CLIMI DI SUPERFICI SEMPLICI NON VEGETATE

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1 CLIMI DI SUPERFICI SEMPLICI NON VEGETATE

2 Climi di superfici piane, semplici, non coperte da vegetazione Es. suoli nudi, deserti sabbiosi, neve, ghiaccio, acqua,. Nel caso dei suoli nudi, ad esempio, esistono climi differenti a seconda: -dell albedo (influenza assorbimento radiazione onda corta) -della tessitura del suolo (che determina la porosità e quindi il potenziale contenuto del suolo di acqua e aria) -della disponibilità idrica (che determina la ripartizione tra calore latente e calore sensibile, e la risposta termica del suolo). Quindi i climi che corrispondono ai suoli nudi possono essere molto variabili

3 Esempio: TORBIERA SECCA Un ambiente come una torbiera secca presenta alta porosità e quindi contiene molta aria. Questo provoca una bassa diffusività, come nel caso della neve fresca. L albedo è molto bassa rispetto ad altri tipi di suoli. Quindi: Giorno durante il giorno lo strato più superficiale della torbiera si scalda, ma gli strati più profondi no, per la bassa diffusività della torbiera. Le perdite di calore latente sono minime (perché la torbiera è secca) mentre il modo principale di dissipazione del calore è attraverso il calore sensibile (Q H ) e attraverso emissione ad onda lunga (L) Notte Lo strato più superficiale si raffredda (perdita di calore per emissione di onde lunghe L) e a causa della bassa diffusività non riceve calore dagli strati profondi. La superficie fredda provoca la formazione di un livello di inversione.

4 Esempio: SABBIE UMIDE E SUOLI ARGILLOSI UMIDI Le loro caratteristiche di porosità e umidità favoriscono i processi di diffusione del calore. Quindi: Giorno uno spessore maggiore di suolo è coinvolto negli scambi energetici e le variazioni di T superficiali sono contenute. L energia in eccesso può essere dissipata per calore latente (Q E ), un processo che favorisce il raffreddamento della superficie stessa e quindi una riduzione dei picchi massimi di temperatura.

5 1. DESERTI SABBIOSI: Bilancio energetico SIUAZIONE DIURNA: Se ricordiamo il bilancio radiativo Q* = K -K +L -L = K*+ L* ambienti estremi da un punto di vista termico soprattutto a causa della scarsità di acqua sia nel suolo sia in atmosfera. Questo termine è molto importante perché l atmosfera è molto pulita (a parte la polvere minerale) e il sole è spesso vicino allo zenith. Il fattore albedo spesso aiuta ad aumentare K e quindi la perdita di radiazioni ad onda corta. Come nel caso di suoli secchi, la superficie dei deserti sabbiosi diventa molto calda e quindi anche L può diventare molto importante. La riflessione ad onda corta e l emissione ad onda lunga fanno si che la radiazione netta (Q*) assorbita da questo tipo di superfici non sia poi molto elevata

6 1. DESERTI SABBIOSI: Bilancio energetico Situazione NOTTURNA: Q* = L -L = L* Di notte la radiazione netta L* è negativa perché l aria secca e il cielo terso incrementano l efficacia della finestra atmosferica.

7 1. DESERTI SABBIOSI: Bilancio energetico Essendo l evaporazione quasi nulla, l energia deve essere dissipata sottoforma di calore sensibile, che scalda la superficie e l atmosfera. La maggior parte del surplus energetico diurno è trasferito in atmosfera grazie a moti turbolenti. Q* quindi è dissipato soprattutto sottoforma di Q H (circa 90%) ma una piccola parte (circa 10%) è anche utilizzata sottoforma di Q G per scaldare il suolo. La forma asimmetrica delle curve di Q G e Q H dipende dalla forza dei moti convettivi. In certi momenti della giornata come la tarda mattinata e la prima metà del pomeriggio l instabilità atmosferica e l aumento della velocità del vento si combinano in modo tale da favorire la dissipazione del calore in eccesso verso l atmosfera.

