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Nel ciclo idrologico globale si possono individuare due componenti diverse ma tra loro interdipendenti: una prima componente C1 relativa allo scambio di acqua tra oceani e terre emerse (evaporazione => condensazione => precipitazione) e una seconda componente C2 relativa allo scambio di acqua immediatamente sopra la superficie delle terre emerse (evaporazione locale => condensazione locale => precipitazione locale). Con riferimento alla componente C2 si può ipotizzare che alcuni effetti dei processi di urbanizzazione (aumento dello scorrimento superficiale, minore infiltrazione, minor evapotraspirazione, deforestazione, ecc…) riducano la circolazione di vapore acqueo sopra la corrispondente superficie con conseguenze non trascurabili sul clima. Del resto almeno due terzi delle precipitazioni che avvengono sulle terre emerse sono regolate dalla circolazione del vapore acqueo sopra la stessa superficie terrestre; eventuali perdite di vapore acqueo non possono che incidere sulla stessa distribuzione delle piogge e sul clima.

A livello globale, il ciclo idrologico può esser visto come un gigantesco meccanismo di separazione di materia. Con riferimento alla componente C1, ad esempio, il riscaldamento delle regioni tropicali indotto dalla radiazione solare porta alla evaporazione di acqua dalle superfici oceaniche che viene liberata nell’atmosfera; qui viene successivamente rimossa dalla circolazione atmosferica e quindi trasportata, nella parte inferiore dell’atmosfera, verso altre latitudini. Durante questi processi, a causa del raffreddamento dovuto all’espansione, una parte del vapor acqueo condensa formando nubi che determinano precipitazione sulle regioni equatoriali e alle latitudini medie e alte.

Attualmente tutta l’acqua esistente sulla Terra è distribuita in tre grandi e distinti serbatoi: gli oceani, le superfici terrestri e l’atmosfera. Questa distribuzione dell’acqua varia continuamente nel tempo come un tempo variò durante le varie formazioni e successive fusioni delle calotte polari. Come precisato in altra nota (vedi) tutta l’energia che muove il ciclo idrologico globale proviene sostanzialmente dal Sole. Mentre la radiazione solare procede verso la superficie terrestre, la componente ultravioletta viene in gran parte assorbita dall’ozono nell’alta atmosfera, con conseguente riscaldamento di quest’ultima; altra radiazione viene assorbita dalle molecole di acqua dell’aria; altra radiazione viene riflessa nello spazio dalle nuvole o semplicemente dispersa a quote inferiori. Buona parte della radiazione in arrivo dal Sole riesce comunque a raggiungere la superficie della Terra. Una parte di questa energia è destinata ad attivare l’evaporazione dell’acqua dagli oceani mentre, sul suolo emerso, la temperatura dell’aria, l’umidità e il vento condizionano i processi di evapotraspirazione. Le nuvole, di fatto serbatoi di acqua nell’atmosfera, a loro volta condizionano la radiazione solare che raggiunge la Terra o che parte dalla Terra.

La quantità di vapor acqueo nell’atmosfera varia molto, sia spazialmente che temporalmente. Il contenuto medio di vapore acqueo, calcolato per l’intera atmosfera, è in realtà piuttosto piccolo rispetto alla massa totale della stessa atmosfera; di conseguenza l’atmosfera rappresenta un serbatoio di acqua relativamente piccolo che contiene solo una parte esigua di tutta l’acqua che partecipa al ciclo idrologico (se tutto il vapor acqueo presente in un dato istante nell’atmosfera dovesse improvvisamente condensare si avrebbe comunque una modesta quantità di precipitazione, vedi la nota Vapore acqueo e urbanizzazione del suolo). Ma se la quantità di acqua nell’atmosfera è piccola  significativo risulta il trasporto di vapor acqueo per effetto delle circolazioni atmosferiche. L’influenza di questo vapore di acqua sul clima e sui fenomeni idrologici della Terra è enorme; esso rappresenta un fattore importantissimo per tutti i processi di irradiazione in quanto è fondamentale nella regolamentazione del bilancio energetico attraverso l’assorbimento, la trasmissione e la ritrasmissione della radiazione.

Con riferimento alla componente C1 quando in una certa zona del globo si verifica uno squilibrio fra precipitazione ed evaporazione, si attiva un trasporto netto di vapor acqueo verso di essa o partendo da essa. Si è già osservato che le principali grandi fonti di umidità per l’intera atmosfera si trovano al di sopra delle regioni subtropicali in corrispondenza agli oceani, dove l’evaporazione è forte e continua. L’umidità creata è rimossa dal luogo di origine e trasportata, sempre dalla circolazione atmosferica, in regioni dove converge prevalentemente condensando e precipitando come pioggia.

La componente C2 del ciclo idrologico è invece correlata a fenomeni più circostanziati e locali come, ad esempio, le nubi temporalesche. La componente C2 interessa quantità relativamente minori di umidità. Come è noto, affinchè si sviluppino fenomeni temporaleschi, è necessaria una certa instabilità termica  negli strati prossimi al suolo purchè con presenza significativa di acqua. In questo caso il vapore acqueo è necessario sia per la formazione delle gocce di pioggia e sia per dare ulteriore spinta verso l’alto alle masse di aria. Il vapore d’acqua, grazie al raffreddamento conseguente all’espansione della colonna d’aria, porta le masse di aria a raggiungere le quote di condensazione intorno ai 1000 e più metri. In questa situazione l’acqua presente nei processi di raffreddamento sviluppa calore latente durante la condensazione (energia che permette alla termica di salire molto più rapidamente accelerando ulteriormente i processi di espansione e raffreddamento). La salita si arresta nel momento in cui tutta l’energia si è esaurita ed è convertita in nubi e precipitazioni. La presenza di aria secca in quota e aria calda e umida al suolo può quindi comportare la formazione di celle temporalesche. Quando la dimensione ed il peso di ogni singola goccia di acqua condensata è tale per cui le correnti ascensionali non sono più in grado di sostenerla entro la nube, cade al suolo. Sintomatici sono particolari tipologie di temporali: ad esempio i temporali di calore. I temporali di calore sono prerogativa delle aree di pianura interne e a ridosso dei rilievi; si formano solo nelle più ore calde della giornata con durata media dei fenomeni valutabile in qualche decina di minuti.

Come  noto da vari decenni è in atto una repentina ed innaturale modificazione del clima terrestre; ciò che in particolare sta variando è la temperatura media al suolo e nelle parti basse dell’atmosfera. In linea generale una variazione di temperatura della superficie e nei 10 km di spessore della troposfera non può che avvenire a compensazione di una o più variazioni del flusso di radiazione termica uscente in sommità in caso di mutato assorbimento a partire dagli strati più bassi ovvero in caso di sbilanciamento tra flusso solare entrante e flusso totale uscente (flussi necessariamente uguali in situazione di equilibrio termodinamico). Questo sbilanciamento può essere motivato da variazioni del flusso solare incidente, da diversa concentrazione dei gas climalteranti, da variazioni nell’albedo della superficie terrestre o della stessa troposfera. Attualmente è stimato un aumento della temperatura media di circa 1,5 °C  rispetto alla situazione climatica preesistente nel diciannovesimo secolo. Aumento collegato, secondo lo stato dell’arte della scienza climatologica, all’attuarsi di concentrazioni diverse nei gas climalteranti (in particolare nell’anidride carbonica).

Ma ritorniamo al ciclo idrologico: come interagisce il ciclo idrologico con le forzanti radiative e con le variazioni della temperatura globale in atto? Elenchiamo alcune possibili modalità:

=> il vapore acqueo è esso stesso un gas serra e quindi un suo eventuale aumento globale in atmosfera avrebbe di per se una retroazione positiva sulla forzante radiativa in atto. Rinforzerebbe quindi, retroagendo, la stessa causa della sua variazione, e cioè l’aumento di temperatura;

=> le nubi possono riflettere la radiazione solare (albedo) e nel contempo possono assorbire e riemettere energia nell’infrarosso (onde lunghe). Quindi una variazione della copertura nuvolosa si comporterebbe in maniera non necessariamente univoca in rapporto alle forzanti radiative: da una parte rinvio di energia termica radiativa verso l’esterno dell’atmosfera e dall’altra maggior capacità di ritornare energia termica radiativa verso la superficie terrestre;

=> il ciclo idrologico interferisce con atmosfera e oceani e atmosfera e oceani sono masse fluide con elevata capacità termica. Ma l’atmosfera è dotata di una inerzia termica di alcuni giorni in risposta ad una forzante esterna; gli oceani e i mari in conseguenza della massa enorme rispondono invece su scale temporali diverse e comunque più elevate (anche decine di anni). Le forzanti (in primis le variazioni nella concentrazione di CO₂) potrebbero portare il riscaldamento ad un punto di equilibrio nei prossimi anni pur essendo le stesse già in atto. In ogni caso queste due grandi masse fluide sono interdipendenti dal punto di vista termodinamico sia su scala giornaliera (attraverso evaporazione, cicloni, ecc…) sia su scala interannuale (El Niño, circolazione termoalina atlantica, ecc…);

=> l’aumento globale della temperatura provoca un aumento del livello del mare attraverso la lenta espansione termica degli oceani e mari e la possibile progressiva fusione delle calotte glaciali terrestri. Il fenomeno della progressiva fusione risulterebbe inoltre correlabile ad una parallela accelerazione dovuta all’effetto di forte diminuzione dell’albedo della superficie terrestre non più coperta da ghiacci a seguito della fusione;

=> le citate forzanti radiative ed il conseguente aumento delle temperature non possono non avere anche un effetto diretto sulla evaporazione dalla superficie terrestre e sulla pressione di vapore in atmosfera. Si tratterebbe in questo caso di un effetto diretto sul passaggio del vapore acqueo in atmosfera e quindi sulla dinamica del bilancio evaporazione/precipitazione.

Ma l’attuale riscaldamento può essere legato ad altri fenomeni che, anche in tempi passati, hanno causato cambiamenti climatici? Pare ad esempio confermato che le variazioni nella concentrazione di CO₂ risultano correlabili con le variazione delle temperature nelle varie epoche geologiche passate (dalle analisi dei carotaggi dei ghiacci polari e dei fondali oceanici). I grandi cambiamenti di temperatura dell’era quaternaria sembrerebbero inoltre correlati a variazioni cicliche dei parametri dell’orbita terrestre con conseguente variazione della radiazione solare incidente (cicli di Milankovich). La Terra sarebbe passato da stati di glaciazioni a stati interglaciali con frequenza periodica anche con variazioni cicliche secondarie dei parametri orbitali. In questa ottica attualmente l’ultima glaciazione risulterebbe mancante con la concentrazione pre-industriale di CO₂ di 280 ppm. E’ innegabile ritenere che i livelli attuali di CO₂ (tra i 415 e i 420 ppm) non possono che essere causati dall’attività umana a partire dalla introduzione dell’agricoltura moderna e col progredire dell’industrializzazione.

Del resto da quando esiste l’Uomo sulla Terra sono sempre accertate e accertabili modificazioni di natura antropica all’ambiente naturale. Queste modificazioni hanno coinciso e coincidono con modifiche all’uso del suolo, con la perdita di aree verdi nel processo di crescita in particolare dell’urbanizzazione (particolarmente nelle zone ad alta concentrazione umana). E’ giustificato ritenere che detti processi potrebbero dar luogo a modificazioni climatiche caratterizzabili attraverso la definizione di stati di equilibrio più o meno stabili. I possibili cambiamenti climatici causati dalla crescita dell’attività di modificazione antropica del territorio non potrebbero non incidere sulle temperature, sulle precipitazioni e in genere sulle modalità con cui si sviluppa la fenomenologia meteorologica.

Alcuni studi relativi all’espandersi dei nuclei urbani nell’ultimo secolo, ed in particolare negli ultimi 50 anni, mostrano per temperature e precipitazioni un aumento della frequenza dei giorni caratterizzati da valori estremi. In genere, almeno finchè i cambiamenti nell’uso del suolo non superano determinate soglie, i parametri climatici rimangono più o meno stabili, ma se questo disturbo raggiunge una significatività apprezzabile e permane, il sistema non può che raggiungere un nuovo stato di equilibrio, con un corrispondente nuovo assetto climatico. I nuclei urbani generalmente crescono più o meno omogeneamente, alterando aspetti quali la morfologia stessa dei luoghi in cui sono inseriti, oltre alle condizioni ambientali e climatiche locali. Ma l’espansione urbana avviene solitamente per fasi (di tipo storico, di tipo economico o di tipo sociale) che determinano in genere le proporzioni di crescita e i diversi tipi di usi imposti al territorio. I cambiamenti climatici osservati nelle aree urbane riflettono generalmente ciascuna di queste fasi, ed è impossibile non notare che in un contesto in cui gli usi del suolo cambiano più lentamente, i parametri climatici possono trovare un nuovo stato di equilibrio che dura fino a quando non si verifica un nuovo significativo cambiamento.

Queste modificazioni climatiche correlate ai processi di urbanizzazione localmente prendono il nome di isole di calore (Urban Heat Island o UHI). Le UHI sono generalmente caratterizzate:

=> da intensità massima dell’isola di calore in tarda serata e nelle prime ore della notte;

=> da modificazioni negli ingressi laterali (ad esempio le brezze) destinate a modificare ulteriormente le temperature all’interno della stessa UHI;

=> da attivazioni di forzanti climatiche (in genere incidenti su temperature e sulle precipitazioni) coincidenti con quelle in cui si sono verificati i cambiamenti più repentini negli usi del suolo.

In ogni caso il clima caratterizzante l’ambiente urbano non può che essere il risultato dell’interazione tra le componenti della dinamica atmosferica locale, regionale e/o globale e nello spazio urbano costruito. Il clima urbano deriva principalmente dai seguenti cambiamenti nell’ambiente naturale:

=> rimozione della copertura vegetale,

=> introduzione di nuove forme e morfologie di rilievo,

=> concentrazione di edifici,

=> concentrazione di attrezzature e persone,

=> impermeabilizzazione del suolo,

=> canalizzazione dei deflussi superficiali, 

=> maggior rugosità superficiale,

=> concentrazione e accumulo di particelle e gas nell’atmosfera;

=> produzione antropica di energia.

All’urbanizzazione di aree originariamente ricoperte da vegetazione naturale consegue generalmente un aumento della temperatura di qualche grado (da 1 a 5 e più °C), con giornate mediamente più calde che possono quindi influenzare le precipitazioni convettive. La variazione nella distribuzione della temperatura è generalmente il cambiamento più significativo conseguente all’urbanizzazione. Questo processo di riscaldamento nella parte bassa dell’atmosfera ha conseguenze sull’umidità presente nell’aria, sulle condizioni di comfort umano, sulla stabilità atmosferica che consente lo sviluppo di nubi profonde e quindi nel verificarsi di eventi di pioggia intensa ovvero nella loro assenza. Oltre al riscaldamento nelle UHI si nota in genere l’accadere di notti mediamente più calde, più ridotta umidità relativa e quindi più ostacoli alla condensazione. L’aria inquinata, in genere più presente e caratterizzante le UHI, contiene più nuclei di condensazione e porta al frazionamento del vapore acqueo condensato tra un numero maggiore di nuclei di condensazione con meno acqua per nucleo e quindi con una maggiore probabilità che le goccioline risultanti più minute rimangano in atmosfera senza precipitare.

Gli stessi materiali utilizzati nelle attività di urbanizzazione incidono sul bilancio energetico e sul bilancio idrico locale poiché i materiali urbani  hanno normalmente proprietà radiative diverse da quelle riscontrabili nei materiali in ambienti meno antropizzati o allo stato naturale. Ciò tende in genere ad aumentare la frequenza delle giornate con massime molto elevate e a diminuire quelle con massime più miti. Per quanto riguarda le temperature minime nelle UHI in genere si osserva una tendenza positiva all’aumento. Infine con riferimento alle precipitazioni è segnalata normalmente una tendenza prevalente all’aumento della frequenza dei giorni con precipitazioni elevate e le precipitazioni estreme in genere sono indicate più frequenti mentre parrebbero diminuire le giornate con piogge deboli o minori.

In rapporto alle UHI si può quindi introdurre il concetto di ciclo idrologico urbano che, riassuntivamente, è caratterizzato da:

=> minore infiltrazione di acqua di pioggia nel sottosuolo;

=> maggior deflusso superficiale con piogge di significativa intensità;

=> abbassamento della sottostante falda per mancata ricarica;

=> modificazioni delle caratteristiche delle precipitazioni (in genere più frequenti e violente);

=> cambiamento locale del bilancio di energia e di calore;

=> aria mediamente più inquinata e carica di particelle in sospensione;

=> emissione significativa di gas serra,

=> alterazione della circolazione atmosferica;

=> maggior incidenza di tempeste convettive (con fulmini, tuoni e grandine);

=> aumento della rugosità;

=> aumento della presenza di aerosol;

=> tassi di evaporazioni mediamente maggiori;

=> tassi di evapotraspirazione minori o nulli;

=> ridotta o nulla umidità stoccata nel primo suolo;

=> presenza di anomalie termiche in riferimento alla prima falda;

=> cambiamento non trascurabile del regime idrologico;

=> riduzione della densità del reticolo idrografico ricevente a valle;

=> espansione in larghezza e profondità nei canali riceventi.

Fatte le necessarie premesse, con riferimento al ciclo idrologico e alle modificazioni indotte dall’uomo al territorio naturale attraverso i processi di urbanizzazione, si vuole ora valutare un possibile rapporto fra aree deserte o desertificate e le aree urbanizzate.

Con desertificazione si intende normalmente un processo di degradazione, in genere causato da attività umane, destinato a rendere desertico un suolo. Le cause principali, correlabili direttamente all’attività umana, sono generalmente la deforestazione, l’agricoltura intensiva, gli stessi processi di urbanizzazione, l’inquinamento e gli incendi boschivi. Ovviamente non è solo l’Uomo parte attiva in un processo di desertificazione in quanto si possono verificare variazioni di temperatura indotte che naturalmente accadono, siccità prolungate, la stessa erosione del suolo correlata agli eventi meteorologici.

