Seminario scuola desio 24mar17

RISCALDAMENTO GLOBALE
I GHIACCIAI:
TESTIMONI DEL CAMBIAMENTO
CLAUDIO SMIRAGLIA, GUGLIELMINA DIOLAIUTI
e ANTONELLA SENESE
Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Milano
24 MARZO 2017

RISCALDAMENTO GLOBALE
PERCHÉ?
QUALI BASI FISICHE?

IL BILANCIO ENERGETICO
GLOBALE
•Calore e Energia
La temperatura è una variabile climatica chiave,
essa è la misura dell’energia compresa nel
movimento delle molecole.
Per comprendere come venga mantenuta la
temperatura nel Pianeta è necessario considerare il
bilancio energetico che è formalmente definito nella
prima legge della termodinamica (i.e.: nota anche
come principio della conservazione
dell'energia, intendendo che ”l'energia non può
essere né creata né distrutta ma solo trasformata
in un altro tipo”.)
James Prescott Joules
(1818-1889)
Fisico.
A lui si deve in
parte anche la
formulazione
della prima
legge della
termodinamica.

 Il bilancio energetico globale terrestre è da intendersi come il bilancio tra
l’energia proveniente dal Sole e l’energia emessa dalla Terra (come corpo
radiante) verso lo Spazio.
 La produzione di energia dall’interno del nostro Pianeta ha invece
un’influenza minima e trascurabile sul bilancio energetico globale.
 Assorbimento: superficie terrestre
 Emissioni verso spazio: atmosfera
IL BILANCIO ENERGETICO GLOBALE

 La fonte di energia primaria per sostenere le forme di vita sulla
terra è rappresentata dal Sole. La Terra orbita intorno al Sole
compiendo un giro completo in un anno. La distanza è
relativamente costante e permette di avere così condizioni di luce e
calore stabili, indispensabili per la vita sul pianeta (in realtà si
hanno afelio e perielio ma non producono effetti così marcati).

 Caratteristiche del Sole Massa 1.99 x 1030 kg
Raggio 6.96 x 108 m
Luminosità 3.9 x 1026 J s-1
Distanza media dalla Terra 1.496 x 1011 m

 La prima legge della termodinamica
 La Prima Legge della termodinamica è relativa alla conservazione
dell’energia e può essere espressa anche come “il calore aggiunto
ad un sistema è uguale alla variazione dell’energia interna meno il
lavoro svolto”. A livello simbolico essa si può esprimere con:
dQ = dU-dW
dove
dQ è il calore aggiunto
dU è la variazione di energia interna al sistema
dW è il lavoro svolto.
Q(<0)
Q(>0)
L(<0) L(>0)Sistema

 Il calore può essere trasportato da un sistema ad un altro in tre
modi:
 1 Radiazione: non vi è alcuno scambio di massa e non è richiesto
un mezzo. L’energia radiante si muove alla velocità della luce.
 2 Conduzione: Non vi è scambio di massa o trasferimento ma è
invece necessario un mezzo attraverso il qual avviene il
trasferimento di calore
 3. Convezione: vi è scambio di massa. Può avvenire un
movimento netto ma più comunemente particelle con diversa
energia cambiano posizione e così l’energia viene trasferita senza
un movimento di massa netto.

 La trasmissione di energia dal Sole alla Terra è quasi
interamente radiativa. Una certa quantità di flusso di massa è
associata alle particelle del vento solare ma la quantità di energia è
troppo piccola per aver un effetto misurabile sulla temperatura
superficiale terrestre.
 Si può anche trascurare il lavoro svolto dalla terra sull’ambiente e
quindi per calcolar il bilancio energetico terrestre è sufficiente
considerare gli scambi energetici radiativi.
 Lo spazio che potrebbe influenzare il trasferimento di calore tra
Sole e Terra è assai limitato e quindi è possibile approssimare lo
spazio tra la fotosfera solare e la sommità dell’atmosfera
terrestre al vuoto, nel vuoto il trasferimento di energia è
esclusivamente di tipo radiativo.

a) Calcoliamo l’energia che arriva alla terra dal sole (dQ)
 Il sole emette un flusso quasi costante di energia che viene anche
definito luminosità solare ed indicato da L0
con L0 = 3.9 x 1026 W
 E’ possibile calcolare la densità media di flusso alla fotosfera
(Sphoto) dividendo l’energia di flusso L0 per l’area della fotosfera.
Densità di flusso alla fotosfera = energia di flusso/area della fotosfera
Sphoto = L0 / 4 p r2
photo

