NOTE:

Di questa quantità media di calore solare, Q cos ξpsec ξ, che viene ricevuta dal suolo, una buona parte viene assorbita in lavori fisici (principale l’evaporazione), chimici, meccanici, fisiologici, ecc. e solo una piccola frazione a di essa rimane all’ufficio diretto di riscaldamento, cioè di innalzare la temperatura del suolo.

11. Perchè il suolo sia mantenuto ad una data temperatura, senza cioè nè riscaldarsi, nè raffreddarsi, è necessario che questa frazione di calore solareaQ cos ξpsec ξfaccia equilibrio alla quantità di calore che il suolo irradia verso il cielo.

Quando si diceverso il cielonon si intende già verso lo spazio planetario vuoto, ma verso tutta l’atmosfera visibile dal punto considerato del suolo, cioè verso una massa d’aria che per effetto del calore solare e terrestre assorbito, dei movimenti continui che la rimescolano, delle continue trasformazioni del vapor acqueo, ecc., ecc., irradia a sua volta verso la terra una certa quantità di calore, che compensa in parte la perdita che questa subisce per irradiazione. L’irradiazione del suolo si compie cioè come quella di un corpo in un vaso chiuso la cui parete interna abbia una data temperatura; la sua irradiazione vera è la differenzafra le irradiazioni assolute che il corpo stesso e la parete effettuerebbero nel vuoto indefinito.

Noi immagineremo perciò di sostituire all’atmosfera visibile dal punto considerato una superficie di nero fumo avente una temperaturatc, che chiameremotemperatura del cielo[52], e tale, da sostituire nell’effetto radiante l’atmosfera stessa, e porremo che la radiazione del suolo verso il cielo sia proporzionale, secondo la legge di Newton, alla differenza tra la sua temperaturatse latc; sia cioè espressa da una espressione

K(ts- tc)[53]

dove il coefficiente K (irradiazione unitaria) dipende non soltanto dalla natura della superficie irradiante, ma anche dalle condizioni dell’aria sovraincombente, che per varia purità e vario stato igrometrico può essere più o meno trasparente pel calore irradiato dal suolo. Sono notissime a questo proposito le esperienze di Tyndall sulla opacità dei vapori alle radiazioni termiche, e le conseguenze che egli ne trasse per spiegare i climi attuali e passati della terra, mediante l’azione protettrice che esercita l’aria umida o ricca di acido carbonico, rallentando o impedendo completamente la radiazione del suolo verso il cielo. Avremo quindi

K(ts- tc)=aQ cosξpsecξ

ossia

la quale ci dice che latemperatura del suolo è mantenuta superiore alla temperatura del cielo di un numero di gradi che è proporzionale all’azione riscaldante del sole e inversamente proporzionale alla irradiazione unitaria del suolo. In questa radiazioneunitaria noi dobbiamo distinguere due fattori, l’uno che dipende dalla natura della superficie, ed è ilpotere irradiante,rs; di questa: l’altromsche dipende dallatrasparenzadell’aria. Si potrà scrivere cioè K =msrs; e mettendo quindi in vista, per lo scopo nostro speciale, nella formola precedente i coefficienti di trasparenza dell’aria si avrà

dove si è posto per semplicità

Fin qui si è considerata la superficie terrestre come solida; nel caso della superficie oceanica l’effetto della radiazione solare è assai più complicato, in causa della riflessione e rifrazione dei raggi, della loro penetrazione fino a profondità sensibile, del moto ondoso, della evaporazione, per non parlare dei movimenti convettivi, i quali possono considerarsi dell’ordine dei fenomeni meteorologici il cui effetto non può finora essere preso in considerazione. Noi possiamo però facilmente ammettere che anche la temperatura della superficie oceanicain quanto dipende dall’equilibrio delle radiazioni termiche, è esprimibile con una formola analoga alla precedente

12. Finora il valore ditc,t´csono rimasti indeterminati, e fino a prova contraria si dovrebbero ritenere diversi fra loro e variabili da un punto all’altro della terra. Invece è facile dimostrare che latemperatura media del cielosi può approssimativamente ritenere costante per tutti i punti della terra, sia oceanici che continentali,al livello del mare[54]. La massa dell’atmosfera formerebbe cioè tutt’attorno al globo terrestrecome un involucro a temperatura uniforme, che costituisce un vincolo di solidarietàclimatologica fra tutte le regioni della superficie terrestre, per il quale non si può immaginare che varii sensibilmente e permanentemente la condizione termica di una regione senza che variino sensibilmente quelle di tutte le altre regioni della terra. Esso costituisce inoltre come un regolatore di tutte le variazioni di temperatura, poichè non si può ammettere che varii in modo generale e permanente la condizione termica al livello del mare, senza che varii la temperaturatc, ossia la condizione termica di tutta la massa atmosferica.

Viene così espressa in modo assai evidente la funzione regolatrice e conservatrice dell’atmosfera nella distribuzione del calore sulla superficie della terra, e viene anche messa in chiara luce la fallacia di Croll nel computare l’effetto di una variazione della distanza, e quindi della radiazione solare, a partire dalla temperatura dello spazio interplanetario, come se l’atmosfera non esistesse.

Potrà sembrare a prima vista sorprendente questa uniformità della radiazione termica dell’atmosfera su tutta la terra, ma la cosa può presentarsi come naturale quando si consideri che quest’azione radiante emana per la maggior parte dagli strati più elevati dell’aria dove il periodo annuo della temperatura è insensibile e dove ogni più piccola differenza orizzontale di temperatura viene rapidamente cancellata dai rapidi movimenti convettivi, non intralciati da alcun impedimento. Secondo uncalcolo di Maurer anche la conduttività dell’aria pel calore sarebbe ivi, in ragione della immensa densità, immensamente maggiore che per l’aria a noi circostante[55].

13. Ma torniamo alle nostre formole. Da esse si possono ricavare con facile procedimento[56]due formole rappresentanti latemperatura dell’aria, l’unat1sopra una superficie continentale, l’altrat0sopra unasuperficie oceanica, sempre nella supposizione che non vi sia alcun scambio di calore per causa meteorologica. Esse ci rappresentano cioè quali temperature si osserverebbero su un globo terrestre, o interamente continentale o interamente oceanico, quando l’atmosfera o gli oceani fossero immobili.

Indicando inoltre conxlacontinentalitàmedia di ogni parallelo, ossia la frazione del parallelo stesso che è occupata da continenti, la formolat=t0+x(t1-t0) ci dà la temperaturamediadi ogni parallelo nella attuale distribuzione di continenti e di mari; che se collaxsi indica invece lacontinentalità di ogni singolo punto, ossia la frazione di temperatura teoricamente continentale che entra a determinare la temperatura del punto stesso (e che può facilmente esprimersi collaescursione annuadella temperatura), la stessa formola ci dà la temperatura normale del punto stesso. In questo secondo caso è ammessa una reciproca influenza fra continenti e oceani, ma l’effetto delle correnti marine ed aeree, e delle influenze locali, non è valutato.

Siamo sempre, si dirà, assai lontani dal vero; ma si può verificare di quanto ce ne discostiamo e si trova che le differenze fra i dati delle nostre formole e i dati d’osservazione rispondono benissimo, in grandezza e distribuzione, agli elementi trascurati, in prima linea alle anomalie termiche prodotte dalle correnti marine ed aeree[57]. Alle nostre formole che esprimono letemperaturesolari, cioè quelle mantenute esclusivamente dall’equilibrio fra la radiazione del sole e quella della superficie terrestre, bisogna adunque aggiungere un termine di correzione, qui positivo e là negativo, esprimente l’effetto termico dei moti convettivi e degli agenti meteorologici. Questo termine, che è di parecchi gradi[58], ha una grande importanza nella definizione del clima, ma noi non possiamo ammettere che esso possa variare se non varia la temperatura solare, che è il fattore primo e principale del clima. E ciò è tanto più vero se, invece della temperatura dell’aria, consideriamo la temperatura della superficie terrestre la quale, sia oceanica sia continentale, è meno soggetta a variazioni locali e accidentali non provenienti dal calore solare ricevuto e assorbito, essendo assai minore su di essa l’influenza dei movimenti dell’aria.

14. Torniamo adunque alle nostre formole

e vediamo quale effetto potrà produrre una variazione dip.

Questa non può immaginarsi disgiunta da una, variazione dims,ma; variazione che assai probabilmente sarà conforme a quella dip, e ne attenuerà quindi gli effetti. Ma mentre l’effetto di una variazione generale nella trasparenza dell’aria è, per ciò che riguarda la radiazione terrestre, costante a tutte le latitudini, per riguardo alla radiazione solare esso va rapidamente crescendo colla latitudine.

Poniamo per esempio che per uno speciale intorbidamento dell’aria tanto il valore dipquanto quello dimso dimasiano diminuiti di un decimo del loro valore: il rapporto (psecξ)/mall’equatore rimarrà invariato; ma fra 60° e 70° Lat., nel punto dove ξ = 60° e quindi sec ξ = 2, esso è ridotto dal valore primitivop²/m, al valore

cioè sarà ridotto anch’esso di un decimo del suo valore primitivo.

