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L’equatore divide la Terra in due emisferi: l’emisfero nord che viene chiamato boreale e l’emisfero sud australe. L’ è il cerchio massimo che divide la Terra in due emisferi e il è il piano normale all’asse terrestre ed equidistante dai due Poli. I paralleli partic...

L’equatore divide la Terra in due emisferi: l’emisfero nord che viene chiamato boreale e l’emisfero sud australe. L’ è il cerchio massimo che divide la Terra in due emisferi e il è il piano normale all’asse terrestre ed equidistante dai due Poli. I paralleli particolari sono: - Circolo Polare Artico (latitudine di 66° 33’ N) - Tropico del Cancro (latitudine di 23° 27’ N) - Tropico del Capricorno (latitudine di 23° 27’ S) - Circolo Polare Antartico (latitudine di 66° 33’ S) I sono tutti uguali fra loro, poiché passano tutti quanti per i due poli (Nord e Sud). La loro lunghezza è di circa 40mila km. I non misurano tutti la stessa lunghezza, poiché diminuisce man mano che dall'Equatore si va verso i Poli. Il meridiano fondamentale è il (località nei pressi di Londra). : il valore dell’angolo, misurato dal centro della Terra sull’arco di meridiano compreso tra l'Equatore e il punto considerato. : il valore dell’angolo misurato dal centro della Terra sull'arco di Equatore tra il piano del meridiano fondamentale e il piano del meridiano passante per il punto. : la sua altezza rispetto al livello medio del mare. I principali movimenti della Terra sono: intorno al Sole (movimento compiuto dalla Terra intorno al Sole). Il giro completo dura 365 giorni e 6 ore. intorno al proprio asse (movimento che la Terra compie intorno al proprio asse). Un giro completo dura 24 ore. L’ dipende da: - Movimento di rivoluzione, - Inclinazione dell’asse terrestre (66° 33’ rispetto al piano dell'orbita e 23° 27' rispetto alla normale a tale piano), - Parallelismo dell’asse terrestre. Pagina 1 di 76  L’Asse di Rotazione terrestre è inclinato di 23° 27’ rispetto all’Eclittica. La Terra ruota attorno al Sole lungo un’orbita ellittica che giace su un piano chiamato e del quale il Sole occupa uno dei due fuochi. L’orbita ellittica avrà due punti particolari nei quali la Terra si troverà nel suo punto più lontano dal Sole ( ) e nel suo punto più vicino al Sole ( ). : piano su cui giace l'orbita compiuta dal pianeta Terra intorno al Sole. Intorno al 21 Giugno, la Terra si troverà in prossimità dell’Afelio, quindi nel punto più distante dal Sole lungo la sua orbita. E, rispetto al piano dell’Eclittica, l’Emisfero Boreale sarà inclinato verso il Sole di 23° 27’. I raggi del Sole colpiscono perpendicolarmente la zona del Tropico del Cancro ed il Circolo Polare Artico è perennemente illuminato. Alle nostre latitudini le giornate sono più lunghe delle notti, l'insolazione è quindi maggiore e di conseguenza le temperature più alte. Esattamente 3 mesi dopo (intorno al 21 Settembre). Per tutto il globo la durata del giorno è uguale a quella della notte e i raggi solari cadano a perpendicolo esattamente sul Parallelo 0°, cioè l'Equatore. Immaginiamo in questa figura l’asse uscente dal Polo Nord andare aldilà dello schermo di 23°27', l’asse del Polo Sud invece inclinato verso di noi sempre di 23°27’. L'insolazione è uguale sia nell'Emisfero Boreale, sia nell'Emisfero Australe. Dopo altri 3 mesi (intorno al 21 Dicembre). Punto diametralmente opposto al Solstizio d'Estate, (punto 2 della Figura in alto) nei pressi del Perielio. Situazione esattamente opposta al Solstizio d’Inverno. Nell’Emisfero Boreale la durata del giorno è inferiore a quella della notte, i raggi solari colpiscono l’emisfero in modo obliquo e per queste ragioni le temperature si abbassano, il Polo Nord affronta i suoi 6 mesi di buio. Il Sole, infatti, colpisce a perpendicolo il Tropico del Capricorno ed il Polo Sud è sempre illuminato. Pagina 2 di 76  Intorno al 21 Marzo. Stessa situazione dell'Equinozio d'Autunno. Stessa durata del giorno e della notte ed il Sole a perpendicolo sull'Equatore. Il Polo Nord esce dallo schermo verso di noi con un'inclinazione di 23°27' ed il Polo Sud nel verso opposto. Le in cui la superficie terrestre viene suddivisa dai paralleli particolari sono: - Zona polare o glaciale nord, - Zona temperata nord, - Fascia equatoriale (torrida), - Zona temperata sud, - Zona polare sud. Pagina 3 di 76 L’ è l’involucro gassoso che avvolge la Terra fino a un’altezza di 700-1000 km. La struttura dinamica e termodinamica dell’atmosfera, in tutta la sua estensione verticale, è specifico oggetto di indagine della fisica dell’atmosfera. La meteorologia ha un ambito più ristretto, essendo interessata solo ai fenomeni tipici del “tempo” - le meteore, appunto, come nubi, precipitazioni ecc.- i quali di solito sono confinati nei primi 10-20 km di altezza. L’atmosfera si distingue da quella degli altri pianeti del sistema solare soprattutto per: - L’ , elemento indispensabile della biosfera. - La , senza il quale non esisterebbero nubi e precipitazioni e risulterebbe trascurabile anche l’effetto serra, il cui apporto supplementare di energia termica consente alla superficie terrestre di mantenere una temperatura ottimale per l’habitat del pianeta. Nascita della Terra: circa 4,6 miliardi di anni fa a seguito dalla compressione gravitazionale di una nuvola cosmica di gas e di polveri. L’atmosfera primitiva doveva contenere gli stessi gas che componevano la nube cosmica, ovvero , e altri componenti minori come e. L’elio e l’idrogeno, essendo composti molto leggeri, in tempi più o meno lunghi sono riusciti a sfuggire alla forza di attrazione terrestre. Analoga fine fecero gli altri gas minori, in parte proiettati nello spazio dal calore enorme liberato nei frequenti urti con asteroidi o comete e in parte dissociati dall’energia solare, molto intensa in queste fasi iniziali. Come si è giunti allora all’attuale composizione chimica dell’atmosfera? Miliardi di anni fa i gas intrappolati all’interno della Terra iniziarono a essere espulsi dalle numerose, enormi bocche (diametro di 10.100 km) vulcaniche comparse sulla crosta superficiale, un processo noto come. Questa seconda atmosfera fu probabilmente composta dagli stessi gas emessi ancora oggi dai vulcani: vapore acqueo (85%), anidride carbonica (10%) e azoto (qualche frazione percentuale). Nel corso di qualche centinaio di milioni di anni un lento raffreddamento dell’atmosfera condensò il vapore acqueo in uno spesso strato di nuvole, le quali poi inondarono (pioggia) la superficie terrestre per milioni di anni. Fu allora che sulla terra comparvero fiumi, laghi e oceani. Nel frattempo, il vapore acqueo così sottratto all’atmosfera veniva reintegrato dall’outgassing vulcanico. E anche la concentrazione atmosferica di anidride carbonica subì una drastica riduzione perché assorbita in larga misura dalle acque degli oceani (un processo che ha un’importanza vitale per la biosfera ancor oggi). Una parte dell’anidride carbonica fu, invece, rimossa attraverso le reazioni chimiche che portarono alla formazione dei carbonati nella sedimentazione delle rocce. Ma nell’atmosfera rimase abbastanza anidride carbonica (circa 300 volte più di adesso) da favorire un effetto serra così intenso da impedire che gli oceani congelassero. La conseguenza fu che la Terra risultasse molto più calda di adesso e che le calotte polari non comparissero prima di 2,5 miliardi di anni fa. Nel frattempo, l’azoto, per la sua scarsa reattività chimica, aveva conservato la iniziale, seppure modesta, concentrazione ma, a seguito della drastica riduzione del vapore acqueo e dell’anidride carbonica, divenne il principale componente dell’atmosfera (78%), una posizione che conserva tuttora. Pagina 4 di 76 Come spiegare però la presenza nell’atmosfera attuale anche dell’ossigeno che è l’elemento più abbondante dopo l’azoto? Il sole, così come avviene in tutte le stelle giovani, 3-4 miliardi di anni fa emetteva molta più energia di adesso, specie nella banda degli ultravioletti, tanto da dissociare le molecole d’acqua in molecole di idrogeno e ossigeno. Ma mentre l’idrogeno per la sua leggerezza riuscì comunque a disperdersi negli spazi interplanetari, l’ossigeno rimase nell’atmosfera. Gli atomi di ossigeno, combinandosi tra di loro, diedero origine a uno strato di ozono intorno 30 km di altezza perché è a questa quota che la quantità prodotta di ozono eguaglia quella dissociata dai raggi UV. Ma l’ozono iniziò ad assorbire gran parte dei raggi UV (nocivi per la vita). Tanto che solo dopo la formazione dell’ozonosfera comparvero sulla terra le prime forme di vita vegetale sotto forma di alghe verdi. Ma, come noto, le piante, nel processo di fotosintesi clorofilliana, consumano anidride carbonica ed emettono ossigeno, cosicché nel corso di milioni di anni la concentrazione di ossigeno nell’atmosfera è stata in costante aumento fino a raggiungere i livelli attuali (21%) già 600 milioni di anni fa circa. L’atmosfera frena i meteoroidi, facendoli incendiare a seguito dell’enorme calore sprigionato per attrito, fino a dissolverli prima che raggiungano il suolo. Solo i meteoriti con diametro superiore a una decina di metri, molto rari, non vengono completamente dissolti (Yucatan e Tunguska in Siberia). La radiazione solare è composta in larga misura da raggi visibili (la luce), da un’apprezzabile quantità di radiazioni invisibili nell’infrarosso IR (quelle che danno la sensazione di calore) e da una piccolissima frazione di raggi ultravioletti invisibili (UV). Gli UV (quelli che abbronzano la pelle!) sono un pericolo per gli esseri viventi perché, essendo fortemente energetici, riescono a penetrare in profondità sotto l’epidermide, alterando il DNA delle cellule. Gli UV più energetici (UV-B e UV-C) vengono quasi completamente assorbiti dallo strato di O3 stratosferico posto tra 20 e 50 km di altezza. Le molecole d’aria non riescono a sfuggire nello spazio interplanetario perché tenute insieme dall’attrazione terrestre. Il peso con cui la colonna d'aria grava sulla superficie terrestre sottostante è appunto la pressione atmosferica. Insieme al vapore acqueo, la pressione atmosferica è il parametro meteorologico più importante dal punto di vista delle vicende del tempo perché senza