EFFETTO SERRA E CAMBIAMENTI CLIMATICI - A cura di: Francesco Bracci
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EFFETTO SERRA E
CAMBIAMENTI CLIMATICI
A cura di:
Francesco Bracci
Effetto serra e cambiamenti climatici
PREMESSA
Nel corso del XX secolo e in particolare negli ultimi decenni è stata posta sempre più attenzione
verso lo studio del clima e delle sue dinamiche. Infatti, l’aumento dei gas serra nell’atmosfera,
risultante dalle accresciute attività antropiche susseguenti alla rivoluzione industriale e,
contemporaneamente, l’aumento della temperatura media della superficie della Terra hanno fatto
crescere il timore che l’uomo possa contribuire in maniera rilevante alle dinamiche del clima,
provocando in particolare un riscaldamento del pianeta che avrebbe ripercussioni negative sugli
equilibri economici, politici, sociali e ambientali. Fenomeni quali l’innalzamento del livello del
mare, lo scioglimento dei ghiacciai, l’aumento in alcune zone della siccità, le ondate di calore, il
collasso di ecosistemi, la modificazione della variabilità del clima, la diffusione di malattie e le
migrazioni di massa sono tutte possibili conseguenze di un aumento delle temperature che, se si
verificasse nell’arco di pochi decenni, porrebbe non pochi problemi alla civiltà umana, più
numerosa che mai rispetto al passato e alle prese con un impoverimento delle risorse naturali
causato da politiche di sviluppo non sostenibile.
Sebbene la maggior parte della comunità scientifica concordi sul fatto che le emissioni
antropogeniche contribuiscano ad un riscaldamento dell’atmosfera, una valutazione quantitativa del
loro effetto risulta assai più problematica, poiché il sistema climatico è estremamente complesso e
fortemente non lineare, per cui entrano in gioco numerosi altri fattori e complicati processi di
retroazione (feedback) difficilmente modellabili o riproducibili in laboratorio. Inoltre, il clima non è
statico, ma è soggetto a oscillazioni non casuali difficilmente prevedibili dovute a cause naturali e
questo rende più complicato attribuire un peso alle emissioni antropogeniche in relazione ai
cambiamenti climatici recentemente osservati.
I modelli di simulazione climatica attualmente prevedono un aumento delle temperatura media alla
fine del XXI secolo tra 1.1°C e 6.4°C a seconda degli scenari sociali, demografici, economici e
tecnologici considerati ed attribuiscono tale aumento prevalentemente alle emissioni di gas serra
antropogeniche. Sebbene questa debba essere considerata come un’ipotesi e non come una verità
assodata, la divulgazione di questi dati è stata accompagnata da un crescente atteggiamento
sensazionalistico e catastrofico facendo perdere completamente di vista il giusto valore da assegnare
ad essi, col risultato di rendere più complicato il percorso della ricerca seria in un campo
delicatissimo, dal quale deriveranno scelte determinanti per il nostro futuro. La climatologia ha fatto
enormi progressi negli ultimi anni, ma è una scienza relativamente giovane e sono ancora molti gli
aspetti che devono essere compresi ed approfonditi riguardo alle dinamiche del sistema climatico.
Naturalmente questo pone dei problemi dal punto di vista delle strategie di mitigazione e
adattamento ai cambiamenti climatici, poiché è necessario prendere delle decisioni in condizioni di
incertezza ed è quindi opportuno eseguire un’accurata valutazione dei costi e dei benefici e quindi
del rischio.
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Effetto serra e cambiamenti climatici
Le pagine che seguono non trattano ricerche eseguite su specifici aspetti del clima e non hanno la
pretesa di esprimere giudizi in merito alle cause e all’evoluzione del riscaldamento globale. Lo
scopo è piuttosto quello di presentare i processi fisici essenziali che governano il bilancio energetico
della Terra e quindi le dinamiche del clima, con particolare riferimento all’effetto serra e ai processi
di trasferimento radiativo in atmosfera. Inoltre vengono analizzati i recenti cambiamenti climatici
del XX secolo, le interpretazioni e gli scenari proposti dall’IPCC (Intergovernmental Panel on
Climate Change, il centro di coordinamento mondiale della ricerca del clima) in base ai modelli
numerici di simulazione del clima. Infine viene posta attenzione al dibattito scientifico sui
cambiamenti climatici, evidenziando le critiche rivolte agli scenari futuri proposti dall’IPCC e gli
elementi di incertezza in relazione ai processi che regolano le dinamiche del sistema climatico.
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Effetto serra e cambiamenti climatici
INDICE
1 Bilancio energetico della Terra........................................................................... 5
1.1 Radiazione solare..................................................................................................................5
1.2 Radiazione terrestre ed effetto serra.....................................................................................8
1.3 Bilancio radiativo globale.....................................................................................................9
2 Trasferimento radiativo in atmosfera.............................................................. 16
2.1 Modalità di assorbimento e emissione della radiazione..................................................... 16
2.2 I gas responsabili dell’effetto serra.................................................................................... 19
2.2.1 Il vapore acqueo............................................................................................................ 20
2.2.2 Il biossido di carbonio...................................................................................................22
2.2.3 Il metano........................................................................................................................ 22
2.2.4 L’ozono, il protossido di azoto, i CFC e il particolato ................................................ 23
2.3 Modelli di trasferimento radiativo...................................................................................... 24
2.3.1 Equazioni di trasferimento radiativo............................................................................ 24
2.3.2 Applicazione dei modelli............................................................................................... 29
3 Dinamica del clima..............................................................................................33
3.1 Il sistema climatico...............................................................................................................33
3.2 Forzanti radiative e meccanismi di feedback.......................................................................35
3.3 Storia ed evoluzione del clima............................................................................................. 37
3.3.1 La teoria glaciale.......................................................................................................... 38
3.3.2 L’Olocene...................................................................................................................... 40
3.4 Modelli numerici di simulazione del clima.......................................................................... 44
3.4.1 Global Climate Models................................................................................................. 44
3.4.2 Modelli a rete neurale................................................................................................... 50
4 I cambiamenti climatici del XX secolo.............................................................. 54
4.1 Il riscaldamento globale.......................................................................................................55
4.1.1 Temperatura e precipitazioni........................................................................................ 56
4.1.2 La neve e i ghiacciai......................................................................................................60
4.1.3 Il livello degli oceani..................................................................................................... 64
4.1.4 Gli ecosistemi................................................................. .............................................. 64
4.2 La teoria dell’Antropogenic Global Warming..................................................................... 65
4.2.1 Cause dell’aumento di gas serra in atmosfera..............................................................65
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Effetto serra e cambiamenti climatici
4.2.2 Stima della forzanti naturali e antropogeniche.............................................................70
4.2.3 Gli scenari previsti dall’IPCC...................................................................................... 72
4.3 Il dibattito scientifico sui cambiamenti climatici................................................................. 77
4.3.1 Il legame tra la temperatura e il CO2........................................................................... 78
4.3.2 Il ruolo del vapore acqueo, delle nubi e degli aerosol .................................................81
4.3.3 L’influenza del sole....................................................................................................... 82
4.3.4 Interazioni tra oceano e atmosfera............................................................................... 85
4.3.5 Il ruolo della biosfera....................................................................................................86
4.3.6 L’affidabilità dei modelli climatici................................................................................86
5 Considerazioni conclusive.................................................................................. 88
Bibliografia................................................................................................................ 90
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Effetto serra e cambiamenti climatici
1 BILANCIO ENERGETICO DELLA TERRA
1.1 RADIAZIONE SOLARE
La principale sorgente di energia per la Terra è rappresentata dalla radiazione solare, la quale viaggia
sotto forma di onde elettromagnetiche alla velocità della luce c = 2.9937 ⋅ 10 8 m/s ed è caratterizzata
da una lunghezza d’onda λ ed una frequenza ν, legate dall’espressione λν = c. Praticamente tutta
l’energia che entra nell’atmosfera terrestre arriva dal sole, in quanto la conduzione verso l’esterno
del calore proveniente dall’interno della Terra, dovuto al decadimento radioattivo, è del tutto
trascurabile.
