Riassunto

Sulla base di analisi teoriche e sperimentali del primo (effetto Twomey) e del secondo effetto indiretto degli aerosol, è stata ottenuta una descrizione quasi analitica della relazione fisica tra l’intensità dei raggi cosmici galattici e la copertura nuvolosa della Terra.

Si evidenzia che l’equazione principale del modello di bilancio energetico del clima terrestre può essere rappresentata tramite un’equazione di biforcazione (in relazione alla temperatura della superficie terrestre). Questa equazione assume la forma di una catastrofe del tipo assemblaggio, governata da due parametri principali che influenzano rispettivamente le variazioni dell’insolazione e del campo magnetico terrestre (o l’intensità dei raggi cosmici galattici nell’atmosfera).

È descritto anche il principio di costruzione dei modelli climatici gerarchici, che si basa sull’invarianza strutturale delle equazioni di bilancio, sviluppate su diverse scale temporali.

1. Introduzione

Nell’ambito della fisica degli aerosol per la formazione delle nuvole, emergono profonde e apparentemente insuperabili contraddizioni legate all’efficienza notevolmente bassa del “meccanismo ion-aerosol in aria pulita” per la nucleazione di un numero adeguato di nuclei di condensazione atmosferici. Nonostante questo, molti studiosi trovano convincenti motivi per attribuire ai raggi cosmici galattici (GCR) un ruolo fondamentale nei processi di formazione del clima e del tempo meteorologico sul nostro pianeta.

Il principale obiettivo di questo lavoro è sviluppare un modello del clima globale terrestre che risolva queste contraddizioni attraverso un sottomodello sull’effetto dei GCR sulle nuvole. Questo modello considera sia la microfisica sia la macrofisica degli effetti indiretti degli aerosol. Di conseguenza, si propone di esaminare come i GCR influenzino la formazione degli aerosol carichi, i quali fungono da nuclei di condensazione per il vapore acqueo, principale gas serra.

La sequenza causale di eventi, consolidata da numerosi studi, può essere schematizzata come segue: l’irraggiamento solare porta a variazioni nell’attività solare e nell’insolazione, che a loro volta modulano il flusso dei GCR. Questi influenzano la copertura nuvolosa e l’attività dei temporali, che modificano l’albedo, portando così a cambiamenti nel clima e nel tempo meteorologico.

Dal punto di vista macroscopico, la modulazione del flusso dei GCR è chiaramente influenzata dal vento solare, il quale interagisce indirettamente con la magnetosfera terrestre attraverso il campo magnetico. Quest’ultimo è influenzato da variazioni a lungo termine del campo magnetico terrestre, che sono stimate mediante la rigidità di cutoff verticale, calcolata secondo modelli del campo geomagnetico attualmente in uso.

Si deve aggiungere che il processo di modulazione del flusso dei raggi cosmici galattici su scale temporali che variano da alcuni giorni (fenomeno di Forbush) a circa vent’anni (ciclo solare di 11 anni) è stato confermato sperimentalmente con notevole chiarezza. Tuttavia, determinare le variazioni dell’intensità dei GCR nel passato, su scale temporali secolari e millenarie, è un problema più complesso. Questo è dovuto al fatto che la teoria completa della ricongiunzione magnetica, che è un tema centrale nella fisica della magnetosfera, non è ancora stata completata, nonostante alcuni progressi significativi degli ultimi anni (Priest e Forbes, 2000; Coley, 1985; Rind, 2002).

La forte correlazione tra l’intensità dei GCR e la copertura nuvolosa globale è stata dimostrata da Svensmark e Friis-Christensen nel 1997. I loro studi hanno evidenziato una correlazione positiva significativa tra il flusso dei GCR e la copertura nuvolosa durante le modulazioni a lungo termine dei raggi cosmici, legate al ciclo solare di 11 anni. Ulteriori ricerche hanno mostrato che la temperatura della Terra è più influenzata dalle variazioni quasi decennali del flusso dei GCR e dalla durata del ciclo solare, piuttosto che da altri parametri dell’attività solare (Svensmark, 1998). Basandosi su queste scoperte, Svensmark e colleghi (Marsh e Svensmark, 2000; Svensmark e Calder, 2007) hanno concluso fermamente che le variazioni dell’attività solare possono essere collegate alla variabilità climatica attraverso una catena di eventi che include il vento solare, i GCR e il clima. Inoltre, è stato scoperto che l’impatto delle variazioni dell’attività solare è particolarmente marcato in condizioni di bassa nuvolosità (≤ 3 km). Questo ha permesso di identificare direttamente il meccanismo microfisico di tale impatto, che include la formazione di aerosol potenziata dall’ionizzazione dovuta all’azione dei raggi cosmici.

Gli aerosol sono noti per il loro ruolo cruciale nella formazione delle nuvole e influenzano direttamente il bilancio radiativo della Terra aumentando l’albedo del sistema terra-atmosfera. Nonostante il ruolo esatto degli aerosol sia ancora oggetto di studio, l’effetto indiretto degli aerosol sulle nuvole è riconosciuto come un fattore significativo all’interno della fisica atmosferica.

Infine, già dagli anni ’30, Forbush documentò una forte correlazione inversa tra l’intensità dei raggi cosmici e l’attività solare, correlazione ulteriormente confermata da studi più recenti, che hanno mostrato un chiaro legame tra l’intensità dei GCR e variazioni dell’attività solare, basandosi su dati sperimentali raccolti tra il 1958 e il 2002.

Per esempio, gli aerosol possono fungere da nuclei di condensazione delle nuvole (CCN), aumentando così il numero di goccioline all’interno delle nuvole. Questo tende a ridurre la dimensione media delle gocce e può incrementare l’albedo delle nuvole, in funzione dell’assorbimento degli aerosol e dello spessore ottico delle nuvole stesse (Twomey, 1977; Twomey, 1991; Kaufman e Fraser, 1997). Questo processo, noto come “effetto Twomey” o “primo effetto indiretto” degli aerosol sulla radiazione, ha un impatto di raffreddamento sul clima (Breon et al., 2002). D’altra parte, un’elevata concentrazione di aerosol promuove la formazione di nuovi CCN, che a loro volta causano la condensazione di ulteriore vapore acqueo dovuto al raffreddamento delle nuvole. Inoltre, le piccole goccioline hanno una bassa probabilità di collidere tra loro e di generare precipitazioni. Questa modificazione dell'”efficienza delle precipitazioni”, determinata dall’aumento del contenuto di acqua liquida nella nuvola, dalla durata e dall’estensione della copertura nuvolosa, è definita come il secondo effetto indiretto degli aerosol. L’importanza globale di questo effetto rimane tuttavia incerta (Kaufman et al., 2002).

