Blog

Qualificazione funzionale di una rete dendritica di drenaggio che presuppone, per dato tempo di ritorno dell’evento di pioggia considerato, il corretto funzionamento in termini di capacità di portata e la ragionevole impossibilità che si verifichino rigurgiti in qualunque sezione della stessa.

Con riferimento all’uso idrologico del suolo con condizione futura si intende la situazione della impermeabilizzazione del lotto/dell’area oggetto di trasformazione edilizia o urbanistica a trasformazione edilizia o urbanistica effettuata.

Con riferimento all’uso idrologico del suolo con condizione attuale si intende la situazione di impermeabilizzazione del lotto/dell’area oggetto di trasformazione edilizia o urbanistica.

Superficie complessiva idrograficamente interessabile da un intervento edilizio o urbanistico da mitigare. Può essere: 1) superficie ricompresa nella delimitazione fisica dell’area oggetto di intervento in caso di presenza di recinzione a confine ed in ambito urbano; 2) in caso di assenza di recinzione e qualora l’intervento ricade in area residenziale o produttiva o a servizi il lotto idraulico coincide con l’effettiva superficie oggetto di variazione del tasso di impermeabilizzazione; 3) qualora l’intervento ricade in area agricola e in assenza di recinzione il lotto idraulico coincide con la effettiva superficie interessata dai lavori; 4) in caso di Piano Urbanistico Attuativo la superficie del lotto coincide con la superficie dello stesso Piano Urbanistico Attuativo.

Portata riferita all’unità di superficie di un bacino. Normalmente espresso in (l/s)/ha, ovvero litri per secondo per ettaro.

Rapporto fra l’infiltrazione e la precipitazione.

Con riferimento ad un bacino idrografico si intende il rapporto fra l’altezza di deflusso superficiale e l’altezza di precipitazione.

Valore numerico che esprime la conduttività idraulica.

Valore del coefficiente di afflusso riferito a precipitazioni della durata di 1 ora.

Con riferimento ad un bacino idrografico rapporto fra portata meteorica affluente alla rete di drenaggio e la portata meteorica affluente sull’intero bacino idrografico.

Capacità del terreno di trattenere l’acqua di pioggia, espressa normalmente come percentuale del volume.

Piccolo canale a mezzo del quale si allontana per gravità l’acqua dal suolo o da un acquifero, al fine di controllare il livello liquido.

Superficie di drenaggio di una o più vie d’acqua o di un lago, ovvero estensione di superficie avente una unica uscita per il suo deflusso superficiale.

Ambito Territoriale Omogeneo del PAT o del PATI (termine utilizzato nelle normative urbanistiche in regione Veneto).

Piano di Assetto del Territorio Intercomunale. Nella regione Veneto con PATI si identifica un piano di natura urbanistica destinato a pianificare le scelte strutturali di modifica dell’uso urbanistico del suolo a livello intercomunale.

Piano di Assetto del Territorio. Nella regione Veneto piano di natura urbanistica destinato a pianificare le scelte strutturali di modifica dell’uso urbanistico del suolo nel territorio comunale.

Area pubblica o privata ricomprendente superfici destinate allo stallo dei veicoli e il sedime stradale destinato a connettere gli stalli di sosta alla viabilità stradale convenzionale.

Procedimento utilizzato per interpretare dati di eventi idrologici passati in termini di probabilità futura di apparizione o accadimento.

Acqua che fluisce verso un acquifero, una sezione di un fiume, un lago, un serbatoio, o verso qualsiasi altro corpo idrico.

Insieme di acqua sotterranea e del serbatoio sotterraneo naturale che la contiene.

Frazione di acqua di precipitazione atmosferica che, non infiltrata nel sottosuolo o evaporata, dilava le superfici scolanti.

Acqua nella zona non satura del terreno che si muove sotto l’influenza della forza di gravità.

Acqua meteorica di dilavamento che dilava le superfici scolanti successivamente all’acqua di prima pioggia nell’ambito di un medesimo evento piovoso.

Prima parte del deflusso liquido in fognature bianche in occasione di precipitazioni occasionali intense; ha la caratteristica di essere fortemente inquinata ed inquinante in quanto diretta conseguenza dell’iniziale dilavamento delle superfici urbane. In genere viene quantificata con una lama d’acqua di 5 mm uniformemente distribuita su tutta la superficie di interesse.

Acqua, comunque approvvigionata, attinta o recuperata, utilizzata per il lavaggio delle superfici scolanti.

Autorità d’Ambito Territoriale Ottimale.

In Italia e inVeneto forma di cooperazione fra Comuni e Province ai sensi dell’art. 148 del D.Lvo n°152/2006 e del capo II della L.R. n°5 del 1998.

Acqua situata immediatamente a valle di una struttura idraulica.

Nell’ambito della ricerca scientifica il riesame paritario (peer review in inglese) indica la procedura di selezione di articoli scientifici o progetti di ricerca effettuata attraverso una valutazione di specialisti del settore che verificano l’idoneità alla pubblicazione scientifica, nel primo caso, o alla finanziabilità di progetti di ricerca, nel secondo caso, in modo da evitare errori, distorsioni, plagi, falsità o truffe (Fonte).

Editori e agenzie di finanziamento usano la tecnica di riesame paritario per selezionare le proposte ricevute. Ciò costringe gli autori ad adeguarsi ad elevati livelli di qualità nella loro disciplina oppure a requisiti specifici della rivista o dell’agenzia di finanziamento. In genere pubblicazioni e progetti di ricerca non soggetti a un riesame paritario non sono considerati scientificamente validi (se non dopo eventuali e accurate verifiche).

Quanto è attendibile il riesame paritario? Il sistema si fonda sull’integrità della comunità scientifica ma la soggettività dei recensori non è completamente eliminabile. La discriminazione nella revisione paritaria esiste nella sopravvalutazione di autori famosi e/o “protetti” da istituzioni prestigiose, nelle differenze geografiche o di sesso, nei potenziali conflitti di interesse, ecc. Spesso le riviste scientifiche sono accusate di pubblicare in base ad argomentazioni che esulano dalla rilevanza scientifica dell’articolo.

Internet aiuta molti autori ad ottenere con poca spesa la visibilità necessaria (blog e siti personali); ma la mancanza di riesame paritario condiziona l’incisività del contributo intellettuale nell’ambito delle scelte politiche e nel momento in cui le agenzie decidono i finanziamenti nei vari filoni di ricerca.