Ai fini della presente nota un territorio desertificato o deserto in qualche modo è rapportabile o trova similitudini in un territorio urbanizzato. Infatti:

a) un territorio desertificato è contraddistinto normalmente da assenza di rete di drenaggio superficiale. Allo stesso modo un territorio urbanizzato è contraddistinto dalla presenza di rete di drenaggio prevalentemente di tipo interrato;

b) un territorio desertico è interessato normalmente da poca precipitazione. Anche un territorio urbanizzato, indipendentemente dalla presenza o meno di precipitazioni sostenute o persistenti, presenta analogie in quanto l’acqua di pioggia che può interessare l’ambiente urbano viene velocemente drenata ed allontanata venendo a mancare gli invasi correlati all’attività evapotraspirante della vegetazione;

c) un territorio desertico normalmente presenta quantità non trascurabili di acqua presente nelle falde sotterranee. Anche un territorio urbanizzato allo stesso modo non è deficitario d’acqua, quest’ultima normalmente d’origine antropica. La stessa acqua presente nell’ambiente urbano viene utilizzata prevalentemente per l’alimentazione, per i processi produttivi e per le lavorazioni igienico sanitarie;

d) un territorio desertificato presenta immancabilmente poca vegetazione. Allo stesso modo un territorio urbanizzato è normalmente interessato da limitata presenza di vegetazione, particolarmente in rapporto alla situazione pre-urbanizzata. In qualche caso, e per grandi superficie, la vegetazione arbustiva e arborea può essere addirittura del tutto trascurabile o assente;

e) in un territorio desertico normalmente gli inverni sono rigidi e le primavere sono secche e fredde; le estati sono usualmente calde. In un territorio desertico l’escursione termica annuale può essere considerevole come considerevole può essere l’escursione termica giornaliera. Caratteristiche analoghe potrebbero contraddistinguere le zone fortemente urbanizzate qualora derogassimo dagli apporti d’origine antropica di energia e calore (per riscaldamento, residenza, trasporti, produzione);

f) il drenaggio di eventuali acque di pioggia nel deserto è in gran parte sotterraneo. I fiumi superficiali nel deserto hanno normalmente scarso o nullo flusso; i torrenti di montagna nelle  aree desertiche si prosciugano rapidamente disperdendo le proprie acque nel terreno o in depressioni salate. Sostanzialmente analoghi risultati si possono riscontrare in una area urbanizzata dove l’attività di drenaggio rimane quasi tutta conferita a strutture sotterranee ed i deflussi superficiali distribuiti o concentrati sono sempre e comunque effimeri;

g) i colori prevalenti nei paesaggi desertici sono il bruno-grigiastro, il bruno carbonaceo, il gessoso, il ghiaioso, con forte presenza di rocce nude, piane di sabbia, dune di sabbia. Allo stesso modo il territorio urbano presenta generalmente tonalità relativamente calde non necessariamente chiare ma in genere lontane dal verde o dai colori del suolo naturalizzato con corrispondenti valori generalmente più elevati di albedo (similmente alle aree desertiche);

h) nel territorio desertico è normalmente bassa o nulla l’evaporazione, fortissimo il riscaldamento diurno e intensa l’irradiazione notturna (con conseguenti ampie escursioni termiche). Analogamente il territorio urbano, se deroghiamo dai contributi di calore ed energia di origine antropica, potrebbe considerarsi caratterizzato da forti escursioni termiche.

Il processo di urbanizzazione legato all’ampliarsi degli insediamenti umani riduce quindi l’evaporazione e l’evapotraspirazione nel momento in cui aree terrestri prima naturalizzate risultano coperte da edifici, strade, marciapiedi, ecc. Con superfici naturalizzate il vapore acqueo derivante da evaporazione  ed evapotraspirazione salendo in alto si trova a temperature inferiori rispetto alle superfici da cui proviene e disperde energia nell’atmosfera pur con tempistiche inferiori rispetto a quelle riscontrabili in superficie dove gli stessi processi evapotraspiranti stabilizzano la temperatura. Questo è il motivo per cui i deserti aridi diventano caldi di giorno ma di notte gelano mentre gli oceani alla stessa latitudine hanno una temperatura stabile. Inoltre quando il vapore condensa in quota c’è un rilascio di calore latente che in parte viene trasferito fuori dall’atmosfera attraverso le radiazioni a onde lunghe; l’atmosfera in alto è caratterizzata dalla presenza di molecole d’aria fredde che assorbono parte del calore latente irradiando il calore verso l’alto. Più in alto è situata una molecola d’aria più la radiazione sviluppata andrà verso l’alto perché l’aria sopra è ulteriormente meno densa e presenta meno ostacoli alla radiazione verso l’alto rispetto all’aria molto più densa al di sotto della molecola irradiante. Il processo di evaporazione => condensazione conferisce ai flussi di energia vantaggi nell’uscita dall’atmosfera.

Il rilascio di calore latente, trasferito con modalità non radiative, non influenza la temperatura e non ha alcun ruolo diretto nell’effetto serra costituendo una semplice integrazione al trasferimento del calore sensibile attraverso modalità radiative. Inoltre l’evapotraspirazione coinvolgendo calore latente si traduce sempre in una trasmissione di energia più rapida ed efficace rispetto alla trasmissione di energia per radiazione. Il ciclo idrologico naturale accelera il trasferimento di energia dalla superficie verso l’alto e verso lo spazio con modalità non radiative e in qualche modo fa la differenza nel trasferimento di energia dalla superficie allo spazio.

Il suolo naturalizzato mantiene maggior umidità in superficie e il ciclo idrologico risulta normale (precipitazioni regolari sottintendono clima mediamente più freddo, neve sulle montagne, ricca vegetazione ed ecosistemi equilibrati, ricarica delle falde acquifere). La copertura dei suoli indotta dai processi di urbanizzazione riduce evaporazione ed evapotraspirazione portando il clima pre insediamento a caratteristiche tipiche delle aree desertiche o desertificate.

Da quanto scritto in precedenza le aree urbanizzate possono considerarsi contributrici nette di gas climalteranti (in particolare per gli apporti di CO₂ da riscaldamento, da produzione  industriale e da movimentazione veicolare). Ma allo stesso modo, con particolare riferimento alla componente C2 delle dinamiche del ciclo idrologico, le aree urbanizzate modificano, magari parzialmente e localmente, ma per sempre, le dinamiche del vapore acqueo. Meno vapore acqueo presente sui sedimi urbanizzati implica in media meno vapore acqueo nell’atmosfera sovrastante e quindi meno radiazioni termiche a onde lunghe verso l’alto, con minor trasporto di calore latente verso le parti alte dell’atmosfera e quindi valori maggiori di temperatura media al suolo, minor capacità dell’atmosfera di riflettere le radiazioni a onde corte ma anche maggiori valori di albedo al suolo e quindi maggior capacità di ritornare la radiazione a onde corte verso l’atmosfera. Anche mantenendo inalterata la componente C1 del ciclo idrologico non si può nondimeno non evidenziare che le modifiche alla componente C2 sui sedimi delle aree urbanizzate non possono che far ipotizzare diversi comportamenti della stessa componente C1 una volta che viene ad interessare le zone urbanizzate.

A questo punto si potrebbe evidenziare che l’entità delle aree interessate da urbanizzazione sull’intera superficie terrestre è trascurabile e di conseguenza non dovrebbe trovare motivate giustificazioni il rialzo di temperatura in corso correlato, almeno prevalentemente, ai soli processi di urbanizzazione. L’osservazione andrebbe però parzialmente rivista tenendo conto che:

=> in ogni parte del globo le aree urbanizzate normalmente modificano superfici dove, in condizioni naturali, è sempre forte l’azione evaporante e soprattutto evapotraspirante nello spostare grandi quantità di energia termica verso l’atmosfera (difficilmente abbiamo espansione urbana in ambito già desertico o montagnoso);

=> le aree urbanizzate a livello globale non sono comunque di trascurabile significatività areale. A livello europeo, ad esempio, si segnalano Stati dove il consumo di suolo è arrivato anche oltre il 15% del territorio. In Italia il consumo di suolo è stimato attualmente in poco meno del 10% della superficie totale del Paese. Analoga considerazione si può trarre per alcuni territori del nord america, del sud america e dell’estremo oriente. Rimane sempre valida la precisazione che dette superfici interessate da consumo di suolo in origine erano sempre superfici caratterizzate da forte azione evaporante ed evapotraspirante;

=> l’urbanizzazione è sempre correlata a contestuale attivazione della produzioni di energia termica di origine antropica e ad aumenti localizzati significativi della temperatura media ambientale (anche di 3 e più gradi centigradi). Sia la maggior energia termica di origine umana in gioco e sia l’energia termica che il rialzo localizzato delle temperature comporta, ancorchè stabili nel tempo, non possono non influire dal punto di vista termico sul contesto circostante poco o per nulla urbanizzato.

Del resto che l’urbanizzazione non possa che considersi perlomeno indiziata come causa dei rialzi della temperatura media terrestre (che quindi non sarebbe solo o esclusiva conseguenza alle variazioni di concentrazione dei gas clima alteranti come la CO₂) lo si è constatato anche nella nota Crescita demografica e curva di Keeling (vedi) dove è stato evidenziato il legame fortemente lineare fra andamento del tasso di CO₂ deducibile dalla curva di Keeling e la numerosità degli esseri umani che risiedono in aree urbanizzate su scala mondiale. Riproponiamo in Figura 1 i valori di CO₂ ricavati dalla curva di Keeling in rapporto alla numerosità di popolazione globale residente in aree urbanizzate tra gli anni 1970 e 2020.

^{Figura 1}

Sempre a livello globale altri parametri presentano un andamento fortemente lineare con l’andamento dei valori di CO₂ misurati. E’ possibile ad esempio porre l’attenzione sulla produzione  del bitume a livello globale (dati ottenuti dal sito dell’Organizzazione delle Nazioni Unite, vedi ) e tentare di correlare l’aumento della stessa produzione alle variazioni di CO₂. Il bitume è elemento fondamentale per la produzione delle superfici bituminose stradali e per ottenere superfici impermeabilizzate; le superficie stradali bitumate e impermeabilizzate con derivati dal bitume sono uno degli indicatori più attendibili circa l’attività di impermeabilizzazione dei suoli correlata ai processi di urbanizzazione. Tra il 1995 e il 2015 risultano prodotte e impiegate, a livello mondiale, le seguenti quantità di bitume (valori espressi in in tonnellate):

1995-424.215.000 t; 2000-460.704.000 t; 2005-495.669.000 t; 2010-505.213.000 t; 2015-444.459.000 t.

Le tonnellate di bitume scritte a lato di ogni anno corrispondono alla somma della produzione mondiale di ognuno degli anni che compone il lustro precedente. In termini di progressione di crescita delle superfici bitumate abbiamo i seguenti valori:

1995-424.215.000 t; 2000-884.919.000 t; 2005-1.380.0599.000 t; 2010-1.885.801.000 t; 2015-2.330.260.000 t.

Se rapportiamo questi ultimi alle corrispondenti concentrazioni di CO₂ ottenute dalla curva di Keeling nei corrispondenti anni, ovvero

1995-356,62 ppm; 2000-364,67 ppm; 2005-373,71 ppm; 2010-384,01 ppm; 2015-394,41 ppm

si ottiene il grafico di Figura 2.

^{Figura 2}

Legami meno lineari ma comunque con corrispondenza non irrilevante si possono trovare, ad esempio, fra andamento della concentrazione di CO₂ e aumento della produzione e consumo globale di cemento (altro prodotto correlabile all’aumentare delle superfici urbanizzate). In questo caso la linearità risulta meno forte in quanto l’incidenza del consumo e utilizzo di cemento non è univocamente correlato all’impermeabilizzazione del suolo, normalmente esprimibile in termini di superficie impermeabilizzata, e quindi non risulta univocamente correlato alle modificazioni indotte nel ciclo del vapore acqueo.

Il lettore potrebbe contestare i legami fortemente lineari deducibili nelle figure precedenti evidenziando che il tasso di aumento della popolazione urbana nel mondo e il tasso di aumento della produzione globale di bitume non possono che risultare  necessariamente correlati all’aumento della concentrazione di anidride carbonica derivata dalla curva di Keeling (se non altro per il fatto che l’incremento a livello mondiale di popolazione urbana e l’incremento a livello mondiale della produzione di bitume sono necessariamente collegati a loro volta ad una contestuale produzione di anidride carbonica di origine antropica). In realtà dobbiamo ricordare che l’attività di urbanizzazione se incide, non può che incidere immediatamente sulle modificazioni del ciclo idrologico portando ai rialzi della temperatura media. Infatti le influenze sul clima sono correlabili ad eventi a scala giornaliera e non con periodicità decennale; di converso l’aumento dell’anidride carbonica (e a seguire l’aumento delle temperature) non potrebbe che andare a regime con tempistiche decennali tenendo conto dell’inerzia indotta dai grandi invasi di CO₂ costituiti da oceani e mari.

E’ più credibile ipotizzare che l’urbanizzazione incida da subito sul rialzo delle temperature medie e che le concentrazioni di CO₂ si modifichino in maniera rapida seguendo l’aumento delle temperature anzichè costituirne un prerequisito.

AGGIORNAMENTO 29/01/2024. La Geophysical Research Letters ha pubblicato recentemente uno studio sulla forzante dei gas serra, studio basato su misurazioni satellitari a infrarossi continue, stabili, globali e iperspettrali nel periodo 2003-2021 utilizzando uno strumento denominato Atmospheric Infrared Sounder (AIRS). Lo studio ha riscontrato un aumento della radiazione a onde lunghe in uscita verso lo spazio nelle frequenze bloccate dal vapore acqueo.

Le attività umane hanno sempre contribuito a modifica l’ambiente impattando sul clima a livello locale e globale. Una importante influenza umana è l’attività di modifica della copertura del suolo connessa al consumo urbanistico di suolo (impermeabilizzazione). Come vedremo meglio più avanti l’impermeabilizzazione incide sulla distribuzione spaziale del riscaldamento superficiale latente e sensibile e contribuisce a modificare l’entità della ridistribuzione spaziale di precipitazioni e umidità.

Per inquadrare il problema si ritiene opportuno rivedere, seppur in maniera essenziale, le modalità di trasmissione dell’energia termica. Come è noto il calore si propaga: a) per conduzione (trasferimento attraverso la materia solida), b) per convezione (solo nei liquidi e nei gas attraverso trasferimento di molecole che viaggiano da una parte all’altra del mezzo), c) per radiazione (irragiamento termico o trasferimento mediante onde elettromagnetiche) e per d) advezione (l’intera materia che contiene calore si muove spostando il calore).

Nella conduzione lo spostamento di energia sotto forma di calore è poco efficiente; c’è più efficienza e significativà nella convezione dove le molecole sono libere di muoversi. Caratteristica dell’irragiamento termico è invece il non necessitare di supporto materiale, potendo avvenire anche attraverso il vuoto o attraverso un mezzo di separazione anche a temperatura minore (ecco perché l’energia termica emessa da una fiamma può raggiungere una persona attraversando uno strato d’aria più fredda). La radiazione termica è energia elettromagnetica emessa dai corpi in funzione della propria condizione termica ovvero in dipendenza della propria temperatura.

Figura 1

Come si può constatare dalla Figura 1 (tratta da Wikipedia, vedi https://it.wikipedia.org/wiki/Spettro_elettromagnetico) la radiazione elettromagnetica si può suddividere per bande:

– raggi gamma. Indicati con la lettera greca minuscola γ sono le radiazioni elettromagnetiche prodotte dal decadimento radioattivo dei nuclei atomici.

– Raggi X. Detti anche raggi Röntgen, interessano la porzione di spettro elettromagnetico con lunghezza d’onda compresa approssimativamente tra 10 nanometri (nm) e 1/1.000 di nm. Ricordiamo che 1 nm corrisponde a 10^-9 m.

– Radiazione ultravioletta. Ha una lunghezza d’onda inferiore a 400 nm e si estende fino a circa 10 nm. Si tratta dei raggi ultravioletti.

– Spettro visibile. Sono radiazioni percepibili dall’occhio umano (l’occhio umano non può vedere la radiazione elettromagnetica oltre la zona violetta e al di sotto della zona rossa). La minima lunghezza d’onda considerata nel campo visibile è convenzionalmente fissata in 0,4 µm. Ricordiamo che 1 μm corrisponde ad un milionesimo di m.

– Radiazione infrarossa. A sinistra della fascia “visibile” si trova la zona denominata infrarossa. La zona infrarossa va da 0,7 µm a 0,4 mm. La radiazione infrarossa (normalmente indicata con IR) è una radiazione elettromagnetica con una lunghezza d’onda maggiore della luce visibile, ma minore delle onde radio. Il nome sottintende “sotto il rosso” (dal latino “infra” ovvero “sotto”) in quanto il rosso è il colore visibile con la frequenza più bassa.

– Microonde. Lunghezza d’onda fra 0,4 mm a 1 m. Sono radiazioni elettromagnetiche con lunghezza d’onda compresa tra la gamma superiore delle onde radio e la radiazione infrarossa.

– Onde radio. Zona suddivisa in tre campi: onde corte (lunghezze d’onda da 1 m a 100 m), onde medie (da 200 m a 600 m) e onde lunghe (oltre 600 m).

Normalmente viene fatta una distinzione tra radiazione solare a onde corte e radiazione terrestre a onde lunghe. Minore è la lunghezza d’onda e maggiore è l’energia trasportata. La luce visibile fa parte dalla radiazione a onde corte. Le radiazioni elettromagnetiche differiscono molto, nel loro comportamento, al variare della lunghezza d’onda. Le radiazioni elettromagnetica coprono globalmente un campo di lunghezze d’onda variabile da 10^-9 μm o meno (raggi cosmici) a 10¹⁰ μm e più (onde elettriche di potenza). La radiazione termica comprende un sottoinsieme delle radiazioni elettromagnetiche caratterizzato da lunghezze d’onda fra 0,1 μm e 100 μm (ricomprendendo sia la radiazione visibile a sua volta caratterizzata da lunghezze d’onda variabili fra 0,40 e 0,76 μm, e sia parte della radiazione infrarossa o a onde lunghe e ultravioletta o a onde corte).

Quando una radiazione elettromagnetica termica (lunghezza d’onda compresa fra 0,1 e 100 μm) incide su di una superficie una aliquota viene riflessa (la corrispondente radiazione che lascia una superficie rappresenta è quindi la somma di quella emessa e di quella riflessa) mentre la radiazione non riflessa penetra nel corpo e attraversandolo viene parzialmente attenuata. L’aliquota che penetra nel corpo e che riemerge rappresenta la radiazione trasmessa, di converso quella attenuata è la radiazione assorbita.

I solidi denominati opachi non trasmettono l’energia termica che incide su di essi ma l’assorbono e la riflettono solamente. Gli aeriformi invece sono caratterizzati da un coefficiente di riflessione nullo. I gas monoatomici (idrogeno, ossigeno, azoto e quindi l’aria secca) di converso non assorbono e non emettono ma sono completamente trasparenti all’energia radiativa; per questo motivo si definiscono non partecipanti. D’altro canto un corpo che appare di colore nero non è necessariamente un corpo nero dal punto di vista delle sue caratteristiche radiative in quanto, come si è visto in precedenza, il campo di lunghezze d’onda della radiazione termica è molto più ampio di quello del visibile.

Le considerazioni e le immagini che seguono sono in gran parte ricavate dal sito della NASA http://earthobservatory.nasa.gov/Features/EnergyBalance/. Al sistema suolo + atmosfera (SSA) arriva energia sotto forma di calore sia dal sole che dall’interno della stessa Terra. Dal Sole pervengono in media circa 340W/m² (vedi componente A), dall’interno circa 0,08 W/m² (vedi Figura 2). La principale forma di energia che incide sul clima di SSA è quindi la radiazione solare. Al limite esterno dell’atmosfera il valore medio della potenza che incide su una superficie normale alla direzione della radiazione è stimata in 1.353 W/m² (costante solare).

Focalizziamo ora l’attenzione sull’atmosfera. Se l’energia in entrata e in uscita da SSA deve essere bilanciata, allo stesso modo i flussi di energia nell’atmosfera devono essere bilanciati. Le misurazioni satellitari indicano che l’atmosfera irradia verso lo spazio energia termica radiante infrarossa IR (a onde lunghe) equivalente al 59% dell’energia solare in arrivo ovvero 340×59/100=200,6 W/m². Con riferimento alla sola atmosfera dell’energia radiante solare in ingresso (a onde corte) il vapore acqueo, l’aerosol e l’ozono presente nell’atmosfera ne assorbono un 23% ovvero 78,2 W/m² (componente B). Evaporazione e convezione trasferiscono dal suolo verso l’atmosfera mediamente il 25% ovvero 85 W/m² e il 5% ovvero 17 W/m² (componenti O e P). Questi tre processi (B + O + P) trasferiscono nell’atmosfera l’equivalente del 53% ovvero 180,2 W/m² dell’energia solare in entrata.