i dislivelli orizzontali nella pressione atmosferica l’aria sarebbe perennemente immobile e quindi non vi sarebbero alcune tipiche proprietà dinamiche dell’atmosfera (circolazione generale, alte e basse pressioni) dalle quali dipendono i fenomeni tipici del tempo (vento, nubi, piogge, spostamento orizzontale di masse d’aria calde o fredde). La pressione atmosferica influenza anche molte altre grandezze meteorologiche, come la temperatura di ebollizione dei liquidi (sul monte Everest, dove la pressione è di 300 hPa, l’acqua bolle già a circa 70°C), la 1 Il meteorite è ciò che rimane dopo l’ablazione atmosferica di un meteoroide (cioè "piccolo" asteroide) entrato in collisione con la Terra, ovvero in pratica ciò che di esso raggiunge il suolo: quando entrano nell'atmosfera i meteoroidi si riscaldano fino ad emettere luce, formando così una scia luminosa chiamata meteora (detta anche stella cadente) o bolide. Più precisamente per meteorite si intende un corpo di natura non artificiale ed extraterrestre. Pagina 5 di 76 quantità massima di vapore che può essere contenuto in un dato volume d’aria, la densità dell’aria, il raffreddamento - e conseguentemente la condensazione - per espansione, delle masse d’aria in ascesa. La pressione atmosferica comprime anche la superficie del nostro corpo, controbilanciando la pressione che il sangue esercita all’interno di arterie, vene e vasi. Sui pianeti e sui satelliti del Sistema Solare privi di aria o con atmosfere molto meno spessa o densa di quella terrestre, si registrano escursioni notevoli tra le temperature più alte e quelle più basse, osservate mediamente nel corso di un anno: 610°C su Mercurio, 459°C su Venere, 300°C sulla Luna, a fronte di appena 135°C della Terra (differenza tra i valori estremi di +50°C misurati nei deserti sub-tropicali e di -85 °C raggiunti nelle fredde notti antartiche). Perché tanto divario? Il calore solare in arrivo al suolo viene poi disperso dal suolo verso lo spazio in parte per riflessione e in parte per irraggiamento (perdita di calore per emissione di onde elettromagnetiche nell’IR). Nei pianeti dotati, come la Terra, di un’atmosfera relativamente densa o spessa, una larga porzione dell’energia solare immagazzinata nel suolo viene poi trasferita di giorno all’atmosfera sovrastante attraverso la conduzione e la convezione del fluido-aria, mentre di notte il raffreddamento del suolo risulta più contenuto perché l’atmosfera restituisce, soprattutto per irraggiamento, parte del calore ricevuto di giorno. La maggior parte dei pianeti dotati di atmosfera può contare su un surplus di calore in arrivo al suolo (oltre quello di origine solare) grazie alla presenza dei gas serra (CO2, CH4, O3, CFC, NOx, vapore acqueo) che si comportano come il vetro di una serra - da qui la denominazione di – ovvero si lasciano attraversare dalla radiazione solare visibile, senza assorbirla, ma catturano la radiazione IR emessa verso lo spazio dalla superficie del pianeta. Una larga parte dell'energia così assorbita viene poi restituita al suolo come energia nell’IR ( ). L'effetto serra, oltre che sulla Terra, è presente anche su Venere e Marte, ma sulla Terra la controradiazione è particolarmente intensa per merito dell'elevata concentrazione di vapore acqueo contenuto nei primi 10- 15 km di atmosfera.. Infatti, se si fa un bilancio energetico, su base annua, tra la quantità di radiazione solare assorbita dal suolo e l’energia riemessa dallo stesso per irraggiamento, si troverebbe che l’atmosfera prossima al suolo dovrebbe avere una temperatura di circa -19°C. In realtà, la temperatura effettiva media annua, osservata in prossimità del suolo a 45° lat. è di circa 15°C. I pianeti del Sistema Solare ruotano intorno al Sole a distanze diverse. La radiazione solare - come del resto tutte le onde elettromagnetiche – si attenua in maniera inversamente proporzionale al quadrato della distanza. I pianeti vicini al Sole, come Mercurio e Venere, ricevono troppo calore (temperature elevate). I pianeti che distano più di 300 milioni di chilometri ricevono troppa poca energia solare (temperature di qualche centinaio di gradi sottozero). Pagina 6 di 76  La Terra e in parte Marte beneficiano della giusta quantità di calore solare necessaria a mantenere la temperatura in un intervallo abbastanza favorevole alla vita. Sulla temperatura di alcuni pianeti interviene anche il riscaldamento aggiuntivo apportato dai gas serra (es. su Venere per la presenza di CO2 nella sua atmosfera). L’atmosfera viene suddivisa in vari strati sulla base delle caratteristiche del profilo verticale della temperatura - noto come - oppure di particolari fenomeni fisici o di specifiche reazioni chimiche che avvengono intorno a determinate quote. La classificazione secondo il gradiente termico verticale trova la sua giustificazione nel fatto che l’andamento della temperatura con la quota è un parametro fondamentale per l’equilibrio idrostatico dell'atmosfera. Infatti, un’importante categoria di moti verticali ascendenti, come, per esempio, quelli responsabili delle nubi cumuliformi e temporalesche o della diffusione verso l’alto degli aerosol emessi da sorgenti al suolo, sono favoriti o ostacolati a seconda del valore e del segno del gradiente termico. Quattro strati fondamentali (dal basso verso l’alto): Profilo verticale della temperatura (la scala della - pressione sulla destra del grafico è di tipo logaritmico). - - - Le caratteristiche di tali strati sono quelle convenzionalmente definite per l’ (o atmosfera tipo), un’atmosfera "ideale”, rappresentativa della temperatura media annuale a vari livelli osservata a 45° lat. (già vista nell’Intro). - pressione al livello del mare: 1013,25 hPa, - temperatura al livello del mare: 288,15 K, - peso molecolare: 28,96, - gradiente termico verticale nella troposfera: -6,5 °C/km, - altezza troposfera: 11 km. Pagina 7 di 76 Strato adiacente al suolo, avente uno spessore di una decina di chilometri, la temperatura diminuisce di circa 6,5°C/km. Elevata capacità di rimescolamento verticale tra gli strati prossimi al suolo e quelli sovrastanti. - Es. in condizioni di cielo sereno la maggior parte delle molecole riesce ad attraversare la troposfera in tutta la sua estensione verticale nell’arco di pochi giorni. - In particolari condizioni (es. temporali), le particelle d’aria possono essere trasportate dal suolo fino ai limiti della troposfera in qualche decina di minuti. - Gli aerosol (piccole particelle solide o liquide in sospensione nell'atmosfera, come goccioline oppure sostanze inquinanti di origine naturale o antropica) hanno un tempo medio di residenza piuttosto breve Strati caratteristici della bassa troposfera (la scala verticale dell’altezza è di tipo logaritmico). (5-20 giorni). Il forte rimescolamento verticale nella troposfera è determinato essenzialmente dalle caratteristiche del suolo la cui influenza si fa sentire fino al top dello strato. In realtà, a scala temporale giornaliera, questa influenza è ristretta allo strato iniziale di 1,0 - 1,5km (Planetary Boundary Layer - PBL). Caratteristiche spazio-temporali dei moti tipici del PBL e della troposfera Oltre a essere sede della turbolenza atmosferica, la troposfera ha numerose altre peculiarità: - ad ogni livello la temperatura del generico strato è il risultato dell’equilibrio tra il calore ricevuto dal suolo e dal resto dell’atmosfera e quello perso, dallo strato stesso, per emissione nell’IR. Tuttavia, all’aumentare della quota si attenuano i flussi di calore ricevuti dal suolo - soprattutto quelli di origine turbolenta - cosicché l'equilibrio termico viene raggiunto intorno a valori di temperatura via via decrescenti al crescere della quota - nelle prime centinaia di metri della troposfera raramente il gradiente termico verticale risulta prossimo a -6,5°C/km o di notte il raffreddamento del suolo sottrae calore, strato dopo strato, ai primi 100-500 m di atmosfera dove, pertanto, la temperatura tende a crescere con la quota (inversione termica); Pagina 8 di 76  o di giorno invece il suolo surriscaldato trasferisce progressivamente energia termica agli strati d’aria sovrastanti attraverso i moti turbolenti cosicché nei primi 100-800 m la temperatura di solito diminuisce con la quota in misura superiore addirittura a 10°C/km (atmosfera in stato superadiabatico). - l’estensione verticale varia a seconda della latitudine (7-8km Inversione termica con base al suolo ai Poli, 10-12km alle medie latitudini, 16-18km all’Equatore) o maggiore penetrazione verticale dei moti convettivi sulle aree maggiormente riscaldate; in misura minore, al minore effetto di dilatazione da parte della forza centrifuga al crescere della latitudine - la superficie ideale che separa la troposfera dallo strato verticale successivo è denominata tropopausa. La tropopausa subisce una prima brusca interruzione intorno a 30° lat. e un’altra intorno ai 60°. Tali fratture della superficie di separazione tra troposfera e stratosfera sono collegate ad analoghe discontinuità nel gradiente termico orizzontale in senso meridiano. - Tali discontinuità sono a loro volta determinate dalla ridotta interazione che vi è tra le distinte celle circolatorie presenti Discontinuità termiche in corrispondenza sul piano verticale tra 0-30° , 30- 60° e 60-90° lat. e che, come della tropopausa in inverno (a) e in estate (b) poi si vedrà, sono una diretta conseguenza della Circolazione generale dell’atmosfera. Lungo tali fratture avvengono importanti interscambi tra troposfera e stratosfera con penetrazione di tracce di vapore acqueo nella stratosfera e discesa dell’O3 stratosferico nella troposfera - Alla quota della tropopausa la temperatura è circa -75°C all'Equatore, -55°C alle medie latitudini e -50°C ai Poli. - contiene la quasi totalità del vapore acqueo atmosferico: o uno dei motivi per cui nubi e precipitazioni interessano soltanto tale strato. o principale responsabile dell’effetto serra. Verso il suolo vi è infatti un flusso aggiuntivo di calore, dovuto in larga misura alla presenza del vapore acqueo e, in misura minore, a CO2, O3, NOX, CH4, freon. In particolare, il vapore acqueo è trasparente alla radiazione a onda corta emanata del Sole (0,3-0,9µm), ma