Da quando l’Uomo ha iniziato a lasciare traccia del suo passaggio sulla Terra sono state evidenziate dallo stesso, più o meno direttamente, variazioni al clima regionale e/o globale. Secondo i geologi ci troviamo attualmente in una era “glaciale” (nel momento in cui le calotte polari “esistono” si presuppone che la Terra sia in una condizione di bassa temperatura media). L’andamento della temperatura media nel tempo può essere estrapolata dall’analisi dei nuclei di ghiaccio e osservando come sono cresciuti gli anelli degli alberi (ad esempio).

La temperatura media della Terra dipende dall’equilibrio tra l’energia che entra e esce dal pianeta. Quando l’energia in arrivo dal sole viene assorbita la Terra si riscalda; quando l’energia del sole viene riflessa nello spazio la Terra vede ridurre il riscaldamento; quando l’energia assorbita viene rilasciata nello spazio la Terra si raffredda. E’ acquisito che molti fattori causano cambiamenti nel bilancio energetico della Terra e quindi variazioni climatiche: 1) variazioni all’energia solare che raggiunge la Terra; 2) cambiamenti nella riflettività dell’atmosfera e della superficie terrestre; 3) effetto serra che influenza il calore trattenuto dall’atmosfera terrestre.

In generale i cambiamenti climatici antecedenti alla rivoluzione industriale (prima del 1750) sono spiegabili in rapporto a cause naturali (variazioni nell’energia solare in arrivo, eruzioni vulcaniche, cambiamenti naturali nelle concentrazioni di gas a effetto serra, ecc… Dopo il 1750 sembra acquisito che i cambiamenti climatici siano correlati anche all’attività umana. Attualmente, in ambito scientifico, prevale la teoria secondo la quale le modificazioni del clima siano fortemente dipendenti dal tasso di CO₂ presente nell’atmosfera.

Nel mondo le ricerche sul clima sono svolte prevalentemente in ambito accademico (università e istituti di ricerca). Comprendere le variazioni climatiche è fondamentale perchè permette di scegliere/guidare le misure più idonee per mitigare, se necessario, gli stessi cambiamenti. Il filone di ricerca più “importante” attualmente è la definizione della “proiezione” della temperatura media globale in relazione alle concentrazioni di CO₂. Le regressioni vengono ottenute principalmente attraverso modelli matematici e simulazioni numeriche.

In questi modelli matematici, per sviluppare la “proiezione” futura dei risultati e la corrispondente significatività statistica, vengono spesso utilizzate tecniche probabilistiche; di conseguenza prevale lo studio “teorico” per dare soluzione a problemi che in realtà sono robustamente “deterministici” (almeno in linea di principio). Del resto le simulazioni numeriche forniscono una possibilità di verificare una ipotesi ma sostanzialmente non forniscono “prove” esaustive. Come è noto il metodo scientifico può considerarsi applicato integralmente solo quando c’è l’avvallo delle osservazioni sperimentali.

La teoria secondo la quale la CO₂ è da considerarsi “termostato” e quindi guida della temperatura media globale è attualmente relativamente suffragata da dati sperimentali. Pur tuttavia i sostenitori di questa teoria raccomandano di ridurre o annullare l’uso di combustibili fossili ritenuti causa principale dell’aumento dell’anidride carbonica atmosferia (attualmente caratterizzata da un valore di circa 410 ppm). Del resto questa teoria risulta avvallata da moltissimi scienziati il cui prodotto intellettuale (articoli scientifici) avanza soprattutto attraverso pubblicazioni peer-reviewed.

Questa disarmonia di posizione fra i vari esperti di variazioni climatiche in ogni caso non potrà che essere ricomposta nel breve/medio periodo. Oggi l’umanità infatti è dotata di satelliti che misurano continuamente sia la temperatura superficiale che quella atmosferica in ogni giorno dell’anno e in ogni luogo della Terra; inoltre sono sempre più dettagliati le registrazioni della fenomenologia climatica in molte parti del mondo.

Probabilmente non ci vorrà ancora molto per trarre una conclusione definitiva sulla necessità o meno di conseguire una drastica riduzione alle emissioni di CO₂. Del resto, anche “politicamente”, è difficile nel breve riuscire ad allineare gli interessi dei Paesi occidentali alla produzione sempre maggiore di CO₂ che Nazioni come Cina, India, Brasile e (nel prossimo futuro) Paesi africani; la “loro” produzione di anidride carbonica difficilmente potrà infatti essere messa “sotto controllo” se non altro per ineludibili questioni economiche e di “sopravvivenza” (sostegno alimentare alle rispettive popolazioni).

La teoria del riscaldamento globale presuppone una temperatura media costante sulla superficie della Terra risultato di un equilibrio fra la quantità di luce solare assorbita e la quantità di radiazione infrarossa emessa. Mediamente nell’arco di un anno si stima che i flussi di energia in uscita ed in entrata siano compresi fra 235 e 240 watt/m2.

Vapore acqueo, nuvole, anidride carbonica e metano (cosiddetti gas serra) influenzano la velocità con cui la terra perde radiazione infrarossa nello spazio. Sembra acquisito che aggiungendo più CO₂, in particolare, riesce a sfuggire nello spazio meno energia correlata alla radiazioni infrarosse e ciò provoca una tendenza al riscaldamento nell’atmosfera inferiore e un raffreddamento nell’atmosfera superiore.

Si crea quindi un squilibrio energetico (va persa meno radiazione infrarossa rispetto all’energia luminosa in arrivo dal sole) con un conseguente aumento della temperatura. Questo aumento di temperatura a sua volta aumenta la fuoriuscita di radiazione infrarossa fino al raggiungimento di un nuovo equilibrio con la luce solare assorbita.

L’unico modo in cui l’energia può lasciare la terra è attraverso la radiazione termica. I trasferimenti di energia non sono però solo radiativi; le correnti d’aria convettive responsabili delle variazioni climatiche trasportano il calore in eccesso lontano dalla superficie tenendo la temperatura media sotto valori inferiori a quelli derivabili dalla sola teoria radiativa.

