LE FORZANTI Agenti esterni al sistema climatico in grado di condizionarne le dinamiche. L’azione delle forzanti determina: Apporto di energia (che permette.

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1 LE FORZANTI Agenti esterni al sistema climatico in grado di condizionarne le dinamiche. L’azione delle forzanti determina: Apporto di energia (che permette al “motore climatico” di funzionare) Sottrazione di energia (rallenta molti processi e/o diminuisce l’intensità dei feedback e delle interazioni fra le componenti del sistema climatico) Destabilizzazione nel sistema climatico attraverso il superamento di soglie

2 IL BILANCIO ENERGETICO DELLA TERRA
In condizioni standard, la Terra è in uno stato di equilibrio energetico, poiché alla sua superficie il rapporto input-output energetico è zero. In particolare: L’energia in ingresso (INPUT) è fornita dal Sole (forzante ESTERNA) tramite l’INSOLAZIONE: il contributo della Deep Earth è trascurabile; L’energia in uscita (OUTPUT) è la somma fra l’insolazione subito riflessa nello spazio a causa dell’ALBEDO e quella dispersa per irraggiamento (energia assorbita dalla Terra e poi rilasciata); Una quota viene trattenuta dal sistema per azione dei GAS SERRA ed è utilizzata come “carburante” dal sistema climatico

3 INSOLAZIONE Intensità della radiazione luminosa (=luce)
dal Sole alla Terra (W/m2) Qualche : La luce è una radiazione elettromagnetica (RE) Nel vuoto (=senza interazioni con la materia), la luce veicola energia virtualmente senza dispersioni La luce possiede un campo elettrico e, quindi, un campo magnetico

4 LUCE + MATERIA = CALORE! Effetto dell’insolazione è l’apporto di calore alla Terra. Questo avviene per interazione luce/materia, ossia per: interazione fra i campi elettrici di luce e materia (=light energy) trasmissione di energia vibrazionale: se la frequenza del campo magnetico associato ad una RE (=la luce) è un’armonica di un oscillatore (=una qualsiasi molecola), i legami chimici di quest’ultimo iniziano a vibrare a questa/e frequenza/e (diverse per ogni specie chimica)

5 FREQUENZE ARMONICHE (farm)n=n*fbase
Insieme delle frequenze che rispettano l’equazione: (farm)n=n*fbase dove n è un qualsiasi numero intero. Un'onda con fbase = n Hz è composta da una frequenza fondamentale (n Hz) e da moltissime farm, quali (2n, 3n, 4n, 5n...) Hz. Se f del campo magnetico associato alla luce è un’armonica (fn) di un oscillatore (=una qualsiasi molecola), i legami chimici di quest’ultimo sono stimolati a vibrare a frequenza (fn).

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7 IL LAYER MODEL Ipotesi: Terra con atmosfera “trasparente” (=senza gas serra) Sistema semplificato a due variabili (…misurabili): le forzanti efficaci sono l’insolazione e l’albedo E’ un calcolo teorico relativamente semplice, utile per evidenziare il ruolo singolo delle diverse forzanti (gas serra, in particolare)

8 LAYER MODEL: ASSUNTI Il bilancio energetico presume che l’energia in entrata equivalga a quella in uscita: Fin = Fout ( i pianeti non si riscaldano) L’input (Fin) è dato dall’insolazione (Ins = W/m2), che al top dell’atmosfera equivale alla costante solare: ~1350 W/m2 ( misurabile) L’output (Fout) è più complesso. In parte è determinato dall’albedo (α): una porzione di Ins viene infatti riflessa o direttamente dall’atmosfera o dalla superficie terrestre (copertura nuvolosa, ghiacci, oceani, vegetazione…): è quantificabile L’energia non riflessa è assorbita dalle molecole che compongono la Terra sotto forma di energia vibrazionale

9 LAYER MODEL Ieff = ~1.000 W/m2 Ieff = Ins (1-α) Ieff = (1.350 * 0.7)
L’albedo media della Terra (α) è 0.3 (varia nel tempo, in funzione della copertura nuvolosa e dell’estensione dei ghiacciai) L’insolazione efficace sulla Terra è quindi: Ieff = Ins (1-α) Ieff = (1.350 * 0.7) Ieff = ~1.000 W/m2

10 Fin = Ieff * a LAYER MODEL Tuttavia….
Il flusso totale assorbito dalla Terra è: Fin = Ieff * a Tuttavia….

11 …il sole irraggia solo metà della Terra alla volta, e l’insolazione non è distribuita in modo omogeneo a causa della curvatura della superficie terrestre