Densità di flusso alla foto = 3.9 x 1026 W / (4p (6.96 x 108 m)2) =
= 6.4 x 107 W m-2
 Dato che la spazio tra fotosfera e apice dell’atmosfera è vuoto e
l’energia è conservata allora il totale di energia in uscita che
passa attraverso ogni sfera (con il sole posto al centro delle n
possibili sfere) è uguale alla luminosità solare o flusso di energia
totale proveniente dal Sole.
 Se assumiamo che la densità di flusso sia uniforme sopra ogni
sfera e indichiamo la densità di flusso ad una distanza d dal Sole
come Sd allora per la conservazione dell’energia si ha che:
L0 = Sd 4p d2

L0 = Sd 4p d2
 Da quest’ultima si deduce che la densità di flusso ad una sfera Sd è
inversamente proporzionale al quadrato della distanza tra la sfera
ed il Sole.
 Si definisce costante solare la densità del flusso di energia (Sd)
emessa dal Sole ad una particolare distanza.
 Costante solare
Sd = L0/4p d2
 La costante solare è costante solo riferita ad una sfera con raggio
fisso e Sole posto al centro. Per la terra se si considera la distanza
media dal sole (quindi no afelio e perielio) che è pari a 1.5 x 1011
m allora il valore di Sd è pari a 1367 W m-2.

I fenomeni radiativi
 L’irraggiamento trasferisce calore anche in assenza di materia
(come nel caso Sole-Terra o Sole - altri pianeti!). Qualsiasi corpo,
purché a temperatura diversa dallo zero assoluto, emette radiazioni
elettromagnetiche. L’intensità di radiazione all’interno di una cavità
è detta radiazione del corpo nero (che è il “radiatore perfetto”
con una superficie con emissività unitaria). L’energia così emessa,
secondo la Legge di Stefan-Boltzmann, è proporzionale alla
quarta potenza della Temperatura assoluta del corpo ovvero:
E = sT4
Dove s è una costante ed è pari a 5.67 x 10-8 W m-2 K-4.
b) Calcoliamo ora l’energia che la Terra emette (dU)

Eguagliamo dQ e dU per applicare la prima legge della
termodinamica
 si vuole eguagliare l’energia solare assorbita dal pianeta con l’energia
emessa da un corpo nero, ovvero:
radiazione solare assorbita = radiazione planetaria emessa
 Per calcolare la radiazione solare assorbita si parte dalla costante solare, che
misura la densità di flusso energetico della radiazione solare entrante alla distanza
media tra pianeta e Sole.
 La densità di flusso è calcolata rispetto ad una superficie piatta perpendicolare alla
direzione della radiazione. La radiazione solare per un pianeta posto nel sistema
solare è un segnale parallelo ed uniforme, questo per via del fatto che i diametri di
tutti i pianeti del sistema sono molto piccoli rapportati alla loro distanza dal Sole.

Estendiamo dQ all’intera superficie del Pianeta irraggiata dal Sole
 La quantità di energia incidente sul Pianeta è uguale alla costante
solare moltiplicata per l’area proiettata dal pianeta una volta che
esso è irraggiato dal flusso solare parallelo, quest’area è nota anche come
area ombra (si veda la figura riportata).
 Area ombra o area proiettata (in lett. shadow area), è l’area proiettata
da un pianeta sottoposto al flusso di energia solare inteso come
flusso parallelo.

 Dato che l’atmosfera terrestre è molto sottile si può trascurare il suo
effetto sulla shadow area e si può utilizzare il raggio solido del pianeta
(rp) per calcolare l’area proiettata.
 Va anche considerato che non tutta l’energia solare incidente su un pianeta
viene assorbita, una frazione viene infatti riflessa indietro nello spazio
senza venire assorbita e senza entrare nel bilancio energetico planetario.
 Questa riflessione planetaria è nota con il termine di albedo e si indica
come ap.
 Si ha quindi:
dQ= radiazione solare assorbita = S0 (1- ap) pr2
p
con S0 che è la costante solare ed il termine (1- ap) che è detto anche co-
albedo o frazione di energia assorbita (con 100% di riflessione si ha albedo 1
e co-albedo 0).