risulta opaco alla radiazione IR (o a onda lunga, 1- 100µm) emessa dalla superficie terrestre. Una larga parte dell’energia così assorbita viene poi restituita al suolo ancora come energia nell’IR (controradiazione). - gran parte degli aerosol e delle impurità atmosferiche di origine naturale o antropica - come CO2, NOx, SO2, CH4, polveri - raggiungono la massima concentrazione - è racchiusa la maggior parte della massa d’aria dell’atmosfera (circa il 75%). È immediatamente sovrastante alla troposfera ed è costituita da un primo strato di circa 10km nel quale la temperatura resta quasi costante con la quota e da un successivo strato, spesso 25-30km, nel quale la temperatura aumenta con la quota (ozonosfera). Pagina 9 di 76  Il passaggio dalla troposfera alla stratosfera è in genere accompagnato da una brusca variazione nella concentrazione di alcuni componenti dell’atmosfera (es. nei primi chilometri al di sopra della tropopausa diminuisce di un ordine di grandezza il vapore acqueo e aumenta in pari misura quella dell’O3). I forti gradienti verticali di vapore e di O3 presenti immediatamente sopra la tropopausa stanno a indicare l’assenza di rimescolamento verticale tra l’aria secca e ricca di O3 della stratosfera e quella umida e povera di O3 della troposfera. In effetti, a differenza di quello che avviene nella troposfera, le particelle immesse nella stratosfera hanno un tempo medio di residenza di qualche anno. Tempo medio di residenza degli aerosol nell’atmosfera (le scale sugli assi sono di tipo logaritmico). ) La causa diretta di tale scarsa capacità dispersiva è una diretta conseguenza del fatto che in quasi tutto lo strato il gradiente termico verticale è positivo (inversione termica), una condizione che dà luogo a una stratificazione verticale dell’atmosfera (da qui il nome stratosfera) con conseguente inibizione del mixing turbolento tra strati contigui. Le impurità vengono rimosse soltanto quando, dopo lenta sedimentazione, riescono a raggiungere il limite superiore della troposfera. o la temperatura nella bassa stratosfera ha un valore minimo di circa Profilo verticale della temperatura (la scala della -70°C, sulla verticale dell’Equatore. Ai Poli raggiunge circa -50°C pressione sulla destra del grafico è di tipo in estate mentre in inverno è di circa 60°C al Polo Nord e -80°C al logaritmico) Polo Sud. ) L’aumento della temperatura nello strato tra 20 e 50km è determinato dal forte assorbimento dei raggi UV da parte dell’O3. L'assorbimento è massimo al top (stratopausa) dove la temperatura risale fino a circa 0°C. (media atmosfera): fino a una quota di circa 80-85km; la temperatura decresce con la quota cosicché viene parzialmente favorito il rimescolamento verticale. : troposfera, stratosfera e mesosfera. Così chiamato poiché qui la composizione chimica dell’atmosfera resta pressoché costante con la quota, eccetto per O3, vapore acqueo e CO2. (oltre l’omosfera): dopo uno strato di transizione tra 85 e 110km circa. I liberi cammini medi delle molecole sono molto grandi cosicché i gas atmosferici si distribuiscono secondo il peso molecolare. : si estende in altezza per parecchie centinaia di chilometri Profilo verticale della temperatura (la scala della con temperature che hanno oscillazioni di circa 1000°C tra giorno e pressione sulla destra del grafico è di tipo notte e a seconda dell’attività solare. logaritmico) ) Nella parte più bassa predominano O2, N2 e l’O atomico generato dalla. Invece a quote superiori a 200km il principale componente diviene l’O atomico. Pagina 10 di 76  Le nubi si sviluppano all'interno della Troposfera, ma non nella Stratosfera che è il livello superiore. Ebbene, quando un cumulonembo, ossia una nube temporalesca si sviluppa verticalmente, essa appena raggiunge il limite della Troposfera si appiattisce, formando la tipica forma ad incudine. Soltanto molto raramente la nube sfonda nella Stratosfera. Importanti fenomeni fisici o reazioni chimiche che avvengono nell’atmosfera sono in genere localizzati all’interno di determinati strati. - Es. fotodissociazione e ionizzazione dell’atmosfera da parte della radiazione solare (ozonosfera, ionosfera) o all’azione del campo magnetico terrestre (magnetosfera, aurore Boreali, fasce di Van Allen) o del campo elettrico terrestre (elettrosfera). Particolare rilievo riveste l’azione della radiazione UV (lunghezze d’onda tra 0,1 e 0,4µm) sulle molecole d’aria a quote superiori a 30km. Il prodotto finale dei processi che avvengono all’interno del Sole è la radiazione elettromagnetica che dalla fotosfera comincia il suo viaggio nello spazio. Assorbimento dei raggi UV nei Di tutta l’energia emessa dalla superficie solare solo mezzo miliardesimo diversi strati dell’atmosfera) giunge sulla Terra. Le si differenziano a seconda della lunghezza d’onda o, ugualmente, della frequenza. Più l’onda è corta, più elevate saranno la sua frequenza e la sua energia, che sono quantità proporzionali. Lo spettro della radiazione proveniente dal Sole si colloca per il 99% fra λ = 0,15 - 4µm (cioè fra il vicino IR e il vicino UV, passando per la luce visibile dove viene registrato il massimo dell’intensità in corrispondenza delle frequenze della luce gialla e verde). : prevalente nell’alta stratosfera perché l’aria comincia ad essere abbastanza densa da rendere significativamente numerosi gli urti con i fotoni UV con λ tra 0,1 e 0,2µm, dopo che questi hanno attraversato quasi indenni l’aria molto rarefatta della mesosfera e della termosfera. O2 + ℎ ∙ 𝑓 = O2 + O O2 + O = O3 Ma anche le molecole di O3 vengono fotodissociate dagli UV con lunghezze tra 0,2 e 0,3 µm. Quindi il gas continua a dissociarsi e a riformarsi numerose volte fin quando non entra in collisione con un atomo di ossigeno, dardo così luogo a una molecola stabile di O2. O3 + O = 2O2 In condizioni normali il numero di molecole di O3 create nell'unità di tempo eguaglia quelle dissociate dai raggi UV e ricombinate, cosicché la concentrazione di O3 dovrebbe restare costante. Pagina 11 di 76 O3 raggiunge la massima concentrazione (circa 10 ppb = 10 molecole di O3 ogni miliardo di molecole d’aria) tra i 15 e i 35km di altezza, sia perché in tale strato sono più numerose le reazioni sia perché, avendo un peso molecolare superiore a quello di O2 ed O, una volta generatosi tende a sedimentare lentamente verso il basso (massima concentrazione intorno a 25km). L’O3 stratosferico rappresenta circa il 90% dell’O3 totale atmosferico. La produzione di O3 da parte degli UV avviene anche nella troposfera, specie in ambiente urbano e sotto particolari condizioni (temperature elevate, forte radiazione solare, inquinamento da NOx). Comunque, la concentrazione dell’ O3 Andamento della concentrazione di O3 con la troposferico risulta più modesta di quella stratosferica perché la quota, espressa in centimetri di ozono per ogni maggior parte dei raggi UV e stata già catturata nell’alta stratosfera. chilometro, alle due latitudini di 10° e 60°N (tra 90 e 200km) Elevata concentrazione di elettroni e ioni prodotti dalla ionizzazione delle molecole d’aria da parte della componente UV più energetica e dai raggi X solari e cosmici. A tali quote elettroni e ioni hanno cammini liberi medi molto grandi, cosicché possono mantenere la loro carica per molto tempo. Ognuno di tali strati è attivo nella riflessione di onde radio di specifica frequenza (es. la regione D riflette le onde in banda AM). La densità degli elettroni cala nelle ore successive al tramonto, in corrispondenza della interruzione della radiazione solare ionizzante. La maggior parte degli elettroni degli strati D ed E di notte si ricombinano con gli ioni positivi cosicché virtualmente la regione D scompare, con ripercussioni negative sulla propagazione delle onde AM. Concentrazione di elettroni nei vari strati della ionosfera. L’atmosfera, fino a un’altezza di 10-12km, è sede di un campo elettrico E. In condizioni di bel tempo, tale campo elettrico è rivolto verso il basso, con la superficie della Terra che fa da polo negativo e l’aria che risulta carica positivamente rispetto alla Terra. - Polo positivo: elettrosfera (strato posto intorno a 20- 30km di altezza). Sotto l’azione di E gli ioni positivi vengono sospinti verso il basso e quelli negativi verso l’alto, dando così luogo, in condizioni normali, a una corrente elettrica, diretta, per convenzione, verso la Terra. La debole ionizzazione atmosferica presente nella bassa atmosfera, responsabile di E, è generata prevalentemente da gas radioattivi, come il radon, ma vi è un contributo anche da parte delle sostanze radioattive del suolo e dei raggi cosmici. La rapidità di produzione di ioni varia con la latitudine e l’altitudine. Pagina 12 di 76 La concentrazione ionica in prossimità del suolo è intorno a 500-1000 ioni/cm3 , ma aumenta in generale con l’altezza, fino a raggiungere un massimo intorno a 12km, livello al quale la radiazione cosmica dà il massimo contributo alla ionizzazione. Anche la conducibilità aumenta con l’altezza fino a 20km, soprattutto per la maggiore mobilità ionica consentita dalla densità decrescente dell’aria. Siccome la corrente verticale ha lo stesso valore a tutti i livelli, mentre la conducibilità cresce con la quota, ne risulta che il campo elettrico deve diminuire con l’altezza, come in effetti risulta dalle misurazioni. Oltre al campo elettrico, è possibile misurare anche il. Alcuni aspetti: - vicino al suolo E può subire, localmente, forti fluttuazioni soprattutto in presenza di nubi temporalesche. Anche i venti intensi, caldi e secchi come il Föhn, modificano lo stato elettrico dell’aria per lo strofinio contro gli ostacoli acquistando un’elevata carica positiva - aree industriali (fino a 300 Volt/m) perché le particelle inquinanti hanno una mobilità ionica ridotta; fino a 2000 Volt/m nelle nebbie per lo stesso motivo - E mostra un’oscillazione ciclica giornaliera con un minimo intorno alle 4:00-5:00 del mattino e un massimo intorno alle 18:00-20:00 La corrente che attraversa globalmente tutta l’atmosfera che avvolge la Terra è stimata in circa 1800 Ampère. In condizioni di bel tempo il flusso di cariche positive trasportato da tale corrente annullerebbe la carica negativa della Terra