La radiazione solare si estende su tutto lo spettro elettromagnetico, dai raggi γ ai raggi x, attraverso
l’ultravioletto (uv), il visibile e l’infrarosso, fino alle microonde e radioonde (figura 1.1). Poiché il
Sole può essere approssimato dal modello di corpo nero e la sua temperatura superficiale è di circa
6000 K, la maggior parte della radiazione emessa ricade nella parte dello spettro elettromagnetico
dell’ultravioletto, visibile e vicino infrarosso. In questo range di lunghezze d’onda, tra 0.15 ÷ 4 µm,
è compreso il 99% dell’energia solare che raggiunge la Terra, ripartita nel seguente modo:
• 9% nell’ultravioletto λ < 0.4 µm
• 49% nel visibile 0.4 < λ < 0.8 µm
• 42% nell’infrarosso λ > 0.8 µm
Figura 1.1: Spettro della radiazione solare al top dell’atmosfera (AM 0) e a livello del mare (AM 1)
L’osservazione per svariati anni dell’intensità della radiazione solare, ha mostrato una sostanziale
costanza. Si è soliti indicare con il termine costante solare (S0) la quantità di radiazione, in termini di
potenza per unità di superficie, che incide su una superficie normale alla direzione di propagazione,
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Effetto serra e cambiamenti climatici
posta ad una distanza dalla sorgente (sole) pari ad 1 unità astronomica (u.a. = distanza media Terra-
Sole = 1.496 ⋅ 1011 m). Il sole irradia in un secondo un’energia di 3.90 ⋅ 10 26 J nello spazio,
distribuita uniformemente in tutte le direzioni. Nello spazio vuoto l’energia si conserva e quindi su
ogni superficie sferica centrata sul sole si avrà un’uguale energia; il flusso invece varia. Se
consideriamo come distanza dal Sole 1 unità astronomica, si ha che il flusso per unità di superficie è
S0 = 1367 W/m2 (costante solare). Poiché il sole è molto lontano, può essere considerato come una
sorgente puntiforme e la radiazione che raggiunge la Terra come parallela e unidirezionale.
La distribuzione della radiazione solare al top dell’atmosfera dipende da molti fattori quali la
geometria del globo, la rotazione, l’orbita ellittica attorno al sole. Essa risulta quindi essere funzione
dell’inclinazione dell’asse terrestre, dell’eccentricità dell’orbita, della latitudine e della longitudine e
conseguentemente in un dato istante le diverse regioni della Terra sono esposte in modo differente
alla radiazione solare. Inoltre, poiché l’asse di rotazione terrestre forma un angolo con la normale al
piano dell’eclittica di circa 23° e la Terra compie un moto di rivoluzione intorno al sole, si ha una
modulazione dell’energia solare ricevuta alle varie latitudini, che dà origine alle stagioni.
Il flusso di radiazione solare che arriva al top dell’atmosfera (figura 1.2) dipende da:
• angolo zenitale θ, che a sua volta è funzione della latitudine λ, della declinazione solare δ e
dell’angolo orario h, cioè l’angolo di cui deve ruotare la Terra perché il meridiano del punto
considerato sia esattamente sotto il sole
• distanza Terra-sole, attraverso il quadrato della distanza con una funzione del tipo
2
d
f (d) = S 0 m cos θ , dove dm è la distanza media, d quella effettiva. f(d) varia tra 1.0344 a
d
gennaio e 0.9646 a luglio.
Figura 1.2: Geometria della radiazione solare incidente; δ è la declinazione, λ la latitudine, θ l’angolo zenitale
Quindi, ad un dato istante, il flusso di radiazione incidente su una superficie orizzontale al top
dell’atmosfera è dato da:
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Effetto serra e cambiamenti climatici
2
d
Fsw = S 0 m cos θ
d
Da questa relazione si può facilmente ottenere quantitativamente la radiazione solare media
giornaliera in funzione della latitudine e della stagione (figura 1.3) e quella media annuale, sempre in
funzione della latitudine (figura 1.4).
Figura 1.3: Radiazione solare incidente giornaliera (espresso in 106 J/m2) al top dell’atmosfera in funzione della
latitudine e della stagione. Le aree ombreggiate indicano le regioni non illuminate dal sole
Figura 1.4: Insolazione media annuale al top dell’atmosfera (linea continua) e insolazione in corrispondenza dei
solstizi (linea tratteggiata e sottile) in funzione della latitudine
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Effetto serra e cambiamenti climatici
1.2 RADIAZIONE TERRESTRE ED EFFETTO SERRA
La radiazione solare entrante viene in parte assorbita, in parte deviata (scattering) ed in parte riflessa
dai vari gas che compongono l’atmosfera, dagli aerosol e dalle nubi. La parte rimanente che
raggiunge la superficie terrestre, viene quasi completamente assorbita da oceani, litosfera, criosfera e
biosfera e solo in minima parte riflessa. In accordo con la prima legge della termodinamica, l’energia
assorbita può essere trasformata in calore (energia interna) o utilizzata per compiere lavoro contro
l’ambiente (in tal caso si manifesta come energia cinetica o potenziale).