Figura 2

La somma dell’energia in arrivo dell’atmosfera è infatti pari a 23%+5%+25% = 53%. L’energia termica che ritorna allo spazio, a onde lunghe, è del 59% (componente R più componente S). Se facciamo la differenza fra 59% e 53% otteniamo 6%. Da dove proviene la frazione rimanente pari al 6%, ovvero 20,4 W/m² ?

I gas atmosferici come ossigeno e azoto sono trasparenti alla luce solare in entrata (onde corte) e sono trasparenti anche all’infrarosso termico in uscita (onde lunghe). Tuttavia, il vapore acqueo, l’anidride carbonica, il metano e altri gas in traccia (normalmente indicati come gas serra) sono opachi a molte lunghezze d’onda dell’energia termica infrarossa o a onde lunghe. Si è scritto in precedenza che la materia opaca non trasmette l’energia termica che incide su di essa ma l’assorbe e la riflette solamente. Il suolo irradia verso l’alto l’equivalente netto del 17% dell’energia solare in entrata come infrarosso termico o a onde lunghe (componente M meno componente N). Tuttavia, la quantità che fuoriesce direttamente nello spazio rappresenta solo il 12%, ovvero 40,8 W/m², dell’energia solare in entrata (componente Q). La frazione rimanente, corrispondente grossomodo al citato 6% netto dell’energia solare in entrata ovvero M–N–Q, viene trasferita all’atmosfera in quanto le molecole di gas serra assorbono l’energia termica infrarossa o onde lunghe che perviene dalla superficie. In conseguenza di questo trasferimento di energia termica alle molecole di gas serra la corrispondente temperatura aumenta; a loro volta gli stessi gas serra (che possono solo assorbire e riflettere radiazione termica) irradiano una maggiore quantità di energia termica infrarossa o a onde lunghe in tutte le direzioni. La parte di energia termica irradiata verso l’alto continua a incontrare molecole di gas serra che a loro volta assorbono il calore con relativo aumento di temperatura e relativa irradiazione di energia termica in ogni direzione. Queste modalità di “trasferimento” di irradiazione dell’energia termica verso l’alto o verso il basso rimane attiva fino ad una altitudine di 5-6 km dove la concentrazione di gas serra assume via via valori sempre più piccoli fino a che l’irragiamento termico a onde lunghe non viene più assorbito e riflesso ma si disperde definitivamente nello spazio. La parte di calore irradiata ai vari livelli verso il basso, dai gas serra, ritorna alla fine al suolo dove viene nuovamente assorbita. In conseguenza di questo assorbimento la temperatura al suolo diventa più calda di quanto sarebbe se riscaldata solo dal riscaldamento solare diretto. L’atmosfera induce in tal modo sul suolo un riscaldamento supplementare chiamato effetto serra naturale (ESN). In altro modo potremmo affermare che si stabilizza un aumento di temperatura al suolo e nelle parti basse dell’atmosfera per formare una sorta di gradiente finalizzato a permettere la fuoriuscita dell’energia termica verso l’esterno dell’atmosfera attraverso la radiazione.

ESN eleva la temperatura al suolo a circa +15 °C, oltre 30 gradi in più di quanto sarebbe la temperatura media al suolo in assenza di ESN (-15°C). La quantità di calore irradiato dall’atmosfera verso il suolo a onde lunghe (chiamata radiazione posteriore o RP) equivale al 100% dell’energia solare in arrivo (la componente N in Figura 2). Il suolo risponde al riscaldamento solare a onde corte (componente P) e risponde all’energia extra a onde lunghe (componente N) stabilizzandosi su di una temperatura maggiore. ESN è conseguenza del fatto che dallo spazio solo l’energia termica elettromagnetica può essere assorbita in uscita (componente D e componente T) e solo energia termica elettromagnetica viene assorbita in entrata a SSA (componente A).

La quantità di energia irradiata a onde lunghe dal suolo (componente M) aumenta all’aumentare della sua temperatura. L’energia in uscita aumenta con la quarta potenza della temperatura. Poiché il riscaldamento solare (a onde corte, componente F) e la RP proveniente dall’atmosfera (a onde lunghe, componente N) aumentano la temperatura superficiale del suolo, il suolo stesso rilascia contemporaneamente una quantità maggiore di calore, equivalente a circa il 117% ovvero 347,8 W/m² (componente M) dell’energia solare in entrata pari a 340 W/m² (componente A). Il flusso di calore radiativo netto a onde lunghe diretto verso l’alto è quindi equivalente al 17% della luce solare in entrata (ovvero 117% in uscita verso l’alto ovvero componente M sottratto 100% in entrata verso il basso ovvero componente N, vedi Figura 2). Una parte finale dell’energia termica fuoriesce d asubito direttamente nello spazio mentre il resto viene trasferito a livelli sempre più alti dell’atmosfera finché l’energia che lascia la parte superiore dell’atmosfera non corrisponde alla quantità di energia solare in entrata (differenza fra componente A e componente D uguale alla componente T).

Poiché la quantità massima possibile di luce solare in arrivo è fissata dalla costante solare (che dipende solo dalla distanza della Terra dal Sole e da limitate variazioni correlate ai cicli solari), l’ESN stabilizza la temperatura superficiale media sulla Terra in quanto permette la restituzione di energia termica verso lo spazio con le stesse caratteristiche dell’energia termica in ingresso. Ma SSA non necessariamente può costantemente assorbire e ritornare allo spazio quantità di energia analoghe. Ricordiamo infatti che per date lunghezze d’onda alcuni gas serra presenti in atmosfera assorbono parte della radiazione in uscita ma se questi gas aumentano in concentrazione come conseguenza maggiore energia in uscita verrà trattenuta nella parte bassa dell’atmosfera (troposfera); di conseguenza, per mantenere l’equilibrio energetico, SSA dovrà emettere maggiori quantità di energia agendo prevalentemente attraverso un aumento della propria temperatura media. La variazione del corrispondente gradiente di temperatura permette dinamicamente il mantenimento dell’equilibrio termico in SSA.

Il vapore acqueo è il gas serra a più alta concentrazione in atmosfera (da 0,33% in media fino ad arrivare al 4% e oltre). E’ il gas che contribuisce maggiormente a ESN con un contributo stimato tra il 70% e il 96% se consideriamo l’effetto creato dalle nuvole. Nell’atmosfera, le molecole di acqua catturano l’energia termica irradiata dalla Terra verso lo spazio, diramandola in tutte le direzioni e riscaldando così il suolo prima di essere irradiata nuovamente nello spazio. Evidentemente l’entità dell’evaporazione, processo che integra la concentrazione di vapore acqueo nell’atmosfera, aumenta con l’aumento della temperatura della stessa atmosfera. Variazioni anche modeste della concentrazione del vapor acqueo possono indurre grandi influenze sull’ESN. Queste influenze non sono correlate necessariamente al solo aumento della temperatura. Infatti se il riscaldamento dell’aria produce un aumento della concentrazione del vapor acqueo, consegue anche una incidenza nella variazione della copertura nuvolosa che a sua volta risulta correlata ad un processo di raffreddamento di SSA qualora focalizzassimo l’attenzione sulla riflessione della radiazione solare incidente (componente C, vedi Figura 2) o qualora tenessimo conto dell’aumento dell’emissione nell’infrarosso (onde lunghe) dalla superficie terrestre (componente M). Mediamente questo raffreddamento non risulta comunque sufficiente a bilanciare l’effetto di riscaldamento prodotto da un incremento della concentrazione dello stesso vapor acqueo; il risultato netto in media è, in ogni caso, il non verificarsi di una variazione significativa di ESN.

Una caratteristica fondamentale del vapore acqueo è l’efficienza nel trasporto di energia termica. Viene trasportato almeno 4 volte più calore usando vapore acqueo di quanto ne trasporti l’acqua nella forma liquida. Mediamente sulla Terra si dimostra una eccedenza del flusso evaporativo degli oceani rispetto alle precipitazioni che interessano gli stessi oceani; di converso nelle terre emerse la proporzione si inverte in quanto eccedono le precipitazioni rispetto al flusso evaporativo. Globalmente la differenza tra precipitazione ed evaporazione, nell’intero globo, è stimata in 36.000 km³/anno. Evaporazione e precipitazione costituiscono un flusso complessivo di 505.000 km³/anno e il volume d’acqua totale interessato è stimato in 15.500 km³. Di conseguenza il contenuto d’acqua nell’atmosfera viene rinnovato circa 30 volte l’anno e quindi il tempo medio di residenza dell’acqua nell’atmosfera è di circa 12 giorni. Allo stesso modo, sempre in media, l’86% dell’evaporazione globale ha luogo negli oceani; l’evaporazione negli oceani riduce la loro temperatura portando il calore fuori dallo specchio liquido. Se non ci fosse evaporazione dagli oceani (col conseguente raffreddamento degli stessi) l’ESN descritto in precedenza porterebbe la temperatura superficiale del suolo a 67°C e quindi ad una superficie terrestre molto più calda. Si è già scritto come la superficie della Terra presenterebbe una temperatura stimata in -15°C in mancanza di gas serra e del corrispondente ESN.

Tenendo conto delle modalità di arrivo della radiazione solare e della forma sferica del globo terrestre ne deriva che la maggior parte dell’energia solare riscalda soprattutto i mari tropicali. Dopo l’evaporazione nei mari tropicali il vapor d’acqua si innalza nell’atmosfera ed è allontanato ai tropici tramite i venti. La maggior parte del vapore condensa nella zona di convergenza equatoriale rilasciando il calore latente che riscalda l’aria; questo fenomeno, a sua volta, fornisce energia alla circolazione atmosferica.

In letteratura mediamente il 95% di ESN, e quindi del riscaldamento, viene è ricondotto all’azione del vapore acqueo, un 4% è normalmente ricondotto all’azione della CO₂. Percentuali minori e meno significative riguardano i gas CH₄, N₂O e CFC.

Sul suolo (dove avviene mediamente il 14% dell’evaporazione globale) parte dell’acqua meteorica assorbita dal terreno torna all’atmosfera attraverso l’evaporazione e la traspirazione fogliare. In genere la riduzione della copertura vegetale riduce l’evapotraspirazione comportando una riduzione del fenomeno del raffreddamento conseguente all’evaporazione e quindi, nell’ottica di ESN, un riscaldamento al suolo. Infatti il processo di evapotraspirazione consuma calore rimuovendo calore dal suolo; minore è l’evapotraspirazione e minore è la rimozione di calore dal suolo e maggiore non può che essere la temperatura di stabilizzazione del sistema connesso a ESN.

Il ciclo idrologico, chiamato anche ciclo dell’acqua, caratterizza l’esistenza ed il movimento dell’acqua in SSA. L’acqua della Terra è sempre in movimento e cambia di stato continuamente, da liquido a vapore a ghiaccio, in tutti i modi possibili. Varie attività umane possono alterare il ciclo idrologico: agricoltura, allevamento, inquinamento atmosferico, processi di combustione, deforestazione, emungimenti da falda, sottrazione acqua da fiumi, urbanizzazione, ecc… L’urbanizzazione è il processo di sviluppo e organizzazione che porta un aggregato umano ad assumere le caratteristiche tipiche di una città. Normalmente in tale termine vengono incluse anche la costruzione di strutture (opere di urbanizzazione) come reti di trasporto e sistemi fognari. I nuclei urbanizzati tendono ad espandersi molto rapidamente. Nel mondo, dal 2007, la maggioranza degli esseri umani vivono in città ovvero in ambiente dove massimo è il processo di urbanizzazione (vedi). Nelle terre emerse, escludendo zone desertiche, lacuali o di montagna, il suolo non urbanizzato è normalmente interessato dalla vegetazione (alberi, cespugli, erba, ecc…). Quasi tutta l’acqua che la vegetazione impiega proviene dal terreno e l’acqua del terreno deriva dalla condensazione dell’acqua che evapora dal suolo e al suolo ritorna sottoforma di precipitazione (ciclo idrologico).

In riferimento a diverse regioni agroclimatiche diversi sono i valori di riferimento per l’evapotraspirazione. Nelle terre umide e semiumide di tipo tropicale o subtropicale l’evapotraspirazione media giornaliera si può stimare rappresentata dal valore 4,5 mm/giorno; nelle terre aride e semiaride di tipo tropicale o subtropicale l’evapotraspirazione media giornaliera è stimabile nel valore 5 mm/giorno. Nelle terre umide e semiumide di tipo temperato l’evapotraspirazione media giornaliera è stimabile nel valore 4 mm/giorno; nelle terre aride e semiaride di tipo temperato l’evapotraspirazione media giornaliera è stimabile nel valore 5 mm/giorno.

Ricordiamo come l’evaporazione richieda grandi quantità di energia.5 mm giornalieri sono tipici valori di evapotraspirazione ET alle medie latitudini durante i mesi estivi. Proviamo a stimare quanta energia è necessaria per consentire l’evapotraspirazione di 5 mm d’acqua. 5 mm equivalgono a 5.000 g di acqua a m²; 5.000 g/m² x 2.442 J/g = 12.210.000 J/m² (essendo 2.442 il calore latente di evaporazione dell’acqua espresso in J/g) ovvero 12,21 MJ/m². Il valore 12,21 MJ/m² equivale ad quantità di energia contenuta in circa 300 g di petrolio). Con l’evaporazione e con ET l’acqua si trasforma da liquido a gas o vapore. Questi processi sono il principale modo con cui l’acqua torna nell’atmosfera attraverso il ciclo idrologico sotto forma di vapore. In letteratura è stato stimato che mari, laghi e fiumi producono circa l’85% di umidità presente normalmente in atmosfera tramite il processo di evaporazione mentre una grossa parte della percentuale rimanente proviene prevalentemente dalla evapotraspirazione della vegetazione nelle terre emerse.

Sebbene l’atmosfera non sia una grande “contenitore” d’acqua è comunque il mezzo principale per spostare l’acqua intorno al mondo attraverso il ciclo idrologico. C’è sempre acqua nell’atmosfera. Le nuvole, costituita da goccioline piccolissime, sono la forma più visibile di acqua atmosferica, ma anche l’aria limpida contiene acqua sotto forma di vapore, in molecole separate, di dimensioni troppo piccole per essere viste. Il volume di acqua presente mediamente nell’atmosfera è stimato nel valore 15.500 km³. Se tutta l’acqua nell’atmosfera piovesse in una sola volta, coprirebbe la superficie terrestre con uno spessore di circa 2,5 cm.

Mentre l’evaporazione consuma calore la condensazione (processo con cui il vapore acqueo viene trasformato in acqua liquida) è un processo che libera calore. La condensazione è importante nel ciclo idrologico perché da origine alle nuvole e le nuvole producono le precipitazioni che sono il modo principale con cui l’acqua ritorna sul suolo. La condensazione è evidentemente l’opposto dell’evaporazione. La condensazione è causa della nebbia, è causa dell’appannamento degli occhiali quando si passa da un ambiente esterno freddo in uno interno caldo e umido, è causa delle goccioline che si formano sull’esterno di un bicchiere di bibita gelata, all’interno delle abitazioni è causa dell’appannamento dei vetri delle finestre nei giorni freddi.

Ma torniamo ora al concetto di urbanizzazione. Il processo di urbanizzazione incide sul ciclo idrologico dell’acqua. Infatti:

– in zone urbanizzate si formano le isole di calore correlate ad una temperatura ambiente mediamente più elevata e quindi con aumento dell’azione evaporante e della residua azione evapotraspirante (in letteratura viene stimata in proporzione il 5-20% in più rispetto alle aree circostanti non urbanizzate). Nelle aree urbanizzate può esserci però significativa presenza di acqua destinata all’evaporazione, e soprattutto all’evapotraspirazione, ma in genere solo in corrispondenza a periodi piovosi;

– l’urbanizzazione tende a ridurre fino ad annullare le superfici con uso “vegetato” del suolo in tal modo riducendo l’evapotraspirazione correlata. Meno vapore acqueo e quindi meno energia termica viene consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione comporta sempre un impermeabilizzazione significativa, se non addirittura completa, delle superfici. La conseguente minor presenza di acqua al suolo nei periodi non piovosi comporta meno vapore acqueo e quindi meno energia termica consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione è sempre correlata a presenza di sistemi artificali di drenaggio (fognature) che allontanano l’acqua dall’ambiente urbano. Nei periodi non piovosi meno vapore acqueo e quindi meno energia termica viene di conseguenza consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione comporta in genere una drastica riduzione del contenuto medio di umidità nel residuo suolo non impermeabilizzato e conseguentemente meno vapore acqueo e quindi meno energia termica consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione comporta in genere una riduzione drastica della ricarica di acqua nel primo suolo col conseguente abbassamento di acqua disponibile all’evaporazione o evapotraspirazione e a seguire con minor quantità di vapore acqueo e quindi di energia termica consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione è correlata ad un maggior deflusso superficiale durante i periodi piovosi e in genere ad una minore o nulla formazione di ristagni effimeri in superficie con la conseguente riduzione di acqua disponibile all’evaporazione. Consegue minor quantità di vapore acqueo e quindi di energia termica consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione comporta maggiori celerità nel deflusso superficiale in periodo piovoso e conseguentemente minore tempo disponibile al processo di evaporazione. Ne segue minor quantità di vapore acqueo e quindi di energia termica consegnata all’atmosfera;

– l’urbanizzazione è quasi sempre correlata al collettamento delle acque di pioggia a fognature (in genere interrate) ed a canali di drenaggio (in genere con sviluppo del deflusso prevalentemente in profondità) con ciò diminuendo la superficie disponibile al processo di evaporazione. Ciò incide nei tempi di evaporazione e a seguire comporta minor quantità di vapore acqueo e quindi di energia termica consegnata all’atmosfera.

Come potrebbe incidere su ESN l’azione umana urbanizzante? Si è precisato come vengano modificati i tassi di evaporazione e di evapotraspirazione al suolo verso l’atmosfera. Si è già precisato, d’altro canto, come la radiazione assorbita dall’atmosfera venga riemessa nello spazio in quantità tale da garantire il bilancio energetico Terra-Sole (ESN).

Consideriamo ora un “volume di controllo” costituito da 1 m³ teorico di superficie di suolo terrestre. Indichiamo con:

SVAR_E = la variazione di energia nel volume di controllo,

SR_C = l’apporto radiativo netto in onda corta,

ST_C = il calore scambiato dal terreno per conduzione / convenzione,

SR_L = l’apporto radiativo netto in onda lunga,

SET_S = calore ceduto dal volume per evaporazione/evapotraspirazione,

ST_T = calore ceduto da interno della Terra.

Possiamo scrivere, nell’intervallo DT, la seguente uguaglianza

SVAR_E = (SR_C + ST_C + SR_L + SET_S + ST_T) x DT.

Allo stesso modo consideriamo ora un “volume di controllo” costituito da 1 m³ teorico di atmosfera. Indichiamo con:

AVAR_E = la variazione di energia nel volume di controllo,

AR_C = l’apporto radiativo netto in onda corta,

AT_C = il calore scambiato dalla materia per conduzione / convenzione,

AR_L = l’apporto radiativo netto in onda lunga,

AET_S = calore ceduto al volume per condensazione del vapore acqueo.