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13 z x y

14 TEOREMA DI OSTROGRADSKIJ
(O DELLA DIVERGENZA) Il flusso di un campo vettoriale attraverso una superficie chiusa eguaglia l’integrale della divergenza del campo nella regione racchiusa dalla superficie stessa. Se il flusso è parallelo, l’integrale di cui sopra eguaglia la proiezione bidimensionale della superficie su un piano ortogonale al flusso stesso = l’ombra proiettata dalla superficie. L’ombra prodotta dalla Terra è circolare , quindi: a = π (rTerra) 2

15 LAYER MODEL Fin = π (rTerra)2 (1.000 W/m2) Fin = 12,7x1010
Se a è approssimabile all’area dell’ombra prodotta dalla Terra, allora Fin = π (rTerra)2 (1.000 W/m2) Fin = 12,7x1010 Assumendo, come detto, che l’atmosfera sia “trasparente” (niente gas serra), il LAYER MODEL impone che Fin = Fout

16 I BLACKBODY Per stimare Fout in assenza di gas serra, possiamo (semplificando) considerare la Terra come un Blackbody. (è un’ipotesi giustificata da osservazioni strumentali su come la Terra risponde al flusso di radiazione solare) Un Blackbody è un’entità astratta, costituita da oscillatori che vibrano a tutte le frequenze possibili. Quindi, un Blackbody: - è un perfetto assorbente di TUTTA la radiazione elettromagnetica che riceve (non ne riflette ne’ si lascia attraversare). Possiamo considerare la Terra come un Blackbody (anche se NON lo è) avendo già eliminato da Ins l’effetto complessivo dell’albedo (α) - è un perfetto radiatore che, riscaldandosi, emette RE nello spettro dell’infrarosso (=calore  Blackbody radiation) in funzione della sua temperatura. Pensiamo, ad esempio, ad un pezzo di ferro nella fucina di un fabbro: riscaldandosi, il metallo da “nero” diventa rosso, poi arancio, poi giallo e infine bianco  quindi, emette uno spettro di RE che cambia in funzione della sua temperatura

17 Spettri di emissione da parte di Blackbody a diverse temperature.
Notare come all’aumentare di T si elevi il picco di intensità della radiazione (=più energia emessa) e diminuisca la lunghezza d’onda delle emissioni (=più verso il bianco) Comparazione fra gli spettri di emissione del Sole (alta T) e della Terra (bassa T), nell’ipotesi che si comportino come due perfetti Blackbody

18 EMISSIONE DI UN BLACKBODY
L’intensità della RE emessa da un Blackbody (Blackbody radiation) è espressa dall’equazione di Stefan-Boltzmann: Iout = εσT4 Iout = intensità dell’emissione (W/m2) ε = emissività (dove 1 = perfetto Blackbody e 0 = perfetto Whitebody) σ = Costante di Stefan-Boltzmann (= 5.7*10−8 W / m2 / K4) T = ˚K Se (ipotesi di partenza) la Terra, in presenza di atmosfera “trasparente”, si comporta come un Blackbody radiator, allora e = 1 e Fout = f (Iout)

19 (N.B.: è la stessa relazione già vista per Fin)
LAYER MODEL Il flusso totale emesso dalla Terra è quindi: Fout = Iout * a (N.B.: è la stessa relazione già vista per Fin)

20 CALCOLO DEL FLUSSO IN USCITA DALLA TERRA
Poiché la Terra irradia in tutte le direzioni, il flusso Fout si svilupperà su una superficie sferica, di area A: a = 4 π r2Terra Quindi, dato che F = I*a: Fout = (4 π r2Terra) σT4Terra

21 CALCOLO DEL FLUSSO IN USCITA DALLA TERRA
Sappiamo anche che: Fin = π r2Terra (1-α) Ins Avendo in partenza imposto Fout = Fin, otteniamo: (4 π r2Terra) σT4Terra = π r2Terra (1-α) Ins

22 CALCOLO DEL FLUSSO IN USCITA DALLA TERRA
Semplificando: (π r2Terra) 4σT4Terra = (π r2Terra)(1-α) Ins allora 4σT4Terra = (1-α) Ins L’equazione precedente può essere risolta in funzione di Tterra: T4Terra = (1-α) Ins / 4σ

23 CALCOLO DELLA TEMPERATURA DELLA TERRA
In assenza di gas serra, TTerra = ∜ [ (1-α) Ins ∕ 4σ ] Poiché (1-a) Ins = 1000 W/m2 e σ = (~6*10-8 W/m2/K4), TTerra (°K) = ∜ [ 1000 W/m2 ∕ 24*10-8 W/m2 ] e… TTerra (°K) = ∜ (41,7*108)

24 CALCOLO DELLA TEMPERATURA DELLA TERRA
Quindi, in assenza di gas serra, TTerra = 255 ˚K, circa -15 ˚C …eppure, T media reale della Terra è circa 15 °C (285 °K)!