8 1. DESERTI SABBIOSI: Bilancio energetico Nei deserti comunque ci si aspetta una rapida diminuzione di Q G con la profondità, dal momento che le sabbie e i suoli secchi hanno diffusività molto basse.

9 1. DESERTI SABBIOSI: Clima A causa della scarsa umidità la T diurna superficiale è molto alta. Le escursioni termiche diurne sono estreme. A soli 0.3 metri di profondità le variazioni diurne di T sono minime Anche in atmosfera a soli 2 metri dalla superficie la temperatura non raggiunge gli stessi livelli. Questo causa un gradiente volte superiore rispetto a quello adiabatico! L atmosfera quindi è in condizioni di forte instabilità convettiva.

10 1. DESERTI SABBIOSI: Clima La forte instabilità convettiva provoca dust devils e effetti ottici insoliti come luccichio di oggetti e miraggi, che derivano dalla rifrazione della luce proveniente dall alto nel momento in cui questa passa attraverso la bassa atmosfera, che presenta una forte stratificazione termica orizzontale (gli strati meno densi e più caldi si trovano in prossimità del suolo, quelli più densi sopra questi) Dust devil

11 1. DESERTI SABBIOSI: Clima La forte instabilità diurna genera un andamento abbastanza regolare del regime dei venti. La forte attività convettiva diurna nei deserti favorisce il trasferimento verso i livelli più bassi della quantità di moto posseduta dai livelli superiori più veloci. Il risultato sono dei venti sostenuti su tutto il profilo. Al contrario, di notte la stabilità indebolisce il trasferimento della quantità di moto ai livelli bassi, e lo strato superficiale diventa indipendente rispetto ai livelli più elevati. Si ha subsidenza. Di giorno esistono effetti legati alla messa in sospensione della polvere e delle particelle di sabbia. Questi consistono in riduzione della visibilità, erosione, e deposizioni di materiale. La frazione fine è quindi rimossa, lasciando in situ soltanto la frazione più grossolana, che è anche la meno fertile.

12 NEVE E GHIACCIO - Bilancio radiativo - Bilancio energetico e idrico - Clima

13 NEVE E GHIACCIO-bilancio radiativo La caratteristica di queste superfici è che la radiazione solare incidente ad onda corta può essere trasmessa, riflessa o assorbita secondo l equazione: ψ + α + ζ = 1 L assorbimento avviene inoltre su un volume e non su una superficie. La Legge di Beer mostra che la radiazione ad onda corta K incidente su una surperficie alla profondità z equivale a: K z = K 0 e -az Radiazione ad onda corta alla profondità z a = coefficiente di estinzione (m -1 ); Dipende dal mezzo che si attraversa e dalla lunghezza d onda della radiazione incidente.

14 NEVE E GHIACCIO-bilancio radiativo La Legge di Beer si può applicare ad una certa gamma di lunghezze d onda corta K z = K 0 e -az a è maggiore per la neve che per il ghiaccio, quindi in quest ultimo la profondità di penetrazione è maggiore

15 NEVE E GHIACCIO-bilancio radiativo La trasmissione interna della radiazione incidente nella neve e nel ghiaccio complica la formulazione di un bilancio superficiale poiché ad esempio, la riflessione deriva dagli strati superficiali e da quelli sub-superficiali; l albedo quindi non è un valore superficiale ma di un volume. ALBEDO Neve e ghiaccio hanno un albedo molto alto (circa 0.8). Questo fa si che anche un sottile strato di neve abbia un forte impatto sull albedo di una superficie, e che si possa passare in poche ore da valori bassi (0.25) a valori tipici della neve (0.80). L albedo diminuisce con l invecchiamento dello strato nevoso, che diventa più compatto e scuro. La riflessione è prevalentemente speculare piuttosto che diffusa, e ha una relazione con l altezza del Sole. Infine l albedo può dipendere dallo stato fisico nelle condizioni delle superfici, in particolar modo se la superficie contiene o non contiene una pellicola di acqua allo stato liquido (in questo caso α si riduce notevolmente)

16 NEVE E GHIACCIO-bilancio radiativo L albedo della neve e del ghiaccio è massimo per le lunghezze d onda corte, e diminuisce verso l I.R. (all opposto di quanto accade per i suoli e per la vegetazione). Questo fa si che queste superfici siano potenzialmente pericolose per le scottature solari della pelle, che presenta massima sensibilità nell intervallo tra nm.