Possiamo scrivere, nell’intervallo DT, la seguente uguaglianza

AVAR_E = (AR_C + AT_C + AR_L + AET_S ) x DT.

Se consideriamo per i due volume di controllo una ugual variazione di energia otteniamo la relazione

SR_C + ST_C + SR_L + SET_S + ST_T – AR_C – AT_C – AR_L – AET_S = 0

o anche, ipotizzando ST_C trascurabile (perché di molti ordini di grandezza inferiore agli altri contributi), ST_T trascurabile (perché stabilizzabile nel lungo periodo), AT_C trascurabile in prima istanza, la relazione precedente diventa

SR_C + SR_L + SET_S – AR_C – AR_L – AET_S = 0

ovvero

(SR_C – AR_C) + (SR_L – AR_L) = (AET_S – SET_S) .

Se ora come ulteriore ipotesi imponiamo trascurabile il fenomeno di evapotraspirazione al suolo (a seguito del processo di urbanizzazione) e manteniamo un minimo di evaporazione in atmosfera (per tener conto degli apporti di vapore acque originati dal territorio contermine non interessato da urbanizzazione) si ottiene:

(SR_C – AR_C) > (-SR_L + AR_L) + AET_S

ovvero

(SR_C + SR_L) > (AR_C + AR_L) + AET_S.

Essendo AET_S positivo rimane valida la disuguaglianza

(SR_C + SR_L) – AET_S > (AR_C + AR_L) .

I contributi termici delle radiazioni lunghe e corte al suolo non possono che essere maggiori dei contributi termici delle radiazioni lunghe e corte in atmosfera e quindi il suolo deve aumentare di energia termica e quindi di temperatura. L’impermeabilizzazione appare quindi correlata ad un aumento “non naturale” di ESN; “non naturale” perché correlato ad un processo di origine antropica.

Del resto un risultato relativamente similare può essere ottenuto considerando nel complesso il sistema Terra più Sole. Si è già visto come l’intera radiazione proveniente dal sole può essere riflessa o assorbita da SSA. Mediamente il 30% della radiazione proveniente dal Sole viene riflessa dalla stessa atmosfera, dalle nubi e dal suolo; il 19% viene assorbita dall’atmosfera per poi essere riemessa nell’infrarosso (onde lunghe), l’1% può essere considerato assorbito dalla vegetazione in conseguenza della fotosintesi clorofilliana, il restante 50% viene assorbito dal suolo. Del 50% assorbito dal suolo, il 20% viene riemesso sotto forma di radiazione infrarossa (onde lunghe), il 7% viene riemessa come calore sensibile ed il restante 23% come calore latente. Di conseguenza se diminuisce la quota di calore latente a causa di una brusca riduzione di evapotraspirazione sia la radiazione infrarossa e sia il calore sensibile devono aumentare, sottintendendo in tal modo un aumento della temperatura.

Anche l’andamento dell’albedo superficiale dovrebbe essere valutato nell’analisi degli effetti indotti dall’attività antropica di urbanizzazione sul clima. L’albedo superficiale è il rapporto tra la radiazione solare riflessa e quella incidente ad onde corte la superficie terrestre ed è uno dei parametri fondamentali che influenzano il clima della Terra. Nelle aree urbanizzate è prevedibile un incremento dell’albedo (infatti la vegetazione presenta valori di albedo minori rispetto a superfici rocciose e impermeabilizzate in condizioni naturali). Ciò dovrebbe portare ad una riduzione sia dell’energia assorbita dalla superficie che del mescolamento convettivo in prossimità dell’interfaccia suolo. A lungo termine anche l’evaporazione potrebbe diminuire inibendo ulteriormente la possibilità di condensa (e quindi di precipitazione) in atmosfera. In ogni caso la vegetazione influenza in modo sostanziale il clima di una determinata area modificando il bilancio energetico e gli scambi di vapore acqueo e anidride carbonica tra la superficie terrestre e l’atmosfera.

All’aumentare dell’altezza, nei primi km di atmosfera ovvero nella troposfera, è sperimentabile un gradiente in diminuzione della temperatura. Il suolo si riscalda a causa dell’assorbimento della radiazione solare e cede di ritorno calore all’aria per radiazione e convezione ed energia termica attraverso il fenomeno dell’evaporazione e della traspirazione. Attraverso i moti convettivi il calore viene trasportato verso l’alto e all’aumentare della quota i gas si espandono e subiscono un raffreddamento mentre il gas con maggiore effetto di trasferimento di energia termica, il vapore acqueo, condensa a sua volta raffreddando il sistema tramite cessione di calore. L’espansione dei gas con la quota ne comporta il raffreddamento in quanto nelle durate tipiche della convezione (che agisce in un intervallo temporale compreso fra qualche minuto e qualche ora) l’aria conduce poco calore ma non manca lo scambio termico e particolarmente i cambiamenti di fase dell’acqua dissolta nell’aria (vapore acqueo atmosferico) sono associati a scambi di calore. Ed in ogni caso ci sono gli scambi di calore per irraggiamento per cui la troposfera perde calore per l’emissione di alcuni gas (H₂O, CO₂ etc.), nello spettro infrarosso (onde lunghe) nel processo che crea ESN. Come si può constatare dalla Figura 2 la percentuale di energia rispedita al suolo dall’atmosfera nell’infrarosso per effetto serra naturale diminuisce all’aumentare della quota (ultima freccia a destra in Figura 2). A 3.000 m circa già un terzo delle molecole che compongono l’atmosfera sono presenti a quote inferiori. A 5.000 m si possono considerare come un 50% le molecole presenti a quote inferiori. A queste quote l’atmosfera assorbe molta meno energia solare è viene ridotta drasticamente la restituire dell’energia in basso mediante l’emissione infrarossa (onde lunghe); l’energia elettromagnetica termica trova sempre meno sbarramenti nella sua strada verso l’esterno dell’atmosfera.

In definitiva un meccanismo significativo di controllo dell’energia termica, e quindi della temperatura nella troposfera, è la convezione. Probabilmente nella sovrastante stratosfera il prevalente fattore di controllo dell’energia termica e quindi della temperatura è la radiazione. Il principale responsabile di ESN nell’atmosfera è il vapore acqueo. Rispetto alla CO₂ il vapore acqueo ha rapidi scambi nel tempo e può contare sull’interazione con immensi serbatoi distribuiti sul suolo (oceani, ghiacciai, vegetazione). La concentrazione del vapore acqueo in atmosfera è ovviamente controllata dalla dinamica atmosferica ma potrebbe essere alterata anche dalla urbanizzazione generando un cambiamento del corrispondente ESN forse ben oltre la trascurabile perturbazione al clima. Tenendo fisso il ruolo di forzante primaria in carico alla CO₂, come in via prevalente la letteratura di settore ricorda, se ad un aumento della forzante della CO₂ corrisponde un contributo in aumento all’effetto serra dovuto alle dinamiche del vapore acqueo, la perturbazione introdotta dalla forzante rimane destinata ad avere effetti crescenti nel tempo con una variazione irreversibile del clima.

In ogni caso minori concentrazioni di vapore non possono che essere correlate anche a minor formazione di nuvole. Una minor formazione di nubi non può che comportare una riduzione della parte riflessa dell’energia solare in ingresso (albedo terrestre collegato alle nuvole) ed un conseguente riscaldamento. Il vapore acqueo è quindi essenziale per lo sviluppo di condizioni meteorologiche perturbate; esso influenza (direttamente e indirettamente attraverso la formazione di nuvole) l’equilibrio radiativo planetario. Il vapore acqueo è poi l’unico costituente atmosferico radiativamente importante con vita breve, è abbondante nell’atmosfera e presenta una forte capacità di influenza sui cambiamenti climatici. Il calore latente del vapore acqueo rappresenta gran parte del trasporto di calore verso l’alto, all’interno dell’attuale atmosfera terrestre. Il vapore acqueo domina il raffreddamento radiativo netto della troposfera che guida la convezione. La convezione mescola verticalmente regioni localizzate dell’atmosfera tramite correnti ascensionali e discendenti, produce un trasporto netto di vapore acqueo prevalentemente verso l’alto e crea perturbazioni che possono trasportare indipendentemente l’acqua precipitante e rievaporante.

L’aumento della superficie impermeabile nelle aree urbanizzate provoca una riduzione del flusso di calore latente e un aumento del flusso di calore sensibile. Si ravvisano quindi differenti tempistiche nel raffreddamento notturno; le aree meno urbanizzate o allo stato naturale si raffreddano in modo relativamente veloce durante la notte mentre le aree urbane continuano a mantenere temperature più elevate durante la notte. Il rallentamento del tasso di raffreddamento nelle aree urbane comporta generalmente un aumento della temperatura minima osservata.

Il vapore acqueo in atmosfera ha una triplice attività: a) aumenta l’assorbimento e quindi RP a onde lunghe di ritorno verso il suolo; b) è veicolo per il trasporto diretto del calore latente dalla superficie ad altezze da dove si innesca la stessa RP, c) è prerequisito per la formazione delle nuvole e del conseguente albedo che aumenta la riflessione delle onde corte in arrivo dallo spazio. Il vapore acqueo interviene quindi su processi che potenzialmente influenzano le conseguenze della radiazione totale emessa da qualsiasi zona del suolo e dell’atmosfera ed i percorsi attraverso i quali l’energia termica incidente ritorna nello spazio. Senza vapore acqueo ESN rischierebbe di essere meno significativo. Gli altri gas serra, e particolarmente la CO₂, intrappolano sicuramente energia a onde lunghe rimandandola sul suolo ma sempre solo in proporzione alla loro concentrazione. Il vapore acqueo è fondamentale a mantenere il pianeta abitabile ad una temperatura media di 15°C; se la corrispondente concentrazione in atmosfera diminuisce la temperatura media non può che alzarsi in quando verrebbe a ridursi il gradiente delle emissioni di ritorno dell’energia elettromagnetica a onde lunghe che gestisce l’allontamento verso lo spazio della stessa energia termica.

Per finire ricordiamo che l’aria umida è più leggera dell’aria secca (le molecole di vapore acqueo presentano un peso molecolare minore rispetto ad altri gas come O₂ e N₂). Quando l’acqua evapora dalle acque libere, dalle superfici umide e dal suolo naturale ovvero evapotraspira attraverso la vegetazione il processo evaporazione rimuove il calore di evaporazione raffreddando contestualmente il suolo da cui evapora. Nelle aree desertiche, dove è limitata l’acqua soggetta ad evapotraspirazione durante il giorno, le escursioni termiche tra il giorno e la notte risultano molto più elevate rispetto alle aree temperate. Il calore assorbito viene trasportato attraverso l’aria leggermento meno secca e quindi più leggera che sale nella media troposfera fino ad essere potenzialmente rilasciata quando il vapore acqueo si condensa in nuvole ed eventualmente pioggia. In ogni caso le aree desertiche hanno poche nuvole perché la concentrazione di umidità, pur col potenziale raffreddamento del suolo durante il giorno e pur con la perdita di calore durante la notte, non ne permette la formazione. Nelle foreste pluviali la temperatura raramente supera i 40°C durante il giorno o raramente scende sotto i 25°C durante la notte. I deserti aridi c’è un contributo minore del vapore acqueo e devono fare affidamento soprattutto sull’albedo in superficie; di giorno le temperature arrivano anche oltre i 50°C mentre di notte possono scendere anche sotto i 10°C. Del resto tre possono essere i modi con cui l’aria più umida può tendere a riscaldare la superficie in termini relativi: 1) con abbassamento del gradiente di temperatura (si condensa il vapore acqueo con rilascio di calore latente nell’aria, prevalentemente in orari notturni); 2) maggior durata del tempo di raffreddamento durante la notte sopra la superficie in caso di maggior capacità termica; 3) limitare i tassi di evaporazione dalla superficie spostando la massa d’aria sopra di essa più vicino al punto di saturazione.

L’energia termica non può che dipendere dalla radiazione mentre lo spostamento della stessa è ricollegabile prevalentemente alla convezione; un piccolo esperimento può mostrare come funzionano gli scambi di energia termica nella troposfera. Proviamo a tenere la mano vicino alla fiamma di una candela, lateralmente alla stessa, all’aria aperta e con aria calma (indicativamente a 8-10 cm di distanza). Il fuoco della fiamma è molto caldo, soprattutto rispetto all’aria che lo circonda, e quindi il trasferimento di calore radiativo dovrebbe essere significativo in questa situazione. Ma lateralmente a poca distanza dalla fiamma praticamente non si sente più il suo calore. Come mai? In realtà la radiazione della fiamma della candela viene rapidamente assorbita dall’aria circostante riscaldando la stessa.  Ma in conseguenza di questo riscaldamento l’aria si espande diventando meno densa e galleggiando verso l’alto: è il rapido processo di trasferimento dell’energia termica per convezione. Se invece mettiamo la mano a 10 cm sopra la candela sentiamo immediatamente il calore. L’energia che riscalda l’aria proviene dalla radiazione ma il meccanismo che la trasporta è la convezione. Se meno vapore acqueo si forma al suolo, a causa della minor presenza di acqua in situazione di urbanizzazione, meno vapore acqueo è anche disponibile per essere trasferito verso l’alto per convezione e meno energia radiante verrà trasferita verso l’alto. In questa condizione, per garantire il trasferimento di energia radiante a onde lunghe verso l’esterno dell’atmosfera e mantenere almeno localmente stabile il sistema SSA dal punto di vista energetico, maggiore dovrà essere la temperatura al suolo.

I dati sul biossido di carbonio (CO₂) della stazione di misura di Mauna Loa costituiscono la registrazione più lunga di misurazioni della concentrazione di CO₂ in atmosfera. La raccolta dei dati iniziò nel 1958 a cura del dott. David Keeling dello Scripps Institution of Oceanography. In rete è possibile eseguire il download del database dei valori di CO₂ del Global Monitoring Laboratory (GML) del National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). Nel database GLM NOAA ogni media mensile di CO₂ misurata è la media delle medie giornaliere, che a loro volta si basano su medie orarie. L’accumulazione di anidride carbonica nell’atmosfera sulla base dei rilevamenti continuativi di Mauna Loa forma un grafico noto come curva di Keeling o CK (vedi Figura 1, da https://w.wiki/4ZWn).

Figura 1

Le misurazioni di Mauna Loa evidenziano un costante aumento della concentrazione media di CO₂ da 313 parti per milione in volume (ppmv) misurati nel 1958 a 420 e oltre dei tempi attuali. La comunità scientifica concorda quasi unanimamente che questo aumento è dovuto alla combustione dei combustibili fossili e dal momento che la CO₂ è un gas serra questo ha implicazioni significative in rapporto al riscaldamento globale. La “crescita” che di anno in anno spinge i livelli di CO₂ verso l’alto pare quindi un processo a “causa” antropica in quanto l’andamento non ha nulla a che fare con la normale variabilità climatica e ambientale della Terra.

Come evidenziato in Figura 1 la CK mostra una variazione ciclica annuale di circa 5 ppmv, corrispondente alla variazione stagionale dell’assorbimento di CO₂ da parte della vegetazione terrestre. La maggior parte della vegetazione si colloca nell’emisfero settentrionale dove si concentra prevalentemente la superficie terrestre non interessata da oceani e mari. Dopo un massimo rilevabile nel mese di maggio la concentrazione di anidride carbonica diminuisce, durante la primavera e l’estate nell’emisfero settentrionale, poiché la vegetazione assorbe la CO₂ attraverso il processo di fotosintesi clorofilliana. Dopo il minimo di settembre il livello risale di nuovo in autunno ed in inverno nell’emisfero settentrionale a seguito della decomposizione della vegetazione e conseguente rilascio di CO₂. L’oscillazione annuale dei valori di concentrazione deriva quindi dalla asimmetria delle superfici vegetate terrestri, più sviluppate nell’emisfero boreale che in quello australe. In termini di trend medio va comunque precisato come la concentrazione di CO₂ nell’emisfero meridionale é lievemente inferiore rispetto a quella misurata nell’emisfero settentrionale in quanto la maggior parte della produzione di CO₂ di origine antropica arriva proprio dall’emisfero boreale. Il tempo medio di rimescolamento della CO₂ tra i due emisferi è stimato in circa un anno e questo spiega quelle sottili differenze osservabili fra misurazioni di CO₂ localizzate nei due emisferi in punti diversi. L’emisfero australe è mediamente in leggero ritardo rispetto a quello settentrionale ma alla fine le misurazioni sostanzialmente corrispondono (le differenze osservabili, tra misurazioni in punti diversi ma comunque remoti e poco influenzati da sorgenti dirette, sono sempre di poche ppmv).

Figura 2

I dati NOAA GLM sono stati rielaborati operando una media su base triennale dei valori mensili e riportando il risultato in corrispondenza all’ultimo anno di ogni terna di anni considerata. La Figura 2 mostra l’andamento dei valori di CO₂ così rielaborati. In ascissa i valori annuali dal 1961 al 2023, in ordinata i corrispondenti valori ottenuti dalla media dei dati relativi ai tre anni precedenti. La linea tratteggiata rappresenta una approssimazione lineare dell’andamento dei dati al variare dell’anno. Relativamente ai dati medi triennali è evidente il trend costantemente in aumento della concentrazione di CO₂, con una tendenza dei gradienti all’aumento al passare degli anni. In Figura 2 il termine “trentennale” è da intendersi come “triennale”.

Figura 3

La Figura 3 è la riproposizione del grafico di Figura 2 ma limitato agli ultimi 30 anni (dal 1993 al 2023) mentre il grafico di Figura 4 è limitato ulteriormente agli ultimi 10 anni (sempre valori medi su tre anni posizionati alla fine di ogni triennio e valevoli dal 2013 al 2023). La Figura 4 sembra evidenziare una inversione nella curva di crescita (la concentrazione appare sempre in aumento ma con una diminuzione del trend di crescita). Anche nelle Figura 3 e 4 il termine “trentennale” è da intendersi come “triennale”.

Figura 4

Si tenta ora di valutare una possibile correlazione fra la curva di crescita della concentrazione di anidride carbonica e la curva di crescita della popolazione umana. Se pare acquisito che l’andamento della CK consegue alle attività antropiche simile correlazione dovrebbe infatti sussistere in rapporto all’andamento della crescita della popolazione umana.

Dal sito https://www.worldometers.info sono stati ricavati i dati di popolazione dal 1960 per multipli di 5 anni. Sono stati ricavati i seguenti valori (numero di esseri umani viventi): 1060 > 3.019.334.434; 1965 > 3.337.111.983; 1970 > 3.695.390.336; 1975 > 4.069.437.231; 1980 > 4.444.007.706; 1985 > 4.861.730.613; 1990 > 5.316.175.862; 1995 > 5.743.219.454; 2000 > 6.148.898.975; 2005 > 6.558.176.119; 2010 > 6.985.603.105; 2015 > 7.426.597.537; 2020 > 7.840.952.880; 2023 > 8.070.300.000 (valore stimato).

I dati NOAA GLM rielaborati operando una media su base triennale dei valori mensili (rappresentati in Figura 2) sono stati ulteriormente rielaborati operando la media dei valori di concentrazione annuali per blocchi di 5 anni e conferendo a seguire il risultato del calcolo al valore dell’anno multiplo di 5 immediatamente successivo. I valori ottenuti di CO₂ caratteristici sul quinquennio, fatti coincidere con l’anno finale di ogni lustro, sono (espressi in ppmv): 1960 > 315,75; 1965 > 318,351; 1970 > 322,294; 1975 > 327,913; 1980 > 333,901; 1985 > 341,737; 1990 > 349,702; 1995 > 356,622; 2000 > 364,672; 2005 > 373,706; 2010 > 384,008; 2015 > 394,408; 2020 > 406,622; 2023 > 417,101 (quest’ultimo valore da considerarsi leggermente sotto stimato).