Ad ogni diminuzione di questo rapporto deve corrispondere una diminuzione ad essa proporzionale della differenzats-tc, ota-tctra la temperatura della superficie terrestre e la temperatura del cielo. Nel caso considerato, questa differenza sarà mantenuta invariata all’equatore, ma sarà ridotta di 1/10 presso il cerchio polare. Secondo le formole di Forbes le temperature medie dell’aria, e quindi con differenza di qualche grado in più quelle della superficie terrestre, sotto il cerchio polare, in una regione rigorosamente continentale (poniamo Werchojansk in Siberia) è -15° circa; mentre in una regione rigorosamente oceanica sarebbe 0°. Le differenzets-tc,ta-tcsarebbero quindi, (postotc= -45°), ora di 30° per le regioni più continentali e di 45° per le oceaniche; il raffreddamento prodotto tra 60° e 70° lat. da un intorbidimento dell’aria, che produca la diminuzione di 1/10 in ambedue i coefficienti di trasparenza, sarebbe quindialmenodi 3° nella regione continentale, di 4°,5 nella oceanica. Dicoalmenoperchè, raffreddandosi il suolo e l’aria degli strati inferiori su tutta la superficie della terra, dovrà diminuire anche la radiazione e la conduzione e ogni trasporto convettivo di calore verso la massa superiore dell’atmosfera, e quindi diminuire anche la temperatura del cielotc: infatti anche nelle variazioni annuali questa segue in ogni paese un andamento parallelo all’andamento della temperatura degli strati inferiori. Il raffreddamento effettivo non sarà quindi soltanto del numero di gradi indicato, ma a questo va aggiunto il numero di gradi di cui si deve ritener diminuita latce che non possiamo dire quale possa essere.

Ma l’ipotesi che la trasparenzamper le variazioni terrestri varii proporzionalmente colla trasparenzapper le radiazioni solari, non è nemmeno la più probabile. Se la causa dell’intorbidamento atmosferico è, secondo la supposizione più spontanea, il vapore acqueo, probabilmente la variazione dimè proporzionalmente assai minore di quella dip, se pure non dobbiamo ritenere che essa è opposta a quest’ultima. È noto infatti che tra gli strati a immediato contatto col suolo e gli strati a qualche altezza vi è generalmente contrasto tanto nel periodo diurno che nel periodo annuo della umidità assoluta; le ore e la stagione più secche negli alti monti (ora notturne, inverno) sono quelle più umide al basso. Così si svolge una delle funzioni moderatrici del vapore acqueo, il quale si solleva negli strati alti durante le ore e la stagione più calde, temperando colla formazione di nubi la radiazione solare e lasciando più libera la radiazione refrigerante del suolo; si abbassa nelle ore e nella stagione più freddelasciando più libere fino agli strati inferiori dell’atmosfera le radiazioni del sole e temperando la irradiazione refrigerante del suolo. Non è quindi assurdo supporre che ad una diminuzione dipcorrisponda un aumento dim, e quindi una diminuzione ancor maggiore del rapporto

Noi vediamo adunque la possibilità di spiegare con una leggiera variazione della trasparenza atmosferica un raffreddamento di parecchi gradi tanto nelle regioni assolutamente continentali come in quelle assolutamente oceaniche.

Questo raffreddamento è, fino a 45° Lat. circa, maggiore sui continenti che sui mari; nelle latitudini superiori è maggiore sui mari che sui continenti. Fino a quella latitudine infatti i continenti sono più caldi dei mari, ed è quindi maggiore anche il raffreddamento sui continenti che sui mari; oltre 45° Lat. si verifica l’opposto. Nell’un caso e nell’altro peròsi attenua il dislivello di temperatura fra continenti ed oceani.

Così è verificata una delle condizioni caratteristiche dei periodi freddo-umidi, secondo la teoria di Brückner.

15. Quanto all’escursione annua non è qui il caso di svolgerne la teoria assai complessa nella quale si deve tener conto dell’azione regolatrice esercitata dagli strati immediatamente sottostanti alla superficie terrestre, attraverso ai quali penetra e sorte alternativamente il calore per propagazione conduttiva, e l’azione ammorzatrice degli agenti atmosferici, che generalmente variano in senso inverso della radiazione solare, attenuando i massimi tanto di caldo che di freddo. Un altro elemento di incertezza sembra debba trovasi nella temperatura del cielo, la cui variazione è in massima incognita; ma l’osservazione indicherebbe che questo elemento può essere eliminato, perchè la temperatura del cielo presenterebbe un periodo annuo perfettamente parallelo a quello dell’aria presso terra[60].

Rimarrebbe così dimostrato che in ogni paese, pel quale i coefficienti di conduttività e di assorbimento del terreno siano dati e costanti, l’escursione annua della temperatura rimane espressa da due termini, l’uno proporzionale alla variazione annua della radiazione solare, l’altro esprimente l’azione moderatrice degli elementi meteorologici. Per la ragione tante volte ripetuta che i fattori meteorologici sono subordinati al fattore termico, non possiamo immaginare unageneralediminuzione dell’escursione annua della temperatura senza immaginare una diminuzione nella escursione annua del calore solare, che deve intendersi come la causa prima di quella, e il cui effetto può soltanto essere modificato, ma non distrutto, da una conseguente variazione nei fattori meteorologici.

Ora, che una diminuzione nella trasparenzapdell’atmosfera debba portare necessariamente una diminuzione nel periodo annuo della radiazione solare che arriva alla superficie terrestre, lo dimostra presente la tabelletta tolta dal lavoro già citato del signor Angot. Essa ci dà le differenze fra le quantità di calore solare ricevute a varie latitudini nei due giorni solstiziali, estivo e invernale, in corrispondenza a quattro valori decrescenti dellap, dato che la quantità ricevuta al limite dell’atmosfera in un giorno equinoziale all’equatore sia espresso da 1000.

Col decrescer diple differenze diminuiscono, e tanto più quanto maggiore è la latitudine. In corrispondenza,debbono diminuire anche le variazioni annue della temperatura, il che è l’altra condizione caratteristica dei periodi freddo-umidi, secondo la teoria di Brückner.

16. Una terza conseguenza di una diminuzione della trasparenza atmosferica è un aumento nella differenza di temperatura dall’equatore ai poli. Abbiamo già veduto come il signor Brückner, dall’ipotesi che le oscillazioni del clima siano dovute ad oscillazioni nel potere radiante del sole, sia condotto alla conseguenza perfettamente opposta: secondo lui il dislivello termico dall’equatore ai poli deve essere minore nei periodi freddo-umidiche nei periodi caldo-asciutti. Le serie delle temperature tropicali non confermerebbero per sua stessa confessione tale conclusione, non accennando a oscillazioni più accentuate che altrove, ma egli ritiene che ciò dipenda dall’essere troppo sparse e incomplete; e come tali non permettono nemmeno una verifica dell’ipotesi nostra. Ma se dalle oscillazioni termiche quasi insensibili che contraddistinguono i periodi climatologici attuali noi passiamo a quelle che contraddistinsero l’era glaciale, io credo che i naturalisti saranno piuttosto proclivi ad accogliere l’ipotesi nostra. Quando alle nostre latitudini la temperatura media era di 4° o 5° minore dell’attuale, supporre che la differenza coll’equatore fosse minore equivale a supporre che nelle regioni equatoriali la temperatura media doveva essere di 7°, 8° o più gradi minore dell’attuale; supposizione ch’io non credo, per quanto ne so, che la flora e la fauna tropicale dell’êra postpliocenica giustifichino menomamente.

Ma ancor più difficile appare ad ammettersi l’ipotesi di Brückner se rimontiamo ancor più indietro alle epoche preglaciali, quando le alte latitudini circumpolari godevano, secondo le scoperte di Heer, di una flora assai ricca e sviluppata, incompatibile coll’idea dei ghiacci attuali; quando adunque le temperature a quelle latitudini dovevano essere di molti gradi superiori alle attuali. In quelle stesse epoche le regioni tropicali erano forse alquanto più calde di adesso, ma, secondo i testimoni della flora e della fauna confrontate colle attuali, la differenza doveva essere assai piccola. Vi doveva quindi essere un dislivello termico dall’equatore ai poli assai minore dell’attuale; e infatti la caratteristica principale di quelle epoche, per concorde attestazione di tutti i geologi, era una straodinariauniformitàclimatologica, che sola può dar ragione della grande uniformità paleontologica. Ora, se le alternative geologiche dei climi debbono spiegarsi colla variabilità del sole, se p. es. i climi terziarii rispondevano a una maggiore intensità radiante dell’astro, il dislivello termico dall’equatore ai poli doveva essere assai maggiore dell’attuale e quindi se le regioni polari erano tanto più calde d’adesso, le tropicali dovevano avere temperature altissime, incompatibili con una flora e una fauna non molto diverse dalle attuali.

La maggiore estensione e reciproca connessione degli oceani avrà certamente contribuito a mantenere una maggiore uniformità, temperando specialmente, nelle regioni polari, i freddi invernali; ma non bisogna esagerarne gli effetti. La immensa oceanicità dell’emisfero australe impedisce forse la formazione e conservazionedei ghiacci antartici? Quanto all’artificio delle correnti marine ne ho già dimostrata la debolezza. E quanto al secondo degli argomenti del sig. Dubois, che attribuisce quella grande uniformità a una maggiore opacità dell’atmosfera, tutta la precedente discussione gli è contraria, dimostrando che così si arriverebbe all’effetto perfettamente opposto.

Invece, colla ipotesi di un aumento anche non molto forte della trasparenza atmosfericap, si spiegherebbe un aumento di molti gradi nelle regioni polari, mentre all’equatore si avrebbe una variazione appena accennata. Aumentandopedmdi un terzo del loro valore,t - tcrimarrebbe invariato all’equatore, mentre al cerchio polare crescerebbe di 15° in aperto oceano, di 10° nell’interno dei continenti. E nella supposizione chemvarii meno dip, o varii in senso contrario ap, l’aumento di temperatura sarebbe assai maggiore, oppure basterebbe unavariazionedipassai minore per produrre gli incrementi indicati di temperatura, che già bastano forse a spiegare le flore di Heer.

