M00.16 – Radiazione solare e bilancio energetico terrestre¶
1. Obiettivi della lezione¶
Al termine di questa lezione sarai in grado di:
- comprendere la natura della radiazione elettromagnetica;
- conoscere le caratteristiche dello spettro elettromagnetico;
- distinguere radiazione ultravioletta, visibile e infrarossa;
- comprendere la relazione tra lunghezza d'onda, frequenza ed energia;
- conoscere la costante solare;
- comprendere l'influenza dell'angolo di incidenza dei raggi solari;
- distinguere radiazione diretta, diffusa e riflessa;
- comprendere i concetti di assorbimento, riflessione e trasmissione;
- conoscere il significato di albedo;
- comprendere la radiazione terrestre;
- spiegare il funzionamento dell'effetto serra atmosferico;
- comprendere il bilancio energetico della Terra;
- riconoscere le differenze energetiche tra le diverse regioni del pianeta;
- collegare il bilancio energetico alla circolazione generale dell'atmosfera.
2. Che cos'è la radiazione elettromagnetica¶
La radiazione elettromagnetica è una forma di energia che si propaga nello spazio mediante campi elettrici e magnetici oscillanti.
A differenza della conduzione e della convezione, la radiazione non necessita di un mezzo materiale per propagarsi.
Per questo motivo l'energia proveniente dal Sole riesce ad attraversare lo spazio quasi vuoto e a raggiungere la Terra.
La radiazione elettromagnetica si propaga nel vuoto alla velocità della luce:
c ≈ 299792458 m/s
Per molti calcoli si utilizza l'approssimazione:
c ≈ 3 × 10⁸ m/s
2.1 Caratteristiche fondamentali¶
La radiazione elettromagnetica è caratterizzata principalmente da:
- lunghezza d'onda;
- frequenza;
- energia dei fotoni;
- intensità della radiazione.
La lunghezza d'onda viene indicata con la lettera greca lambda:
λ
La frequenza viene indicata con la lettera:
f
La relazione fondamentale è:
c = λ × f
Dove:
- c = velocità della luce;
- λ = lunghezza d'onda, espressa in metri;
- f = frequenza, espressa in hertz.
2.2 Lunghezza d'onda¶
La lunghezza d'onda è la distanza tra due punti consecutivi della radiazione che si trovano nella stessa fase di oscillazione.
Può essere espressa in:
- metri;
- centimetri;
- millimetri;
- micrometri;
- nanometri.
In meteorologia e climatologia si utilizza frequentemente il micrometro (μm).
1 μm = 0,000001 m
1 nm = 0,000000001 m
2.3 Frequenza¶
La frequenza rappresenta il numero di oscillazioni complete effettuate nell'unità di tempo.
L'unità di misura è l'hertz:
1 Hz = 1 oscillazione al secondo
A parità di velocità di propagazione, una lunghezza d'onda più corta corrisponde a una frequenza maggiore.
2.4 Energia dei fotoni¶
La radiazione elettromagnetica può essere descritta anche come un insieme di particelle energetiche chiamate fotoni.
L'energia di un fotone è:
E = h × f
Dove:
- E = energia del fotone;
- h = costante di Planck;
- f = frequenza.
La costante di Planck vale circa:
h = 6,626 × 10⁻³⁴ J·s
A frequenze maggiori corrisponde una maggiore energia per singolo fotone.
3. Lo spettro elettromagnetico¶
Lo spettro elettromagnetico comprende tutte le radiazioni elettromagnetiche, ordinate in funzione della frequenza o della lunghezza d'onda.
Le principali regioni sono:
- onde radio;
- microonde;
- infrarosso;
- luce visibile;
- ultravioletto;
- raggi X;
- raggi gamma.
3.1 Principali regioni dello spettro¶
| Regione | Lunghezza d'onda indicativa |
|---|---|
| Onde radio | Maggiore di circa 1 m, con ampia sovrapposizione delle classificazioni |
| Microonde | Circa 1 mm – 1 m |
| Infrarosso | Circa 0,7 μm – 1 mm |
| Visibile | Circa 0,38 – 0,7 μm |
| Ultravioletto | Circa 10 – 400 nm |
| Raggi X | Circa 0,01 – 10 nm |
| Raggi gamma | Generalmente inferiore a 0,01 nm |
I limiti sono indicativi: le classificazioni possono variare leggermente tra discipline e applicazioni.
3.2 Radiazione ultravioletta¶
La radiazione ultravioletta, abbreviata UV, ha lunghezze d'onda inferiori a quelle della luce visibile.
Si distingue generalmente in:
- UVA;
- UVB;
- UVC.
La radiazione UVC viene assorbita quasi completamente dai gas atmosferici e dall'ozono.
Una parte degli UVB e gran parte degli UVA raggiungono invece la superficie terrestre, in misura variabile secondo le condizioni atmosferiche.
La radiazione ultravioletta è importante per:
- processi fotochimici atmosferici;
- formazione e trasformazione dell'ozono;
- effetti biologici;
- indice UV;
- interazione tra atmosfera e radiazione solare.
3.3 Luce visibile¶
La luce visibile è la parte dello spettro elettromagnetico percepita dall'occhio umano.
Comprende approssimativamente lunghezze d'onda tra 380 e 700 nanometri.
