INTRODUZIONE ALLA RADIAZIONE UV. Vito Vitale

INTRODUZIONE ALLA RADIAZIONE UV Vito Vitale Istituto di Scienze dell Atmosfera e del Clima (ISAC-CNR) Via Gobetti, 101 Bologna

Il bilancio di energia al limite superiore del sistema Terra-Atmosfera Il pianeta Terra è un sistema termodinamicamente chiuso, che scambia energia con lo spazio esterno solo attraverso processi di trasferimento di radiazione. Perciò, il bilancio di energia della Terra risulta definito dalla somma di DUE termini di flusso di radiazione: il primo termine è positivo ed è fornito in massima parte (99.997%) dalla radiazione solare entrante (onda corta di lunghezza d onda da 0.3 a 4.0 m) il secondo è di segno negativo ed è dato dal flusso uscente di radiazione infrarossa, ovvero dalla radiazione emessa dal sistema superficie-atmosfera verso lo spazio (onda lunga, oltre i 4.0 m). All interno del sistema il bilancio e e piu complesso e definito dalla somma di PIU termini, e include flussi di calore ai termini radiativi.

LO SPETTRO SOLARE

4000 nm 100 nm Curva nera spettro solare come determinato fino ad inizi anni 90 Short-wave radiation Curva rossa spettro solare come determinato grazie al miglioramento delle tecniche di misura degli ultimi anni

100 nm 4000 nm

DOVE HA ORIGINE LA RADIAZIONE SOLARE? Le lunghezze d onda della RADIAZIONE SOLARE (shortwave radiation - SW) sono legate inversamente alla altezza dell atmosfera solare alla quale vengono emesse

LA COSTANTE SOLARE Le prime valutazioni della costante solare risalgono alla seconda meta dell 800. Nel 1884, Langley stimo un valore di 2903 W/m². Nel 900 fino al lancio dei satelliti, le misure di Abbot e altri fornirono valori che variavano da 1322 a 1465 W/m². Le valutazioni piu recenti danno per la costante solare il valore di 1366.2 W/m 2. Tale valutazione e ottenuta analizzando dall analisi delle misure con absolute cavity radiometers effettuate da 6 differenti satelliti nel periodo 1978-1998. Luce visibile e radiazione infrarossa forniscono un contributo praticamente simile pari a circa il 46% La radiazione UV fornisce quasi l 8%, equivalente a circa 110 W/m 2.

GRANDEZZE PER DESCRIVERE LA RADIAZIONE Lunghezza d onda ( L -1 - nm, µm ) Frequenza ( T -1 - Hz ) Numero d onda (L -1 - cm ) I λ = di /dλ n λ = n ν I ν ~ = di /dν Intensita specifica (brillanza) ( energia T -1 L -2 (angolo solido) -1 (frequenza) -1 - W m -2 ster -1 µm -1 ) Numero fotoni Calcolabile dalla brillanza ricordando che l energia di un singolo fotone alla lunghezza d onda λ ( λ = c / ν) e

DESCRIZIONE QUANTITATIVA DEL FLUSSO DI RADIAZIONE Il numero d onda ν = 1/ λ (cm -1 ) e spesso usato per caratterizzare la radiazione Consideriamo una quantita di energia radiante de ν nell intervallo di frequenza (ν, ν + dν) confinata nell angolo solido dω che viene trasportata attraverso un elemento di area dσ durante il tempo dt. Se ϑ e l angolo che la direzione considerata fa con la normale alla superficie, allora de ν e legato alla intensita specifica dalla relazione Pennello di radiazione de ν = I ν cosϑ dν dσ dω dt

Da questa definizione di intensita deriva che in genere I ν = I ν (x,y,z,l,m,n, t) Isotropa I ν = I ν (x,y,z, t) Caso importante quello della atmosfera statificata in piani paralleli. Le proprieta fisiche sono invarianti su un piano. In questo caso possiamo scrivere che I ν = I ν (z,ϑ, ϕ, t) E importante notare che I ν = λ 2 I λ L integrazione su tutte le frequenze fornisce l intensita integrata (da alcuni chiamata anche radianza)

