DINAMICA DEGLI INQUINANTI A.A STRATO LIMITE STABILITA IL VENTO PROF. RENATO BACIOCCHI

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1 DINAMICA DEGLI INQUINANTI A.A STRATO LIMITE STABILITA IL VENTO PROF. RENATO BACIOCCHI

2 ARGOMENTI TRATTATI: Il vento I fenomeni locali Campo fluidodinamico 2

3 I MOTI CONVETTIVI Circolazione dell'atmosfera Tra suolo, atmosfera e oceani avvengono continui scambi di materia ed energia. L atmosfera assorbe calore dalla superficie terrestre; questo calore fa aumentare la sua energia potenziale, quindi la sua capacità di fare un lavoro, come spostare masse d aria. L assorbimento di calore da parte dell atmosfera non è uniforme; si creano così differenze di temperatura da zona a zona, cioè gradienti termici orizzontali. Ai gradienti termici corrispondono gradienti barici orizzontali, ossia differenze di pressione. L aria calda normalmente si trova più vicina al suolo che è la fonte del calore; poiché essa è meno densa e quindi più leggera di quella fredda, tende a portarsi verso l alto. L aria che sale è sottoposta a pressione sempre minore e si espande perché le particelle che la compongono possono distribuirsi in un volume maggiore. 3

4 I MOTI CONVETTIVI Circolazione dell'atmosfera L aria che è salita verso l alto viene sostituita da aria più fredda e più densa che si dirige verso il basso. Si instaura così una circolazione verticale convettiva. Il meccanismo che abbiamo descritto si verifica continuamente nell atmosfera terrestre, ed è alimentato dal calore solare. Alla base di una colonna d aria ascendente si forma una zona di bassa pressione (aree cicloniche), mentre dove l aria scende verso il suolo si forma una zona di alta pressione (aree anticicloniche). 4

5 Il VENTO Circolazione dell'atmosfera: i venti I venti sono il risultato di differenze nella distribuzione orizzontale della pressione atmosferica: l aria, infatti, fluisce da zone a pressione più elevata verso zone a pressione minore. Il vento tende, quindi, ad annullare le differenze di pressione orizzontali dovute al riscaldamento non omogeneo della superficie terrestre. L'intensità del vento è direttamente proporzionale alla differenza di pressionetraledueareeeinversamenteproporzionaleallalorodistanza.quanto più elevata è la differenza di pressione tra le due configurazioni (alta e bassa) e quanto più esse sono vicine, tanto maggiore sarà la velocità del vento. Se la terra non ruotasse e se non vi fosse l attrito dell aria con la superficie terrestre, il vento fluirebbe, secondo il tragitto più breve, dalle zone di alta pressione a quelle di bassa pressione. In realtà, l andamento del vento è il risultato dell influenza combinata di più fattori: 1. La forza dovuta al gradiente barico orizzontale 2. L effetto di Coriolis 3. L attrito con la superficie terrestre 4. La forza centrifuga. 5

6 Il VENTO 1. La forza dovuta al gradiente barico orizzontale (1/1) Il gradiente barico orizzontale rappresenta, in pratica, la forza che fa muovere il vento e come tale ha una intensità, una direzione e un verso. L intensità dipende dalla distanza tra le isobare ed è data dal rapporto tra la differenza di pressione atmosferica che si instaura tra due punti e la loro distanza orizzontale. Quanto più elevata è la differenza di pressione tra due masse d aria e minore è la loro distanza, tanto maggiore risulta il gradiente barico o la forza di gradiente. Alta pressione (ANTICICLONE) Bassa pressione (CICLONE) A B Quindi, anche l'intensità del vento è direttamente proporzionale alla differenza di pressione tra le due aree e inversamente proporzionale alla loro distanza. Quanto più elevata è la differenza di pressione tra le due configurazioni (alta e bassa) e quanto più esse sono vicine, tanto maggiore sarà la velocità del vento. La direzione eilverso vanno sempre da un area di alta pressione a una di bassa 6 pressione tagliando perpendicolarmente le isobare.

