CENNI SU AMBIENTE ATMOSFERICO E CLIMA

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1 CAPITOLO 2 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 = [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 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 = al solstizio d estate; d = al solstizio d inverno. 1

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3 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 Equatore O µ P λ d ω Raggi solari 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]. 3

4 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 = ), vedrebbe il Sole raggiungere una massima altezza angolare sull orizzonte β pari a: β = 90 - (λ d) Per Genova (λ = ) si ha β = La declinazione d durante l anno può essere calcolata, con sufficiente approssimazione, mediante la seguente espressione: d = sin ( g + 284) g = numero d ordine del giorno a partire dal 1 gennaio; 4

5 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) [e 4(µ µ o )] ove: τ = tempo in ore scandito da un orologio; µ = longitudine del punto P; µ o = 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 µ o = -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 cos 3w 7.35 sin w 9.39 sin 2w sin 3w ove w è l angolo giornaliero: g w = 2π [rad] 360 L andamento di e (equazione del tempo) durante l anno è rappresentata nella figura seguente. 5

6 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. 6

7 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. reirraggiamento 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 %). 7

8 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 O 3 (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 (λ < 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. 8

9 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. 9

10 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: 10

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13 2.3 Ulteriori considerazioni su alcuni fattori climatici 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 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 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. 13

14 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 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). 14

15 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. 15

16 ESERCIZI ED ESEMPI 1) Si valuti per Napoli (λ = ) e per Palermo (λ = ) 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 = si ha: β = 90 - (λ d) Per Napoli si ottiene: β = 90 - ( )= Per Palermo si ottiene: β = 90 - ( )= Al solstizio d inverno si ha d = : β = 90 - (λ - d) Per Napoli si ottiene: β = 90 - ( )= Per Palermo si ottiene: β = 90 - ( )=