Considerando tutti i contributi di radiazione che attraversano l area dσ lungo la direzione positiva della normale n (il che vuol dire fare l integrazione su tutti gli angoli solidi) otteniamo la densita di flusso monocromatico dω dω Integrando non solo sugli angoli solidi ma anche sui numeri d onda otteniamo la densita di flusso (o irradianza) Se la radiazione isotropa allora F ha le dimensioni potenza/area vale a dire quelle di un flusso di energia F + flusso incidente (forward) F - flusso riflesso (backward) F + = π I Il flusso netto e definito da F = F + - F -

RADIAZIONE E MATERIA EMISSIONE, ASSORBIMENTO Per mantenere il suo equilibrio termico, una sostanza che assorbe energia radiante deve anche emetterla. La base per descrivere l emissione di radiazione e la teoria di corpo nero ε λ = α λ = 1 ( Legge di Kirchhoff ) ε λ emissività α λ assorbitivita

Per un corpo nero sappiamo essere ε λ = α λ = 1 Nel caso di corpi reali in genere oltre a emissione ed assorbimento possiamo avere riflessione e trasmissione di radiazione. In generale ε λ < 1. Possiamo comunque continuare ad usare gli stessi concetti di corpo nero. Quindi possiamo definire una emissivita data dalla relazione E equivalentemente per assorbitivita, riflettivita e trasmissivita Se valgono le condizioni di equilibrio termodinamico locale (LTE) allora continua ad essere valida la relazione ε λ = α λ Legge di Kirchhoff

Piu il corpo diventa caldo piu il picco di emissione si sposta verso lunghezze d onda minori Legge di Stefan-Boltzmann (irradianza emessa da un corpo nero) F Questa relazione implica che l energia emessa da un corpo aumenta drammaticamente all aumentare della temperatura. Raddoppiare la temperatura porta un aumento di 16 volte in energia emessa.

La radiazione solare è distribuita su un ampio intervallo spettrale, che si suddivide in piu sotto-intervalli: Ultravioletto 380-400 nm Visibile 700-760 nm Infrarosso 100 nm 280 nm 315 nm 400 nm UV-C UV-B UV-A

ULTRAVIOLET CLASSIFICATION Ultraviolet wavelengths have been assigned a variety of divisions, depending upon user community, measurement techniques, and instrumentation capabilities. Ultraviolet. Ultraviolet or UV irradiances are defined in the wavelength range of 400 nm > lambda100 nm as part of the Global Solar UV Index (UVI) designation. Vacuum Ultraviolet. Vacuum Ultraviolet or VUV irradiances are defined in the wavelength range of 200 nm > lambda10 nm. This wavelength range is commonly used by providers of the data of this spectral range as well as by the materials sciences community. Extreme Ultraviolet. Extreme ultraviolet or EUV irradiances are defined in the wavelength range of 100 nm > lambda10 nm. This wavelength range is commonly used by providers of the data of this spectral range. Some members of the aeronomy community have used a definition with the lower wavelength cut-off at 30 nm and a higher cut-off at 120 nm. Far Ultraviolet. Far Ultraviolet or FUV irradiances are defined in the wavelength range of 200 nm > lambda100 nm. This wavelength range is commonly used by providers of the data of this spectral range. Some members of the aeronomy community consider the start of this wavelength range at 120 nm.

Ultraviolet C. Ultraviolet C or UVC irradiances are defined in the wavelength range of 280 nm > lambda100 nm as part of the Global Solar UV Index (UVI) designation. Middle Ultraviolet. Middle Ultraviolet or MUV irradiances are defined in the wavelength range of 300 nm > lambda200 nm. This wavelength range is commonly used by the aeronomy community. Ultraviolet B. Ultraviolet B or UVB irradiances are defined in the wavelength range of 315 nm > lambda280 nm as part of the Global Near Ultraviolet. Near ultraviolet or NUV irradiances are defined in the wavelength range of 400 nm > lambda 300 nm. This wavelength range is commonly used by the aeronomy community. Ultraviolet A. Ultraviolet A or UVA irradiances are defined in the wavelength range of 400 nm > lambda315 nm as part of the Global Solar UV Index (UVI) designation.

