Corso di Fisica tecnica ambientale e Impianti tecnici – a.a. 2008/2009
CAPITOLO 2
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Col termine clima si intende il complesso delle condizioni meteorologiche che
interessano una porzione della superficie terrestre sul lungo periodo. Per definire le
condizioni climatiche si fa usualmente riferimento all’andamento di parametri quali la
temperatura e l’umidità dell’aria, la radiazione solare, il vento e le precipitazioni.
l clima può essere definito in corrispondenza di diverse scale spaziali e/o
temporali; ad esempio, dal clima dell’intero pianeta al clima di una regione fino al
microclima di una valle alpina, da variazioni climatiche della durata di milioni d’anni a
variazioni orarie. L’andamento dei parametri climatici in una località dipende sia da
fattori astronomici che geografici.
2.1
Fattori astronomici
Il movimento di rivoluzione della Terra intorno al Sole avviene lungo una
traiettoria ellittica, con i due fuochi ravvicinati. Pertanto, la traiettoria del sole può
essere assimilata, con ottima approssimazione, a una circonferenza di raggio r =
150·106 [km].
Il piano ove si svolge il movimento orbitale terrestre (comprendente il Sole) è
detto piano dell’eclittica. Il moto di traslazione della Terra intorno al Sole si verifica
con velocità angolare pressoché costante e il periodo di tempo richiesto per la
rivoluzione completa è pari ad un anno. Oltre al moto di traslazione la Terra compie
una rotazione completa in 24 ore. L’asse di rotazione (asse terrestre) non è
perpendicolare al piano dell’eclittica ma è inclinato di un angolo che si mantiene
sempre costante durante il moto di traslazione. I cambiamenti climatici stagionali
conseguono proprio alla citata inclinazione dell’asse terrestre rispetto al piano
dell’eclittica. Le seguenti figure mostrano come l’angolo d tra la congiungente TerraSole e il piano dell’equatore terrestre (declinazione del Sole) vari durante l’anno.
In particolare, risulta:
d = 0 in corrispondenza degli equinozi;
d = 23° 27’ al solstizio d’estate;
d = – 23° 27’ al solstizio d’inverno.
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In conclusione, l’inclinazione dell’asse terrestre, il moto di rivoluzione e
quello di rotazione danno luogo ai seguenti effetti principali:
cambiamenti di stagione;
variazione della lunghezza del giorno e della notte durante l’anno;
distribuzione dell’energia solare sulla Terra.
È opportuno ricordare gli angoli fondamentali che permettono di stabilire la
posizione del Sole rispetto a un generico punto P della superficie terrestre:
Nord
Meridiano di
Greenwich
Meridiano
del punto P
P
O
μ
λ
ω
Raggi
solari
d
Equatore
Latitudine, declinazione e angolo orario.
-
λ: latitudine del punto P (angolo compreso tra il segmento OP ed il piano
equatoriale [positivo a N e negativo a S ];
-
μ: longitudine del punto P (angolo formato sul piano equatoriale tra la
proiezione di OP e la proiezione del meridiano di Greenwich, [positivo verso
W, negativo verso E];
-
d: declinazione del Sole (angolo formato con il piano equatoriale dalla
congiungente i baricentri della Terra e del Sole);
-
ω: angolo orario del Sole (angolo sul piano equatoriale tra la proiezione di OP
e la proiezione della congiungente i baricentri della Terra e del Sole; [positivo
verso W, negativo verso E].
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Quando l’emisfero N è rivolto verso il Sole in Italia è estate: in questo periodo
vi è la maggiore estensione del periodo d’insolazione e l’altezza angolare del Sole
sull’orizzonte β (altezza solare) cresce fino a giungere al suo massimo valore al solstizio
d’estate. In inverno succede il contrario.
Come si può osservare in figura, a mezzogiorno del solstizio d’estate un
osservatore che si trovasse sul tropico del cancro vedrebbe il Sole esattamente sulla
sua perpendicolare (altezza angolare sull’orizzonte pari a β = 90°). Nello stesso istante,
invece, un osservatore nel punto P alla latitudine λ (maggiore di d = 23° 27’), vedrebbe
il Sole raggiungere una massima altezza angolare sull’orizzonte β pari a:
β = 90° - (λ – d)
Per Genova (λ = 44° 24’) si ha β = 69° 02’.