Le diverse lunghezze d'onda vengono percepite come colori differenti.
La radiazione visibile rappresenta una parte importante dell'energia solare che raggiunge la superficie terrestre.
3.4 Radiazione infrarossa¶
La radiazione infrarossa ha lunghezze d'onda maggiori rispetto alla luce visibile.
È particolarmente importante per il bilancio energetico terrestre.
La superficie terrestre, che ha una temperatura molto inferiore a quella del Sole, emette prevalentemente radiazione infrarossa.
Anche il vapore acqueo, l'anidride carbonica e altri gas atmosferici interagiscono con questa radiazione.
4. Radiazione solare e radiazione terrestre¶
La radiazione solare e quella terrestre hanno caratteristiche differenti perché il Sole e la Terra possiedono temperature superficiali molto diverse.
Il Sole ha una temperatura superficiale efficace di circa 5800 K.
La Terra presenta una temperatura media superficiale globale dell'ordine di 288 K.
Di conseguenza:
- il Sole emette prevalentemente radiazione a lunghezza d'onda relativamente corta;
- la Terra emette prevalentemente radiazione infrarossa a lunghezza d'onda più lunga.
4.1 Radiazione a onda corta¶
La radiazione solare viene spesso definita radiazione a onda corta.
Comprende principalmente:
- ultravioletto;
- luce visibile;
- infrarosso vicino.
Una parte attraversa l'atmosfera e raggiunge la superficie terrestre.
4.2 Radiazione a onda lunga¶
La radiazione emessa dalla superficie terrestre è prevalentemente infrarossa e viene spesso definita radiazione a onda lunga.
Una parte viene assorbita dai gas serra e dalle nubi.
L'atmosfera emette a sua volta radiazione infrarossa in tutte le direzioni, anche verso la superficie.
4.3 Perché questa distinzione è importante¶
La diversa interazione tra radiazione solare e radiazione terrestre è alla base dell'effetto serra naturale.
L'atmosfera lascia passare una parte consistente della radiazione solare, mentre assorbe ed emette parte della radiazione infrarossa emessa dalla superficie.
5. La legge di Planck e la legge di Wien¶
La distribuzione della radiazione emessa da un corpo dipende dalla sua temperatura.
Un corpo ideale che assorbe tutta la radiazione incidente e raggiunge l'equilibrio termico viene chiamato corpo nero.
5.1 Legge di Planck¶
La legge di Planck descrive la distribuzione spettrale della radiazione emessa da un corpo nero in funzione della lunghezza d'onda e della temperatura.
La relazione completa è utilizzata in fisica per calcolare l'intensità della radiazione alle diverse lunghezze d'onda.
Non è necessario sviluppare qui tutti i passaggi matematici, ma è importante ricordare che la forma dello spettro dipende dalla temperatura.
5.2 Legge di Wien¶
La legge dello spostamento di Wien stabilisce che la lunghezza d'onda alla quale si verifica il massimo dell'emissione di un corpo nero è inversamente proporzionale alla temperatura assoluta.
Formula:
λmax = b / T
Dove:
- λmax = lunghezza d'onda del massimo di emissione;
- b = costante di Wien;
- T = temperatura assoluta in kelvin.
La costante di Wien vale circa:
b = 2,898 × 10⁻³ m·K
5.3 Esempio riferito al Sole¶
Consideriamo una temperatura efficace di 5800 K.
λmax = 2,898 × 10⁻³ / 5800
λmax ≈ 0,0000005 m
Quindi:
λmax ≈ 0,50 μm
Il massimo dell'emissione solare si trova nella regione della luce visibile.
5.4 Esempio riferito alla Terra¶
Consideriamo una temperatura di 288 K.
λmax = 2,898 × 10⁻³ / 288
λmax ≈ 10,1 μm
Il massimo dell'emissione terrestre si trova nella regione dell'infrarosso termico.
6. La legge di Stefan-Boltzmann¶
La legge di Stefan-Boltzmann descrive la potenza radiativa emessa da un corpo nero per unità di superficie.
La relazione è:
M = σT⁴
Dove:
- M = potenza emessa per unità di superficie;
- σ = costante di Stefan-Boltzmann;
- T = temperatura assoluta in kelvin.
La costante vale:
σ = 5,670374419 × 10⁻⁸ W/(m²·K⁴)
La temperatura deve essere espressa in kelvin.
6.1 Significato della legge¶
La potenza radiativa aumenta con la quarta potenza della temperatura assoluta.
Questo significa che anche un aumento relativamente contenuto della temperatura può determinare un aumento importante dell'energia emessa.
6.2 Corpi reali¶
La superficie terrestre non è un corpo nero perfetto.
Per un corpo reale si utilizza il concetto di emissività:
M = εσT⁴
Dove ε è l'emissività.
L'emissività è un numero compreso tra 0 e 1 che descrive quanto un corpo reale si avvicina al comportamento radiativo di un corpo nero alla stessa temperatura.
6.3 Esempio numerico¶
Consideriamo una superficie ideale a 300 K.
M = σ × 300⁴
300⁴ = 8100000000
M ≈ 459,3 W/m²
Una superficie reale con emissività pari a 0,95 emetterebbe:
M = 0,95 × 459,3
M ≈ 436,3 W/m²
L'esempio mostra l'importanza della temperatura assoluta e delle proprietà radiative della superficie.