17 NEVE E GHIACCIO-bilancio radiativo λ lunghe

18 In generale, il surplus netto di Q* delle superfici nevose e ghiacciate è molto più basso rispetto ad altre superfici, e questo a causa dell elevato albedo. Il caso in figura qui sotto riporta una giornata tipo in Antartide (70 S) L albedo è 0.8 circa, e quindi la radiazione ad onda corta K assorbita è estremamente piccola. Questo si combina con una perdita netta di radiazioni ad onda lunga: Le giornate estive sono lunghe circa 21 ore, ma la radiazione totale giornaliera è negativa.

19 BILANCIO ENERGETICO E BILANCIO IDRICO Sono complicati da vari fattori tra cui: 1- La trasmissione di onde corte su uno spessore, in profondità 2- il movimento dell acqua meteorica o dell acqua di fusione all interno di un volume 3- i cambiamenti di fase Consideriamo allora il bilancio energetico su un volume, Ignorando gli scambi orizzontali di energia Q* = Q H + Q E + Q S + Q M Variazione di calore latente stoccato nel volume dovuto a fusione e rigelo Variazione di calore sensibile stoccato nel volume

20 BILANCIO ENERGETICO E BILANCIO IDRICO Q* = Q H + Q E + Q S + Q M + Q G Se lo strato è sottile e c è scambio significativo di calore alla base

21 STRATO FREDDO (T<0 C) Q* = Q H + Q E + Q S + Q M + Q G 0 0 Per assenza di acqua liquida A causa della bassa conducibilità della neve, e a causa dell assenza di riscaldamento solare questi due parametri sono molto nulli o trascurabili Quindi il bilancio diventa: Q* = Q H

22 STRATO FREDDO (T<0 C) Esistono eccezioni: ad esempio, uno strato freddo in aree molto umide può ricevere energia da Q E Il vapore acqueo può sublimare sulla superficie dello strato freddo Q* = Q H + Q E = L s E

23 STRATO CALDO (T>0 C) Q* + Q R = Q H + Q E + Q S + Q M Calore fornito dalla pioggia con T > neve La radiazione Q* e la convezione (Q H + Q E ) sono sorgenti di energia La grande variazione di energia immagazzinata è dovuta al calore latente Q M piuttosto che a Q S

24 Esempio: bilancio energetico di una copertura nevosa prossima alla fusione (51 N) Prima di mezzogiorno l input di calore è quasi interamente stoccato sottoforma di Q S. Questo calore viene utilizzato per aumentare la T della neve dai valori bassi notturni fino al punto di fusione, e quindi poi per modificare le proporzioni tra ghiaccio e acqua nello strato di neve. La fusione massima è nel pomeriggio, mentre poi più tardi lo strato si raffredda nuovamente. Notare il ritardo dovuto al rilascio del calore latente di fusione al momento del ricongelamento.

25 Esempio 2: bilancio energetico di un ghiacciaio alpino delle medie latitudini in estate, in condizioni di cielo sereno Se la superficie del ghiacciaio è coperta da materiale morenico: Albedo bassa e radiazione netta relativamente alta. I gradienti di T dell aria e di tensione di vapore restano invertiti e consentono il continuo trasferimento di calore sensibile e di calore latente dall atmosfera verso la superficie Di notte il trasferimento di calore sensibile e latente per convezione compensa l emissione netta di radiazione; di giorno invece i trasferimenti convettivi si aggiungono alla radiazione e fanno aumentare il tasso di scioglimento Q M. In totale nella giornata il trasferimento convettivo apporta il 29% dell energia necessaria alla fusione, mentre il restante 71% deriva dall assorbimento della radiazione netta.