Aumentando la CO₂ aumenta la temperatura ma nel contempo l’intero sistema climatico si riallinea. Gli altri gas serra e le nuvole possono modificare a loro volta i valori del riscaldamento. Questi altri cambiamenti correlati alla temperatura determinano “ritorni” o “feedback” definendo la cosiddetta “sensibilità climatica”. Se questi ritorni diventano significativi (quindi alta “sensibilità climatica”) il riscaldamento globale potrebbe essere catastrofico.

Secondo una corrente di pensiero minoritaria non è l’aumento della temperatura che determina il riscandamento globale, quanto piuttosto la circolazione dell’aria caratteristica che si instaura per lunghi periodi; tale circolazione d’aria predominante in determinate zone del pianeta provocherebbe siccità, in altre inondazioni, magari un freddo inverno in un continente ed un contestuale caldo inverno in un altro continente.

La seguente figura riassume la distribuzione attuale dell’acqua nella Terra (vedi fonte):

La disponibilità totale mondiale d’acqua è di 1.386 miliardi di chilometri cubi ovvero 1.386 miliardi di miliardi di metri cubi. L’acqua dolce ammonta al 3% (41,58 x 10^18 metri cubi). Il 68,7% dell’acqua dolce (28,56×10^18 metri cubi) è bloccata nei ghiacci delle calotte e dei ghiacciai; un 30,1% (12,49×10^18 metri cubi) è sotto terra.

La tabella seguente riassume ulteriormente per tipologia la distribuzione dell’acqua sulla Terra (vedi Gleick, P. H., 1996: Water resources. In Encyclopedia of Climate and Weather, ed. by S. H. Schneider, Oxford University Press, New York, vol. 2, pp.817-823)

Sorgente d’acqua	Volume d’acqua, in chilometri cubi	Percentuale d’acqua dolce	Percentuale d’acqua totale
Oceani, mari e golfi	1.338.000.000	—	96,5
Calotte glaciali, ghiacciai e nevi perenni	24.064.000	68,7	1,74
Acqua sotterranea	23.400.000	—	1,7
Dolce	10.530.000	30,1	0,76
Salata	12.870.000	—	0,94
Umidità nel suolo	16.500	0,05	0,001
Ghiaccio sotterraneo e permafrost	300.000	0,86	0,022
Laghi	176.400	—	0,013
Dolce	91.000	0,26	0,007
Salata	85.400	—	0,006
Atmosfera	12.900	0,04	0,001
Acqua di stagno	11.470	0,03	0,0008
Fiumi	2.120	0,006	0,0002
Acqua biologica	1.120	0,003	0,0001
Totale	1.386.000.000	–	100

AGGIORNAMENTO 24/09/2020

L’acqua, per la sua abbondanza, è probabilmente il responsabile principale dell’andamento della temperatura media sulla superficie terrestre.

Se il bilancio termico è carente di energia, l’acqua aiuta a ridurre la radiazione in uscita per effetto dei gas serra e per l’effetto isolante della neve.

Se il bilancio termico presenta energia in eccesso, l’acqua aiuta ad aumentare la radiazione in uscita mediante il raffreddamento correlato al trasferimento di massa (che aumenta esponenzialmente con la temperatura).

Ricordiamo che il raffreddamento evaporativo è correlato ad un fenomeno di trasferimento di massa ovvero il trasferimento del vapore acqueo dalla superficie dell’acqua all’atmosfera. Ciò che muove è la differenza tra la pressione di vapore a saturazione dell’acqua e la pressione parziale ambientale dell’acqua. La pressione del vapore di saturazione (ciò che muove…) aumenta esponenzialmente con la temperatura (circa 6% per ogni °C intorno a 25 °C). Il trasferimento di massa è guidato dalla convezione naturale, a sua volta funzione delle differenze di densità tra le diverse masse d’aria. La differenza di densità dipende soprattutto dalla quantità di vapore acqueo nell’aria; quest’aria presenta una densità inferiore di circa il 40% rispetto alla densità dell’aria secca. Se aumentiamo la temperatura di 1°C si ha un aumento del 6% nel trasferimento di massa. Alla quota di condensazione il calore rilasciato (calore latente di condensazione) spinge l’aria (diventata secca) verso l’alto dove la possibilità del calore di irradiarsi nello spazio è maggiore.

C’è infine da tener conto di una sorta di effetto tampone legato alla capacità di accumulo di energia negli oceani con inerzia temporale probabilmente di durata dell’ordine di decenni.

La precipitazione è acqua rilasciata dalle nuvole sotto forma di pioggia, neve o grandine.

Le nuvole contengono vapore acqueo o goccioline troppo piccole per cadere ma grandi abbastanza per formare le nuvole visibili. L’acqua evapora e condensa continuamente nell’atmosfera e la maggior parte dell’acqua condensata nelle nuvole non cade per via delle correnti ascensionali. La precipitazione accade dopo la condensazione delle goccioline d’acqua e dopo che queste, a loro volta, si uniscono per formare gocce più grandi e pesanti. In una goccia di pioggia sono presenti milioni di goccioline di nuvola.

La precipitazione non cade con ugual intensità. I temporali estivi possono produrre 2 o più centimetri di pioggia in un determinato sito mentre una zona distante anche solo pochi chilometri può rimanere asciutta. In Italia cadono mediamente 900 millimetri di pioggia all’anno.

La condensazione è il processo con cui il vapore acqueo è trasformato in acqua liquida. E’ un processo che libera calore.

Attraverso la condensazione si originano le nuvole e quindi le precipitazioni. La condensazione è l’opposto dell’evaporazione.

Nell’atmosfera l’acqua è presente in forma di vapore e di goccioline piccolissime (non visibili). Le molecole d’acqua aderendo alle particelle di polvere, sale e fumo presenti nell’atmosfera formano goccioline via via più grosse fino a formare le nuvole. Se le goccioline si accrescono combinandosi reciprocamente si forma la precipitazione.

Le nuvole si formano perchè l’aria contenente vapore d’acqua sale e si raffredda. L’aria riscaldata dal sole presso la superficie terrestre diventa più leggera e sale verso zone interessate da temperature minori; raffreddandosi l’aria con ulteriore codensazione si formano le nuvole.

L’evapotraspirazione è il processo per cui il vapore d’acqua è disperso nell’atmosfera attraverso l’evaporazione dal suolo e la traspirazione della vegetazione.

La traspirazione è il processo attraverso il quale l’umidità è trasportata dalle radici ai piccoli pori sulla faccia inferiore delle foglie dove, trasformata in vapore, viene rilasciata nell’atmosfera. Si stima che circa il 10 per cento dell’umidità dell’atmosfera derivi dalla traspirazione della vegetazione (vedi fonte).