La declinazione d durante l’anno può essere calcolata, con sufficiente approssimazione,
mediante la seguente espressione:
360
d = 23.45 ·sin
g 284
365
g = numero d’ordine del giorno a partire dal 1° gennaio;
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Variazione annuale della declinazione solare d.
L’angolo orario può essere calcolato alle varie ore del giorno con l’espressione
seguente:
ω = 15·(12-τ) -0.25 [e – 4(μ – μo)]
ove:
τ = tempo in ore scandito da un orologio;
= longitudine del punto P;
μo = longitudine del meridiano centrale del fuso orario in cui si trova P; in altre
parole la longitudine del meridiano preso come riferimento per l’ora
convenzionale, e che nel “nostro caso” è il meridiano Europa Centrale, la cui
longitudine è μo = -15°;
e = termine correttivo (equazione del tempo) che tiene conto delle anomalie
dell’orbita terrestre per cui la lunghezza del giorno varia, seppure di poco, nel
corso dell’anno. I valori di e (espressi in minuti) si possono ricavare dalla
seguente espressione:
e = 0.42cos w –3.23cos 2w -0.09 cos 3w –7.35·sin w – 9.39·sin 2w -0.34 sin 3w
ove w è l’angolo giornaliero:
w = 2
g
[rad]
360
L’andamento di e (equazione del tempo) durante l’anno è rappresentata nella
figura seguente.
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Equazione del tempo.
Si può osservare come l’errore massimo che si possa commettere (cioè la
massima differenza fra l’ora segnata dall’orologio e l’ora solare vera, quella per cui a
mezzogiorno il Sole si trova effettivamente nel punto più alto della traiettoria) è pari a
16 minuti, il 2 novembre.
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2.2
Fattori geografici
Come si ricorderà, il flusso d’energia radiante solare che investe la Terra viene
in parte assorbito e in parte riflesso nello spazio. Del flusso assorbito dalla Terra una
parte viene, a sua volta, riemesso sotto forma di radiazione infrarossa.
Come schematizzato nella seguente figura, sulla superficie terrestre mediamente
giunge, in percentuale, circa il 51 % del totale flusso incidente. Il flusso incidente sulla
superficie risulta, inoltre, mediamente distinguibile nelle seguenti percentuali:
26 % componente
diretta
17 % comp . diffusa
51%
sulla sup erficie terrestre
8 % comp . reirraggia mento nubi
La restante parte 49 % del totale flusso incidente è respinto nello spazio
esterno per effetto di riflessioni e re-irradiazioni atmosferiche (25 % + 9 % + 15 %).
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La seguente figura mostra, invece, lo spettro solare al di fuori dell’atmosfera e quello
che raggiunge la superficie terrestre.
Si noti l’assorbimento significativo della porzione ultravioletta dello spettro (UV)
dovuto alla presenza nell’alta atmosfera di strati contenenti ozono O3 (stato allotropico
dell’ossigeno a molecola triatomica), gas capace di assorbire queste dannosissime
radiazioni. Come noto, alcuni inquinanti gassosi (ad esempio, i freons), qualora dispersi
nell’atmosfera terrestre, possono esplicare una significativa attività di degrado catalitico
delle quantità d’ozono presenti nell’alta atmosfera consentendo, quindi, l’arrivo sulla
superficie terrestre di maggiori flussi di radiazione UV. Il problema, molto sentito e
attuale, è anche noto con l’espressione pittoresca di buco dell’ozono. L’esame della
figura mostra inoltre che la radiazione solare che giunge sulla superficie terrestre è,
indicativamente, ripartita in porzione di circa il 50% nello spettro visibile e di circa il
restante 50% nello spettro infrarosso ( < 4μm).