 Si assume quindi che l’emissione del nostro pianeta sia quella di un corpo
nero. L’area che emette è quella di una sfera, quindi si può scrivere il
flusso terrestre in uscita come:
dU = radiazione terrestre emessa = s T4
e 4 pr2
p
se si eguaglia con
dQ = radiazione solare assorbita = S0 (1- ap) pr2
p
allora si ottiene il bilancio energetico di un pianeta che permette poi di
determinare la temperatura di emissione dello stesso.
(S0 (1- ap))/4 = s T4
e
ovvero
T4
e= ((S0 /4) (1- ap))/ s

 Si noti che il fattore 4 di divisione della costante solare è pari al
rapporto tra la superficie globale di una sfera e la sua area
proiettata che è l’area del cerchio avente lo stesso raggio.
 L’insolazione media globale alla sommità dell’atmosfera è ¼ di S0
ovvero circa 342 Wm-2. Poiché l’albedo planetaria per la Terra è di
circa il 30% solo il 70% di tale valore verrà assorbito pari a circa
240 Wm-2. Questo è quindi il quantitativo di energia che dovrebbe
tornare allo spazio sotto forma di emissione terrestre.
 La temperatura di emissione potrebbe inoltre non corrispondere
alla reale temperatura superficiale di un pianeta o alla sua
temperatura atmosferica ma è solo la temperatura richiesta per
bilanciare il quantitativo di energia assorbita!
T4
e= ((S0 /4) (1- ap))/ s

Calcolo della temperatura d emissione della Terra
 La Terra ha un’albedo di circa il 30%. La temperatura di emissione
della Terra risulta quindi
Te= 4√[( (S0/4) (1- ap))/ s]
ovvero:
Te= 4√[(342 Wm-2 (1- 0.3))/(5.67x10-8 Wm-2 K-4)] =
= 254.9 K pari a -18°C o 0°F
Si noti che la temperatura di emissione è pari a 255 K mentre la
temperatura media superficiale è 288 K (ovvero + 15° C!!!!),
serve una spiegazione per questa differenza di 33°C!!!!

Come sono gli spettri di emissione di Sole e
Terra? Completamente distinti!
 L’intensità massima di emissione da parte di un corpo avviene in
corrispondenza di una determinata lunghezza d’onda che per la legge di
Wien è pari a:
l max = 2.897 x 10-3 m K / T
 Al crescere di T (temperatura di emissione) l’emissione si sposta verso
lunghezze d’onda minori ovvero frequenze maggiori. Per un corpo come il
sole, la cui T fotosferica di emissione è stata stimata di ca. 6000 K, la
lunghezza d’onda di massima intensità è pari a 0.48 mm
corrispondente alla regione visibile dello spettro elettromagnetico.
 Per la terra, la cui temperatura media atmosferica superficiale è pari a
288 K la lunghezza d’onda di massima intensità è di 9.6 mm che
corrispondono alla regione infrarossa dello spettro elettromagnetico.

Per illustrare l’effetto serra si può utilizzare un semplice approccio
basato sul modello di bilancio energetico introdotto per calcolare la
temperatura di emissione.
 Si consideri una teorica atmosfera trasparente alla radiazione
solare ma opaca (corpo nero) alla radiazione terrestre.
 Dall’equazione di Wien abbiamo visto che la radiazione solare è per
lo più nel visibile ed infrarosso vicino mentre la radiazione terrestre
è infrarosso termico (lontano), si evince quindi l’importanza
dell’atmosfera su queste due diverse radiazioni.
POSSIAMO ALLORA INTRODURRE
L’IPOTESI DI UN’ATMOSFERA SELETTIVA

EFFETTO SERRA
L’efficiente assorbimento ed emissione della
radiazione termica (infrarosso lontano) combinato
con la relativa trasparenza alla radiazione solare,
permettono alla superficie terrestre di
raggiungere temperature assai maggiori di quelle
che si avrebbero in assenza di atmosfera.