E’ noto che un qualsiasi corpo avente temperatura superiore allo zero assoluto emette energia sotto
forma di radiazione distribuita su un ampio range di lunghezze d’onda dello spettro
elettromagnetico: maggiore è la temperatura, maggiore sarà la quantità di energia emessa e minore la
lunghezza d’onda corrispondente al picco di emissione. Quindi sia la Terra che l’atmosfera irradiano
energia ma, a causa dell’enorme differenza di temperatura di emissione tra il sole (~6000 K) e la
Terra (~255 K), la radiazione solare raggiunge il massimo di emissione nella banda del visibile,
(λ~0.5 µm) mentre la radiazione terrestre ha il suo picco nell’infrarosso (λ~10 µm sulla superficie).
Figura 1.5: Curve di emissione di corpo nero per la radiazione solare e terrestre
In particolare, la maggior parte dell’energia uscente dalla Terra verso lo spazio si trova tra i 4.0 e i
60 µm, con un picco intorno ai 10 µm, ovvero interamente nell’IR. Questo permette di scomporre in
due parti distinte lo spettro di radiazione che interessa il sistema clima, ovvero:
• radiazione ad onda corta (short wave radiation) o radiazione solare con λ4 µm
Al contrario della radiazione solare, quella terrestre proviene da tutte le direzioni, poiché ogni
singola molecola agisce come emettitore.
Né la superficie terrestre né l’atmosfera possono essere considerati propriamente dei corpi neri. Si
assume comunemente che la superficie della Terra emetta ed assorba come un corpo grigio, con una
emissività infrarossa che vale circa 0.90-0.95. L’emissione infrarossa dell’atmosfera è molto più
complessa di quella della superficie terrestre ed è dovuta principalmente alla presenza di quei gas
che hanno forti bande di assorbimento. I principali sono vapor d’acqua, anidride carbonica e ozono,
altri gas presenti in tracce sono gli ossidi di azoto e alcuni idrocarburi; gli strati nuvolosi irradiano
invece come corpi neri.
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Effetto serra e cambiamenti climatici
In sintesi, quindi, la radiazione ad onda lunga uscente dalla superficie terrestre dipende
dall’emissività e dalla temperatura del suolo, mentre quella dell’atmosfera è funzione della
temperatura dell’aria, del contenuto di gas serra e in particolare di vapor d’acqua e della nuvolosità.
Come accennato precedentemente, alcuni gas presenti nell’aria, sebbene siano relativamente
trasparenti alla radiazione solare, possono invece assorbire a certe lunghezze d’onda la radiazione
infrarossa emessa dalla superficie terrestre, cosicché non tutta sfugge direttamente nello spazio. Le
molecole che assorbono passano ad uno stato eccitato e potranno poi riemettere radiazione in tutte le
direzioni, per cui parte di questa ritornerà verso la Terra e sarà assorbita dalla superficie, andando a
riscaldare il pianeta. L’atmosfera si comporta quindi in modo selettivo a seconda che sia attraversata
da radiazione ad onda corta o lunga, lasciando per lo più passare la prima e bloccando invece la
seconda. Questo meccanismo fornisce un surplus di energia alla superficie terrestre, che si sommerà
alla radiazione ad onda corta proveniente dal Sole.
Il fenomeno di ritorno della radiazione infrarossa sulla Terra viene chiamato effetto serra ed è di
fondamentale importanza sia per il mantenimento della vita che per le caratteristiche climatiche della
Terra. Sono sufficienti piccole variazioni nella composizione chimica dell’atmosfera a stravolgere
gli equilibri energetici del pianeta, modificandone anche drasticamente il clima.
1.3 BILANCIO RADIATIVO GLOBALE
Dalla nostra esperienza quotidiana, sappiamo che l’energia solare è capace di provocare escursioni
termiche giornaliere di 10 o 20 K ed escursioni dello stesso ordine durante l’anno da una stagione
all’altra. Ciò nonostante, da un anno all’altro, il ciclo si ripete quasi identico in ogni località. Se
facciamo una media su tutto il globo, si trova un risultato notevolmente costante: nell’ultimo secolo,
l’anno più caldo e quello più freddo sono separati soltanto da 1 K. Questo significa che il bilancio
energetico della Terra è assai equilibrato (almeno per scale temporali lunghe). Affinché questo sia
possibile, l’energia assorbita deve essere bilanciata da un’uguale quantità di energia emessa verso lo
spazio dalla superficie terrestre e dall’atmosfera sotto forma di radiazione.
Si può calcolare la radiazione solare assorbita dal sistema Terra-atmosfera a partire dalla costante
solare S0, che rappresenta l’energia per unità di area e di tempo che raggiunge una superficie
perpendicolare, posta alla distanza di 1 u.a.. L’energia incidente sul pianeta è data dal prodotto della
costante solare per l’area che il pianeta espone alla radiazione incidente perpendicolarmente ad essa,
(shadow area) in quanto si ipotizza che i raggi solari siano paralleli; approssimazione valida, dato
che il diametro dei pianeti è molto minore della loro distanza dal sole. Inoltre bisogna tenere
presente che non tutta la radiazione incidente viene assorbita, ma parte di essa sarà riflessa.
La misura della riflettività di un pianeta è detta albedo (αp = frazione di radiazione riflessa dal
pianeta) ed è dovuta sia all’atmosfera che alla superficie terrestre (figura 1.6). L’atmosfera riflette la
radiazione attraverso le nubi e le particelle gassose che la compongono, in particolare vapore acqueo,
biossido di carbonio e ozono. Il valore dell’albedo della superficie è invece fortemente influenzato
dalla tipologia di superficie. I valori più alti sono osservati in presenza di neve e possono andare da
9Effetto serra e cambiamenti climatici
0.4-0.5 per neve fresca o sporca fino a 0.85-0.90 per neve ghiacciata e completamente bianca. In
assenza di neve, i più grandi valori dell’albedo si osservano nelle regioni desertiche, dove può
raggiungere il valore di 0.5. L’albedo di una superficie ricoperta da una fitta vegetazione può invece
variare tra 0.1 e 0.2-0.25. Poiché l’albedo varia a seconda delle caratteristiche della superficie, se ne
deduce che in molte regioni esso varia molto durante l’anno e questa variazione influenza il bilancio
radiativo. Globalmente e mediamente si può assumere un albedo planetario del 30%, per cui circa il
70% dell’energia solare incidente viene assorbita dal sistema Terra-atmosfera.
