1
Capitolo 1 LA RADIAZIONE ELETTROMAGNETICA
Per comprendere l’utilizzo delle tecniche di telerilevamento, in particolare del radar e del satellite meteorologico, nell’analisi della formazione e dell’evoluzione delle celle
temporalesche e nelle previsioni del tempo a breve termine (nowcasting), è necessaria la conoscenza delle proprietà di base delle onde elettromagnetiche e degli effetti dell’atmosfera ha su queste onde man mano che si propagano tra il radar e le idrometeore e tra i sistemi nuvolosi e i sensori montati sul satellite.
1.1 Onde elettr omagnetiche Le onde elettromagnetiche sono perturbazioni connesse a cariche elettriche oscillanti che generano un campo elettrico (E) e un campo magnetico (H) variabile (nello spazio e nel tempo) associati tra loro e propagantisi sotto forma di onda (vedi figura 1.1). Le proprietà delle onde elettromagnetiche sono definite matematicamente dalle equazioni di Maxwell, che legano in maniera indissolubile il campo elettrico e il campo magnetico. Va tenuto conto che un campo elettrico variabile produce, in direzione perpendicolare a se stesso, un campo magnetico pure variabile e, analogamente, un campo magnetico variabile produce,
in direzione perpendicolare a se stesso, un campo elettrico pure variabile. Ne risulta un campo elettromagnetico che si propaga nello spazio sotto forma di onda elettromagnetica, spesso indicata come radiazione elettromagnetica o energia radiante.
Fig. 1.1: Onda elettromagnetica Sorgenti di onde elettromagnetiche sono circuiti elettrici oscillanti, come quelli che costituiscono le antenne. Nelle antenne trasmittenti le cariche elettriche sono fatte oscillare da appositi circuiti elettronici; le onde elettromagnetiche che raggiungono un’antenna ricevente mettono in oscillazione le cariche in essa presenti e l’oscillazione è rivelata da un circuito elettronico. Le onde elettromagnetiche si propagano attraverso lo spazio vuoto alla velocità della luce (c) e interagiscono con la materia che incontrano lungo il loro percorso.
I parametri che caratterizzano un’onda elettromagnetica sono la lunghezza d’onda (l), il periodo (T), la frequenza (n) e la velocità di propagazione (v).
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 2
La lunghezza d’onda (l) è la lunghezza di un ciclo dell’onda , che può essere misurata come la distanza tra due successivi punti corrispondenti dell’onda, per esempio fra due creste (i due punti si dicono in concordanza di fase). La lunghezza d’onda si misura in metri (m) o in sottomultipli del metro come i manometri (nm, 10 9 m), micrometri (mm, 10 6 m) o centimetri (cm, 10 2 m). Il periodo (T), come mostrato in figura 1.2, è l’intervallo di tempo in cui avviene un’oscillazione completa.
Fig. 1.2: Periodo di un’onda La frequenza (n) è il numero di cicli di un’onda in un determinato punto nell’unità di tempo; si misura in hertz (Hz), equivalente ad un ciclo al secondo, ed è l’inverso del periodo. La velocità di propagazione (v) è la velocità con cui si sposta l’oscillazione lungo la direzione di propagazione. La velocità delle onde elettromagnetiche in un mezzo dipende dal mezzo stesso e da l. Lunghezza d’onda e frequenza sono legate dalla relazione:
λν c = (1.1) Più piccola è la lunghezza d’onda, più alta è la frequenza. Viceversa, maggiore è la
lunghezza d’onda, più bassa è la frequenza. Si definisce spettro elettromagnetico l’insieme continuo delle componenti della radiazione elettromagnetica distribuite in funzione della frequenza, della lunghezza d’onda o del numero d’onda. Quanto più è alta la frequenza di un’onda elettromagnetica (cioè tanto più è piccola la lunghezza d’onda) tanto maggiore è l’energia ad essa associata. Lo spettro elettromagnetico si suddivide in alcune regioni che, procedendo nel senso della frequenza decrescente, comprendono: raggi g, raggi x, radiazione ultravioletta, radiazione visibile, raggi infrarossi, microonde e onde radio (fig. 1.3 e tab. 1.1).