È vero che una maggiore trasparenza dell’aria avrebbe anche per conseguenza di aumentare l’escursione annua; essa porterebbe cioè calori estivi più forti degli attuali, ma anche rigori invernali assai maggiori, che sembrano incompatibili con uno sviluppo così singolare di piante superiori. Ma è a notarsi che tutti i fondi polari di piante fossili furono trovati in regioni litoranee (Islanda, Groenlandia, Grinnellandia, Arcipelago nord-americano, isole della Nuova Siberia), dove la variazione annua non poteva essere molto accentuata; doveva anzi essere minore dell’attuale, se la maggiore temperatura media dell’acqua e la minore estensione delle terre polari che sono ora i centri d’espansione degliicebergs, mantenevano, com’è evidente, assai più liberi di ghiacci la superficie del mare.

Nella Siberia orientale e nel Canadà, regioni ch’erano già continentali nelle epoche dell’eocene e del miocene, non si è trovato nulla di analogo a quelle flore. Il sig. Woeikof è d’avviso che ciò non sia effetto nè del caso nè di insufficiente ricerca, ma del fatto che l’inverno, non temperato dall’azione marina, doveva esservi assai rigido, da non permettere lo sviluppo di flore che pur attecchivano largamente a latitudini più elevate, ma in paesi litoranei[61].

Del resto si è esagerata anche l’influenza distruttrice del gelo sulle piante. Nella Siberia orientale resiste una flora ricca edelevata a freddi invernali di -60°, e a una temperaturamediadi gennaio di -49°! Purchè non vi siano delle variazioni repentine e capricciose di temperatura, la pianta resiste anche a freddi assai intensi, e più che una temperatura invernale molto mite è necessaria, per lo sviluppo di flore elevate, una sufficiente somma estiva di calore alla quale si provvederebbe a esuberanza coll’ipotesi nostra.

17. Io credo quindi dimostrato che le grandi oscillazioni del clima terrestre nelle passate êre geologiche, almeno in quelle meno remote, sipossonospiegare con variazioni non molto rilevanti nella trasparenza dell’atmosfera per le radiazioni termiche. Per una ragione qualsiasi, l’atmosfera attraverserebbe dei periodi di intorbidimento intercalati da periodi di maggior purezza e trasparenza: ai primi corrisponderebbero dei periodi freddo-umidi ai secondi dei periodi caldo-asciutti del clima continentale.

Può sembrare a prima vista strana l’idea di collegare i periodi di alta temperatura a una maggior trasparenza dell’atmosfera. Per noi, le regioni note dove l’aria è straordinariamente trasparente sono le alte regioni alpine che non danno certamente l’idea di un clima caldo: e le notti serene specialmente invernali, sono le più rigide. Una maggiore trasparenza dell’aria ci pare quindi logicamente connessa a un raffreddamento. D’altra parte la maggior mitezza delle invernate e delle notti nuvolose, e le citate esperienze di Tyndall sulla opacità dei vapori e quindi sull’azione coibente che un’atmosfera umida esercita sul calore irradiato dalla terra, hanno generalmente diffusa e radicata l’idea che un intorbidimento dell’aria, specialmente per opera del vapore acqueo, è condizione di clima più caldo.

Ma queste deduzioni sono false; sono il frutto o di un confronto di termini non paragonabili fra loro, o di una illusione soggettiva dell’europeo che, perchè soffre maggiormente il freddo che il caldo, giudica la bontà di un periodo climatologico più dalla mitezza dell’inverno che dalla mitezza dell’estate.

Non è il clima alpino, ma quello di vasti altipiani che dobbiamo paragonare a quel clima che sarebbe prodotto, secondo la nostra ipotesi, su tutta la terra da un appuramento dell’atmosfera. I gruppi montuosi non sono che piccole isole negli alti strati dell’aria. La temperatura che l’aria assume sulle loro creste e sui loro pendii non è tanto determinata dal riscaldamento della superficie montuosa (come lo è l’aria alla pianura dal riscaldamento della pianura stessa), quanto dalla temperatura dellostrato d’aria a quell’altezza, e dai movimenti convettivi continuamente mantenuti lungo i pendii. La temperatura dello strato d’aria a quell’altezza è assai minore di quella alla pianura perchè la superficie riscaldante, che è la pianura stessa, è assai lontana, e perchè l’irradiazione verso il cielo è più intensa (vedi Nota a pag.119); i moti convettivi dell’aria tendono generalmente a impedire i riscaldamenti intensi, possibili soltanto in aria stagnante.

Negli altipiani elevati le condizioni sono diverse. La radiazione solare è ivi molto intensa per la maggior trasparenza dell’aria; le vaste pianure si riscaldano fortemente e riscaldano gli strati d’aria sovraincombenti, i quali, benchè a grande altezza, sono mantenuti vicini alla sorgenteprincipaledi calore, che è il suolo. Se le condizioni meteorologiche circostanti permettono che l’aria vi stagni, noi avremo ivi delle variazioni diurne ed annue di temperatura assai accentuate, ma la media annua vi sarà relativamente elevata. Così gli altipiani dell’Asia centrale hanno una media relativamente assai elevata: nel Pamir, a 4880 metri d’altezza, Wood trovò delle stazioni invernali dei Kara-Kirghisi con ricchi pascoli, mantenutivi anche da pioggie estive piuttosto copiose. Le regioni più centrali ed elevate del Sahara sono pure fra le regioni più calde del mondo, anche fatta ragione della latitudine, benchè per la grande serenità del cielo vi siano frequenti gli sbalzi di temperatura di 23, 24 gradi in un giorno. Lo stesso altipiano abissino, di cui i nostri poveri soldati lamentano i rigori notturni, è un paese relativamente assai caldo nella media normale[62]. L’uomo è assai sensibile agli sbalzi repentini di temperatura, e giudica come freddissima una notte africana, che in Europa giudicherebbe assai tiepida, perchè il corpo abituato alla cocentissima radiazione diurna del sole, non si accomoda subito alla nuova condizione che gli è fatta dopo il tramonto. Così il viaggiatore Robecchi-Bricchetti mi parlava delle rigide mattinate passate nell’altipiano Somalo, contro le quali non gli sembrava sufficiente il pastrano degli inverni lombardi, mentre il suo diario meteorologico raramente segna temperature inferiori a20°. Immaginiamo attenuati questi sbalzi di temperatura dalla vicinanza del mare, e noi avremo una rappresentazione evidente del clima terziario.—Noi dobbiamo quindi rappresentarci il clima terziario come un clima d’altipiano, temperato dalla estensione degli oceani, allora assai maggiore dell’attuale.

In una condizione affatto analoga si troverebbe attualmente, secondo le scoperte di Schiaparelli (recentemente confermate con strumenti assai potenti e in condizioni di cielo assai migliori, dagli astronomi americani dell’osservatorio Lick), il pianeta Marte. L’atmosfera vi è costantemente limpidissima; i vapori vi si condensano senza passare attraverso lo stato di nube opaca, ma come negli alti strati della nostra atmosfera in cirri diafani, o forse anche si condensano direttamente a contatto col suolo. Sta il fatto che nonostante tale serenità dell’atmosfera ogni emisfero presenta nella rispettiva stagione invernale una vastissima calotta polare, certamente di neve o ghiaccio. Ma questa calotta viene nella successiva estate completamente (o quasi) disciolta, dimostrando così che la temperatura estiva è anche nelle regioni polari straordinariamente elevata, nonostante che l’inclinazione dell’asse di rotazione sia quasi identica a quella dell’asse terrestre; nonostante che la distanza dal sole sia una volta e mezza quella della terra, e la radiazione solare vi arrivi quindi con una intensità che non è nemmeno la metà di quella che arriva alla terra. Questo fatto non può spiegarsi che come una conseguenza della eccezionale trasparenza dell’aria, e così Marte ci dà una conferma all’ipotesi da noi proposta a spiegazione delle alte temperature circumpolari delle epoche terziarie.

18. Da tali condizioni la terra sarebbe uscita per un successivo intorbidimento dell’atmosfera.

Come si può spiegare tale intorbidimento? Noi non possiamo rispondere a tale domanda. L’idea più spontanea è che esso fosse dovuto a una maggior copia di vapore acqueo diffuso nell’atmosfera, e un’antica ipotesi di Charpentier, rinovellata recentemente dal prof. Taramelli, spiegherebbe tal fatto colla maggiore attività dei vulcani quaternari[63]. Con tale ipotesi, o conaltra qualsiasi che spieghi una maggiore umidità dell’aria, si provvede infatti anche al materiale necessario per le abbondanti precipitazioni. Una maggiore umidità generale dell’atmosfera, temperando le oscillazioni annue della temperatura e il dislivello termico tra continenti e oceani, provocherebbe, secondo il processo di Brückner, una più intensa condensazione del vapore stesso sui continenti, dando così i materiali per l’espansione dei ghiacciai, espansione favorita dal raffreddamento, corrispondente alla minor trasparenza dell’aria, il quale conserva i ghiacci prodotti in maggior copia, sommando gli aumenti di molte annate successive. Fino a prova contraria, questo parmi il modo più semplice di spiegare il fenomeno glaciale e, più in piccolo, le attuali oscillazioni dei climi da cui dipendono le periodiche variazioni dei ghiacciai.

L’alternativa dell’umidità atmosferica tra fasi di massimo e fasi di minimo può anche ammettersi, senza ricorrere ai vulcani o, come sostiene Sterry Hunt, a comunicazione di vapore acqueo degli spazii planetari all’atmosfera; ma semplicemente come uno dei tanti ritmi che presenta la natura nel suo progressivo sviluppo. La terra colla sua atmosfera può considerarsi come un organismo fisiologico, nel quale alcuni organi hanno la funzione di produrre un dato elemento, altri hanno quello di eliminarlo, perchè il suo accumularsi sarebbe esiziale all’organismo stesso. I nostri muscoli lavorando producono dei veleni e il sangue li elimina; ma questo processo non continua in modo regolare, bensì i veleni, si accumulano provocando la sensazione della fatica, che arresta il lavoro del muscolo, per dar tempo al sangue di compiere il suo processo eliminativo. La nostra vita cerebrale dev’essere interrotta da periodi di sonno, per lasciar tempo di eliminarsi alle sostanze che il lavoro intellettuale ha prodotto.