ISO 21348 information collected from Space Environment Technologies spacenvironment@spacenvironment.net http://spacewx.com

INTERAZIONE DELLA RADIAZIONE SOLARE CON L ATMOSFERA TERRESTRE H2O, CO2 ed O3 danno la massima parte degli effetti contributi minori da NO2, CH4, O2

Albedo ed emittanza della Terra Ricordiamo l equazione di equilibrio termico del sistema Terra- Atmosfera (1 - A) F s π a 2 = 4πa 2 σ T 4 (dove l effetto dell atmosfera assorbente e sostanzialmente racchiuso nella emittanza) Da questa equazione discende immediatamente che la temperatura di equilibrio T e del sistema è data dal valore definito da [F s (1 - A)/ 4 ) ] 0.25 Questa semplice relazione rende evidente l importanza dell albedo del sistema nel determinare le condizioni di equilibrio e lega tale equilibrio ai soli due parametri A ed.

L assorbimento della radiazione solare UV nell atmosfera terrestre UV-C UV-B UV-A strato di ozono 200 N 2 O UV-B UV-A 150 O 2 O 3 ALTEZZA (km) 100 50 0 0 100 200 300 400

Per lunghezze d'onda inferiori a 200 nm si ha forte attenuazione ad opera di. Fotolisi di H2 e O2 nell'intervallo 20-100 nm. Fotoionizzazione di O2, O, N2, N, ecc. nell'intervallo 80-200nm. Fotodissociazione dell'ozono tra 200 e 300 nm (banda di Hartley) Come conseguenza di questi intensi processi di attenuazione, la componente diretta della radiazione UV diminuisce molto rispetto alla componente diffusa al diminuire della lunghezza d'onda. Al di sotto dei 300 nm tale componente risulta per molti scopi pratici trascurabile.

I s (W/m 2 ) Come cambia la radiazione solare UV alla superficie (I s ) in funzione dell ozono colonnare totale (X) 1 0 0 1 0-1 1 0-2 1 0-3 1 0-4 1 0-5 1 0-6 1 0-7 B o lo g n a, 2 1 g iu g n o, 1 2 :0 0 X = 2 9 0 D U X = 3 2 0 D U X = 3 5 0 D U X = 3 8 0 D U 1 0-8 2 9 0 2 9 5 3 0 0 3 0 5 3 1 0 3 1 5 L U N G H E Z Z A D 'O N D A ( n m ) RAPPORTI R 4 0 3 0 2 0 1 0 X = 2 9 0 D U X = 3 2 0 D U X = 3 5 0 D U 0 2 9 0 2 9 5 3 0 0 3 0 5 3 1 0 3 1 5 L U N G H E Z Z A D 'O N D A ( n m ) R = I s ( X = 290, 320, 350 DU ) I ( X = 380 DU ) s

Influenza dei vari tipi di nube sulla radiazione UV in arrivo alla superficie (valutazioni effettuate con il modello TUV) Bologna, 21 maggio 2005 12:00 UT 12 km Deep 6 km Cielo sereno Altostratus convection Cumulus 0 km 55 W/m 2 51 W/m 2 34 W/m 2 1 W/m 2

IMPORTANZA DELLA RADIAZIONE UV PER I PROCESSI ATMOSFERICI, LA BIOSFERA, LA NOSTRA SALUTE, ED IL CLIMA. La radiazione UV in arrivo sul nostro pianeta rappresenta solo l 8 % della radiazione emessa dal Sole ma è molto importante per la composizione dell atmosfera terrestre in quanto rappresenta la principale fonte di energia per la scissione dei legami chimici delle molecole presenti in atmosfera 2.5 RADIAZIONE (W/m 2 ) 2.0 1.5 1.0 0.5 UV 0.0 200 400 600 800 1000 1200 1400 LUNGHEZZA D'ONDA (nm)