I seguenti fattori determinano la quantità evapotraspirata:

1) maggiore è la temperatura e maggiore è la traspirazione;

2) se l’umidità relativa dell’aria intorno alla pianta aumenta la traspirazione diminuisce (l’acqua evapora più facilmente nell’aria asciutta rispetto all’aria umida);

3) aumentando il moto dell’aria (vento) aumenta la traspirazione.

L’evaporazione è il processo per cui l’acqua si trasforma da liquido a gas o vapore; questo processo definisce la modalità principale con cui l’acqua torna sotto forma di vapore nell’atmosfera (ciclo idrologico).

Con l’evaporazione mari, laghi e fiumi producono circa il 90% dell’umidità dell’atmosfera; il rimanente 10% proviene dall’evapotraspirazione (vedi fonte).

E’ necessaria energia da calore perchè avvenga l’evaporazione (rottura dei legami che tengono unite le molecole di acqua). Il contenuto d’acqua nell’aria si chiama umidità ed è determinato da temperatura e pressione (se aumenta la temperatura o diminuisce la pressione l’umidità aumenta). Quando l’aria contiene il massimo di vapore d’acqua si dice satura e l’umidità è al 100%. Il processo di evaporazione consuma quindi calore che viene così rimosso dall’ambiente.

I mari (che coprono il 70% della superficie terrestre) permettono l’evaporazione a grande scala. A livello globale tanta acqua evapora quanta acqua precipita; sui mari l’evaporazione supera la precipitazione mentre sulle terre emerse avviene il contrario. La maggior parte dell’acqua che evapora dai mari ritorna ad essi come precipitazione. Circa il 10% dell’acqua evaporata dai mari perviene e precipita sulla terraferma. Si stima che una volta evaporata una molecola d’acqua permane mediamente circa 10 giorni nell’atmosfera.

Un corpo edilizio assorbe radiazione solare; riscaldandosi può restituire energia termica all’atmosfera attraverso la propria superficie. La cessione di calore avviene per convezione e per irraggiamento.

Nella convenzione il flusso termico netto scambiato è correlabile linearmente alla differenza tra temperatura superficiale esterna del corpo edilizio tetto e temperatura dell’aria atmosferica.

L’irragiamento è il bilancio netto tra flusso termico emesso dalla superficie del corpo edilizio verso l’atmosfera e flusso termico ceduto dall’atmosfera alla superficie del corpo edilizio. Nell’irragiamento lo scambio termico riguarda bande spettrali dell’infrarosso, ben distinte quindi da quelle dell’irradiazione solare in quanto le temperature del corpo edilizio sono molto minori di quelle della superficie solare. L’infrarosso medio e lontano sono le bande spettrali cui si concentra la radiazione elettromagnetica termica emessa dal corpo edilizio.

Per corpi edilizi di normali dimensioni, e in assenza di vento, negli scambi termici con l’atmosfera esterna, l’irraggiamento è in generale dominante, specialmente se l’emissività superficiale del corpo edilizio è elevata.

La frazione dell’irradiazione del sole assorbita da un corpo edilizio diminuisce all’aumentare dell’albedo. Inoltre l’energia termica restituita dal corpo edilizio all’atmosfera per irraggiamento (quindi nell’infrarosso) aumenta all’aumentare dell’emissività. Se corpo edilizio presenta valori elevati di albedo e di emissività nell’infrarosso riscalda poco il proprio volume interno.

Nel 2008, per la prima volta, più della metà della popolazione mondiale (3,3 miliardi di persone) viveva nelle aree urbane piuttosto che nelle aree rurali (fonte).

Con l’urbanizzazione terreni vegetati vengono trasformati in sedimi di edifici ed infrastrutture. Questi sviluppi sono responsabili della formazione delle isole urbane di calore (UHI) e fonte di cambiamento climatico in ambito urbano.

Durante il giorno, la temperatura media dell’aria in una città può essere da 1 a 6 °C più calda rispetto l’ambiente rurale circostante. La differenza può assumere valori maggiori di sera quando le aree rurali possono assumere temperature anche di molto inferiori (fino a 10-12 °C).

L’isola di calore si compone dell’isola di calore superficiale e dell’isola di calore atmosferica (vedi). Le isole di calore superficiale sono aree con maggiore calore diurno in relazione a tetti, marciapiedi, ecc… (aree esposte). Le isole di calore atmosferico sono zone con temperatura media dell’aria più alta. Il calore proveniente dalle isole di calore superficiale aumenta la temperatura dell’aria atmosferica. Come si vede dalla figura precedente entrambi le componenti delle isole di calore urbane fanno aumentare la temperatura durante il giorno e la notte rispetto alle aree rurali.

Sia la temperatura superficiale che la temperatura dell’aria sono più elevate nelle aree urbane rispetto alle aree rurali. La temperatura superficiale aumenta durante il giorno ed entrambi aumentano durante la notte. Superfici con vegetazione sviluppano evapotraspirazione; quando l’acqua viene assorbita e rilasciata dalle radici delle piante, dal suolo e dalle foglie (traspirazione), l’acqua stessa assorbe il calore solare nella conversione da liquido a gas riducendo in tal modo sia la temperatura atmosferica che superficiale. Nelle zone urbanizzate però le zone impermeabili non possono assorbire l’acqua di precipitazione che forma il deflusso; la minor evapotraspirazione contribuisce all’aumento delle temperature sia superficiali che atmosferiche.

Nelle aree urbane i materiali da costruzione assorbono più calore rispetto ai pari sedimi rurali; nelle zone rurale allo stesso modo viene assorbito calore che però può essere rilasciato nell’evaporazione del contenuto d’acqua di suolo e vegetazione.

L’effetto isola di calore urbano non deriva solo dal calore rilasciato dalla combustione antropica di combustibili fossili e/o da altri tipi di produzione e utilizzo di energia. La maggior parte dell’aumento della temperatura proviene da pavimentazioni e dagli edifici che trattengono il calore. Anche in mezzo ad un campo inerbito la temperatura su una piccola lastra di cemento può essere di diversi gradi più alta rispetto al contesto locale erboso. Nelle notti fredde la differenza può essere ancora maggiore; nelle notti abbastanza fredde da riuscire a compromettere la vitalità delle piante ma le stesse piante probabilmente non risultano compromesse nella vitalità se si trovano su una lastra di cemento. Il calore antropico da combustione è probabilmente una parte minore dell’effetto isola di calore. In ogni caso non bisogna solo considerare che le aree urbane intrappolano il calore o lo assorbono; bisogna comunque considerare che producono anche calore aggiuntivo.