È chiaro che l’effetto dei raggi cosmici e l’effetto indiretto degli aerosol sono simili, poiché entrambi influenzano il numero di aerosol (Carslaw et al., 2002). Nonostante ci siano significative differenze tra i due, delineate in Ref. (Carslaw et al., 2002), possiamo affermare con sicurezza che questi effetti sono interconnessi attraverso una microfisica complessa e dettagliata che riguarda vari meccanismi, talvolta in competizione, per la formazione e la crescita degli aerosol atmosferici (Fig.1 (Kulmala, 2003)). In questa prospettiva, finché non comprendiamo appieno la teoria della formazione degli aerosol atmosferici, possiamo solo auspicare l’esistenza di una relazione empirica tra le variazioni dell’intensità dei raggi cosmici e il ben noto valore sperimentale dell'”indice degli aerosol” (AI). Quest’ultimo descrive la quantità di aerosol presente in una colonna d’aria atmosferica per unità di sezione trasversale, generalmente misurata in funzione del raggio efficace medio delle goccioline di nuvola (CDR), ossia CDR=f(AI) (Breon et al., 2002; Kaufman et al., 2002).

La Figura 1 rappresenta un diagramma schematico che descrive il processo attraverso il quale le particelle di aerosol si formano e crescono nell’atmosfera. Il processo inizia con singole molecole, che possono essere costituite da diversi tipi di composti chimici presenti nell’aria.

Queste molecole si aggregano attraverso un meccanismo noto come nucleazione, che può essere sia ternaria, coinvolgendo tre componenti, sia indotta da ioni, che agiscono come catalizzatori per la formazione di cluster iniziali. Una volta formati, questi cluster diventano stabili dal punto di vista termodinamico, acquisendo la capacità di persistere e crescere anziché disgregarsi.

Con il passare del tempo, questi cluster stabili continuano a crescere assorbendo altre molecole e cluster più piccoli. Questo passaggio, definito come i passi iniziali di crescita, porta alla formazione di particelle di aerosol più grandi. Questo processo di crescita continua fino a quando le particelle non raggiungono dimensioni significative.

Le particelle di aerosol risultanti sono abbastanza grandi da influenzare le proprietà fisiche dell’atmosfera, in particolare agendo come nuclei di condensazione delle nuvole (CCN). Queste particelle svolgono un ruolo cruciale nella formazione delle nuvole, poiché permettono alle gocce d’acqua di formarsi attorno a loro, facilitando la condensazione che altrimenti sarebbe meno efficiente in aria pura.

In conclusione, la Figura 1 illustra efficacemente come a partire da piccole molecole si sviluppino particelle di aerosol complesse, che hanno un impatto diretto sulla formazione delle nuvole e, di conseguenza, sul clima globale. Questo schema aiuta a comprendere il legame tra la microfisica degli aerosol e i fenomeni climatici di più ampia scala.

La Figura 2 presenta un grafico che evidenzia la correlazione sperimentale tra l’indice degli aerosol (AI) e il raggio efficace delle goccioline di nuvola (CDR), osservata sia in ambienti terrestri che marini.

Asse Orizzontale (X): Rappresenta l’indice degli aerosol, un valore che misura la concentrazione di particelle di aerosol in un volume d’aria, variando da 0 a 0.4. Questo indice è fondamentale per comprendere l’impatto degli aerosol sulla formazione delle nuvole.

Asse Verticale (Y): Mostra il raggio efficace delle goccioline di nuvola, espresso in micron (µm). I valori del raggio variano da 7 a 12 µm, con le dimensioni che diminuiscono man mano che l’indice degli aerosol aumenta.

Curve nel grafico:

  • Curva Terrestre (cerchi neri): Questa curva mostra come, nelle zone terrestri, il raggio delle goccioline di nuvola tenda a diminuire con l’aumento dell’indice degli aerosol. I cerchi neri indicano le misurazioni dirette, e i quadrati neri (■) rappresentano i valori calcolati tramite un’equazione specifica, confermando la tendenza osservata.
  • Curva Oceanica (cerchi bianchi): Analogamente, questa curva rappresenta la relazione tra AI e CDR sopra gli oceani. Le goccioline sono generalmente più grandi sopra l’oceano rispetto alla terra a parità di indice degli aerosol, come indicato dai cerchi bianchi e dai quadrati bianchi (□).

Osservazioni Importanti:

  • Entrambe le curve confermano che un aumento dell’indice degli aerosol è associato a una riduzione nel raggio delle goccioline di nuvola. Questo fenomeno è cruciale perché goccioline più piccole possono influenzare l’albedo delle nuvole e, di conseguenza, il clima globale.
  • La differenza tra le curve terrestri e oceaniche suggerisce che gli aerosol hanno comportamenti leggermente diversi in questi due ambienti, probabilmente a causa delle diverse composizioni chimiche degli aerosol stessi.

In sintesi, la Figura 2 illustra chiaramente come l’aumento degli aerosol influenzi le dimensioni delle goccioline di nuvola, evidenziando differenze significative tra gli ambienti terrestri e marini. Queste osservazioni sono fondamentali per comprendere l’impatto degli aerosol sul sistema climatico terrestre.

È importante sottolineare che esiste ancora incertezza tra i ricercatori riguardo al momento in cui la modulazione dei raggi cosmici galattici (GCR) si riferisce esclusivamente alla descrizione delle condizioni meteorologiche, che sono per natura stocastiche, e quando invece essa si applica al clima globale, che può essere stocastico o quasi-deterministico. A nostro avviso, la risposta a questa questione si trova nell’analisi dello spettro delle variazioni della temperatura dell’aria nell’Atlantico settentrionale, come documentato da Kutzbach e Bryson nel 1974. L’analisi dello spettro energetico dei periodi di variazione evidenzia (Fig. 3) che a destra di un minimo profondo e ampio, definito “finestrino”, si osserva uno spettro di cambiamenti meteorologici caratterizzati da rumore bianco. A sinistra di questo minimo, invece, troviamo uno spettro di fluttuazioni climatiche a lungo termine descritto dal cosiddetto “rumore rosso”, che si distingue dal rumore bianco per una maggiore prevedibilità, ossia una quasi-determinazione. Tra questi due, esiste uno spettro intermedio di variazioni climatiche stocastiche, rappresentato dal rumore 1/f, che corrisponde proprio a questo minimo ampio e profondo.

La Figura 3 mostra un grafico complesso che rappresenta la densità spettrale delle variazioni di temperatura in funzione del periodo reciproco (f⁻¹), misurato in anni. L’asse orizzontale del grafico è in scala logaritmica e varia da 1 a 10.000 anni, permettendo di osservare le fluttuazioni climatiche su vasta scala temporale, dai cicli annuali a quelli millenari.

Dettagli delle Curve nel Grafico:

  • Inghilterra Centrale (1 e 2): Due curve distinte mostrano le variazioni di temperatura basate su analisi paleobotanica e registrazioni cronologiche. Queste curve evidenziano come dati storici e analisi di resti botanici possano fornire indicazioni sulla temperatura passata.
  • Islanda (3): Una curva basata su cronache storiche dell’Islanda offre un altro punto di vista regionale sulle variazioni climatiche.
  • Groenlandia (4): Questa curva, ottenuta analizzando l’isotopo dell’ossigeno-18 (δ¹⁸O) nei carotaggi del ghiaccio, fornisce informazioni preziose sul clima passato, riflettendo le temperature al momento della formazione del ghiaccio.
  • Inghilterra Centrale, serie di Manley (5): Una rappresentazione aggiuntiva delle variazioni di temperatura basata su dati raccolti da Manley, che offre una prospettiva longitudinale sulla variabilità climatica.