Il legame, fra numero di abitanti della Terra per anno e valore medio di CO₂ determinato elaborando i dati del quinquennio precedente allo stesso anno, sono rappresentati nella successiva Figura 5. Si evidenzia un legame risulta molto stretto, caratterizzabile da una curva regressiva di equazione

CO₂^* = 284,2345 x [1-(2,6554 x (ABI^*/33744489625,84))]^(-1/2,655)

essendo

CO₂^* = valore annuale di CO₂ derivato dalla media quinquennale degli anni precedenti ognuno dei quali caratterizzato da valore di CO₂ ottenuto dalla media dei tre anni precedenti derivati dal database NOAA GLM;

ABI^* = numero di esseri umani dell’anno dal 1960 al 2023 a multipli di 5 anni.

Figura 5

La regressione illustrata in Figura 5 è caratterizzata da un coefficiente di correlazione pari a 0,9996; da un errore standard pari a 1,0022; da DOF pari a 11 e da AICC pari a 1,7776.

La strettissima correlazione fra crescita demografica e valori misurati medi mensili di CO₂ da database NOAA GLM appare confermare la correlazione acquisita in letteratura fra dinamica della crescita della produzione di CO₂ fossile e crescita della concentrazione di anidride carbonica. Si può evidentemente affermare che all’aumento della popolazione è correlabile un aumento della produzione di CO₂ in conseguenza del maggior uso di combustibili fossili non rinnovabili (petrolio, metano, ecc…).

Per approfondire ulteriormente la questione, sempre dal sito https://www.worldometers.info, sono stati recuperati i dati di emissione di CO₂ fossile dal 1970 fino al 2015 per multipli di 5 anni. I dati di emissione di CO₂ fossile espressi in tonnellate sono di seguito riassunti: 1970 > 15.700.000.000; 1975 > 17.346.512.000; 1980 > 19.803.842.000; 1985 > 20.176.693.000; 1990 > 22.450.442.000; 1995 > 23.619.144.000; 2000 > 25.593.733.000; 2005 > 29.769.008.000; 2010 > 33.587.787.000; 2015 > 35.631.078.000.

La Figura 6 permette un confronto fra andamento della crescita dei valori di CO₂ come determinati in precedenza (elaborando i valori della CK) e la crescita dei valori di emissione di CO₂ fossile sopra evidenziati. Ovviamente il confronto si pone per corrispondenti annualità dal 1970 al 2015. In ascissa, in ambedue i casi, compare il valore demografico degli abitanti della Terra nei corrispondenti anni dal 1970 al 2015. Sul grafico superiore, in ordinata, sono visualizzati i valori di CO₂ rilevata. Sul grafico inferiore, sempre in ordinata, sono visualizzati i valori di emissione di CO₂ fossile. Anche se la distribuzione dei valori di CO₂ fossile appare più sparsa non è possibile non rilevare la corrispondenza fra la tendenza a crescere per numero di abitanti, per le date corrispondenti, e la tendenza a crescere nei corrispondenti valori sia di CO₂ fossile prodotta che di CO₂ rilevata.

Figura 6

Confermata la corrispondenza fra la tendenza qualitativa/quantitiva al crescere e al variare del numero di abitanti del globo e le analoghe tendenze a crescere, sia qualitativamente che quantitivamente, dei corrispondenti valori di CO₂ fossile prodotta e di CO₂ rilevata, si vuole ora analizzare se analogo risultato è ottenibile considerando la distribuzione degli abitanti sul globo terrestre. Dal World Urbanization Prospects dell’ONU (vedi https://population.un.org/wup/) sono stati recuperati gli andamenti fra il 1970 e il 2020 della numerosità della popolazione urbana e la numerosità dei residenti in aree rurali.

I dati della numerosità di popolazione urbana sono di seguito riassunti per anni caratteristici: 1970 > 1.354.215.000; 1975 > 1.538.625.000; 1980 > 1.754.201.000; 1985 > 2.007.939.000; 1990 > 2.290.228.000; 1995 > 2.575.505.000; 2000 > 2.868.308.000; 2005 > 3.215.906.000; 2010 > 3.594.868.000; 2015 > 3.981.498.000; 2020 > 4.378.994.000.

I dati della numerosità di popolazione rurale sono di seguito riassunti per anni caratteristici: 1970 > 2.346.362.000; 1975 > 2.540.462.000; 1980 > 2.704.211.000; 1985 > 2.865.843.000; 1990 > 3.040.715.000; 1995 > 3.175.969.000; 2000 > 3.276.600.000; 2005 > 3.326.254.000; 2010 > 3.363.301.000; 2015 > 3.401.511.000; 2020 > 3.416.488.000.

La Figura 7 visualizza i valori di CO₂ ricavati dalla CK in rapporto all’andamento della numerosità di popolazione urbana negli anni dal 1970 al 2020. Allo stesso modo la Figura 8 visualizza i valori di CO₂ ricavati dalla CK in rapporto all’andamento della numerosità di popolazione rurale negli anni dal 1970 al 2020.

_{Figura 7}

E’ interessante notare come l’andamento qualitativo delle due distribuzioni in rapporto ai valori di CO₂ registrati sia diverso. Il legame fra la popolazione urbana e CO₂ è fortemente correlato in maniera lineare (Figura 7) mentre non c’è legame di tipo lineare fra popolazione rurale e CO₂ (Figura 8). Addirittura la correlazione con la popolazione urbana sembra migliore rispetto alla correlazione con la popolazione totale (Figura 6).

_{Figura 8}

Due considerazioni si possono ricavare dalle elaborazioni eseguite:

1. La Figura 6 sottintende una sostanziale linearità fra crescita della popolazione e crescita della produzione di CO₂ da fossile nell’intero periodo analizzato; linearità sostanzialmente presente anche nel rapporto fra andamento popolazione complessiva e CO₂ misurata.
2. La Figura 7 evidenzia sempre una forte linearità fra crescita della popolazione urbana e crescita della CO₂ misurata mentre nella Figura 8 tale linearità è assente.

La corrispondenza fra andamento della CO₂ misurata e la numerosità della popolazione totale, perdurante su tutto il periodo considerato, è in qualche modo preventivabile. Ma nel passaggio fra popolazione totale e popolazione urbana non si può non constatare un sostanziale miglioramento della correlazione lineare. Il sotto insieme della popolazione mondiale costituito dalla popolazione urbana appare correlato linearmente ai valori di CO₂ misurata in maniera molto più netta ed evidente.

Per spiegare la dinamica del continuo aumento della CO₂ misurata è forse plausibile ipotizzare che sia condizione necessaria, ma non sufficiente, la produzione di CO₂ fossile. E forse altri aspetti andrebbero considerati per spiegare esaustivamente l’andamento della CO₂ derivabile dalla CK. Il sensibile aumento qualitativo della correlazione lineare in rapporto all’andamento della popolazione urbana potrebbe consigliare maggior attenzione, ad esempio. verso la dinamica del ciclo idrologico come caratterizzazione da approfondire per spiegare l’andamento della CO₂ misurata (nelle zone urbane il ciclo idrologico risulta infatti fortemente “modificato” dal consumo di suolo e dal corrispondente aumento del tasso di impermeabilizzazione). E’ noto che il ciclo del carbonio, le dinamiche dell’energia, le dinamiche del calore e quindi della temperatura, possono essere fortemente condizionate dalle dinamiche del ciclo idrologico e incidere sull’andamento delle concentrazioni di CO₂ in atmosfera.

Sulla superficie terrestre i contributi energetici principali sono l’energia radiante a onde corte del Sole  e lo scambio di energia radiante a onde lunghe tra la superficie della Terra e l’atmosfera.

Un modo efficace di influenzare il bilancio energetico locale è cambiare l’albedo delle superfici in modo da variare l’energia del Sole rinviata allo spazio. Le superfici scure (ovvero con basso albedo) possono essere sostituite da superfici chiare (alto albedo) in modo da assorbire meno energia solare. Se in ambito urbano il materiale da copertura e da pavimentazione fosse sostituito da materiale altamente riflettente si ridurrebbe l’energia solare netta assorbita e si tradurrebbe in un cambiamento di temperatura molto simile a quello causato da una consistente copertura nuvolosa. Un tale cambiamento potrebbe non solo abbassare la temperatura di una città, avvicinandola a quella delle aree rurali circostanti, ma potrebbe anche portare ad una ulteriore riduzione qualora l’albedo in ambito urbanizzato fosse maggiore dell’albedo in ambito rurale.

Ci proponiamo ora di introdurre una semplice metodica per determinare in modo semplificato i valori di albedo che permettono di acquisire l’invarianza termoclimatica in un intervento di trasformazione edilizio-urbanistica del territorio.

L’energia media mensile che la Terra riceve dal Sole in un dato luogo cambia durante l’anno e allo stesso modo cambia la temperatura media mensile in quel luogo. I cambiamenti nella radiazione solare e nella temperatura sono strettamente accoppiati. In genere la radiazione raggiunge il picco circa 5-6 settimane prima della temperatura (quando la radiazione solare aumenta o diminuisce la temperatura reagisce di conseguenza ma in modo temporalmente sfasato).

Nel Veneto la radiazione solare media ha un valore globale di circa 1000-1.100 kWh/m²anno. Il rapporto fra radiazione estiva ed invernale è di circa 6-7.

Ma oltre al trasferimento di energia dal Sole alla Terra (calore radiante o radiazione a onde corte) c’è un altro trasferimento di energia radiativa, il trasferimento di energia radiante dallla Terra allo spazio (radiazione a onde lunghe). L’atmosfera riceve energia a onde lunghe dalla superficie terrestre, ma l’atmosfera, poiché contiene materia, irradia a sua volta energia verso il basso (verso la Terra) e verso l’esterno (verso lo spazio). In genere l’atmosfera presenta una temperatura più fresca rispetto a quella della superficie terrestre; pertanto la quantità di radiazione a onde lunghe verso il basso (cioè verso la Terra) è inferiore alla radiazione a onde lunghe originale dalla Terra e dirette verso l’atmosfera.

L’energia che arriva dal Sole rimane nel sistema Terra come calore. Questo calore potrebbe far aumentare continuamente la temperatura se non venisse rimosso. Ciò è impedito dalla continua perdita di energia verso lo spazio a seguito dell’emissione di radiazioni a onde lunghe (caratteristica di ogni tipo di materia).

Prendiamo in consideriamo ora un metro quadrato di superficie. Oltre alla radiazione solare vari altri fattori influenzano le temperature nell’elemento unitario di superficie (vento, evaporazione, pioggia, calore prodotto dalle attività umane, ecc…). La quantità di energia che entra nel metro quadrato di superficie durante un determinato periodo di tempo (es. 1 giorno) deve essere uguale alla quantità di energia in uscita più la quantità di energia eventualmente immagazzinata. Indicativamente più la superficie risulta interessata da interventi antropici di impermeabilizzazione maggiore è l’immagazzinamento di calore diurno e maggiore é il rilascio di calore notturno.

Ma elenchiamo a seguire i termini di energia che andremo a considerare:

QI sia radiazione solare incidente in arrivo (diretta e diffusa) a onde corte,

QR sia la radiazione solare a onde corte riflessa,

QLU sia l’emissione superficiale verso l’alto di radiazione a lunghezza d’onda lunga,

QLD sia l’emissione verso il basso di radiazione a lunghezza d’onda lunga,

Q* sia l’energia solare netta (positiva o zero) pari a QI–QR,

EIN sia l’energia infrarossa netta pari a QLD–QLU (generalmente negativa o nulla),

QT sia l’energia sviluppata dalle attività umane (industria, trasporto, riscaldamento, ecc..),

QL sia il calore latente correlato all’evaporazione/evapotraspirazione dell’acqua,

QE sia il calore sensibile trasportato dal movimento dell’aria,

QS sia lo stoccaggio di calore all’interno del sistema (terreno, edifici, ecc…) .

L’energia in gioco, sotto forma di calore, può essere:

1) immagazzinata e quindi originando un incremento di temperatura (variabile QS),

2) trasmessa per conduzione in profondità (quota parte di QE),

3) trasmessa per convezione all’aria sovrastante (quota parte di QE),

4) eliminato per evaporazione o evapotraspirazione (QL).

Ricordiamo che l’attraversamento dell’aria da parte dei raggi solari non è di per se sufficiente a determinare un riscaldamento significativo dell’aria stessa. Ciò che determina maggiormente il riscaldamento dell’aria è la presenza di una superficie che, una volta riscaldata, porta ad un riscaldamento della stessa aria contermine per convezione.

La radiazione netta Q*–EIN che incide una superficie può essere considerata come la somma delle componenti citate a onde lunghe ed a onde corte (Stull, 1988)

Q*–EIN =–QR+QI–QLU+QLD .

Nella relazione precedente i vari termini normalmente vengono valutati in W/m² e il segno (positivo o negativo) deriva dal considerare negativa la radiazione in uscita e positiva la radiazione in ingresso.

Come è noto la radiazione solare uscente QR è proporzionale alla radiazione solare incidente QI secondo il valore di albedo a:

QR=a_*QI

mentre la radiazione onde lunghe uscente QLU è somma di una parte riflessa e di una parte emessa dalla superficie.

I termini di energia elencati in precedenza variano di momento in momento durante ogni giorno di ogni anno e variano da un luogo considerato all’altro. In genere nell’arco di 24 ore l’energia solare radiante varia raggiungendo il picco intorno a mezzogiorno e scendendo a zero tra il tramonto e l’alba.

La radiazione a onde corte del Sole QI viene acquisita esclusivamente durante il giorno, ma la radiazione a onde lunghe QLU emessa dal sistema terrestre viene persa sia di giorno che di notte. Grazie ai vari processi radiativi il metro quadrato di superficie che stiamo considerando si riscalda quindi durante il giorno e si raffredda di notte.

La radiazione solare incidente QI è analoga sia in relazione ad una superficie con uso del suolo agricolo e sia per una superficie urbanizzata (il Sole splende su entrambe le superfici con la stessa intensità).

Con una radiazione solare QI di 7,6 kWh/(m²*giorno) e con un albedo a di 0,25 (tipico di un ecosistema forestale rurale), la radiazione solare riflessa QR vale 1,9 kWh/(m²*giorno). Se la superficie risulta urbanizzata (ad es. superficie stradale o tetto di edificio poco riflettente) è possibile ipotizzare un albedo a medio di appena 0,05 risultando quindi in una luce solare riflessa QR di soli 0,4 kWh/(m²*giorno). Quindi l’energia netta ottenuta direttamente dal Sole in ambito agricolo è di 7,6 – 1,9 = 5,7 kWh/(m²*giorno) mentre quella nel caso urbanizzato è di 7,6 – 0,4 = 7,2 kWh/(m²*giorno). Si può intuire l’importanza dell’albedo: nell’esempio portato il metro quadrato urbanizzato riceve 7,2 – 5,7 = 1,5 kWh/(m²*giorno) di energia in più .

L’energia radiante a lunghezza d’onda lunga QLD  verso la superficie terrestre (verso il basso) ha origine nell’atmosfera superiore quando l’energia verso l’alto QLU  viene assorbita, riscaldando l’atmosfera e facendo rimettere questa energia. Le emissioni verso il basso della radiazione a lunghezza d’onda lunga QLD  sono leggermente inferiori in termini di energia rispetto alla radiazione a onda lunga verso l’alto QLU perché l’atmosfera superiore, in generale, è più fredda della superficie terrestre e dell’atmosfera vicino alla superficie terrestre. A causa della vicinanza le temperature effettive delle atmosfere più alte, sia negli ambienti rurali che in quelli urbanizzati, possono essere comunque considerate uguali ai fini della presente nota.

La presenza di possibili elevati livelli di inquinamento nell’atmosfera sopra una area impermeabilizzata possono intrappolare il calore e rendere la stessa atmosfera più calda di quella corrispondente sopra una superficie permeabile. L’inquinamento aumenta quindi il termine di energia radiante verso il basso QLD aumentando il riscaldamento in corrispondenza alla superficie impermeabilizzata. La perdita netta di energia radiante a onde lunghe QLU dall’ambiente permeabile è in genere maggiore di quella dalle superfici più calde dell’ambiente impermeabilizzato. Tenendo conto dell’albedo la superficie impermeabilizzata riceve più energia dal Sole rispetto alla superficie non impermeabilizzata ma essendo caratterizzata la stessa superficie impermeabilizzata da una temperatura più elevata questa perde anche di più. Se ci limitiamo a sommare algebricamente i 4 termini di energia radiativa (–QR+QI–QLU+QLD) si può concludere in genere che l’area permeabile guadagna più energia dell’area impermeabilizzata; stando così la questione l’area permeabile sembrerebbe guadagnare più energia rispetto all’area impermeabilizzata e quindi dovrebbe essere caratterizzata da una temperatura media più alta. Ma, come vedremo, ci sono altri processi da considerare.

La seguente tabella (Oke,  1982) si riferisce a condizioni tipiche a mezzogiorno di una limpida giornata estiva con venti leggeri per una città di media latitudine di circa un milione abitanti (valori in W/m²). Nella tabella con area suburbana si intende un’area con presenza di residenza con circa il 50% di superficie a verde e presenza di area commerciale mista e residenziale denso con circa il 10-20% di superficie a verde.

Parametro——————–Area Rurale————-Area suburbana———–Area urbana

_⁰¹⁾ QI——————————800—————————-776——————————-760

^₀₂₎ QR—————————–160—————————-116——————————–106

^₀₃₎ QI–QR (>=0)—————640—————————-660——————————–654

^₀₄₎ QLD—————————350—————————-357——————————–365

^₀₅₎ QLU—————————455—————————-478——————————–503

^₀₆₎ QLD–QLU —————– -105————————- -121—————————— -138

^₀₇₎ 03)+06) ———————-535—————————-539——————————–516

^₀₈₎ QT——————————0——————————-15———————————-30

^₀₉₎ QE——————————150—————————216———————————158

^₁₀₎ QL —————————–305—————————216———————————158

^₁₁₎ QS——————————80—————————–122———————————148

All’aumentare dell’ impermeabilizzazione sulla superficie unitaria che stiamo considerando (in conseguenza dei processi di edificazione e/o di urbanizzazione) maggiore è l’immagazzinamento di calore diurno e maggiore è il rilascio di calore notturno. In genere, a parità di flussi radiativi, un’area urbana centrale densamente costruita ha una capacità d’accumulo diurno e di rilascio notturno pari a circa 1,5 volte quella di una area rurale inedificata. In genere le aree impermeabilizzate attivano isole di calore in cui:

• di giorno la prevalenza del flusso di calore sensibile sul flusso di calore latente (dovuta alla impermeabilizzazione delle superfici e dovuta alla scarsa o nulla vegetazione) riscalda la struttura urbana;

• nel pomeriggio il flusso di calore sensibile cala più gradualmente rispetto alle aree rurali e, addirittura, di notte spesso resta positivo;

• nel tardo pomeriggio e di sera la struttura urbana rilascia una quantità significativa di calore, immagazzinato durante la giornata;

• il flusso di calore antropogenico costituisce una sorgente aggiuntiva di energia.