Fig 1.3: Spettro elettromagnetico
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 3
Tabella 1.1: Spettro elettromagnetico Regione Range Sottoregione Range ULF (ultralow) 10 7 � 10 8 m ELF (extremely low) 10 6 � 10 7 m VF (voice) 10 5 � 10 6 m VLF (very low) 10 4 � 10 5 m LF (low) 10 3 � 10 4 m MF (medium) 10 2 � 10 3 m HF (high) 10 � 10 2 m VHF (very high) 1 � 10m
Onde radio 10 2 � 10 8 m 3 � 10 10 Hz
UHF (ultrahigh) 10 1 � 1m SHF (super high) 10 2 � 10 1 m Microonde 10 3 � 3�10 1 m 1 � 300GHz EHF (extremely high) 10 3 � 10 2 m
lontano 1000 � 30mm medio 30 � 3mm Infrar osso 10 6 � 10 3 m 10 11 � 10 14 Hz vicino 3 � 0.75mm
rosso 770 � 622 nm arancione 622 � 597 nm giallo 597 � 577 nm verde 577 � 492 nm blu 492 � 455 nm Visibile 0.4� 0.75mm 10 14 � 2�10 14 Hz viola 455 � 390 nm UV A 400 � 320 nm UV B 320 � 280 nm Ultravioletto 10 8 � 10 7 m 10 15 � 10 16 Hz vacuum UV < 200 nm Raggi X 10 11 � 10 9 m 10 17 � 10 19 Hz
Raggi g 10 13 � 10 11 m 10 19 � 10 21 Hz
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 4
La radiazione elettromagnetica è generalmente classificata mediante la lunghezza d’onda, ma, come ci ha mostrato l’equazione (1.1), si possono anche usare la frequenza ed il numero d’onda (vedi equazione (1.6)). La frequenza ha il vantaggio, rispetto alla
lunghezza d’onda, di non variare nel passaggio della radiazione da un mezzo all’altro. La frequenza n è definita come
vac med c v λ λ n = = (1.2)
dove c e v sono le velocità di propagazione per la radiazione elettromagnetica nel vuoto e
in un mezzo rispettivamente, lvac è la lunghezza d’onda nel vuoto mentre lmed è quella nel mezzo. Nel vuoto la velocità di propagazione è una costante e vale c = 2.998�10 8 m/s. La velocità v in un mezzo è ottenuta mediante l’indice di rifrazione n:
n c v = (1.3) La parte ottica dello spettro E.M. è la parte di spettro in cui possono essere applicate le leggi dell’ottica. Tali leggi riguardano fenomeni, come la riflettanza e la rifrazione, che possono essere usati per mettere a fuoco la radiazione. L’intervallo ottico si estende dai raggi X (0.02 mm) attraverso la parte del visibile fino al lontano infrarosso (1000 mm)
incluso. La parte di spettro E.M. dell’UV (ultravioletto) ha le lunghezze d’onda più corte che vengono utilizzate per il telerilevamento. L’intervallo delle microonde copre le
lunghezze d’onda che vanno da 1 mm a 1 m. La regione visibile dello spettro è comunemente chiamata “ luce” e occupa una porzione relativamente piccola dello spettro E.M. E’ importante notare come questa sia l’unica parte dello spettro a cui sai possibile associare il concetto di colore. Le lunghezze d’onda più lunghe utilizzate per il
telerilevamento sono quelle nelle regioni dell’infrarosso termico e delle microonde. L’infrarosso termico dà informazioni relative alla temperatura della superficie che si vuole studiare, le microonde invece possono dare informazioni circa la rugosità delle superfici e le proprietà di queste ultime come per esempio il contenuto d’acqua. Ricapitolando, si può dire che il telerilevamento si occupa prevalentemente delle bande delle microonde, dell’infrarosso (vicino e termico), del visibile e, più raramente, dell’ultravioletto, oltre il quale non si va praticamente mai. Una ulteriore suddivisione della radiazione termica è in onda corta e in onda lunga per l < 4 mm e l > 4 mm rispettivamente. Molte caratteristiche dell’energia elettromagnetica possono essere descritte usando il modello delle onde, come visto sopra. Per alcuni scopi, invece, l’energia elettromagnetica è modellata più convenientemente con la teoria delle particelle, nella quale l’energia elettromagnetica è composta da unità discrete chiamate fotoni. Questo approccio viene usato per quantificare, ad esempio, l’ammontare di energia misurata dai sensori multispettrali. La quantità di energia portata da un fotone di una specifica lunghezza d’onda è data da: E hn = (1.4)
dove E è l’energia di un fotone (J), h è la costante di Planck (6.6262�10 34 J�s) e n la frequenza (Hz). Dall’equazione scritta sopra, si vede che a lunghezze d’onda maggiori corrisponde un minore contenuto energetico. I raggi Gamma (intorno a 9 � 10 m) sono i più energetici, mentre le radio onde (> 1 m) le meno energetiche. Una conseguenza
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 5
importante per il telerilevamento è che è molto più difficile misurare le onde elettromagnetiche lunghe piuttosto che quelle corte essendo la potenza della radiazione retrodiffusa dagli oggetti in studio parecchi ordini di grandezza inferiore rispetto a quella
trasmessa.