Ad esempio, un’area residenziale suburbana irradierà più di 2 W/m^2 (a seconda della densità abitativa). La Grande Londra irradia circa 10 W/m^2.

L’entità dell’isola di calore, e quindi la massima differenza di temperatura fra suolo costruito e suolo rurale, è legata fortemente alle dimensioni della popolazione dell’area urbanizzata. Si stima che le aree urbane rappresentino solo lo 0,5-1% della superficie terrestre.

L’influenza delle isole di calore urbana potrebbe essere anche negativa. Effetti di raffreddamento conseguenti a cambiamenti antropogenici nel paesaggio; se ad esempio una superficie di asfalto viene sostituita da cemento ci si aspetta che l’assorbimento solare diminuisca portando ad un raffreddamento netto. Viceversa in contesti rurali potrebbero svilupparsi distorsioni nelle temperature a seguito di cambiamenti legati all’irrigazione.

Il vapore acqueo è il gas serra più importante (incide per circa il 95% dei gas serra). Quando il cielo è sereno di sera si ha la sensazione che il calore sfugga e la temperatura scenda; al contrario quando il cielo é nuvoloso il calore viene intrappolato dal vapore acqueo e la temperatura rimane calda. Nel deserto di giorno si hanno temperature elevate mentre di notte le temperature scendono enormemente. Ciò accade per il fatto che nell’aria c’è poco vapore acqueo.

La quantità di vapore acqueo nell’atmosfera assume valori in relazione diretta con la temperatura. Aumentando la temperatura c’è più evaporazione e quindi più acqua diventa vapore. Se un altro fattore interviene nell’aumento della temperatura (ad es. anidride carbonica sviluppata nell’utilizzo di combustibili fossili) più acqua evapora creando vapore acqueo destinato a fornire un feedback positivo ulteriore all’aumento della temperatura. Secondo le teorie più accreditate il feedback del vapore acqueo raddoppia approssimativamente la quantità di riscaldamento causata dall’anidride carbonica.

Essendoci il ciclo idrologico la quantità trattenuta nell’atmosfera di vapore acqueo varia notevolmente nell’ambito di qualche giorno. Se il vapore acqueo è un grande gas serra è anche vero che l’effetto è di breve durata (la stessa cosa non si può dire per l’anidride carbonica che può permanere nell’atmosfera per moltissimi anni).

Il vapore acqueo nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore svolge un ruolo importante nell’equilibrio delle radiazioni planetarie. La molecola del vapore acqueo ha una forma fortemente polare che costituisce un sistema fortemente assorbente nello spettro infrarosso (onde lunghe). Un aumento del vapore acqueo provoca in genere un raffreddamento della bassa stratosfera che è paragonabile al contributo dovuto ai cambiamenti di ozono.

In caso di aumento della temperatura si ha un corrispondente aumento dell’umidità e un ulteriore riscaldamento correlato all’effetto serra ma non è chiaro se il riscaldamento produca più acqua a causa di un’ulteriore evaporazione (quindi con retroazione positiva) o se il conseguente aumento provochi una essicazione (quindi con retroazione negativa). In definitiva, in relazione all’effetto serra e al cambiamento climatico, non è chiaro se il vapor d’acqueo troposferico è controllato dalla termodinamica o dalla dinamica.

Il vapore acqueo atmosferico possiede capacità di assorbimento distribuita su un’ampia gamma dello spettro elettromagnetico. L’acqua nella troposfera è presente sia in forma liquida, sia gassosa che solida. Le concentrazioni di vapore acqueo troposferico sono fortemente dipendenti da dinamica e temperatura. Ricordiamo che le nuvole non sono fatte di vapore acqueo ma sono composte di acqua e/o ghiaccio; il vapore acqueo è trasparente alla maggior parte delle frequenze ottiche. Il fatto che le nuvole siano opache è conseguenza dei molteplici riflessi interni ed esterni dalla superficie di goccioline e/o cristalli di ghiaccio.

Il vapore acqueo è facilmente in condizioni di saturazione nell’atmosfera. Ciò regola la distribuzione del vapore acqueo sia nella troposfera, dove varia fino a quattro ordini di grandezza in un profilo verticale, sia nella stratosfera, dove le variazioni sono molto più piccole ma ancora significative.

Il vapore acqueo è un gas radiativamente attivo. Nella bassa stratosfera si è constatato un aumento negli ultimi decenni non spiegabile completamente ad esempio dal solo fenomeno di ossidazione del metano. Sicuramente trasporto, convezione e nuvole incidono sulla distribuzione del vapore acqueo troposferico superiore ma le loro influenze sono difficili da quantificare. Esiste quindi una certa difficoltà a valutare quali-quantitativamente l’influenza del vapore acqueo sul clima. Il vapore acqueo è circa lo 0,25% della massa dell’atmosfera ma la presenza è fortemente variabile (sono segnalate concentrazioni da 10 ppm in volume nelle regioni fredde o desertiche fino anche al 5% del volume nelle masse d’aria calde e umide). Inoltre il vapore acqueo entra nel ciclo idrologico ed è presente quasi esclusivamente in troposfera e in piccole quantità nella stratosfera. E’ prodotto dall’evaporazione in oceani, mari, laghi e dalla traspirazione delle piante; viene trasferito in atmosfera grazie al rimescolamento turbolento.

In rapporto all’effetto serra, tenuto conto che i cosiddetti gas serra sono presenti in atmosfera in concentrazioni basse, le sollecitazioni indotte dalle attività umane possono incidere in maniera non trascurabile. C’è una dipendenza in qualche modo geografica: nelle umide regioni equatoriali (alto contenuto di vapore acqueo) l’aggiunta contenuta di anidride carbonica o dello stesso vapore acqueo hanno un impatto limitato in termini di effetto serra; nelle regioni fredde regioni polari, quindi con aria secca, piccoli incrementi di CO₂ o di vapore acqueo hanno effetti più rilevanti.