Il flusso di calore antropogenetico raramente è causa principale dell’isola di calore; tuttavia può essere importante, specie d’inverno, con venti deboli e in condizioni di stabilità atmosferica.

Se consideriamo il tasso di impermeabilizzazione come principale indicatore quantitativo di urbanizzazione va ricordato che lo stesso non può considerarsi del tutto esaustivo in quanto non permette di considerare altri importanti fattori (la natura dei materiali, la geometria del costruito, l’altezza del costruito, la presenza di vegetazione, ecc…). Soprattutto l’altezza degli edifici non permette di tener conto delle diverse estensioni di superficie captante verticale e le dimensioni della massa edilizia per l’accumulo termico. Si procede limitando comunque la trattazione a questo unico indicatore in quanto le conclusioni e le procedure introdotte con la presente nota non possono che considerarsi di prima approssimazione.

Il bilancio termico della superficie unitaria che stiamo considerando è esprimibile in prima approssimazione come somma fra il flusso radiativo netto (comprensivo della radiazione solare diretta e della radiazione proveniente dalle superfici) pari a  –QR+QI–QLU+QLD più il calore antropico QT da uguagliare alla somma fra di calore sensibile QE, calore latente QL e il calore accumulato QS. Non viene considerato il calore trasferito o sottratto al sistema per avvezione da sistemi contigui (flussi orizzontali). Possiamo in definitiva scrivere

-QR+QI–QLU+QLD+QT = QE+QL+QS—————————————————–(1)

Consideriamo ora la tabella di Oke esposta in precedenza, con riferimento all’ambito rurale, ed ipotizziamo che i corrispondenti valori siano indicativi per un lotto di terreno in cui si va a programmare uno o più interventi urbanistico-edilizi. Prendiamo in considerazione inoltre 3 Casi relativi a 3 diverse situazioni termoclimatiche con riferimento sempre al medesimo lotto:

Caso 1 : area completamente allo stato naturale e quindi completamente inedificata.

Caso 2 : area in cui si interviene con la costruzione di un edificio o di un’opera di urbanizzazione che modifica il tasso locale di impermeabilizzazione e nel contempo introduce variazioni al bilancio termico locale.

Caso 3 : area completamente impermeabilizzata e completata, per la quale la componente permeabile è praticamente annullata.

Ipotizziamo ora che il Caso 1 sia caratterizzato, dal punto di vista energetico, da una distribuzione di valori simili ai parametri di Oke valevoli per l’area rurale. Poniamo: QI=800, QR=80, QLD=350, QLU=455, QT=0, QE=150, QL=465 e QS=0. Applicando la relazione (1) in base a queste ipotesi si ottiene a=0,1 (terreno scuro con coltura a prato).

Allo stesso modo caratterizziamo il Caso 3 (area completamente impermeabilizzata) con i seguenti valori: QI=800 (ipotizziamo quindi che l’energia solare in arrivo sia uguale alla situazione tipica del Caso 1); QR=a_*800 essendo a l’albedo; QLD=365; QLU=503; QT sia il valore del calore antropico prodotto; QE=250; QL=25 (ipotizzando che il rapporto di Bowen valga 10 per l’area completamente impermeabilizzata); QS=150.

Nel Caso 2 ipotizziamo che i valori caratteristici derivino da un interpolazione lineare dei corrispondenti valori fissati nel Caso 1 e nel Caso 3. Se indichiamo con X la percentuale di area impermeabilizzata creata dall’intervento edilizio, viene quindi posto: QI=800, QLD=(350+(15_*X)/100), QLU=(455+(48_*X)/100), QE=(X+150); QL=(465-4,4_*X) e QS=0,15_*X.

Applicando la relazione (1) alla colonna dei valori ipotizzati per il Caso 3 si ottiene:

QT=a_*800-237 ————————————————————-(2)

Applicando i valori caratteristici del Caso 2 alla relazione (1) si ottiene infine:

a=(80+QT+2,92_*X)/800————————————————-(3)

La relazione (3) può essere utilizzata come prima stima dei valori di albedo, con cui caratterizzare l’intervento edilizio-urbanistico, necessari ad acquisire l’invarianza termoclimatica. Agire quindi sulla modificazione dei valori di albedo (in essere o di progetto) per fare in modo che la maggior energia allontanata nell’atmosfera compensi l’energia che nel sistema viene prodotta in conseguenza dei nuovi carichi di origine antropica (energia elettrica, termica, per illuminare, ecc…) e in conseguenza del calore latente QL in diminuzione nel sistema all’aumentare del tasso di impermeabilizzazione.

In base alle ipotesi fatte gli ambiti di applicabilità della (3) valgono per valori di X variabili fra 0  e 100 e valori di QT variabili fra 0 W/m² e 428 W/m². Nel caso QT sia 0 e X sia 0 dalla (3) otteniamo a=0,1 (stesso valore di albedo relativo al Caso 1 quindi peculiare di un terreno scuro coltivato a prato non ancora urbanizzato o edificato). Allo stesso modo per QT=428 W/m² e X=0 (situazione teorica ideale di massima produzione di calore antropico nell’area caratterizzata da impermeabilizzazione nulla) otteniamo a=1. In quest’ultimo caso i parametri sono ovviamenti priva di significatività reale.

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ESEMPIO APPLICATIVO n°1 – OPERA DA PROGETTARE (modifica di QL e QT)

E’ previsto un intervento edilizio su di un lotto di area 25×25 = 625 m² attualmente completamente inerbito (vedi Figura 1).

Nella situazione attuale l’albedo è stimato nel valore a=0,1 (terreno scuro inerbito). I livelli attuali di impermeabilizzazione sono qualificati dal valore X=0. E’ previsto un intervento edilizio di 10×10 = 100 m² lordi suddiviso su due piani con incidenza del carico antropico QT stimata in 20 W/m² per piano. Intorno l’edificio è previsto un pedonale largo 1,5 m e un tratto di pedonale di collegamento alla viabilità pubblica largo 3 m e lungo 7 m. Per semplicità ipotizziamo che la superficie a tetto coincida col sedime del corpo di fabbrica (area 100 m²). Su queste basi l’aliquota centesimale di impermeabilizzazione (ad intervento eseguito) è pari a

(13×13+7×3) / (25×25) = (169 + 21) / (625) = 190/625 = 0,304 .

In rapporto all’intero lotto il carico antropico specifico QT vale

(20+20)_*((100+100)/625) = 12,8 W/m².

Dalla relazione 3) è possibile ottenere il valore di albedo in grado di garantire l’invarianza termoclimatica in base alle ipotesi e semplificazioni fatte:

a=(80+12,8+2,92×0,304×100)/800=0,227 .

Nella configurazione ad intervento realizzato si ipotizza (vedi Figura 2):

• la superficie residua a verde, pari a 625-190 = 435 m², sia caratterizzata da albedo a=0,1;

• i pedonali di superficie (13×13-10×10+7×3) = 90 m² vengono eseguiti in betonella rosetta molto chiara caratterizzata da albedo a=0,50;

• il rivestimento del tetto sia realizzato in tegole di cemento grigio molto chiaro caratterizzato da albedo a=0,55.

Con tali previsioni di progetto l’albedo nella configurazione futura è stimabile come

a= (435×0,1+90×0,50+100*0,55)/625 =( 43,5+45+55)/625 = 143,5/625=0,23 .

Il valore 0,23 è maggiore del valore di albedo minimo necessario (0,227) per acquisire l’invarianza termoclimatica. La distribuzione dei valori di albedo ipotizzata nella configurazione di progetto permette quindi di acquisire l’invarianza termoclimatica cercata.

Nell’esempio, per semplicità, non sono stati considerati i valori di albedo delle superfici antropiche verticali (pareti e serramenti).

I coefficienti di albedo previsti per le varie superfici omogenee nell’area di intervento (vedi Figura 2) nel bilancio termico del giorno estivo tipico compensano la riduzione di QL correlata al tasso di impermeabilizzazione indotto dall’attività edilizia e compensano l’aumento previsto del carico antropico QT.

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ESEMPIO APPLICATIVO n°2 – OPERA ESISTENTE (modifica di QT)

Vediamo ora un esempio applicativo della relazione (3) in caso di aumento del carico antropico in un edificio esistente.

Consideriamo un lotto residenziale di 30_*30 = 900 m². Sul lotto è già esistente un edificio (vedi Figura 3). Il tetto si sviluppa su 180 m² di sedime (proiezione orizzontale) ed è eseguito in tegole di calcestruzzo colore marrone terra (a=0,26). Le pareti perimetrali sviluppano 270 m² e sono colorate in rosso veneziano caratterizzato da a=0,16. Attorno al fabbricato, nella situazione attuale, è presente un’area pedonale di 160 m² rifinita con mattonelle color ocra chiaro e albedo a=0,25. Intorno al fabbricato è presente una fascia infiltrabile per 320 m² in ghiaino di frantoio bianco con a=0,25. L’area verde (giardino) ammonta a 180 m² con a=0,1 (terreno scuro leggermente inerbito). Il lotto è perimetrato da una muretta di recinzione in mattoni rossi che si sviluppa per 60 m² caratterizzati da a=0,15. Il tasso attuale di impermeabilizzazione è pari a

(180+160+60) / 900 = 0,45 ovvero 45%.

Ai fini della definizione dei coefficienti di albedo si ipotizza che l’incidenza sul sedime del tetto delle pareti del fabbricato  sia il 10%; allo stesso modo l’incidenza del tetto sul proprio sedime viene stimata al 90%. L’albedo caratteristico sui 180 m² di proiezione orizzontale di tetto ammonta quindi a

0,1_*0,16+0,9_*0,26 = 0,25 .

Nelle condizioni attuali l’albedo a₁ caratteristico del lotto viene stimato in

a₁ = (180_*0,25+160_*0,25+320_*0,25+60_*0,15+180_*0,1) / 900 = 0,213 .

L’edificio in futuro sarà interessato da un aumento del carico antropico di 40 W/m² per ogni piano (ognuno di 180 m² di superficie) conseguente all’installazione di un sistema domotico interno da 14,4 kW che agevola l’abitabilità per un portatore di handicap residente. Si vuole modificare l’albedo del lotto agendo sulle rifiniture del pedonale, del tetto e delle pareti in modo da conseguire la compensazione, nel bilancio termico del lotto, a seguito dell’aumento del carico antropico.

A tal fine

• il tetto viene rifatto con tegole in calcestruzzo colorato bianco opaco chiaro (a stimato col valore 0,74);

• le pareti verticali vengono ridipinte con tripla mano di tinta color bianco ed i serramenti vengono ridipinti con colore rosa pallido. Il valore caratteristico di albedo per le pareti viene stimato in 0,80;

• il pedonale attorno al fabbricato viene rifatto utilizzando marmette di marmo botticino fugato con polvere di cemento bianco (per il pedonale viene stimato un valore a pari a 0,71).

Nella nuova configurazione l’albedo caratteristico del tetto ammonta quindi a

0,1_*0,80+0,9_*0,74 = 0,756 .

Nelle condizioni modificate l’albedo a₂ caratteristico del lotto viene stimato in

a₂ = (180×0,756+160*0,71+320*0,25+60*0,15+180*0,1)/900 = 0,396

Applicando la (3) dopo aver esplicitato QT otteniamo, nella configurazione attuale, un valore di QT negativo e nella configurazione futura il valore QT=105,4 W/m² in rapporto all’intero lotto ovvero 105,4_*((180+180)/900) = 42,16 W/m² in rapporto a ognuno dei due piani che compongono l’edificio (piano terra e primo piano). Il valore 42,16 è superiore al valore 40 W/m² e quindi si può ritenere compensato l’aumento del carico antropico.

Il valore QT negativo, ottenuto applicando la relazione 3 con i parametri della situazione attuale, indica che nella condizione in essere c’è uno sbilancio termico, rispetto alla condizione del lotto completamente inedificato, in conseguenza soprattutto del tasso di impermeabilizzazione che riduce  QL.

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ESEMPIO APPLICATIVO n°3 – OPERA DA PROGETTARE (modifica di QL)

E’ in corso di progettazione un Piano Urbanistico Attuativo. Come previsto dalla Convenzione a lottizzare l’invarianza termoclimatica entro i singoli lotti privati verrà garantita durante l’attuazione dei volumi edilizi da parte degli stessi privati. Ma, in ambito pubblico, da subito nasce il problema di costruire strade, parcheggi, ciclabili e pedonali pubblici vincolati al rispetto della stessa invarianza termoclimatica. Strade e parcheggi non saranno interessati da grandi volumi di traffico motorizzato e per le corrispondenti superfici si ritiene che il valore QT si possa ritenere trascurabile. Rimane quindi il solo problema di compensare la drastica diminuzione di QL (essendo totale l’impermeabilizzazione del suolo) prevedendo una tecnica costruttiva che agisca sui valori di albedo.

Se poniamo QT=0 e X=100 dalla (3) si ottiene a=0,465.

Viene prevista la costruzione delle pavimentazioni di strade, parcheggi, ciclabili e pedonali pubblici con la tecnica della pavimentazione flessibile ottenuta da un primo strato di misto granulometrico bitumato altamente poroso (con presenza di elementi litoidi chiari) con una successiva saturazione di malta cementizia fluida fibrorinforzata di colore bianco sporco per strade e parcheggi, rosetta chiaro per i percorsi ciclabili, grigio chiaro per i marciapiedi. Test sperimentali garantiscono alla pavimentazione semiflessibile così realizzata un albedo medio di 0,55 (valore ottenuto da media pesata in funzione dell’incidenza dei vari tipi di superficie). Si prevede per le pavimentazioni realizzate una riduzione media dell’albedo del 15% nei primi anni di operatività (per insudiciamenti e scolorimenti). A regime le pavimentazioni semiflessibili assumeranno il valore medio di albedo pari a 0,55*(1-0,15)=0,467 (valore maggiore di 0,465).

L’immagine originale di Figura 4 è tratta da qui.

Il consumo di suolo, legato alle attività antropiche di urbanizzazione, di costruzione edilizia e di uso intensivo del territorio agricolo, incide sull’ambiente ed in generale sul clima locale. Infatti il consumo di suolo:

1) provoca la formazione di isole di calore urbane. Le aree urbanizzate ed edificate sono più calde rispetto al territorio circostante. Le ondate di calore colpiscono proprio gli agglomerati urbani dove negli ultimi decenni si è andata concentrando una grossa parte della popolazione mondiale;

2) interferisce con i servizi collegati al suolo. Si riduce la produzione agricola, viene modificato lo stoccaggio di carbonio, viene meno il controllo dell’erosione, si riduce la rimozione di microparticelle inquinanti e ozono, ecc…

3) l’impermeabilizzazione dei suoli riduce l’assorbimento di pioggia e la ricarica delle falde, aumenta il rischio di inondazione. Il terreno impermeabilizzato è più sensibile alla siccità e necessita di irrigazione più frequente;

4) perdita di biodiversità. Vanno persi molti animali che vivono nel terreno e decompongono, riciclano nutrienti, interragiscono col ciclo del carbonio, rendono il suolo più permeabile all’acqua;

5) innesca una dispersione ambientale nel caso di consumo lineare di suolo (strade, ferrovie). Di conseguenza si innescano interferenze negative con le dinamiche delle specie selvatiche aumentando l’inquinamento chimico e acustico;

6) comporta la perdita di terreni fertili. Il consumo del suolo è accompagnato dalla diminuzione di terreni produttivi liberi e ciò può compromette la “catena del cibo” nella produzione agricola;

7) è spesso accompagnato da una riduzione della vegetazione. In particolare una riduzione o scomparsa delle grandi specie alboree fondamentali nel processo di assorbimento dell’inquinamento e mitigazione delle azioni del vento;

8) danni all’economia locale. Molte volte il consumo di suolo danneggia l’economia e impatta negativamente su agricoltura e turismo, riducendo il valore degli immobili e la qualità della vita delle comunità locali.

Da parte degli specialisti si discute moltissimo sul fatto che il consumo di suolo, ovvero i cambiamenti antropici nella copertura del suolo e nella gestione del territorio, abbiano o meno un effetto sul clima locale e globale, specialmente attraverso il citato fenomeno del rilascio di carbonio nell’atmosfera e il cambiamento dei flussi di energia sulla superficie terrestre e corrispondente interazione con la dinamica atmosferica.

Alugula Boyaj e altri

(vedi https://rmets.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1002/qj.3826 in rete il 16/7/2020)

attraverso una analisi di dati satellitari hanno valutato i cambiamenti nel consumo del suolo in tre grandi stati dell’India meridionale (Tamil Nadu, Telangana e Kerala). Detti cambiamenti evidenziano temperature superficiali più elevate, flussi di calore sensibili e strati limite profondi e umidi. Ciò comporta una energia potenziale convettiva disponibile relativamente più elevata e, di conseguenza, precipitazioni più intense (gli Autori stimano aumenti delle precipitazioni durante gli eventi di pioggia intensa variabili fra il 20% e il 25%).

Souleymane e Benjamin

(vedi https://iopscience.iop.org/article/10.1088/1748-9326/ab702c in rete il 16/7/2020)

evidenziano che il consumo del suolo impatta significativamente su scala regionale e stagionale. Usando particolari simulazioni numeriche mostrano una correlazione fra lo stesso consumo e gli estremi meteorologici previsti. In media, entro il 2100, il progredire del consumo di suolo inciderebbe con una riduzione del 22% delle piogge significative (oltre i 10 mm) e del 16% per la quantità totale di precipitazioni dei giorni umidi. Appare limitata l’influenza sulle proiezioni degli estremi di temperatura globali e regionali ma viene segnalato un impatto sugli estremi delle precipitazioni globali 2,5 volte di più elevato rispetto alle proiezioni delle precipitazioni medie globali.

Han Liu e altri

(vedi https://essd.copernicus.org/articles/12/1217/2020/ in rete il 16/7/2020)

lavorando su dati relativi alla copertura del suolo globale con risoluzione 5 km, riscontrano cambiamenti significativi a varie scale, tra cui un guadagno di terra coltivata nei tropici, un aumento di foresta nell’emisfero settentrionale e una perdita di prateria in Asia.

Chia-Jeng Chen e altri

(vedi https://iopscience.iop.org/article/10.1088/1748-9326/ab68aa in rete il 16/7/2020)

nello studiare gli effetti dei cambiamenti sull’uso del suolo nella parte centrale dell’isola di Taiwan rilevano un forte aumento dei terreni urbanizzati ed edificati. Evidenziano variazioni nei flussi di calore e nelle temperature dell’aria. Le simulazioni mettono in luce precipitazioni più intense nelle aree sottovento di terreni urbanizzati e edificati.

Abdus Samie e altri

(vedi https://link.springer.com/article/10.1007/s11356-020-08984-x in rete il 16/7/2020)

hanno analizzato l’impatto del consumo di suolo nella provincia del Punjab in Pakistan. La ricerca mostra che la riconversione dell’uso del suolo su tre scenari comporta in genere il raffreddamento climatico globale nella regione. Le risposte di temperatura variano in diversi mesi in tutti gli scenari, con maggiori risultati nei mesi più caldi, portando ad un raffreddamento nel clima. In ogni scenario la risposta della temperatura risulta sensibile alle variazioni del consumo di suolo.