7 Il VENTO 2. L effetto di Coriolis (1/3) Quindi, una particella d aria, soggetta solo alla forza del gradiente barico tenderebbe a spostarsi, accelerando, perpendicolarmente alle isobare. Siccome, però, la terra ruota intorno al proprio asse, non appena la particella inizia a viaggiare va soggetta ad una forza, chiamata forza deviante di Coriolis. L intensità della forza deviante di Coriolis è espressa dalla relazione: D =2 Vrw sin j dove D è l'accelerazione centripeta di Coriolis, V la velocità della particella, r la densità dell'aria, w la velocità angolare terrestre e j la latitudine. Riguardo la direzione e verso, l'accelerazione (e quindi la deviazione): agisce sempre perpendicolarmente alla direzione del moto è rivolta a destra della traiettoria nell'emisfero boreale, a sinistra nell'emisfero australe Inoltre, tale forza è proporzionale alla velocità della particella e dipende dalla latitudine: è massima ai poli e nulla all'equatore. 7

8 Il VENTO 2. L effetto di Coriolis (2/3) Si prenda in considerazione un'ipotetica particella d'aria, facente parte di una massa d'aria dell'emisfero boreale, caratterizzata da isobare rettilinee e tra loro parallele. Appena la particella incomincia a muoversi sotto l'azione del gradiente l'azione della forza D, che farà deviare la particella a destra. G subisce In ogni punto della traiettoria, G può essere scomposta in due forze: G1 nella direzione del moto con azione di accelerare la particella e G2 normale al moto con effetto equilibrante di D. Ma l'equilibrio non sussiste ancora in P perché G1 fa aumentare la velocità della particella e di conseguenza anche D aumenta. L'equilibrio si raggiungerà solo nel punto S dove G1 si annulla; in questo punto il S moto sarà uniforme, rettilineo e parallelo alle isobare, cioè la particella avrà deviato di 90º dalla G 2 G direzione iniziale G 1 Nell'emisfero australe avviene il contrario. P P D 8

9 Il VENTO 2. L effetto di Coriolis (3/3) Nel ciclone (bassa pressione) e nell'anticiclone (alta pressione), che hanno il gradiente diretto radialmente, il vento si muove secondo spirali dirette, rispettivamente dalla periferia verso il centro e dal centro verso la periferia (circolazione antioraria e circolazione oraria). Quindi, i venti, sotto l'azione della forza di gradiente e della forza deviante, si muovono parallelamente alle isobare ad andamento pressoché rettilineo prendono il nome di venti geostrofici. G D G Tali venti soffiano ad alta quota e precisamente al di sopra dello Strato Limite Atmosferico (SLA). Per la mancanza di attrito con la superficie terrestre, i venti geostrofici viaggiano a velocità superiori a quelle a cui viaggiano i venti più prossimi alla superficie terrestre (all interno dello SLA). D 9

10 Il VENTO 3. La forza centrifuga (1/2) Prescindendo completamente dall'azione della superficie terrestre (approssimazione valida per i venti oltre i 1000 m) si può parlare di vento pressoché parallelo alle isobare. Nella realtà, le isobare non sono quasi mai parallele, ma, come avviene nei cicloni e negli anticicloni, sono costituite da linee curve; in tal caso il movimento del vento si compie lungo traiettorie curve e interviene allora la forza centrifuga che dipende dal raggio di curvatura delle isobare. In queste condizioni, considerando un vento di gradiente, il gradiente equilibrato da due termini: la forza geostrofica, data dall'accelerazione di Coriolis, D, G sarà la forza centrifuga o forza ciclostrofica data da C=rV 2 /R ( V la velocità del vento e R il raggio di curvatura). 10

11 Il VENTO 3. La forza centrifuga (2/2) La forza centrifuga è maggiore quanto minore è il raggio di curvatura delle isobare, e quanto maggiore è la velocità del vento. L'azionedellaforzacentrifugafasicheaparitàdigradiente,lavelocitàdelvento fra due isobare curve sia diversa dalla velocità del vento fra due isobare rettilinee: minore quando la curvatura delle isobare è ciclonica - la forza centrifuga si oppone alla forza barica diretta verso il centro di bassa pressione maggiore quando la curvatura è anticiclonica - la forza centrifuga si somma all'azione della forza barica diretta via dal centro di alta pressione L'intensità della forza di Coriolis, essendo proporzionale alla velocità del vento, è in ogni caso uguale alla somma vettoriale della forza di gradiente e della forza centrifuga. Il vento che, sotto l'azione combinata della forza di gradiente, della forza deviante, e della forza centrifuga, si muove concentricamente alle isobare ad andamento curvo prende il nome di vento di gradiente. Quando il raggio delle isobare è molto grande, il termine C diventa trascurabile e ilv.digradienteèdettovento geostrofico; al contrario, quando il raggio di curvatura è piccolo il termine C diventa prevalente e il vento è chiamato 11 vento ciclostrofico.