Nell’organismo dell’atmosfera gli oceani hanno la funzione di produrre il vapore acqueo, i continenti quella di eliminarlo e di ritornarlo in gran parte come acqua agli oceani. Ma la funzione non continua in modo regolare; il vapore oceanico per certo tempo si accumula nell’atmosfera, perchè il processo di condensazione non è abbastanza rapido per eliminarlo tutto, man mano che si produce. Ciò dà origine a un intorbidimento dell’aria che, mentre rallenta la formazione di vapore sugli oceani, accelera,secondo il processo di Brückner, la sua condensazione sui continenti producendo su questi un periodo piovoso. Questo processo di più rapida condensazione continua anche oltre il limite medio di umidità atmosferica; segue quindi un periodo nel quale è maggiore la quantità di vapore sottratta all’atmosfera di quella prodotta dai mari, e si va incontro quindi a un periodo di maggior secchezza e trasparenza dell’aria, a cui corrisponde un periodo asciutto sui continenti.

Questo ritmo non è necessario che sia unico, ma a periodi assai lunghi, e naturalmente più accentuati, si intreccieranno periodi minori, di durata diversa, come nelle vibrazioni di una corda alla nota fondamentale si intrecciano le note armoniche minori. Tornando all’esempio della fatica muscolare, l’uomo che compie un lavoro, p. es. l’alpinista che sale una montagna, deve tratto tratto fermarsi a riposare per lasciar tempo di eliminarsi in parte ai veleni della fatica e per riacquistare cosìuna partedel vigore perduto; ma di quei veleni ne resta però un residuo di volta in volta sempre maggiore, e l’organismo perde l’attitudine ad eliminarli, e vuole essere lasciato a un riposo assai più prolungato che ripristini interamente l’equilibrio. Così nel processo di distillazione atmosferica il lento diffondersi e accumularsi del vapore nell’aria dovrà o potrà essere tratto tratto interrotto da brevi periodi di sosta, provocati forse anche da cause accidentali, nei quali i continenti ne eliminano una parte con processo più rapido di condensazione, pur lasciandone un residuo che sarà di volta in volta sempre maggiore finchè provocherà una condensazione più forte e più prolungata che spazzerà molto più energicamente l’aria per dare origine a una nuova epoca asciutta. Così si spiegano e i periodi trentacinquennari di Brückner, e quelli secolari da lui stesso intravvisti e che le più antiche cronache alpine confermano, dimostrando come nei secoli passati le Alpi ebbero periodi nei quali erano quasi interamente sprovvisti di ghiacciai, e finalmente quelli geologici di cui i periodi glaciali interrotti dai periodiinterglacialisarebbero i testimoni più recenti.

Luigi De Marchi(Sezione di Milano).