 In questo semplice modello, il bilancio energetico alla sommità
dell’atmosfera è lo stesso di quello utilizzato per il calcolo della
temperatura di emissione
 Dato che i livelli atmosferici assorbono tutta l’energia emessa dalla
superficie sottostante ed emettono come un corpo nero, la sola
radiazione emessa verso lo spazio in questo modello è quella
dall’atmosfera.
 Il bilancio energetico alla sommità dell’atmosfera è quindi:
(S0/4)(1- ap) = s T4
e = s T4
A
 Quindi la temperatura dell’atmosfera in equilibrio deve essere pari
alla temperatura di emissione necessaria per raggiungere il bilancio
energetico.
EFFETTO SERRA:
IL MODELLO CONCETTUALE

Modello energetico con un atmosfera trasparente
alla radiazione solare ma opaca alla radiazione terrestre.
Dal diagramma sopra riportato emerge chiaramente che la temperatura
superficiale è maggiore di quella atmosferica perché l’atmosfera non
inibisce il flusso di energia solare alla superficie (è trasparente) ma
agisce invece aumentando il riscaldamento solare della superficie con la
riemissione verso il basso della radiazione ad onda-lunga che in questo
caso è posta uguale al riscaldamento solare.
Si ha quindi che
s T4
s = s T4
A + (S0/4)(1- ap)
EFFETTO SERRA

s T4
s = s T4
A + (S0/4)(1- ap)
ovvero :
s T4
s = 2 s T4
A
che è anche
s T4
s = 2 s T4
e
L’effetto serra pertanto riscalda la superficie grazie al fatto che l’atmosfera è
relativamente trasparente alla radiazione solare ed al contempo è in grado
anche di assorbire ed emettere molto efficacemente la radiazione terrestre.
Modello energetico con un atmosfera trasparente
alla radiazione solare ma opaca alla radiazione terrestre.
EFFETTO SERRA

Schema del contributo dei diversi processi radiativi al bilancio energetico
della superficie.
BILANCIO ENERGETICO
DEL FLUSSO RADIATIVO GLOBALE

La troposfera riceve 149 unità da parte di sorgenti radiative e non
(infatti l’ultima sezione del diagramma è relativo al trasferimento latente e
sensibile di calore, non radiativo!):
17 sono da assorbimento di energia solare
103 (98 + 5) sono poi assorbite come energia ad onda lunga,
24 per rilascio di calore latente
5 per trasferimento di calore sensibile dal terreno.
La troposfera riemette verso la superficie terrestre 89 unità e
verso la stratosfera e lo spazio 60 unità.
L’intensa ri-emissione verso la superficie terrestre della radiazione del
pianeta è alla base delle assai limitate variazioni diurne di temperatura
superficiale. Se la radiazione ad onda lunga rivolta verso il basso non fosse
maggiore del riscaldamento solare della superficie la superficie stessa si
raffredderebbe rapidamente durante la notte e si riscalderebbe altrettanto
rapidamente di giorno. Un altra importate conseguenza dell’effetto serra è
quindi non solo il mantenimento di una temperatura superficiale maggiore
di quella di emissione ma anche ridotti cicli termici diurni.
BILANCIO ENERGETICO

 Il flusso di energia verticale presente nell’atmosfera è uno dei più
importanti processi climatici.
 I flussi radiativi e non radiativi tra la superficie, lo spazio e l’atmosfera
sono fattori chiave nel determinare il clima. La facilità con la quale la
radiazione solare penetra l’atmosfera e la difficoltà con cui la
radiazione terrestre viene trasmessa attraverso l’atmosfera
determina l’efficacia dell’effetto serra.
 I contributi dei processi radiativi al bilancio energetico della superficie,
della troposfera e della stratosfera sono illustrati nello schema sotto
riportato.
 I valori dello schema sono in percentuale sulla media globale della
radiazione solare disponibile alla sommità dell’atmosfera (342 Wm-2).
 Il pianeta assorbe circa il 70% dell’energia solare incidente e riflette il
30% circa. Il 50% dell’insolazione disponibile alla sommità dell’atmosfera
raggiunge la superficie e viene assorbito.
 Il 3% di energia assorbita alla stratosfera è dovuta per lo più all’ozono e
all’ossigeno molecolare qui presente, mentre anidride carbonica e vapor
acqueo contribuiscono per lo 0.5%.
BILANCIO ENERGETICO