Intervalli di Confidenza: Il grafico include anche aree ombreggiate che rappresentano gli intervalli di confidenza al 99% e al 1%, indicando le regioni dove le stime della variazione di temperatura sono più affidabili. Queste aree aiutano a identificare la precisione e l’incertezza delle stime fornite dalle diverse curve.

Importanza del Grafico: Questa figura è fondamentale per comprendere come differenti metodologie e fonti di dati contribuiscano a una comprensione integrata delle variazioni climatiche nella regione nord-atlantica. Il confronto tra le diverse curve aiuta a identificare tendenze comuni e periodi di significativa variabilità climatica, oltre a fornire una base per discutere la prevedibilità del clima, distinguendo tra rumore “bianco” e “rosso” nelle registrazioni climatiche.

In conclusione, la Figura 3 fornisce un quadro visivo della variabilità climatica e delle tecniche usate per analizzare i dati climatici, sottolineando come l’integrazione di diverse serie temporali e indicatori geochimici sia cruciale per una comprensione approfondita delle dinamiche climatiche storiche.

Lo studio delle variazioni di temperatura all’interno del Sistema Climatico Terrestre (ECS) rivela che per descrivere accuratamente il meteo e il clima è necessaria una mediazione adeguata dei parametri dell’ECS su intervalli di tempo specifici. È evidente che i periodi di mediazione dei parametri per descrivere stocasticamente il meteo e il clima “intermedio” devono essere inferiori a 30 anni e tra 30 a 1000 anni, rispettivamente. Per una descrizione deterministica dell’evoluzione del clima globale, i periodi di mediazione devono essere di almeno 1000 anni.

Studi recenti (Yamasaki e Oda, 2002) hanno confermato che la densità spettrale delle fluttuazioni del momento dipolare assiale virtuale (VADM) del campo magnetico terrestre presenta variazioni con periodi di circa 100.000 anni, paralleli alle variazioni dell’eccentricità orbitale della Terra osservate nello spettro della paleointensità degli ultimi 2,25 milioni di anni. Yamasaki e Oda hanno inoltre ipotizzato che il campo geomagnetico sia modulato, in un certo senso, dalle variazioni dell’eccentricità orbitale.

A nostro avviso, questo fenomeno può essere spiegato fenomenologicamente ipotizzando che il campo gravitazionale del Sole influenzi indirettamente i processi di convezione nel nucleo liquido della Terra (dinamo idromagnetica), e di conseguenza trasferisca queste variazioni al campo magnetico terrestre con periodicità corrispondenti a quelle dell’eccentricità orbitale della Terra. Tale meccanismo di precessione terrestre come causa del geomagnetismo è stato proposto per la prima volta da Malkus nel 1968. È interessante notare che Consolini e De Michelis (2003) hanno utilizzato un meccanismo simile per spiegare il collegamento tra i raggi cosmici galattici e i cambiamenti periodici dei parametri orbitali della Terra nel loro studio sul ruolo della risonanza stocastica nelle inversioni dei poli geomagnetici.

Di conseguenza, nonostante la limitata comprensione delle cause delle variazioni di periodo tipiche dell’eccentricità nello spettro della paleointensità del campo magnetico, possiamo concludere che le fluttuazioni millenarie dell’intensità del magnetismo terrestre svolgono un ruolo fondamentale come modulatori dei GCR per periodi superiori ai 1000 anni. Questo tipo di modulazione dei GCR è strettamente legato al clima “deterministico” su scala millenaria e può quindi essere impiegato come parametro chiave nei modelli climatici globali della Terra.

L’obiettivo di questo lavoro è lo sviluppo di un modello di bilancio energetico che risponda alle variazioni orbitali e consideri l’influenza dei raggi cosmici galattici sulla formazione del clima globale.

2. L’effetto aerosol di Twomey e la relazione della temperatura con il volume d’acqua (liquida e vapore) nell’atmosfera

È noto che l’osservazione indiretta dell’effetto di Twomey, il primo effetto indiretto degli aerosol, può essere effettuata comparando le dimensioni delle gocce di nuvola con la concentrazione degli aerosol. Le osservazioni satellitari hanno dimostrato che la relazione tra la concentrazione di gocce di nuvola e l’indice degli aerosol è più sensibile di quella con lo spessore ottico. Questo è logico, poiché l’indice degli aerosol dipende dalla concentrazione dei nuclei di condensazione presenti nella nuvola.

La relazione sperimentale tra la concentrazione di gocce di nuvola e l’indice degli aerosol, osservata sia sopra gli oceani che le terre, può essere rappresentata con un’approssimazione adeguata per il nostro scopo. Questo è possibile considerando che esiste un rapporto approssimativo tra il numero di particelle di aerosol che agiscono come nuclei di condensazione delle nuvole e il numero effettivo di gocce di nuvola.

Studi e misurazioni indicano che questo rapporto è generalmente intorno a 0.7. Dato che l’indice degli aerosol è proporzionale al numero di nuclei di condensazione, possiamo derivare un’espressione per la concentrazione di gocce di nuvola.

Inoltre, il volume di acqua liquida nell’atmosfera, sia sopra gli oceani che sopra le terre, può essere descritto attraverso una formula che considera il volume totale dell’atmosfera come una costante, e una specifica frazione di questo volume corrisponde alle aree sopra gli oceani o le terre.

La formula per il volume totale medio di acqua liquida nell’atmosfera mostra un punto di minimo ben definito a una certa dimensione delle gocce, che rappresenta una soglia critica per le precipitazioni. È interessante notare che, in questa analisi, ci concentreremo principalmente sulla parte lineare della relazione, situata prima di questo punto di minimo.

La Figura 4 rappresenta il volume medio totale di acqua liquida nell’atmosfera e come questo varia in base al raggio efficace delle gocce di nuvola. Il grafico mostra una netta diminuzione del volume di acqua liquida man mano che il raggio delle gocce di nuvola aumenta, fino a raggiungere un punto di minimo evidenziato da una linea tratteggiata verticale situata a 14 micrometri.

Questo punto di minimo è particolarmente significativo perché rappresenta la soglia di precipitazione: una volta che il raggio delle gocce di nuvola supera questo valore, si osserva un cambiamento nel comportamento delle precipitazioni. La parte del grafico a sinistra del minimo mostra una rapida riduzione del volume d’acqua quando il raggio delle gocce diminuisce, indicando che gocce di nuvola più piccole sono associate a minori volumi di acqua liquida nell’atmosfera. Invece, la parte a destra del minimo mostra che l’aumento ulteriore del raggio delle gocce non porta a grandi variazioni nel volume d’acqua, suggerendo una stabilizzazione.

In sintesi, questo grafico evidenzia come la dimensione delle gocce di nuvola influisca significativamente sulla quantità di acqua liquida nell’atmosfera, con implicazioni importanti per la comprensione delle precipitazioni atmosferiche.

