordinate di destra la perdita in magnitudine visuale (da cui la curva in blu).
Questi dati si riferiscono ad un cielo molto limpido, ma con un cielo di condizioni medie la situazione peggiora. Infatti nel caso di cielo mediamente sereno il coefficiente di estinzione è pari a 0.40 - 0.50 magnitudini e alla distanza zenitale di 80° si perde l'87% e più di luce, ovvero 2.24 magnitudini o anche più, mentre all'orizzonte la perdita è addirittura superiore alle 10 magnitudini (osserva il grafico sottostante).
L'assorbimento atmosferico è minore in una notte molto limpida (curva tratteggiata), maggiore in una notte mediamente serena (curva continua).
A incidere sull'assorbimento atmosferico è anche il contenuto di vapore d'acqua dell'aria, visibile come maggiore o minore trasparenza (foschia). Così, maggiore è la foschia, maggiore è l'assorbimento atmosferico. Allo stesso modo si comporta lo smog, che interessa soprattutto gli strati bassi dell'atmosfera.
Da quanto appena esposto si capisce che le condizioni che determinano l'assorbimento atmosferico variano in funzione della località, del giorno e dell'ora.
L'assorbimento atmosferico comporta l'impossibilità di osservare gli astri che si trovano appena sopra l'orizzonte, se si escludono quelli più luminosi. Spesso la Luna all'orizzonte appare molto più debole, così come il Sole che, in particolari condizioni, può anche essere osservato ad occhio nudo senza difficoltà.
Abbiamo visto che l'assorbimento atmosferico ha come effetto l'indebolimento della luce degli astri. Tuttavia questo non è l'unico effetto visibile, infatti l'assorbimento agisce in maniera differente sulla lunghezza d'onda della luce creando effetti appariscenti che, in talune circostanze, possono anche essere apprezzati. Vediamo perché.
L'assorbimento è massimo per le lunghezze d'onda minori, corrispondenti alla luce violetta dello spettro elettromagnetico, ed è minimo per le lunghezze d'onda maggiori, corrispondenti alla luce rossa dello spettro. In questo modo gli astri che si trovano molto bassi sull'orizzonte appaiono non solo indeboliti ma anche arrossati: è il caso del Sole e della Luna appena sorti o prossimi al tramonto.
Il colore azzurro del cielo è uno degli effetti della diffusione della luce da parte dell'atmosfera. I fotoni della luce solare che penetrano nell'atmosfera si scontrano con le sue molecole e vengono deviati in tutte le direzioni. La luce diffusa che giunge ai nostri occhi non proviene, quindi, direttamente dalla direzione del Sole ma da tutte le direzioni. La maggior parte della luce diffusa che più subisce l'effetto della diffusione è quella azzurra. Questo è il motivo per cui il cielo ci appare azzurro. Quando, invece, il Sole è molto basso sull'orizzonte l'effetto dell'assorbimento è maggiore e quindi, come già anticipato, le radiazioni di minore lunghezza d'onda (violette e azzurre) vengono assorbite in maggior misura rispetto a quelle di lunghezza d'onda maggiore (rosse). Le radiazioni rosse, di conseguenza, riescono a "tingere" di toni caldi l'aria del tramonto o dell'alba, con un effetto che può essere ricercato dai fotografi di paesaggio.
La rifrazione atmosferica
Il fenomeno della rifrazione atmosferica è causato dalla diversa densità che presentano differenti strati di atmosfera. Abbiamo visto che la densità dell'atmosfera diminuisce continuamente con l'aumentare dell'altezza. Gli strati più bassi sono anche i più densi.
I raggi di luce che giungono a noi obliquamente da un astro devono attraversare strati di atmosfera via via più densi al diminuire dell'altezza sull'orizzonte, col risultato che subiscono una deviazione verso la verticale. La figura che segue illustra questo fenomeno.
Effetto della rifrazione atmosferica su un raggio di luce. La luce dell'astro S sembra provenire dalla direzione S'.
Per un osservatore posto in O un raggio di luce proveniente dalla stella S viene visto in realtà provenire dal punto S'. Questo succede perché il raggio di luce è costretto a percorrere una traiettoria che non è rettilinea ma incurvata verso la verticale. La traiettoria che ne risulta è una curva con la concavità rivolta verso il basso. L'osservatore non misura l'angolo zenitale vero Z ma l'angolo zenitale apparente φ = Z - δ.
δ rappresenta l'errore angolare dovuto alla rifrazione atmosferica. In questo modo l'astro S sembra più alto sull'orizzonte di quanto non sia nella realtà.
Per un astro allo zenit la rifrazione è nulla, ma all'aumentare della distanza zenitale il suo valore cresce sempre più: a 25° dallo zenit è già di 0.5 primi d'arco, mentre a 45° è pari a 1 primo d'arco! Si tratta di valori solo apparentemente piccoli: gli astronomi che eseguono misure della posizione degli astri, con precisione astrometrica, devono comunque tenerne conto.
Quando l'astro è molto basso sull'orizzonte l'errore angolare dovuto alla rifrazione atmosferica è molto alto in quanto il tragitto è più lungo, ed è anche variabile perché i raggi luminosi attraversano strati bassi con forti differenze di densità. Sole e Luna al tramonto o alla levata appaiono sollevati di oltre mezzo grado per il fenomeno della rifrazione atmosferica. La rifrazione, inoltre, farà apparire i dischi del Sole e della Luna schiacciati quando sono bassi sull'orizzonte.
I fenomeni di rifrazione e riflessione che si verificano negli strati più bassi dell'atmosfera terrestre possono dar luogo ai miraggi. Uno di questi miraggi è chiamato Sole a Omega e ne parliamo in quest'altra pagina.
Sole a Omega
La scintillazione
Nell'atmosfera, in particolare nella troposfera, avvengono spostamenti di masse d'aria sia in senso verticale sia in senso orizzontale. Gli spostamenti in verticale sono definiti moti convettivi, mentre quelli in orizzontale moti di avvezione (l'avvezione è il trasporto di aria ad opera di venti orizzontali).
Gli spostamenti d'aria sono causati dalle differenze di temperatura e creano turbolenze che modificano in maniera irregolare e in modo imprevedibile il cammino dei raggi luminosi provenienti dagli astri. Queste modificazioni sono anche funzione della lunghezza d'onda della luce. Il risultato è che una stella cambia continuamente e rapidamente la propria posizione, il proprio colore e la propria luminosità per gli effetti combinati di assorbimento e rifrazione; si parla allora di scintillio delle stelle e il fenomeno viene definito scintillazione.
Le stelle soggette al fenomeno della scintillazione appaiono anche dilatate.
La scintillazione è maggiore quando c'è vento o subito dopo un temporale, quando l'aria è agitata, ed è maggiore anche per le stelle prossime all'orizzonte per via del maggiore percorso che i raggi luminosi devono fare attraverso gli strati atmosferici più bassi e a differente densità.
Ai fini delle osservazioni astronomiche la bontà del cielo stellato si può dedurre anche dall'entità della scintillazione: in un cielo buono per le osservazioni le stelle scintillano poco, segno di calma atmosferica.
La scintillazione ci porta ad un altro concetto: il seeing. In un'altra pagina ti spiegherò che cos'è il seeing e quanto sia importante nelle osservazioni astronomiche, soprattutto per le osservazioni in alta risoluzione.
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