in appena 10-15min. Visto che ciò non si verifica, si arguisce che in natura esiste un meccanismo di reintegro immediato dell’elettricità persa dalla Terra. Sulla Terra in ogni istante sono simultaneamente in atto 2000-3000 temporali i quali, attraverso le scariche elettriche, restituiscono alla Terra la carica negativa distrutta dalle correnti ioniche positive di bel tempo. All’interno delle nubi temporalesche vi sono veloci correnti ascendenti (fino a 10-20m/s) le quali: o trascinano verso la sommità della nube (8-12km) le particelle più leggere (gocce di nube e cristalli di ghiaccio di dimensioni inferiori a 100µm) o le particelle più pesanti (gocce di pioggia e chicchi di grandine) cadono verso la base della nube e, nel contempo, per induzione Separazione delle cariche in una nube elettrostatica, si elettrizzano positivamente nella parte rivolta verso temporalesca la superficie terrestre e negativamente nella parte superiore. Durante la caduta la parte avanzata, a carica positiva, urta le gocce leggere o i cristalli di ghiaccio ascendenti cedendo nel contatto la loro carica positiva e acquistando nel complesso una carica negativa. Di conseguenza la nube si comporta come un dipolo elettrico con la carica positiva nella parte superiore e quella negativa nella parte inferiore. Pagina 13 di 76  Il dipolo iniziale attrae, dall’aria circostante, ioni di segno opposto che si localizzano nella parte periferica, ovvero alla base e al top del cumulonembo. Quindi alla fine del processo nella nube sono contemporaneamente presenti due dipoli: l’uno, nella parte inferiore con una carica complessiva negativa di circa 400 Coulomb e localizzata intorno al livello di 0°; l’altro, nella parte superiore, con una carica positiva di circa 50 Coulomb. Distribuzione delle cariche all’interno L’elettricità negativa alla base della di una nube temporalesca. nube induce sul terreno sottostante una carica opposta a quella negativa esistente con bel tempo. Quando poi la differenza di potenziale tra la base della nube e l’atmosfera circostante raggiunge valori prossimi a 1 milione di Volt, allora gli ioni presenti nell’aria sono sottoposti a forze elettriche così intense da elettrizzare a loro volta per urto le molecole d’aria circostanti, cosicché il numero di ioni si moltiplica rapidamente con un processo a cascata. Dalla parte inferiore della nube si dirige verso il basso un’intensa corrente di ioni negativi, respinti dalla carica di uguale segno della base della nube e attratti, nello stesso tempo, dalla carica positiva del suolo sottostante. È così che nasce il fulmine. Ogni fulmine è composto, in successione, dalla scarica guida, dal lampo principale, dalla scarica guida veloce e dal lampo secondario. L’atmosfera attraversata dal fulmine viene surriscaldata fino a 10.000-17.000°C. Nella brusca espansione esplosiva, l’atmosfera infuocata urta violentemente l’aria circostante, dando luogo al caratteristico fragore del tuono, udibile fino a 15- 20km di distanza. Poiché il suono si propaga nell’aria alla velocità di circa 330m/s, rapidità di gran lunga inferiore alla velocità della luce (circa 300.000km/s), il bagliore del fulmine viene percepito prima che arrivi il tuono. Oggigiorno sono disponibili dei sistemi che consentono di individuare, attraverso opportune triangolazioni radiogoniometriche, le onde elettromagnetiche emesse dal fulmine e da qui risalire poi, con la precisione di poche centinaia di metri, alla posizione della nube temporalesca, al luogo di caduta del fulmine stesso e alla traiettoria seguita dal temporale. Le molecole d’aria, le polveri, le goccioline e i cristalli di ghiaccio delle nubi e le gocce di pioggia in sospensione nell’atmosfera provocano effetti di , , e sui raggi in arrivo dal Sole. I fotoni della radiazione solare in larga misura (80-85%) riescono a raggiungere direttamente il suolo (radiazione solare diretta) conferendo pertanto alla luce il tipico colore bianco (somma di tutti i colori). La rimanente frazione, invece, nell’urtare le molecole dell’aria e gli altri aerosol presenti nell’atmosfera, subisce un processo di scattering (viene diffusa in tutte le direzioni: la porzione di fotoni diffusi in avanti è maggiore di quelli diffusi all’indietro o lateralmente). Pagina 14 di 76  La porzione di luce diffusa e le direzioni prevalenti di diffusione dipendono dal rapporto tra il raggio r delle particelle e la λ della radiazione incidente. 1) Se il rapporto è molto piccolo – come nel caso delle molecole d’aria (r =qualche millesimo di micron) e dei fotoni della radiazione solare nel visibile (λ = qualche decimo di micron) – allora la diffusione segue la ovvero l’intensità della radiazione diffusa è inversamente proporzionale a 4. In realtà la diffusione secondo Rayleigh avviene solo se le molecole d’aria sono abbastanza rarefatte da avere tra loro una distanza superiore alla λ visibile (0,5µm). Tale condizione si riscontra solo intorno a 100km circa di altezza ed è quindi tale strato a conferire il tipico colore azzurro al cielo. Invece in prossimità del suolo le molecole sono troppo vicine per dare luogo alla diffusione secondo Rayleigh e pertanto la luce non appare colorata di blu. Nello spazio interplanetario, non essendovi molecole d’aria Riflessione di Rayleigh da parte delle molecole o aerosol, la luce solare diretta non viene ovviamente d’aria. diffusa cosicché il cielo appare nero. Lunghezza d’onda λ e inverso della quarta potenza della lunghezza d’onda (1/λ4) per ogni colore. ↓ Tra i colori che compongono la radiazione solare visibile, quelli maggiormente diffusi sono nell’ordine il violetto, il blu, mentre la diffusione è modesta per l’arancione e il rosso! ↓ La radiazione diffusa dall’atmosfera è composta in larga misura dai colori blu e violetto: ecco perché il cielo ci appare di colore blu! 2) Quando le particelle hanno un raggio r comparabile con λ – come nel caso del pulviscolo o delle goccioline e dei cristalli di ghiaccio delle nubi che hanno dimensioni dell’ordine di qualche decina di micron – allora la diffusione segue la : i singoli colori della luce solare sono diffusi in tutte le direzioni con la medesima intensità cosicché la radiazione solare conserva il suo naturale colore bianco. Ecco perché le nuvole ci appaiono bianche! - tuttavia, se la nube ha uno spessore notevole – come, per esempio, nei cumulonembi – allora la quantità di luce diffusa in grado di riemergere verso Diffusione della luce solare da parte delle nubi il basso, alla base, è alquanto modesta cosicché la secondo la legge di Mie nube ci appare di colore scuro La luce bianca diffusa dalle impurità tende a offuscare il colore blu del cielo. Di conseguenza un cielo biancastro è sintomo inequivocabile di un’elevata concentrazione di aerosol (polveri e/o goccioline di foschia). Pagina 15 di 76 Nelle ore centrali del giorno, in atmosfera libera da nubi e da impurità, i raggi solari, perpendicolari alla superficie terrestre, attraversano uno strato atmosferico di spessore minore e pertanto anche la piccola porzione di luce visibile soggetta a scattering verso il blu riesce comunque a raggiungere quasi integralmente il suolo cosicché la luce solare mantiene quasi intatta la sua composizione. Ecco perché il , il colore predominante nella radiazione visibile Al tramonto, quando il Sole è appena 4-5° sopra l’orizzonte, i raggi solari debbono percorrere un tragitto circa 12 volte più lungo che a mezzogiorno. Anche in questo caso all’inizio il colore più diffuso è il blu, ma man mano che il raggio luminoso avanza nell’atmosfera tende a esaurire – perché dispersa per diffusione – la componente blu e poi quella verde; rimane, alla fine, il giallo-arancio. Ecco perché in atmosfera limpida il. Al tramonto, in presenza di molte impurità, come polveri e goccioline di nubi, gli aerosol provocano un forte scattering nel giallo e nel verde, i colori predominati nella radiazione solare. Pertanto, via via che il raggio luminoso avanza dal Sole verso il suolo, perde – oltre al blu diffuso dalle molecole d’aria – una porzione crescente di giallo e di verde cosicché alla fine predomina il rosso, colore meno coinvolto nei processi di diffusione. Ecco perché con aria inquinata il. All’alba e al tramonto le nubi sono colorate di rosso, a causa delle forte diffusione di luce gialla e verde da parte delle goccioline delle nubi. I raggi solari che, anche dopo il tramonto, seguitano a raggiungere l’atmosfera prossima all’orizzonte visibile vengono diffusi in tutte le direzioni – con i processi di Mie o di Rayleigh – dalle molecole e dalle impurità presenti nell’aria, conferendo al cielo la caratteristica luminosità del crepuscolo, la cui durata è dell’ordine di 30 minuti. Talvolta, al tramonto o all’alba, appena al di sopra del disco solare possono essere osservati dei raggi verdi. Come già detto, quando il Sole è prossimo all’orizzonte, i raggi blu si esauriscono prima di arrivare al suolo, perché fortemente diffusi, cosicché la luce che riesce a raggiungere il nostro occhio è in prevalenza di colore arancione o rosso. Ma se nell’atmosfera vi è un’elevata concentrazione di vapore, allora anche l’arancione e il rosso vengono fortemente assorbiti e, di conseguenza, sono soprattutto i raggi verdi a predominare perché meno disturbati lungo il loro tragitto. Sfortunatamente la quantità di luce trasportata solo dal raggio verde è modesta e pertanto il fenomeno è raramente visibile a occhio nudo ma talvolta è osservabile momentaneamente per qualche secondo (green flash). Un’altra categoria di fenomeni ottici è legata al processo di rifrazione della luce, la deviazione di traiettoria subita dai raggi luminosi ogni qualvolta passano da un mezzo trasparente a un altro di diversa densità. In particolare, il raggio tende ad allontanarsi dalla retta perpendicolare alla superficie di separazione dei due materiali ogni qualvolta passa da un mezzo più denso a uno meno denso; viceversa, si avvicina alla normale quando si muove da un mezzo meno denso a uno più denso. Pagina 16 di 76  - L’angolo di deviazione è tanto più grande quanto più i materiali attraversati differiscono in densità e quanto maggiore è l’angolo di incidenza del raggio luminoso rispetto alla normale