7. La costante solare¶
La costante solare è la quantità di energia solare ricevuta nell'unità di tempo da una superficie unitaria posta perpendicolarmente ai raggi solari, alla distanza media Terra-Sole, al di fuori dell'atmosfera terrestre.
Il valore medio moderno di riferimento è circa:
1361 W/m²
Questo valore può variare leggermente nel corso dell'anno e in relazione all'attività solare.
7.1 Significato del valore¶
1361 W/m² significa che, nelle condizioni di riferimento, ogni metro quadrato disposto perpendicolarmente ai raggi solari riceve circa 1361 joule di energia ogni secondo.
7.2 Perché la Terra non riceve 1361 W/m² ovunque¶
La costante solare è riferita a una superficie perpendicolare ai raggi solari, posta al di fuori dell'atmosfera.
La superficie terrestre:
- è curva;
- ruota;
- presenta alternanza tra giorno e notte;
- ha diverse inclinazioni rispetto ai raggi solari;
- è attraversata da un'atmosfera che assorbe e diffonde radiazione.
Per questo motivo la potenza solare ricevuta varia notevolmente nello spazio e nel tempo.
8. L'angolo di incidenza dei raggi solari¶
L'angolo di incidenza determina quanta energia solare viene distribuita su una determinata superficie.
Quando i raggi solari arrivano perpendicolarmente alla superficie, l'energia si concentra su un'area più piccola.
Quando arrivano obliquamente, la stessa quantità di energia si distribuisce su un'area maggiore.
8.1 Incidenza perpendicolare¶
Quando i raggi solari sono perpendicolari alla superficie:
- l'energia è concentrata;
- il riscaldamento per unità di superficie è maggiore.
8.2 Incidenza obliqua¶
Quando i raggi arrivano con un angolo più basso:
- l'energia si distribuisce su un'area maggiore;
- il riscaldamento per unità di superficie diminuisce;
- il percorso attraverso l'atmosfera è generalmente più lungo.
8.3 Relazione geometrica¶
Per una superficie piana illuminata da un fascio di radiazione parallela, la componente ricevuta dipende dal coseno dell'angolo tra la direzione dei raggi e la normale alla superficie.
In forma semplificata:
I = I0 cos(θ)
Dove:
- I = irradianza sulla superficie;
- I0 = irradianza su una superficie perpendicolare ai raggi;
- θ = angolo tra i raggi e la normale alla superficie.
Quando θ = 0°:
cos(0°) = 1
La radiazione ricevuta è massima.
Quando θ = 60°:
cos(60°) = 0,5
La radiazione per unità di superficie è dimezzata rispetto all'incidenza perpendicolare, nelle condizioni geometriche ideali considerate.
8.4 Esempio numerico¶
Una superficie riceve una radiazione di 1000 W/m² quando è perpendicolare ai raggi.
Se l'angolo tra i raggi e la normale è 60°:
I = 1000 × cos(60°)
I = 1000 × 0,5
I = 500 W/m²
8.5 Influenza sulla distribuzione geografica¶
L'angolo di incidenza varia in funzione di:
- latitudine;
- ora del giorno;
- stagione;
- inclinazione dell'asse terrestre;
- orientamento della superficie.
Questo contribuisce alle differenze di temperatura tra equatore e poli e tra estate e inverno.
9. Il percorso della radiazione attraverso l'atmosfera¶
La radiazione solare, entrando nell'atmosfera, può subire diversi processi.
I principali sono:
- assorbimento;
- riflessione;
- diffusione;
- trasmissione.
9.1 Assorbimento¶
Una parte della radiazione viene assorbita dai gas atmosferici, dalle nubi e dagli aerosol.
L'energia assorbita viene trasformata in energia interna e può contribuire al riscaldamento.
Esempi:
- l'ozono assorbe gran parte della radiazione ultravioletta più energetica;
- il vapore acqueo assorbe in diverse bande dell'infrarosso;
- alcuni gas assorbono specifiche lunghezze d'onda.
9.2 Riflessione¶
Una parte della radiazione viene riflessa verso lo spazio.
La riflessione dipende dalle proprietà delle superfici e delle nubi.
La neve fresca, per esempio, riflette una frazione elevata della radiazione solare incidente.
9.3 Diffusione¶
La diffusione è la deviazione della radiazione in differenti direzioni a causa dell'interazione con molecole, particelle e aerosol.
La diffusione atmosferica contribuisce alla luminosità del cielo anche quando il Sole non è visibile direttamente.
9.4 Trasmissione¶
La trasmissione è la parte della radiazione che attraversa un mezzo senza essere assorbita o riflessa.
L'atmosfera presenta finestre spettrali nelle quali alcune lunghezze d'onda vengono trasmesse più facilmente.
9.5 Radiazione diretta e diffusa¶
La radiazione solare che raggiunge la superficie può essere distinta in:
- radiazione diretta: arriva dalla direzione apparente del disco solare;
- radiazione diffusa: raggiunge la superficie dopo essere stata diffusa nell'atmosfera.
La somma delle componenti diretta e diffusa su una superficie orizzontale costituisce la radiazione solare globale, secondo la convenzione di misura adottata.