Figura 1.6: Distribuzione globale dell’albedo planetario (media annuale)
Poiché la radiazione viene distribuita nell’arco di una intera giornata su tutta la sfera terrestre, si avrà
che la quantità assorbita R è R = S 0 4 (1 − α p ) ≅ 240 W/m2. La temperatura di emissione del sistema
Terra-atmosfera può essere calcolata in condizioni di equilibrio, ipotizzando che si comporti come
un corpo nero. Bisogna quindi eguagliare la radiazione assorbita, appena calcolata, a quella emessa
da un corpo nero alla temperatura Te, che si ricava dalla legge di Stefan-Boltzmann:
S 0 (1 − αp )
εσTe4 = S 0 4 (1 − αp ) ⇒ Te4 = 4
≅ 254 K = -19°C
4εσ
Questo valore risulta essere in buon accordo con la temperatura della tropopausa, che rappresenta il
limite sopra al quale non c’è più apprezzabile assorbimento di radiazione IR, per cui il sistema visto
dalla tropopausa è in effetti approssimabile al corpo nero, in termini di emissione. La temperatura
media della superficie terrestre è invece di circa 288 K (≈15°C) e tale differenza quantifica
(trascurando i flussi di calore tra superficie e atmosfera) l’entità dell’effetto serra: se l’atmosfera non
assorbisse la radiazione emessa dalla superficie terrestre, quest’ultima avrebbe una temperatura di
equilibrio di circa -19°C!
Analizzando in maniera più dettagliata il bilancio energetico della Terra (figura 1.7), si stima che la
radiazione solare incidente alla sommità dell’atmosfera, corrispondente a circa 342 W/m2, venga così
10Effetto serra e cambiamenti climatici
ripartita tra atmosfera e superficie terrestre:
• il 16% viene assorbito dall’ozono stratosferico, dal vapore acqueo e dagli aerosol
• il 4% viene assorbito dalle nubi
• il 50% viene assorbito dalla superficie terrestre
• il 30% viene riflesso (albedo medio planetario di 0.3) e non partecipa quindi ai processi fisici
e chimici del sistema climatico.
Figura 1.7: Bilancio radiativo globale per la radiazione incidente ed emessa. Il 100% corrisponde al valore medio
di 342 W/m2 della radiazione solare incidente
Il 30% di radiazione solare riflessa dal sistema è dato dai seguenti contributi:
• il 6% viene riflesso attraverso il back-scattering dell’aria
• il 20% viene riflesso dalle nubi
• il 4% viene riflesso dalla superficie della Terra
Il 50% di radiazione solare assorbita dalla superficie terrestre è quindi scambiato con l’atmosfera:
• il 20% viene emesso sotto forma di radiazione ad onda lunga (si tratta di un’emissione netta,
si considera cioè anche il contributo di radiazione ad onda lunga assorbita dalla superficie
proveniente dall’atmosfera) ed in particolare:
• il 14% viene assorbito principalmente dal vapore acqueo e anidride carbonica
• il 6% esce verso lo spazio
• il 30% viene trasferito all’atmosfera dai processi turbolenti e convettivi:
• il 6% sotto forma di calore sensibile
• il 24% sotto forma di calore latente
Se si considera solamente l’atmosfera, si osserva che:
• assorbe il 20% di radiazione solare (16% + 4%)
• assorbe il 44% di energia proveniente dalla superficie terrestre (14% + 6% + 24%)
11Effetto serra e cambiamenti climatici
Questa energia assorbita (64% in tutto) è bilanciata dall’emissione di radiazione IR verso lo spazio
(emissioni nette), infatti:
• il 38% viene emessa dal vapore acqueo e dall’anidride carbonica
• il 26% viene emessa dalle nubi
Se si aggiunge a questo 64% anche il 6% di energia che viene emessa dalla superficie e si perde
direttamente nello spazio, si ottiene una perdita totale di energia pari al 70% sotto forma di
radiazione solare e IR al top dell’atmosfera, che bilancia perfettamente il 70% di radiazione solare
assorbita (50% + 16% + 4%). Poiché la superficie terrestre emette nell’infrarosso circa 390 W/m2,
mentre l’emissione netta è circa 68 W/m2, significa che ben 322 W/m2 tornano dall’atmosfera verso
il suolo a causa dell’effetto serra.
La quantità di energia assorbita ed emessa dalla Terra varia in funzione della posizione geografica,
della stagione, delle condizioni atmosferiche e superficiali e della distribuzione dell’insolazione. Il
bilancio energetico al top dell’atmosfera è puramente radiativo e può essere accuratamente ricavato
attraverso misure da satellite. Il satellite vede il sistema Terra-atmosfera ed è quindi in grado di
valutare la radiazione IR uscente e quella ad onda corta riflessa. Inoltre, essendo nota l’insolazione,
si può determinare il bilancio confrontando i flussi entranti ed uscenti.
Considerando l’intero sistema (Terra-atmosfera) per un periodo di alcuni anni, si può certamente
affermare che esso sia in equilibrio radiativo; se così non fosse, assisteremmo ad un progressivo
raffreddamento o riscaldamento della Terra. Su una scala temporale dell’ordine dell’anno o delle
stagioni, questo non è però necessariamente verificato. In figura 1.8 è mostrata l’anomalia di
radiazione solare assorbita durante l’anno rispetto al valore medio di 240 W/m2.
Figura 1.8: Variazione stagionale dell’anomalia della radiazione solare assorbita misurata da satellite (linea
continua) e calcolata assumendo un albedo medio costante durante tutto l’anno
Vengono riportate due curve, una è quella osservata, l’altra è riferita a un valore medio dell’albedo
planetario. La variazione periodica dell’anomalia è prevalentemente attribuibile alla variazione della
distanza Terra-sole mentre, nella curva osservata, il massimo positivo risulta meno pronunciato e la
risposta è leggermente asimmetrica. Questo andamento è dovuto al fatto che l’albedo planetario
12Effetto serra e cambiamenti climatici
varia durante l’anno sia a causa della diversa inclinazione con cui giungono i raggi del Sole su
superfici con caratteristiche diverse, sia perché le stesse superfici subiscono modificazioni (ad
esempio nell’emisfero nord, tra l’estate e l’inverno, si ha un aumento rilevante della copertura
nevosa).
Figura 1.9: Bilancio radiativo al top dell’atmosfera per la radiazione solare assorbita, la radiazione terrestre
emessa e quella netta in funzione dei mesi dell’anno. Sono mostrate le anomalie rispetto ai valori medi annuali.
