CAPITOLO 2
CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA
Si definisce clima 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. L’andamento di
questi parametri è riconducibile a fattori astronomici e geografici che determinano il
bilancio energetico della terra. 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.
2.1
Fattori astronomici
Il movimento di rivoluzione della Terra intorno al Sole avviene lungo una
traiettoria ellittica, con i due fuochi assai vicini. La traiettoria può essere assimilata
con ottima approssimazione ad una circonferenza di raggio r = 150·106 [km].
Il piano dell’orbita che comprende 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 costante rispetto al piano dell’eclittica durante il movimento di rivoluzione della
Terra attorno al Sole. L’angolo tra il piano equatoriale terrestre e la congiungente i
baricentri della Terra e del Sole (angolo di declinazione del Sole d ) varia, invece,
continuamente durante l’anno come rappresentato nella seguente figura. Ovviamente
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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Il movimento di rotazione della Terra attorno al proprio asse è caratterizzato da
velocità angolare costante e ha la durata di un giorno.
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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 definire 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].
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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’angolo d’incidenza delle
radiazioni solari cresce fino a giungere al suo massimo valore al solstizio d’estate. In
inverno succede il contrario.
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:
⎡ 360
⎤
⋅ (g + 284 )⎥
d = 23.45 ·sin ⎢
⎣ 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;
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;
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
w = 2π ⋅
g
angolo giornaliero [rad]
360
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L’equazione del tempo è rappresentata nella figura seguente.
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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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, 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 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 sulla superficie terrestre.
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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.
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In media la superficie terrestre trasferisce all’atmosfera e disperde nello spazio
tanta energia quanta ne assorbe.
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 osservare 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 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 di maggiore
spessore.
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Queste differenze sono compensate mediante meccanismi convettivi su larga
scala (venti e correnti oceaniche) che trasferiscono calore dall’equatore ai poli come
schematizzato nella figura sottostante.
In generale, quindi, tanto maggiore è la latitudine, tanto minore sarà il flusso
d’energia solare incidente. È però necessario osservare che, alla stessa latitudine,
l’assorbimento d’energia solare da parte della superficie terrestre dipende anche da
ulteriori 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 importanti 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 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.
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.
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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.
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.
2.3.4
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.
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Capitolo 2
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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).
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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Capitolo 2
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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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