10. L'albedo¶
L'albedo è il rapporto tra la radiazione solare riflessa da una superficie e la radiazione solare incidente.
Si indica spesso con la lettera greca alfa:
α
La relazione è:
Albedo = Radiazione riflessa / Radiazione incidente
L'albedo è un numero adimensionale.
Può essere espresso come frazione oppure in percentuale.
10.1 Esempio¶
Una superficie riceve 800 W/m² e ne riflette 200 W/m².
Albedo = 200 / 800
Albedo = 0,25
In percentuale:
0,25 × 100 = 25%
La superficie riflette il 25% della radiazione incidente.
10.2 Albedo di alcune superfici¶
I valori variano in funzione delle condizioni e delle caratteristiche della superficie.
| Superficie | Albedo indicativa |
|---|---|
| Neve fresca | 0,80 – 0,95 |
| Neve vecchia | 0,40 – 0,70 |
| Ghiaccio | 0,30 – 0,60 |
| Sabbia chiara | 0,25 – 0,45 |
| Terreno vegetato | 0,15 – 0,25 |
| Foresta | 0,08 – 0,20 |
| Oceano | Variabile, spesso basso con Sole alto |
| Asfalto scuro | 0,05 – 0,15 |
Sono intervalli indicativi: l'albedo reale dipende da angolo solare, umidità, rugosità, copertura e condizioni della superficie.
10.3 Importanza climatica dell'albedo¶
L'albedo influenza la quantità di energia solare assorbita dalla superficie terrestre.
Una superficie con albedo elevato riflette una frazione maggiore della radiazione.
Una superficie con albedo basso assorbe generalmente una frazione maggiore, a parità di radiazione incidente.
10.4 Retroazione ghiaccio-albedo¶
Quando neve e ghiaccio si riducono, possono emergere superfici più scure.
Queste superfici assorbono generalmente più energia solare.
Il maggiore assorbimento può favorire ulteriore riscaldamento e fusione.
Questo processo costituisce una retroazione positiva del sistema climatico.
11. La radiazione terrestre¶
La superficie terrestre assorbe energia solare e aumenta la propria temperatura.
Una superficie a temperatura superiore allo zero assoluto emette radiazione elettromagnetica.
Alle temperature terrestri l'emissione è prevalentemente infrarossa.
11.1 Emissione della superficie¶
La quantità di energia emessa dipende dalla temperatura assoluta e dall'emissività.
La legge di Stefan-Boltzmann permette di descrivere l'emissione di una superficie ideale o reale.
11.2 Radiazione atmosferica¶
Anche l'atmosfera emette radiazione infrarossa.
I gas serra e le nubi assorbono parte della radiazione infrarossa proveniente dalla superficie e dagli strati atmosferici inferiori.
Successivamente emettono radiazione in tutte le direzioni.
Una parte viene diretta verso lo spazio e una parte verso la superficie.
11.3 Finestra atmosferica¶
L'atmosfera non assorbe tutte le lunghezze d'onda infrarosse nello stesso modo.
Esistono intervalli nei quali la radiazione può attraversare l'atmosfera relativamente facilmente.
Questi intervalli sono chiamati finestre atmosferiche.
La finestra infrarossa intorno a 8–13 μm è particolarmente importante, anche se il vapore acqueo, le nubi e altri costituenti atmosferici possono modificarne la trasmissione.
12. L'effetto serra naturale¶
L'effetto serra naturale è un processo fisico attraverso il quale alcuni gas atmosferici assorbono ed emettono radiazione infrarossa.
I principali gas coinvolti sono:
- vapore acqueo;
- anidride carbonica;
- metano;
- protossido di azoto;
- ozono.
Anche le nubi partecipano agli scambi radiativi.
12.1 Come funziona¶
Il processo può essere schematizzato in alcune fasi:
- La radiazione solare attraversa in parte l'atmosfera.
- La superficie terrestre assorbe una parte dell'energia.
- La superficie si riscalda ed emette radiazione infrarossa.
- Alcuni gas atmosferici assorbono parte della radiazione infrarossa.
- L'atmosfera emette radiazione infrarossa in tutte le direzioni.
- Una parte dell'emissione è diretta nuovamente verso la superficie.
- La superficie riceve quindi energia anche dalla radiazione atmosferica.
Questo processo contribuisce a mantenere la temperatura media superficiale terrestre molto più elevata di quella che si avrebbe in assenza dell'effetto serra naturale.
12.2 I gas serra¶
I gas serra assorbono ed emettono radiazione in specifiche bande spettrali.
Non tutti i gas atmosferici hanno lo stesso comportamento radiativo.
Azoto e ossigeno, che costituiscono la maggior parte dell'atmosfera secca, assorbono relativamente poco nell'infrarosso termico rispetto ai principali gas serra.
12.3 Effetto serra naturale e intensificazione antropica¶
L'effetto serra naturale è indispensabile per il clima terrestre.
Le attività umane hanno aumentato la concentrazione atmosferica di diversi gas serra, soprattutto attraverso l'uso di combustibili fossili, i cambiamenti nell'uso del suolo e alcune attività agricole e industriali.
Questo aumento modifica il bilancio energetico terrestre e contribuisce al riscaldamento globale.
12.4 Un chiarimento importante¶
L'effetto serra atmosferico non funziona come una lastra di vetro che impedisce semplicemente al calore di uscire.
