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Radiazione solare in oceano • In oceano la radiazione solare decresce esponenzialmente con la profondità • Fig 3.12(a): La profondità di penetrazione (attenuazione al 37% del valore superficiale ) è 55m per l’ultravioletto (0.3µm) e decresce a 1cm per l’infrarosso (1µm) • Fig 3.12(b): di conseguenza la luce diventa rapidamente blu con la profondità • Gli strati profondi non vengono scaldati dalla radiazione solare, l’attività clorofilliana e limitata agli strati superficiali • La torbidità dell’acqua ha effetti enormi sulla penetrazione della luce riducendo drammaticamente i valori di cui sopra Ciclo giornaliero e annuale della temperatura in oceano Profondità 0÷1m : Mescolamento e stratificazione, skin temperature, massimo pomeridiano della temperatura superficiale (fig.3.13) profondità 0÷200m e oltre in presenza di convezione profonda: Il ciclo annuale dello strato mescolato (fig.3.14) • Mescolamento , vento e flussi di calore dall’oceano verso l’atmosfera: formazione e raffreddamento dello strato mescolato in autunno-inverno • Radiazione e flussi positivi di calore dall’atmosfera verso l’oceano: stratificazione della colonna d’acqua , erosione dello strato mescolato e formazione del termoclino stagionale in primavera-estate I tre pannelli della figura 3.14 mostrano la stessa fenomenologia cone tre visualizzazioni diverse: (a) Sequenza di profili di T in funzione di z che ne mostrano le variazioni a scala mensile (b) Valori di T in funzione di z (asse verticale) e tempo (mesi, asse orizzontale) che mostrano per un fissato mese la variazione di T con z e per un fissato z la variazione di T nel tempo (c) Evoluzione di T lungo il ciclo annuale per fissati livelli di profondità L’equazione di stato per l’aria umida Le molecole di vapore acqueo hanno un peso minore di quello medio delle molecole dell’aria. Quindi se fissati temperatura e pressione aumenta la percentuale di vapore acqueo la densità dell’aria diminuisce: l’aria umida è meno densa di quella secca a parità di temperatura e pressione L’umidità si può definire usando π • Umidità assoluta ossia concentrazione di vapore acqueo [kg/m3] ππ€π£ = ππ€π£ • Mixing ratio : Rapporto fra Massa di vapore e di aria secca π = • Umidità specifica: Rapporto fra Massa di vapore e di aria π = ππ€π£ π = ππ 1−π ππ€π£ ππ€π£ = ππ ππ +ππ€π£ π = 1+π • Umidità relativa: rapporto tra pressione di vapore acque e valore di saturazione π π» = ππ€π£ ππ Con un po’ di algebra si vede che se è presente vapore acqueo il peso molare medio dell’aria ππ = ed è legato a quello dell’aria secca md dalla relazione ππ = ππ di stato si può scrivere come π = ρπ π ππ dove ππ =T π 1+ππ π 1+π π 1+ππ π π€π£ π ∗ . Quindi π π = π = π π π ππ€π£ +ππ ππ€π£ +ππ π 1+ππ π π€π£ 1+π dipende da r π l’equazione π€π£ 1+π Tv è la temperatura virtuale, cioè quella che l’aria secca dovrebbe avere per avere la stessa densità di quella umida. Tv è sempre maggiore della T reale e aumenta con l’umidità r Lapse-rate di una particella di aria satura di vapore La diminuzione di temperatura con la quota di una particella d’aria causata dalla sua espansione adiabatica viene in parte compensata dal calore latente rilasciato in caso il vapore condensi Il primo principio della termodinamica (in un’atmosfera idrostatica) è dπ = ππ ππ + πππ§ dove dπ è il calore fornito per unità di massa, che diventa, se si considerano i soli processi di condensazione , ππ = −πΏπππ€π£ dove L è il calore latente di evaporazione (2.5β106J/Kg). Se si immagina che il mixing ratio rws nella particella decresca con la quota restando sempre al ππ ππ livello di saturazione rs si ha dπ = −πΏ πππ ππ§ πΏ πππ ππ π ππ ππ§ Con alcune sostituzioni si ottiene − π Definendo Γπ = − ππ ππ§ = ππ ππ§ π +π π saturated adiabatic lapse rate , si haΓπ = Γπ· πΏ ππ 1+π πππ π ππ Poiché πππ > 0, il saturated adiabatic lapse rate è sempre inferiore a quello secco (come ci si deve attendere a causa del rilascio di calore durante la condensazione) ο in atmosfera la T diminuisce con la quota, ma al tasso di 6.5K/Km e non di 10K/Km La figura 4.4 mostra la variazione di temperatura di una particella di aria umida che sale dalla superficie fino a circa 3km di quota. Nel primo tratto AB, il mixing ratio è al di sotto del valore di saturazione e la particella segue ΓD. Raggiunto il livello B a cui il vapore condensa la temperatura diminuisce a un tasso inferiore ΓS nel tratto BC.