Il 17% dell’assorbimento di energia solare nella troposfera è dovuto
principalmente al vapor acqueo (13%), alle nubi (3%), mentre CO2, O3 e
ossigeno contribuiscono insieme al rimanente 1%.
Una caratteristica importante dello schema sopra riportato è che gli scambi
interni tra la superficie e l’atmosfera dovuti a flussi radiativi ad ondalunga
sono i più intensi di tutti, maggiori anche dell’insolazione alla sommità
dell’atmosfera.
Questo è dovuto all’effetto serra. I maggiori contributi nel bloccare la
radiazione ad onda lunga nella troposfera vengono dal vapore acqueo, le
nubi, la CO2, l’O3, i diversi NOx, il CH4, e altri costituenti minori.
In particolare il vapore acqueo e le nubi sono responsabili dell’80%
dell’attuale effetto serra. Un buon indicatore dell’efficienza dell’effetto
serra atmosferico è dato dalla lettura della colonna di sinistra nel blocco
“ondalunga” (longwave) del diagramma sopra riportato. In questa colonna si
illustra che solo 10 su 110 unità emesse dal terreno sono poi perse nello
spazio (ovvero non sono assorbite da tropo e stratosfera).
BILANCIO ENERGETICO

PERCHE’ ALCUNI GAS
SONO GAS SERRA?
CI RISPONDE LA CHIMICA!

COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA E GAS SERRA
I gas che svolgono un ruolo importante per l’assorbimento e l’emissione di
energia radiante costituiscono meno dell’1% della massa totale
dell’atmosfera

•Quando un fascio di radiazione incontra una molecola, una particella di
aerosol o una superficie solida possono avvenire diverse interazioni tra la
radiazione stessa e la materia.
•La radiazione può attraversare la materia senza cambiamenti
(trasmissione perfetta),
•La radiazione può cambiare direzione senza modificare l’energia
(diffusione pura).
• La radiazione può venire assorbita e la sua energia trasferita alla
materia.
LA RADIAZIONE ELETTROMAGNETICA

•La probabilità che un fotone sia diffuso, assorbito o trasmesso
dipende dalla frequenza della radiazione e dalle proprietà fisiche
della materia.
•Le gocce di acqua pura presenti nelle nubi diffondono la radiazione
visibile molto efficacemente e con un assai limitato assorbimento di
energia.
•Il vapore acqueo e l’anidride carbonica sono invece efficienti assorbitori
della radiazione infrarossa termica ad alcune frequenze.
LA RADIAZIONE ELETTROMAGNETICA

ASSORBIMENTO ED EMISSIONE SELETTIVI OPERATI DAI
GAS ATMOSFERICI
•Analizzando il bilancio energetico globale della Terra si è trovato che la
temperatura di emissione è 255 K che è molto meno della temperatura
superficiale media osservata pari a 288 K. Si è trovata spiegazione per
questa differenza nelle diverse proprietà di trasmissione dell’atmosfera
terrestre rispetto alla radiazione solare (trasparente) ed a quella
terrestre(opaca).
•Per capire le ragioni di questo comportamento selettivo, responsabile
dell’effetto serra, è necessario introdurre le interazioni tra radiazione e
materia.
Nel derivare la sua Legge sulla radiazione di un corpo nero, Planck ha
anche postulato che i livelli energetici di un oscillatore atomico o
molecolare sono limitati ad un insieme discreto di valori che soddisfino:

•L’equazione (3.6) descrive un insieme di livelli energetici discreti
ognuno dei quali differisce dall’altro di una quantità ħ n.
• Un oscillatore può rappresentare i movimenti periodici di un atomo o
molecola.
•Una transizione da un livello energetico all’altro è chiamata salto
quantico e corrisponde al rilascio o alla cattura di una quantità di
energia uguale a ħn.
•Un modo per raggiungere questa transizione di livello energetico
avviene per le molecole attraverso l’assorbimento o l’emissione di un
fotone di energia ħn. L’approccio quantistico è indicato quando si
analizzano oscillatori molto piccoli come quelli di molecole o atomi; per
oscillatori macroscopici come un pendolo o una molla ed un peso, la
quantità di energia rappresentata da ħn è troppo piccola per essere
apprezzabile rispetto all’energia totale del sistema.
GAS ATMOSFERICI

GAS ATMOSFERICI
•Un fotone viaggia attraverso lo spazio fino a quando non viene assorbito.
•Se un fotone incontra una massa, come una molecola di un componente
dell’aria o un particella solida, il fotone può cambiare fase o direzione,
questo processo si chiama diffusione, oppure può venire assorbito. Nel
caso che un fotone venga assorbito esso cessa di esistere e la sua energia
viene trasferita alla sostanza che lo assorbe. Questa energia può
manifestarsi come un incremento dell’energia interna dell’atomo o della
molecola o sotto forma di calore.
Le transizioni possibili tra i livelli energetici delle molecole
atmosferiche determinano le frequenze di radiazione che vengono
assorbite e/o emesse dall’atmosfera. Se le transizioni di livello
energetico di una molecola non corrispondono all’energia di un fotone
allora vi sono buone possibilità per il fotone di passare attraverso i gas
atmosferici senza assorbimento.

