4. I fattori e le grandezze determinanti la dinamica dell’atmosfera
4.3. Il bilancio energetico del sistema Terra-Atmosfera
Tutta l’energia che l’uomo ha a disposizione, sia quella racchiusa nell’atomo o accumulata nelle mate-rie combustibili, sia quella sparsa nel suolo, nei fiumi, nel mare e nell’atmosfera, deriva, direttamente o indirettamente, dal Sole. Come un’immensa fornace atomica, il Sole emette continuamente una radiazio-ne intensissima, valutabile in 5,2 · 1024kilocalorie al minuto; di questa radiazione solare inviata nello spa-zio, la Terra, inclusa la sua atmosfera, riceve soltanto una porzione trascurabile.
L’energia solare giunge sulla Terra sotto forma di radiazioni, ossia di onde elettromagnetiche, la quasi totalità delle quali ha lunghezze d’onda relativamente piccole, che in Meteorologia vengono considerate come “onde corte”. La Terra riceve, quindi, energia dal Sole, la assorbe e converte in calore e, di conse-guenza, emette anch’essa energia, sotto forma di radiazioni aventi lunghezze d’onda più ampie, che ven-gono indicate come “onde lunghe” (raggi infrarossi).
Ogni gas dell’aria, poi, assorbe una quantità diversa di radiazione solare a precise lunghezze d’onda: può essere trasparente ai raggi infrarossi e non esserlo agli UV (è il caso dell’O3) o viceversa (è il caso della CO2). L’assorbimento totale atmosferico, dunque, non è uniforme su tutto lo spettro solare.
L’energia assorbita dall’atmosfera può essere: trasformata in energia che alimenta i venti; assorbita da trasformazioni chimico-fisiche che hanno luogo nell’aria oppure irradiata nuovamente nello spazio e rifles-sa in tutte le direzioni.
In sostanza, il sistema Terra-Atmosfera guadagna e perde energia: l’equilibrio tra la radiazione solare in entrata e quella in partenza dalla Terra determina il bilancio radiativo fra la Terra stessa e l’atmosfera (Figura 2).
Il flusso energetico solare dipende dalla latitudine e dalla stagione o, meglio, dall’eliofania, la durata dell’irraggiamento solare. Su scala globale, però, si possono fare alcune considerazioni quantitative utili a definire il bilancio energetico del nostro pianeta che diventa essenziale per comprendere la dinamica del-l’atmosfera e caratterizzare climi e ambienti.
Figura 2. Il Bilancio Radiativo del sistema Terra-atmosfera.
Parte dell’energia rilasciata dal Sole, prima di raggiungere la Terra, viene riflessa nello spazio dalle nubi e parte è assorbita dall’atmosfera terrestre. Della radiazione solare che giunge al limite dell’atmosfera,
infat-ti, soltanto il 52% riesce ad arrivare fino alla superficie terrestre, dopo aver attraversato l’involucro gassoso (19% è assorbito direttamente dall’atmosfera, in particolare, dall’ozono, dall’anidride carbonica e dal vapo-re acqueo; il 4% assorbita dalle nubi; il 25% viene disperso, di cui il 17% è riflesso dalle nubi, e l’8% dall’aria). Questa quantità costituisce la radiazione globale, ma ad essa va sottratto ancora il 6% circa, a causa della riflessione media dovuta alla Terra (oceani, laghi, nevai e ghiacciai, vegetazione, etc.), riducendosi così la
radiazione effettivaal 46%. Questa percentuale della radiazione che giunge a Terra è assorbita dal suolo; tuttavia, essa può variare molto. I principali fattori che influenzano questo fenomeno sono:
•
la diversa albedo del suolo;•
la diversa durata del dì, che varia con la stagione e con la latitudine;•
la diversa costituzione del suolo, i cui componenti hanno un calore specifico caratteristico;•
l’inclinazione del suolo rispetto alla direzione della radiazione.La radiazione effettiva che giunge al suolo lo riscalda e il suolo, essendo dunque caldo, emette una radiazione fatta soprattutto di raggi infrarossi ad ampia lunghezza d’onda, di calore latente, il quale dà il maggior contributo al riscaldamento dell’atmosfera, e infine di calore sensibile. In altri termini, il 46% della radiazione effettiva si trasforma in energia ed è utilizzato dalla Terra in tal modo: il 24% circa è utilizzato per l’evaporazione e il calore che così passa nell’atmosfera è definito come calore latente; il 7% rappresenta il trasferimento di calore dalla Terra all’atmosfera sotto forma di calore sensibile; il 15% forma la radiazio-ne ad onda lunga, che in buona parte riesce ad attraversare l’atmosfera (9%), mentre l’altra parte (6%) viene assorbita dai gas presenti in atmosfera (vapor d’acqua, CO2e O3).