1.2 Polar izzazione
Si definisce onda elettromagnetica piana un’onda in cui il cui campo elettrico E ed il campo magnetico H dipendono, in un determinato sistema di riferimento cartesiano, solo dal tempo e dalla coordinata dell’asse lungo cui avviene la propagazione dell’onda, assumendo quindi lo stesso valore nei punti di un piano ortogonale a tale asse. Per definire il concetto di polarizzazione di un’onda elettromagnetica piana è sufficiente specificare il comportamento del campo elettrico E dal momento che il campo magnetico H è sempre ortogonale ad E. Descriviamo pertanto un’onda armonica piana tramite le equazioni
0 ( , ) ( ) y y E x t E Sin kx t w = - , 0 ( , ) ( ) z z E x t E Sin kx t w d = - + (1.5)
in cui d rappresenta la differenza di fase fra le due onde componenti. E0y ed E0z sono le ampiezze rispettivamente della componente del campo E lungo l’asse y e l’ungo l’asse z Le ampiezze E0y e E0z insieme a d permettono di costruire ovunque e in ogni istante la funzione d’onda del campo E. La costante k è detta numero d’onda ed è uguale al numero di lunghezze d’onda l che stanno su una distanza uguale a 2p metri:
2 k p l = (1.6) w è la pulsazione dell’onda armonica ed è legata al periodo T dell’onda dalla relazione 2 2 2 T T p p w pn w = = � = (1.7) Numero d’onde e pulsazione sono legate tra loro dalla relazione
kv w = (1.8)
essendo v la velocità di propagazione dell’onda (v=l/T). Lo stato di polarizzazione di un’onda e.m. piana dipende dalla differenza di fase d tra le due onde componenti. I possibili stati di polarizzazione di un’onda e.m. sono:
� polarizzazione rettilinea; � polarizzazione ellittica; � polarizzazione circolare; � polarizzazione casuale. Gli impulsi elettromagnetici emessi dai radar, i cui dati sono stati analizzati in questo
lavoro di tesi, in particolare, sono polarizzati rettilineamente, per ragioni che verranno
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 6
spiegate in seguito quando verranno trattati i principi di funzionamento del radar. Vediamo pertanto nel dettaglio il principio teorico della polarizzazione rettilinea.
Polarizzazione rettilinea ( =0 , =π d d ) Le componenti del campo elettrico hanno le espressioni
0 ( ) y y E E Sin kx t w = - , 0 ( ) z z E E Sin kx t w = � - (1.9)
e il loro rapporto è costante
0 0 z z y y E E Tg E E q = � =
In questo caso il vettore E ha direzione fissa nello spazio e si dice che l’onda piana è polarizzata rettilineamente o
linearmente; la direzione fissa di E è chiamata direzione di polarizzazione e il piano fisso in cui giace E è chiamato piano di polarizzazione. Tale piano, passante per l’asse x, forma l’angolo q con il piano x, y.
In questo piano il campo E oscilla con ampiezza
2 2 0 0 0 0 0 0 0 , y z y z E E E E E Cos E E Sin J J = + � = = (1.10) Nel caso di sorgenti artificiali (trasmettitori radio e/o radar), l’onda può essere:
1) Polarizzata verticalmente, quando il campo E giace completamente in un piano verticale (ovvero è compreso nel piano d’incidenza).
2) Polarizzata orizzontalmente, quando il campo E ha solo una componente orizzontale, ovvero quando è ortogonale al piano d’incidenza.