Spettri infrarossi
GLI SPETTRI MOLECOLARI
Gli atomi nell'interno di una molecola sono in costante vibrazione dal momento
che i suoi legami si allungano (o si accorciano) e si piegano gli uni verso gli altri.
Nel primo caso si parla di vibrazioni di valenza o di stiramento (in inglese
stretching), nel secondo caso di vibrazioni di piegamento (bending).
Una molecola biatomica si può paragonare ad un oscillatore costituito da due
sfere unite da una molla. La frequenza di vibrazione (numero di vibrazioni
nell'unità di tempo) varia con il variare della rigidità della molla e con la massa
delle sfere poste alle estremità.
Ampiezza e frequenza della
vibrazione di due sfere unite
da una molla.
Un modello che rappresenta le
vibrazioni del legame di una
molecola biatomica.

Spettri infrarossi
In una molecola biatomica la frequenza della vibrazione aumenta
all'aumentare della forza del legame e diminuisce con l'aumentare della
massa dei due atomi; ne risulta che i legami fra atomi diversi hanno
frequenze di vibrazioni differenti e assorbono quindi radiazioni infrarosse
a lunghezze d'onda differenti.
Molecole più complesse di quelle biatomiche hanno molte più
vibrazioni possibili. La figura illustra i vari modi vibrazionali sia di
stiramento che di piegamento attorno ad un carbonio tetraedrico.
Vari modi vibrazionali attorno
ai legami di un carbonio
tetraedrico. Le vibrazioni sono
distinte in stiramenti
(stretching) e piegamenti
(bending) simmetrici ed
asimmetrici, a forbice, a
dondolamento, a torsione ed a
scuotimento
(“scodinzolamento”) (da
Vollhardt and Schore, 1998).

Spettri infrarossi
In generale una molecola contenente n atomi, dove n > 2, possiede
3n-6 vibrazioni fondamentali possibili, di cui n-1 sono vibrazioni di
stiramento e 2n-5 sono vibrazioni di piegamento. Per una molecola
lineare questi valori si riducono a 3n-5 vibrazioni fondamentali, di cui n-1
di stiramento e 2n-4 di piegamento.
A ciascuna di queste vibrazioni dovrebbe corrispondere una banda di
assorbimento nell'infrarosso, però non tutte queste bande sono presenti
nello spettro dal momento che alcune vibrazioni avvengono alla stessa
lunghezza d'onda, come risultato di fattori di simmetria, altre cadono
fuori dall'intervallo registrato dai comuni spettrofotometri all'infrarosso.

Spettri rotazionali
Una molecola può presentare anche un movimento di rotazione attorno ai propri
assi come se fosse una trottola. In particolare una molecola biatomica può
manifestare un movimento di rotazione sia attorno agli assi delle Y che delle Z,
come risulta dalla figura.
Rotazione di una molecola biatomica
attorno agli assi delle Y e delle Z.
In questo movimento, se la molecola possiede
un momento dipolare diverso da zero, genera
un campo elettromagnetico che interferisce
con quello di una radiazione luminosa ed il
fotone viene assorbito.
Molecole diatomiche omopolari come H2, N2,
O2, Cl2 che non hanno momento dipolare, non
presentano quindi spettri di rotazione pura.
Le transizioni rotazionali danno luogo a spettri
nel lontano infrarosso e nel campo delle
microonde cioè a lunghezze d'onda attorno ai
200 mm, poiché coinvolgono variazioni
energetiche un centesimo inferiori a quelle
vibrazionali. Gli spettri rotazionali ottenuti in
questo modo sono il tipo più semplice di
spettri molecolari, ma hanno l'inconveniente di
cadere nella regione delle microonde dove si
incontrano notevoli difficoltà sperimentali nel
rilevamento dello spettro stesso.