26 BILANCIO IDRICO Se si considera un volume con la faccia superiore all interfaccia neve (ghiaccio)/atmosfera e la faccia inferiore alla profondità cui la percolazione è trascurabile, il bilancio idrico è dato da: S = p E + r S è la variazione di massa (acqua) immagazzinata. Questo parametro andrebbe sempre espresso in termini di acqua equivalente (100 mm di neve corrispondono circa a 10 mm di acqua) p sono le precipitazioni, solide (nevose) o liquide (pioggia) E comprende evaporazione, condensazione e sublimazione r è il runoff (scambi orizzontali)

27 NEVE E GHIACCIO - Bilancio radiativo - Bilancio energetico e idrico - Clima CARATTERISTICHE CLIMATICHE Il profilo verticale di T mostra un massimo al di sotto della superficie

28 Questo massimo sub-superficiale è dovuto al fatto che: -Il trasferimento di calore radiativo è notevolmente dominante rispetto alla conduzione di calore nei primi 0.5 metri di neve (5 metri di ghiaccio), e inoltre le onde corte sono trasmesse molto più facilmente che le onde lunghe in questi sistemi. -Se si ignora quindi la conduzione, il bilancio tra perdite e guadagni energetici è illustrato in figura: L input radiativo (onde lunghe e corte) è assorbito ma la porzione ad onda corta penetra fino a profondità maggiori. La perdita radiativa consiste nella riflessione delle onde corte e nell emissione ad onde lunghe. La forte assorbanza della neve nell IR fa si che questa perdita sia ristretta ad uno strato superficiale molto sottile. Quindi durante il giorno il profilo termico della neve mostra un massimo al di sotto della superficie, e non in corrispondenza della superficie stessa!

29 DI NOTTE: -Gli scambi radiativi coinvolgono solo le onde lunghe. -La bassa diffusività della neve comporta un rapido raffreddamento dello strato superiore. -Le T più basse si raggiungono molto vicino alla superficie e il massimo di T diurno migra verso il basso per conduzione. N.B. Se la copertura nevosa è poco spessa (inferiore a circa 15 cm), l assorbimento da parte della superficie sottostante (es. suolo) può contribuire a fondere lo strato di neve dal basso!

30 La neve ha conducibilità e diffusività termica molto basse, e queste proprietà la rendono un isolante termico molto efficace. Questo è particolarmente valido la notte, quando gli scambi radiativi si concentrano negli strati superficiali della neve. Uno strato di appena 10 cm di neve fresca isola il suolo dalle variazioni di T, e aiuta a conservare calore alla superficie e all interno del suolo stesso. L esempio qui sotto riportato lo dimostra: ad una variazione di 10 C alla superficie superiore dello strato nevoso corrisponde una variazione di solo 1 C alla superficie del suolo. La neve sposta lo strato attivo verso l alto

31 La copertura nevosa superficiale permette anche di intrappolare calore all interno del suolo. I 30 cm di suolo in figura sono prossimi alla T di 0 C su tutto questo spessore. Allorché l acqua congela, viene rilasciato calore latente che in qualche modo impedisce o rallenta il congelamento. E un processo di auto-equilibrio.

32 Dal punto di vista agricolo la presenza di una sottile copertura nevosa è positiva da diversi punti di vista: 1) Dal momento che la neve funge da isolante, evitando il congelamento del suolo, il riscaldamento primaverile del suolo stesso viene anticipato rispetto alle condizioni in cui tale copertura nevosa è assente. 2) La neve può diventare una fonte idrica importante 3) La copertura nevosa protegge le germinazioni precoci, mantenendo un ambiente a temperatura pressoché costante.

33 ACQUA (Oceani, mari, laghi, ) 1) Budget radiativo 2) Bilancio energetico 3) Clima introduzione L acqua presenta proprietà termiche e dinamiche che la rendono un importante mezzo per immagazzinare e trasportare massa ed energia. L acqua è un fluido, quindi il trasferimento di calore può avvenire non solo per conduzione e radiazione, ma anche per convezione e avvezione. Come succede in atmosfera, queste modalità di trasporto favoriscono il trasporto e il rimescolamento di calore e permettono che perdite e guadagni termici siano ripartiti su un grande volume. L aqua infine è deformabile: non è comprimibile come l aria ma la sua superficie può deformarsi originando onde.