La massa molare del vapore acqueo è molto inferiore a quella dell’aria secca (uno strato umido è quindi più leggero di uno strato secco a parità di pressione e temperatura); esiste quindi un “effetto di galleggiamento” nella dinamica dell’atmosfera. Secondo alcuni studiosi l’effetto di galleggiamento del vapore acqueo aumenta la radiazione di onde lunghe in uscita della Terra (effetto radiativo negativo) all’aumentare del riscaldamento influendo quindi sulla stabilizzazione del clima terrestre. Nei climi più caldi la differenza di temperatura tra “colonne” umide e “colonne” asciutte aumenterebbe a causa dell’aumento del vapore acqueo atmosferico portando a un effetto radiativo stabilizzante il clima terrestre (il “ritorno” in termini di energia è stimato nel valore 0,2 W m⁻²K⁻¹ in atmosfera idealizzata). Vedi fonte (03/2020).

AGGIORNAMENTO 02/01/24 => Il vapore acqueo (H₂O) ha una massa molare di 18 grammi/mole, l’azoto (N₂) ha una massa molare di 28 g/mol e l’ossigeno (O₂) ha una massa molare di 32 g/mol. Il vapore acqueo galleggia e attraverso convenzione nell’atmosfera trasferisce il calore assorbito sulla superficie quando l’acqua evapora (calore latente) alla troposfera superiore dove si condensa in nuvole rilasciando calore sensibile e infine cade sotto forma di pioggia. Il trasferimento della radiazione avviene a tutti i livelli dell’atmosfera ma la convezione è il meccanismo più importante nella troposfera. Mediamente nell’atmosfera il vapore acqueo scende da circa 7750 ppm al livello del mare a circa 4 ppm sopra la tropopausa e quindi l’importanza del vapore acqueo come gas serra diminuisce con l’altitudine. La concentrazione di anidride carbonica al contrario non diminuisce nell’atmosfera.

AGGIORNAMENTO 12/01/2024 => L’IPCC riconosce che il vapore acqueo è il gas serra più importante e abbondante. Ad esempio in un suo rapporto risalente al 2007 cita “… il vapore acqueo è il gas serra più abbondante e importante nell’atmosfera… “. Tuttavia la stessa IPCC ritiene che “.. le attività umane hanno solo una piccola influenza diretta sulla quantità di vapore acqueo atmosferico …”. Secondo IPCC “… la quantità di vapore acqueo nell’atmosfera è controllata principalmente dalla temperatura dell’aria, piuttosto che dalle emissioni. Per questo motivo, gli scienziati lo considerano un agente di feedback (retroazione), piuttosto che una forzante al cambiamento climatico. Le emissioni antropogeniche di vapore acqueo attraverso l’irrigazione o il raffreddamento delle centrali elettriche hanno un impatto trascurabile sul clima globale. … Il contributo del vapore acqueo all’effetto serra naturale rispetto a quello dell’anidride carbonica dipende dal metodo di contabilizzazione, ma può essere considerato circa due o tre volte maggiore. L’IPCC non considera l’effetto del vapore acqueo in termini di “sottrazione” alla bassa atmosfera conseguente alle modifiche antropiche al suolo terrestre (es. a seguito dei processi di urbanizzazione).

L’albedo è una misura della riflettività di una superficie. Con albedo quindi si intende il rapporto tra flusso termico solare incidente Fi espresso in W/m² e il flusso termico riflesso Fr espresso in W/m². La radiazione solare si concentra nelle bande spettrali dell’ultravioletto, del visibile e dell’infrarosso vicino; la corrispondente intensità dipende dalla latitudine, dal giorno, dall’ora e dalla copertura del cielo. Se il termine albedo viene usato senza ulteriori specifiche si intende la frazione di luce riflessa nell’infrarosso.

L’ effetto albedo applicato sulla Terra è una misura di quanta energia solare viene riflessa verso lo spazio. L’ albedo di una superficie si misura da 0 a 1 (0 = superficie ideale nera senza riflesso; 1 = superficie bianca con riflesso massimo).

Ogni anno l’ albedo raggiunge il picco due volte. Il primo picco si verifica quando il ghiaccio marino antartico è al suo massimo invernale. Il secondo picco, di entità maggiore rispetto al primo, si verifica quando c’è neve su gran parte dell’emisfero settentrionale.

Le modificazioni antropiche interferiscono con l’albedo. Boschi e foreste presentano minor albedo rispetto alla nuda terra quindi la deforestazione in linea generale aumenta l’albedo.  

Cambiando l’albedo di un corpo cambia il numero di fotoni assorbiti dallo stesso corpo e quindi cambia la quantità di energia assorbita. La temperatura di equilibrio di un corpo dipende dall’energia assorbita (ovvero dal totale dell’energia in arrivo depurata dalla parte riflessa). Un corpo emette più energia radiativa tanto più è caldo, il corpo diventa più caldo assorbendo più energia. Un corpo quindi non irradia in funzione di quanto riflette ma solo in funzione di quanta energia radiativa possiede.

Una modificazione all’albedo può variare la quantità di energia assorbita senza necessariamente aumentare o diminuire la quantità di energia emessa. Nel caso della Terra il pianeta varia nella temperatura media fino a quando la radiazione in uscita è nuovamente in equilibrio con la radiazione in arrivo.

Secondo la legge di Kirchoff l’emissività di un oggetto a una determinata lunghezza d’onda è uguale al suo assorbimento alla stessa lunghezza d’onda. Cio’ non vuol dire che l’energia emessa da un oggetto ad una determinata lunghezza d’onda deve corrispondere all’energia assorbita alla stessa lunghezza d’onda. La quantità di energia solare assorbita dalla Terra è determinata dal suo albedo ad onde corte e dall’irradiazione solare totale  mentre la quantità di energia che la Terra emette è determinata dalla sua emissività a onde lunghe e dalla sua temperatura.

Nel caso del pianeta Terra una modifica dell’albedo a lunghezza d’onda visibile cambia quanta energia assorbe ma senza necessariamente variare l’efficienza con cui vengono emesse radiazioni ad onde lunghe. Secondo la teoria corrente l’aumento dei gas serra influisce poco sulle radiazioni in entrata ma riduce notevolmente le radiazioni in uscita.

Le modificazioni antropiche come coperture chiare, le coperture degli alberi, il rivestimento stradale, la superfici bianche in genere, il ghiaccio, la neve, ecc… attraverso l’albedo possono influenzare la quantità di energia solare ricevuta dalla Terra.

