L'atmosfera - Agronomia | Sbobinature di Agronomia

L’ATMOSFERA

STRUTTURA FISICA

Temperatura: nella troposfera (h=8-16 km) diminuisce all’aumentare dell’altitudine. La troposfera è seguita in altezza

dalla tropopausa, dalla stratosfera (h=50 km), dalla mesosfera (h=80 km, T=-90°C) e dalla termosfera. La temperatura

nella stratosfera è legata alla presenza dell’ozono (O3), un gas che assorbe la radiazione ultravioletta proveniente dal

Sole.

Densità: decresce con l’altitudine e ha come effetto la pressione atmosferica. Il 75% della massa dell’atmosfera si trova

al di sotto dei 10 km.

Pressione atmosferica: forza esercitata dalla colonna d’aria sull’unità di superficie. Diminuisce all’allontanarsi dalla

superficie terrestre secondo una relazione esponenziale inversa. Oltre alla variazione della pressione atmosferica lungo

la verticale, si possono riscontrare differenze di pressione tra zone diverse della superficie terrestre. Tali variazioni sono

all’origine die venti, movimenti di masse d’aria dovute alla differenza di temperatura dell’aria alla superficie terrestre:

l’aria calda, meno densa, si espande, mentre l’aria fredda, più densa, si contrae, generando queste variazioni di

pressione atmosferica.

COMPOSIZIONE CHIMICA

Composizione dell’aria secca: il 99% del volume dell’aria secca è formato da azoto e ossigeno, mentre l’1% è

rappresentato da Ar, CO2, He, Xe, Kr, Ne, CH4 e H2.

Vapore acqueo: è presente in quantità molto variabili e ha ruolo, oltre che nel ciclo dell’acqua, nell’assorbimento della

radiazione solare e di quella emessa dalla Terra. Nel bilancio energetico dell’atmosfera ha ruolo analogo a quello della

CO2056’ìì

CO2: ha un accentuata capacità di assorbimento dell’energia emessa dalla Terra e quindi ne influenza i flussi all’interno

dell’atmosfera. È responsabile dell'effetto serra: l’aumento di concentrazione di anidride carbonica ha conseguenze sul

clima

O3: forma triatomica dell’ossigeno. Nella stratosfera è utile come filtro della radiazione ultravioletta, mentre nella

troposfera è considerato dannoso in quanto tossico per gli organismi viventi.

Aerosol: insieme di particelle liquide e solide disperse in atmosfera, di dimensioni che vanno dai nanometri a pochi

micron. Si possono formare ed essere immesse direttamente nell’atmosfera oppure possono formarsi a partire da gas

precursori che reagiscono chimicamente condensando e formando raggruppamenti di molecole e particelle

nanometriche. Le particelle che formano gli aerosol possono essere di origine naturale o antropogenica.

Gli aerosol hanno 2 effetti principali: 1. intercettano la radiazione solare, diminuendone la quantità che raggiunge la

superficie terrestre e diminuendo l’effetto di riscaldamento del suolo, e 2. fungono da nuclei di condensazione per il

vapore acqueo, diminuendo la probabilità di pioggia. Le nubi che si formano riflettono la radiazione solare,

determinando il raffreddamento della superficie terrestre.

Hanno inoltre effetti negativi diretti sulle piante, sia a causa della deposizione secca sulle foglie, sia perché acidificano

le precipitazioni, portando al danneggiamento dei tessuti vegetali.

RADIAZIONE SOLARE

La radiazione solare è l’energia prodotta dalle reazioni termonucleari che

avvengono nel Sole e che viene emessa con continuità nello spazio sotto

forma di radiazione elettromagnetica. Si esprime in MJ/(m2 d) e in generale si

usano i valori di radiazione totali giornalieri, oppure relativi a un periodo più

lungo (es: mese, stagione), che descrivono la disponibilità energetica

dell’ambiente studiato.

PAR: Photosynthetically Active radiation, comprende le lunghezze d’onda che

vanno dai 400 ai 700 nm.

Costante solare R*: potenza radiante per unità di superficie (densità di flusso

radiativo) che arriva sulla Terra. Ha valore 1367 W/m2 e viene misurata

considerando una superficie perpendicolare ai raggi del Sole e ai limiti

superiori dell’atmosfera. Essa viene attenuata nel passaggio attraverso

l’atmosfera, dove può essere assorbita, trasmessa o riflessa dalle nubi.

L’energia della radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre risulta

inferiore rispetto alla costante solare e viene chiamata radiazione globale.

