Corso di Fisica tecnica e ambientale – a.a. 2011/2012 - Docente: Prof. Carlo Isetti
CAPITOLO 10
AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
10.1
FATTORI ASTRONOMICI
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:
temperatura e umidità dell’aria, radiazione solare, vento, precipitazioni.
Il clima può essere definito in corrispondenza a 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 dai seguenti fattori:
- astronomici;
- geografici.
10.2 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
a 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 Terra-Sole 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 e 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.
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È opportuno ricordare gli angoli fondamentali che permettono di stabilire la posizione
del Sole rispetto ad un generico punto P della superficie terrestre:
Nord
Meridiano di
Greenwich
Meridiano
del punto P
P
O
μ
λ
ω
d
Raggi
solari
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].
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.
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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’) è β = 69° 02’.
La declinazione
d durante
l’anno
può
essere
calcolata, con sufficiente
approssimazione, mediante la:
360
g 284
d = 23.45 ·sin
365
ove:
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
essendo w 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 (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) che si possa commettere è pari a 16 minuti, il 2 novembre.
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10.3
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, solo 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
8 % comp. reirraggiamento nubi
51%
sulla sup erficie terrestre
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 invece
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 ed 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.
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.
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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] ossia 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 ad 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 quest’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, come 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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10.4
ULTERIORI CONSIDERAZIONI SU ALCUNI FATTORI CLIMATICI
10.4.1 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 ed 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.
10.4.2 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.
10.4.3 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. Al riguardo dell’interazione tra la radiazione solare e le strutture verticali ed
orizzontali degli edifici si forniranno nel prossimo capitolo indicazioni quantitative.
10.4.4 Venti
Si precisa che 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.
Brezza di mare e di terra
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).
Impatto dei venti sugli edifici
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ESERCIZI ED ESEMPI
1) Si valuti per Napoli (λ = 40° 51’) e 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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