Al netto dell’albedo l’energia in arrivo dal sole è stimata nel valore 4,9×10^9 Joule per anno. 5,4×10^25 Joule è l’energia lorda in arrivo nell’alta atmosfera (corrispondente alla costante solare 1,35 kW/m^2 moltiplicata per l’intera superficie irradiata dai raggi solari).

Valori caratteristici di albedo (vedi fonte):

Asfalto fresco: 0,04

Oceano aperto: 0,06

Foreste di conifere (in estate): da 0,09 a 0,15

Latifoglie: da 0,15 a 0,18

Suolo libero: 0,17

Erba verde: 0,25

Sabbia nel deserto: 0,40

Cemento fresco: 0,55

Ghaccio oceanico: da 0,5 a 0,7

Neve fresca: da 0,8 a 0,9

L’albedo di un oceano, grazie al fatto che la luce penetra nell’acqua, può essere circa 0,035 (in ogni caso cambia molto al variare dell’angolo di incidenza della radiazione). I cespugli densi stanno tra il 0,09 e il 0,14. Un prato è attorno a 0,2. Un terreno arido a seconda del colore del suolo varia da 0,09 a 0,4 (con campi coltivati circa 0,15). Un deserto o una spiaggia intorno a 0,25 (comunque sono da preventivare grandi variazioni a seconda dei diversi colori della sabbia). Le strutture urbane in città molto scure presentano un valore 0,07 ma con città molto chiare (ad es. nelle nazioni tropicali) è possibile preventivare un 0,12. Neve fresca su paesaggio uniforme 0,9; distesa compatta come nell’Antartide circa 0,8. Le nuvole presentano un albedo variabile fra 0 e 0,7.

INTEGRAZIONE 21/12/2020

Gisèle Escourrou (1991) segnala che, mediamente, l’albedo delle città è quantitativamente inferiore all’albedo della campagna di circa il 16%.

Il valore di albedo dipende sia da fattori ambientali variabili nel tempo (ad esempio l’altezza del sole sull’orizzonte) sia dalle caratteristiche della superficie raggiunta dai raggi solari. Nel caso delle coperture vegetali (es. foreste) la vegetazione “alta” riflette solitamente una frazione di radiazione inferiore rispetto a quella “bassa”.

Dopo Stull (1988) abbiamo i seguenti valori tipici di albedo in funzione della copertura di terreno:

copertura terreno / albedo estivo / albedo invernale / emissività infrarosso

terreni agricoli   / 0,17 / 0,23 / 0,92

terreni erbosi  / 0,19 / 0,23 / 0,92

foreste decidue  / 0,16 / 0,17 / 0,93

foreste conifere  / 0,12 / 0,12 / 0,95

aree umide   / 0,14  / 0,14 / 0,95

aree urbane  / –,– / –,– / 0,85-0,95

Se la superficie non è perpendicolare al raggio incidente la radiazione specifica E’ che raggiunge tale superficie risulta ridotta secondo quanto previsto dalla legge del seno:

E’=E*sin(ψ)

dove ψ indica l’angolo di elevazione.

Nelle applicazioni pratiche è interessante il rapporto tra la radiazione ad onda corta che complessivamente viene riflessa dal suolo e la radiazione dello stesso tipo che complessivamente raggiunge il suolo, cioè il coefficiente di albedo superficiale o integrale, dato che non distingue tra radiazioni a differenti lunghezze d’onda. I valori assunti dall’albedo, come già precisato, sono differenti a seconda del tipo di suolo considerato: per esempio, l’albedo vale circa 0,95 per una distesa nevosa (che quindi riflette quasi tutta la radiazione incidente) e 0,05 per un suolo scuro ed umido (che quindi trattiene quasi tutta la radiazione incidente). Dall’osservazione sperimentale è noto che il coefficiente di albedo integrale non è una costante, nemmeno per una superficie totalmente uniforme, ma varia con l’angolo di elevazione solare e con l’umidità.

Una relazione analitica che consente di stimare il coefficiente a effettivo di albedo caratteristico di una data superficie, una volta noto il suo valor medio a‘ (come dedotto da tabelle) e l’angolo di elevazione solare ψ (in gradi), è presentata Paltridge e Platt (1976):

a = a’+(1-a’) × exp[-0,1ψ -0,5(1-a’)²] .

Dalla relazione precedente risulta che l’albedo integrale è tanto maggiore quanto più basso è il sole sull’orizzonte. Seguono valori tipici del coefficiente di albedo integrale:

SUPERFICIE                    ALBEDO

neve fresca                    0,75-0,95

neve vecchia                  0,35-0,75

ghiaccio grigio                0,6

acqua profonda              0,05-0,2

suolo scuro e umido        0,06-0,08

suolo chiaro e secco        0,16-0,18

suolo rosso                    0,17

argilla umida                  0,16

argilla secca                   0,23

terriccio umido                0,16

terriccio secco                 0,23

suolo sabbioso                0,20-0,25

suolo di torba                 0,05-0,15

calce                             0,45

gesso                            0,55

lava                              0,10

granito                          0,12-0,18

sassi                             0,20-0,30

tundra                           0,15-0,20

dune di sabbia                0,20-0,45

strada asfaltata              0,05-0,15

strada non asfaltata        0,18-0,35

calcestruzzo                   0,15-0,37

edifici                            0,09

area urbana media          0,15

campo incolto                 0,05-0,12

grano                            0,10-0,23

riso                               0,12

canna da zucchero          0,15

segale invernale              0,18-0,23

mais                             0,18

tabacco                         0,19

patate                           0,19

cotone                           0,20-0,22

sorgo                            0,20

foreste di conifere           0,05-0,15

foreste decidue               0,10-0,25

prato verde                    0,26

pascolo verde                 0,10-0,20

savana                          0,15

steppa                           0,20

deserto                         0,20-0,35

Di seguito riassumiamo una delle tabella della UNI 8477 che mostra i valori del coefficiente di riflessione (albedo) per diverse superfici:

Neve (caduta di fresco o con un film di ghiaccio): 0,75
Superfici acquose: 0,07
Suolo (creta, marne): 0,14
Strade sterrate: 0,04
Bosco di conifere d’inverno: 0,04
Bosco in autunno: 0,26
Asfalto invecchiato: 0,10
Calcestruzzo invecchiato: 0,22
Foglie morte: 0,30
Erba secca: 0,20
Erba verde: 0,26
Tetti e terrazze in bitume: 0,13
Pietrisco: 0,20

L’albedo puo essere misurata sia in laboratorio che in opera: le valutazioni di laboratorio esprimono una caratteristica intrinseca del materiale, con valori puntuali per lunghezza d’onda o entro un definito intervallo di lunghezze; quelle in opera definiscono invece l’albedo nell’intero spettro solare.