Infine, la radiazione proveniente dal Sole che resta negli strati superiori dell’atmosfera, viene da que-sta riemessa sotto forma di raggi infrarossi nella percentuale del 60%, tale che si que-stabilisce, appunto, l’equi-librio radiativo tra il Sole e il sistema Terra-Atmosfera.
L’Albedo
In particolare, il rapporto fra la quantità di energia che viene riflessa immediatamente nello spazio e l’energia incidente, ossia quella totale in arrivo del sistema Terra-Atmosfera, si definisce potere
rifletten-teo albedo, ossia la tendenza a riflettere piuttosto che assorbire la luce. Nel complesso, per il sistema Terra-atmosfera stesso, l’albedo si può valutare intorno al 30-35%. Le nubi, il pulviscolo e le particelle di vapore sono senz’altro responsabili delle perdite più elevate (25%), ma anche la superficie terrestre contribuisce a far perdere una parte dell’energia solare (complessivamente il 6%).
Da osservare che l’albedo è molto variabile nei diversi componenti della superficie terrestre (Figura 3): quel-la di alcune rocce scure è quasi uguale a zero; per un terreno erboso può essere del 20% (cioè l’80% delquel-la radia-zione solare che lo colpisce viene assorbito ed il terreno si riscalda molto); per un deserto sabbioso può arrivare al 30%, mentre per la neve fresca sale addirittura all’80%. Il potere riflettente del mare è inferiore al 4% quando il Sole è allo zenit, ma va aumentando sensibilmente col suo declinare.
Figura 3: Percentuale di luce solare riflessa in relazione alle varie condizioni della superficie terrestre
Da quanto sopra detto, possiamo dire che l’atmosfera si comporta dunque come i vetri di una serra, lasciando passare senza perdite sensibili le radiazioni luminose solari, ma intercettando le radiazioni termiche terrestri (controradiazione atmosferica) e, così facendo, resta calda, mantenendo costante la temperatura globa-le ad una media di 15°C (effetto serra).
L’effetto serra raggiunge il massimo (oltre il 90%) durante le notti con cielo coperto, quando le nuvo-le riducono la dispersione del calore proveniente dalla terra. Al contrario, nelnuvo-le notti serene e con basso tasso di umidità, una quantità più elevata di calore viene disperso negli alti strati dell’atmosfera e, di con-seguenza, la temperatura al suolo diminuisce in maniera considerevole.
Se si prendono in considerazione lunghi intervalli di tempo, si può dunque constatare che la tempe-ratura media della Terra non va continuamente aumentando; ciò significa che a lungo andare il sistema Terra-Atmosfera restituisce allo spazio la stessa quantità di energia che riceve dal Sole. Questo equilibrio
termicosi verifica nel corso di un intero anno e per il globo terrestre nel suo complesso, non certo in fra-zioni limitate di tempo o per singole regioni, per le quali anzi il bilancio può essere positivo o negativo. Così, ad esempio, la zona equatoriale assorbe più calore di quanto ne perde (bilancio positivo), mentre le zone polari ne perdono più di quanto ne ricevono (bilancio negativo); però, nel corso dell’anno, né la regione equatoriale diventa più calda, né quelle polari diventano più fredde, perché il calore si trasferisce dai luoghi più caldi a quelli più freddi, consentendo così il mantenimento delle temperature medie osser-vate. Il passaggio di calore avviene mediante i grandi movimenti dell’aria che costituiscono la “circolazio-ne ge“circolazio-nerale dell’atmosfera”, ed anche ad opera delle “correnti mari“circolazio-ne”.