Fig 1.4: Polarizzazione lineare
Fig 1.5: Polarizzazione verticale e orizzontale
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 7
Lo stato di polarizzazione è estremamente importante per il telerilevamento a causa delle differenti caratteristiche che assume la riflessione degli oggetti rispetto ad E.
1.3 Sorgenti di r adiazione e.m. e corpo ner o. Le molecole di tutti i corpi con temperatura sopra lo zero assoluto (0 K) sono in movimento attorno alla loro posizione media: l’entità di tale movimento, che è detto agitazione termica, determina la temperatura del corpo. Un effetto secondario dell’agitazione termica è l’emissione di radiazioni che coprono porzioni di spettro variabili a seconda della temperatura; un corpo riscaldato emette energia sotto forma di impulsi elettromagnetici con intensità diversa a seconda della lunghezza d’onda. L’energia totale
irradiata nell’unità di tempo per unità di superficie, viene detta radianza quando è riferita a tutto lo spettro, radianza specifica quando è relativa ad una specifica lunghezza d’onda. La radianza specifica teorica è espressa dalla legge di Planck:
2
5 2 1 ( ) 1 B hck T
hc B T e l l p l = - (1.13) dove: h=6.626�10 34 J�s (costante di Planck)
kB=1.381�10 23 J/K (costante di Boltzmann)
L’unità di misura della radianza specifica è il W/m 2 . Spesso in telerilevamento si utilizza la forma differenziale della legge di Planck
2
5 2 1 1 B hck T
hc B d d e l l p l l l = - (1.14)
che rappresenta l’energia irradiata nell’unità di tempo per unità di superficie, nell’intervallo di lunghezze d’onda comprese tra l e l+dl. La legge di Planck è valida per il così detto corpo nero, ovvero un corpo ideale avente una superficie in grado di assorbire tutta la radiazione e.m. incidente e riemettere tutta l’energia ricevuta con continuità a tutte le lunghezze d’onda.
Il grafico in figura 1.6 riporta la funzione Bl rispetto alla lunghezza d’onda a diverse temperature. Osservando questo grafico si può osservare che quando la temperatura cresce:
1. il potere emissivo cresce ad ogni lunghezza d’onda;
2. la maggior parte dell’energia viene emessa alle lunghezze d’onda più corte;
3. la posizione del massimo di radianza si sposta verso le lunghezze d’onda più corte.
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 8
Per i corpi reali la legge di Planck non è rigorosamente valida, tuttavia nella maggior parte dei casi è ancora una buona approssimazione, e rappresenta sempre il punto di partenza dal quale si può derivare il comportamento dell’oggetto studiato. Conoscendo la temperatura assoluta T di un corpo nero si può risalire al valore della
lunghezza d’onda alla quale si ha il massimo di emissione (lmax) usando la legge dello spostamento di Wien:
max 2897.8 T m K l m � = � (1.15)
Integrando la legge di Planck (1.13) su tutte le lunghezze d’onda dello spettro e.m. si ottiene la radianza B per una superficie unitaria di corpo nero, ovvero l’energia totale irradiata nell’unità di tempo da una superficie di area unitaria a tutte le lunghezze d’onda. La relazione che si ottiene va sotto il nome di legge di StefanBoltzmann:
2 4
0 0 5
2
1 B hck T
hc B B d d T e l l p l l s l
� � = = = � � - � � � � � �
� � (1.16)
dove s = 5,6697�10 8 W�m 2 �K 4 (costante di StefanBoltzmann). Nella realtà un corpo nero perfetto non esiste; l’emissione di una superficie reale (chiamata anche corpo grigio) può comunque essere legata alle leggi del corpo nero introducendo il coefficiente di emissività (caratteristico di una particolare lunghezza d’onda) il quale è definito come il rapporto fra la potenza irradiata ad una data lunghezza d’onda da una
Fig. 1.6: Energia irradiata da un corpo nero a diverse temperature
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 9
superficie che si trova ad una certa temperatura (I(l,T)) e la potenza irradiata da un corpo nero alla stessa lunghezza d’onda e temperatura (B(l,T)):
( , )
( , )
I T B T l l e l = (1.17)
Il coefficiente di emissività dipende esclusivamente dal tipo di materiale che compone la superficie e da fattori di forma quali la rugosità e la granulometria. La legge di Planck generalizzata diventa quindi:
2
5
2
1 B hck T
hc I B e l l l l l p e e l = = � � - � � � � � � (1.18) La legge di StefanBoltzmann generalizzata risulta pertanto
4 I T es = (1.19)
dove e è il coefficiente di emissività integrale definito come
0 4
I d T l l e s
�
= � (1.20)
essendo Il la potenza radiante data dalla legge di Planck generalizzata. Le principali sorgenti di radiazione e.m. che entrano in gioco nel telerilevamento sono il Sole, la superficie terrestre e gli emettitori artificiali. Nel caso delle prime due sorgenti si parla di telerilevamento passivo, mentre nell’ultimo caso di telerilevamento attivo. Il Sole può essere considerato, in prima approssimazione, come una sorgente di energia e.m. equivalente ad un corpo nero con una temperatura di 5777 K che emette energia e.m. con un picco a 0.5 mm (visibile). L’energia e.m. emessa dalla Terra può invece essere pensata, in prima approssimazione, equivalente a quella emessa da un corpo nero a 288 K, con un picco a 14 mm (infrarosso
termico).
