Capitolo 2

CAPITOLO 2
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
2.1
Premessa
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, le 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 di questi parametri è riconducibile a fattori astronomici e geografici.
2.2
Fattori astronomici
Il movimento di rivoluzione della Terra intorno al Sole avviene lungo una
traiettoria ellittica, con i due fuochi ravvicinati, che può essere assimilata, con ottima
approssimazione, ad 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 è detto asse terrestre.
Come evidenziato in figura, i cambiamenti climatici stagionali sono il risultato
dell’inclinazione dell’asse terrestre rispetto al piano dell’eclittica, inclinazione che
rimane sempre costante rispetto al piano dell’eclittica durante l’anno. L’angolo d tra la
congiungente Terra-Sole e il piano dell’equatore terrestre, o declinazione del Sole, varia
durante l’anno, come rappresentato nelle seguenti figure.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
1
Ovviamente, risulta:
d = 0 in corrispondenza degli equinozi;
d = 23° 27’ al solstizio d’estate;
d = – 23° 27’ al solstizio d’inverno.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
2
In conclusione, l’inclinazione dell’asse terrestre, il moto di rivoluzione e il moto 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 definire, come segue,
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
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].
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
3
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 vedrà il Sole esattamente sulla sua
perpendicolare (altezza angolare sull’orizzonte pari a β = 90°); nello stesso istante, un
osservatore che si trovasse nel punto P alla latitudine λ (maggiore di d = 23° 27’), vedrà
il Sole raggiungere una massima altezza angolare sull’orizzonte β pari a:
β = 90° - (λ – d)
Per Genova (λ = 44° 24’), ad esempio, si ottiene β = 69° 02’. La declinazione d
durante l’anno può essere calcolata, con sufficiente approssimazione, mediante la
seguente espressione:
⎡ 360
⎤
⋅ (g + 284 )⎥
d = 23.45 ·sin ⎢
⎦
⎣ 365
g = numero d’ordine del giorno a partire dal 1° gennaio;
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
4
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;
µ = 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 = 2π ⋅
g
[rad]
360
L’andamento di e (equazione del tempo) durante l’anno è rappresentata nella figura
seguente.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
5
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.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
6
2.3
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 % c om ponente
diretta
17 % c om p. diffusa
8 % c om p. reirraggiamento nubi
51%
sulla sup erficie terrestre
La restante parte 49 % del flusso totale incidente è respinto nello spazio esterno per
effetto di riflessioni e re-irradiazioni atmosferiche (25 % + 9 % + 15 %).
La seguente figura mostra, invece, lo spettro solare al di fuori dell’atmosfera e
quello invece che raggiunge la superficie terrestre.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
7
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% nel visibile e
di 50% nell’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.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
8
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 a 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. La parità del bilancio energetico appena descritto, valido per la Terra nel suo
complesso, non è identicamente valida 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 di via
via maggiore spessore (si parla di massa d’aria attraversata, ad esempio: MA = 1 per
incidenza normale, MA progressivamente crescente per minori angoli di incidenza delle
radiazioni solari).
In generale, quindi, tanto maggiore è la latitudine tanto minore sarà il flusso d’energia
solare incidente.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
9
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.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
10
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
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 e orientamento di rilievi montuosi che proteggono o espongono vaste aree
a venti e correnti;
•
deforestazione e 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:
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
11
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
12
2.4 Ulteriori considerazioni su alcuni fattori climatici
2.4.1
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 e alla presenza di contesti urbani.
Andamento della temperatura su aree rurali e urbane
La temperatura superficiale del terreno può raggiungere valori molto elevati o
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.
2.4.2
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.
2.4.3
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.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
13
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.
2.4.4
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
(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).
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
14
2.4.5
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 e 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.
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
15
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’
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Capitolo 2
16