È un processo radiativo basato sull'assorbimento e sull'emissione di radiazione infrarossa da parte dell'atmosfera.
13. Il bilancio energetico terrestre¶
Il bilancio energetico terrestre descrive il rapporto tra l'energia ricevuta dal Sole e quella restituita dalla Terra verso lo spazio.
Nel lungo periodo, il sistema climatico tende a mantenere un equilibrio energetico medio, anche se possono verificarsi squilibri temporanei e variazioni nel contenuto di energia degli oceani, dell'atmosfera e delle superfici.
13.1 Energia solare in ingresso¶
La Terra intercetta una parte della radiazione emessa dal Sole.
La quantità intercettata dipende dalla superficie geometrica del pianeta rivolta verso il Sole.
La superficie intercettata è un disco di area:
A = πR²
Dove R è il raggio terrestre.
13.2 Energia distribuita sulla superficie terrestre¶
La superficie totale della Terra è:
A = 4πR²
Il rapporto tra area del disco e superficie della sfera è:
πR² / 4πR² = 1/4
Per questo motivo, considerando una media globale e temporale semplificata, la costante solare viene divisa per quattro.
13.3 Irradianza solare media al limite superiore dell'atmosfera¶
Utilizzando:
S = 1361 W/m²
La media geometrica globale è:
S / 4 = 1361 / 4
S / 4 = 340,25 W/m²
Questo valore rappresenta la radiazione solare media incidente per unità di superficie terrestre, prima di considerare la riflessione planetaria.
13.4 Energia riflessa¶
Una parte della radiazione incidente viene riflessa verso lo spazio da:
- nubi;
- aerosol;
- atmosfera;
- neve;
- ghiaccio;
- superfici terrestri e oceaniche.
L'albedo planetario medio terrestre è circa 0,30.
Quindi circa il 30% della radiazione solare incidente viene riflesso verso lo spazio, come valore medio indicativo.
13.5 Energia assorbita¶
La frazione assorbita è approssimativamente:
1 - 0,30 = 0,70
Energia assorbita media:
340,25 × 0,70 = 238,175 W/m²
Quindi il sistema terrestre assorbe mediamente circa:
238 W/m²
13.6 Bilancio radiativo di equilibrio¶
In una condizione di equilibrio energetico medio di lungo periodo, la radiazione uscente verso lo spazio deve uguagliare quella assorbita.
In forma semplificata:
Energia assorbita = Energia emessa verso lo spazio
Il sistema può temporaneamente accumulare o perdere energia.
Oggi il bilancio energetico terrestre presenta uno squilibrio positivo: il sistema assorbe più energia di quanta ne restituisca nello spazio.
Una parte importante dell'energia in eccesso viene accumulata negli oceani.
14. Il bilancio energetico della superficie terrestre¶
È importante distinguere il bilancio energetico dell'intero pianeta da quello della sola superficie.
La superficie riceve energia attraverso:
- radiazione solare diretta;
- radiazione solare diffusa;
- radiazione infrarossa emessa dall'atmosfera.
La superficie perde energia attraverso:
- radiazione infrarossa emessa;
- calore sensibile trasferito all'atmosfera;
- calore latente associato all'evaporazione;
- altri scambi energetici.
14.1 Calore sensibile¶
È l'energia trasferita che produce una variazione di temperatura senza comportare necessariamente un cambiamento di stato.
Il calore sensibile può essere trasferito dalla superficie all'atmosfera attraverso conduzione e moti turbolenti.
14.2 Calore latente¶
È l'energia assorbita o liberata durante un cambiamento di stato.
L'evaporazione assorbe energia dalla superficie.
La condensazione libera energia nell'atmosfera.
14.3 Flusso di calore nel terreno¶
Una parte dell'energia viene trasferita verso gli strati più profondi del terreno durante il giorno.
Durante la notte il flusso può invertirsi.
14.4 Equazione concettuale del bilancio superficiale¶
Una forma semplificata è:
Rn = H + LE + G
Dove:
- Rn = radiazione netta;
- H = flusso di calore sensibile;
- LE = flusso di calore latente;
- G = flusso di calore nel terreno.
La convenzione dei segni deve essere definita in base alla direzione dei flussi e al modello utilizzato.
Nelle applicazioni reali possono essere necessari ulteriori termini, per esempio l'accumulo energetico nella vegetazione e nelle strutture urbane.
15. La distribuzione dell'energia sulla Terra¶
La radiazione solare non viene distribuita uniformemente sul pianeta.
Le regioni tropicali ricevono mediamente più energia solare per unità di superficie rispetto alle regioni polari.
Questa differenza è dovuta principalmente all'angolo di incidenza dei raggi solari e alla durata dell'illuminazione.
15.1 Regioni equatoriali¶
Nelle regioni equatoriali:
- il Sole raggiunge frequentemente altezze elevate;
- la radiazione è relativamente concentrata;
- le temperature medie sono generalmente elevate;
- l'apporto energetico è relativamente costante durante l'anno.
15.2 Regioni polari¶
Nelle regioni polari:
- il Sole rimane basso sull'orizzonte per lunghi periodi;
- durante l'inverno si verificano periodi di notte polare;
- la radiazione si distribuisce su superfici più ampie;
- neve e ghiaccio riflettono una frazione elevata dell'energia incidente.