Il testo discute come i cambiamenti climatici vengano influenzati dalle variazioni di temperatura, generalmente tra ±4 e ±6 gradi Kelvin, come risulta dai dati ottenuti dalle analisi delle carote di ghiaccio prelevate da EPICA Dome C e Vostok. Queste variazioni di temperatura si collegano direttamente a piccoli cambiamenti nel raggio medio delle gocce di nuvola, circa 2-3 micrometri. Tali piccole variazioni sono cruciali per comprendere gli adattamenti climatici su scala globale.

Secondo gli studi, i cambiamenti climatici effettivi rispondono solo a una limitata varietà di dimensioni delle gocce di nuvola, precisamente quelle comprese tra 8 e 14 micrometri, che si trovano prima del punto di soglia di precipitazione illustrato nei grafici. Questa peculiarità permette di semplificare le formule che descrivono i cambiamenti climatici, interpretando la relazione tra il volume di acqua liquida e il diametro delle gocce di nuvola come una dipendenza lineare inversa.

Il testo propone anche un metodo per calcolare la quantità totale di acqua, sia in forma di vapore che liquida, nell’atmosfera. Si assume che il comportamento del volume del vapore d’acqua rispetto alla temperatura sia simile a quello dell’acqua liquida, benché con alcune differenze nei dettagli quantitativi. Questa teoria è supportata da numerose ricerche, come quelle che studiano la doppia stabilità delle concentrazioni dei nuclei di condensazione delle nuvole e la termodinamica dello strato limite superiore delle nuvole, dimostrando una relazione diretta tra la quantità totale di acqua nell’atmosfera e la temperatura della superficie del mare su cui si forma questo strato.

Il testo esamina un modello sviluppato da Albrecht nel 1989, che evidenzia una relazione diretta tra il volume delle nuvole e la temperatura della superficie del mare. Questo modello suggerisce che il volume totale di acqua, sia sotto forma di vapore che liquida, nell’atmosfera tende a variare proporzionalmente alla temperatura superficiale.

Viene anche esplorato il legame tra gli effetti dei raggi cosmici e degli aerosol indiretti sulle nuvole, entrambi influenzando il numero di aerosol presenti. Questa osservazione porta a concludere che i due fenomeni condividono aspetti microfisici simili. Tuttavia, il modello attuale non incorpora un termine che tenga conto dell’effetto dei raggi cosmici, suggerendo la necessità di ulteriori indagini per integrare questo aspetto.

Il documento procede poi a discutere come i calcoli del volume totale di acqua liquida e di vapore nell’atmosfera permettano di stimare le loro masse e l’energia emessa, che a sua volta caratterizza l’energia radiativa totale dell’acqua e del vapore acqueo in funzione della temperatura del sistema di controllo della Terra (ECS). Se l’applicazione di questi calcoli nel modello di bilancio energetico del clima terrestre concorda con i dati paleoclimatici ottenuti dalle carote di ghiaccio di Vostok e EPICA, le ipotesi alla base del modello possono essere considerate valide.

Infine, il testo anticipa una discussione su un modello di bilancio energetico del clima globale della Terra, che si basa su due parametri chiave, indicando una direzione futura per la ricerca in questo campo critico.

3. Raggi cosmici e modello di bilancio energetico del clima globale

La quantità di calore emessa dalla Terra può essere approssimativamente quantificata come la differenza tra l’energia irradiata dalla sua superficie riscaldata e l’energia termica riemessa dalle componenti dell’atmosfera come l’acqua liquida, il vapore acqueo e l’anidride carbonica. Per mantenere la semplicità, il modello non prende in considerazione altri gas serra. Data la natura prolungata del raggiungimento dell’equilibrio radiante, che può estendersi per decine di millenni, l’effetto serra è integrato nei calcoli del bilancio energetico del sistema di controllo della Terra, o ECS.

Questo modello calcola il flusso di calore della radiazione solare alla sommità dell’atmosfera in base alla costante solare e all’albedo dell’ECS, che è la frazione di radiazione che viene riflessa rispetto a quella assorbita. Inoltre, la potenza radiante della superficie terrestre è determinata tenendo conto del coefficiente di cromaticità grigia della superficie e della costante di Stefan-Boltzmann, che aiuta a quantificare la radiazione emessa in funzione della temperatura della superficie terrestre.

Il modello include anche l’area dell’estremità superiore esterna dell’atmosfera e considera il periodo di tempo per cui si vuole stabilire il bilancio energetico. Attraverso questa analisi dettagliata, possiamo comprendere come la Terra gestisca l’energia ricevuta dal sole e quella riemessa nell’universo, fornendo un quadro completo del suo bilancio energetico nel corso del tempo.

La Figura 5 rappresenta il bilancio dei flussi energetici sulla superficie della Terra, evidenziando il ciclo complesso dell’energia solare, della riflessione, dell’assorbimento e della riemissione energetica che caratterizzano il sistema climatico del nostro pianeta.

  1. Energia Solare (P_Sun): L’immagine mostra il flusso di energia solare che raggiunge la Terra. Questa è la fonte primaria di energia per il sistema climatico terrestre.
  2. Riflessione Solare (αP_Sun): Una parte significativa di questa energia solare viene riflessa nello spazio. L’albedo, simbolizzato da α, quantifica la frazione dell’energia solare riflessa rispetto a quella assorbita dalla Terra e dalla sua atmosfera.
  3. Emissione Terrestre (I_Earth): Dopo aver assorbito energia solare, la superficie della Terra si riscalda e rilascia energia sotto forma di radiazione infrarossa. Questa emissione è rappresentata dalla freccia che si allontana dalla Terra.
  4. Riemissione Atmosferica (0,5(Gw + Gv + GCO2)): L’energia emessa dalla superficie terrestre viene in parte assorbita dall’acqua liquida, dal vapore acqueo e dall’anidride carbonica presenti nell’atmosfera. Questi gas serra riemettono energia sotto forma di calore, sia nello spazio sia di nuovo verso la superficie terrestre, il che è cruciale per l’effetto serra. La cifra 0,5 indica che una porzione di questa energia viene riemessa, contribuendo al riscaldamento atmosferico.

La figura quindi illustra come l’energia solare interagisca con la Terra e la sua atmosfera, mostrando come i processi di riflessione, assorbimento e riemissione siano interconnessi nel modellare il clima del nostro pianeta. Questi processi sono essenziali per comprendere il bilancio energetico globale e gli effetti del riscaldamento globale.

Nel testo si esamina come la capacità di riemissione energetica dell’acqua liquida nelle nuvole, dipenda dalla temperatura. Viene spiegato che questa energia riemessa è proporzionale sia alla densità dell’acqua che al volume di acqua liquida che effettivamente riemette l’energia precedentemente assorbita dal sole. Inoltre, si nota che questo volume di riemissione è inversamente proporzionale al volume totale di acqua liquida presente nelle nuvole e, di conseguenza, anche alla copertura nuvolosa.