In condizioni di regime stazionario il bilancio termico dell’intero pianeta
impone che la Terra scambi per irraggiamento verso lo spazio un flusso termico
complessivo pari al flusso solare assorbito e cioè un flusso pari al 51% del totale flusso
solare incidente.
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Il flusso emesso verso lo spazio è per circa il 18% conseguente allo scambio
diretto Terra–Universo e per il 33% conseguente allo scambio Atmosfera–Universo.
Le radiazioni emesse dalla superficie terrestre possono essere considerate, almeno in
prima approssimazione, come radiazioni infrarosse emesse da un corpo nero alla
temperatura di 288 [K] e cioè corrispondenti ad una temperatura media della superficie
terrestre di 15 [°C].
Si può precisare che, se l’atmosfera terrestre fosse totalmente trasparente e cioè
non esistesse alcun effetto “serra” atmosferico, il bilancio termico del nostro pianeta
verrebbe “soddisfatto” in corrispondenza a una temperatura media pari a circa – 54
[°C] e cioè drammaticamente bassa.
Come osservato, il bilancio energetico complessivo della Terra e dell’atmosfera
determina la temperatura globale media in superficie e la temperatura effettiva
d’irraggiamento della Terra.
Il soddisfacimento del bilancio energetico appena descritto, valido per la Terra
nel suo complesso, non è identicamente valido per ogni latitudine: alle latitudini più
basse, come risulta evidente dall’esame della seguente figura, si riceverà, per ragioni
geometriche, più energia di quanta non ne sia emessa; e viceversa.
Oltre a questo effetto geometrico, si osservi, sempre in figura, come alle
latitudini maggiori la radiazione solare debba attraversare uno strato d’atmosfera via via
di maggiore spessore (si parla di massa d’aria attraversata, ad esempio, MA = 1 per
incidenza normale, MA progressivamente crescente per minori angoli di incidenza).
In generale, quindi, tanto maggiore è la latitudine, tanto minore sarà il flusso
d’energia solare incidente sulla superficie terrestre.
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Queste differenze negli apporti di energia alle varie latitudini sono in parte
compensate da meccanismi convettivi su larga scala (venti e correnti oceaniche) che
trasferiscono calore dall’equatore ai poli come schematizzato nella figura sottostante.
È però necessario osservare che, alla stessa latitudine, l’assorbimento d’energia
solare da parte della superficie terrestre dipende anche da ulteriori elementi e cioè da
anche da fattori geografici quali:
coefficiente d’assorbimento della superficie stessa (una zona ricca di vegetazione
assorbe in modo diverso da una arida);
presenza di superfici liquide (mari, fiumi, laghi): a causa della maggiore capacità
termica, la superficie liquida si riscalda molto meno di quella solida;
presenza ed orientamento di rilievi montuosi che proteggono od espongono vaste
aree a venti e correnti;
deforestazione ed urbanizzazione di vasti territori con conseguenti cambiamenti
climatici.
Il C.N.R. ha elaborato una proposta di suddivisione del territorio italiano in 7
aree climatiche omogenee, per la stagione fredda e per la stagione calda:
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2.3 Ulteriori considerazioni su alcuni fattori climatici
2.3.1
Temperatura dell’aria
È il risultato di un complesso bilancio che dipende in primo luogo dall’intensità
e dalla durata della radiazione solare, ma è anche condizionato, come già osservato,
dalle caratteristiche termofisiche del luogo, dalla vicinanza di grandi masse ad alta
inerzia termica, dalle correnti e movimenti d’aria. Su scala locale si registrano anche
effetti dovuti alla configurazione orografica e alla presenza di contesti urbani.
Andamento della temperatura su aree rurali ed urbane
La temperatura superficiale del terreno può raggiungere valori molto elevati od
estremamente ridotti, con escursioni termiche giornaliere elevate. In ogni caso l’aria
calda presente al suolo tende a sollevarsi, provocando così una diluizione e dispersione
degli inquinanti, oppure può bloccarsi a causa d’inversioni termiche.