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NOTE:[A]Aderendo al lusinghiero invito fattomi dall’ing. O. Zanotti-Bianco nella“Rivista Mensile„(giugno 1895) riassumo i principali risultati del mio recente lavoro sulleCause dell’Êra Glaciale(Pavia, Fusi, 1895). Ciò mi dà occasione di accennare anche ad altri recenti lavori sull’argomento, e di rispondere implicitamente, cioè senza polemica, ad alcune obbiezioni oppostemi pubblicamente, o per lettere private, da critici benevoli.[35]Queste ultime supposizioni sarebbero contraddette dalle ricerche del BaroneVon Tollsui giacimenti dighiaccio fossiledelle coste settentrionali della Siberia e delle isole della Nuova Siberia (“Mémoires de l’Acad. de St. Petersbourg„vol. 42, fasc. 13). Il ghiaccio di quei depositi ha la struttura granulare caratteristica del ghiaccio di ghiacciaio, o in generale del ghiaccio formato dalla neve: struttura che non si osserva nel ghiaccio formato direttamente dal congelamento dell’acqua.[36]Woeikof:Glaciers and glacial periods in their relation to climate(nel periodico“Nature„tom. XXV, 1882).[37]Brückner:Klimaschwankungen seit 1700. Wien 1890.[38]Richter:Die Gletscher der Ostalpen. Stuttgart 1888.[39]Alle oscillazioni attuali della temperatura, che non toccano 1° C. di deviazione sopra e sotto la media, corrispondono variazioni rilevantissime della piovosità: in Europa l’oscillazione della piovosità rappresenta il 16% del suo valore medio annuale, in Asia il 30%. A una variazione termica di 3° a 5° C. deve quindi aver corrisposto un aumento assai più rilevante della piovosità sui continenti, raddoppiarla forse o triplicarla, dando così la ragione di molti di quei potenti fenomeni diluviali, precedenti o concomitanti al fenomeno glaciale, di cui fanno testimonio i potenti e tumultuarii depositi postpliocenici.[40]Questo argomento è troppo spesso dimenticato. Si attribuisce principalmente alle correnti marine ed aeree la distribuzione attuale e passata delle temperature; è comune argomento che la grande uniformità della temperatura nelle epoche terziarie e precedenti fosse dovuta principalmente ad una più intensa circolazione dei mari e dell’aria. Ma da che era mantenuta tale circolazione se la temperatura era distribuita in modo uniforme?[41]Vedi“Transunti dell’Accad. dei Lincei„Serie III, t. 8º; 1894, p. 61.[42]The Climates of the geological Past(London, Swan Sonnenschein et C., 1895). Questo libro sarà letto con grande utilità da chi desidera una esposizione breve e completa dello stato attuale del problema sui climi geologici. Anche nella parte induttiva i principii meteorologici sono applicati con grande abilità, come lo prova l’assenso avutone da un climatologista dell’autorità del sig. Woelkof (Petermann’s Mittheilungen, novembre 1895). Ma io credo che la base della sua ipotesi sia fantastica, e che l’applicazione degli argomenti meteorologici non sia legittima.[43]The Cause of an Ice Age, London 1891.[44]“Rendiconti del Regio Istituto Lombardo di Scienze e Lettere„,Serie II, vol. I, parte 2ª. Milano 1868.[45]“American Journal of Science„.New Haven, 1886.[46]In“Geological Magazine„,genn. e febbr. 1895.[47]Vedi i numeri del“Nature„del Dicembre 1895, Gennaio e Febbraio 1896.[48]Schiaparelli, ponendo che l’oscillazione annua della temperatura sia proporzionale all’oscillazione della radiazione polare, trova che a Milano essa avrebbe dovuto essere in un periodo di grande eccentricità 30°,7 invece di 25° com’è ora e aggiunge: «Anche ammettendo l’improbabile ipotesi che l’aumento di 5°,7 non sia prodotto per nulla dall’incremento del calore estivo, ma tutto debbasi ad un maggior rigore invernale, noi avremo un clima non peggiore di quello che si osserva in tanti luoghi del nostro parallelo, ed ancor sempre molto lontano da quello che si richiederebbe per dare ai nostri paesi il carattere dello Spitzberg e del Groenland.«Si può anzi aggiungere che il clima del parallelo di 45° rimarrebbe ancora preferibile a quello che adesso corrisponde al 50° grado di latitudine. Infatti secondo il calcolo già accennato del sig. Meech i numeri esprimenti l’irradiazione presente sul parallelo 50° ai due solstizi sono 164 e 900, ambidue minori assai di 201 e 1025 che esprimono l’irradiazione sul parallelo di 45° nell’ipotesi dell’eccentricità 0,0473. Il clima di Milano non potrebbe neppure diventare quello di Praga o di Kiew.» (loc. cit., pagg. 919-920).E la differenza appare ancor minore se si tien conto della influenza ammorzatrice dell’atmosfera (Le cause dell’Êra glaciale, p. 157,Nota).[49]A un risultato analogo egli arriva confrontando non più le radiazioni solari rispondenti al giorno centrale dell’inverno ora e quando si aveva l’inverno in afelio con triplice eccentricità orbitale, ma le radiazioni solari rispondenti algiorno mediodell’inverno attuale di 179 giorni e del supposto inverno glaciale di 199. Egli trova così che le latitudini di 40°, 50°, 60°, 70°, 80° e 90° dovevano fruire allora nel giorno medio invernale della radiazione che ora fruiscono le latitudini di 43°.3, 52°.4, 61°.7, 71°.3, 84° e 90°. Lo spostamento delle isoterme iemali corrispondente a queste variazioni sarebbe quindi tanto minore quanto maggiore è la latitudine.Il terzo modo di confronto istituito dal signor Culverwell tra la somma delle radiazioni di quei 199 giorni invernali, con quella dei 199 più freddi del nostro anno attuale non mi pare giustificabile in alcun modo, perchè 20 di questi ultimi che sono nel semestre d’estate (e hanno quindi una durata tanto maggiore quanto maggiore è la latitudine), non hanno termine di confronto tra i 199 del supposto periodo glaciale.[50]Glacial Nightmare and the flood. London, 1893.[51]Vedi“Annales du Bureaux Central Météorologique de France„1883, I.[52]Se si ammette che anche da tutti i corpi celesti, visibili o invisibili, toltone il sole, arrivi alla terra una quantità di calore sensibile (che è misurata dalla temperatura di una superficie nera irradiante la stessa quantità di calore, dettatemperatura dello spazio), anche questa radiazione deve intendersi compenetrata in quella rappresentata datc. Ma le misure fatte fin qui di questa ipoteticatemperatura dello spazionon reggono alla discussione (Vedi il mio libro:Appendice I), ed io accolgo finora l’opinione di Langley che la radiazione stellare è trascurabile.[53]È noto che la legge esprimente la dipendenza della radiazione dalla temperatura fu formulata in vario modo, dopo Newton, da Dulong e Petit, da Rossetti, da Stefan ed altri. Ora è generalmente accolta come più conforme all’esperienza la legge di Stefan secondo la quale la quantità di calore irradiata da un corpo alla temperaturatverso un involucrosolidoalla temperaturatcè proporzionale alla differenza delle quarte potenze delle due temperature, riferite allo zero assoluto:(273 + t)4- (273 + tc)4. Ma le esperienze di Maurer e le discussioni di Trabert hanno dimostrato che la radiazione notturnaverso il cieloè espressa assai meglio dalla legge di Newton, alla quale del resto si riducono con sufficiente approssimazione anche le altre leggi, quando le temperaturet,tc, contate dallo 0° ordinario, non siano molto elevate in confronto a 273°.[54]Questo fatto si ricava dal confronto tra l’equazione che esprime l’equilibrio termico dell’aria con una notissima formola empirica di Mendeleef largamente verificata in regioni della terra assai remote l’una dall’altra. L’equazione accennata è, secondo i principii svolti sopra,mr(t - tc)+nr (t - ts)= S + Vla quale ci esprime che la somma della quantità di calore irradiata da una particella d’aria a temperaturatverso il cielo [mr (t - tc)] e di quella irradiata verso il suolo o ricevuta dal suolo se negativa [nr (t - ts)], fa equilibrio al calore solare (S) assorbito dalla particella stessa e al calore portato o (sottratto) (V) dal fenomeni meteorologici;rè il potere assorbente dell’aria,m,ndue fattori esprimenti la trasparenza pel calore irradiato dalla particella degli strati d’aria ad essa sovrastante e sottostante. S è piccolissima, perchè l’aria è quasi perfettamente permeabile pel calore solare, V si potrà trascurare generalmente, perchè gli effetti dei fenomeni meteorologici si compenseranno. Allora si ha approssimativamentet=tc+ (ts-tc)nm+nche è del tipo della formola di Mendeleeft=-42° + (T + 42°)pPdovepè la pressione barometrica nel punto considerato, P quella al livello del mare e T la temperatura dell’aria presso terra, che, nella media, è pochissimo diversa dats. La formola di Mendeleef si può quindi considerare come espressione approssimata dell’equazione precedente, esprimendo che le frazioni di calore assorbite dai due strati d’aria sovrastante e sottostante alla particella (cioè 1 -m, 1 -n) sono proporzionali alle masse degli strati stessi, e che queste masse si ritengono proporzionali alle rispettive pressionip(per lo strato superiore) e P -pper l’inferiore; che precisamente è:1 -m=pP1 -n=P -ppDi qui deriva che latccoincide colla costante della formola di Mendeleef, è quindi costante, ed ha un valore prossimo a -42° C. Considerazioni secondarie porterebbero ad accettare un valore alquanto minore, prossimo a -45° C. Recenti misurazioni della temperatura negli alti strati dell’aria condurrebbero a valori ancor più bassi. È naturale che, quanto più alto è lo strato d’aria che si considera, tanto più basso dev’essere il valor medio ditcche se ne deduce.[55]Il valore ditcse si può ritenere, almeno all’ingrosso, costante per tutti i punti allo stesso livello, deve naturalmente diminuire coll’altezza, perchè portandoci in alto lasciamo sotto di noi, e sottraggiamo quindi alla massa d’aria a noi sovrastante, al nostrocielo, gli strati più bassi che sono anche i più caldi, perchè più direttamente riscaldati dal suolo. È questa una delle cause della diminuzione della temperatura coll’altezza; altra, e forse principale, è la rapida diminuzione del coefficiente (vediNota precedente) di trasparenza dello strato d’aria sottoposto al punto considerato, ossia, secondo la formola di Mendeleef, della pressionep, mentrem+n(ossia P) rimane presso a poco costante, perchè nello stesso tempo aumenta la trasparenzamdell’aria sovrastante.[56]Vedi nota al paragrafo precedente.[57]Tale verifica ci porterebbe troppo lontani dal nostro argomento: rimando per essa allaSezione IIdella mia monografia, non senza notare però che l’ipotesi glaciale, che sarà proposta in seguito, non è affatto subordinata alle proposizioni di dettaglio svolte in quella Sezione, ma si appoggia esclusivamente sulle formule fondamentali qui addotte, la cui attendibilità non parmi discutibile.[58]Le temperaturemediedei paralleli si scostano al massimo di 4° C. dai numeri teorici: le temperature locali si scostano ancora dai dati della formola (anche se in questa si pongano le temperaturet0t1, dedotte dalla formola empirica di Spitaler, perx= 0,x= 1, dove l’azionemediadegli agenti meteorologici è già valutata) di un numero di gradi generalmente compreso fra +4° e -4°.[59]Tale supposizione pare contraddetta dal fatto che la radiazione del suolo in una notte nuvolosa è assai minore che in una notte serena, anche se presso terra l’aria è molto trasparente; ma io credo che il fatto debba piuttosto interpretarsi come effetto di un fortissimo aumento ditc. Lo strato di nubi forma infatti un cielo fittizio a una temperatura certamente assai maggiore di quella del cielo sereno (-45° in media, e assai meno d’inverno).[60]Fu osservato da Wilson, poi da Parry e Scoresby e da Pouillet, e confermato dal Melloni,che un corpo esposto durante la notte all’azione di un cielo egualmente puro e sereno si raffredda sempre della stessa quantità qualunque sia la temperatura dell’aria, cioè tanto d’inverno che d’estate. Ciò vuol dire che la differenzat-tcè presso a poco costante nel periodo annuo.[61]Geologische Klimate(Petermann’s Mittheilungen, nov. 1895).[62]Dalle osservazioni di Prsehewalsky negli altipiani della Mongolia e del Tibet il sig. Woeikof (Meteor. Zeitschrift, febr. 1896) ricava che le temperature del marzo e del luglio in vicinanza del lago Kuku-Nor (oltre 3200 m.), sono straordinariamente elevate per quell’altezza. Il lago eserciterebbe particolarmente un’azione moderatrice dei freddi notturni: nell’inverno l’azione moderatrice è insensibile perchè il lago è gelato. Nel Tibet NE. a 4300 m., le temperature delle acque superficiali di due grandi laghi (Orin-Nor e Clarin-Nor), in luglio e agosto risultarono sensibilmente più elevate delle temperature dell’aria.[63]Questa ipotesi è difficilmente verificabile. Le statistiche delle più recenti eruzioni vulcaniche su tutta la superficie del globo non segnerebbero alcun legame coi periodi climatologici scoperti da Brückner, mentre segnalerebbero una dipendenza dell’attività vulcanica dal periodo undecennale delle macchie solari. Ma le statistiche non dànno che ilnumerodelle eruzioni, e anche questo certamente in modo assai incompleto, perchè chissà quante eruzioni in paesi ignoti o incivili sono loro sfuggite. Da questo risultato negativo non si può quindi dedurre una condanna dell’ipotesi, perchè, più che il numero, bisognerebbe conoscere l’importanza e la natura dell’eruzione, per riguardo specialmente alla copia di vapore acqueo eruttato. È recente il ricordo della spaventosa eruzione di Krakatoa, che diede origine a fenomeni ottici così singolari e duraturi per tutta l’atmosfera terrestre.

[A]Aderendo al lusinghiero invito fattomi dall’ing. O. Zanotti-Bianco nella“Rivista Mensile„(giugno 1895) riassumo i principali risultati del mio recente lavoro sulleCause dell’Êra Glaciale(Pavia, Fusi, 1895). Ciò mi dà occasione di accennare anche ad altri recenti lavori sull’argomento, e di rispondere implicitamente, cioè senza polemica, ad alcune obbiezioni oppostemi pubblicamente, o per lettere private, da critici benevoli.

[35]Queste ultime supposizioni sarebbero contraddette dalle ricerche del BaroneVon Tollsui giacimenti dighiaccio fossiledelle coste settentrionali della Siberia e delle isole della Nuova Siberia (“Mémoires de l’Acad. de St. Petersbourg„vol. 42, fasc. 13). Il ghiaccio di quei depositi ha la struttura granulare caratteristica del ghiaccio di ghiacciaio, o in generale del ghiaccio formato dalla neve: struttura che non si osserva nel ghiaccio formato direttamente dal congelamento dell’acqua.

[36]Woeikof:Glaciers and glacial periods in their relation to climate(nel periodico“Nature„tom. XXV, 1882).

[37]Brückner:Klimaschwankungen seit 1700. Wien 1890.

[38]Richter:Die Gletscher der Ostalpen. Stuttgart 1888.

[39]Alle oscillazioni attuali della temperatura, che non toccano 1° C. di deviazione sopra e sotto la media, corrispondono variazioni rilevantissime della piovosità: in Europa l’oscillazione della piovosità rappresenta il 16% del suo valore medio annuale, in Asia il 30%. A una variazione termica di 3° a 5° C. deve quindi aver corrisposto un aumento assai più rilevante della piovosità sui continenti, raddoppiarla forse o triplicarla, dando così la ragione di molti di quei potenti fenomeni diluviali, precedenti o concomitanti al fenomeno glaciale, di cui fanno testimonio i potenti e tumultuarii depositi postpliocenici.

[40]Questo argomento è troppo spesso dimenticato. Si attribuisce principalmente alle correnti marine ed aeree la distribuzione attuale e passata delle temperature; è comune argomento che la grande uniformità della temperatura nelle epoche terziarie e precedenti fosse dovuta principalmente ad una più intensa circolazione dei mari e dell’aria. Ma da che era mantenuta tale circolazione se la temperatura era distribuita in modo uniforme?

[41]Vedi“Transunti dell’Accad. dei Lincei„Serie III, t. 8º; 1894, p. 61.