34 ACQUA Bilancio radiativo La radiazione ad onde corte è trasmessa attraverso l acqua, e la sua variazione con la profondità z segue la Legge di Beer K z = K 0 e -az Il coefficiente di estinzione dipende : 1) Dalla lunghezza d onda della radiazione (aumenta in funzione della lunghezza d onda man mano che ci si avvicina all I.R.) 2) Dalle proprietà dell acqua, in particolare dalla sua composizione chimica, e dalla sua torbidità (materiale in sospensione). Ovviamente più le sostanze contenute nell acqua sono assorbenti, più il coefficiente di estinzione è elevato e meno penetra la radiazione ad onda corta. Il diverso colore delle masse d acqua dipende in parte dal coefficiente di estinzione (a sua volta dipende dalla composizione dell acqua!)

35 Come per la neve, anche per l acqua l albedo non è costante. Dipende da: 1) Angolo di incidenza della radiazione solare (se il sole è molto basso sull orizzonte l albedo aumenta esponenzialmente, e questo origina l effetto abbagliante dell acqua al tramonto e all alba) 2) Copertura nuvolosa. Se il cielo è coperto, la radiazione solare è soprattutto diffusa e l effetto dell altezza del sole sull orizzonte è nettamente minore (vedere figura) 3) Rugosità della superficie dell acqua. Dato un certo angolo del sole sull orizzonte, se la superficie dell acqua presenta molte onde cambia l angolo di incidenza della radiazione solare rispetto ad una superficie piana orizzontale, e quindi cambia il valore di α. In ogni caso l albedo comprende la riflessione dalla superficie dell acqua e dall interno

36 Bilancio radiativo ONDE LUNGHE La radiazione ad onda lunga L in arrivo dall atmosfera è quasi completamente assorbita alla superficie dell acqua senza riflessione o trasmissione. La radiazione ad onda lunga L uscente da una grande massa d acqua si differenzia dalla gran parte delle superfici naturali per il fatto che è quasi costante nel corso della giornata. Questo è dovuto alla limitata escursione termica diurna in superficie I profili di L e L sono molto piatti, in quanto la variazione termica diurna è molto bassa. Quindi sulla intera giornata il bilancio netto della radiazione ad onda lunga L* è anch esso costante.

37 Bilancio radiativo ONDE CORTE La radiazione ad onda corta K ha lo stesso andamento di K ex (input solare extra-terrestre) ovvero presenta un andamento a curva simmetrica con un massimo intorno a mezzogiorno. Tuttavia K è ridotto di circa 1/3 rispetto a Kex per effetto dell attenuazione atmosferica. Il fattore K (riflessione ad onda corta riflessa) è molto basso a causa del basso valore dell albedo dell acqua. K* (non riportato in figura) ovviamente seguirebbe la curva di K ma meno ampia.

38 Bilancio radiativo Nel complesso il bilancio netto Q* è dominato da K* durante il giorno, mentre di notte segue L*. Si può notare che a metà giornata Q* è circa 700 W/m 2 nell esempio riportato. Questo grazie al fatto che K* è elevata mentre L* è bassa.

39 Bilancio energetico Per la superficie di un corpo idrico possiamo considerare il bilancio energetico composto da: Q* = Q H + Q E + Q S + Q A Q S è la variazione del calore in stock nel volume (trascurabili su base annua) Q A è il trasferimento netto orizzontale di calore dovuto alle correnti Se la profondità del volume d acqua è sufficientemente piccola, è possibile che intervenga anche il trasferimento di calore netto da parte della pioggia, Q R. In questo caso: Q* = Q H + Q E + Q S + Q A + Q R

40 Bilancio energetico Q* = Q H + Q E + Q S + Q A Importanza del fattore Q E (evaporazione) nella dissipazione di calore Su base annua, circa il 90% di Q* è utilizzato per i processi evaporativi dell acqua, processo che fa scendere il rapporto di Bowen a valori di circa 0.1.