Fig 1.7: Spettri di corpo nero normalizzati, rappresentativi del Sole e della Terra
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 10
1.4 Interazione della r adiazione con i corpi r eali
Si consideri un fascio di radiazione elettromagnetica monocromatica, con intensità Ei,l incidente sulla superficie di un corpo reale. La radiazione incidente interagirà con la superficie, venendo in parte riflessa (Er,l), in parte assorbita (Ea,l) e in parte trasmessa (Et,l), secondo quanto schematizzato nella figura 1.8. Si possono ora definire tre coefficienti adimensionali che misurano le interazioni sopra esposte:
,
,
r
i
E E l l l r = (1.21)
,
,
a
i
E E l l l a = (1.22)
,
,
t
i
E E l l l t = (1.23)
dove:
rl è il coefficiente di riflettività o riflettanza; al è il coefficiente di assorbività o assorbanza;
tl è il coefficiente di trasmissività o trasmittanza. Per il principio di conservazione dell’energia, questi coefficienti possono assumere valori compresi fra 0 e 1 e dovrà valere la relazione:
1 l l l r a t + + = (1.24) Questi coefficienti sono da ritenersi indipendenti dalla temperatura se questa non va a modificare la struttura della superficie, mentre sono dipendenti dalla lunghezza d’onda in quanto i differenti materiali possono non avere in generale un comportamento costante rispetto alla lunghezza d’onda della radiazione incidente.
Fig 1.8: Ripartizione dell’energia incidente su una superficie reale
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 11
Dalla (1.17) si ha che il termine Ee,l può essere espresso mediante la radiazione emessa da un corpo nero alla stessa T:
( , ) ( , ) e E T B T l l e l = (1.25)
e ricordando il principio di Kirchhoff, il quale afferma che per una superficie in condizioni di equilibrio termodinamico la frazione d’energia assorbita è uguale alla frazione di energia emessa, si ha che:
l l e a = (1.26) Quindi, riprendendo la (1.24), si ottiene che:
1 l l l r e t + + = (1.27) A parità di t, questa equazione asserisce che quanto più le superfici sono riflettenti tanto meno sono in grado di emettere radiazioni elettromagnetiche e viceversa. Una superficie di corpo nero sarà caratterizzata da el = 1 e rl = 0.
Il coefficiente r assume particolare importanza nel telerilevamento; ciò è dovuto al fatto che i sensori multispettrali posti sulle diverse piattaforme registrano il flusso radiante riflesso dalle varie superfici.
1.5 Interazione della r adiazione con l’atmosfera
1.5.1 Composizione dell’atmosfera Dal punto di vista dell’interazione con la radiazione elettromagnetica, l’atmosfera può pensarsi formata da tre componenti principali:
� aria “secca” (miscuglio di gas non condensabili)
� vapor acqueo
� aerosol
Aria “secca” Col termine aria “secca” si intendono qui tutti gli elementi che compongono un volume d’aria ad eccezione del vapor acqueo e delle particelle sospese o aerosol. L’aria “secca” contiene circa il 78% d’azoto, il 20% d’ossigeno, l’1% d’argon e lo 0.33% di anidride carbonica. Nei primi 15�20 km la composizione dell’aria “secca” resta pressoché costante al variare del tempo e della posizione geografica. Fra i 10 e i 35 km si comincia a trovare
l’ozono (O3) il quale influenza decisamente il trasferimento della radiazione in atmosfera. La distribuzione verticale dell’ozono varia con la stagione e con l’altitudine. A 600 km circa di quota l’elio diventa il costituente maggioritario, e 200 km circa i componenti principale diventano elio ionizzato, idrogeno ionizzato ed elettroni.