2.3.2
Umidità relativa
Dipende dalla temperatura dell’aria: i valori più elevati si registrano all’alba,
quando la temperatura raggiunge il suo valore minimo; i più bassi nel pomeriggio in
corrispondenza alle più elevate temperature pomeridiane. La fluttuazione quotidiana
dell’umidità relativa è più sensibile in estate che in inverno, analogamente alla
temperatura dell’aria.
2.3.3
Radiazione solare
Come già precisato, nell’attraversare l’atmosfera le radiazioni solari sono
soggette a fenomeni di riflessione; assorbimento; diffusione. Questi fenomeni sono
fortemente dipendenti da:
-
lunghezza d’onda della radiazione;
-
spessore e natura fisico-chimico degli strati attraversati.
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In estrema sintesi, pertanto, l’entità della radiazione solare che giunge sulla superficie
terrestre e quindi anche sulle strutture verticali ed orizzontali degli edifici dipende non
solo
dai
fattori
astronomici
descritti,
ma
anche
dalle
caratteristiche
di
trasparenza/opacità dell’atmosfera. Circa l’interazione tra radiazione solare e strutture
verticali e orizzontali degli edifici si forniranno nel prossimo capitolo indicazioni
quantitative.
2.3.4
Venti
Per valori inferiori ad 1 [m/s] si parla di condizioni di calma e non di vento. Il
regime dei venti condiziona la distribuzione delle temperature dell’aria e dell’umidità in
ogni località ed è fortemente influenzato dalle specificità locali. Ad esempio velocità,
frequenza, direzione dei venti dipendono da molti fattori quali ad esempio esposizione,
altimetria, tessitura del suolo, ostacoli, presenza di corpi idrici, ecc. È interessante citare
il regime delle brezze, tipico delle zone costiere come la Liguria.
Nelle figure seguenti, a solo titolo esemplificativo, s’illustra qualitativamente, in
sezione e in pianta, come la presenza di un ostacolo (edificio) possa modificare
significativamente la fluidodinamica di una corrente d’aria in moto (vento).
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2.3.5
Precipitazioni
Vi possono essere sensibili scostamenti fra i valori regionali di piovosità e quelli
riscontrati in particolari condizioni di clima locale.
I primi sono rilevabili dagli annali del Servizio Idrografico Nazionale che
riportano le misure effettuate in stazioni pluviometriche diffuse sul territorio per
caratterizzare i valori di piovosità che si registrano nei vari bacini idrici. Per effetto del
mescolamento di correnti d’aria calda ed umida con correnti d’aria fredda si possono
tuttavia determinare precipitazioni a carattere locale con intensità e frequenze non
riconducibili ai valori di bacino.
Queste condizioni si riscontrano in particolare nelle zone collinari, dove le
correnti d’aria calda, impattando sul pendio, sono costrette a salire rapidamente di quota
con conseguente raffreddamento e condensazione di vapor d’acqua. Anche sopra gli
ambienti urbani si possono verificare fenomeni simili, ad esempio quando moti
ascendenti d’aria calda generati dall’ambiente urbano incontrino correnti d’aria fredda a
più quota alta. Nelle zone urbane poi la presenza di maggior quantità di polveri e
particolati, che agiscono da nuclei di condensazione, può determinare precipitazioni più
frequenti.
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ESERCIZI ED ESEMPI
1) Si valuti per Napoli (λ = 40° 51’) e per Palermo (λ = 38° 07’) la massima altezza
angolare β raggiunta sul piano dell’orizzonte dal sole a mezzogiorno del solstizio
d’estate (21 giugno) e del solstizio invernale (21 dicembre):
Facendo riferimento alla figura al solstizio d’estate d = 23° 27’ si ha:
β = 90° - (λ – d)
Per Napoli si ottiene:
β = 90° - (40° 51’– 23° 27’)= 82° 24’
Per Palermo si ottiene:
β = 90° - (38° 07’– 23° 27’)= 85° 20’
Al solstizio d’inverno si ha d = - 23° 27’:
β = 90° - (λ - d)
Per Napoli si ottiene:
β = 90° - (40° 51’+ 23° 27’)= 25° 42’
Per Palermo si ottiene:
β = 90° - (38° 07’+ 23° 27’)= 28° 26’
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