41 Bilancio energetico Esempio: RISAIA ALLAGATA In questo caso il valore di Q A si può considerare trascurabile, ma al contrario bisogna introdurre un termine Q G che possa rendere conto del calore condotto dal suolo sottostante in entrambe le direzioni. Durante la giornata l assorbimento della radiazione da parte della superficie dell acqua è importante e per la maggior parte del giorno questa energia è utilizzata per scaldare il volume d acqua ( Q S ) o trasferita al suolo sottostante (Q G ). In proporzione la quota che viene utilizzata sottoforma di calore latente e calore sensibile e trasferita all atmosfera per convezione è ridotta. Nel tardo pomeriggio e di notte l acqua e il suolo diventano sorgenti di calore. Si ha quindi emissione ad onde lunghe e evaporazione. Di giorno invece la perdita di calore turbolenta è massima solo nel tardo pomeriggio, quando la T dell acqua è massima.

42 Bilancio energetico La figura mostra dati medi su 10 giorni raccolti da una nave in stazionamento nell Oceano Atlantico tropicale. Esempio: OCEANO Trascuriamo Q A e assumiamo che tutta l energia in ingresso sia contenuta nei primi (circa 27) metri di profondità. Il bilancio energetico diventa: Q* = Q H + Q E + Q S Di giorno la radiazione assorbita è immagazzinata come Q S : l oceano agisce come dissipatore di energia. Di notte questo immagazzinamento di energia diventa sorgente di calore verso l atmosfera, e viene favorito il flusso di calore verso l alto durante tutto il periodo notturno. L OCEANO QUINDI AGISCE COME DISSIPATORE DI CALORE DI GIORNO, E COME FONTE DI CALORE LA NOTTE

43 Bilancio energetico Esempio: OCEANO Q* = Q H + Q E + Q S Il ruolo di Q E è più importante di quello di Q H Questi fattori sono peraltro dipendenti anche dall arrivo di masse d aria (secche o umide) sopra la superficie oceanica considerata, in particolare: -l arrivo di masse d aria secche favorisce i processi evaporativi -l arrivo di masse d aria umide li riduce. -L arrivo di masse d aria fredde provoca un aumento di Q H

44 clima Il clima di una massa d acqua è molto conservativo. Il profilo termico qui riportato mostra che vi sono solo lievi variazioni di T in superficie nei primi metri di spessore. Anche a scala annua l intervallo di variabilità della temperatura è limitato (8 C a 40 di latitudine, 2 C all equatore) Le grandi masse d acqua quindi sono i principali assorbitori di calore, ma la loro risposta termica è minima Questo perché: 1) l acqua permette una penetrazione in profondità delle radiazioni ad onda corta, che quindi sono diffuse su un grande volume 2) Essendo l acqua un fluido, i moti al suo interno permettono convezione e trasporto di massa (mixing), cosicché gli eccessi e le perdite energetiche sono distribuite su un volume più importante. 3) la disponibilità pressoché illimitata di acqua fa si che il raffreddamento dovuto all evaporazione destabilizzi lo strato superficiale favorendo a sua volta il rimescolamento. 4) Infine occorre considerare la grande capacità termica dell acqua,ovvero il calore necessario per innalzare di 1 C la sua temperatura (che è pari a circa 3 volte quello dei suoli ad esempio)

45 clima Strato superficiale (primi 30 m): strato attivo negli scambi di calore diurni TERMOCLINO: zona che divide lo strato attivo rimescolato soprastante dallo strato stabile sottostante Nei laghi la zona attiva superficiale è detta epilimnio Mentre la zona sottostante ipolimnio. Le loro diverse caratteristiche sono importanti per le comunità biologiche. L acqua raggiunge a +4 C la massima densità. Quindi in primavera e in autunno si ha rimescolamento totale Primavera estate Autunno inverno 0 C 4 C 8 C 0 C 4 C 8 C

46 Tutti i discorsi sui corpi idrici visti finora riguardano grandi corpi. Per i sistemi piccoli la situazione è complicata dall effetto del fondo, che può ricevere radiazione solare se poco profondo e quindi contribuire al riscaldamento del sistema dal basso. Possono anche subentrare effetti legati ai bordi della massa d acqua o effetti legati alla eventuale presenza di corpi vegetali sommersi o altro.