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 12
Le molecole d’aria diffondono l’energia solare, e questo avviene a tutte le lunghezze d’onda, e quindi il processo è continuo. Le molecole d’aria, inoltre, assorbono la radiazione solare a lunghezze d’onda discrete, e i più importanti assorbitori che compongono l’aria “secca” sono: ozono, anidride carbonica, ossigeno, ossidi d’azoto, azoto e idrocarburi.
Vapor acqueo
Il vapor acqueo è presente in piccole percentuali, qualche parte per mille, ed è estremamente variabile nello spazio (si hanno forti variazioni anche ad intervalli di tempo brevi dell’ordine dell’ora) e nel luogo. Una grandezza fisica importante usata per esprimere il contenuto di vapor acqueo è l’acqua precipitabile che è definita come la quantità totale di vapor acqueo fra la superficie terrestre (o una superficie ad una certa quota) e il top dell’atmosfera in direzione zenitale per unità di area. Circa metà dell’acqua precipitabile si
trova concentrata nei primi 2 km sopra al livello del mare; sopra i 12 km, l’acqua precipitabile diventa trascurabile.
Aerosol Un aerosol è una piccola particella solida o liquida che rimane sospesa nell’aria e ne segue i movimenti. Le molecole d’acqua coagulate sono considerati aerosol, fintanto che non precipitano sotto forma di neve o pioggia. A differenza dei gas permanenti atmosferici, gli aerosol mostrano considerevoli diversità nella dimensione, distribuzione, forma, volume e sostanze che li compongono. Queste particelle sono sia di origine terrestre (fumi industriali, emissioni vulcaniche, polvere di meteoriti, tempeste di sabbia, incendi) che di origine marina (cristalli di sale, spray oceanici, nuclei di sale igroscopici su cui l’acqua è condensata). Le particelle di acqua e ghiaccio sospese nelle nebbie e nelle nubi si trovano sulla linea di confine della definizione di aerosol. Gli aerosol si possono classificare in base alla loro dimensione:
� particelle molto piccole (nuclei di Aitken), da 10 3 a 10 1 mm;
� particelle grandi, da 10 1 a 1 mm;
� particelle giganti, da 1 a 100 mm.
Il quantitativo degli aerosol in atmosfera può essere specificato in termini di numero di particelle per centimetro cubo, oppure, in maniera più soggettiva, mediante la visibilità orizzontale o la torbidità atmosferica. La concentrazione degli aerosol è altamente variabile sia nello spazio che nel tempo, questo a causa della dipendenza dalla vicinanza o meno delle sorgenti o dei pozzi, dall’efficacia dei meccanismi di rimozione (per es. le precipitazioni) e dalla dinamica delle masse d’aria. La pioggia riduce il numero di aerosol in atmosfera ma fa aumentare la dimensione di quelle rimanenti.
