AUMENTO DEI GAS SERRA E AEROSOL ANTROPICI: c) IL PROTOSSIDO DI AZOTO; IDROCARBURI ALOGENATI; OZONO

Altro gas serra é il protossido di azoto (N2O), che soprattutto é prodotto dai microbi del suolo nei processi di nitrificazione e denitrificazione naturali e agricoli, ma anche in minor misura, dalla bruciatura di combustibili fossili. Molecola per molecola, il suo effetto serra é 320 volte piú efficace della CO2 (Liao, 2004). Le emissioni attuali sono dell´ordine di circa 7 milioni di tonnellate annui.
Lo sviluppo agricolo e specialmente l´uso del nitrato di ammonio é la causa principale del suo aumento nell´ultimo secolo, da circa 0,2 ppm a circa 0,3 ppm. Il suo incremento dal 1750 al 2004 produce una forzante radiativa di circa 0,2 W/m2 (IPCC 2007). La sua vita media nell´atmosfera è molto lunga, circa 120 anni, e i cambi osservati nella sua concentrazione atmosferica sono lenti.

Gli idrocarburi alogenati son gas di origine antropica, e i piú noti sono i clorofluorocarburi o meglio conosciuti come CFC (CFC-11 e CFC-12).
Accusati di essere la principale causa di un possibile deterioramento dell´ozono atmosferico, sono nella troposfera dei gas ad effetto serra. Per essere di fabbricazione umana, la loro concentrazione era praticamente nulla prima del 1950. Sono stati utilizzati intensivamente nei sistemi di refrigerazione e come propellente degli aerosol e spray.
La forzante radiativa che avevano, nel 2004, era di circa 0,3 W/m2 (IPCC 2007). Grazie ai protocolli internazionali, la loro produzione si é ridotta drasticamente e la tendenza della loro concentrazone , sia in troposfera che nella stratosfera, dove sono distrutti dalle radiazione ultravioletta, é cambiata significativamente e comincia a declinare. (Engel 1998).
Senza dubbio, sono aumentati le concentrazioni dei gas che hanno sostituito il CFC negli apparecchi refrigeranti, specialmente sono aumentati gli idrofluorocarburi noti come HFC (HFC-23 specialmente) che anche producono un forzamento radiativo considerevole.
L´ozono (O3) é un importante gas atmosferico  ed é il precursore del radicale OH, che é il principale agente ossidante e pulitore di diversi contaminanti. Ma l´ozono é un potente gas serra perché assorbe la radiazione infrarossa di 9 μm, vicino alla lunghezza d´onda dello spettro di emissione di radiazione massimo della superfecie terrestre. Il suo forzante radiativo, molecola per molecola, é 1000 volte piú potente della CO2.
L´ozono troposferico ha il 10% dell´ozono totale (il 90% stá nella stratosfera) e alle latitudini medie dell´emisfero Nord, in estate arriva a 50/60 unitá Dobson, che rappresenta +/- il 15% della colonna totale di ozono sopra questa regione (Chandra 2004).
L´ozono é creato naturalmente per effetto dei raggi solari sulle molecole di ossigeno nella troposfera e nella stratosfera. L´ozono é anche continuamente distrutto naturalmente dall’ insolazione e anche dalle reazioni chimiche in presenza di diversi elementi come cloro, bromo, monossido di carbonio ecc..
La maggior parte dell´ozono troposferico di origine antropico si produce per ossidazione fotochimica (luce del sole) degli idrocarburi volatili (VOC) in presenza di ossidi di azoto NO e NO2. Questo ozono troposferico quindi non é emesso direttamente nell´atmosfera, ma si forma come prodotto secondario partendo da reazioni fotochimiche indotte dalla luce solare con i suoi precursori primari: ossidi di azoto e i composti organici volatili.
La concentrazione di ozono troposferico evolve in cicli, sia giornalieri che stagionali. La massima concentrazione si ha a metá pomeriggio, proprio come risposta alla maggior insolazione. E dovuto all´incremento della radiazione ultravioletta i livelli massimi si producono durante l´estate
dovuto ad un maggior uso di combustibili. In assenza di insolazione e di notte, gli ossidi di azoto realizzano la funzione opposta, la distruzione di ozono.
Nelle grandi cittá soleggiate la combinazione dei raggi solari e del traffico produce alte concentrazioni di ozono durante le ore diurne. Anche nelle regioni tropicali gli incendi della vegetazione della selva e della savana produce reazioni fotochimiche che creano ozono nell´atmosfera.
L´ozono non é omogeneamente ripartito geograficamente su tutto il pianeta perché dipende dalla maggiore o minore presenza di gas e aerosol precursori e dalla +/- insolazione latitudinale e dalla stagione dell´anno.

Aumento dell´ozono troposférico
Nell´ultimo secolo si é avuto un chiaro aumento dell´ozono nella troposfera. Secondo l´IPCC questo aumento é stato circa il 35% nel XX secolo nell´emisfero Nord, dovuto agli incendi della vegetazione e all´aumento delle emissioni dei gas emessi dai motori delle auto.
L´aumento si é verificato ma non é facile determinare il suo effetto serra e specialmente il suo forcing radiativo (Brunner, 1998; Brasseur, 1998).
Il forcing é molto maggiore nell´emisfero Nord e arriva al suo massimo nella fascia subtropicale tra i 20° e i 30° di latitudine Nord. (Roelofs 1997). Il forcing radiativo globale si stima sia tra 0,3 W/m2 e i 0,4, e supera i 0,5 W/m2 nel Mediterraneo e nel sudest dell´Asia.
(Stevenson, 1998).
Le analisi satellitari indicano recentemente che il diossido di azoto NO2 precursore dell´ozono troposferico, é diminuito considerevomente nelle regioni piú popolate e industriali dell´Europa e USA ma continua ad aumentare in Cina. (Ritcher 2005).