Il testo introduce anche una discussione sull’interazione tra le variazioni nell’estensione della copertura nuvolosa e l’intensità dei raggi cosmici (GCR). Si cita la ricerca che suggerisce come solo una frazione minore (circa il 23%) della copertura nuvolosa possa essere spiegata dagli effetti dei raggi cosmici, attraverso un meccanismo che favorisce la formazione dei nuclei di condensazione delle nuvole (CCN) nell’atmosfera più bassa. Tuttavia, se vi è una correlazione effettiva tra l’intensità dei GCR e la copertura nuvolosa, la maggior parte di questa (oltre il 77%) dovrebbe essere attribuita a una fonte di CCN ancora non identificata, la cui nucleazione differisce da quella indotta dagli ioni, ma che è influenzata dall’attività solare.

Il testo conclude esplorando la possibilità che l’intensità dei raggi cosmici e l’estensione della copertura nuvolosa siano interconnesse, indicando che ci sono ancora molte incertezze riguardo alle precise dinamiche di formazione delle nuvole e ai loro impatti sul clima globale.

Il testo analizza un interessante meccanismo “neutro” di nucleazione degli aerosol, che era stato previsto teoricamente già diversi anni fa e recentemente confermato attraverso esperimenti diretti sulla nucleazione atmosferica. Questi studi hanno dimostrato che, in particolari ambienti come le foreste boreali, il meccanismo neutro di nucleazione degli aerosol è predominante rispetto a quello indotto dagli ioni.

Un’altra importante sorgente di nuclei di condensazione delle nuvole (CCN) è il dimetilsolfuro (DMS), prodotto dal plancton marino. Questo composto chimico, una volta rilasciato nell’atmosfera, si trasforma in aerosol solfato neutro. La produzione di DMS è strettamente legata alle condizioni climatiche, in particolare all’insolazione e alla temperatura, che influenzano la popolazione di fitoplancton. È stato stimato che oltre il 40% della copertura nuvolosa globale può essere attribuita a questa sorgente naturale.

Questo contesto suggerisce che la combinazione delle fonti di CCN neutri, come il DMS, con quelle dei meccanismi di nucleazione indotti dagli ioni, quali i raggi cosmici (GCR), può spiegare la correlazione osservata tra l’intensità dei raggi cosmici e l’estensione della copertura nuvolosa.

In sintesi, il documento discute come variazioni nell’intensità dei raggi cosmici possano influenzare il volume delle nuvole: a bassi livelli di intensità dei raggi cosmici, un aumento della temperatura favorisce il meccanismo neutro di nucleazione, aumentando il volume delle nuvole e l’energia di riemissione fino a un certo limite. Al contrario, ad alta intensità di raggi cosmici, il volume delle nuvole cresce leggermente a causa della competizione tra i meccanismi neutri e quelli indotti dagli ioni. Questa crescita prosegue fino a un valore soglia, superato il quale l’energia di riemissione delle nuvole diminuisce notevolmente. I raggi cosmici, quindi, funzionano come un innesco per un meccanismo che regola le variazioni dell’energia di riemissione delle nuvole nell’atmosfera.

Per illustrare chiaramente questo effetto di innesco, esaminiamo i risultati di una simulazione che impiega semplici sottomodelli dei “biliardi climatici delle nuvole” in un campo elettrico terrestre. Questi modelli considerano l’effetto dei raggi cosmici sulle nuvole, integrando sia la microfisica sia la macrofisica degli effetti aerosol indiretti, come studiato da vari autori nel corso degli anni (Twomey, Kaufman e Fraser, Breon et al., Kaufman et al., Lyon). Per semplicità, analizziamo solo due scenari estremi.

In entrambi i casi, la concentrazione iniziale dei nuclei di condensazione è identica. Nel primo scenario, si osserva un’intensità media di raggi cosmici, che, secondo le stime consolidate, contribuiscono alla formazione di non più del 23% di nuclei di condensazione “caricati”, rispetto al totale dei nuclei (sia neutri che caricati), attraverso un meccanismo indotto dagli ioni. Nel secondo scenario, l’intensità dei raggi cosmici è mediamente ridotta del 15% rispetto al primo, in linea con i dati sperimentali disponibili. Proseguiamo con un’esplorazione più dettagliata di questi scenari.

La Figura 6 illustra il modello di biliardo climatico, un metodo utilizzato per simulare l’effetto dei raggi cosmici (GCR) sulle nuvole attraverso due scenari estremi:

  1. Parti (a) e (b):
    • (a): Questo scenario mostra una situazione in cui l’intensità dei GCR è al massimo mentre quella della radiazione solare è al minimo. Le gocce nel modello sono rappresentate in due forme: cerchi grigi per quelle formate tramite un meccanismo indotto dagli ioni e cerchi vuoti per quelle generate tramite un meccanismo neutro.
    • (b): Qui, il caso è inverso rispetto a (a), con l’intensità dei GCR al minimo e quella della radiazione solare al massimo. Le gocce continuano a essere rappresentate con lo stesso schema di colori di (a), posizionate in un campo elettrico indicato come 𝐸𝑟Er​.
  2. Parte (c):
    • Questo grafico mostra come varia l’intensità relativa della radiazione solare dispersa a diversi angoli di dispersione, per differenti intensità di GCR. I dati mostrano l’effetto della dispersione sia nel semisfero anteriore che in quello posteriore, offrendo una visualizzazione di come le goccioline influenzino la diffusione della luce in condizioni variabili di radiazione solare e GCR. La temperatura, indicata in questo grafico, è calcolata tramite una specifica equazione.

In conclusione, la Figura 6 serve per visualizzare come le variazioni nell’intensità dei GCR possano influenzare la formazione delle goccioline nelle nuvole e la dispersione della luce solare attraverso di esse, mostrando come i diversi meccanismi di formazione delle gocce reagiscono a condizioni ambientali diverse in un campo elettrico. Questo approccio aiuta a comprendere meglio l’interazione tra fenomeni fisici complessi che regolano il clima terrestre.

Nel primo scenario rappresentato nella Figura 6a, sono stati utilizzati specifici parametri per la simulazione del modello di biliardo climatico. Il setup include un semicerchio con un raggio di 136 unità arbitrarie e una distanza centrale tra i semicerchi di 299 unità. Le gocce d’acqua, sia neutre che cariche, hanno raggi di 1 e 2 unità arbitrarie rispettivamente, mentre i centri di condensazione interni delle gocce hanno raggi di 0,1 e 0,2 unità. Queste dimensioni sono state scelte per specifiche ragioni che verranno spiegate in seguito. In totale, sono presenti 600 gocce d’acqua, posizionate in modo tale che la distanza tra loro sia superiore al doppio del raggio delle gocce cariche, ovvero più di 4 unità arbitrarie.

Il modello considera un volume fisso di “biliardo di nuvole” riempito da vapore acqueo (con indice di rifrazione di 1.00) e da gocce d’acqua “neutrali” (con indice di rifrazione di 1.33). La disposizione e la concentrazione delle gocce sono state studiate per riflettere una distribuzione realistica in questo ambiente simulato.

Inoltre, il modello assume che il biliardo sia esposto sia alla radiazione solare che ai raggi cosmici, con uno spettro energetico medio e intensità costante. La radiazione solare, all’interno e ai margini del biliardo, segue le leggi dell’ottica geometrica, senza considerare l’assorbimento nel vapore acqueo. La radiazione viene completamente riflessa dalle superfici dei nuclei di condensazione “solidi” interni.