12 Il VENTO 3. La forza centrifuga (2/2) CIRCOLAZIONE CICLONICA D=G-C CIRCOLAZIONE CICLONICA D=G+C 12

13 Il VENTO 4. L attrito con la superficie terrestre (1/1) AldisottodelloSLA,bisognaconsiderarel'azionediunaterzaforza,l'attritotra aria e suolo, che agisce in senso contrario rispetto al moto. Ne consegue che G1 sarà annullata prima del punto S: la deviazione sarà quindi inferiore a 90º e la direzione del v. non più esattamente parallela alle isobare. La velocità del vento, a parità di gradiente, sarà maggiore nei luoghi dove la forza deviatrice e l'attrito saranno minori; quindi sarà maggiore alle basse latitudini, negli strati d'aria superiori e sul mare e inferiore alle alte latitudini, in vicinanza del suolo e sulle regioni più accidentate. Forza del gradiente barico BASSA PRESSIONE Attrito VENTO Effetto Coriolis isobare ALTA PRESSIONE Oceani: velocità: 70% e deviazione: rispetto al vento geostrofico Continenti: velocità 40% e deviazione rispetto al vento geostrofico 13

14 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali L esistenza di complessità e disomogeneità del terreno può indurre lo sviluppo di dinamiche di carattere generalmente locale, o al più di mesoscala, che possono sovrapporsi, spesso diventando predominanti, alla struttura generale della circolazione. Frequentemente, inoltre, tali situazioni influenzano in modo significativo la dispersionedegliinquinantiequindirichiedono una modellazione specifica per poter essere studiati in maniera opportuna. Di seguito vengono riportati alcuni esempi di fenomeni dovuti a particolari configurazioni del terreno, quali: 1. Brezza terra-mare 2. Brezza monte-valle 3. Brezza di lago 4. Isola di calore 14

15 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 1. Brezza terra-mare BREZZA DI MARE (1/2): Durante le giornate calde e serene, il sole riesce a scaldare la terra ferma anche di 10 C mentre non riesce a fare altrettanto con il mare, la cui superficie viene riscaldata solo di un paio di gradi. Per questo motivo, sulla terra ferma si verrà a creare una zona di debole bassa pressione dovuta al sollevamento dell'aria calda, che non farà altro che attirare verso di se l'aria più fresca proveniente dal mare per effetto del dislivello barico venutosi a creare. Tenendo presente ciò che è stato detto si intuisce facilmente che le brezze saranno più deboli al mattino e alla sera perché la differenza di temperatura è scarsa, più intense nelle ore centrali ( sia del giorno che della notte) perché la differenza è massima e del tutto assenti nelle ore in cui le temperature tendono ad eguagliarsi cioè circa alle ore 8 e alle ore

16 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 1. Brezza terra-mare BREZZA DI MARE (2/2): Quindi, nella tarda mattinata o nel primo pomeriggio dei mesi caldi, in prossimità delle coste, il vento soffia dal mare verso la terraferma (brezza di mare). Durante la brezza di mare, quando l'aria marina giunge sulla superficie terrestre che è più calda di quella del mare, si forma a contatto con il suolo uno strato instabile che diventa sempre più profondo mentre ci si inoltra verso l'entroterra. Un camino, sufficientemente elevato e vicino alla costa, immette gli effluenti nello strato stabile (o neutro) che si trova al di sopra del mare; tali effluenti sono quindi trasportati dal vento verso l entroterra dove incontrano la sommità dello strato convettivo più basso (che si sviluppa supportato dalla terraferma) e a questo punto inizia il processo di entrainment degli inquinanti e di diffusione verso il suolo. 16

17 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 1. Brezza terra-mare BREZZA DI TERRA (1/1): Durante la notte, il processo continuerà perché il terreno tenderà a perdere il calore accumulato durante la giornata molto più velocemente rispetto al mare che quindi rimarrà più caldo. Anche in questo caso, più si andrà verso le ore centrali più il vento si intensificherà, sempre continuando a ruotare in senso orario per poi ridiscendere nelle prime ore del mattino, fino a fermarsi verso le ore 8 circa. Avremo così compiuto una completa rotazione del vento di 360 nelle 24 ore e il ciclo potrà così ricominciare. Nelcasoincuiilcielofossenuvoloso, essendo minore il riscaldamento, le brezze potranno risultare più deboli o del tutto assenti. Inoltre, i venti di brezza si verificano quando i venti generali sono quasi del tutto assenti, per cui se questi ultimi invece fossero presenti e di una certa intensità, potranno tranquillamente soppiantarli, deviarli o rafforzarli. 17