15.3 Il trasporto di energia¶
L'atmosfera e gli oceani trasportano energia dalle regioni tropicali verso le latitudini più elevate.
Questo trasporto contribuisce a ridurre le differenze termiche tra equatore e poli.
I principali meccanismi sono:
- circolazione atmosferica generale;
- sistemi meteorologici e perturbazioni;
- correnti oceaniche;
- trasporto di calore latente e sensibile.
16. La radiazione solare e le stagioni¶
Le stagioni sono determinate principalmente dall'inclinazione dell'asse terrestre rispetto al piano dell'orbita.
L'asse terrestre è inclinato di circa 23,44° rispetto alla perpendicolare al piano orbitale.
Questa inclinazione determina variazioni annuali:
- dell'altezza del Sole;
- della durata del giorno;
- dell'energia solare ricevuta;
- della distribuzione geografica dell'illuminazione.
16.1 Solstizio d'estate¶
Nell'emisfero boreale il solstizio d'estate si verifica generalmente intorno al 20 o 21 giugno.
È il periodo in cui si registra la massima durata del giorno nell'emisfero nord.
16.2 Solstizio d'inverno¶
Il solstizio d'inverno nell'emisfero boreale si verifica generalmente intorno al 21 o 22 dicembre.
È il periodo con la minima durata del giorno.
16.3 Equinozi¶
Gli equinozi si verificano generalmente intorno al 20 marzo e al 22 o 23 settembre.
In queste date il Sole attraversa l'equatore celeste e la durata del giorno e della notte è approssimativamente uguale.
Le date possono variare leggermente da un anno all'altro.
16.4 Perché il massimo caldo arriva dopo il solstizio¶
La temperatura media non raggiunge normalmente il massimo proprio nel giorno del solstizio d'estate.
La superficie terrestre e gli oceani continuano ad accumulare energia anche dopo il giorno più lungo.
Questo ritardo è legato all'inerzia termica del sistema climatico.
17. Misurazione della radiazione solare¶
La radiazione solare può essere misurata con strumenti specifici.
17.1 Piranometro¶
Il piranometro misura la radiazione solare globale incidente su una superficie.
Può misurare la radiazione solare diretta e diffusa secondo la configurazione e il metodo di misura.
È utilizzato nelle stazioni meteorologiche, negli studi climatici e negli impianti fotovoltaici.
17.2 Pirheliometro¶
Il pirheliometro misura la radiazione solare diretta proveniente dal disco solare.
Lo strumento viene orientato verso il Sole e utilizza un campo visivo ristretto.
17.3 Piranometro con schermo¶
Per misurare la sola componente diffusa si può utilizzare un piranometro schermato dalla radiazione diretta.
Lo schermo deve essere posizionato in modo da impedire alla radiazione diretta di raggiungere il sensore, mantenendo la corretta esposizione alla radiazione diffusa.
17.4 Sensori di radiazione ultravioletta¶
Gli strumenti UV misurano la radiazione in una o più bande ultraviolette.
Sono utilizzati per determinare l'indice UV e studiare l'esposizione alla radiazione ultravioletta.
17.5 Unità di misura¶
L'irradianza si misura in:
W/m²
L'energia radiante accumulata su un intervallo di tempo può essere espressa in:
J/m²
Per l'energia solare giornaliera si utilizza spesso:
kWh/m²
Per esempio, un'energia giornaliera di 5 kWh/m² corrisponde a:
5 × 3,6 = 18 MJ/m²
18. Applicazioni meteorologiche e climatiche¶
Lo studio della radiazione solare è fondamentale per numerose applicazioni.
18.1 Previsione meteorologica¶
La radiazione solare influenza:
- temperatura della superficie;
- temperatura dell'aria;
- evaporazione;
- formazione della convezione;
- stabilità atmosferica;
- sviluppo delle nubi.
18.2 Previsione delle temperature¶
La quantità di radiazione solare ricevuta durante il giorno contribuisce a determinare la temperatura massima.
La nuvolosità può ridurre il riscaldamento diurno.
18.3 Formazione dei temporali¶
Il riscaldamento del terreno può favorire la convezione.
Se l'atmosfera è sufficientemente umida e instabile, le correnti ascendenti possono sviluppare nubi cumuliformi e temporali.
18.4 Climatologia¶
Il bilancio energetico è fondamentale per comprendere:
- temperature medie;
- differenze tra regioni climatiche;
- stagionalità;
- cambiamenti climatici;
- ruolo degli oceani;
- interazione tra superficie e atmosfera.
18.5 Energia solare fotovoltaica¶
La radiazione solare è la fonte energetica utilizzata dai pannelli fotovoltaici.
La produzione elettrica dipende da:
- irradianza;
- orientamento;
- inclinazione;
- temperatura dei moduli;
- ombreggiamento;
- efficienza dei pannelli;
- condizioni atmosferiche.
La meteorologia è quindi importante anche per stimare la produzione energetica degli impianti solari.
19. Errori comuni da evitare¶
- Confondere radiazione e temperatura.
- Confondere lunghezza d'onda e frequenza.
- Pensare che la radiazione elettromagnetica necessiti sempre di un mezzo materiale.