Essa è influenzata da latitudine, il mese dell’anno e l’ora del giorno, altitudine

e condizioni meteorologiche locali. Si misura col solarimetro a termopila o a

cella fotovoltaica. È formata da 2 componenti:

- radiazione diffusa Rd, frazione di radiazione globale il cui angolo di incidenza è cambiato rispetto alla traiettoria originale a causa

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L’ATMOSFERA

STRUTTURA FISICA

Temperatura: nella troposfera (h=8-16 km) diminuisce all’aumentare dell’altitudine. La troposfera è seguita in altezza dalla tropopausa, dalla stratosfera (h=50 km), dalla mesosfera (h=80 km, T=-90°C) e dalla termosfera. La temperatura nella stratosfera è legata alla presenza dell’ozono (O 3 ), un gas che assorbe la radiazione ultravioletta proveniente dal Sole. Densità: decresce con l’altitudine e ha come effetto la pressione atmosferica. Il 75% della massa dell’atmosfera si trova al di sotto dei 10 km. Pressione atmosferica: forza esercitata dalla colonna d’aria sull’unità di superficie. Diminuisce all’allontanarsi dalla superficie terrestre secondo una relazione esponenziale inversa. Oltre alla variazione della pressione atmosferica lungo la verticale, si possono riscontrare differenze di pressione tra zone diverse della superficie terrestre. Tali variazioni sono all’origine die venti, movimenti di masse d’aria dovute alla differenza di temperatura dell’aria alla superficie terrestre: l’aria calda, meno densa, si espande, mentre l’aria fredda, più densa, si contrae, generando queste variazioni di pressione atmosferica. COMPOSIZIONE CHIMICA Composizione dell’aria secca: il 99% del volume dell’aria secca è formato da azoto e ossigeno , mentre l’1% è rappresentato da Ar, CO 2 , He, Xe, Kr, Ne, CH 4 e H 2. Vapore acqueo : è presente in quantità molto variabili e ha ruolo, oltre che nel ciclo dell’acqua, nell’assorbimento della radiazione solare e di quella emessa dalla Terra. Nel bilancio energetico dell’atmosfera ha ruolo analogo a quello della CO2056’ìì CO 2 : ha un accentuata capacità di assorbimento dell’energia emessa dalla Terra e quindi ne influenza i flussi all’interno dell’atmosfera. È responsabile dell'effetto serra: l’aumento di concentrazione di anidride carbonica ha conseguenze sul clima O 3 : forma triatomica dell’ossigeno. Nella stratosfera è utile come filtro della radiazione ultravioletta, mentre nella troposfera è considerato dannoso in quanto tossico per gli organismi viventi. Aerosol : insieme di particelle liquide e solide disperse in atmosfera, di dimensioni che vanno dai nanometri a pochi micron. Si possono formare ed essere immesse direttamente nell’atmosfera oppure possono formarsi a partire da gas precursori che reagiscono chimicamente condensando e formando raggruppamenti di molecole e particelle nanometriche. Le particelle che formano gli aerosol possono essere di origine naturale o antropogenica. Gli aerosol hanno 2 effetti principali: 1. intercettano la radiazione solare, diminuendone la quantità che raggiunge la superficie terrestre e diminuendo l’effetto di riscaldamento del suolo, e 2. fungono da nuclei di condensazione per il vapore acqueo, diminuendo la probabilità di pioggia. Le nubi che si formano riflettono la radiazione solare, determinando il raffreddamento della superficie terrestre. Hanno inoltre effetti negativi diretti sulle piante, sia a causa della deposizione secca sulle foglie, sia perché acidificano le precipitazioni, portando al danneggiamento dei tessuti vegetali. RADIAZIONE SOLARE La radiazione solare è l’energia prodotta dalle reazioni termonucleari che avvengono nel Sole e che viene emessa con continuità nello spazio sotto forma di radiazione elettromagnetica. Si esprime in MJ/(m^2 d) e in generale si usano i valori di radiazione totali giornalieri, oppure relativi a un periodo più lungo (es: mese, stagione), che descrivono la disponibilità energetica dell’ambiente studiato. PAR: Photosynthetically Active radiation, comprende le lunghezze d’onda che vanno dai 400 ai 700 nm. Costante solare R*: potenza radiante per unità di superficie (densità di flusso radiativo) che arriva sulla Terra. Ha valore 1367 W/m^2 e viene misurata considerando una superficie perpendicolare ai raggi del Sole e ai limiti superiori dell’atmosfera. Essa viene attenuata nel passaggio attraverso l’atmosfera, dove può essere assorbita, trasmessa o riflessa dalle nubi. L’energia della radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre risulta inferiore rispetto alla costante solare e viene chiamata radiazione globale. Essa è influenzata da latitudine, il mese dell’anno e l’ora del giorno, altitudine e condizioni meteorologiche locali. Si misura col solarimetro a termopila o a cella fotovoltaica. È formata da 2 componenti:

radiazione diffusa Rd , frazione di radiazione globale il cui angolo di incidenza è cambiato rispetto alla traiettoria originale a causa

dell’interazione con le particelle atmosferiche. Misurabile con diffusometro;

radiazione diretta Rb : frazione di radiazione globale che non ha subito deviazioni di traiettoria. Misurabile con pireliometro. BILANCIO RADIATIVO La radiazione netta è la risultante della soluzione del bilancio radiativo e rappresenta la differenza tra la quantità di radiazione solare in entrata e la quantità di radiazione solare in uscita da una generica superficie di riferimento, ossia la quantità di energia effettivamente disponibile per il funzionamento dell’ecosistema: Rn = Rg • (1 - α) - RLup + RLdown [W/m^2 ] dove α è l’albedo, ovvero la % di radiazione riflessa da una superficie: più la superficie è chiara più riflette, più è scura più assorbe. Per le colture agrarie circa il 20-25% della radiazione che arriva viene riflessa. La radiazione globale si misura con il piranometro, quella netta con il radiometro netto. L’equilibrio del bilancio radiativo è importante poiché consente di mantenere la temperatura media del pianeta attorno ai 14°C. Per mantenere tale stadio di equilibrio, la quantità di energia in entrata deve essere bilanciata da una uguale quantità di energia in uscita. I fattori che influenzano il bilancio radiativo hanno un effetto diretto sul clima. Effetto serra: fenomeno grazie al quale alcuni gas presenti in atmosfera (H 2 O, CO 2 , CH 4 , N 2 O, O 3 , CFC e HCFC) trattengono la radiazione a onda lunga in uscita e la riemettono verso la superficie. Esso contribuisce a stabilizzare l’equilibrio del bilancio radiativo stesso. Ogni gas ha maggiore o minore rilevanza climatica in relazione al proprio potenziale di riscaldamento globale o Global Warming Potential, GWP. Il vapore acqueo, invece, influenza il bilancio radiativo attraverso la formazione di nubi le quali, in funzione della loro forma e altezza all’interno dell’atmosfera, giocano un ruolo diverso nella riflessione dei raggi solari in entrata e nell’assorbimento della radiazione emessa dalla Terra. Nubi medio-alte riflettono meno di quelle medio-basse ma trattengono maggiormente la radiazione solare in uscita. Inoltre, l’acqua ha un potenziale di riscaldamento globale superiore rispetto a quello della CO 2. Gli aerosol, inoltre, sono in grado di diminuire la temperatura dell’atmosfera a causa della loro capacità schermante nei confronti della radiazione solare, controbilanciando però l’effetto di surriscaldamento generato dai gas serra. Bilancio energetico La materia restituisce parte dell’energia ricevuta sotto forma di energia termica nella banda spettrale dell’infrarosso. Questa forma di energia termica è chiamata calore ed è definita come l’energia generata da una reazione chimica che si trasferisce da un sistema all’altro o tra due parti di uno stesso sistema, muovendosi da zone a temperatura maggiore a zone a temperatura minore. All’interno degli ecosistemi terrestri, l’energia derivante dal bilancio radiativo (Rn) viene ripartita generando flussi pere conduzione (nel suolo), per convezione (in atmosfera) e per trasferimento di massa come calore latente in presenza di un cambiamento di stato dell’acqua (evaporazione). Rn = G + H + λE dove G è il flusso di calore superficiale, che si sviluppa tramite conduzione, che permette al suolo di fare da serbatoio di calore durante il giorno e da fonte di calore durante la notte; H è il flusso di calore sensibile, che si sviluppa tramite convezione tra la superficie terrestre e l’atmosfera soprastante; λE è il flusso di calore latente che si sviluppa quando c’è un passaggio di stato, ad esempio nel caso della condensazione del vapore acqueo. La disponibilità energetica influenza in modo marcato il comportamento delle colture. La radiazione netta delle colture è generalmente positiva durante il giorno e risulta nulla o negativa durante la notte. All’interno delle superfici vegetate la presenza di calore innesca una serie di flussi energetici specifici: meno del 5% della radiazione netta viene conservata nei legami chimici dei composti che le piante sintetizzano attraverso la fotosintesi (M), circa il 30% di Rn viene conservata attraverso il riscaldamento degli strati di terreno sottostanti la superficie (G) o dissipata sotto forma di calore (H), mentre la percentuale restante è alla base del processo evapotraspirativo (λE). Rn – H - λE - G – M = 0 secondo il principio della conservazione dell’energia. Effetti della radiazione sulle piante La radiazione solare interagisce con il pigmento clorofilliano, che riesce a catturare l’energia luminosa dei fotoni e a convertirla in energia chimica necessaria per la sintesi dei carboidrati strutturali. Ciò accade solo per una frazione della radiazione solare, ovvero la PAR o radiazione fotosinteticamente attiva, che si estende nelle bande spettrali del blu e del rosso tra 400 e 700 nm di lunghezza d’onda. L’intercettazione della radiazione da parte della pianta dipende dalla sua copertura fogliare e dalle condizioni di ombreggiamento o insolazione che si possono verificare in certi ambienti. Un