Nella figura 1.9 vengono riportate, oltre alla radiazione ad onda corta assorbita, quella IR emessa e il
corrispondente flusso netto (anomalie positive rappresentano un eccesso di energia che viene
trattenuta rispetto alla media). Si osserva che la radiazione IR ha un andamento correlato con il
flusso ad onda corta e quindi anche il flusso netto è caratterizzato da una forte variabilità annuale.
Questo fatto può essere spiegato attraverso l’asimmetria della distribuzione delle terre emerse nei
due emisferi: l’atmosfera dell’emisfero nord è soggetta ad una maggiore escursione termica
stagionale rispetto a quella dell’emisfero sud, dato che contiene la maggior parte dei continenti, i
quali hanno una inerzia termica ben più bassa degli oceani. Il ciclo annuale è quindi dominato dalla
stagionalità dell’emisfero nord: in inverno la temperatura è più fredda, si riduce l’emissione IR
uscente e di conseguenza si registrano un’anomalia positiva della radiazione IR (ne viene emessa di
meno rispetto alla media annuale) e un aumento del flusso netto, in estate invece accade l’opposto.
Delle considerazioni simili si possono fare considerando i flussi medi annuali entranti ed uscenti in
funzione della latitudine (figura 1.10). La radiazione solare in ingresso (figura 1.10a) è fortemente
correlata con l’andamento dell’albedo visto in precedenza. Alti valori (superiori a 300 W/m2) si
registrano nelle zone tropicali, laddove il sole a mezzogiorno è perpendicolare alla superficie durante
l’intero anno e, in particolar modo, laddove sono presenti gli oceani ed è minima la copertura
nuvolosa. Si osserva un brusco calo verso i poli, a causa della totale mancanza d’insolazione nei
mesi invernali, del grande angolo zenitale e della presenza di estesa copertura nuvolosa e di ghiacci,
caratterizzati da alti valori di albedo.
La radiazione ad onda lunga uscente (figura 1.10b), essendo modulata dalla temperatura del corpo
emettitore, mostra dei massimi (attorno ai 270 W/m2) sopra le superfici calde e nelle aree libere da
13Effetto serra e cambiamenti climatici
nubi (deserti caldi, zone intertropicali secche), mentre si avranno dei minimi nelle zone più fredde e
con nuvolosità abbondante e sviluppata verticalmente (poli, zone equatoriali umide). In entrambi i
tipi di flusso (onde corte, onde lunghe), si ha un gradiente equatore-polo piuttosto netto, più
accentuato per la radiazione solare assorbita.
(a) (b)
(c) (d)
Figura 1.10: Distribuzione globale dei flussi di radiazione. (a) Distribuzione globale della radiazione solare
annuale media assorbita; (b) Distribuzione globale della radiazione IR annuale media emessa; (c) Distribuzione
globale della radiazione netta (valori positivi indicano assorbimento di energia); (d) Flusso medio annuale di
radiazione solare assorbita, radiazione IR emessa e radiazione netta in funzione della sola latitudine. Le aree
colorate in rosa indicano un surplus energetico, le aree azzurre una perdita netta.
La distribuzione globale della radiazione netta (figura 1.10c) risulta essere negativa ai poli e positiva
ai tropici. I valori più alti si osservano sugli oceani sub-tropicali, dove il guadagno energetico (valore
massimo attorno ai 120 W/m2) è dovuto alla forte insolazione estiva associata ai bassi valori di
albedo (ad eccezione delle zone desertiche del Sahara), mentre una perdita energetica si ha alle alte
latitudini, soprattutto a causa della forte dispersione nei bui mesi invernali non bilanciata dalla
radiazione solare.
Mediate attorno ad un circolo di latitudine, le componenti del bilancio radiativo al top dell’atmosfera
appena analizzate mostrano chiaramente l’influenza del forte gradiente latitudinale dell’insolazione
14Effetto serra e cambiamenti climatici
(figura 1.10d). Il bilancio energetico è positivo nelle zone tropicali e negativo sopra i 40° di
latitudine; per questo la temperatura che si registra ai poli è inferiore rispetto a quella presente
all’equatore. Tuttavia, nonostante questo squilibrio radiativo tra le diverse latitudini persista, non si
osserva un continuo aumento della differenza di temperatura tra poli ed equatore. Infatti i moti
atmosferici e oceanici, generati dagli stessi gradienti, tendono continuamente a riportare il sistema in
uno stato di equilibrio.
Dunque, il sistema Terra-atmosfera, pur essendo in condizioni di equilibrio per lunghe scale
temporali, non lo è certamente a scala temporale stagionale e annuale e tanto meno dal punto di vista
della distribuzione geografica.
15Effetto serra e cambiamenti climatici
2 TRASFERIMENTO RADIATIVO IN ATMOSFERA
L’interazione della radiazione solare con l’atmosfera e la superficie determina l’ammontare di
energia solare assorbita e la distribuzione del riscaldamento tra i vari strati dell’atmosfera e in
superficie. Poiché l’atmosfera è relativamente trasparente alla radiazione solare, circa la metà della
radiazione incidente ad onda corta è assorbita dalla superficie degli oceani e dalla Terra. L’energia
accumulata viene quindi restituita allo spazio attraverso le emissioni dalla Terra e questo consente
di mantenere il bilancio energetico in equilibrio. In questo processo risultano essere importanti la
trasmissione di radiazione IR attraverso l’atmosfera ed il trasporto verticale di calore da parte dei
moti atmosferici.
Le proprietà di trasmissione dell’atmosfera sono determinate dalla sua composizione gassosa, dalla
natura degli aerosol presenti e dalla presenza e dalle caratteristiche delle nubi. La composizione
dell’atmosfera è tale da permettere un efficiente processo di assorbimento ed emissione di
radiazione IR, cosicché la superficie terrestre risulta più calda. L’assorbimento della radiazione IR
avviene da parte di molecole che costituiscono solo una piccola frazione della massa dell’atmosfera
stessa; tuttavia il clima risulta profondamente influenzato dalla variazione della quantità di questi
elementi minoritari, sia essa naturale o di origine antropica.
Per capire come il clima dipenda dalla composizione dell’atmosfera, è necessario comprendere i
processi fisici attraverso i quali la radiazione elettromagnetica interagisce con i gas e le particelle
presenti in atmosfera. Le equazioni di trasferimento radiativo rappresentano le basi matematiche per
descrivere i processi fisici che determinano il flusso di radiazione in atmosfera.
