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Titolo: Spettro di Assorbimento Atmosferico

Partendo dal presupposto di conscere cosa sia e quale sia lo spettro
di assorbimento solare se non vado errato possiamo ottenere lo spettro
di assorbimento atmosferico terrestre. L'assorbimento di raggi UV da
parte dell'ozono ne č un esempio? Se questo č vero, allora voglio
chiedervi:
"In merito all'attraversamento Venere-Sole del 08 giu 2004 e alla
tanto attiva discussione sulla reale individuazione o meno
dell'atmosfera del pianeta testimoniata dalla fantomatica aureola
sarebbe possibile, magari č questa la tecnica, ottenere lo spettro
d'assorbimento dell'atmosfera di Venere e ricavarne la composizione?"
Secondo. Queste sono le bande di assorbimento dell'ozono: (o sbaglio?)
"Bande dell'ozono: Hartley < 310 nm; Huggins ca. 310-350; Chappius ca.
500 nm"
I raggi solari, a quanto ho capito, scindono O2 --> O + O che a loro
volta si combinano velocemente in
O2 + O --> O3 per formare l'Ozono. Ora, l'assorbimento avviene, č
causato, nel dispendio di questa reazione o solo in una seconda fase
filtrato esclusivamente da O3?
Grazie, Diego

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Rispetto alla prima domanda (Venere) penso che: in teoria forse e' 
possibile ma potrebbero esserci grossi problemi di risoluzione 
strumentale e di rumore di fondo.  Forse potrebbero esserci addirittura 
dei limiti (in questo caso anche teorici) dati dalla diffrazione. 
Lascio la risposta a qualcuno piu' esperto.
Rispetto alla seconda domanda, invece, posso essere di aiuto.
Le bande di assorbimento importanti nell'atmosfera con i limiti 
approssimati sono le seguenti:
per l'O3; Hartley (200-310nm) - Huggins (310-350nm) - Chappuis (450-600nm)
per l'O2: Schuman-Runge (125-244nm) - Herzberg (244-280nm)
Devo confessare che io mi scordo sempre i nomi...
Comunque le due reazioni fotochimiche fondamentali sono (hn e' un fotone)
O2 + hn -> O + O  per lambda < 200nm    (J1)
O3 + hn -> O2 + O  molto forte per 210 < lambda < 310nm  (J2)
mentre le reazioni inverse (di ossidazione) sono
O + O + M -> O2 + M    (1)
O + O2 + M -> O3 + M   (2)
O + O3 -> O2 + O2      (3)
dove M e' una molecola generica (N2) che non interviene come reagente ma 
e' necessaria per prendersi l'energia in eccesso che risulta dalla reazione.
Conoscendo il flusso della radiazione solare, i coefficienti di reazione 
e la densita' dell'atmosfera, e' possibile risolvere il sistema di 
equazioni e trovare una soluzione all'equilibrio (modello di Chapman).
Notare che poiche' due delle reazioni di ricombinazione necessitano di 
un terzo corpo, sono efficienti solo quando la densita' dell'atmosfera 
raggiunge certi valori. In particolare il risultato e' il seguente:
al di sopra di circa 100km, l'ossigeno atomico ha un tempo di vita molto 
lungo ed e' il maggior costituente atmosferico.  La sua concentrazione, 
tuttavia, diminusce rapidamente verso il basso.
Infatti nella stratosfera l'esistenza di M permette la reazione (2) che 
produce O3.  A questo punto le due reazioni (J2) e (2) si susseguono 
rapidamente con il risultato netto di assorbire radiazione ultravioletta 
e trasformarla in calore (tra l'altro producendo la particolare 
struttura termica della stratosfera).
Il modello prevede un massimo del contenuto di O3 intorno ai 30km di 
altezza e, in complesso, rappresenta abbastanza bene la realta'.
Tutto questo in maniera molto semplificata e senza considerare effetti 
disturbatori del cloro o altre cose del genere.
Daniele Fua'
Uni. Milano-Bicocca