25 UN LAYER MODEL CON ATMOSFERA
NON TRASPARENTE Iniettiamo nell’atmosfera del nostro “modellino” un quantitativo incrementale di “gas serra” (CO2, O3, H2O, CH4…) Assiomi di partenza (in base all’osservazione empirica): Il flusso in uscita (Fout) è, almeno in parte, intercettato dall’atmosfera Anche l’atmosfera si comporta, più o meno, come un Blackbody radiator

26 Fout (αAtm) Fin (Ins) Fout (Atm) Fout (Terra) Fin (Atm) Fin (Ins-αAtm)

27 RICALCOLO DELLA TEMPERATURA DELLA TERRA
Saltiamo i passaggi (è una procedura simile alla precedente) per ottenere Tsuolo = ∜ 2 x TAtmosfera Il risultato indica che Tsuolo è ~20% più alta di Tatmosfera (sono valori medi). Questo valore è perfettamente coerente con le osservazioni strumentali, a dimostrazione che effettivamente l’atmosfera si comporta (quasi) come un perfetto Blackbody, grazie all’intervento dei GAS SERRA. …quali sono le dinamiche dei gas serra all’interno dell’atmosfera?

28 CALCOLO DELLA TEMPERATURA DELLA TERRA
Senza gas serra, T Terra sarebbe 30° inferiore all’attuale (un’enormità). Su basi empiriche, i gas serra sembrano svolgere la funzione di “coperta termica”: riducono la dispersione di calore dalla Terra verso lo spazio. I gas serra sono “trasparenti” alla luce solare ma “attivi” nei confronti della radiazione infrarossa: nel complesso, sono una forzante interna al sistema Terra. Possiamo definire le specie chimiche aventi caratteristiche di “gas serra” come sub-forzanti.

29 EFFETTO DELLE SUB-FORZANTI
L’effetto di ciscuna sub-forzante con effetto di gas serra sull’assorbimento di REIR è molto variabile, ed è descritto da un coefficiente ε (efficiency factor). Per convenzione, ε è 1 per la CO2 e varia fra 0 e 1 per gli altri gas serra. L’effetto combinato delle varie forzanti (in W/m2) è quindi: Ftot = forcing totale sul clima ε = efficiency factor F = forcing dato da ciascuna sub-forzante Ne consegue che sub-forzanti con ε alto possono determinare grandi effetti a fronte di forcing ridotto. Visto che stiamo specificamente trattando di gas disciolti nell’atmosfera, i forcing sono proporzionali alla concentrazione di ciscun gas serra.  Avendo un ε alto, la CO2 determina effetti sensibili già a concentrazioni bassissime.

30 IL RUOLO DELLA CO2 CH4 Scenario (ipotetico) di partenza: atmosfera priva di CO2, di vapor acqueo e di nubi Lo spettro della radiazione (al top dell’atmosfera) si avvicina moltissimo a quello di un Blackbody ideale a T = 285 °K, ma mostra “zigrinature” a frequenze di interferenza fra componenti dell’atmosfera e la radiazione in uscita  è uno spettro di assorbimento Assorbimenti significativi nella curva appaiono solo in corrispondenza alla banda del CH4

31 IL RUOLO DELLA CO2 CO2 (617) CH4
Scenario 1: atmosfera con 10 ppm di CO2 Lo spettro della radiazione (al top dell’atmosfera) indica che T della Terra rimane a ca. 285 °K; compare ovviamente una flessione (=assorbimento) nella banda della CO2, molto più accentuata di quella del metano

32 IL RUOLO DELLA CO2 CO2 CH4 Scenario 2: atmosfera con 380 ppm di CO2 (valori odierni) Lo spettro della radiazione (al top dell’atmosfera) indica che T della Terra rimane a ca. 285 °K. La flessione (=assorbimento) nella banda della CO2 si “allarga” sensibilmente

