Modello semplice dell idrologia del suolo

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1 Modello semplice dell idrologia del suolo In questo modello l acqua si accumula nel suolo fino a quando ne eccede la capacità e fluisce lateralmente, come traboccherebbe da un secchio una volta riempito La variabili considerate sono massa di acqua e neve per unità di superficie w w e w s ( e i corrispondenti spessori equivalenti h w = w w e h ρ s = w s ) per cui valgono le equazioni w w = P w ρ w t r + M s f E e w s = P t s M s E sub dove M s, E sub rappresentano la fusione e la sublimazione della neve Stabilita la capacità idrica del suolo h c (in genere circa15cm, ma dipendente dalla tipologia del suolo e dalla vegetazione), il valore di f è 0 se h w <h c e tale da mantenere h w =h c nell caso gli altri termini determinino il superamento del livello di soglia (analogia con il secchio) Un modello semplice di E si basa su una soglia di spessore equivalente h n e E=b E PE dove b E =1 se h w >h n e b E =h w /h n altrimenti Modelli complessi sono disponibili che descrivono esplicitamente quanto rappresentato in figura 5.5.Questi modelli necessitano di dati sulla fisiologia delle piante, le loro condizioni, la penetrazione di radiazione, vento e la distribuzione di temperatura nel fogliame, l interazione della pioggia con il fogliame e la quantità di acqua da esso intercettata, la struttura del suolo, il suo stato, l'efficienza con cui le radici ne estraggono l acqua e l infiltrazione dell acqua nel suolo.

2 Ciclo annuale del bilancio idrologico della superficie Le stime del bilancio idrologico sono per lo più indirette. Si basano su dati di stazioni meteo che forniscono direttamente la precipitazione e consentono di calcolare l evaporazione potenziale da vento, temperatura, umidità dell aria, radiazione solare (a seconda della formula utilizzata). Un semplice modello idrologico consente successivamente una stima del contenuto idrico del suolo e quindi dell effettiva evaporazione. La figura 5.6 mostra il ciclo annuale per una serie di stazioni statunitensi. - Nei mesi in cui l evaporazione potenziale eccede di molto quella effettiva il suolo è secco - Nei mesi in cui la precipitazione eccede la precipitazione, l acqua in eccesso confluisce in laghi o fiumi In generale si distinguono in situazioni Le medie latitudini della costa occidentale con un massimo si precipitazione invernale e estati secche L interno del continente con un massimo di precipitazione in primavera e inizio estate seguito da un periodo secco in tarda estate Le medie latitudine della costa orientale con precipitazione uniformemente distribuita lungo l anno ma evaporazione massima in estate con parziale riduzione dell umidità del suolo Latitudini tropicali e subtropicali con poca precipitazione in inverno e intense nella parte centrale dell estate.

3 Il bilancio energetico dell atmosfera Dato E a, contenuto energetico dell atmosfera per unità di superficie E a t = R a + LP + SH F a Divergenza del trasporto orizzontale di energia R TOA R s Differenza fra radiazione netta (SW+LW) alla sommità dell atmosfera (TOA) e alla superficie Rilascio di calore latente per condensazione Scambio di calore sensibile alla superficie La capacità dell atmosfera di immagazzinare energia è molto limitata in particolare su scale lunghe e quindi il bilancio energetico si semplifica in F a = R a + LP + SH La figura 6.1 mostra: - I massimi di LP in corrispondenza alle latitudini dove la precipitazione è più intensa (equatore 150W/m 2, medie latitudini 80W/m 2 ) - Il valor mediamente positivo di SH (mediamente negativo solo a latitudini polari) e il suo valore piccolo rispetto a LP - l andamento relativamente uniforme di R a e negativo (-90W/m 2 ) che se non compensato dagli altri termini determinerebbe un raffreddamento dell atmosfera di 1.5 C al giorno) - La divergenza di energia dall equatore e la sua convergenza ai Poli (corrispondenti a un esportazione/importazione di energia di circa ±100W/m 2 ), mentre alle medie latitudini il contributo del trasporto è molto piccolo

4 Struttura generale della circolazione atmosferica La fig.6.4 mostra la variazione con la latitudine e la quota della circolazione zonale nelle stagioni invernali Sono evidenti due massimi, uno per ogni emisfero, collocati immediatamente sotto la tropopausa, che si intensificano e spostano verso l equatore nella corrispondente stagione invernale. La variazione (come generalmente l ampiezza delle manifestazioni del ciclo stagionale) è maggiore nell emisfero Boreale che in quello Australe. Alla superfice la circolazione zonale è verso est fra i 30 e 70deg e verso ovest nella fascia equatoriale compresa fra 30S e 30N La fig.6.5 mostra la variazione con la latitudine e con la quota della circolazione meridionale nelle stagioni invernali (un terzo pannello ne mostra la media annuale) A livello annuale l circolazione è dominata da due celle quasi simmetriche, ciascuna che occupa una banda compresa fra l equatore e i 30, con un moto ascensionale all equatore e due correnti discendenti ai tropici. La media annuale risulta da due situazioni estreme, in cui la cella di hadley si attenua drammaticamente nella corrispondente stagione estiva, mentre al contrario si estende a occupare la porzione dell emisfero opposto fino al tropico durante la stagione invernale

5 ruolo dei diversi tipi di circolazione e della morfologia continentale nelle condizioni regionali di piovosità e aridità Il capitolo 6.1 evidenzia alcuni elementi della circolazione generale atmosferica - l intensificazione della corrente a getto sottovento dell altopiano del Tibet e delle montagne rocciose, sopra l Oceano Pacifico e Atlantico, rispettivamente e l associazione con i cicloni alle medie latitudini - l associazione dell ITCZ con la fascia delle basse pressioni tropicali - Le variazioni stagionali della distribuzione delle basse pressioni, tendenzialmente sopra gli oceani in inverno e sopra i continenti in estate, causate dalla diversa capacità termica della superficie continentali e oceaniche e la tendenza delle basse pressioni a formarsi sopra la superficie a temperatura maggiore (questo è aa base della fenomenologia dei Monsoni) A dimostrazione della relazione fra clima e circolazione atmosferica vengono descritti: Climi monsonici con aria umida che soffia dal mare verso la terra alla fine dell estate producendo abbondanti piogge e il la situazione opposta alla fine dell inverno climi desertici associati a - ramo ascendente della circolazione di Hadley nella fascia fra 10 e 40 in entrambi gli emisferi (esempio Sahara) - collocazione sottovento di catene montuose che bloccano l apporto di aria umida (deserti centrali del Nord America e della Patagonia) - Deserti costieri dove la presenza di una corrente fredda inibisce moti ascensionali e quindi la condensazione in atmosfera climi midi tropicali (valori di precipitazione totale annua superiore ai 2m) causati dalla convergenza verso l equatore di masse d aria umida e relativi moti ascensionali con massimi che tendono a essere marcati nell emisfero estivo (foreste equatoriali in Africa, Indonesia e America) e associate alla circolazione di Walker lungo l equatore regimi stagionali tropicali in cui la precipitazione è legata al massimo dell insolazione e avviene in coincidenza al suo passaggio sulla zona (costa dell Africa equatoriale), ma eventualmente penalizzato dalla distanza dall oceano (aree semiaride ai bordi meridionali del Sahara) e caratterizzata da grande variabilità interannuale (Sahel). In queste aree esiste una retroazione positiva per cui la diminuzione della vegetazione intensifica la diminuzione delle piogge, aumentando l albedo della superficie