L Atmosfera. Da un punto di vista idrologico l atmosfera si può considerare:

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1 L Atmosfera Da un punto di vista idrologico l atmosfera si può considerare: Come un grande serbatoio di vapore d acqua distribuito in modo disuniforme. A seconda delle condizioni meteorologiche si possono riscontrare situazioni in cui il vapore è condensato sotto forma di nubi e nebbie. Come un grande collettore di calore che assorbe in modo selettivo una piccola parte della radiazione solare diretta (piccole lunghezze d onda) ed una frazione maggiore dell irraggiamento termico indiretto proveniente dalla Terra. Come un enorme sistema di trasporto e di ripartizione dell acqua atmosferica che è determinato dal regime dei venti (regolari e casuali) e delle correnti. Ai fini meteorologici ci si può limitare a studiare ciò che accade in uno spessore di atmosfera di una trentina di chilometri e, più praticamente, i fenomeni che avvengono in una quindicina di chilometri di distanza dalla Terra. La composizione volumetrica dell atmosfera secca è (convenzionalmente) la seguente: Azoto 78,09% ; Ossigeno 20.95% ; Argon 0.93% ; Anidride carbonica 0.03% + tracce di altri elementi. 1

2 Bilancio energetico nel sistema Terra-atmosfera L energia (radiante) emessa dal sistema Terra-atmosfera (Eu) è mediamente in equilibrio con l energia (radiante) immessa nel sistema proveniente dal sole (Ee). Sole: emissione sulle onde corte, prevalentemente visibile. Terra-atmosfera: emissione sulle onde lunghe, prevalentemente infrarosso. L alta atmosfera risulta praticamente trasparente ai raggi di lunghezza d onda corta e media del sole, cosicché l atmosfera è riscaldata sopratutto dal basso per mezzo della emissione secondaria della superficie terrestre. Nella Fig. 1.3 è rappresentato schematicamente lo scambio e bilancio energetico in equilibrio. Nella Fig. 1.4 `e rappresentata schematicamente l energia emessa e ricevuta alle diverse latitudini: - zone equatoriali: Ee > Eu: accumulo di energia (T +) - zone polari: Ee < Eu: diminuzione di energia (T -) La circolazione atmosferica e la circolazione marina ridistribuiscono questa energia. 2

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5 Leggi di emissione di un corpo nero Il legame tra l emissione specifica di energia radiante, la temperatura assoluta e la lunghezza d onda di emissione è dato dalla Legge di Planck: 2$ hc 2 "(#)= Legge di Planck: % % # 5 exp hc ( ( ' ' * +1* & & K #T ) ) dove: ε(λ) = emissione specifica di energia radiante (per unità di superficie e di tempo) sulla lunghezza d onda λ h = costante di Planck c = velocità della luce ( m s -1 ) K = costante di Boltzmann T = temperatura assoluta in gradi Kelvin (5800K sole, 288K terra) La Figura 1.1 rappresenta questo legame per il sole (T=5800 K) e per la Terra (T=288 K). Gran parte delle radiazioni solari è nel campo µm ed include il visibile ( µm). Gran parte delle radiazioni terrestri è tra 4 30 µm, nel campo dell infrarosso (1 µm 1 mm). 5

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7 Il massimo dell emissione specifica di energia radiante ε(λ) si ha per un valore di lunghezza d onda λ max che cresce rapidamente al diminuire della temperatura T. Il legame è fornito dalla Legge di Wien: " max T =2897µ mk L irraggiamento integrale I è definito come la quantità di energia emessa nell unità di tempo dall unità di superficie del corpo nero e si ottiene integrando l espressione di ε(λ) tra zero e l infinito. Il valore è dato dalla Legge di Stefan-Boltzmann: I =" T 4 dove la costante σ è uguale W m -2 K -4. Dal Sole il flusso di energia incidente al limite superiore dell atmosfera si chiama costante solare ed è uguale a circa kw m -1. Il rapporto tra l energia riflessa e l energia incidente (e diffusa) nello spazio è detta albedo ed è circa uguale al 30%. La superficie terrestre si comporta sia come sorgente primaria che emette nella banda dell infrarosso, sia come sorgente secondaria che, riflette e diffonde una parte della radiazione solare. L atmosfera è dunque soggetta sia alle radiazioni corte, provenienti dal Sole, sia alle radiazioni lunghe provenienti dalla Terra. 7

8 Distribuzione verticale della temperatura L effetto dei diversi fenomeni di trasmissione dell energia determina una ripartizione disuniforme della temperatura lungo la verticale. Sulla base delle osservazioni (radiosondaggi) possiamo distinguere gli strati inferiori dell atmosfera in due zone distinte: Troposfera: caratterizzata da temperature decrescenti con l altezza (circa 0.6 C su 100 m) si estende fino a circa 12 km dal suolo (8 km sui poli ; 16 km sull equatore). Stratosfera: caratterizzata da temperatura sensibilmente costante con la quota; si estende per altri 30 km circa al di sopra della troposfera. In questa zona la temperatura sulla verticale dei poli (-55 C) che sull equatore (-85 C). La zona di separazione tra Troposfera e Stratosfera è detta Tropopausa e la sua altezza può variare non solo con la latitudine, ma anche con la situazione barometrica locale. Costituisce, in pratica, il limite dell atmosfera interessato dai fenomeni meteorologici. Nella Troposfera l andamento della temperatura con la quota sulla verticale è estremamente variabile nel tempo e solo mediamente decresce sempre. Le anomalie (inversioni) sono frequenti sopratutto negli strati più vicino al suolo (v. Figure 1.5 ed 1.6). 8