- Confondere radiazione solare a onda corta e radiazione terrestre a onda lunga.
- Utilizzare i gradi Celsius nelle formule che richiedono temperatura assoluta.
- Confondere la costante solare con la radiazione ricevuta mediamente dalla superficie terrestre.
- Dimenticare che l'energia ricevuta dipende dall'angolo di incidenza.
- Confondere albedo e assorbimento.
- Pensare che tutte le superfici abbiano lo stesso albedo.
- Confondere radiazione diretta e diffusa.
- Pensare che l'effetto serra sia causato da una semplice barriera fisica.
- Confondere bilancio energetico della superficie e bilancio energetico planetario.
- Pensare che il massimo riscaldamento avvenga sempre a mezzogiorno solare.
- Dimenticare il ruolo delle nubi nel bilancio radiativo.
- Confondere il calore sensibile con il calore latente.
- Pensare che la radiazione solare sia distribuita uniformemente sulla Terra.
20. Esercizi di verifica¶
Esercizio 1 – Lunghezza d'onda e frequenza¶
Una radiazione elettromagnetica ha una lunghezza d'onda di 500 nm.
Calcola la frequenza utilizzando:
c = 3 × 10⁸ m/s
Esercizio 2 – Legge di Wien¶
Calcola la lunghezza d'onda del massimo di emissione di un corpo nero a 300 K.
Utilizza:
b = 2,898 × 10⁻³ m·K
Esercizio 3 – Legge di Stefan-Boltzmann¶
Calcola la potenza emessa per unità di superficie da un corpo nero a 300 K.
Utilizza:
σ = 5,67 × 10⁻⁸ W/(m²·K⁴)
Esercizio 4 – Incidenza solare¶
Una superficie riceve 900 W/m² con incidenza perpendicolare.
Calcola la radiazione ricevuta quando l'angolo tra i raggi e la normale alla superficie è 60°.
Esercizio 5 – Albedo¶
Una superficie riceve 700 W/m² e riflette 140 W/m².
Calcola l'albedo in forma decimale e percentuale.
Esercizio 6 – Energia media globale¶
Utilizzando una costante solare di 1361 W/m², calcola la media geometrica globale prima di considerare l'albedo.
Esercizio 7 – Energia assorbita¶
Utilizzando il risultato dell'esercizio precedente e un albedo planetario di 0,30, calcola l'energia media assorbita dal sistema terrestre.
Esercizio 8 – Conversione energetica¶
Converti 4 kWh/m² in MJ/m².
Esercizio 9 – Effetto serra¶
Descrivi il ruolo dei gas serra nell'interazione tra radiazione infrarossa terrestre e atmosfera.
Esercizio 10 – Stagioni¶
Perché nell'emisfero boreale l'estate presenta giornate più lunghe e un Sole mediamente più alto sull'orizzonte?
Esercizio 11 – Strumenti¶
Quale strumento viene utilizzato per misurare la radiazione solare globale?
Esercizio 12 – Bilancio energetico¶
Che cosa significa che il bilancio energetico terrestre è positivo?
21. Soluzioni degli esercizi¶
Soluzione 1 – Lunghezza d'onda e frequenza¶
Dati:
λ = 500 nm = 5 × 10⁻⁷ m
c = 3 × 10⁸ m/s
Formula:
f = c / λ
f = (3 × 10⁸) / (5 × 10⁻⁷)
f = 6 × 10¹⁴ Hz
Soluzione 2 – Legge di Wien¶
Formula:
λmax = b / T
λmax = (2,898 × 10⁻³) / 300
λmax = 9,66 × 10⁻⁶ m
Quindi:
λmax = 9,66 μm
Il massimo di emissione si trova nell'infrarosso.
Soluzione 3 – Legge di Stefan-Boltzmann¶
Formula:
M = σT⁴
M = 5,67 × 10⁻⁸ × 300⁴
M = 5,67 × 10⁻⁸ × 8100000000
M ≈ 459,3 W/m²
Soluzione 4 – Incidenza solare¶
Formula:
I = I0 cos(θ)
I = 900 × cos(60°)
I = 900 × 0,5
I = 450 W/m²
Soluzione 5 – Albedo¶
Formula:
Albedo = radiazione riflessa / radiazione incidente
Albedo = 140 / 700
Albedo = 0,20
In percentuale:
0,20 × 100 = 20%
Soluzione 6 – Energia media globale¶
Formula:
S / 4
1361 / 4 = 340,25 W/m²
Soluzione 7 – Energia assorbita¶
Frazione assorbita:
1 - 0,30 = 0,70
Energia assorbita:
340,25 × 0,70 = 238,175 W/m²
Risultato:
circa 238 W/m²
Soluzione 8 – Conversione energetica¶
1 kWh = 3,6 MJ
4 × 3,6 = 14,4 MJ/m²
Soluzione 9 – Effetto serra¶
I gas serra assorbono parte della radiazione infrarossa emessa dalla superficie terrestre.
Successivamente emettono radiazione in tutte le direzioni, compresa quella verso il basso.
Questo contribuisce al bilancio energetico della superficie e dell'atmosfera.
Soluzione 10 – Stagioni¶
L'asse terrestre è inclinato rispetto al piano orbitale.
Durante l'estate boreale l'emisfero nord è orientato maggiormente verso il Sole.