di foschia quando è compresa tra i 1000 e i 5000 m. Dove le emissioni inquinanti sono maggiori, le nebbie sono più frequenti: ciò è dovuto alla capacità dell’acqua di condensarsi attorno a particelle solide o liquide sospese in aria come gli aerosol. La nebbia inizia a formarsi quando l’umidità relativa di una massa d’aria raggiunge il 100% e quindi quando si ha saturazione del vapore acqueo in essa contenuto. La nebbia per irraggiamento si forma dopo il tramonto, quando il suolo cede calore per irraggiamento e la temperatura degli strati d’aria ad esso prossimi si abbassa fino a raggiungere il punto di saturazione di vapore (inversione termica): questa temperatura è detta temperatura di rugiada. La nebbia da advezione si forma quando una massa di aria umida scorre sopra una superficie fredda e viene così raffreddata. La nebbia da umidificazione è la forma più localizzata ed è creata da aria fredda che passa sull’acqua molto più calda. L’effetto della nebbia sulle piante è quello di inibire la traspirazione e di mantenere il contenuto idrico della pianta impedendo l’ingresso dell’anidride carbonica. Vento: è una grandezza vettoriale munita di velocità, direzione e verso. È determinato dal movimento di masse d’aria da un’area ad alta pressione a una a bassa pressione per via di un gradiente di pressione. Il movimento della massa d’aria è anche influenzato dalla forza di Coriolis, dovuta alla rotazione terrestre e che agisce verso destra nell’emisfero settentrionale e verso sinistra in quello meridionale. Si misura tramite un anemometro a 3 coppe rotanti. La velocità è misurata in m/s. EVAPOTRASPIRAZIONE Fenomeno che comprende l’evaporazione del suolo e la traspirazione attraverso le foglie (stomi). Dipende da fattori meteorologici e fattori legati alla coltura: altezza, caratteristiche aerodinamiche, superficie fogliare, % di copertura del suolo e grado di apertura degli stomi. Si può misurare con lisimetro a pesata oppure con la tecnica Eddy Covariance. METODO FAO : separa i fattori meteorologici da quelli relativi alla coltura.

Considero solo fattori meteorologici che incidono su evapotraspirazione: radiazione solare, temperatura, velocità del vento e umidità. Et 0 è l’ evapotraspirazione di riferimento : evapotraspirazione che avrebbe una cultura di riferimento in date condizioni agrometeorologiche. Questa coltura di riferimento è idealmente un prato ben irrigato, con condizioni particolari: è alto 12 cm, ha un'albedo (% di radiazione riflessa) pari a 0, ed ha apertura stomatica fissa. ET 0 può essere misurata tramite un evaporimetro di classe A (ET 0 =EP*KP, dove EP è l’evaporazione di vasca e KP è il coefficiente di vasca) o l’equazione di Penman-Monteith, che è il metodo più accurato e tiene conto di tutti i dati che influenzano l’evapotraspirazione: radiazione solare (oppure n° di ore di sole o eliofania, misurabile con eliofanografo di Campbell Stokes), umidità relativa, velocità del vento a 2 m, temperatura minima e massima dell’aria.
ET 0 viene moltiplicata per il coefficiente colturale KC, che cambia da una coltura all’altra e in base al ciclo colturale, per avere una stima ( ETC o evapotraspirazione potenziale della coltura = ETM o evaporazione massima = energia potenziale della coltura) dispersa in atmosfera, per evapotraspirazione, da una superficie di ampia estensione coperta da una coltura in condizioni di rifornimento idrico e nutrizionale ottimale, in assenza di malattie, insetti e infestanti, in grado di raggiungere il massimo potenziale produttivo per quel clima.
Si determina l’ evapotraspirazione effettiva ETC adj (aggiustata), data dal prodotto tra ETC e il coefficiente di stress KS, che tiene conto delle condizioni idriche e di salinità che determinano uno stress per la pianta. Se KS ha valore 1, siamo in condizioni ottimali e quindi abbiamo capacità di campo (CIC), mentre se ha valore minore di 1 la coltura avrà traspirazione minore o per presenza di sali o per poca acqua, fino a trovarsi in condizioni di stress a KS=0, quando ci troviamo al punto di appassimento (PA). Questi parametri sono importanti per la programmazione dell’irrigazione di una coltura. Si utilizza normalmente il Kc per tenere la coltura in condizioni ottimali.

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