Profilo verticale della temperatura in atmosfera (Fig.3.16)

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1 Profilo verticale della temperatura in atmosfera (Fig.3.16) Il profilo verticale della temperatura si può calcolare come soluzione delle equazioni del trasferimento radiativo per la condizione media dell atmosfera: soluzioni iterative del bilancio radiativo per ciascuna banda spettrale dove ogni variabile è funzione solo della quota, l insolazione ha il valore medio e l angolo di zenit è nullo Variabili da precisare: - Albedo media della superficie (climatologia) - distribuzione verticale di H2O (climatologia media) CO2 (rapporto di mescolamento costante, 350ppmv) O3 Aerosol (climatologia) Nubi (strati piani paralleli, climatologia con variazione della loro riflettività e assorbimento) Puro equilibrio radiativo è instabile da punto di vista statico Nella realtà si innescano moti convettivi che ridistribuiscono il calore Questi vengono simulati assumendo che il tasso di decrescita verticale non possa superare un valore di soglia (bilancio radiativo-convettivo): Γ D 10K/km aggiustamento convettivo per aria secca Γ O 6.5K/km aggiustamento convettivo rilevato Empiricamente (risultato realistico)

2 Contributi deicomponenti minoritari al bilancio radiativo-convettivo (Fig.3.17) H2O profilo prossimo a quello osservato ma mancata riproduzione dell inversione termica in stratosfera CO2 effetto uniforme con la quota e aumento uniforme di temperatura O3 aumento di Temperatura nella stratosfera Contributi dei vari gas al tasso di riscaldamento in atmosfera (fig.3.18) Stratosfera in bilancio termico Troposfera in deficit radiativo Assorbimento SW da parte di O3 scalda la stratosfera Emissione LW di CO2, H2O, O3 raffredda la stratosfera Emissione LW di H2O raffredda la troposfera Emissione LW di CO2 raffredda (in misuraminore) la troposfera Assorbimento SW di H2O scalda la troposfera Effetto delle nubi (fig.3.19) clear sky (assenza di nubi) Nubi basse hanno un effetto prevalente di raffreddamento (grande aumento albedo ma moderato effetto radiativo rispetto alla superficie: piccola riduzione della LW emessa) Nubi alte hanno un effetto di riscaldamento (moderato aumentodi albedo, grande alterazione del bilancio radiativo: diminuzion di LW emessa)

3 Ruolo delle nubi nel sistema climatico globale Le nubi hanno due effetti contrapposti (tabella 3.3). Questo sono stati stimati sulla base di dati satellitari confrontando i valori dei flussi radiativi in presenza e assenza di nubi e ottenendo risultati soggetti a una precisione di circa 5W/m 2 nell Earth Radiation Budget Experiment (ERBE) Raffreddamento in quanto aumentano l albedo (la loro scomparsa porterebbe l albedo media planetaria dal 30% al 15%) e quindi diminuiscono l energia assorbita dal sistema climatico (la loro scomparsa lo aumenterebbe di circa 48W/m 2 ) Riscaldamento per incremento dell effetto serra (la loro scomparsa aumenterebbe la radiazione termica emessa di circa 31W/m 2 ) L entità del raffreddamento è maggiore del riscaldamento e quindi la scomparsa delle nubi (se effettuata senza introdurre altre modifiche) implicherebbe un riscaldamento complessivo del clima con un guadagno di circa 17W/m 2 ) Distribuzione geografica delle nubi (fig.3.21 si può attuare con stime visive e satellitari) Nubi alte (sommità a livello inferiore ai 440 hpa) sono presenti nelle zone tropicali dove esiste intensa e regolare attività convettiva (tendenzialmente sopra i continenti) Nubi basse (sommità a livello maggiore di 680 hpa) sono concentrate sopra le correnti fredde ai margini orientali degli oceani (sono prevalentemente sopra le superfici oceaniche) e alle medie latitudini Distribuzione geografica dell effetto delle nubi sul bilancio energetico (fig.3.22) Nelle regioni tropicali è evidente l effetto delle nubi alte che diminuiscono la radiazione solare assorbita e anche la radiazione termica emessa (il primo effetto è maggiore del secondo) Alle medie latitudini, sugli oceani e attorno al continente Antartico è evidente l effetto delle nubi basse e il loro effetto negativo sul bilancio netto.

4 Bilancio energetico della superficie (fig 4.1) Processi coinvolti nel bilancio della superficie terrestre: radiazione EM (onda lunga e onda corta, calore latente e calore sensibile) G = E s G = R t S + LE + SH + F eo Differenze dinamiche fra superficie oceani e continentale (capacità termica e accumulo di energia negli oceani rappresentati dal termine G e trasporti di calore negli oceani rappresentati da F eo ) All equilibrio (scale annuali in generale, ma anche solo scale pluri-giornaliere sui continenti) G = 0 Processi secondari che si trascurano: calore latente di fusione, conversione di energia cinetica in calore, trasferimento durante precipitazioni, energia assorbita dalla fotosintesi, processi ossidativi di materiale biologico, sorgenti geotermiche, sorgenti antropiche. Capacita termica della superficie (per unità di superficie) Capacità termica effettiva: E S = C S T eo p Capacità termica per unità di superficie C a = c S p ; C g o = c w ρ w d w la capacità termica di 2.5m di spessore di oceano equivale a quello dell intera colonna di atmosfera sovrastante) Per il suolo capacità termica per unità di volume: C S = c w ρ w f w + c c ρ c f c + c a ρ a f a + c r ρ r f r Dove nell ordine i simboli rappresentano calore specifico, densità e frazione volumetrica e si riferiscono alla componente idrica, organica, aria, e genericamente rocciosa presenti nel terreno. Il calcolo esplicito mostra che per profondità tipiche (d <1m) la capacità termica del suolo e assai minore di quella di atmosfera e oceani)

5 La penetrazione del calore all interno del suolo Se F S = K T rappresenta il flusso di calore e z C S = F S se K t z T non dipende da z = D 2 T t T ; D z 2 T = K T C S Equazione che descrive come il calore diffonde in profondità L equazione indica che la profondità cui giunge il segnale di temperatura scala con il tempo come h T = D T τ Se per τ=1 giorno h 1day T =0.1m, per τ=1 anno h 1anno T = 365h 1day T e per τ=1 anno h 10Kanni 1anno T = 100h T Fig.4.2a ciclo GIORNALIERO della temperatura nel suolo a diverse profondità Fig.4.2b profili verticali di temperatura a diverse ore del giorno Le due figure sono coerenti tra di loro e mostrano la stessa informazione