Di conseguenza riceve più energia solare giornaliera e presenta giornate più lunghe.
Soluzione 11 – Strumenti¶
Il piranometro misura la radiazione solare globale incidente su una superficie.
Soluzione 12 – Bilancio energetico¶
Un bilancio energetico positivo significa che il sistema terrestre assorbe più energia di quanta ne restituisca verso lo spazio.
L'energia in eccesso viene accumulata nel sistema climatico, soprattutto negli oceani.
22. Glossario¶
| Termine | Significato |
|---|---|
| Radiazione elettromagnetica | Energia che si propaga mediante campi elettrici e magnetici oscillanti |
| Lunghezza d'onda | Distanza tra due punti consecutivi in fase |
| Frequenza | Numero di oscillazioni nell'unità di tempo |
| Fotone | Quanto elementare di radiazione elettromagnetica |
| Spettro elettromagnetico | Insieme delle radiazioni ordinate per frequenza o lunghezza d'onda |
| Radiazione ultravioletta | Radiazione con lunghezza d'onda inferiore a quella visibile |
| Radiazione visibile | Parte dello spettro percepita dall'occhio umano |
| Radiazione infrarossa | Radiazione con lunghezza d'onda maggiore della luce visibile |
| Corpo nero | Corpo ideale che assorbe tutta la radiazione incidente |
| Legge di Wien | Relazione tra temperatura e lunghezza d'onda del massimo di emissione |
| Legge di Stefan-Boltzmann | Relazione tra temperatura e potenza radiativa emessa |
| Costante solare | Irradianza solare al limite superiore dell'atmosfera su superficie perpendicolare ai raggi |
| Irradianza | Potenza radiante incidente per unità di superficie |
| Assorbimento | Trasformazione dell'energia radiante in energia interna |
| Riflessione | Rinvio della radiazione incidente |
| Diffusione | Deviazione della radiazione in diverse direzioni |
| Trasmissione | Passaggio della radiazione attraverso un mezzo |
| Albedo | Rapporto tra radiazione riflessa e radiazione incidente |
| Radiazione diretta | Radiazione proveniente direttamente dal disco solare |
| Radiazione diffusa | Radiazione che raggiunge una superficie dopo diffusione atmosferica |
| Radiazione a onda corta | Radiazione prevalentemente solare |
| Radiazione a onda lunga | Radiazione prevalentemente infrarossa terrestre |
| Effetto serra | Assorbimento ed emissione atmosferica della radiazione infrarossa |
| Bilancio energetico | Confronto tra energia entrante e uscente da un sistema |
| Calore sensibile | Energia trasferita associata a una variazione di temperatura |
| Calore latente | Energia assorbita o liberata durante un cambiamento di stato |
| Piranometro | Strumento per misurare la radiazione solare globale |
| Pirheliometro | Strumento per misurare la radiazione solare diretta |
| Retroazione positiva | Processo che amplifica una variazione iniziale |
| Emissività | Rapporto tra emissione di un corpo reale e quella di un corpo nero alla stessa temperatura |
23. Riepilogo della lezione¶
I concetti fondamentali da ricordare sono:
- La radiazione elettromagnetica trasporta energia anche nel vuoto.
- La velocità della luce nel vuoto è circa 300000 km/s.
- La lunghezza d'onda e la frequenza sono inversamente proporzionali.
- Il Sole emette prevalentemente radiazione a onda corta.
- La Terra emette prevalentemente radiazione infrarossa a onda lunga.
- La legge di Wien collega la temperatura al massimo di emissione.
- La legge di Stefan-Boltzmann collega la temperatura alla potenza radiativa emessa.
- La costante solare è circa 1361 W/m².
- L'angolo di incidenza influenza l'energia ricevuta per unità di superficie.
- L'atmosfera assorbe, riflette, diffonde e trasmette la radiazione.
- L'albedo misura la frazione di radiazione solare riflessa.
- I gas serra assorbono ed emettono radiazione infrarossa.
- Il bilancio energetico terrestre confronta energia solare assorbita e radiazione restituita verso lo spazio.
- L'atmosfera e gli oceani trasportano energia dalle regioni tropicali verso quelle polari.
- La distribuzione dell'energia solare è fondamentale per comprendere le stagioni e la circolazione atmosferica.
Concetto chiave: la radiazione solare è la principale fonte energetica del sistema climatico terrestre. La distribuzione dell'energia, il suo assorbimento, la sua riflessione e la sua emissione determinano il bilancio termico che alimenta la circolazione atmosferica e i fenomeni meteorologici.
24. Collegamento con la lezione successiva¶
La prossima lezione sarà dedicata alla circolazione generale dell'atmosfera e alla distribuzione della pressione.
Studieremo:
- differenze di riscaldamento tra equatore e poli;
- celle di Hadley, Ferrel e Polari;
- alisei;
- venti occidentali;
- venti polari orientali;
- fasce di alta e bassa pressione;
- convergenza intertropicale;
- correnti a getto;
- circolazione atmosferica nei due emisferi;
- ruolo della forza di Coriolis;
- trasporto di calore e umidità;
- influenza della circolazione generale sui climi regionali.
Questi argomenti permetteranno di collegare il bilancio energetico alla dinamica reale dell'atmosfera.