2.1 MODALITA’ DI ASSORBIMENTO E EMSSIONE DELLA RADIAZIONE
In base alla Meccanica Quantistica, i livelli energetici in un oscillatore atomico o molecolare sono
quantizzati. L’oscillatore può rappresentare il moto periodico di un atomo o di una molecola e la
transizione da un livello energetico ad un altro, detta salto quantico, corrisponde al rilascio o
all’assorbimento di energia; tale salto quantico può avvenire solo attraverso l’assorbimento o
l’emissione di un fotone di energia pari esattamente a hν.
L’energia molecolare può essere immagazzinata in varie forme:
• energia traslazionale
• energia rotazionale
• energia vibrazionale
• energia elettronica
Le variazioni nell’energia traslazionale, corrispondenti al movimento delle molecole e degli atomi
nello spazio, sono le uniche a non essere quantizzate.
L’energia rotazionale è legata ai moti di rotazione delle molecole, mentre quella vibrazionale alle
oscillazioni dei legami molecolari. Le frequenze caratteristiche con cui avvengono questi due moti
16Effetto serra e cambiamenti climatici
definiscono la possibilità di avere transizioni energetiche e l’ampiezza dei salti quantici: solo la
radiazione elettromagnetica che ha quelle frequenze può essere assorbita.
L’energia elettronica, infine, è legata all’eccitazione degli elettroni presenti nella shell più esterna di
un atomo.
Ogni forma di immagazzinamento corrisponde ad un differente range di energia: le transizioni
elettroniche comportano i salti energetici maggiori, seguono quelle vibrazionali e per ultime le
transizioni rotazionali.
Il livello di energia minima associato ai possibili tipi di transizione corrisponde allo stato
fondamentale, mentre i salti energetici portano la molecola ad uno stato eccitato che, di solito, non
ha vita lunga. L’eccesso di energia viene perso attraverso:
• l’emissione in un tempo finito di un fotone (processo inverso), che può avvenire
normalmente in tutte le direzioni. Esso migrerà fino ad incontrare una massa, come una
particella o una molecola d’aria, e potrà nuovamente essere assorbito oppure subire un
cambiamento di fase o direzione attraverso un processo di scattering
• gli urti con altre molecole, che risultano così più veloci e quindi ad una temperatura più
elevata. In questo caso l’energia radiante si trasforma in un riscaldamento equivalente
all’assorbimento di calore.
La condizione hν = ∆E non è comunque sufficiente per avere assorbimento o emissione di fotoni;
devono essere rispettate anche le regole di selezione, ottenibili dalla descrizione quanto-meccanica
dell’interazione della molecola con la radiazione elettromagnetica e dipendenti dalla forma di
immagazzinamento dell’energia. In particolare, affinché una molecola presenti transizioni
rotazionali pure, è necessario che presenti un momento di dipolo permanente e quindi non deve
essere perfettamente simmetrica. Per avere una transizione vibrazionale, è invece sufficiente che il
momento di dipolo molecolare cambi durante la vibrazione.
Naturalmente anche le molecole che compongono l’atmosfera sono in grado di assorbire ed emettere
solo i fotoni con frequenze tali da avere salti energetici permessi. Se non ci sono transizioni
permesse corrispondenti all’energia del fotone, allora esso avrà buone possibilità di attraversare
l’atmosfera senza essere assorbito.
Alla temperatura della Terra l’energia cinetica di una molecola è generalmente piccola rispetto
all’energia richiesta per qualsiasi tipo di transizione, per cui solo gli stati fondamentali saranno
significativamente popolati. Infatti, in base alla distribuzione di Boltzmann, la popolazione Pn, che si
trova a uno stato energetico En, è tale per cui Pn ∝ exp(− E n / k B T) , dove kb è la costante di
Boltzmann e T la temperatura assoluta. Ad esempio, per l’idrogeno ( ν vib frequenza caratteristica di
vibrazione per H2) si ha che il rapporto tra la popolazione al primo livello di eccitazione vibrazionale
e quella al livello fondamentale è dato da P1 / P0 = exp[−(E 1 − E 0 ) / k B T ] = exp(− hν vib / k B T )
≅ 8.8 ⋅10 −8 , che è evidentemente piccolo.
I moti vibrazionali hanno in genere frequenze dell’ordine di 1014 Hz, per cui si ricava che la
lunghezza d’onda della luce della stessa frequenza è λ = c/ ν = 3×108/1014 = 3 µm. Similmente, per i
moti rotazionali si ricava λ < 1 cm. Dunque le transizioni vibrazionali e rotazionali avvengono nel
17Effetto serra e cambiamenti climatici
campo dell’infrarosso/microonde e sono quelle che intervengono principalmente nel trasferimento
radiativo in atmosfera.
Come detto precedentemente, i moti vibrazionali riguardano i legami molecolari. Gli atomi sono
legati assieme attraverso forze di attrazione e repulsione che sono in equilibrio all’appropriata
distanza interatomica e l’energia molecolare può essere immagazzinata nelle vibrazioni attorno a
questa posizione di equilibrio. Quando una molecola assorbe un fotone di frequenza corrispondente
ad uno dei suoi moti vibrazionali, essa passa in uno stato eccitato, che corrisponde ad una maggiore
ampiezza delle oscillazioni vibrazionali. L’entità della variazione del momento di dipolo durante la
vibrazione è legata all’intensità dell’assorbimento.
All’aumentare della complessità di una molecola, aumentano anche le modalità (modi normali) con
cui essa può vibrare assorbendo efficacemente la radiazione ed ogni modo avrà in generale una
frequenza di vibrazione diversa. Ogni molecola ha un numero di modi normali pari al numero di
gradi di libertà meno il numero di gradi di libertà traslazionali, meno il numero di gradi di libertà
rotazionali.
Per quanto riguarda i principali gas atmosferici in grado di interagire con la radiazione IR, si hanno
tre modi principali di vibrazione (figura 2.1):
• stretching simmetrico, che consiste in un allungamento e accorciamento simmetrico dei
legami
• stretching antisimmetrico, che consiste in un allungamento e accorciamento antisimmetrico
dei legami
• bending, che consiste in un piegamento molecolare dovuto a variazioni dell’angolo di legame
e che a sua volta può essere su un piano o fuori dal piano.
