Variazione geografica del bilancio energetico TOA

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1 Variazione geografica del bilancio energetico TOA Albedo a scala planetaria (fig.2.9): La dipendenza dall angolo di incidenza implica una struttura a bande latitudinali (massima alle alti latitudini, minima all equatore), modulata dal ciclo annuale della declinazione solare e dal ciclo annuale del manto nevoso e delle calotte glaciali. Ulteriori variazioni sono dovute a due fattori: Gli oceani hanno un albedo minore dei continenti in particolare per Zenith piccoli, la presenza di nubi (in particolare nelle regioni equatoriali) L albedo influenza la radiazione solare assorbita Radiazione termica emessa (fig.2.10) Dipende dalla temperatura di emissione (bande latitudinali) e dalla assenza di nubi e vapore acqueo (massimi su zone aride) che facilitano l emissione verso lo spazio esterno della radiazione della superficie terrestre. La figura evidenzia anche la presenza di nubi tropicali le cui sommità hanno una temperatura relativamente bassa. Radiazione netta (fig.2.11) Il contrasto latitudinale della radiazione termica emessa è assai minore di quello della radiazione solare assorbita deficit energetico ai poli e surplus all equatore (linea di transizione a circa 40 ). I deserti (grande albedo e bassa umidità sono aree prevalentemente con un deficit energetico) Fig.2.12 sintesi per bande latitudinali (medie zonali) del bilancio energetico a scala planetaria.

2 Bilancio Energetico Il bilancio energetico di una porzione di superfice planetaria (TOA) si scrive come: E AO = R t TOA F AO Dove E AO contenuto energetico del sistema climatico (per unità di superficie) R TOA input (flusso) netto di radiazione (TOA) F AO divergenza del trasporto (flusso) Considerando medie su tempi lunghi (multidedali) si ha R TOA F AO

3 Trasporto meridionale di energia Se R TOA λ, φ è il flusso radiativo netto (W/m 2 ) alla sommità dell atmosfera, allora in un settore di lato dφdλ assorbe una potenza netta (W) pari a R TOA λ, φ a 2 cos φ dφdλ (con a si indica i raggio terrestre) e in nella parte di globo che si estende dal polo sud fino alla latitudine φ una potenza totale pari a φ 2π F φ AO = න න R π TOA λ, φ a 2 cos φ dφdλ 0 2 In condizioni di equilibrio energetico questo è bilanciato dal trasporto totale (W) di energia verso il polo Nord F φ AO. La figura 2.14 mostra il suo valore nell emisfero boreale (approssimativamente antisimmetrico nell emisfero australe) L equatore energetico (trasporto nullo) è leggermente a sud dell equatore Il trasporto oceanico è massimo a 20N e diventa praticamente nullo a 65N Il trasporto atmosferico raggiunge il valore massimo fra 30 e 60N

4 EM in atmosfera L energia di una molecola è la somma di 4 contributi: traslazionale, rotazionale, vibrazionale, elettronica (gli ultimi 3 sono quantizzati) E tot = E tr + E rot + E vib + E el I fotoni necessari per accrescere E tr, E rot, E vib, E el sono caratterizzati, in generale, da energia crescente E tr corrisponde all energia cinetica delle molecole e il suo valore medio aumenta con la temperatura del gas, varia in modo continuo E rot in generale presente se la molecola è asimmetrica. Le transizioni richiedono EM minori di 10 4 µm (microonde e lontano infrarosso). È anche presente in molecole rese asimmetriche da transizioni vibrazionali E vib dovuta ad oscillazioni attorno al punto di equilibrio delle posizioni relative degli atomi che compongono le molecole (fig.3.3). In generale richiedono EM minore di 20µm (infrarosso, tabella 3.1 e figura 3.4) e sono assenti nel range della EM visibile ( µm) Radiazione ultravioletta ( µm) viene assorbita quanto una molecola viene dissociata, ionizzata o aumentato il livello energetico dei suo elettroni Gli spettri di emissione e assorbimento sono tuttavia rappresentati da bande centrate attorno a frequenze caratteristiche e non da valori esatti principalmente a causa del contributo energetico associato alle collisioni fra molecole, cioè alla conversione di parte di energia del fotone in energia traslazionale o allo sfruttamento di energia traslazionale nel processo di assorbimento del fotone. In misura minore anche l effetto doppler contribuisce all allargamento delle bande di emissione. Infine esiste un limite inferiore teorico alla larghezza della banda dovuto al principio di indeterminazione di Heisenberg

5 Assorbimento della radiazione solare e termica (fig.3.2) La radiazione solare (picco a 0.5µm) e quella termica della Terra (picco a 11µm) sono ben separate. La lambda di separazione è circa 5µm La radiazione solare ultravioletta è quasi completamente assorbita da ossigeno molecolare e ozono in stratosfera Vapor acqueo e in misura molto minore anidride carbonica assorbono la radiazione termica in atmosfera: bande vibrazionali per il medio e vicino infrarosso, bande rotazionali per il lontano infrarosso e microonde Il continuo rotazionale del vapor acqueo ha un ruolo fondamentale perché corrisponde all intervallo in cui si trova quasi il 50% della radiazione termica emessa Fra 8 e 14µm esiste una finestra attraverso cui la radiazione termica della Terra può essere emessa senza interagire con l atmosfera se non per un banda vibrazionale dell ozono (9.6µm) Nell intervallo fra 3 e 15µm circa sono riconoscibili le bande i assorbimento corrispondenti agli stati vibrazionali elencati in tabella 3.1 e visualizzati in maggiore dettaglio in figura 3.4 CO 2 H 2 0

6 Promemoria de kx dx = kekx La derivata della funzione esponenziale τ/ cos è proporzionale θ alla funzione esponenziale stessa Condizione necessaria per identificare la posizione del massimo τ/ cos θ di una funzione è che la sua derivata prima si annulli p(z) p(z 0 ) = ρ(z) ρ(z 0 ) Rapporto fra pressione e densità al variare del livello si τ/ cos θ equivalgono in un atmosfera isoterma In un atmosfera isoterma, combinando la legge della pressione idrostatica e l equazione di stato per l aria secca, si deduce che la densità (e la pressione) decrescono τ/ cos θ esponenzialmente con la quota ρ(z) = ρ s e z H H = R DT g Il mixing ratio M gas del generico gas è usualmente τ/ cos definito θ come rapporto di massa rispetto all aria secca: M gas = ρ gas ρ D

7 Variazione del flusso radiativo F in funzione della distanza s, della densità del gas che lo assorbe r abs del coefficiente di assorbimento k abs (sezione di assorbimento): df = k abs ρ abs F ds F dτ Variazione della distanza con la quota ds = dz/ cos θ df = F = F τ/ cos θ cos θ e Definizione di spessore ottico dτ = k abs ρ abs dz dτ dz = k absρ abs = k abs M abs ρ as e z H = k abs M abs p as gh e z H = τ as 1 H e z H τ = τ as e z H con τ as = k abs M abs p as g Se il rapporto di mescolamento è costante, lo spessore ottico diminuisce con la quota (come pressione e densità). Il valore massimo alla superficie (spessore ottico totale) dipende aumenta con il rapporto di mescolamento e dal coefficiente di assorbimento