18 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 2. Brezza monte-valle BREZZA DI VALLE (1/1): Nelnostroemisferoipendiimontaniespostiasud ricevono più sole (o meglio lo ricevono in modo più diretto) rispetto alla pianura (e ancora di più rispetto ai pendii esposti a nord). Questo dipende dal fatto che i raggi solari, inclinati da sud a nord, colpiscono tali pendii in modo perpendicolare o quasi. L'aria che è "appoggiata" sui pendii tenderà dunque a scaldarsi anch'essa (per conduzione) e, essendo più calda di quella ad essa circostante, risale il pendio. Tutto lo strato, sino al fondo delle valli, si mette in movimento. Si determina un generale richiamo d'aria da valle a monte: è la brezza di valle che spira dalle 9 o le 10 del mattino. Quando alcuni pendii sono in ombra si stabilisce una circolazione asimmetrica. 18

19 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 2. Brezza monte-valle BREZZA DI MONTE (1/1):Dopo il tramonto del sole il terreno perde calore per irraggiamento, di modo che l'aria a contatto dei pendii si raffredda notevolmente. Diventando più pesante discende verso il fondo delle valli ove continua a raffreddarsi. Essa fluisce verso il basso dando origine ad una corrente che è l'opposta della brezza di valle, chiamata brezza di monte. 19

20 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 3. Brezza di lago BREZZA DI LAGO (1/2): Lo stesso meccanismo delle brezze mare-terra presiede alle brezze di lago, con particolare riguardo ai laghi di pianura (es. il Maggiore ed il Garda) e cioè di giorno la brezza soffia dal centro lago verso le coste con determinate predominanti dovute alle caratteristiche orografiche; al contrario di notte. 20

21 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 3. Brezza di lago BREZZA DI LAGO (2/2): Perisettorimedioealtodeimedesimibacini(es.Lagodi Como) vale invece la regola delle brezze di valle e di monte cui presiedono le stesse modalità di quelle di mare e di terra: la brezza di valle, diurna, orientata a causa dell'orografia da Sud verso Nord e la brezza di monte, notturna (ma raggiunge la massima intensità alle prime ore del mattino), orientata da Nord verso Sud. Nella figura: Laghi di vallata A) brezza di valle, diurna B) brezza di monte, notturna 21

22 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 4. Isola di calore (1/2) Gli episodi acuti di inquinamento di una città spesso si verificano in concomitanza di particolari condizioni meteorologiche che portano alla formazione della cosiddetta isola di calore, ovvero di una cupola di calore in cui la temperatura può differire anche di qualche grado rispetto alle zone circostanti. Questo fenomeno si verifica in giornate con presenza di regime anticiclonico in quota e forte stabilità al suolo (es. di notte e/o in inverno). In queste condizioni il rimescolamento verticale risulta limitato ad altezze dal suolo corrispondenti alla sommità della cupola e gli inquinanti emessi rimangono intrappolati all interno della cupola stessa. L estensione e l altezza della cupola dipendono dalla dimensione della città e dal quantitativo di cemento ed asfalto in essa presenti. Il calore prodotto, sia a causa dell'energia liberata dalle attività umane (traffico, attività industriali, riscaldamento degli edifici, ecc.) sia a causa dell'elevato potere assorbente dell'asfalto e delle case, che agiscono da "volano termico" liberando di notte l'energia (di origine solare) immagazzinata durante il giorno, contrasta l inversione termica presente nella campagna circostante. 22

23 FENOMENI LOCALI Fenomeni locali: 4. Isola di calore (2/2) Questo fenomeno è più frequente nei mesi invernali quando si instaurano condizioni di elevata stabilità atmosferica e forte inversione, con conseguente aumento delle concentrazioni di CO, polveri e NO x. URBAN PLUME Diversamente, in condizioni di vento, la presenza dell isola di calore e dell area urbana in generale modificano la struttura dello strato limite, dando origine al cosiddetto Urban Boundary Layer e ad un pennacchio urbano fortemente rimescolato (Urban Plume), che viene trasportato sottovento alla città. 23