[42]The Climates of the geological Past(London, Swan Sonnenschein et C., 1895). Questo libro sarà letto con grande utilità da chi desidera una esposizione breve e completa dello stato attuale del problema sui climi geologici. Anche nella parte induttiva i principii meteorologici sono applicati con grande abilità, come lo prova l’assenso avutone da un climatologista dell’autorità del sig. Woelkof (Petermann’s Mittheilungen, novembre 1895). Ma io credo che la base della sua ipotesi sia fantastica, e che l’applicazione degli argomenti meteorologici non sia legittima.

[43]The Cause of an Ice Age, London 1891.

[44]“Rendiconti del Regio Istituto Lombardo di Scienze e Lettere„,Serie II, vol. I, parte 2ª. Milano 1868.

[45]“American Journal of Science„.New Haven, 1886.

[46]In“Geological Magazine„,genn. e febbr. 1895.

[47]Vedi i numeri del“Nature„del Dicembre 1895, Gennaio e Febbraio 1896.

[48]Schiaparelli, ponendo che l’oscillazione annua della temperatura sia proporzionale all’oscillazione della radiazione polare, trova che a Milano essa avrebbe dovuto essere in un periodo di grande eccentricità 30°,7 invece di 25° com’è ora e aggiunge: «Anche ammettendo l’improbabile ipotesi che l’aumento di 5°,7 non sia prodotto per nulla dall’incremento del calore estivo, ma tutto debbasi ad un maggior rigore invernale, noi avremo un clima non peggiore di quello che si osserva in tanti luoghi del nostro parallelo, ed ancor sempre molto lontano da quello che si richiederebbe per dare ai nostri paesi il carattere dello Spitzberg e del Groenland.«Si può anzi aggiungere che il clima del parallelo di 45° rimarrebbe ancora preferibile a quello che adesso corrisponde al 50° grado di latitudine. Infatti secondo il calcolo già accennato del sig. Meech i numeri esprimenti l’irradiazione presente sul parallelo 50° ai due solstizi sono 164 e 900, ambidue minori assai di 201 e 1025 che esprimono l’irradiazione sul parallelo di 45° nell’ipotesi dell’eccentricità 0,0473. Il clima di Milano non potrebbe neppure diventare quello di Praga o di Kiew.» (loc. cit., pagg. 919-920).E la differenza appare ancor minore se si tien conto della influenza ammorzatrice dell’atmosfera (Le cause dell’Êra glaciale, p. 157,Nota).

«Si può anzi aggiungere che il clima del parallelo di 45° rimarrebbe ancora preferibile a quello che adesso corrisponde al 50° grado di latitudine. Infatti secondo il calcolo già accennato del sig. Meech i numeri esprimenti l’irradiazione presente sul parallelo 50° ai due solstizi sono 164 e 900, ambidue minori assai di 201 e 1025 che esprimono l’irradiazione sul parallelo di 45° nell’ipotesi dell’eccentricità 0,0473. Il clima di Milano non potrebbe neppure diventare quello di Praga o di Kiew.» (loc. cit., pagg. 919-920).

E la differenza appare ancor minore se si tien conto della influenza ammorzatrice dell’atmosfera (Le cause dell’Êra glaciale, p. 157,Nota).

[49]A un risultato analogo egli arriva confrontando non più le radiazioni solari rispondenti al giorno centrale dell’inverno ora e quando si aveva l’inverno in afelio con triplice eccentricità orbitale, ma le radiazioni solari rispondenti algiorno mediodell’inverno attuale di 179 giorni e del supposto inverno glaciale di 199. Egli trova così che le latitudini di 40°, 50°, 60°, 70°, 80° e 90° dovevano fruire allora nel giorno medio invernale della radiazione che ora fruiscono le latitudini di 43°.3, 52°.4, 61°.7, 71°.3, 84° e 90°. Lo spostamento delle isoterme iemali corrispondente a queste variazioni sarebbe quindi tanto minore quanto maggiore è la latitudine.Il terzo modo di confronto istituito dal signor Culverwell tra la somma delle radiazioni di quei 199 giorni invernali, con quella dei 199 più freddi del nostro anno attuale non mi pare giustificabile in alcun modo, perchè 20 di questi ultimi che sono nel semestre d’estate (e hanno quindi una durata tanto maggiore quanto maggiore è la latitudine), non hanno termine di confronto tra i 199 del supposto periodo glaciale.

Il terzo modo di confronto istituito dal signor Culverwell tra la somma delle radiazioni di quei 199 giorni invernali, con quella dei 199 più freddi del nostro anno attuale non mi pare giustificabile in alcun modo, perchè 20 di questi ultimi che sono nel semestre d’estate (e hanno quindi una durata tanto maggiore quanto maggiore è la latitudine), non hanno termine di confronto tra i 199 del supposto periodo glaciale.

[50]Glacial Nightmare and the flood. London, 1893.

[51]Vedi“Annales du Bureaux Central Météorologique de France„1883, I.

[52]Se si ammette che anche da tutti i corpi celesti, visibili o invisibili, toltone il sole, arrivi alla terra una quantità di calore sensibile (che è misurata dalla temperatura di una superficie nera irradiante la stessa quantità di calore, dettatemperatura dello spazio), anche questa radiazione deve intendersi compenetrata in quella rappresentata datc. Ma le misure fatte fin qui di questa ipoteticatemperatura dello spazionon reggono alla discussione (Vedi il mio libro:Appendice I), ed io accolgo finora l’opinione di Langley che la radiazione stellare è trascurabile.

[53]È noto che la legge esprimente la dipendenza della radiazione dalla temperatura fu formulata in vario modo, dopo Newton, da Dulong e Petit, da Rossetti, da Stefan ed altri. Ora è generalmente accolta come più conforme all’esperienza la legge di Stefan secondo la quale la quantità di calore irradiata da un corpo alla temperaturatverso un involucrosolidoalla temperaturatcè proporzionale alla differenza delle quarte potenze delle due temperature, riferite allo zero assoluto:(273 + t)4- (273 + tc)4. Ma le esperienze di Maurer e le discussioni di Trabert hanno dimostrato che la radiazione notturnaverso il cieloè espressa assai meglio dalla legge di Newton, alla quale del resto si riducono con sufficiente approssimazione anche le altre leggi, quando le temperaturet,tc, contate dallo 0° ordinario, non siano molto elevate in confronto a 273°.

[54]Questo fatto si ricava dal confronto tra l’equazione che esprime l’equilibrio termico dell’aria con una notissima formola empirica di Mendeleef largamente verificata in regioni della terra assai remote l’una dall’altra. L’equazione accennata è, secondo i principii svolti sopra,mr(t - tc)+nr (t - ts)= S + Vla quale ci esprime che la somma della quantità di calore irradiata da una particella d’aria a temperaturatverso il cielo [mr (t - tc)] e di quella irradiata verso il suolo o ricevuta dal suolo se negativa [nr (t - ts)], fa equilibrio al calore solare (S) assorbito dalla particella stessa e al calore portato o (sottratto) (V) dal fenomeni meteorologici;rè il potere assorbente dell’aria,m,ndue fattori esprimenti la trasparenza pel calore irradiato dalla particella degli strati d’aria ad essa sovrastante e sottostante. S è piccolissima, perchè l’aria è quasi perfettamente permeabile pel calore solare, V si potrà trascurare generalmente, perchè gli effetti dei fenomeni meteorologici si compenseranno. Allora si ha approssimativamentet=tc+ (ts-tc)nm+nche è del tipo della formola di Mendeleeft=-42° + (T + 42°)pPdovepè la pressione barometrica nel punto considerato, P quella al livello del mare e T la temperatura dell’aria presso terra, che, nella media, è pochissimo diversa dats. La formola di Mendeleef si può quindi considerare come espressione approssimata dell’equazione precedente, esprimendo che le frazioni di calore assorbite dai due strati d’aria sovrastante e sottostante alla particella (cioè 1 -m, 1 -n) sono proporzionali alle masse degli strati stessi, e che queste masse si ritengono proporzionali alle rispettive pressionip(per lo strato superiore) e P -pper l’inferiore; che precisamente è:1 -m=pP1 -n=P -ppDi qui deriva che latccoincide colla costante della formola di Mendeleef, è quindi costante, ed ha un valore prossimo a -42° C. Considerazioni secondarie porterebbero ad accettare un valore alquanto minore, prossimo a -45° C. Recenti misurazioni della temperatura negli alti strati dell’aria condurrebbero a valori ancor più bassi. È naturale che, quanto più alto è lo strato d’aria che si considera, tanto più basso dev’essere il valor medio ditcche se ne deduce.

mr(t - tc)+nr (t - ts)= S + V

la quale ci esprime che la somma della quantità di calore irradiata da una particella d’aria a temperaturatverso il cielo [mr (t - tc)] e di quella irradiata verso il suolo o ricevuta dal suolo se negativa [nr (t - ts)], fa equilibrio al calore solare (S) assorbito dalla particella stessa e al calore portato o (sottratto) (V) dal fenomeni meteorologici;rè il potere assorbente dell’aria,m,ndue fattori esprimenti la trasparenza pel calore irradiato dalla particella degli strati d’aria ad essa sovrastante e sottostante. S è piccolissima, perchè l’aria è quasi perfettamente permeabile pel calore solare, V si potrà trascurare generalmente, perchè gli effetti dei fenomeni meteorologici si compenseranno. Allora si ha approssimativamente

che è del tipo della formola di Mendeleef

dovepè la pressione barometrica nel punto considerato, P quella al livello del mare e T la temperatura dell’aria presso terra, che, nella media, è pochissimo diversa dats. La formola di Mendeleef si può quindi considerare come espressione approssimata dell’equazione precedente, esprimendo che le frazioni di calore assorbite dai due strati d’aria sovrastante e sottostante alla particella (cioè 1 -m, 1 -n) sono proporzionali alle masse degli strati stessi, e che queste masse si ritengono proporzionali alle rispettive pressionip(per lo strato superiore) e P -pper l’inferiore; che precisamente è:

Di qui deriva che latccoincide colla costante della formola di Mendeleef, è quindi costante, ed ha un valore prossimo a -42° C. Considerazioni secondarie porterebbero ad accettare un valore alquanto minore, prossimo a -45° C. Recenti misurazioni della temperatura negli alti strati dell’aria condurrebbero a valori ancor più bassi. È naturale che, quanto più alto è lo strato d’aria che si considera, tanto più basso dev’essere il valor medio ditcche se ne deduce.