Operativamente per misurare l’albedo delle coperture si adotta il metodo di Sailor: un sistema di radiometri accoppiati, in modo tale che uno sia rivolto verso il cielo (per captare la radiazione globale incidente) e l’altro verso la superficie (per individuare la quantita riflessa dalla stessa).

In genere una copertura in laterizio presenta un valore di albedo molto elevato rispetto altre coperture (0,31). La copertura verde si caratterizza invece per un valore molto basso (0,13) date le proprieta di raffrescamento che caratterizzano questo tipo di manto. Le potenzialità raffrescanti della vegetazione non sono imputabili tanto all’albedo, quanto ai fenomeni evapo-traspirativi che si verificano e all’ombreggiamento dato dalle foglie. Una copertura in manto in rame presenta in genere un valore di albedo piu basso (0,09)

— o —

—-

Albedo di tetti in rivestimento bianco

(vedi https://heatisland.lbl.gov/resources/roof-coatings)

Rivestimento bianco  (1 mano, 8 mil): 0,80

Rivestimenti triangolari, alta riflettanza; 0,84

Rivestimenti bianco titanio: 0,83

Rivestimento bianco 1 (191 um): 0,72

Rivestimento bianco 1 (356 um): 0,77

Rivestimento bianco 1 (660 um): 0,79

Rivestimento bianco 2 (381 um): 0,81

Rivestimento bianco 2 (889 um): 0,81

Rivestimento bianco 2 (1143 um): 0,82

Rivestimento bianco 3 (152 um): 0,68

Rivestimento bianco 3 (254 um): 0,75

Rivestimento bianco 3 (381 um): 0,77

Rivestimento bianco 3 (686 um): 0,80

Rivestimento bianco 3 (1143 um): 0,80

Rivestimento bianco 4 (279 um): 0,78

Rivestimento bianco 4 (508 um): 0,80

Rivestimento bianco 4 (1143 um): 0,80

—-

Albedo di tetti con rivestimenti colorati

(vedi https://heatisland.lbl.gov/resources/roof-coatings)

Rivestimento colorato bianco (1 mano, 8 mil): 0,80

Rivestimento colorato bianco (2 mani, 20 mil): 0,85

Nessun pigmento (1 mani, 18 mil): 0,36

Nessun pigmento (2 mani, 36 mil): 0,54

Raw Cotton (2 mani, 26 mil): 0,79

Grey Goods (1 mani, 8 mil): 0,40

Grey Goods (2 mani, 18 mil): 0,40

Desert Ridge (1 mani, 14 mil): 0,36

Desert Ridge (2 mani, 30 mil): 0,36

Red Pot (1 mani, 10 mil) 0,16

Red Pot (2 mani, 22 mil) 0,17

Green Gate (2 mani, 16 mil): 0,16

Charcoal Blue (1 mani, 16 mil): 0,12

White Stucco (1 mani, 36 mil): 0,60

White Stucco (2 mani, 86 mil); 0,67

—-

Albedo di tetti con rivestimento in alluminio

(vedi https://heatisland.lbl.gov/resources/roof-coatings)

Alluminio: 0,61

Premium non fibrato su una superficie ruvida: 0,55

Non fibroso su nero: 0,52

Fibra premium su una superficie ruvida: 0,37

Emulsione su una superficie ruvida: 0,30

—-

Albedo di tetti dotati di membrane per coperture

(vedi https://heatisland.lbl.gov/resources/roof-coatings)

EPDM grigio: 0,23

EPDM bianco: 0,69

EPDM nero: 0,06

Bitume liscio: 0,06

Bitume superficiale granulare bianco: 0,26

Ghiaia scura sul tetto BUR: 0,12

Ghiaia leggera sul tetto BUR: 0,34

Ghiaia rivestita di bianco su BUR: 0,65

—-

Albedo di tetti con coperture metalliche

(vedi https://heatisland.lbl.gov/resources/metal-roofing)

Nuovo acciaio zincato nudo: 0,61

Alluminio: 0,61

MBCI poliestere siliconato bianco: 0,59

—-

Albedo di tetti con coperture in piastrelle

(vedi https://heatisland.lbl.gov/resources/metal-roofing)

tegole argilla rossa: 0,33

tegole cemento rosso: 0,18

tegole di cemento non verniciate; 0,25

Tegole di cemento bianco: 0,73

Tegola in cemento, rivestimento beige chiaro: 0,63

Tegola in cemento, rivestimento marrone chiaro:0,42

Tegola in cemento, viola bluastro chiaro (malva): 0,41

Tegola di cemento, rivestimento rosa e grigio: 0,53

Tegola di cemento, rivestimento bianco sporco: 0,74

Tegola di fibrocemento, colore marrone terra: 0,26

Tegola di fibrocemento, colore grigio peltro: 0,25

—-

La misura delle proprieta radiative (assorbanza, riflettanza ed emissivita) dei materiali da costruzione e definita da diversi standard (es. ASTM negli USA). L’albedo puo essere misurata sia in laboratorio che in opera. Il valore combinato di riflettanza solare ed emittanza porta all’indice di riflettanza solare (SRI). Se, per esempio, la riflettanza della tegola in laterizio rosso sia molto prossima a quella dell’acciaio galvanizzato (0,6–0,65), l’acciaio raggiunge però temperature piu elevate e il suo SRI è di conseguenza inferiore. Quindi materiali con elevata albedo ed emissivita raggiungono temperature piu modeste se esposti alla radiazione solare, riducendo il trasferimento di calore all’aria adiacente.

Occorre fare attenzione al fatto che proprietà radiative di alcuni materiali da costruzione sono instabili nel tempo (variano notevolmente a causa di agenti atmosferici e invecchiamento). Ad esempio l’esposizione all’atmosfera tende a diminuire la riflettanza nei materiali piu chiari e ad aumentarla nei materiali piu scuri.