Gli spettri d azione piu importanti legati a eritema e DNA La dose eritemale D E 'si definisce come: CIE ERYTHEMA ACTION SPECTRUM 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 Lo spettro solare UV F(λ) (01/08/2006 09:27 LT) CIE Erytema Action Spectrum A(λ) 280 300 320 340 360 380 400 WAVELENGTH (nm) 0.6 0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 0.0 SOLAR SPECTRUM (W m -2 nm -1 ) ' D E = 0 F ( λ) A( λ) dλ Come si vede, la dose eritemale si ottiene moltiplicando la curva spettrale F() della radiazione solare UV in arrivo al suolo per la funzione spettrale A() che definisce la curva del CIE erythemal action spectrum.

Dipendenza della dose eritemale giornaliera dall ozono totale ERYTHEMAL DOSE OZONE AMOUNT (DU) (J m -2 ) 500 450 400 350 300 250 200 6000 5000 4000 3000 2000 1000 0 Ap M G L A S O N D Ge F Mr Ap M G L A S O N D Ap M G L A S O N D Ge F Mr Ap M G L A S O N D 2005 2006 - Nella parte superiore, si nota un sensibile aumento dell ozono totale dalla primavera 2005 alla primavera 2006 (da circa 320 a 380 DU, pari a + 19%). Corrispondentemente, la dose eritemale giornaliera D E diminuisce da circa 4500 J m -2 a circa 2500 J m -2, pari a - 44%, come si può notare nella parte inferiore della figura.

Dipendenza della dose eritemale giornaliera dall ozono totale ERYTHEMAL DOSE (J m -2 ) 6000 5000 4000 3000 2000 MSZA<40 R = 0.74 OZONE AMOUNT (DU) MSZA = minimal solar zenith angle Bologna 2005-2006 1000 280 300 320 340 360 380 400 Le misure sperimentali indicano che una diminuzione dell ozono totale da 400 a 300 DU comporta un aumento della dose eritemale giornaliera corrispondente ad un fattore 2.5.

Sia gli effetti negativi della radiazione UV che i suoi effetti benefici dipendono dalle dosi assorbite. Tali dosi mostrano una variabilita stagionale molto piu grande rispetto ai picchi massimi di irradianza. Cio a causa del fatto che le giornate d estate sono molto piu lunghe di quelle invernali. Facendo uso degli action spectra al momento accettati Apparentemente sembra che non vi sia una regione sul pianeta nella quali vi sia assenza di rischio di eritema in estate e una quantita di radiazione UV sufficientemente grande per la produzione di vitamina D in inverno.

Le misure di irradianza ultravioletta sono iniziate in maniera sistematica solo all inizio degli anni 90, quando la diminuzione legata ai CFC era gia in corso. La determinazione della situazione antecedente all inizio degli effetti antropogenici puo avvenire solo per via modellistica attraverso opportune tecniche di ricostruzione delle serie temporali. Le misure in essere risultano essere l unico metodo di validazione.

La complessita dei processi che determinano l intensita e la distribuzione spettrale della radiazione UV al suolo fa si che valutazioni modellistiche basate su un ragionevole insieme di parametri di input presentino notevoli margini di errore e non sono in genere in grado di riprodurre l alta variabilita temporale e spaziale. Lo stretto legame tra radiazione UV, gli ecosistemi, i processi fisico-chimici alla superficie e le attivita'umane, rende altresi necessaria la conoscenza accurata di tale parametro (soprattutto in termini spettrali). Il contrasto tra queste due affermazioni determina l'importanza del monitoraggio della radiazione UV. Due considerazioni aumentano considerevolmente l importanza del monitoraggio: Gli effetti della radiazione UV si estendono dai campi della salute e della qualita dell aria anche ad attivita economiche, quali la produzione alimentare (agricola ma non solo) e la progettazione/produzione di materie plastiche (particolarmente sensibili sopratutto ai flussi UV-B). In un sistema climatico che cambia, gli effetti sulla radiazione UV in arrivo al suolo possono essere rilevanti.

Grazie per l attenzione