Figura 2.1: Principali modi vibrazionali per i gas atmosferici; esempio di una molecola triatomica
18Effetto serra e cambiamenti climatici
Spesso, anche se una molecola non presenta un momento di dipolo permanente e quindi transizioni
rotazionali pure, durante le transizioni vibrazionali sviluppa un momento di dipolo temporaneo,
cosicché transizioni rotazionali possono associarsi a transizioni vibrazionali. Queste transizioni
vibrazionali-rotazionali permettono alla molecola di assorbire ed emettere fotoni per un grande
numero di frequenze molto ravvicinate, originando in pratica una banda di assorbimento anziché una
riga. Ci sono poi altri fenomeni che determinano un allargamento delle bande di assorbimento della
radiazione come l’effetto Doppler o le collisioni tra molecole, durante le quali viene sottratta o
messa energia a disposizione delle interazioni tra fotoni e materia. Per questi motivi anche la
riemissione dei fotoni occupa un certo range di frequenze.
Ci sono anche altre forme di immagazzinamento di energia radiante, più rilevanti nell’alta atmosfera,
che, rispetto a quelle analizzate precedentemente, comportano l’alterazione delle molecola:
• la fotodissociazione
• la fotoionizzazione
La fotodissociazione avviene se il fotone è sufficientemente energetico e può rompere il legame
molecolare. Affinché possa verificarsi la rottura del legame, è necessario avere radiazione di
lunghezza d’onda inferiore a 1 µm. Il fotone che partecipa alla fotodissociazione di una molecola
scompare e la sua energia è assorbita dall’atmosfera.
La fotoionizzazione avviene per lunghezze d’onda della radiazione inferiori a 0.1 µm e consiste nella
rimozione degli elettroni dalla shell più esterna che dà origine ad atomi ionizzati; questo processo
avviene tipicamente in ionosfera.
Le particelle di dimensioni molto maggiori rispetto a quelle molecolari, come il particolato o in
genere gli aerosol, possono essere schematizzati come corpi grigi e sono quindi in grado di assorbire,
trasmettere e riflettere la radiazione incidente, sia solare che IR.
2.2 I GAS RESPONSABILI DELL’EFFETTO SERRA
La maggior parte dell’atmosfera è composta da azoto (N2, 78%) e ossigeno (O2, 21%), molecole
diatomiche che non hanno un momento di dipolo né permanente né temporaneo durante le
vibrazioni. Infatti, qualunque sia la distanza tra i due atomi uguali, il baricentro delle cariche
positive e negative coincide col punto di mezzo del segmento che congiunge i due atomi. Di
conseguenza azoto e ossigeno, non presentando transizioni rotazionali e vibrazionali-rotazionali,
non sono in grado di assorbire la radiazione terrestre e non contribuiscono all’effetto serra. Solo le
molecole poliatomiche, presenti in minore concentrazione (principalmente H2O, CO2, O3), possono
essere in grado di assorbire la radiazione IR.
La radiazione visibile è invece troppo energetica per essere assorbita dai gas atmosferici e troppo
poco per produrre efficacemente fotodissociazione; per questo l’atmosfera è relativamente
trasparente rispetto ad essa.
19Effetto serra e cambiamenti climatici
2.2.1 IL VAPORE ACQUEO
Il vapore acqueo è il più importante dei gas serra, in quanto è il più abbondante (in media 1% in
volume) e contribuisce per circa il 70% all’effetto totale. La molecola d’acqua assorbe praticamente
a tutte le lunghezze d’onda dell’IR termico tranne che in una finestra tra 7 e 18 µm ed in particolare
tra 7 e 12 µm (figura 2.2). Sotto i 7 µm l’assorbimento della radiazione è dovuto alla flessione
(bending) dell’angolo H-O-H e, a lunghezze d’onda minori, ai due moti di stiramento dei legami. Il
momento di dipolo cambia molto durante queste vibrazioni, che sono quindi molto intense, e anche
le bande sono assai larghe, a causa delle concomitanti transizioni rotazionali.
Le rotazioni molecolari sono rese possibili dal fatto che la molecola non è perfettamente simmetrica
e gli atomi di idrogeno e ossigeno hanno diversa elettronegatività, generando così un momento di
dipolo permanente. Il modo rotazionale del vapore acqueo assorbe la radiazione IR di più bassa
energia, sopra i 12 µm.
Figura 2.2: Principali frequenze di assorbimento vibrazionali del vapore acqueo
Bisogna tener conto che il contenuto di vapor d’acqua dell’atmosfera è molto variabile, per cui
l’ampiezza della finestra può cambiare significativamente da zona a zona; ad esempio, sarà più
larga sui deserti aridi e più stretta sui mari o sulle foreste tropicali. Inoltre, la quantità di vapore
acqueo diminuisce notevolmente con la quota, poiché tende a condensare e dar luogo a nuvolosità e
precipitazioni. In ogni caso, data la sua abbondanza in atmosfera e la sua forte interazione con la
radiazione IR, l’importanza assoluta e relativa degli altri gas dipende dalla collocazione delle loro
bande di assorbimento rispetto alla finestra dell’acqua. Un gas che assorbe in una regione già
coperta dall’acqua produce pochissimo effetto serra, mentre, se assorbe dove l’acqua è trasparente,
darà un contributo significativo, anche perché l’emissione dalla superficie è assai alta in tale
finestra.
Nella figura 2.3 si può apprezzare come, sotto i 7 µm e sopra i 18 µm, la radiazione che sfugge
all’atmosfera sia relativamente poca, mentre nella finestra dell’acqua il contributo degli altri gas
risulta importante, soprattutto quello del biossido di carbonio.
Il vapore acqueo ha un impatto fondamentale sui processi di trasferimento radiativo anche
attraverso le nubi. Esse sono in grado di interagire sia con la radiazione solare che con quella
terrestre, ma le loro caratteristiche dipendono fortemente da molti fattori e sono difficilmente
modellizzabili per cui, in questo ambito, si sta facendo ancora molta ricerca.
20Effetto serra e cambiamenti climatici
Figura 2.3: Spettri di assorbimento dei principali gas in atmosfera: acqua, biossido di carbonio, ozono
Le nubi sono formate da gocce e/o cristalli di ghiaccio che interagiscono sia con la radiazione solare
che con quella terrestre e la natura di tali interazioni dipende da diversi fattori:
• massa totale di acqua
• dimensione delle particelle
• forma delle particelle
• distribuzione delle particelle
Date le caratteristiche delle gocce e la loro distribuzione all’interno della nube, l’albedo e
l’assorbimento dipendono solamente dal contenuto in acqua liquida della nube e dall’angolo
zenitale della radiazione solare. In particolare, l’albedo cresce all’aumentare del contenuto totale di
acqua della nube, ovvero con il suo spessore, e anche all’aumentare dell’angolo zenitale. Nel
momento in cui la nube diventa molto spessa, l’albedo si avvicina lentamente a un valore limite:
infatti, nelle nubi molto spesse, la maggior parte della radiazione solare subisce scattering prima che
possa penetrare fino ai livelli più bassi.