33 IL RUOLO DELLA CO2 CO2 CH4 Scenario 3: atmosfera con ppm di CO2 (valori superiori a quelli odierni) Lo spettro della radiazione (al top dell’atmosfera) indica che T della Terra rimane a ca. 285 °K. La flessione (=assorbimento) nella banda della CO2 si “allarga” ancora, ma in modo quasi impercettibile  SATURAZIONE DI BANDA

34 IL RUOLO DELLA CO2 Scenario 1: atmosfera attuale REALE (con CO2, vapor acqueo, metano, ozono) Lo spettro della radiazione fra 800 e 1000 WN indica la T della Terra (ca. 285 °K). In generale, però, la Terra è termicamente “isolata” e il flusso verso lo spazio è minore a quello teorico  “EFFETTO SERRA”

35 IL MESSAGGIO DELLA CO2 La prima conclusione è: all’aumentare del tenore di CO2 nell’atmosfera diminuisce la OLR (Outgoing Longwave Radiation) e, quindi, meno calore viene disperso nello spazio (il totale è l’integrale della curva). Seconda evidenza: la relazione fra la concentrazione di CO2 e la variazione nell’OLR non è lineare. Es.: per 0 ppm di CO2 la OLR è 347 W/m2, a 10 ppm è 332 W/m2, a 380 ppm è 313 W/m2, e salendo a ben ppm cala di poco (308 W/m2). Sembra quindi che, oltre una soglia critica bassissima (=0!), l’iniezione di CO2 nell’atmosfera non porti variazioni significative nell’assorbimento della OLR, e quindi di T (si confrontino le curve con 10 e con ppm). In realtà, l’aumento dei tenori di CO2 non “approfondisce” il flesso ma ne “erode” i fianchi, con relativo aumento dell’assorbimento (che può diventare significativo per il sistema climatico) 0 ppm 10 ppm 1.000 ppm

36 EFFETTO DELLE VARIAZIONI DI CO2
Il forcing sul clima dovuto a variazioni della CO2 è espresso dall’equazione di Myhre: FCO2 = forcing sul clima (in W/m2) k = costante di correzione (~5.35 W/m2) C = concentrazione finale di CO2 C0 = concentrazione iniziale di CO2 Il risultato è quindi funzione di un logaritmo, ed indica che ogni raddoppio dei tenori di CO2 nell’atmosfera determina un aumento di assorbimento pari a 4 W/m2 (misurati al top del’atmosfera). Questo risultato racchiude un messaggio fondamentale: ciò che determina cambiamenti nell’assorbimento dell’OLR da parte della CO2 nell’atmosfera non è la sua concentrazione assoluta, quanto piuttosto le sue variazioni di concentrazione. In sostanza, l’aumento di concentrazione della CO2 da 10 a 20 ppm ha lo stesso effetto di una variazione da a 2.000, e molto più grande di una variazione da a N.B.: secondo i modelli, a concentrazioni molto alte il sistema assume un comportamento lineare

37 VARIAZIONI DI CO2 E DI TEMPERATURA
La risposta in termini di DT è direttamente proporzionale alla climate sensitivity del sistema, ossia l’ampiezza della DT indotta da un’unità di una certa forzante. La climate sensitivity non è quindi un valore assoluto, ma una stima della… sensibilità del sistema climatico all’azione di ciascuna forzante. In generale, un’alta climate sensitivity indica che è sufficiente un forcing piccolo per indurre variazioni sensibili di T, mentre in caso di bassa climate sensitivity le stesse variazioni possono essere raggiunte solo a costo di un forcing enorme. Es: il nostro corpo ha una bassa sensibilità al cibo (si può morire per obesità, però prima bisogna ingrassare; è un processo lento) ma un’alta sensibilità al cianuro (provare per credere!)

38 CLIMATE SENSITIVITY TO CO2 DOUBLING
La stima della climate sensitivity non è semplice nel caso di molte forzanti, mentre non è un calcolo impossibile nel caso della CO2. Definiamo (senza perderci in calcoli) la “formula magica”, l’equazione di equilibrio: DT=lF dove l è il fattore di Planck (che deriva dell’equazione di Stefan-Boltzmann). Per risolvere l’equazione dobbiamo solo definire F. Per comodità, visto che l’abbiamo già quantificato, utilizziamo il valore indotto dal raddoppio della sua concentrazione (doubling), cioè 4 W/m2. Il risultato indica che ogni raddoppio della concentrazione di CO2 nell’atmosfera induce un DT = ~1°C. Possiamo quindi dire che la climate sensitivity al CO2 doubling è circa 1°C.