di separazione dei mezzi. Non vi è deviazione solo nel caso in cui i raggi solari sono perpendicolari alla superficie di separazione dei due mezzi. - A parità di altre condizioni, la deviazione dipende anche dalla lunghezza d’onda della luce incidente perché le varie lunghezze d’onda della luce bianca vengono diversamente deviate nel passare da un mezzo all’altro, fino a separarsi nei colori componenti – come avviene in un raggio di luce che attraversi un prisma di vetro – qualora il mezzo trasparente attraversato sia molto più denso dell’aria. Se il raggio passa da un mezzo più denso a uno meno denso (per esempio da acqua ad aria), non appena viene superato un certo angolo limite tra il raggio incidente e la normale, il raggio non viene più trasmesso nel secondo mezzo, ma si riflette, come in uno specchio, sulla superficie di separazione, restando così nel primo mezzo (il fenomeno prende il nome di “ ”). Quando l’angolo di incidenza raggiunge il valore limite θ, il raggio rifratto non passa più nell’aria ma è diretto parallelamente alla superficie di separazione dei due mezzi. In questo caso l’angolo di rifrazione è di 90°. Questo è il motivo per cui in certe riprese subacquee la sovrastante superficie marina sembra una cappa impenetrabile: la luce delle lampade subacquee subisce riflessione totale sulla superficie del mare. I raggi solari subiscono notevoli effetti di rifrazione da parte dell’atmosfera perché la densità dell’aria, nulla ai limiti dell’atmosfera, cresce rapidamente verso il basso fino a raggiungere il valore massimo al suolo. Pertanto, i raggi del Sole via via che avanzano verso il suolo sono costretti ad avvicinarsi alla normale dello strato atmosferico attraversato – la normale coincide con la verticale del luogo – subendo in tal modo una progressiva deviazione, Posizione apparente del Sole per effetto della rifrazione tanto che la traiettoria non risulta più una linea retta bensì una curva. Questo fa sì che il nostro occhio veda il Sole là dove in realtà non è, e comunque più alto sull’orizzonte di quanto non sia in realtà. Per questo motivo il Sole al tramonto può essere visto ancora per circa due minuti anche dopo il tramonto e analogamente all’alba lo vediamo apparire qualche minuto prima che sorga. Posizione apparente del Sole al tramonto e all’alba Pagina 17 di 76 Anche l’indice di rifrazione dell’aria dipende dalla sua densità. Ne consegue che i raggi luminosi emanati dai corpi terrestri sono costretti a seguire una traiettoria curva, anziché una linea retta, qualora nel tragitto dall’oggetto al nostro occhio siano costretti ad attraversare strati di diversa densità. Gli oggetti, in questi casi, ci appaiono in posizioni strane e, per lo più, deformati. Questo è il miraggio! - - I si verificano al di sopra di un terreno pianeggiante a contatto del quale vi sia un sottile strato (0,1/2 m) di aria molto più calda, e quindi meno densa, dello strato immediatamente superiore. - molto frequenti in estate e con cielo sereno, nei deserti o al di sopra di distese d’acqua o di vaste superfici asfaltate come le piste di aeroporti. In questi casi gli oggetti relativamente lontani dall’osservatore sembrano come specchiarsi in un lago, dando di sé stessi un’immagine capovolta (Infatti se l’oggetto è abbastanza lontano e alto Miraggio inferiore in presenza di uno strato d’aria molto caldo a almeno 2-3 metri, i raggi da esso emessi e diretti contatto con il suolo verso l’osservatore si muovono da un mezzo più denso a uno molto meno denso con un grande angolo d’incidenza rispetto alla normale e quindi sono costretti a deviare parecchio dalla verticale del luogo, descrivendo in tal modo una traiettoria molto concava e ingannando l’osservatore sulla corretta direzione di provenienza dei raggi e quindi sulla posizione dell’oggetto che appare ora capovolto. I miraggi che compaiono nel deserto al viaggiatore assetato sono della stessa natura: il laghetto che sembra di scorgere tra le dune in lontananza non è altro che il riflesso del cielo sull’infuocato terreno sabbioso. In questo caso i raggi solari che giungono dalla porzione di cielo prossimo all’orizzonte sono così angolati rispetto alla verticale del luogo da superare l’angolo limite e quindi si riflettono totalmente verso l’alto. Se l’angolo di incidenza rispetto alla verticale è invece molto piccolo – come nel caso in cui l’osservatore è troppo vicino – il raggio rifratto è deviato molto meno e quindi la curvatura è insufficiente per il verificarsi del fenomeno. Il miraggio inferiore si verifica spesso anche sulle superfici asfaltate perché qui in estate, anche alle nostre latitudini, si raggiungono nei primi 10-30cm valori intorno a 60-70°C. I si producono al di sopra di vaste distese pianeggianti in presenza di un’inversione termica ovvero allorché lo strato d’aria adiacente il suolo è molto più freddo di quello sovrastante. In questo caso i raggi provenienti dagli oggetti prossimi all’orizzonte, passando via via da un mezzo meno denso a uno più denso, si avvicinano gradualmente alla verticale del luogo, descrivendo in tal modo una traiettoria concava verso il Miraggio superiore in presenza di uno strato d’aria freddo basso. Ma l’occhio, ingannato, ha ora l’impressione che in prossimità del suolo l’oggetto si trovi in realtà al di sopra della sua vera posizione. Pagina 18 di 76 Il Sole e la Luna appaiono spesso attorniati da uno spettacolare anello di luce denominato alone, dal colore rossastro nella parte più interna. Il fenomeno è generato dalla rifrazione della luce emessa dai due astri da parte dei cristalli di ghiaccio – con aspetto, per lo più, di una colonna esagonale – presenti nei cirri e nei cirrostrati, nubi quasi trasparenti che si formano intorno a 7-10 km di altezza. Gli aloni sono di due tipi: Gli aloni di 22° e di 46° sono generati - Quello più comune, con raggio di apertura angolare di 22° , è dalla rifrazione della luce da parte dei cristalli di ghiaccio delle nubi cirriformi dovuto alla rifrazione da parte dei cristalli il cui asse di simmetria è orientato in maniera perpendicolare ai raggi incidenti. - Talvolta però intorno all’astro si forma anche un secondo alone con raggio di apertura di 46° generato per rifrazione dai cristalli orientati parallelamente ai raggi incidenti. Aloni solare di 22° Se nella loro caduta all’interno della nube i cristalli vengono a trovarsi con la base orizzontale, la rifrazione della luce da tali cristalli piani dà luogo talvolta, a destra e a sinistra del Sole e appena al di fuori dell’alone a 22°, a due immagini del Sole (i falsi soli o i cani del Sole). Ma a seconda dell’orientamento e del tipo di cristalli di ghiaccio, i cirri possono dar luogo a numerosi altri fenomeni ottici : il cerchio parelio (striscia orizzontale bianca, parallela all’orizzonte e passante per il Sole); l’arco circumzenitale (una scia luminosa concava verso l’alto appoggiata alla parte superiore dell’alone di 46°); gli archi tangenti al bordo superiore e inferiore dell’alone di 22°. Gli aloni hanno anche una certa importanza nelle previsioni del tempo: la loro presenza indica che sulla verticale del luogo sono giunti cirri o cirrostrati, nubi molto alte che di solito precedono di 500-800 km l’arrivo di un fronte caldo. Il fenomeno si manifesta quando il Sole è alle spalle di un osservatore che veda davanti a sé una nube dalla quale stia cadendo pioggia. L’ , il più comune, consiste in un arco di cerchio, luminoso e colorato il cui centro si trova nel punto in cui il cerchio viene attraversato dal prolungamento della retta ideale che unisce l’occhio dell’osservatore con il Sole (punto antisolare). Il colore più esterno è il rosso e poi, a seguire, l’arancio, il giallo, il verde, il blu, l’indaco e il violetto nel bordo interno. Il fenomeno è dovuto ai processi di rifrazione e riflessione che il raggio solare subisce quando penetra in una gocciolina d’acqua in sospensione nell’atmosfera: - ognuno dei colori che compongono il raggio luminoso, nel passare dall’aria alla goccia – e quindi da un mezzo meno denso a uno più denso – subisce una prima deviazione perché costretto ad avvicinarsi Pagina 19 di 76  alla normale alla goccia nel punto di contatto (normale che poi coincide con il raggio geometrico passante per quel punto). - il raggio luminoso deviato viene poi riflesso nell’urto sul fondo della goccia per poi uscire di nuovo all’esterno. Ma anche in quest’ultima fase subisce una seconda deviazione perché costretto a passare da mezzo più denso (l’acqua) a uno meno denso (l’aria), allontanandosi così dalla normale. - La deviazione complessiva data dalla rifrazione e dalla riflessione varia da colore a colore e spazia dai 139,4° per il violetto ai 137° per il rosso. Come si genera l’arcobaleno primario - È evidente allora che all’uscita dalla goccia i raggi luminosi colorati seguano traiettorie diverse. L’angolo formato tra la direzione dei raggi solari e la linea che unisce l’osservatore con il punto più alto del cerchio colorato è di 42° circa. Via via che l’osservatore si avvicina, l’arcobaleno sembra allontanarsi perché viene “ricostruito” dalle nuove goccioline di pioggia, più lontane, che soddisfano la condizione dei 42°. La lunghezza dell’arcobaleno decresce e si allontana verso l’orizzonte via via che il Sole si innalza nel cielo. Ecco perché il fenomeno si osserva soprattutto al mattino o nel tardo pomeriggio. L’intensità luminosa dell’arcobaleno dipende dalla dimensione delle gocce d’acqua. In presenza di gocce con diametro superiore a 1 mm, i colori sono molto vivi e il bordo superiore rosso è ben netto. Spesso capita di osservare anche un , esterno a quello primario e separato da questo da una zona un po’ scura. La sua luminosità è circa un decimo di quello primario. - Il fenomeno è prodotto dai raggi solari che escono dalla gocciolina d’acqua dopo aver subito due riflessioni all’interno. In questo caso, contrariamente a quanto avveniva nell’arcobaleno primario, la deviazione finale Come si genera l’arcobaleno secondario subita dal raggio all’uscita dalla goccia è minima per il rosso (230,5°) e massima per il violetto (233,5°) e questo spiega perché nell’arcobaleno secondario i colori sono disposti in ordine inverso, con