ASSORBIMENTO ED EMISSIONE SELETTIVI OPERATI DAI GAS
ATMOSFERICI
c) energia vibrazionale
Una molecola lineare e simmetrica come la CO2 non ha un momento
dipolare permanente poiché anche se i due legami carbonio-ossigeno sono
polarizzati la loro somma vettoriale è uguale a zero.
Per questa ragione non presenta transizioni rotazionali pure. Però durante
le transizioni vibrazionali la molecola di CO2 sviluppa un momento dipolare
temporaneo cosicché le transizioni rotazionali possano associarsi a
transizioni vibrazionali.
La combinazione di transizioni vibrazionali e rotazionali possibili permette
alle molecole di CO2 di assorbire ed emettere fotoni ad un ‘ampia gamma
di frequenze molto poco distanziate dando così origine ad una banda di
assorbimento.
Il vapore acqueo è un buon assorbitore della radiazione terrestre poiché è
una molecola triatomica a struttura angolare. A causa dell’angolatura essa
possiede un momento dipolare permanente e quindi presenta bande di
rotazione pura in aggiunta a bande di rotazione e vibrazione.

ATMOSFERICI
Il vapore acqueo è un buon
assorbente della radiazione
terrestre poiché è una
molecola triatomica
angolare. Essendo a
struttura angolare presenta
un momento dipolare
permanente e quindi
presenta rotazione pura
oltre a vibrazione-rotazione
ed assorbe ed emette fotoni
alla gamma di frequenze sia
della rotazione pura che
delle combinazioni
rotazione-vibrazione.

ATMOSFERICI
Le bande vibrazionali-rotazionali e rotazionali pure di molecole poliatomiche
spiegano l’assorbimento ad onda lunga operato dall’atmosfera (senza nubi).
Le vibrazioni di piegamento (bending) della CO2 producono un
assorbimento vibrazionale-rotazionale molto forte alla banda vicina
ai 15 mm che è molto importante per il clima ed è critica per la
stratosfera dove agisce per la maggior parte dell’assorbimento di energia
ad onda lunga. Questo assorbimento caratteristico è particolarmente
importante poiché avviene in prossimità del picco dello spettro di
emissione terrestre (~12/15 mm).
Il vapore acqueo ha una banda di vibrazione-rotazione vicino ai 6.3
mm; è inoltre presente una banda spaziata di linee rotazionali pure
che assorbe l’emissione terrestre a lunghezze d’onda maggiori di 12
mm.
Tra queste due bande il vapore acqueo ha un assorbimento debole e questa
regione della lunghezza d’onda è nota come “finestra del vapore acqueo”
poiché solo a questo intervallo di frequenza la radiazione ad onda lunga
passa liberamente ed attraversa l’atmosfera. A metà di questa finestra
atmosferica si colloca però la banda (9.6 mm) di assorbimento
dell’ozono. L’insieme di queste bande rende la troposfera
praticamente opaca alla radiazione a onda lunga.

ASSORBIMENTO ED EMISSIONE SELETTIVI
OPERATI DAI GAS ATMOSFERICI
Le lunghezze d’onda del visibile (0.3-0.8 mm) sono
virtualmente libere dall’assorbimento gassoso e quindi
l’atmosfera è trasparente a queste lunghezze d’onda. Dato
che un’ampia frazione della radiazione solare è nel visibile questa
riesce a penetrare l’atmosfera e giunge alla superficie terrestre
dove porta luce e calore.
Spettri di assorbimento dell’infrarosso da parte di diversi
gas atmosferici

SE I GAS SERRA AUMENTANO LA
TEMPERATURA ATMOSFERICA AUMENTA!
(si veda https://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/)

SE I GAS SERRA AUMENTANO LA
TEMPERATURA DEL PIANETA AUMENTA!
(si veda https://data.giss.nasa.gov/gistemp/graphs/)

QUALI EFFETTI ???
R² = 0.7565
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 2015 2020
area Settembre
ftp://sidads.colorado.edu/DATASETS/NOAA/G02135/north/monthly/images/09

QUALI EFFETTI ???
NE RISENTE SOLO LUI?

QUALI EFFETTI ???
- CAMBIAMENTO ALBEDO PLANETARIA
-INFLUENZA SULLA CIRCOLAZIONE
TERMOALINA
-LIBERAZIONE GAS CLIMATERANTI IN
ATMOSFERA

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