Un dettaglio cruciale è che il raggio interno delle gocce è stato scelto in modo che, in un esperimento estremo, l’albedo risultante, ovvero la percentuale di radiazione riflessa, sia circa del 30%, come confermato dalle misurazioni ben note di Goode e altri nel 2001.

Infine, si considera che il biliardo di nuvole, essendo situato in un campo elettrico terrestre, abbia una bassa conduttività, il che limita la diffusione delle particelle cariche in questo ambiente. Questa configurazione rappresenta un approccio dettagliato per studiare l’interazione tra raggi cosmici, radiazione solare e formazione delle nuvole in un contesto controllato e simulato.

Durante l’irraggiamento nel biliardo climatico, si verificano contemporaneamente due processi chiave legati agli aerosol: la formazione di nuclei di condensazione carichi (CCN) seguita dalla condensazione e dalla crescita delle gocce d’acqua cariche attraverso la cattura di gocce neutre, noto come il secondo effetto aerosol indiretto, e l’aumento della concentrazione delle gocce neutre, che si verifica a causa del raffreddamento concomitante, rappresentando il primo effetto aerosol indiretto. È la competizione tra questi due processi a determinare le proprietà ottiche reali del biliardo di nuvole, come illustrato nella Figura 6.

Più nel dettaglio, sotto l’azione dei raggi cosmici (GCR) e mediante il meccanismo di nucleazione indotto dagli ioni, si formano i CCN carichi all’interno del biliardo. Dopo che il vapore acqueo si è condensato su questi nuclei, emergono le gocce d’acqua cariche. Studi precedenti indicano che queste costituiscono circa il 23% del totale delle gocce d’acqua, sia cariche che neutre. Successivamente, queste gocce cariche si muovono lentamente attraverso i campi gravitazionali ed elettrici terrestri, catturando principalmente le gocce neutre tramite collisioni e coalescenza. Durante questo processo, i raggi interni ed esterni delle gocce cariche raddoppiano, diventando rispettivamente 2 e 0,2 unità arbitrarie, come mostrato dai cerchi rossi nella Figura 6a.

L’aumento del raggio esterno della goccia d’acqua, su un livello qualitativo, è influenzato dalla relazione sperimentale osservata tra la dimensione delle gocce di nuvola e l’indice degli aerosol (Figura 2). Questo dettaglio sottolinea come specifiche interazioni microfisiche all’interno del biliardo modellino le caratteristiche macroscopiche delle nuvole.

Il volume aggiuntivo di acqua, sotto forma di goccioline cariche, incrementa l’albedo della radiazione solare. Al contempo, il raffreddamento dei cumuli di nuvole causato da questo aumento dell’albedo, noto come effetto Twomey, stimola la condensazione del vapore acqueo. Questo processo porta a un incremento della concentrazione di goccioline neutre.

Esaminiamo ora la dinamica delle goccioline negativamente cariche. Anche nel loro limitato movimento ascendente, causato dal campo elettrico terrestre, queste goccioline tendono ad attrarre con alta probabilità le goccioline neutre vicine e statiche. Presto, la forza di gravità supera quella di Coulomb, e le goccioline iniziano a muoversi lentamente verso il basso. Questo movimento le porta a replicare il comportamento delle goccioline positivamente caricate o a coalescere con esse, trasformandosi in gocce neutre.

Verso la base della nuvola, le goccioline cariche raggiungono una configurazione di carica equilibrata, formando quello che viene chiamato uno strato elettrico doppio (DEL), con le goccioline negativamente caricate sopra e quelle positivamente caricate sotto. La direzione opposta tra l’intensità dello strato elettrico doppio e il campo elettrico terrestre riduce la conducibilità all’interno dello strato. La presenza di zone a bassa conducibilità nelle nuvole è un fenomeno noto da tempo. La formazione di questo strato elettrico doppio presso la base della nuvola contribuisce alla notevole stabilità della stessa, aumentando il contenuto d’acqua, la durata e l’estensione della copertura nuvolosa. Questo meccanismo di formazione dello strato elettrico doppio è fondamentale per comprendere gli effetti micro e macrofisici del cosiddetto secondo effetto indiretto degli aerosol.

Come menzionato in precedenza, la competizione tra il processo di aumento delle goccioline cariche e la formazione di nuove goccioline neutre determina le proprietà ottiche dei cumuli di nuvole. Secondo il nostro modello, l’incremento delle goccioline cariche avviene principalmente a scapito delle goccioline neutre. Calcoliamo che, a causa di questa competizione, il numero totale di goccioline cariche nei cumuli sia circa il 23% del totale, ovvero 140 goccioline su 600. In sostanza, le goccioline cariche, crescendo, assorbono il volume d’acqua proporzionale a quello di tutte le goccioline neutre generate dall’effetto Twomey.

Nel secondo scenario (Fig. 6b), secondo i dati sperimentali di Marsh e Svensmark del 2000 e Svensmark e Calder del 2007, l’intensità della radiazione solare aumenta dello 0,1% rispetto al primo caso estremo. Contemporaneamente, l’intensità dei raggi cosmici diminuisce del 15% rispetto al primo caso. Questo scenario corrisponde a 119 goccioline cariche su un totale di 600 goccioline per billiards. I raggi interno ed esterno di queste goccioline cariche sono rispettivamente di 1,5 e 0,15 unità arbitrarie. La riduzione di questi raggi rispetto al primo caso estremo simula un abbassamento dell’intensità del campo elettrico terrestre, o più precisamente, della corrente di conduzione in condizioni di bel tempo (circa 2 picoampere per metro quadrato) che scorre tra l’ionosfera e la Terra, influenzata dall’ionizzazione dei raggi cosmici come suggerito da Carslaw et al. nel 2002.

I risultati del calcolo sperimentale sono mostrati in Fig. 6c. Qui si osserva chiaramente il marcato effetto di innesco nel cambiamento dell’intensità della radiazione solare diffusa nelle emisferi anteriore e posteriore. L’angolo di diffusione è calcolato in un sistema di coordinate centrato sul centro geometrico dei billiards. Per simulare le traiettorie dei raggi solari che incidono sulla superficie del billiard con un angolo di 60 gradi, sono state applicate le leggi dell’ottica geometrica. Secondo le valutazioni sperimentali di Marsh e Svensmark del 2000 e Svensmark e Calder del 2007, il numero di traiettorie nei due esperimenti differisce solo dello 0,1%, essendo rispettivamente di 999000 e 1000000. Inoltre, la variazione dell’intensità integrale relativa della radiazione solare diffusa in avanti è circa del 2,41% in entrambi i casi, che, considerando la costante solare di 1366,2 W/m² (Frohlich e Lean, 1998), si traduce in un deficit di radiazione diffusa in avanti di circa 32,9 W/m². Questo dato corrisponde bene con la stima climatica attuale che attribuisce alla copertura nuvolosa globale un effetto di raffreddamento di circa 27,7 W/m² (Marsh e Svensmark, 2000; Svensmark e Calder, 2007).