il rosso nella parte più interna e il violetto all’esterno. Nel 1775 Lavoisier dimostrò che l’aria è un miscuglio di gas. Elementi prevalenti (in diverse proporzioni tra loro) : azoto, ossigeno e argo. In tabella è stata considerata l’aria secca, priva cioè di vapore acqueo, che pure è una componente rilevante dell’aria, ma, a differenza dei gas sopra menzionati, è fortemente variabile da un luogo all’altro e da un momento all’altro. Azoto, ossigeno, argo e vapore acqueo rappresentano insieme circa il 99,96 % del volume dell’atmosfera. Il restante 0,04 % è costituito da componenti minoritari o gas in traccia e da microscopiche particelle liquide o solide. Unità di misura: microgrammi per metro cubo (µg/m3). Peso molecolare: 28,9 (aria secca). La miscela di gas chiamata “ ” si comporta come se fosse, di fatto, un solo gas. Pagina 20 di 76  - Fino a circa 80-90km di altezza (omosfera) la composizione dell’aria resta inalterata, per quanto riguarda i componenti principali, mentre subisce significative variazioni nei componenti minoritari, soprattutto in quelli che hanno le loro sorgenti al suolo; - Nell’eterosfera, la rarefazione crescente rende la distribuzione di molecole presenti molto eterogenea e fluttuante nel tempo. Il 99% della massa dell’atmosfera si trova nei primi 25- 30km d’altezza, e addirittura la metà è compresa solamente nei primi 5km. La concentrazione dei componenti atmosferici in traccia varia con l’altitudine e, tranne alcune eccezioni, diminuisce al crescere della distanza della sorgente. Variazione di concentrazione dei componenti minoritari, dovuta a perturbazioni di tipo: o radiativo – la radiazione solare nel campo del visibile e del vicino ultravioletto innesca, o comunque catalizza, una parte rilevante delle trasformazioni che avvengono in atmosfera; o biologico – gli esseri viventi, con la respirazione e la fotosintesi contribuiscono a mantenere un’interazione dinamica tra il dominio della biosfera e molti dei composti presenti in atmosfera; o geologico – le eruzioni vulcaniche e altre esalazioni terrestri forniscono un contributo determinante ai cambiamenti della composizione chimica dell’atmosfera; o antropico – l’attività dell’uomo è responsabile di una parte notevole dei cambiamenti della composizione attuale dell’atmosfera e degli effetti che ne derivano, non solo per la notevole quantità di sostanze immesse in atmosfera dalle attività antropiche, ma anche per la rapidità con cui esse sono state rilasciate; la quasi totalità delle emissioni antropiche, infatti, è avvenuta negli ultimi 100- 150 anni e l’atmosfera, quanto il sistema terra nel suo complesso, non hanno avuto il tempo di “adattarsi” a cambiamenti tanto repentini. Tutti questi diversi tipi di perturbazioni agiscono in un ampio intervallo di scale, sia spaziali, sia temporali: dalle dimensioni delle molecole all’intera atmosfera e dalle frazioni di nanosecondo (come per le reazioni di trasformazione in atmosfera) ai secoli e ai millenni (che sono i tempi caratteristici delle variazioni climatiche). : biossido di carbonio (CO2), metano (CH4), protossido d’azoto (N2O), ozono (O3), clorofluorocarburi (CFC). : intercettare e, poi, riemettere parte della radiazione infrarossa persa dal sistema Terra- atmosfera mediante irraggiamento. Conseguenza: aumento del flusso di radiazione infrarossa che i singoli strati atmosferici riemettono verso terra ( ) e che consente un aumento della temperatura del pianeta ( ). Il “sistema Terra” ha un equilibrio caratterizzato da una temperatura più elevata (la temperatura media è ~15°C, senza i gas serra la temperatura sarebbe una trentina di gradi inferiore). Pagina 21 di 76  – È dal Sole che proviene la quasi totalità dell’energia che la natura sfrutta nella maggior parte dei processi fisici e chimici, compresi quelli che avvengono nell’atmosfera. Senza questo costante apporto energetico non avrebbero modo di esistere, per esempio, i venti, le alte o le basse pressioni, le nubi, le piogge, il ciclo dell’acqua e la vita stessa, sia vegetale, sia animale. - Distanza media dalla Terra: 149,6 milioni di km; - Diametro:1392000 km (109 volte la Terra); - Massa: 1990 miliardi di miliardi di miliardi di chilogrammi (333000 volte la Terra); - Potenza totale della radiazione emessa: 380.000 miliardi di miliardi di kW (chilowatt); - Potenza della radiazione che colpisce la Terra: 170000 miliardi di kW; - Costante solare (energia per unità di tempo e di superficie che arriva alla sommità dell’atmosfera): 1365 W/m2; - Temperatura fotosferica: 5785 K; - Temperatura centrale: circa 15 milioni di ºC; - Età: circa 5 miliardi di anni; - Composizione: 73% idrogeno - 25% elio - 2% altri elementi. Come ogni stella, il Sole è costituito principalmente da ed. Questi elementi, presenti in enorme quantità, generano un’intensa che tende a comprimerli verso il centro. Le alte pressioni che si vengono a creare nella zona più interna danno luogo a temperature dell’ordine dei milioni di gradi centigradi, sufficienti a innescare i processi di fusione nucleare degli atomi di idrogeno trasformandoli in elio. L’energia liberata dalle reazioni nucleari genera una forza che tende a far espandere i gas verso l’esterno, in contrasto con quella gravitazionale che tende, come detto, a compattarli verso l’interno. Per parecchi miliardi di anni queste due forze rimangono in equilibrio, perfettamente uguali e opposte, così il Sole può conservare il proprio aspetto e le sue dimensioni. Il calore sprigionato dalle innumerevoli fusioni nucleari serve a mantenere in vita il Sole e, propagandosi nello spazio attraverso le onde elettromagnetiche, giunge anche sulla Terra portando luce, energia e vita. Pagina 22 di 76 La fotosfera è un gas incandescente, di temperatura di circa 5500°C, che irradia la luce visibile ed ha uno spessore circa 400 km. La superficie in ebollizione è costellata da: - granuli (pochi minuti di vita), - macchie solari (tempo di vita da una settimana a qualche mese con diametri dell’ordine di 100000 km) che sono aree più “fredde” (circa 4000°C). (avvolge la fotosfera) La cromosfera è un gas incandescente osservabile soltanto durante un’eclissi totale ed è spessa circa 10.000 km. (parte più esterna dell’atmosfera solare), La corona è composta da gas ionizzati, visibile durante le eclissi ed ha uno spessore circa 17 milioni di km. Protuberanze, getti di idrogeno incandescente che penetrano nella corona solare fino a quote di 40000 km. Brillamenti, violente e improvvise vampate di luce associate a potenti scariche elettriche. Entrambi compaiono in prossimità di grandi gruppi di macchie e scagliano nello spazio e che vanno dalle onde radio ai raggi X ad altissima energia. (tre settori concentrici con differenti caratteristiche fisiche e dei comportamenti nei confronti della propagazione dell’energia). Il nucleo è la parte centrale (sfera) di 150.000 km di raggio, con temperatura di circa 15 milioni di ºC, la produzione di energia è dovuta alle reazioni di fusione nucleare. Nella zona radiativa la temperatura e la pressione tendono a diminuire fino al punto in cui non riescono a innescare le reazioni nucleari, (gas di protoni, nuclei di elio ed elettroni), di spessore di circa 500000 km, attraverso il quale l’energia, sotto forma di onde elettromagnetiche, si trasmette tramite processi di assorbimento ed emissione, ma senza che avvenga alcun movimento della stessa materia a causa dei valori ancora elevati della pressione. Il trasporto di energia in questo settore avviene molto lentamente: si calcola che ci vuole circa un milione di anni affinché l’energia prodotta nel nucleo arrivi in superficie. Nella zona convettiva, al limite esterno della zona radiativa (a circa 130.000km di profondità rispetto alla superficie), la materia si trova a una temperatura di circa 500.000°C, con una densità di 10kg/m3 e una pressione notevolmente ridotta rispetto ai settori più interni, in questo modo la materia si può muovere liberamente e, soprattutto, può trasportare in maniera più efficace l’energia verso l’esterno attraverso poderosi moti convettivi. Pagina 23 di 76 Ognuno dei granuli luminosi della fotosfera rappresenta la parte sommitale di una colonna convettiva di gas incandescente che, dopo aver irradiato l’energia verso lo spazio, cambia rotta facendo ritorno verso l’interno. Talvolta il moto convettivo viene rallentato dalla presenza di forti campi magnetici; il risultato è piuttosto vistoso: è questa, infatti, l’origine delle macchie solari sulla superficie esterna. Delle 100 unità di radiazione solare incidente alla sommità dell’atmosfera, corrispondenti a circa 345 W/m2: - 16 sono assorbite dall’O3 stratosferico, dal vapore acqueo e dagli aerosol; - 3 sono assorbiti dalle nubi; - 51 sono assorbiti dalla superficie terrestre; - 30 sono riflesse (albedo medio planetario di 0,3) e non partecipano quindi ai processi fisici e chimici del sistema climatico. Delle 51 unità di radiazione solare assorbita dalla superficie terrestre: - 21 sono emesse verso l’atmosfera sottoforma di radiazione ad onda lunga; - 30 sono trasferite all’atmosfera dai processi turbolenti e convettivi (calore sensibile (7) e latente (23)). Delle 21 unità emesse sottoforma di radiazione ad onda lunga dalla superficie terrestre: - 15 sono assorbite in atmosfera principalmente dal vapore acqueo e dall’anidride carbonica; - 6 escono verso lo spazio. Se ora consideriamo separatamente l’atmosfera, vediamo che essa: - assorbe 19 unità di radiazione solare (16+3); - assorbe 45 unità di energia proveniente dalla superficie terrestre (15+7+23). Questa energia assorbita (64 unità in tutto) è bilanciata dall’emissione di radiazione IR verso lo spazio, suddivisa in: - 38 unità emesse dal vapore acqueo e dall’anidride carbonica; - 26 unità emesse dalle nubi. Aggiungendo a queste 64 unità le 6 unità di energia che viene emessa dalla superficie e si perde direttamente nello spazio, si ottiene una perdita totale del sistema complessivo, verso lo spazio, di 70 unità di energia sottoforma di radiazione IR al top dell’atmosfera, che bilancia perfettamente le Su base media annua 70 unità di radiazione solare assorbita (51+16+3). I numeri esprimono il contributo percentuale dei singoli