Bo Huang e altri

(vedi https://www.nature.com/articles/s41467-020-14890-0 in rete al 17/7/2020)

hanno analizzato le variazioni nel consumo di suolo in Europa, fra il 1992 e il 2015, studiando gli effetti nella temperatura dell’aria e dell’umidità. Hanno trovato una variazione media della temperatura di −0,12±0,20 °C, con un raffreddamento diffuso (anche fino a −1°C) nell’Europa occidentale e centrale nelle stagioni estive e primaverili. Su scala continentale, il raffreddamento medio pare principalmente correlato all’abbandono dell’agricoltura. Emergono risposte opposte alle perdite e ai guadagni delle colture tra Europa occidentale ed Europa orientale.

Gasser e altri

(vedi https://www.biogeosciences-discuss.net/bg-2020-33/ in rete il 16/7/2020)

sottolineano come le modifiche all’uso del suolo sono una componente chiave del ciclo globale del carbonio. I ricercatori stimano che le emissioni globali di CO2 derivanti dal consumo di suolo sono di 1,36±0,42 miliardi di tonnellate di carbonio per anno in media nel periodo 2009-2018 e 206±57 miliardi di tonnellate di carbonio nel periodo 1750–2018. Stimano altresì che il consumo di suolo induca una perdita globale di capacità di assorbimento aggiuntivo ( vale a dire una riduzione del carbonio, non parte delle emissioni) rispettivamente di 0,68±0,57 tonnellate di carbonio/anno e 32±23 tonnellate di carbonio negli stessi periodi.

Ashfa Achmad e altri

(vedi https://ascelibrary.org/doi/abs/10.1061/(ASCE)UP.1943-5444.0000536 in rete il 16/7/2020)

hanno indagato le implicazioni dei cambiamenti di copertura del suolo sul clima locale nella città di Sabang (Indonesia) tra il 2000 e il 2015. I cambiamenti climatici sono stati valutati considerando quattro variabili: temperatura dell’aria, precipitazione, umidità e velocità del vento. Il consumo del suolo implica una diminuzione delle aree forestali del 45%. ed un aumento delle aree edificate dell’85%. Viene segnalato un generale aumento delle temperature e una generale diminuzione dell’umidità. Variazioni nulle o trascurabili sono segnalate in merito alle variabili precipitazione e velocità del vento.

Mukherjee e Singh

(vedi https://link.springer.com/article/10.1007/s41748-020-00155-9 in rete il 17/7/2020)

hanno analizzato i cambiamenti spazio-temporali nell’uso del suolo e i corrispondenti impatti sulla temperatura della superficie del suolo in due città indiane. Le due città sono soggette a processi di forte e rapida urbanizzazione che, a sua volta, modifica in modo significativo la temperatura della superficie. Ambedue le città vedono una crescita drammatica nell’area edificata, una riduzione sistematica dello spazio verde e parallelamente la temperatura media della superficie mostra un aumento di 2,42 °C per decennio e 2,13 °C per decennio.

Weiyue Zhang e altri

(vedi https://journals.ametsoc.org/ei/article/20/7/1/632/The-Impacts-of-Land-Use-and-Land-Cover-Change-on in rete il 16/7/2020)

hanno studiato gli impatti dell’uso antropico e del corrispondente cambiamento della copertura del suolo sulle temperature troposferiche attraverso apposita modellistica atta a simulare copertura vegetale potenziale e attuale della Terra. I risultati evidenziano che il consumo di suolo può indurre cambiamenti nella temperatura dell’aria troposferica, specialmente nel periodo estivo. Rispetto alla variazione di temperatura media globale, le variazioni indotte dal consumo di suolo nella temperatura dell’aria media regionale possono essere 2-3 volte più grandi nella troposfera medio-alta e circa 8 volte più grandi nella troposfera inferiore. Nell’Asia orientale e nell’Asia meridionale sono evidenti riduzioni significative (fra 0,2°C e 0.4°C) della temperatura dell’aria nella troposfera medio-alta, in primavera e in autunno, a causa della maggiore riduzione del rilascio di calore latente dalle precipitazioni. In Europa e Nord America, il raffreddamento troposferico più significativo si verifica in estate. Oltre agli effetti locali, il consumo di suolo induce anche risposte non locali alla temperatura dell’aria troposferica che sono caratterizzate da riduzioni significative sui lati sottovento delle regioni che includono Asia orientale e Oceano Pacifico settentrionale/occidentale, Mar Mediterraneo e Nord Africa, Nord America, Atlantico Oceano e Nord America-Pacifico orientale.

Dalla letteratura recente non emergono quindi valori quantitativi ben circostanziati e ricorrenti su variabili climatiche modificate/modificabili dal consumo di suolo. Pur tuttavia in tutti gli Autori è riportato il continuo monito ad approfondire le interferenze che le modificazioni dell’uomo operano all’ambiente attraverso urbanizzazione ed edificazione. Essendo ben noto il concetto che le risorse ambientali non sono infinite bisognerà, in futuro, programmare una regolamentazione a livello planetario del consumo di suolo imponendo quando prima l’applicazione dell’invarianza del consumo di suolo e l’obbligo di prevedere misure compensative nei casi in cui l’invarianza non possa essere applicata. Vedi qui una possibile metodica di calcolo del consumo di suolo nel rispetto del principio di invarianza.

Paron, 16/07/2020

PREMESSA

Al concetto di consumo del suolo si possono relazionare fenomeni assai diversi quali la perdita di suolo fertile, la perdita di naturalità, l’occupazione della superficie agricola per usi extragricoli, l’allargamento dell’impronta urbana, ecc… A seguito di processi di impermeabilizzazione, in un ambiente antropizzato, la riduzione della vegetazione, l’asportazione o il ricoprimento dello strato superficiale di suolo ricco di sostanza organica e il conseguente insorgere di fenomeni di compattazione, possono determinare fenomeni erosivi, grande trasporto di sedimento, effetti indiretti sul microclima locale.

Nella L.R. Veneto 14/2017

… Disposizioni per il contenimento del consumo di suolo e modifiche della Legge Regionale 23 aprile 2004 n°11. Norme per il governo del territorio e in materia di paesaggio. …

il consumo di suolo viene definito incremento della superficie naturale e seminaturale interessata da interventi di impermeabilizzazione del suolo, o da interventi di copertura artificiale, scavo o rimozione, che ne compromettono le funzioni eco-sistemiche e le potenzialità produttive; il calcolo del consumo di suolo si ricava dal bilancio tra le predette superfici e quelle ripristinate a superficie naturale e seminaturale.

La stessa legge definisce impermeabilizzazione del suolo il cambiamento della natura o della copertura del suolo che ne elimina la permeabilità, impedendo alle acque meteoriche di raggiungere naturalmente la falda acquifera; tale cambiamento si verifica principalmente attraverso interventi di urbanizzazione, ma anche nel caso di compattazione del suolo dovuta alla presenza di infrastrutture, manufatti, depositi permanenti di materiali o attrezzature.

Escludendo attività di scavo o rimozione ciò che quindi qualifica maggiormente il consumo di suolo, in particolare compromettendo le funzioni eco-sistemiche, è sostanzialmente la riduzione o eliminazione della permeabilità naturale e, a seguire, la riduzione o eliminazione del conferimento dell’acqua di pioggia nel primo suolo e di seguito nella falda acquifera.

L’accenno della Legge regionale a funzionalità  eco-sistemiche dei suoli è sostanziale; il suolo infatti fornisce benefici multipli e lo spreco comporta indiretta riduzione o annullamento di tali servizi. L’impermeabilizzazione, ad esempio, inibisce parzialmente o del tutto la possibilità del suolo di esplicare le proprie funzioni vitali; in particolare l’impermeabilizzazione riduce o annulla l’infiltrazione dell’acqua, diminuisce o annulla la traspirazione, diminuisce l’umidità, diminuisce o annulla la ricarica delle falde, sottrae suolo ad altri usi, impedisce o limita le funzioni ecologiche (es. stoccaggio del carbonio) e, da un punto di vista ambientale, crea frammentazione degli habitat ed interruzione dei corridoi migratori per le specie animali.

Costituiscono suolo consumato tutti i corpi di fabbrica, la viabilità asfaltata o sterrata, i piazzali, i cortili e altre aree pavimentate o in terra battuta, le strutture ferroviarie, le banchine-piste-aree di movimentazione impermeabili di porti e aeroporti, i campi impermeabili destinati ad attività sportiva, le serre,a allevamenti e annessi rustici utilizzati in agricolatura, le discariche, i cantieri, ecc.. Non costituiscono suolo consumato le aree a prato, le aree seminate eventualmente con alberi ed arbusti, i corpi idrici, gli alvei dei fiumi in secca, le zone rocciose, le spiagge, le dune, i ghiacciai, le aree sportive completamente permeabili, altre aree permeabili in ambito urbano suscettibili comunque di potenziale utilizzo produttivo agricolo, ecc….

Ai fini urbanistici, anche in vista del 2050, anno nel quale la Commissione Europea

… European Commission (2011), Comunicazione della Commissione al Parlamento Europeo, al Consiglio, al Comitato Economico e Sociale Europeo e al Comitato delle Regioni. Tabella di marcia verso una Europa efficiente nell’impiego delle risorse, COM(2011) 571, pagina 17. …

rende attivo l’obbligo di azzerare il consumo di suolo per gli Stati Membri, è di fondamentale importanza determinare una metodologia per calcolare la variazione del consumo di suolo a seguito delle attività edilizie e di urbanizzazione del territorio. Attualmente non esistono metodiche o procedure standardizzate, in particolare relativamente all’elaborazione di dati cartografici o uso di carte tecniche degli strumenti urbanistici comunali, provinciali e/o regionali, finalizzate al calcolo del consumo di suolo.

La definizione di consumo di suolo si può estendere anche ad ambiti rurali e naturali, ben oltre l’area dell’insediamento urbano; di converso si possono invero escludere le aree aperte naturali e semi naturali all’interno dello stesso ambito urbano. La valutazione del consumo del suolo deve partire ovviamente dalla misura delle superfici edificate ovvero impermeabilizzate; ma anche pertinenze o altre aree pur essendo parzialmente impermeabilizzate risultano alterate dall’attività umana e dovrebbero rientrare nella sommatoria, in quanto trasformate o comunque utilizzate diversamente rispetto alle superfici originarie, agricole, o naturali. Per finire, al fine di calcolare il suolo già consumato o il suolo che una determinata trasformazione urbanistica potenzialmente consumerà, è necessario disporre di una categorizzazione dell’uso del suolo oggettiva, chiara e informatizzabile.

CONSIDERAZIONI IDRAULICHE

L’impermeabilizzazione riduce la superficie che permette l’infiltrazione dell’acqua di pioggia nel primo suolo. Di converso nella medesima superficie impermeabilizzata vengono a modificarsi o arrestarsi tutta una serie di processi di scambio termico, chimico e biologico tra l’orizzonte interessato dall’impermeabilizzazione e gli orizzonti di primosuolo.

Nel ciclo idrologico che regola il fenomeno afflussi-deflussi solo quando l’invaso superficiale è pieno e l’intensità di pioggia è maggiore del tasso di infiltrazione si innesca il deflusso superficiale (la parte più vistosa del flusso di piena). Pur se il deflusso superficiale è qualificabile in termini differenti fra superfici impermeabilizzate e superfici permeabili dal punto di vista quantitativo gli eventi di piena si differenziano comunque dall’entità dell’acqua di pioggia che riesce ad infiltrarsi nel sottosuolo nelle due condizioni.

La quota parte di precipitazione che interessa il sottosuolo attraverso l’infiltrazione dipende da moltissimi parametri: il tipo idrologico di suolo, il grado di impermeabilizzazione, la pendenza del territorio, la scabrezza superficiale, le condizioni di umidità precedenti, la durata della pioggia, l’intensità della pioggia, il tempo di ritorno della precipitazione, l’invaso superficiale, l’intercettazione fogliare, ecc…

La caratterizzazione del fenomeno dell’infiltrazione in un bacino idrografico è quindi molto complessa ma i tassi di infiltrazione sono legati fortemente alle proprietà fisiche dei suoli. In letteratura i suoli vengono classificati in base alle loro potenzialità di drenaggio. Negli Stati Uniti il l’ex Soil Conservation Service (SCS) classifica i suoli in quattro gruppi (A, B, C, D);

… Gruppo A (scarsa potenzialità di deflusso. Comprende sabbie profonde con scarsissimo limo e argilla; anche ghiaie profonde, molto permeabili). Gruppo B (potenzialità di deflusso moderatamente bassa. Comprende la maggior parte dei suoli sabbiosi meno profondi che nel gruppo A. Il gruppo nel suo insieme mantiene alte capacità di infiltrazione anche a saturazione). Gruppo C (potenzialità di deflusso moderatamente alta. Comprende suoli sottili e suoli contenenti considerevoli quantità di argilla e colloidi, anche se meno che nel gruppo D. Il gruppo ha scarsa capacità di infiltrazione a saturazione). Gruppo D (potenzialità di deflusso molto alta. Comprende la maggior parte delle argille con alta capacità di  rigonfiamento, ma anche suoli sottili con orizzonti pressoché impermeabili in superficie). …

conoscere il gruppo idrologico di suolo e le condizioni iniziali di umidità dello stesso è sufficiente per stimate il tasso di infiltrazione.

Ai fini della presente nota è accettabile utilizzare un approccio semplificato all’infiltrabilità del suolo in quanto, ai fini del consumo di suolo, è più importante la definizione delle superfici impermeabili.

E’ comune ritenere che sussista una relativa linearità fra aumento della impermeabilizzazione e consumo di suolo. In realtà, nel momento in cui il consumo di suolo risulta associato anche alla perdita delle funzionalità  eco-sistemiche, e quindi alla perdita o riduzione dei corrispondenti benefici, la questione è leggermente più complicata.

Si prenda in considerazione una superficie di terreno naturale orizzontale di forma quadrata di lato B; ad una piovosità di altezza A corrisponde, particolarmente nei terreni molto permeabili, un fronte di immissione nel suolo di spessore in qualche modo correlabile all’altezza  A, almeno nell’ipotesi di completo assorbimento nel primo suolo della precipitazione. Si ipotizzi ora che una parte del quadrato di lato B sia interessata da impermeabilizzazione, per semplicità sempre di area quadrata e di lato α·B, ed ipotizziamo altresì che tutta la pioggia che interessa il corrispondente sedime sia allontanata per deflusso canalizzato.  L’acqua che riesce ad infiltrarsi interesserà un fronte di spessore β·A però da considerarsi distribuito su tutto il sedime del quadrato di lato B (particolarmente con presenza di falda elevata e in ragione diretta alla distribuzione omogenea delle superfici rimaste permeabili). In questa situazione per continuità vale la relazione A·B²–α²·B²·A=B²· β·A ovvero

1-α²= β.

Come si può dedurre dal modello semplificato esposto non risulta lineare il legame che lega il coefficiente α, che qualifica lo sviluppo dell’impermeabilizzazione, al coefficiente β, che in qualche modo qualifica la perdita delle funzionalità eco-sistemiche nel primo suolo. Da questo punto di vista è quindi azzardato ipotizzare a priori una linearità fra aumento della impermeabilizzazione e consumo di suolo.

Secondo il metodo SCS

… Soil Conservation Service, (1972), National Engineering Handbook, section 4, Hydrology, U.S. Department of Agriculture, Washington D.C., U.S.A. …

la capacità idrica massima o volume specifico di saturazione S

… S viene a rappresentare il volume disponibile all’interno del primo suolo per immagazzinare l’acqua infiltrata. …

nel suolo è relazionata al tipo di suolo tramite il parametro CN (runoff curve number) attraverso l’equazione

S = (25400/CN) – 254 .                                                                                  [1]

CN e S sono correlati in modo non lineare: la capacità idrica massima del suolo S varia, teoricamente, da zero a infinito e con tale equazione si ottiene un campo di variazione del parametro CN compreso tra 0 e 100. Il parametro CN è di fatto un indicatore del deflusso potenziale a parità di tipo di suolo e quindi il volume specifico di saturazione S dipende dalla natura litologica e pedologica del terreno e dall’uso del suolo (rappresentati appunto dal parametro CN). In altri termini S, ovvero CN, qualificano il fenomeno dell’infiltrazione ovvero l’assorbimento dell’acqua infiltrata nel primo suolo.

Una stima grossolona dell’SCS Curve Number può essere ottenuta attraverso l’equazione

CN = 98 IMP + CN₀(1-IMP) ,                                                                         [2]

… vedi Rossmiller R.L., Rational Formula Revisited. Proceeding of the Conference on Stormwater detention Facilities, 1982, Henniker, New Hampshire, 146-162. …

dove CN₀ rappresenta un numero adimensionale che varia al variare della suddivisione SCS in gruppi di suolo

… ricordiamo: per il gruppo A il parametro CN₀ vale 39, per il B vale 61, per il C vale 74 ed infine per il gruppoD il parametro CN₀ vale 80. …

mentre IMP indica l’aliquota decimale della parte impermeabilizzata del bacino (variabile quindi fra 0 e 1).

VALUTAZIONE SISTEMICA DEL CONSUMO DI SUOLO

Secondo la definizione della Legge della Regione Veneto 14/2017 la stima analitica del consumo di suolo non può che derivare da una semplice sottrazione geometrica dall’area allo stato naturale o seminaturale della superficie interessata da modificazioni di tipo antropica che ne compromettono le capacità produttive (di qualunque tipo, ad esclusione quindi di modificazioni relative al normale utilizzo del suolo per le attività agricole). Indichiamo queste modalità di calcolo come metodo geometrico.

Ma la stessa Legge regionale associa il consumo di suolo ad interventi di impermeabilizzazione del suolo, o da interventi di copertura artificiale, …. che ne compromettono le funzioni eco-sistemiche …. Ciò complica la questione su come determinare il consumo di suolo attesa la non linearità, come accennato in precedenza, fra variazione areale del suolo interessato da impermeabilizzazione e variazione areale del suolo compromesso nelle funzioni eco-sistemiche dallo stesso sviluppo dell’impermeabilizzazione.

Se il consumo di suolo è sostanzialmente correlato alla riduzione o eliminazione della permeabilità del suolo, e quindi alla riduzione o eliminazione del conferimento dell’acqua di pioggia nel primo suolo interessato dall’infiltrazione, è però possibile ipotizzare che il consumo di suolo possa stimarsi, in rapporto alla superficie urbanistica come variazione della capacità idrica S₁ in una data fase 1 del processo di impermeabilizzazione in rapporto a quella massima S₀. Indicando con Φ il valore con cui moltiplicare la superficie urbanistica per ottenere il consumo di suolo avremo quindi

Φ = (S₀ – S₁) /  S₀.                                                                                                   [3]

Sostituendo ai valori S₀ e S₁ le corrispondenti relazioni che derivano dalla [1] si ottiene

Φ = 1 – [(100CN₀ – CN₀CN₁) /  (100CN₁–CN₀CN₁)]                                           [4]

La relazione [4] permette la determinazione del consumo di suolo fra la situazione iniziale caratterizzata da impermeabilizzazione nulla e la situazione 1 caratterizzata da impermeabilizzazione IMP₁. Il coefficiente Φ ottenuto con la [4] determina la quota parte di suolo consumato nel processo di impermeabilizzazione tenendo conto, anche se in modo semplificato, della perdita di funzionalità eco-sistemica. Ciò presuppone una modalità di calcolo del consumo di suolo che qui indicheremo come metodo sistemico.