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10 Distribuzione verticale della temperatura (2) Il valore teorico che avrebbe il gradiente termico verticale si può determinare analiticamente in relazione a diverse condizioni di umidità dell aria e nell ipotesi che le trasformazioni siano adiabatiche. Per l aria secca una massa d aria che si sposta verso il basso risulta compressa e quindi si scalda, il contrario se si sposta verso l alto. dt Il valore teorico (equazioni termodinamiche, adiabatica secca): = "10 K km"1 dz (ossia 1 C ogni 100 m) e non dipende dalla quota e dalla temperatura. L aria umida ma non satura ha un andamento del gradiente termico uguale a quello dell aria secca, se nel processo non si arriva a saturazione. Il gradiente termico dell adiabatica satura è sempre inferiore di quello dell adiabatica secca e varia con la quota. La diminuzione di temperatura causata dall innalzamento (riduzione di pressione) perchè la condensazione del vapore libera una certa quantità di calore. La Figura 1.7 riporta l andamento del profilo teorico per l adiabatica secca (una retta) e per l adiabatica satura (tende alla retta per quote elevate) 10

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12 La stabilità atmosferica Quando un volume elementare che venga virtualmente spostato in senso verticale tende a ritornare nella sua posizione originaria si dice che tale strato è stabile (ovvero che il gradiente termico nell intorno di tale strato è stabile). In caso contrario la situazione è di instabilità (gradienti superiori ad 1 C per 100 m). In particolari, eccezionali, condizioni il gradiente può arrivare a 3.43 C per 100 m (gradiente auto-convettivo per cui la variazione termica con la quota compensa esattamente la variazione di pressione): in tali condizioni la densità dell aria risulta essere la stessa a qualunque quota. Si dice che la situazione dello strato è assolutamente stabile quando il gradiente è inferiore a quello dell adiabatica di riferimento. Se il gradiente termico è compreso fra quello dell adiabatica secca e quello dell adiabatica satura, lo strato è condizionatamente stabile. Lo strato è in equilibrio indifferente se a seguito dello spostamento il volume non tende a mutare la sua posizione. 12

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14 La circolazione generale dell atmosfera L assorbimento e trasmissione dell energia proveniente dal Sole producono differenze di temperatura nelle diverse zone terrestri che provocano la circolazione atmosferica per trasferire il sovrappiù di energia (zona equatoriale) la dove si ha un deficit di energia (zone polari). Uno schema di circolazione estremamente semplificato (circolazione meridiana) considera il moto dell aria che scaldandosi si innalza dall equatore, sale nella troposfera, si indirizza verso i poli acquistando una componente da ovest verso est (effetto della rotazione terrestre nell emisfero nord), scende nell area polare per tornare verso l equatore, raffreddata, a più bassa quota. Esistono però zone di alte pressioni sub-tropicali ( 30 ) e zone di basse pressioni sub-polari ( 60 ). Ipotesi (ancora estremamente semplificata) di schema di circolazione atmosferica in tre celle (v. Figure 1.20 ed 1.21). 14

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16 Cenni sui modelli meteorologici Equazioni prognostiche (derivate nel tempo): o 2 equazioni del moto orizzontale (Navier-Stokes per fluidi comprimibili) o 1 equazione del moto verticale (modelli idrostatici e non) o 1 equazione termodinamica o 1 equazione conservazione dell acqua o 1 equazione di continuità Alcuni processi parametrizzati: o radiazione o precipitazione o strato limite planetario o scambi termici e idrici suolo-atmosfera 16

17 Alcuni centri meteorologici attualmente operativi in Europa, in Italia e in Sardegna ECMWF (European Center for Medium-Range Weather Forecast), Reading, UK o Modello di circolazione generale (GCM) a circa 0.5 ( 60 km) o Modelli per EPS (Ensemble Prediction System) DSTN (Dipartimento per i Servizi Tecnici Nazionali), Roma o Modello ad area limitata (LAM) a circa 10 km Centri meteorologici regionali: es. SAR (Servizio Agrometeorologico della Regione Sardegna) Modelli in configurazione di servizio Modelli per ricerca: studio di casi test 17

18 Input/output dei modelli meteorologici Input ed output dei modelli meteorologici sono discretizzati sia nel tempo che nello spazio. Input: analisi. Risultato di osservazioni di diversa natura (navi, radar, profiler, radiosonde etc.... dati tele-rilevati) Output: diversi campi meteorologici, fra cui anche la precipitazione 18

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