processi (diversi autori citano cifre leggermente diverse). Il prodotto finale dei processi che avvengono all’interno del Sole è, come si è accennato, la radiazione elettromagnetica che dalla fotosfera comincia il suo viaggio nello spazio. Di tutta l’energia emessa dalla superficie solare solo mezzo miliardesimo giunge sulla Terra. Le onde elettromagnetiche si differenziano a seconda della lunghezza d’onda o, ugualmente, della frequenza. Più l’onda è corta, più elevate saranno la sua frequenza e la sua energia, che sono quantità proporzionali. Suddivisione dell’intero spettro delle onde elettromagnetiche. Pagina 24 di 76  Lo si colloca per il 99% fra λ = 0,15 - 4µm (cioè fra il vicino IR e il vicino UV, passando per la luce visibile dove viene registrato il massimo dell’intensità in corrispondenza delle frequenze della luce gialla e verde). Spettro di emissione al limite superiore dell’atmosfera: o la forma del grafico è simile a quella corrispondente allo spettro di emissione di un corpo nero avente una temperatura di circa 5700°C (si veda la figura). La massima emissione si ha per λ=0,47µm (giallo), mentre il valore mediano è 0,7µm. o l’area racchiusa dalla curva dà l’energia totale incidente perpendicolarmente a una superficie di area unitaria. Tale energia viene denominata costante solare e su base annua ha un valore medio pari a 1365W/m2 (1,94 cal/cm2-min). Questo valore varia del 3,5% quando il Sole passa dall’afelio al perielio o il 9,2% della costante solare cade nell’UV, il 42,4% nella luce visibile e il 48,4% nell’IR. Il flusso totale di energia interessa una porzione di superficie terrestre pari a πR2 (R raggio terrestre) (in pratica si tratta della sezione circolare illuminata dal Sole) o Pertanto, l’energia totale che nell’unità di tempo arriva ai limiti dell’atmosfera è data dal prodotto della costante solare per la suddetta sezione circolare: il suo valore è pari a circa 263·1016 cal/min. o Questa energia viene distribuita su tutta la superficie terrestre attraverso le correnti atmosferiche e, in misura ridotta, anche attraverso le correnti oceaniche, così l’energia disponibile su ogni porzione di superficie terrestre in ogni istante, data dal rapporto fra l’energia totale in arrivo e l’area totale della Terra, è pari a ~0,5cal/cm2-min (sempre senza tenere conto dell’assorbimento da parte dell’atmosfera) Spettro di emissione solare: alla sommità dell’atmosfera (curva superiore) e in prossimità del suolo dopo aver subito le varie Area della superficie terrestre: ~510.100.000 km². attenuazioni nell’atmosfera da parte dei principali gas atmosferici (vapore acqueo, O2, CO2, O3) (curva inferiore). Il corpo nero è un corpo ideale in grado di assorbire totalmente ogni radiazione che lo colpisce. In fase di emissione, emette per ogni valore di temperatura il massimo dell’energia permessa (funzione della sola temperatura). Il Sole e il sistema Terra-atmosfera possono essere considerati approssimativamente dei corpi neri. (quantità di energia emessa nell’unità di tempo, di area, di angolo solido e di lunghezza d’onda; dipende solo dalla temperatura): 2ℎ𝑐 2 𝐸𝜆 (𝑇) = ℎ𝑐 𝜆5 (𝑒 𝑘𝜆𝑇 − 1) Dove ℎ e 𝑘: sono rispettivamente la costante di Planck e costante di Boltzmann e 𝑐 è la velocità della luce Pagina 25 di 76 Tenendo fissa la temperatura a circa 5700 °C, la curva rappresentata ricalca quella relativa al Sole, ma in maniera più regolare. Integrando la legge di Planck su tutto lo spettro delle lunghezze d’onda, si ottiene la : 2ℎ𝑐 2 𝐸𝜆 (𝑇) = ℎ𝑐 → 𝐸(𝑇) ≈ 𝑇 4 𝜆5 (𝑒 𝑘𝜆𝑇 − 1) Spettro teorico di emissione del corpo nero in accordo con la legge di (energia totale emessa proporzionale alla quarta Planck per differenti temperature. La curva tratteggiata rappresenta la potenza della temperatura assoluta) variazione della posizione del massimo della curva al variare della temperatura (legge di spostamento di Wien) : 𝑇𝜆𝑚𝑎𝑥 = 𝑐𝑜𝑠𝑡𝑎𝑛𝑡𝑒 (per un corpo nero, la temperatura assoluta e la lunghezza d’onda di massima emissione sono inversamente proporzionali). I raggi UV rappresentano appena l’1% dell’energia in arrivo dal Sole, ma anche la componente solare più dannosa, sono suddivisi in tre bande. I più penetranti, e quindi i più pericolosi, sono quelli con λ più corta, ossia gli UV-C e gli UV-B, detti anche raggi Gli strati alti dell’atmosfera assorbono integralmente i raggi UV-C e parte dei raggi UV-B. La radiazione UV che raggiunge la superficie terrestre è costituita essenzialmente da UV-A e, in misura minore, da UV-B. La frazione di raggi UV che raggiunge la superficie terrestre varia nel tempo e nello spazio: - Ora del giorno: o 20-30% circa degli UV arriva tra le 11:00 e le 13:00 locali; o 75% del totale è concentrato tra le 9:00 e le 15:00. Quando il Sole è alto sull’orizzonte i raggi compiono, infatti, un percorso più breve dentro l’atmosfera, minimizzando in tal modo l’assorbimento da parte dell’aria. - Stagione: nelle regioni temperate gli UV raggiungono: o massima intensità in estate; o minima intensità in inverno. - Latitudine: il flusso annuale di raggi UV è massimo all’Equatore e minimo ai Poli - Nuvole: in generale le nubi diminuiscono la quantità di energia solare in arrivo. Un cielo con nuvole sparse, attenua appena del 10% l’intensità dei raggi UV. La frazione in arrivo al suolo si riduce del 25% circa con cielo molto nuvoloso e con cielo coperto l’attenuazione raggiunge il 70% circa. - Altitudine: con la quota la radiazione UV aumenta notevolmente di intensità. Per esempio: o in estate a 3000 m la radiazione è quasi quattro volte più intensa che a 700 m; o in inverno gli UV si riducono, rispetto all’estate, di otto volte circa in montagna e di sedici volte in pianura. - Riflessione: la parte riflessa dalla superficie terrestre e dai mari è generalmente bassa (inferiore al 7%), tuttavia il tipo di superficie può fare davvero la differenza: manti erbosi e specchi d’acqua riflettono meno del 10% della radiazione in arrivo, la sabbia riflette circa il 25% dei raggi UV-B incidenti, mentre la neve fresca arriva a riflettere circa l’80%. Ecco perché in montagna i raggi UV sono particolarmente insidiosi: all’effetto altitudine si aggiunge, infatti, anche l’effetto riflessione da parte della neve. Pagina 26 di 76 L’energia della radiazione in arrivo alla sommità dell’atmosfera è maggiore rispetto a quella in arrivo al suolo. Infatti, la materia che compone l’atmosfera assorbe, diffonde e riflette una parte della radiazione prima che questa raggiunga la superficie terrestre. La radiazione solare in arrivo al suolo è pertanto costituita da una componente diretta (I) e da una diffusa (H). La somma I + H viene denominata radiazione solare globale. ASSORBIMENTO I raggi UV “duri” (UV-B, UV-C) sono quasi totalmente assorbiti da O2, N2 e soprattutto O3 stratosferico. I raggi IR sono fortemente assorbiti da vapore acqueo e CO2, contenuti essenzialmente nella troposfera La luce visibile ha un assorbimento trascurabile. La porzione di energia direttamente assorbita dall’atmosfera (comprese le nuvole) è il 19% del totale. L’attenuazione della radiazione in arrivo al suolo dipende oltretutto dalla lunghezza del percorso dei raggi solari attraverso l’atmosfera, che risulta minimo nella fascia equatoriale e, in generale, quando il Sole è sullo zenit. SCATTERING (diffusione) Da parte delle molecole che compongono l’atmosfera, le quali “deviano” il percorso soprattutto della radiazione avente la minore λ; la diffusione interessa quasi il 50% dei raggi UV e il 5% degli IR. In generale viene definito un , che è la porzione di radiazione che riesce a raggiungere il suolo dopo aver subito un’attenuazione attraversando l’aria; il suo valore medio si aggira intorno a 0,7, ossia il 70% circa della radiazione solare riesce ad arrivare alla superficie terrestre. Composizione della radiazione solare globale al suolo per tre differenti elevazioni del Sole, ossia in diversi momenti della giornata. Come già accennato, più il Sole si avvicina all’orizzonte, più diventano prevalenti le onde lunghe (rosso-infrarosso), mentre verso il mezzogiorno locale cominciano a farsi sentire le lunghezze d’onda corte (raggi UV). I massimi valori si riscontrano in corrispondenza dei deserti caldi, dove circa l’80% della radiazione in arrivo dal Sole durante l’intero anno riesce a raggiungere il suolo grazie alla serenità del cielo. La radiazione solare globale dipende anche da altri fattori: Media annuale della radiazione solare in una superficie orizzontale - il mese dell’anno; a livello del mare in W/m2. - l’ora del giorno; - l’inclinazione della superficie; - l’altitudine del luogo. La zona equatoriale presenta due picchi massimi di energia in corrispondenza degli equinozi, ossia quando i raggi solari giungono al suolo perpendicolarmente. Pagina 27 di 76 Al Polo Nord: - si hanno due distinti periodi dell’anno collocati fra i due equinozi: o durante la notte polare (fra ottobre e marzo) la radiazione in arrivo è nulla, o dalla fine di marzo si cominciano a registrare valori di energia diversi da zero con il massimo in corrispondenza del solstizio d’estate. - nei giorni degli equinozi, su una superficie orizzontale arriva solo radiazione diffusa la cui intensità, pur essendo molto bassa, risulta praticamente costante durante tutte le 24 ore. Si riscontrano sensibili differenze in termini di intensità della radiazione tende al valore della costante solare man mano che si procede verso l’alta atmosfera in arrivo anche a seconda della quota di rilevamento: - all’aumentare della quota meno “materia” deve essere attraversata dai raggi solari i quali, essendo meno attenuati, giungono più intensi. La costante solare, come già spiegato, rappresenta la quantità di energia in arrivo dal Sole nell’unità di tempo e di superficie ai limiti esterni dell’atmosfera. Variazione dell’intensità di radiazione in funzione dell’altitudine sul livello del mare in condizioni di Sole allo Zenit e atmosfera limpida L’energia della radiazione in arrivo alla sommità dell’atmosfera è maggiore rispetto a quella in arrivo al suolo. Infatti, la materia che compone l’atmosfera assorbe, diffonde e riflette una parte della radiazione prima che questa raggiunga la superficie terrestre. La radiazione solare, oltre a essere assorbita e diffusa nell’attraversare l’atmosfera, viene anche parzialmente riflessa verso lo spazio ad opera delle nubi, dei gas atmosferici e della superficie terrestre. 