È importante notare che questa variazione, o meglio, questo deficit di radiazione solare diffusa in avanti, potrebbe essere affinato considerando nella simulazione gli effetti dell’assorbimento e piccoli cambiamenti (circa il 2%) nella copertura nuvolosa dovuti alla dispersione delle goccioline cariche nel campo elettrico terrestre, come nel primo caso estremo. Tuttavia, questo non è un punto cruciale poiché l’esempio presentato è da intendersi solo come una dimostrazione visiva dell’effetto di innesco dovuto agli effetti indiretti degli aerosol, in un contesto di intensa competizione tra meccanismi neutri e indotti da ioni per la formazione di nuclei di condensazione stabili. Questa analisi richiede risorse computazionali elevate e un esame più approfondito, che esulano dagli scopi di questo studio.

È noto che il meccanismo di soglia per le variazioni della potenza di riemissione delle nuvole funziona efficacemente solo quando si verificano piccole variazioni nel volume delle nuvole e nell’area di copertura corrispondente. Queste variazioni sono state osservate sperimentalmente e si manifestano precisamente nel punto di biforcazione della potenza di riemissione delle nuvole rispetto al loro volume o area di copertura. La bistabilità di alcuni processi nel sistema climatico terrestre, come la riemissione delle nuvole, che sono collegati alla nota bistabilità dell’attività solare, conferma questo fenomeno. Il meccanismo di biforcazione che governa le variazioni della potenza di riemissione delle nuvole riflette la relazione fisica tra l’intensità dei raggi cosmici e la copertura nuvolosa.

Proseguendo, supponiamo che la potenza media di radiazione per unità di massa di acqua liquida dipenda linearmente dalla temperatura del sistema climatico terrestre. Da qui, viene introdotta una relazione lineare tra questa potenza di radiazione e la temperatura del sistema.

Passiamo ora ai dettagli e alle sfide nel calcolare la variazione temporale dell’intensità dei raggi cosmici. Inizialmente, è essenziale considerare due fattori principali negli strati superiori dell’atmosfera: le modulazioni causate dal vento solare e il blocco della componente a bassa energia dello spettro dei raggi cosmici a causa dei campi geomagnetici. Il primo fenomeno è strettamente legato all’attività solare e mostra significative variazioni annuali, oltre a correlare con l’eccentricità orbitale della Terra su un arco temporale di circa 10.000 anni. Il secondo fenomeno dipende dalla latitudine geografica e mostra una debole dipendenza temporale.

Inoltre, il vento solare rallenta i raggi cosmici. Questo processo è generalmente descritto attraverso il modello di convezione e diffusione, che fornisce una formula per lo spettro osservato dei raggi cosmici. Questo spettro è influenzato da vari fattori come la distanza dal Sole, la velocità del vento solare e il coefficiente di diffusione, basandosi sullo spettro nello spazio interstellare che varia in funzione del momento delle particelle.

Questo effetto raggiunge il suo massimo sia durante i picchi di attività solare, su scale temporali superiori ai 10 anni, sia quando l’eccentricità dell’orbita terrestre è al minimo su scale temporali millenarie. Per esempio, nei periodi di minima attività solare, l’intensità del fascio di protoni con energia di 1 GeV è doppia rispetto ai periodi di massima attività solare. Studi hanno dimostrato che questo effetto si riduce a meno del 10% per protoni con energia di 10 GeV.

Attualmente, è impossibile utilizzare certe equazioni o i dati derivati dalle tracce nei meteoriti per ricostruire l’evoluzione temporale dell’intensità dei raggi cosmici su scale temporali millenarie. Di conseguenza, sembra che verificare un modello climatico globale basato su due parametri principali – l’insolazione e l’intensità dei raggi cosmici – confrontando i risultati del modello con le serie storiche di dati sulle paleotemperature, come quelle ottenute dai carotaggi del ghiaccio di Vostok e EPICA, possa essere un problema complesso e di difficile soluzione a prima vista. Tuttavia, crediamo ci sia un approccio che permetta di aggirare questa difficoltà, anche se in modo approssimativo e con alcune limitazioni.

È noto che l’intensità dei raggi cosmici che arrivano fino alla media troposfera è influenzata dal vento solare. Quest’ultimo, nel suo movimento, non solo “spazza” i protoni galattici ma influisce anche sul campo magnetico terrestre attraverso processi di ricongiungimento magnetico. Traducendo queste interazioni in formule, emerge una correlazione inversa approssimativa tra le variazioni dell’intensità dei raggi cosmici e quelle del campo magnetico terrestre.

Si ricorda che la formula citata è solamente una approssimazione approssimativa, e i limiti fisici di questa saranno esaminati successivamente. Il nostro intento di passare dal campione temporale dell’intensità dei raggi cosmici a quello del campo magnetico terrestre è motivato dalla possibilità di determinare il campione temporale del campo magnetico attraverso dati paleomagnetici sperimentali. Ad esempio, è possibile calcolare l’evoluzione temporale delle variazioni del campo magnetico terrestre su scala millenaria basandosi su misure di magnetizzazione e suscettibilità magnetica. Questi dati necessari per un periodo che spazia da 0 a 2,25 milioni di anni sono reperibili nella letteratura scientifica.

In questo contesto, prendendo in considerazione la relazione tra l’intensità dei raggi cosmici e le variazioni del campo magnetico terrestre, possiamo descrivere l’energia di riemissione dell’acqua liquida nelle nuvole come dipendente dalle variazioni del campo magnetico. In maniera simile, possiamo calcolare l’energia del calore riradiato dal vapore acqueo nelle nuvole.

Per stabilire come il potere calorifico del diossido di carbonio dipenda dalla temperatura del sistema climatico terrestre, ci affidiamo ai dati storici che tracciano l’evoluzione delle paleotemperature di superficie e le concentrazioni di diossido di carbonio degli ultimi 420.000 anni, ottenuti dai carotaggi del ghiaccio di Vostok, e degli ultimi 740.000 anni dai carotaggi di EPICA. Questi dati dimostrano una chiara correlazione lineare. Di conseguenza, possiamo presumere che la relazione tra il potere calorifico del diossido di carbonio e la temperatura del sistema climatico terrestre sia anch’essa lineare.

Questa dipendenza può essere teoricamente spiegata anche attraverso un modello tridimensionale che studia la dinamica della radiazione nell’atmosfera, prendendo in considerazione la redistribuzione dell’energia e lo scambio termico nella miscela gassosa atmosferica composta da CO2, N2, O2 e H2O. Questi gas interagiscono con la radiazione elettromagnetica e, a seguito dell’assorbimento di questa radiazione, le molecole dei gas si ridistribuiscono sui diversi livelli energetici. Quando l’assorbimento raggiunge la saturazione, si verifica una variazione nel fattore di assorbimento dei gas. In particolare, la formazione e accumulo di molecole di azoto eccitate, dovute al trasferimento di eccitazione dalle molecole di CO2, modificano la polarizzabilità dell’ambiente mantenendo però una dipendenza lineare del calore dall’energia termica rispetto alla temperatura del sistema climatico terrestre.

È interessante notare che l’albedo effettivo, ovvero la riflessione media della radiazione solare dalla Terra, è definito da una parametrizzazione continua che risulta essere particolarmente efficace in un determinato intervallo di temperature.