1.5.2 Attenuazione della radiazione solare: assorbimento e trasmissione L’atmosfera si comporta nei confronti della radiazione e.m. che incide su di essa come qualsiasi corpo reale, ovvero assorbe, riflette e trasmette; inoltre, avendo una densità non costante, causa la rifrazione delle onde e.m. che la attraversano. L’assorbimento della radiazione solare da parte dei gas (molecole d’aria secca e vapor acqueo) è un processo spettralmente selettivo. Fra le molecole d’aria secca, gli assorbitori
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 13
principali sono CO2, O3, N2O, CO, O2, CH4 e N2. Questi gas e il vapor acqueo sono generalmente chiamati assorbitori molecolari; molti di essi sono attivi principalmente nelle regioni del vicino e lontano infrarosso. Il termine assorbitori molecolari è usato per distinguerli dai gas atomici quali O e N, i quali assorbono nell’ultravioletto e alle lunghezze d’onda più corte. La radiazione assorbita produce una transizione fra stati energetici delle molecole, quindi il processo di assorbimento avviene solo a lunghezze d’onda discrete e per questo si parla di assorbimento selettivo. Quando l’assorbimento avviene per un certo numero di lunghezze d’onda molto vicine le une alle altre tali da risultare sovrapposte, allora la loro convoluzione si chiama banda di assorbimento. L’ossigeno molecolare (O2), l’azoto molecolare (N2), l’ossigeno atomico (O), l’azoto atomico (N) e l’ozono (O3) sono i 5 principali assorbitori nelle regioni del visibile e dell’ultravioletto dello spettro. Grazie all’ossigeno e all’azoto atomico nessuna radiazione con lunghezza d’onda inferiore a 0.085 mm riesce a raggiungere gli strati più bassi dell’atmosfera. L’ossigeno e l’azoto molecolare assorbono la radiazione solare con diverse bande sovrapposte a lunghezze d’onda inferiori a 0.20 mm. Siccome gli strati più alti (sopra i 90 km) e più bassi dell’atmosfera sono sostanzialmente composti da questi quattro gas, nessuna radiazione inferiore a 0.20 mm riesce a raggiungere la superficie terrestre. Questa è una fortuna in quanto le radiazioni del lontano ultravioletto degradano molti materiali e sono pericolose per gli esseri viventi. Le molecole d’ossigeno hanno tre deboli bande d’assorbimento nella regione del visibile, centrate a 0.63, 0.69 e 0.76 mm. In questa regione però il maggior assorbitore è l’ozono che ha due bande di assorbimento forte, una tra 0.2 e 0.3 mme l’latra tra 0.45 e 0.7 mm, e una banda d’assorbimento debole fra 0.3 e 0.35 mm. Gli assorbitori principali nella regione dell’infrarosso sono H2O, CO2, O3, N2O, CO, O2, CH4 e N2. Di questi i più importanti sono il vapor acqueo e l’anidride carbonica (CO2) in quanto hanno numerose bande di assorbimento, e da 15 mm fino a circa 50 mm, rendono praticamente opaca l’atmosfera. Per lunghezze d’onda superiori a 3 cm non esistono bande d’assorbimento e le onde elettromagnetiche non vengono attenuate. Le zone in cui
l’attenuazione è bassa, e quindi la trasmittanza è alta, vengono chiamate finestre atmosferiche e sono importantissime nel telerilevamento perché permettono ai sensori posti al di fuori dell’atmosfera di osservare la superficie terrestre (e viceversa). In figura 1.9 è riportata una rappresentazione grafica della trasmissione atmosferica nella regione che copre le lunghezze d’onda comprese nell’intervallo tra 0.1 e 100 mm.
Capitolo 1. LA RADIAZIONE ELTTROMAGNETICA 14
Fig. 1.9: Assorbimento selettivo della radiazione solare da parte dei gas atmosferici (Peixoto J. P. and A. H. Oort, “Physics of Climate”)
Tabella 1.2: Bande di assorbimento Molecole Banda
CO2 13.5 � 16.5 mm (centrata a 15 mm), 4.2 � 4.4 mm (centrata a 4.3 mm), 10.4, 9.4, 5.2, 2.7, 2.9, 1.6, 1.4 mm, anche una serie di bande di assorbimento tenue tra 0.78 e 1.24 mm O2 1.07 e 1.27 mm, bande di assorbimento tenue nel visibile, centrate tra 0.54 e 0.76 mm H2O 5.5 � 7.5 mm (centrata a 6.3 mm), 2.6 � 3.3 mm (con più centri), 1.9, 1.4, 1.1, 0.94, 0.81, 0.72 mm O3 14.1, 9.6, 9.0, 5.75, 4.75, 3.59, 3.27, 2.7 mm, inoltre 0.18 � 0.34 mm (centrata a 0.26 mm), 0.32 � 0.36 mm, 0.44 � 0.74 mm CH4 3.3 e 7.7 mm N2O 4.5, 7.8, 17.0 mm CO 4.67, 2.35, 1.57, 1.19 mm, 2.38 � 25.0 mm (vari centri)
Ricevi informazioni sui nostri servizi, sulle offerte e non perdere news e consigli su università e lavoro.