𝑅 : 𝐼+𝐻 La neve ha una forte riflettività per i raggi UV, mentre assorbe integralmente le radiazioni con lunghezza d’onda maggiore di 2 µm. L’albedo diminuisce al crescere dell’umidità del suolo ed è minima per i raggi UV e IR. L’albedo risulta massimo in corrispondenza dei Poli, ossia in presenza dei ghiacciai perenni, minimo sul settore intertropicale degli oceani. … - Il 19% è assorbita dall’atmosfera - Il 30% di quella incidente ai limiti dell’atmosfera viene riflessa. All’ingresso dell’atmosfera la radiazione solare è costituita in massima parte da radiazione a onda corta. (La componente UV, la più energetica, viene assorbita e pertanto rimossa nella stratosfera, mentre la parte rimanente prosegue attraverso la troposfera) Il 19% della radiazione solare viene trattenuto nell’atmosfera (assorbimento principalmente nella stratosfera da parte di O3) Il 51% giunge alla superficie 4% impiegata dalla vegetazione per la fotosintesi clorofilliana 47% effettivamente trattenuta dal suolo La radiazione solare non giunge interamente al suolo: diffusione (scattering) da parte dell’aria: 6%; Pagina 28 di 76  riflessione da parte delle nubi: 20% La superficie è in grado di riflettere (4%) una frazione della radiazione verso lo spazio, con diversa efficienza (caratteristiche quali il colore, il tipo di terreno, oltre che angolo di incidenza: tanto più i raggi sono obliqui, tanto più vengono riflessi). Il rapporto tra la radiazione riflessa e il totale incidente. Su base media annua è chiamato. Dentro il terreno l’energia solare riesce a penetrare per pochi millimetri. - con polvere finissima si riduce a metà alla profondità di pochi µm; - con sabbia fine diviene un millesimo alla profondità di 1 mm; - con grani di 4-6 mm si riduce a un decimo alla profondità di 8 mm. Questo non ha a che fare con il bilancio termico, ma ha importanza per la biologia del suolo poiché la vita dei batteri e la germinazione dei semi richiedono la luce. le radiazioni con piccola λ sono quelle più riflesse, così in profondità la luce predominante è quella rossa. la luce solare si spinge fino a 200-500 m. Nonostante la modesta trasmissività nei confronti dei raggi solari, il suolo si riscalda per conduzione fino a profondità di 50-100cm. A causa della maggiore capacità termica e del maggior strato interessato dai raggi solari, mari e oceani, pur immagazzinando un’energia di gran lunga superiore rispetto a quella della terraferma, si riscaldano lentamente; analogamente il raffreddamento notturno è più lento sul mare che sulla terraferma. Questa sfasatura termica fra mare e terra è responsabile dell’instaurarsi dei. Per ogni località si ha un massimo di soleggiamento nei mesi estivi e un minimo durante l’inverno per motivi astronomici. Fra le diverse località, nella visione d’insieme (media annuale), si nota come Milano, e in genere le località della Pianura Padana, nel corso dell’anno “sfrutti” nel peggiore dei modi l’energia proveniente dal Sole avendo il più “basso rendimento” fra le città elencate; questa ridotta energia incidente è dovuta alle frequenti coperture del cielo nelle stagioni intermedie, alla maggior torpidità atmosferica e alla frequente presenza di nebbie o strati nuvolosi bassi in inverno. Insolazione o eliofania, ossia l’effettivo numero di ore di sole nei vari periodi dell’anno. L’insolazione dipende, oltre che dalla durata teorica del giorno (inteso come ore di luce), anche dalla presenza e quantità di nubi durante il giorno. Si nota come questo parametro si comporta in modo del tutto simile al soleggiamento sia nell’ambito dell’anno, sia passando da una zona all’altra dell’Italia; in effetti i due parametri, come è facile intuire, sono strettamente correlati. Come si può notare i valori indicati nelle tabelle seguono fedelmente le caratteristiche climatiche del territorio italiano: - più si scende di latitudine più si incontra un clima secco, dovuto a passaggi meno frequenti di sistemi nuvolosi; le due isole maggiori presentano il massimo di insolazione rispetto al resto d’Italia - il Nord, essendo maggiormente interessato dalle perturbazioni durante l’anno o dalle nebbie in inverno, presenta il minimo di insolazione che, globalmente, nell’anno risulta leggermente inferiore alla metà delle ore disponibili di sole. Pagina 29 di 76 Radiazione terrestre, formata da due componenti: radiazione emessa dalla superficie terrestre radiazione emessa dall’atmosfera (controradiazione) entrambe nella banda dell’infrarosso, chiamata anche radiazione a onda lunga o radiazione termica. Il sistema Terra-atmosfera può essere considerato in buona approssimazione come un corpo nero (specialmente sulle zone ricoperte di neve) avente una temperatura compresa grosso modo nell’intervallo fra -70 °C e 30 °C. La radiazione termica emessa da questo corpo risiede quasi totalmente nell’intervallo λ = 4 – 100 µm (completamente nella banda dell’IR). Lo spettro di emissione del sistema Terra-atmosfera assume la medesima forma dello spettro solare ma spostato verso lunghezze d’onda più elevate. Vicino alla superficie terrestre la temperatura media annuale è di circa 15 °C. In accordo con la la curva di emissione della radiazione termica risultante presenta il suo massimo in corrispondenza della lunghezza d’onda di 10µm (IR), a differenza della radiazione solare che presenta il massimo di intensità per lunghezze d’onda intorno a 0,5µm (visibile). L’assorbimento della radiazione solare da parte dell’atmosfera è relativamente basso ed essenzialmente dovuto alla presenza di O3 e O2 nella banda dell’UV, di vapore acqueo e CO2 per l’IR (già visto precedentemente). Fra visibile e vicino IR risiede un’ampia banda di lunghezze d’onda che subiscono una scarsa attenuazione da parte dell’atmosfera riuscendo a giungere quasi integralmente al suolo. Per quel che riguarda la radiazione terrestre l’atmosfera risulta essere molto più opaca: - elevata assorbitività del vapore acqueo in particolare fra 5 µm e 8 µm e per lunghezze d’onda maggiori di 25 µm; - la CO2 assorbe molto nell’intervallo fra 13,5 µm e 17 µm e intorno a 4,3 µm - l’O3 ha un’assorbitività meno marcata rispetto alle altre sostanze, con i massimi valori intorno a 9,6 µm e 15 µm; è bene ricordare che l’O3 agisce prevalentemente nella ozonosfera. Pagina 30 di 76 Risulta di particolare interesse l’intervallo di lunghezze d’onda compreso fra 8 µm e 12 µm (“ ” o “finestra dell’infrarosso termico”). A parte il sottile picco di assorbimento centrato a 9,6 µm da parte dell’O3 (principalmente nella stratosfera), l’intero intervallo risulta trasparente nei confronti della radiazione terrestre. Si tratta di quel 6% di energia che sfugge nello spazio dopo aver attraversato quasi indenne tutto lo spessore atmosferico. La temperatura della superficie terrestre mediata nel periodo di un anno è di circa 15 ° C. Dal punto di vista radiativo sembrerebbe che la Terra disperda più energia (IR, ) di quella ricevuta: di questo passo la temperatura superficiale avrebbe dovuto progressivamente diminuire per tentare di raggiungere un punto di equilibrio termico. Nel corso dei secoli la temperatura media annua si è mantenuta più o meno costante con solo piccole variazioni; quindi, il deficit energetico è reintegrato da dalla radiazione emessa da vapore acqueo, anidride carbonica e, in misura minore, anche O3 stratosferico, gas che possiedono un’elevata assorbitività in alcune bande dell’IR. Tali gas riemettono in tutte le direzioni la radiazione IR assorbita (SOLO la frazione di energia riemessa verso il suolo è denominata controradiazione, che costituisce una parziale restituzione dell’energia persa dalla Terra). In definitiva, nei confronti della radiazione, l’atmosfera si comporta proprio come una serra: è quasi trasparente ai raggi solari, ma tende a trattenere la radiazione emessa dal suolo (effetto serra). Ogni strato atmosferico è coinvolto nella controradiazione, soprattutto in rapporto al contenuto alquanto variabile del vapore acqueo, il maggior responsabile dell’effetto serra. Il contributo maggiore è dato dagli strati atmosferici vicini al suolo: con normali contenuti di vapore acqueo i primi 100 m contribuiscono per il 73%; i primi 600 m sono responsabili del 90% della controradiazione. Nelle giornate serene (ossia con scarsa concentrazione di vapore) la controradiazione è minima (70-80%), mentre in presenza di cielo coperto raggiunge i massimi valori (95%). Questo spiega perché le gelate e le brinate si verificano quando il cielo è piuttosto limpido, ossia nel caso di minima controradiazione o, detto in altri termini, nel caso di massima dispersione di calore nei bassi strati. Se si esclude il vapore acqueo, il principale gas serra è sicuramente la CO2. Il contributo della CO2 è pari a 1/6 rispetto a quello del vapore acqueo, ma riveste un ruolo importante nell’equilibrio climatico: mentre le concentrazioni di vapore, pur essendo variabili nello spazio e nel tempo, a lunga scadenza si presentano mediamente costanti, la concentrazione di CO2 nell’ultimo secolo ha fatto registrare una rapida crescita. Attualmente la concentrazione di CO2 in atmosfera è di circa 370 ppm, equivalenti più o meno a 750-760 miliardi di tonnellate totali nell’atmosfera. Pagina 31 di 76  - dal 1850 a oggi la concentrazione di CO2 è, invece, aumentata di circa il 30%, passando da 280-290 ppm ai valori attuali, ed è proprio in questo periodo di tempo – relativamente breve – che si è registrato il più forte riscaldamento dell’ultimo milione di anni e oltre Incremento delle concentrazioni di CO2 in atmosfera (in parti per milione) durante gli ultimi 1000 anni - In particolare, l’osservatorio di Mauna Loa (Hawai) monitorizza dalla fine degli anni ’50 le concentrazioni di CO2in atmosfera: da questi dati, e dai carotaggi dei ghiacci per gli anni precedenti, è evidente il forte aumento nell’era industriale. La variazione stagionale evidenziata dalle oscillazioni dell’ultima parte della curva è dovuta al fatto che la CO2 viene tolta all’aria dall’attività fotosintetica delle piante