La relazione [2] permette di ottenere il Curve Number alla situazione di calcolo partendo dal Curve Number minimo CN₀ per tipologia idrologica di suolo e partendo dall’aliquota decimale di impermeabilizzazione IMP. Ai fini della presente nota e ai fini del calcolo con metodo sistemico del consumo di suolo il valore 98 può essere sostituito dal valore 100, ovvero

CN = 100 IMP + CN₀(1-IMP)  .                                                                       [5]

Il Curve Number minimo CN₀,per data tipologia idrologica di suolo, identificherà una condizione di suolo allo stato naturale o seminaturale (consumo nullo di suolo).

L’immagine seguente (Figura 1) evidenzia l’andamento del coefficiente Φ correlato alla relazione [4] per diversi tipi di suolo (da tipo A a tipo D ovvero per CN₀=39, CN₀=61, CN₀=74 e CN₀=80)  in funzione dell’aliquota di impermeabilizzazione IMP₁ della fase 1 di uso del suolo e quindi in funzione dello stesso Curve Number CN₁ tenuto  conto della relazione [5]. La linea nera nel grafico corrisponde alla retta Φ = IMP ovvero alla piena linearità fra aliquota di impermeabilizzazione ed aliquota di consumo di suolo.

La Figura 1 permette di evidenziare le seguenti considerazioni:

a) per valore IMP pari a 0 (impermeabilizzazione nulla) si ottiene Φ = 0 per ogni tipo di suolo; siamo quindi in presenza di “suolo non consumato“;

b) per valore IMP pari a 1 (impermeabilizzazione massima) si ottiene Φ = 1 per ogni tipo di suolo; siamo quindi in presenza di “suolo completamente consumato“;

c) per valori intermedi il coefficiente Φ assume valori superiori a quelli deducibili dal legame lineare  Φ = IMP con gradualità crescende verso i valori mediani di  IMP e, a parità di IMP, valori maggiori quanto minore è la potenzialità a creare deflusso superficiale ovvero quanto maggiore è la capacità di assorbire acqua di pioggia per infiltrazione a seconda del tipo idrologico di suolo considerato.

CALCOLO DEL CONSUMO DI SUOLO E DECORSO USO URBANISTICO DEL SUOLO

La valutazione sistemica del consumo di suolo non può non essere anticipata dalla definizione del gruppo idrologico di appartenenza del suolo in condizioni naturali o seminaturali. In via semplificata, come introdotto in precedenza, ciò può essere fissato classificando il sedime di interesse al più prossimo gruppo SCS di appartenenza.

Se quindi il sedime oggetto di stima del consumo di suolo, nelle condizioni naturali o seminaturali, è caratterizzato da scarsa potenzialità di deflusso e comprende sabbie profonde con scarsissimo limo e argilla, ovvero ghiaie profonde molto permeabile, ci troviamo di fronte ad un suolo di gruppo A e il valore di CN₀ viene posto pari a 39.

Se di converso detto sedime è interessato da suolo allo stato naturale o seminaturale con potenzialità di deflusso moderatamente bassa, quindi suoli in genere sabbiosi meno profondi rispetto al gruppo A ma sempre con significative capacità di infiltrazione anche a saturazione, ci troveremo di fronte ad un suolo di gruppo B e il valore di CN₀ viene posto pari a 61.

Con sedime naturale o seminaturale caratterizzato da potenzialità di deflusso moderatamente alta e presenza di suoli sottili contenenti non trascurabili quantità di argilla e collodi e con scarsa capacità di infiltrazione a saturazione ci troveremo di fronte ad un suolo di gruppo C e il valore di CN₀ viene posto pari a 74.

Infine con condizioni naturali o seminaturali caratterizzate da potenzialità di deflusso molto alta con grande presenza di argille, particolarmente con alta capacità di rigonfiamento, ma anche suoli sottili con orizzonti pressochè impermeabili in superficie ci troveremo di fronte ad un suolo di gruppo D e il valore di CN₀ viene posto pari a 80.

Nella Regione Veneto, particolarmente in ambito di alta, media e bassa pianura, sono state prodotte varie cartine tematiche con suddivisione dei suoli nei 4 gruppi idrologici accennati in precedenza; per un sito oggetto di valutazione del consumo di suolo è quindi normalmente disponibile il valore CN₀.

La stima del consumo di suolo, definito il gruppo idrologico di appartenenza del sito di interesse, in condizioni naturali o seminaturali, andrà eseguita in una precisa conformazione di opere antropiche realizzate o da realizzare, quindi sia nella condizione in essere e/o sia nella condizione di progetto. Occorrerà stimare il consumo di suolo sia con metodo geometrico e occorrerà stimare il consumo di suolo sia con metodo sistemico e adottare il valore finale corrispondente al maggiore fra i due valori ottenuti.

Per quanto riguarda il metodo geometrico la zona di interesse andrà quindi suddivisa in sottoaree A_i con i variabile da 1 al numero complessivo delle sottoaree omogenee; indicando con PG_i l’aliquota decimale geometrica di area interessata da intervento edilizio o urbanistico non più produttiva con uso agricolo del suolo, il consumo di suolo con metodo geometrico CS_G deriva dalla semplice sommatoria

CS_G = ∑ A_i PG_i   ,                                                                                        [6]

in quanto tutta la quota parte di sedime non più produttiva, o comunque non più allo stato naturale, coincide con suolo consumato.

Allo stesso modo, con l’applicazione del metodo sistemico, la zona di interesse andrà suddivisa in sottoaree A_i con i variabile da 1 al numero complessivo delle sottoaree omogenee; indicando con PS_i l’aliquota decimale sistemica di area impermeabile interessata da intervento edilizio e/o urbanistico, si dovrà inizialmente determinare l’aliquota decimale media sistemica ponderata PS_M di area impermeabile valida sulla zona di interesse attraverso la media pesata

PS_M = ∑ A_i PS_i / ∑ A_i  .                                                                                  [7]

Il valore calcolato PS_M andrà quindi inserito nella relazione [5] al posto di IMP determinando quindi il Curve Number CN dell’area ad intervento edilizio/urbanistico realizzato o ad intervento edilizio/urbanistico di progetto. Il consumo di suolo con metodo sistemico CS_S deriva dalla relazione

CS_S =  Φ ∑ A_i                                                                                                  [8]

essendo il coefficiente Φ calcolato con la relazione [4].

Il consumo di suolo CS cercato sarà il valore maggiore fra CS_G e CS_S.

ESEMPIO DI CALCOLO DEL CONSUMO DI SUOLO

Si analizzano ora 4 situazioni differenti di conformazione edilizia/urbanistica di una area (arbitraria) di 9.734 m² in origine allo stato seminaturale con uso agricolo del suolo; le situazione saranno indicate come conformazione 1, conformazione 2, conformazione 3 e conformazione 4.

Si ipotizza altresì che l’intero lotto di 9.734 m² sia ricompreso in un territorio appartenente alla classe SCS A di uso idrologico di suolo (quindi CN₀ = 39).

CONFORMAZIONE 1

Il lotto di complessivi 9.734 m² è composto inizialmente da tre tipi idrologici di suolo (vedi Figura 2). Col numero 1 cerchiato si indica il suolo interessato da tetti e marciapiedi impermeabili (area 305 m²) caratterizzato da una aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 (ovvero tutta la superficie risulta impermeabilizzata) e da una aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1 (è quindi impedita completamente la filtrazione nel primo suolo).  Con 2 cerchiato viene indicata un’area di 1.170 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi o similare) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0,3 (si tratta di terreno bonificato con ghiaia per garantire la lavorabilità al cantiere di costruzione della casetta che riduce al 30% la capacità di assorbimento dell’acqua di pioggia per infiltrazione nel primo suolo). La rimanente parte del lotto sia interessata da terreno di tipo agrario o incolto per 8.259 m² con aliquota decimale di impermeabilità nulla sia dal punto di vista del calcolo geometrico che dal punto di vista del calcolo sistemico.

Nella coformazione 1 il consumo di suolo dal punto di vista del calcolo geometrico CS_G  risulta pari a

305 x 1 + 1.170 x 1 + 8.259 x 0 = 1.475 m².

Dal punto di vista del calcolo sistemico la quota parte di area impermeabile risulta pari a

305 x 1 + 1.170 x 0,3 + 8.259 x 0 = 656 m²

e quindi l’aliquota decimale media sistemica PS_M applicando la [7] risulta

656/9.734 = 0,0674.

Il valore 0,0674 viene quindi immesso nella relazione [5] al posto di IMP determinando un Curve Number CN pari a 43,114. Dalla relazione [4] si ottiene

Φ = 1 – [ ( ( 100 x 39– 39 x 43,114 ) / ( 100 x 43,114 – 39 x 43,114 ) ) ] = 0,1564

e quindi il consumo di suolo sistemico CS_S vale

9.734 x 0,1564 = 1.522 m².

In riferimento al lotto di 9.734 m² il valore maggiore fra CS_G (pari a 1.475 m²) e CS_S (pari a 1.522 m²) risulta 1.522 m² che diventa il consumo di suolo urbanistico nella conformazione 1.

Nella conformazione 1 il consumo di suolo maggiore risulta quello stimato con metodo sistemico.

CONFORMAZIONE 2

Nella conformazione 2 il lotto, sempre di complessivi 9.734 m², è composto inizialmente da cinque tipi idrologici diversi di uso del suolo (vedi Figura 3).

Col numero 1 cerchiato si indica il suolo interessato da tetti e marciapiedi impermeabili di area 305 m², suolo caratterizzato da una aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 (ovvero tutta la superficie risulta impermeabilizzata) e da una aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1 (filtrazione nel primo suolo completamente impedita).

Con 2 cerchiato viene indicata una superficie artificializzata assorbente completamente la precipitazione (strato di graniglia dello spessore di 20 cm stabilizzata con geogriglia) di area pari a 664 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (quindi superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0 (la pavimentazione è in grado di assorbire qualsiasi tipo di precipitazione).

Con 3 cerchiato viene indicata un’area di 110 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi o similare) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0,3 (si tratta di terreno di ingresso al lotto bonificato con ghiaia per garantire stabilità in accesso che riduce al 30% la capacità di assorbimento dell’acqua di pioggia per infiltrazione nel primo suolo).

Con 4 cerchiato viene indicata un’area di 308 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi o similare) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0,4 (si tratta di terreno rifinito a ghiaia che riduce del 40% la capacità di assorbimento dell’acqua di pioggia per infiltrazione).

La rimanente parte del lotto sia interessata da terreno di tipo agrario o incolto per 8.302 m² con aliquota decimale di impermeabilità nulla sia dal punto di vista del calcolo geometrico che dal punto di vista del calcolo sistemico.

Il consumo di suolo dal punto di vista del calcolo geometrico CS_G  risulta pari a

305 x 1 + 664 x 1 + 110 x 1 + 308 x 1 + 8.302 x 0 = 1.432 m².

Dal punto di vista del calcolo sistemico la quota parte di area impermeabile risulta pari a

305 x 1 + 664 x 0 + 110 x 0,3 + 308 x 0,4 + 8.302 x 0  = 398,2 m²

e quindi l’aliquota decimale media sistemica PS_M applicando la [7] risulta

398,2/9.734 = 0,0409.

Immettendo 0,0409 nella [5] al posto di IMP determinando CN che a sua volta inserito nella [4] permette di ottenere Φ e un consumo di suolo sistemico CS_S pari a 1.200 m².

In riferimento al lotto di 9.734 m² il valore maggiore fra CS_G (pari a 1.432 m²) e CS_S (pari a 1.200 m²) risulta 1.432 m² che diventa il consumo di suolo urbanistico nella conformazione 2.

Nella conformazione 2 il consumo di suolo maggiore risulta quello stimato con metodo geometrico.

CONFORMAZIONE 3

Nella conformazione 3 il lotto si considera composto da 7 tipi idrologici diversi di uso del suolo (vedi Figura 4).

Col numero 1 cerchiato si indica il suolo interessato da tetti e marciapiedi impermeabili di area 305 m², quindi suolo caratterizzato da una aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 (ovvero tutta la superficie risulta impermeabilizzata) e da una aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1 (filtrazione nel primo suolo completamente impedita). 

Con 2 cerchiato viene indicata una superficie artificializzata in grado di assorbire completamente la pioggia (strato di graniglia dello spessore di 20 cm stabilizzata con geogriglia) di area pari a 664 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (in quanto superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0 (pavimentazione in grado di assorbire qualsiasi tipo di precipitazione).

Con 3 cerchiato si indica il suolo interessato da strade asfaltate per 1.776 m², quindi suolo caratterizzato da una aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 e da una aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1. 

Con 4 viene indicata una superficie artificializzata assorbente completamente la pioggia destinata a parcheggio (con utilizzo di grigliati assorbenti) di area 318 m² con aliquota decinale relativa al metodo geometrico pari a 1 (superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0 (pavimentazione in grado di assorbire qualsiasi tipo di precipitazione).

Con 5 cerchiato si indica il suolo interessato da volume produttivo e pedonali contermini per 1.502 m², quindi suolo caratterizzato da una aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 e da una aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1.

6 cerchiato indica suolo destinato allo stoccaggio di macchinari con superficie impermeabile per 140 m² (aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 e aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1).

Infine con 7 cerchiato viene indicata una superficie di tipo agrario o incolto per 4.984 m² con aliquota decimale di impermeabilità nulla sia dal punto di vista del calcolo geometrico che dal punto di vista del calcolo sistemico.

Il consumo di suolo CS_G dal punto di vista del calcolo geometrico  risulta pari a

305 x 1 + 664 x 1 + 1.776 x 1 + 318 x 1 + 1.502 x 1 + 140 x 1 + 4.984 x 0 = 4.750 m².

Dal punto di vista del calcolo sistemico la quota parte di area impermeabile risulta pari a

305 x 1 + 664 x 0 + 1.776 x 1 + 318 x 0 + 1.502 x 1 + 140 x 1 + 4.984 x 0 = 3.768 m²

e quindi l’aliquota decimale media sistemica PS_M applicando la [7] risulta

3.768 / 9.734 = 0,3871.

Immettendo 0,3871 nella [5] al posto di IMP si determina CN che a sua volta inserito nella [4] permette di ottenere Φ e un consumo di suolo sistemico CS_S pari a 6.018 m².

In riferimento al lotto di 9.734 m² il valore maggiore fra CS_G (pari a 4.750 m²) e CS_S (pari a 6.018 m²) risulta 6.018 m² che diventa il consumo di suolo urbanistico nella conformazione 3.

Nella conformazione 3 il consumo di suolo maggiore risulta quello stimato con metodo sistemico.

CONFORMAZIONE 4

Nella conformazione 4 il lotto si considera composto da 7 tipi idrologici diversi di uso del suolo (vedi Figura 5).

Col numero 1 cerchiato si indica il suolo interessato da tetti e marciapiedi impermeabili per 350 m² (aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 ovvero tutta la superficie risulta impermeabilizzata e aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1 ovvero filtrazione nel primo suolo dell’acqua di pioggia completamente impedita).

Con 2 cerchiato viene indicata una superficie artificializzata assorbente completamente la pioggia di area pari a 664 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (in quanto superficie manomessa ed inutilizzabile a fini produttivi di tipo agricolo) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0 (in quanto pavimentazione in grado di assorbire qualsiasi tipo di precipitazione).

Con 3 cerchiato si indica il suolo interessato da strade interne asfaltate per 862 m² (aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 e aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1).

Con 4 viene indicata una superficie artificializzata assorbente completamente la pioggia destinata a parcheggio (con utilizzo di grigliati assorbenti) di area 318 m² con aliquota decimale relativa al metodo geometrico pari a 1 (superficie inutilizzabile a fini produttivi agricoli) e una aliquota decimale relativa al metodo sistemico pari a 0 (pavimentazione in grado di assorbire qualsiasi tipo di precipitazione).

Con 5 cerchiato si indica il suolo interessato da un complesso residenziale con pedonali contermini per 1.497 m² (aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 e da una aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1).

6 cerchiato indica suolo destinato sedime di cordonate e recinzioni per 140 m² (aliquota decimale di superficie impermeabilizzata dal punto di vista geometrico pari a 1 e aliquota decimale di superficie impermeabilizza dal punto di vista sistemico sempre pari a 1).

Infine con 7 cerchiato viene indicata una superficie di tipo agrario, giardino o incolta per 5.903 m² con aliquota decimale di impermeabilità nulla sia dal punto di vista del calcolo geometrico che dal punto di vista del calcolo sistemico.

Il consumo di suolo CS_G dal punto di vista del calcolo geometrico  risulta pari a

350 x 1 + 664 x 1 + 862 x 1 + 318 x 1 + 1.497 x 1 + 140 x 1 + 5.903 x 0 = 3.831m².

Dal punto di vista del calcolo sistemico la quota parte di area impermeabile risulta pari a

350 x 1 + 664 x 0 + 862 x 1 + 318 x 0 + 1.497 x 1 + 140 x 1 + 5.903 x 0 = 2.849m²

e quindi l’aliquota decimale media sistemica PS_M applicando la [7] risulta

2.849/9.734 = 0,2927.

Immettendo 0,2927 nella [5] al posto di IMP si determina CN che a sua volta inserito nella [4] permette di ottenere Φ e  a seguire un consumo di suolo sistemico CS_S pari a 5.011m².

In riferimento al lotto di 9.734 m² il valore maggiore fra CS_G (pari a 3.831 m²) e CS_S (pari a 5.011 m²) risulta 5.011 m² che diventa il consumo di suolo urbanistico nella conformazione 4.

Nella conformazione 4 il consumo di suolo maggiore risulta quello stimato con metodo sistemico.

La tabella seguente (Figura 6) riassume sinteticamente i risultati:

Un possibile decorso della storia urbanistica del lotto ipotetico di terreno considerato, in relazione al consumo di suolo, può quindi essere così riassunto:

1) nel lotto di 9.734 m² in origine viene rilasciato un Titolo Edilizio che permette di consumare 1.432 m² di suolo. Nel tempo di validità del Titolo l’intervento edilizio non viene concluso;

2) dal Proprietario viene quindi richiesto un ulteriore Titolo Edilizio per completare l’opera. Al momento della richiesta il suolo consumato ammonta a 1.522 m² (90 m² in più di quello originariamente concesso). Dopo aver pagato una sanzione amministrativa  (in quanto “opera non completata” e “conformazione del lotto con maggior consumo di suolo rispetto a quanto previsto dall’originario Titolo Edilizio”) il Proprietario termina l’edificazione e il lotto viene ad assumere la conformazione 2 con consumo di suolo definito dal Titolo Edilizio licenziato;

3) di seguito viene richiesto un nuovo Titolo Edilizio per eseguire ulteriori interventi edilizio/urbanistici riassunti nella conformazione 3. L’ulteriore suolo consumato (4.586 m²) viene recuperato dal Concessionario riportando, nell’ambito del territorio comunale, superfici già “consumate” all’originaria conformazione di suolo naturale ovvero in configurazione di suolo semi-naturale ma potenzialmente utilizzabile a fini di produttività agricola;

4) per finire dal Proprietario del lotto viene richiesto un ulteriore Titolo Edilizio per eseguire interventi edilizio/urbanistici ulteriori riassunti nella conformazione 4. L’esecuzione dell’intervento comporta una riduzione del suolo consumato (-1.007 m²) immessa a cura del Concessionario nel mercato immobiliare e annotata nel registro comunale destinato a memorizzare il decorso analitico del consumo di suolo.

Se ipotizziamo che il lotto considerato ricada nel gruppo idrologico SCS tipo D la tabella precedente si modifica nel modo seguente (vedi Figura 7):

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giugno 2019

ing. Giuliano Zen

Albo Treviso, posizione A1070 dal 1985.