[55]Il valore ditcse si può ritenere, almeno all’ingrosso, costante per tutti i punti allo stesso livello, deve naturalmente diminuire coll’altezza, perchè portandoci in alto lasciamo sotto di noi, e sottraggiamo quindi alla massa d’aria a noi sovrastante, al nostrocielo, gli strati più bassi che sono anche i più caldi, perchè più direttamente riscaldati dal suolo. È questa una delle cause della diminuzione della temperatura coll’altezza; altra, e forse principale, è la rapida diminuzione del coefficiente (vediNota precedente) di trasparenza dello strato d’aria sottoposto al punto considerato, ossia, secondo la formola di Mendeleef, della pressionep, mentrem+n(ossia P) rimane presso a poco costante, perchè nello stesso tempo aumenta la trasparenzamdell’aria sovrastante.

[56]Vedi nota al paragrafo precedente.

[57]Tale verifica ci porterebbe troppo lontani dal nostro argomento: rimando per essa allaSezione IIdella mia monografia, non senza notare però che l’ipotesi glaciale, che sarà proposta in seguito, non è affatto subordinata alle proposizioni di dettaglio svolte in quella Sezione, ma si appoggia esclusivamente sulle formule fondamentali qui addotte, la cui attendibilità non parmi discutibile.

[58]Le temperaturemediedei paralleli si scostano al massimo di 4° C. dai numeri teorici: le temperature locali si scostano ancora dai dati della formola (anche se in questa si pongano le temperaturet0t1, dedotte dalla formola empirica di Spitaler, perx= 0,x= 1, dove l’azionemediadegli agenti meteorologici è già valutata) di un numero di gradi generalmente compreso fra +4° e -4°.

[59]Tale supposizione pare contraddetta dal fatto che la radiazione del suolo in una notte nuvolosa è assai minore che in una notte serena, anche se presso terra l’aria è molto trasparente; ma io credo che il fatto debba piuttosto interpretarsi come effetto di un fortissimo aumento ditc. Lo strato di nubi forma infatti un cielo fittizio a una temperatura certamente assai maggiore di quella del cielo sereno (-45° in media, e assai meno d’inverno).

[60]Fu osservato da Wilson, poi da Parry e Scoresby e da Pouillet, e confermato dal Melloni,che un corpo esposto durante la notte all’azione di un cielo egualmente puro e sereno si raffredda sempre della stessa quantità qualunque sia la temperatura dell’aria, cioè tanto d’inverno che d’estate. Ciò vuol dire che la differenzat-tcè presso a poco costante nel periodo annuo.

[61]Geologische Klimate(Petermann’s Mittheilungen, nov. 1895).

[62]Dalle osservazioni di Prsehewalsky negli altipiani della Mongolia e del Tibet il sig. Woeikof (Meteor. Zeitschrift, febr. 1896) ricava che le temperature del marzo e del luglio in vicinanza del lago Kuku-Nor (oltre 3200 m.), sono straordinariamente elevate per quell’altezza. Il lago eserciterebbe particolarmente un’azione moderatrice dei freddi notturni: nell’inverno l’azione moderatrice è insensibile perchè il lago è gelato. Nel Tibet NE. a 4300 m., le temperature delle acque superficiali di due grandi laghi (Orin-Nor e Clarin-Nor), in luglio e agosto risultarono sensibilmente più elevate delle temperature dell’aria.

[63]Questa ipotesi è difficilmente verificabile. Le statistiche delle più recenti eruzioni vulcaniche su tutta la superficie del globo non segnerebbero alcun legame coi periodi climatologici scoperti da Brückner, mentre segnalerebbero una dipendenza dell’attività vulcanica dal periodo undecennale delle macchie solari. Ma le statistiche non dànno che ilnumerodelle eruzioni, e anche questo certamente in modo assai incompleto, perchè chissà quante eruzioni in paesi ignoti o incivili sono loro sfuggite. Da questo risultato negativo non si può quindi dedurre una condanna dell’ipotesi, perchè, più che il numero, bisognerebbe conoscere l’importanza e la natura dell’eruzione, per riguardo specialmente alla copia di vapore acqueo eruttato. È recente il ricordo della spaventosa eruzione di Krakatoa, che diede origine a fenomeni ottici così singolari e duraturi per tutta l’atmosfera terrestre.

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Uno dei gruppi montuosi importantissimi costituenti l’Apennino centrale è quello del Terminillo, la di cui vetta più alta s’eleva a 2213 metri sul livello del mare.

Esso sorge intieramente nell’Abruzzo, e facili e brevi sono le vie di accesso; finora però è stato poco percorso e per nulla studiato. Eppure le sue rocce di massiccio e grigiastro calcare che ne costituiscono il nocciolo centrale, le sue creste curiose nella loro denudazione, gli aspri e ripidi valloni che le acque hanno scavato nella compatta massa calcarea, le brulle e selvagge gole nelle quali cupi scorrono fiumi e torrenti, i ripidi pendii su cui si arrampicano pecore e capre in cerca di un misero pasto di pochi licheni, fanno vivo contrasto con le circostanti vallate, colline e pianure verdeggianti, ricche di prodotti, bene irrigate.

La disposizione orografica dell’Italia media presenta la riunione di tanti gruppi, di tante ristrette giogaie staccate, nelle quali lo spartiacque fra il mare Adriatico ed il Mediterraneo corre spesso non sulle più elevate cime, ma per piccoli sollevamenti. Questo sistema di gruppi si trova disposto con una regolarità grandissima; ciascun gruppo è foggiato a guisa di segmento di cerchio con la convessità rivolta verso l’Adriatico, rimanendo, in parte, come sovrapposto a quello che gli sorge verso nord, in modo che, incominciando dal sud, la parte estrema settentrionale di ogni gruppo ricopre verso est la parte estrema meridionale del gruppo sovrastante.

Nella regione Abruzzese che si stende dalle sorgenti della Nera a quelle del Trigno la conformazione orografica è rappresentatada un vasto altipiano, l’altipiano abruzzese, foggiato ad elisse allungata in direzione NO.-SE. e sostenuto verso l’Adriatico da un piano inclinato in direzione NE., solcato da numerose correnti. L’altipiano appartiene all’Apennino Centrale propriamente detto e si formò geologicamente durante l’età terziaria, quando una pressione laterale, diretta da SO. a NE. o viceversa (è ancor controverso), incurvò e pieghettò gli strati sottomarini di quel mare che si stendeva là ove oggi sorge l’Italia, i quali uscirono all’aria nei culmini delle loro crespe, mentre la suppostaTirrenia, regione montuosa che al termine dell’età mesozoica emergeva ove ora è il letto del mar Tirreno, andava sprofondandosi e sommergendosi.

Questo altipiano comprende tutta la provincia di Aquila, i confini della quale corrono precisamente sulla cresta della catena che ne forma l’orlo in forma di conca elissoidale. Oltre alle due linee che racchiudono l’altipiano, v’è una terza linea trasversale che divide l’altipiano in due parti: in conca Aquilana percorsa dall’Aterno, e in conca di Avezzano, le di cui acque sono raccolte dal Liri e dal Velino. Il versante NE. poi, cioè il piano inclinato suddetto, è diviso in due parti dal fiume Aterno-Pescara, le quali formano le provincie di Teramo a N. e di Chieti a S. Fra le tre linee poi si stendono parecchi altri gruppi montuosi, non molto alti e lunghi, i quali racchiudono vasti altipiani a diversa altezza, con facili passaggi dall’una all’altro fra la interruzione dei gruppi stessi.

L’asse maggiore dell’elisse formata dalle tre linee o gruppi principali è appoggiato coll’estremità settentrionale ai Monti Sibillini e con la meridionale ai monti napoletani per mezzo della cresta che congiunge il Monte Meta ai monti d’Isernia ed al Monte Miletto.

Delle tre linee, quella che costituisce l’orlo orientale dell’altipiano è formata da una serie di gruppi divisi in due dal corso del Pescara: essa comincia presso il gruppo dei Monti Sibillini alla gola di Arquata, per la quale esce il Tronto, coi Monti della Laga, tronco montuoso estendentesi dal Tronto al Vòmano per circa 30 km. in direzione di S. a SE. Prosegue, dopo la gola da cui esce il Vòmano fra Monte Cardito e Monte Piano, nel Gruppo del Gran Sasso (2921 m.) il quale ha il suo asse di direzione non nel prolungamento dell’asse dei Monti Sibillini e della Laga, ma sensibilmente piegato verso oriente fino al Monte della Guardiola a 32 km. dal mare. Dal Monte della Guardiola la linea riprende la direzione di SE, e si abbassa ed assottigliasul Pescara col Monte Roccatagliata (975 m.). Tutte le diramazioni che partono da questi gruppi vanno a finire, ramificandosi, nell’Adriatico e formano i monti della provincia di Teramo (Abruzzo Ulteriore I). Al di là della gola o Passo di Popoli, sorgono a continuare la linea orientale le montagne del Morrone ed il gruppo della Maiella (2795 m.).

