Il bilancio energetico
di un suolo privo di umidità e senza atmosfera sovrastante (caso ideale)
Il bilancio energetico in questo caso può esprimersi:
Rn = Rg (1- ) -T^4 - C
nella quale Rn è la radiazione netta, Rg la radiazione globale, l’albedine, ed
l’emissività infrarossa, T^4 rappresenta l’energia in onda lunga perduta
dalla superficie a temperatura T (gradi K); infine C è il flusso di calore nel
suolo. Si conviene di assumere positivi i flussi di energia diretti verso il
suolo. Mediando la (3.1) su periodi di tempo lunghi, se non vi sono altre
sorgenti di calore all’infuori della radiazione globale e se la temperatura
media non cambia nel corso del tempo, la radiazione netta dovrà essere nulla, in
quanto la energia guadagnata e quella perduta debbono bilanciarsi. Poiché c è in
genere un termine piccolo rispetto agli altri nell’equazione del bilancio, si
può affermare che la temperatura T varia seguendo la variazione diurna della
radiazione in arrivo che cambia notevolmente passando dal giorno alla notte. La
temperatura di una superficie in corrispondenza di un determinato valore di
radiazione globale, dipende dall’albedine, cioè da quale frazione di energia
viene realmente assorbita dal suolo ed anche da un’altra proprietà fisica del
terreno detta inerzia termica (It). Questa grandezza è definita dalla:
It =c
in cui è la densità, c il calore specifico e la conduttività termica del
terreno. Se l’inerzia termica è grande una notevole quantità di energia viene
immagazzinata dagli strati sottostanti la superficie durante il giorno e
ritrasmessa per conduzione alla superficie radiante durante la notte. La
conseguenza climatica è che in questo caso le variazioni della temperatura
superficiale saranno ridotte. Al contrario, i terreni caratterizzati da bassa
inerzia termica hanno temperature molto elevate di giorno e basse di notte.
Il bilancio energetico di un suolo privo di umidità con atmosfera
sovrastante.
In questo caso il quadro è lievemente più complesso del precedente e bisognerà
includere nella equazione che rappresenta il bilancio dell’energia altri due
termini: l’energia irradiata dall’atmosfera, Rl, e quella trasportata dal vento
(avvezione), At. La edizione aggiornata della equazione (3.1) sarà ora la
seguente:
Rn = Rg (1- ) - T^4 + Rl - C - At
Conviene ricordare a questo punto che l’atmosfera ha la capacita’ di assorbire e
di irraggiare a sua volta la radiazione infrarossa. Pertanto la presenza
dell’atmosfera da’ luogo ad un flusso radiativo verso il basso ed anche ad un
analogo flusso verso l’alto. L’esempio più tipico è quello dei deserti
tropicali: la prevalenza di cielo sereno determina un forte apporto di
radiazione solare e conseguente temperatura molto elevata. Poichè in queste zone
i venti sono generalmente deboli, non vi è un’apprezzabile energia rimossa dal
vento (At è piccola) e di conseguenza il calore viene eliminato dalla superficie
soltanto attraverso la radiazione infrarossa. Le perdite dovute a questo
processo sono comunque grandi e tali da bilanciare il flusso radiativo ad onda
corta. In conclusione le variazioni di temperatura in superficie sono dominate
dalla radiazione solare in arrivo. Nel caso di una superficie asciutta alle alte
latitudini la radiazione solare in arrivo è piccola, i venti sono generalmente
sostenuti e l’atmosfera in movimento è in grado di rimuovere una notevole
quantità di energia. Questo processo fisico, che si chiama flusso di calore
sensibile, diviene dunque l’elemento dominante. In condizioni di questo tipo la
temperatura della superficie segue le variazioni della temperatura dell’aria
sovrastante, la quale, a sua volta, dipende dalla situazione sinottica.