L’assorbimento della radiazione solare cresce con il contenuto di acqua, mentre diminuisce al
crescere dell’angolo zenitale; infatti, se l’angolo è grande, la parte che viene riflessa penetra meno
in profondità nella nube e quindi più difficilmente resta intrappolata ed assorbita.
A parità di contenuto di acqua, l’albedo risulta essere maggiore per goccioline piccole, principal-
mente perché esse presentano una maggior superficie a parità di massa; inoltre l’assorbimento è
strettamente legato all’indice di rifrazione delle goccioline ed alle proprietà ottiche della nube.
Le nubi sono anche ottimi assorbitori di radiazione terrestre e diventano opache quando il contenuto
di acqua di nube supera i 20 g/m2. Se questa soglia viene superata in un range di altitudini
sufficientemente ristretto da poter considerare quasi uniforme la temperatura, allora la
superficie delle nubi può essere approssimata ad un corpo nero in termini di assorbimento ed
emissione di radiazione ad onda lunga.
21Effetto serra e cambiamenti climatici
2.2.2 IL BIOSSIDO DI CARBONIO
Il biossido di carbonio (CO2) è una molecola presente in atmosfera con una concentrazione media di
380 ppm, è simmetrica e possiede un momento di dipolo permanente nullo, perciò non si hanno
transizioni puramente rotazionali. Anche il moto vibrazionale di stretching simmetrico ha momento
di dipolo nullo, mentre quello di stretching antisimmetrico e quello di bending hanno momenti
temporaneamente diversi da zero. Solo in questi due casi si avrà quindi assorbimento della
radiazione IR: lo stretching antisimmetrico assorbe a 4.5 µm, il bending a 15 µm (figura 2.4). Di
fatto si ha un range di frequenze leggermente più ampio, a causa della presenza di transizioni
vibrazionali-rotazionali, associate alla presenza dei momenti di dipolo temporanei.
L’importanza del biossido di carbonio come gas serra deriva senz’altro dalla sua capacità di
assorbire radiazione IR nella finestra lasciata libera dal vapore acqueo, dove la Terra emette
intensamente. La vibrazione più importante è quindi quella di bending, mentre la vibrazione di
stiramento a 4.3 µm, seppur intensa, è meno importante ai fini dell’effetto serra, sia perché si
sovrappone all’assorbimento dell’acqua sia perché una minima frazione della radiazione emessa
dalla Terra possiede questa lunghezza d’onda.
Figura 2.4: Principali frequenze di assorbimento vibrazionali del biossido di carbonio
2.2.3 IL METANO
Dopo l’acqua ed il biossido di carbonio, il metano (CH4) è il terzo gas per importanza nei riguardi
dell’effetto serra ed è presente in atmosfera con una concentrazione di 1.7 ppm. Essendo una
molecola con cinque atomi, presenta nove vibrazioni molecolari. Gli stiramenti dei legami C–H
cadono tutti nell’intorno di 3 µm e non hanno grande rilevanza per l’effetto serra, dato che in questa
zona assorbe anche il vapore acqueo che si trova in ben maggiore quantità. Le vibrazioni di bending
che riguardano l’angolo H–C–H invece cadono intorno a 7.7 µm, all’estremità della finestra del
vapore acqueo e quindi, anche a causa dell’elevata intensità di assorbimento, risultano più
importanti per l’effetto serra.
Si calcola che una molecola di metano contribuisca al riscaldamento globale 23 volte rispetto ad
una molecola di anidride carbonica ma la quantità di CO2 è circa 200 volte quella del CH4, cosicché
22Effetto serra e cambiamenti climatici il biossido di carbonio risulta più importante ai fini dell’effetto serra. 2.2.4 L’OZONO, IL PROTOSSIDO DI AZOTO, I CFC E IL PARTICOLATO L’ozono (O3) è un gas presente soprattutto in stratosfera, che si forma per dissociazione della molecola di ossigeno per effetto della radiazione ultravioletta (la radiazione inferiore a 242 nm dissocia la molecola in ossigeno monoatomico, che rapidamente si ricombina con O2 formando O3). La stessa molecola di ozono può essere dissociata dalla radiazione ultravioletta ed è quindi importante per lo sviluppo della vita, poiché impedisce a questa di raggiungere direttamente la superficie terrestre. In troposfera si trova in piccole quantità (in media 0.05 ppm) ed ha un tempo di vita assai breve. L’ozono è anche in grado di assorbire la radiazioni IR per mezzo di transizioni vibrazionali ed ha un picco di assorbimento intorno a 9-10 µm, che è il più significativo, in quanto si colloca all’interno della finestra atmosferica del vapore acqueo (figura 2.3). Un’altra banda si trova a 14 µm ma, sovrapponendosi ad una banda del biossido di carbonio, presente in quantità molto maggiore, il suo effetto è piuttosto piccolo. Il protossido di azoto (N2O) è presente in atmosfera con una concentrazione di 0.3 ppm. La sua efficacia per l’effetto serra deriva dal fatto che assorbe intorno ai 8 µm, all’interno della finestra non occupata dal vapore acqueo. La vibrazione efficace riguarda la flessione del legame N–N–O (la molecola è lineare). L’efficienza di una singola molecola è molto elevata, circa 300 volte quella dell’anidride carbonica. I cloro-fluoro-carburi (CFC) sono gas di produzione antropica, presenti in atmosfera con una concentrazione molto bassa, inferiore a 0.5 ppb. Sono gas serra potenzialmente importanti, poiché hanno dei tempi di permanenza in atmosfera molto elevati e le vibrazioni di stiramento di legame C–F e C–Cl cadono all’interno della finestra del vapore acqueo con un’efficienza di assorbimento molto elevata. I CFC comportano anche un raffreddamento nella stratosfera, dove si legano ai radicali di ossigeno, impedendo la formazione di ozono e quindi consentendo alla radiazione ultravioletta di penetrare più facilmente nella troposfera. L’influenza dei CFC dovrebbe diminuire nel tempo, poiché dal 1995 ne è stata vietata la produzione. Il particolato non rientra propriamente nella categoria dei gas, si tratta piuttosto di particelle, di dimensioni variabili tra pochi nanometri e 500 µm, sospese in atmosfera allo stato liquido o solido; le particelle più fini (
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