Fin qui la linea si è mantenuta pressochè parallela alla costa adriatica: ora si spiana nell’altipiano delle Cinque Miglia, poi volge verso O. rialzandosi nei Monti di Castel di Sangro coi quali va a riunirsi al Gruppo di Monte Meta. Tutte le diramazioni verso l’Adriatico delle montagne del Morrone e della Maiella, coi Monti di Atessa, formano i monti della provincia di Chieti (Abruzzo Citeriore).

La seconda linea che forma l’orlo occidentale dell’altipiano, a principiare dal N., è nel primo tratto costituita dal gruppo di Monte Terminillo che si stacca dai Sibillini e viene verso S. separando la valle del Velino e del Tronto, e cioè la conca aquilana, dagli altipiani di Leonessa, di Cascia e di Norcia i quali, inclinati verso la Nera, mandano a questa le loro acque per mezzo del torrente Corno. Nel secondo tratto la linea occidentale, incominciando con basse montagne fra Antrodoco e Cittaducale, per i monti del Turano e del Salto, si rialza col gruppo di Monte Autore nella provincia Romana, per arrivare sempre alta a Sora contro il Liri, al di là del quale segue una diramazione del Monte Meta.

Al fiume Velino comincia pure la linea centrale trasversale che divide in due parti l’altipiano abruzzese, separando così le acque del Velino e dell’Aterno da quelle del Salto. Si stacca di fronte al Terminillo e per i Monti Nuria (1892 m.), fra le Serre (1594 m.) e Monte Rotondo (2487 m.) viene verso SE. al Monte Velino (2487 m.) che è il più elevato nell’interno dell’altipiano, e poi al Monte Sirente (2349 m.). Di qui la linea piega più a mezzodì, racchiudendo col piano di Sulmona e le ultime pendici della Maiella l’altipiano delle Cinque Miglia, per finire sul Sangro a Castel di Sangro.

Il gruppo del Terminillo adunque, del quale intraprendiamo la descrizione, appartiene, anzi è la prima parte dell’orlo occidentale che circoscrive l’altipiano abruzzese. Quasi tutte le sue acque si versano nel Mediterraneo per mezzo dei fiumi Velino, Nera e Corno: esso quindi non appartiene, se non per le ultime sue diramazioni, alla linea spartiacque dei due mari.

I limiti che possiamo assegnare al gruppo del Terminillo sono a S., partendoci dal confine della provincia d’Aquila con quella di Perugia, il corso del fiume Velino che scorre dapprima nella bella e fertile piana di Rieti e, ricevuto al confine dell’Abruzzo Aquilano il fiume Salto, passa sotto Cittaducale e si volge a SE. con corso tortuoso per addentrarsi in anguste gole nelle quali correva l’antica via Salaria. Ad Antrodoco il confine meridionale del gruppo lascia il Velino e segue il corso del rio Corno; poi risale verso NE. la ripida valle fino a Sella di Corno (1000 m.) e scendendo pel versante opposto nella valle del Raiale raggiunge il fiume Aterno (che dopo la confluenza col Gizio nel piano di Sulmona prende il nome di Pescara). Il corso superiore dell’Aterno, dalle sue sorgenti che sono a NE. di Montereale in territorio di Aringo nel monte Capo Cancelli a 1347 m., segna il confine orientale, il quale da tali sorgenti pel Passo dell’Aringo prosegue lungo il fosso Basciano, lungo la stretta sua valle fino alla confluenza col Tronto a N. di Amatrice e poi per buon tratto lungo il fiume Tronto fino alla confluenza con la Neia. Qui comincia il confine settentrionale che segue il fosso la Neia dapprima e sale poi al Monte Pozzoni (1912 m.) a N. di Cittareale e raggiunge il confine montuoso della provincia aquilana coll’Umbria. Questo confine in direzione di NO. segna pure il limite da questo lato del gruppo del Terminillo, il quale passa per il Monte Oro (1295 m.), per il Monte del Trognano (1321 m.), per la Forca di Rescia e il Monte d’Ocri (1230 m.), attraversa il fosso Corno, e per la cima del Carpellone (1462 m.) volge a S. formando il limite occidentale: pel monte La Pelosa (1635 m.), il Colle Lungo (1652 m.), il Monte di Corno (1735 m.), i Monti di Ceresa (1522) e il colle La Forca (1294 m.) scende a raggiungere la valle del Velino nel punto già accennato della confluenza col Salto.

Tutto il territorio compreso entro questi limiti, abitato già dai Sabini, è assai interessante per il suo carattere e la sua varietà e può distinguersi in quattro principali giogaie.

Quella che possiamo chiamare giogaia centrale contiene la vetta più elevata, il Terminillo propriamente detto. Essa è un imponente massiccio di compatto calcare a grossi strati orizzontali verso l’alto e verticali verso il basso. La giogaia è racchiusa fra il corso superiore del Velino a E., da Antrodoco a Posta, fra il fosso Carpellone ed il piano di Leonessa a N., fra il fosso di Cantalice e il piano di Rieti a O., e a S. fra il corso inferiore del Velino da Rieti ad Antrodoco.

Il più terribile e spaventoso monte dei Sabini era ilMons Tetricus, dalla qual voce il grammatico Servio derivò il nome ditetriciagli uomini tristi e dolenti.Tetricae horrentes rupes, dice Virgilio; ed è ormai riconosciuto essere l’odierno Terminello, ora corrotto in Terminillo. Sovra tutti i monti, infatti, che si elevano nell’antico territorio dei Sabini, è desso il più orrido all’aspetto a causa dell’asperità delle sue rocce.

Lunghe costiere adducono alla vetta più elevata, mentre profondi e stretti burroni solcano specialmente il pendio settentrionale del monte; citeremo la costiera NO. che dal Monte Acquasanta (1850 m.) per i Sassatelli (2079 m.) giunge alla vetta più elevata (2213 m.), la costiera S.SO. che da questa vetta va al Terminilletto (2108 m.), e la costiera meno importante ma più lunga che in direzione dapprima di E. volge poi a N. e va a rilegarsi al Monte Porcini (2081 m.), costiere curiosissime, esili, scagliose, tormentate, ripide, a pareti fiancheggiate da precipizi, le quali s’innalzano sul pendio ripidissimo del monte, quasi ponti arditi a rilegarne le cime.

Aggruppati intorno alla vetta centrale, altri monti in questa giogaia sorgono quasi a difesa del gigante. Noteremo a N. il Monte di Cambio (2084 m.) dal quale si dirama ad E. il Monte Iazzo (1854 m.) e più dappresso il Monte Porcini (2081 m.) che si dirama in una lunga costiera, ad E. della punta più elevata, costiera che cessa nel monte i Valloni (2028 m.) cadente a picco sul vallone Ravara. A S., per tacere d’altri meno importanti, sta il monte detto Euce dagli scrittori dei primi anni del secolo, Enze in carte posteriori, ed Ove (1580 m.) nella carta dell’Istituto Geografico Militare a provare la strana corruzione che avviene nei nomi topografici.

A NE. della giogaia centrale sorge la seconda giogaia con la direzione di NE. Essa comincia di fronte ai Sibillini e termina di fronte alla centrale: è racchiusa a E. fra il corso superiore del Velino da Posta a Cittareale ed il corso del Tronto, fra i territori di Norcia a N., fra quelli di Cascia e di Leonessa a O., e fra il fosso di Carpellone a S. La giogaia come lunga costiera comincia a N. col Monte della Serra (1780 m.) formando il confine dell’Abruzzo coll’Umbria, prosegue coi monti i Ticcioni (1617 m.), coi monti i Pozzoni (1912 m.) e, staccandosi dal confine per addentrarsi nell’Abruzzo, continua coi monti La Speluca (1799 m.) a NO. di Cittareale, San Venanzio (1808 m.). La Boragine (1829 m.) e termina al monte La Cerasa (1550 m.) a N. di Posta.

La terza giogaia è a E. e a SE. della prima, e a S. della seconda. Essa è composta di un’ammasso di monti raggruppati senza apparente regolarità. È limitata a O. dal corso del Velino da Antrodoco a Posta: a N. dalla Neia, a NE. dal Tronto dalla sua confluenza con la Neia fino alle sorgenti che sono nel territorio di Poggio Cancelli, a SE. dal corso superiore dell’Aterno e a S. dal corso del Raiale e dal rio di Corno. Le vette principali di questo aggruppamento, procedendo da N. a S. sono il Monte Rota (1536 m.) a NE. di Cittareale, il Monte (1407 m.) a E. di detta città, il monte del Cimitero (1231 m.), il Colle Verrico (1306 m.) e più ad E. la costa dell’Aringo col monte Capo Cancelli (1391 m.) ove sono le sorgenti dell’Aterno, a NO. di Montereale, il Monte Gabbia (1502 m.), il Monte Rua (1238 m.), a SO. di Pizzoli, e principali sovra tutti il Monte Calvo (1901 m.), a N. di Rocca di Corno, ed il Monte Giano (1826 m.) a NE. di Antrodoco.

La quarta ed ultima giogaia che forma il gruppo del Terminillo è situata a NO. della centrale, a SO. della seconda giogaia. È anch’essa una lunga costiera, racchiusa fra il fosso di Cantalice e il piano di Leonessa a E., e la valle Nerina ed il piano di Rieti a O. Questa giogaia segna parte del confine fra l’Abruzzo e l’Umbria, cominciando alla cima del Carpellone (1462 m.) a NO. di Leonessa. Prosegue pel Colle Pérsico (1310 m.) pel monte La Pelosa (1647 m.), a SE. del quale è il Monte Tilia (1779 m.) sovrastante a Leonessa, pei monti di Corno (1738 m.) pel Passo della Fara (1525 m.), pel Colle La Tavola (1695 m.), ed il Monte Palloroso (1592 m.), per cessare con piccole diramazioni nel piano di Rieti.

È in quest’ultima giogaia che si son voluti riconoscere situati i montiFiscellus,Gúrgures, eSeverusdegli antichi.

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