Diminuzione dell´ozono stratosferico
Il 90% dell´ozono si trova nella stratosfera. Se prendiamo come referenza il 1979, é possibile che l´aumento dell´ozono troposferico si sia fermato in alcune regioni per via di una diminuzione dell´ozono nella bassa stratosfera e dove si trova in maggiore proporzione della sua massa. Questo declino dell´ozono stratosferico ha prodotto una forzante negativa tra 0,1 e 0,2 W/m2 (IPCC 2007). Il segno negativo si deve al fatto che l´incremento della quantitá di energia solare diretta é minima perché la radiazione solare ultravioletta assorbita dall´ozono rappresenta solo una piccola percentuale di tutta l´energia ricevuta dal Sole, meno dello 0,04%. Questo piccolo incremento della energia solare che entra é minore dell´aumento della energia infrarossa che esce non trattenuta che risulta dalla diminuzione dell´ozono della bassa stratosfera. Pertanto l´effetto netto della diminuzione dell´ozono stratosferico é, in principio, quello di raffreddare la superficie della Terra.

Fig. Ozono globale (tra 65ºN e 65ºS) Evoluzione dello spessore medio tra il 1979 e 2000

Sul futuro dell´ozono stratosferico esistono molti interrogativi, dovuti al possibile raffreddamento della stratosfera a causa dell´incremento della CO2 (Dameris, 1998).La CO2 non solo é un efficente assorbente di radiazione infrarossa ma é anche un eccellente emissore di questo tipo di radiazione. A livelli tratosferici la emissione di radiazione infrarossa emessa dalla CO2 scappa in gran parte verso lo spazio esterno. Perció la CO2 attua lí raffreddando la stratosfera. Probabimente questo raffreddamento stratosferico causato dall´aumento della CO2 é per il proprio aumento dell´ozono troposferico (che cattura negli strati bassi la radiazione terrestre in uscita) contribuisce alla formazione di nuvole polari stratosferiche piú abbondanti. Per questo é possibile che la distruzione di ozono si produce in questi aumenti di nuvole, e che siano piú profondi i “buchi” stagionali che si formano alla alte latitudini.
Un altro dei motivi per cui potrebbe aumentare la frequenza delle nuvole polari stratosferiche, e la conseguente distruzione di ozono, é l´aumento del vapore d´acqua.
Il metano é la principale fonte di umiditá della stratosfera, e dove la sua ossidazione produce CO2 e acqua. Malgrado la scarsitá di misurazioni, vi sono indizi che il vapore acqueo nella stratosfera é andato aumentando in ragione di 1% annuale nelle ultime tre decadi (Oltmans, 2000).
Una maggiore concentrazione di acqua nella stratosfera facilita la formazione di nubi. Inoltra il vapore acqueo provoca, come la CO2, un effetto netto di raffreddamento nella bass stratosfera (Forster 1999), che anche contribuisce ad una maggiore frequenza delle nubi polari stratosferiche.
Senza dubbio, il raffredamento della stratosfera é possibile che faccia aumentare l´ozono stratosferico delle zone temperate e tropicali, perché lí si riduce la velocitá delle reazioni naturali di chimica omogenea (gas-gas) che distruggono l´ozono e che equilibrano il processo di formazione di ozono per azione del Sole sull´ossigeno. A questo fattore di diminuzione della distruzione naturale deve essere aggiunto la possibile diminuzione del cloro libero, distruttore di ozono, dovuto alla proibizione dei CFC dal 1987.
Infine non bisogna dimenticare che la chimica di distruzione eterogenea dell´ozono stratosferico é anche molto legata allo stato della stratosfera provocata da eruzioni e cataclismi (Deshler 1998), per questo l´incognita sullo sviluppo futuro é indecifrabile. Cosí il Pinatubo emise nell´atmosfera nel 1991 circa 5 Km/3 di materiale piroplastico e ceneri, e circa 17 milioni di tonnellate di SO2 (Kress 1997). Gran parte della massa di gas arrivó nella stratosfera, formando una cappa di aerosol solfatati che prograssivamente coprirono tutte le latitudini. Ci fu una perdita notevole nella concentrazione di ozono stratosferico, dovuto all´aumento delle reazioni di distruzione chimica di ozono dentro le nubi solfatate, registrandosi cosí una diminuzione di ozono di circa l´8% sopra l´Europa. Sembra interessante segnalare che questa importante variazione registrata nella chimica stratosferica dell´ozono indica la possibilitá che in passato si siano avute distruzioni anche piú massicce di ozono a cuasa delle eruzioni piú potenti. Intanto, per un cambio brusco nella concentrazione di ozono stratosferico
probabilmente occorerebbe un complesso cambio nella circolazione atmosferica, data la importanza dell´ozono nella distribuzione verticale dell´energia.

SAND-RIO

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