Infine, integrando tutti i contributi parziali dei flussi di calore in un’equazione di bilancio energetico complessiva, emergono delle funzioni che dipendono strettamente da due parametri principali. Questo insieme di funzioni rappresenta un potenziale di catastrofe del tipo assemblaggio, una struttura complessa che aiuta a comprendere come vari fattori contribuiscano al bilancio energetico globale. Le dimensioni di alcune costanti utilizzate in queste funzioni sono stabilite in base a principi teorici ben definiti, riflettendo l’interdipendenza tra vari elementi atmosferici e la loro influenza sul clima terrestre.

Proseguendo con la nostra analisi, ci concentreremo sulla forma di un’equazione particolarmente complessa, nota come “equazione disturbata” o, più tecnicamente, “equazione del tipo catastrofe assembleare”. Questa equazione si riferisce all’incremento della temperatura rispetto a una temperatura media, T0, calcolata per un determinato intervallo di tempo. Allo stesso tempo, abbiamo utilizzato un’equivalenza per esprimere l’incremento del primo termine dell’equazione originale.

È importante sottolineare che, per simulare il sistema climatico terrestre, si utilizza spesso una variazione normalizzata dell’insolazione, con una media di variazione zero e una dispersione standard specificata. Sviluppando un’equazione in relazione a questo incremento di temperatura, deriviamo un’espressione per l’incremento del potere calorifico.

Inoltre, nella seconda parte di questo lavoro, esamineremo più dettagliatamente la scelta di utilizzare valori ridotti per alcuni termini chiave.

Infine, introduciamo la forma canonica di un particolare tipo di catastrofe, che rappresenta un insieme di punti che soddisfano un sistema definito di relazioni. In sostanza, il problema generale di biforcazione, che consiste nel trovare la soluzione che corrisponda alla temperatura media globale e al suo incremento, è ridotto alla ricerca di un insieme di soluzioni per queste relazioni, seguendo un percorso appropriato dei parametri di controllo nello spazio dei parametri governativi.

4. Principio dell’invarianza strutturale nei modelli gerarchici

Prima di analizzare i dettagli dell’esperimento computazionale e dei suoi risultati, come descritto da Rusov e collaboratori nel 2010, è importante concentrarsi su alcuni aspetti concettualmente significativi che riguardano la gerarchia degli stati climatici su diverse scale temporali e le possibili interconnessioni tra di essi. In particolare, risulta affascinante esplorare il legame nascosto tra il modello climatico multizonale della Terra, basato su decenni, e quello monozonale del clima globale, che considera millenni, specialmente per quanto riguarda la fisica della gerarchia degli stati climatici a varie scale temporali. Sorprendentemente, esiste una connessione, dovuta al principio dell’invarianza strutturale delle equazioni gerarchiche. Esaminiamo le caratteristiche di questo principio. Di fronte a questo contesto, ci si può chiedere: “Cosa ci riserva il futuro? Un riscaldamento globale causato dalla crescita incontrollata delle concentrazioni di CO2 antropogenica nell’atmosfera o, forse, un brusco raffreddamento globale a causa dell’attività solare minima, la più bassa degli ultimi due secoli, che inizierà nel 2020 con il ciclo solare di Schwabe?” Per rispondere a questa domanda, è essenziale comprendere il vero meccanismo fisico che sta alla base dei cambiamenti climatici su scale temporali brevi, come 20-30 anni, ovvero il modello fisico effettivo del clima terrestre.

Si può affermare che nessuno dei modelli meteorologici multizonali esistenti attualmente è in grado di rispondere a questa domanda, poiché tutti falliscono nel rispettare il principio fondamentale della costruzione di modelli gerarchici: l’invarianza strutturale delle equazioni di bilancio del clima e del tempo meteorologico globali. Questo implica che il sistema di equazioni del modello meteorologico multizonale, quando condensato nell’equazione di bilancio di un modello monozonale, conserva quasi interamente la struttura e le proprietà, inclusi i parametri chiave, del modello climatico globale su scale temporali intermedie (millenarie) e molto lunghe (milioni di anni). In altre parole, il principio dell’invarianza strutturale delle equazioni climatiche e meteorologiche predispone e definisce una strategia chiara e olistica per lo studio dei cambiamenti climatici globali da una prospettiva di fisica non lineare su diverse scale temporali.

L’approccio adottato in questo studio, come presentato nel documento e nelle referenze (Rusov et al, 2010), è metodico. Inizialmente, è essenziale identificare e definire il gruppo di parametri chiave che influenzano l’equazione di bilancio energetico del modello climatico globale su una scala temporale millenaria. Successivamente, il modello deve essere validato confrontandolo con dati sperimentali paleotermici consolidati, come quelli forniti dai membri della comunità EPICA nel 2004 e da Petit et al nel 1999. Se vi è una corrispondenza soddisfacente tra i risultati teorici e quelli sperimentali, ciò conferma che il modello ha correttamente interpretato il significato fisico dei parametri di governo, come le variazioni dell’insolazione e dell’intensità dei raggi cosmici. Solo dopo aver “decifrato” la fisica del processo, è possibile procedere con la costruzione di un modello meteorologico multizonale per la Terra su una scala temporale più breve, considerando le specificità delle scale temporali menzionate.

La seconda parte di questo studio (Rusov et al, 2010) si concentra sulla validazione delle soluzioni delle equazioni (29)-(30) del modello di bilancio energetico del clima globale terrestre, utilizzando i ben noti dati sperimentali sulle evoluzioni delle paleotemperature della superficie terrestre, come quelli derivanti dai carotaggi del ghiaccio di Vostok degli ultimi 420 mila anni e quelli dell’EPICA degli ultimi 740 mila anni.

La Figura 7 rappresenta una visualizzazione tridimensionale che aiuta a comprendere come diversi fattori ambientali influenzino le variazioni di temperatura. Ogni asse della figura rappresenta un diverso fattore o parametro:

  1. Asse Verticale: Questo asse mostra la variazione della temperatura, indicando come essa aumenta o diminuisce in base a combinazioni di vari fattori.
  2. Altri Due Assi: Questi assi rappresentano variabili che contribuiscono alla variazione di temperatura. Includono elementi come l’esposizione solare, l’intensità dei raggi cosmici e la concentrazione di CO2 nell’atmosfera. Questi elementi sono fondamentali per capire le dinamiche del clima terrestre.
  3. Aree Ombreggiate: Le aree tratteggiate o ombreggiate nella figura indicano regioni dove le soluzioni sono instabili. In termini semplici, ciò significa che in queste zone, piccoli cambiamenti nei fattori possono causare grandi fluttuazioni della temperatura, rendendo il sistema più imprevedibile e potenzialmente propenso a cambiamenti rapidi e significativi.

La figura utilizza una rappresentazione visiva per mostrare come interazioni complesse tra diversi fattori climatici possano influenzare la stabilità del clima. Questo tipo di rappresentazione aiuta a visualizzare e prevedere i comportamenti del clima sotto diverse condizioni, enfatizzando le aree di instabilità dove i cambiamenti possono essere più pronunciati.

https://arxiv.org/abs/0803.2765

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