Corso di:
DINAMICA DEGLI INQUINANTI
Atmosfera
Parte 2 (08)
Università di Roma “Tor Vergata”
Anno Accademico 2009-2010
ing. Simona Berardi
1
1.
ATMOSFERA
ARGOMENTI TRATTATI:
•
Estensione e struttura dell’atmosfera
•
Composizione dell’aria
•
Principali parametri fisici (temperatura, pressione, umidità,
radiazione solare)
•
Principali inquinanti e sorgenti di inquinamento
•
Scale spaziali e temporali dei processi atmosferici
•
Definizione di Strato Limite Atmosferico (SLA)
•
La stabilità atmosferica e le classi di stabilità
•
Le inversioni termiche: andamento giorno-notte
2
1. ATMOSFERA
ESTENSIONE E STRUTTURA DELL’ATMOSFERA
La stratificazione termica dell'atmosfera
fino a 110 km
110
100
90
80
Stratosfera: (10 – 40 km) l’aumento di
temperatura è dovuto alla presenza della
maggior parte di ozono, che assorbe le
radiazioni ultraviolette, la cui energia si
trasforma in energia termica.
TERMOSFERA (ETEROSFERA)
mesopausa
Altezza (Km)
70
60
MESOSFERA
50
40
stratopausa
OZONOSFERA
30
STRATOSFERA
20
tropopausa
M. Everest
10
TROPOSFERA
0
-10 -90 -80 -70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0
-100
0
Temperatura (°C)
Troposfera: (0 – 10 km) con la quota
diminuisce la temperatura, la pressione e la
densità.
10 20 30
Mesosfera: (40 – 80 km) la temperatura
diminuisce nuovamente fino a raggiungere
valori prossimi a –100°C.
Termosfera: (80 - 500 km) la temperatura
aumenta in conseguenza dell’assorbimento, da
parte degli atomi di ossigeno e azoto, di
radiazioni solari. La temperatura può superare i
1000°C.
3
1. ATMOSFERA
COMPOSIZIONE DELL’ARIA
La composizione chimica dell’aria caratterizza invece 2 zone:
•
l’omosfera o turbosfera che si estende sino a 100 km dove la
composizione (in volume ca. 78% azoto, 21% ossigeno, 0,03 %
anidride carbonica, altri gas in piccolissime percentuali quali l’ozono
che tuttavia passa da 0,05 parti per milione al suolo a 5 parti per
milione nella stratosfera) si mantiene costante grazie al
rimescolamento per turbolenza.
• l’eterosfera oltre i 100 km di quota, ove la composizione cambia
con la quota, predominando via via gli elementi più leggeri a causa
della diffusione molecolare che prevale sulla turbolenza.
4
1. ATMOSFERA
COMPOSIZIONE DELL’ARIA
Composizione dell’aria secca, pulita
Componente
% in volume
Azoto (N2)
78.08
Ossigeno (O2)
20.95
Argon (Ar)
0.93
Biossido di carbonio (CO2)
0.03
Neon (Ne), Elio (He), Metano
(CH4), Cripto (Kr), Idrogeno (H2),
Xeno (Xe), Ozono (O3),
Ammoniaca (NH3), Biossido di
zolfo (SO2)
tracce
La concentrazione dei gas è pressoché costante, ma l’atmosfera è un sistema dinamico in continua evoluzione
grazie alle interazioni con la vegetazione, gli oceani, gli organismi viventi
L’aria viene definita contaminata quando contiene composti di origine naturale e/o antropica che, per le loro
caratteristiche o per la quantità in cui sono presenti , possono essere in grado di produrre danni anche gravi
agli esseri viventi, alla vegetazione e ai manufatti esposti alla sua azione.
5
1. ATMOSFERA
COMPOSIZIONE DELL’ARIA
L’aria presente nell’atmosfera non è mai secca, ma vi si trova sciolta una frazione
variabile talvolta anche ragguardevole, di vapor d'acqua in genere notevolmente
surriscaldato (aria umida), in relazione al sito e alle circostanze meteorologiche.
L’aria per semplicità viene trattata come un gas perfetto
Quando non vi sono cambiamenti di stato, anche il vapor d’acqua può essere
trattato come una gas perfetto. Maggiori problemi si hanno quando il vapor
d’acqua è vicino alla saturazione.
Un gas perfetto è un gas ideale le cui molecole hanno volume trascurabile e non
interagiscono tra di loro se non con urti elastici.
Per un gas perfetto vale la semplice
‘equazione di stato dei gas perfetti’:
PV = nRuT
che lega le variabili di stato: pressione P, temperatura T [Kelvin], volume V
Ru e’ la “costante universale dei gas perfetti” che vale 8.31 J K-1 moli-1
n è il numero di moli (1 mole contiene lo stesso numero di molecole per ogni gas: 6,02 1023
detto numero di Avogadro); n=m/M dove m è la massa del gas e M la massa di una mole,
caratteristica di ogni gas.
6
Per l’aria secca Ma=28,965 g/mole
Per il vapore d’acqua Mv=18 g/mole
1. ATMOSFERA
ARIA: Definizione di gas perfetto ed equazione di
stato
Poiché la “costante dei gas specifica ( R )” è data dalla seguente relazione:
R=Ru/Ma =287,05 J kg-1 K-1
per aria secca e condizioni standard (T = 15°C, P = 1 atm).
Si ha:
Da cui:
P=
nRuT m Ru
= ⋅
⋅ T = ρRT
V
V Ma
P = ρRT
7
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
TEMPERATURA (1/2)
L’atmosfera, oltre a variare la sua temperatura con la quota, non ha in
tutti i suoi punti, ad un determinato istante, una temperatura nota e costante nel
tempo, perché soggetta a riscaldamento differenziato da parte del sole dall’alto e a
riscaldamento o raffreddamento dal basso operato dalla superficie terrestre.
Si definisce ESCURSIONE TERMICA la differenza tra la temperatura massima e la
temperatura minima misurate in una data località in un certo intervallo di tempo.
Così potremo parlare di andamento o escursione termica annuale, mensile,
giornaliera.
Le scale
termometriche
8
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
TEMPERATURA (2/2)
Le
diverse temperature della superficie terrestre provocano un diverso
riscaldamento dell'aria sovrastante, che fa nascere i moti convettivi dell'aria.
La convezione è la forma di propagazione del calore caratteristica dei liquidi e dei
gas. L'aria calda (scaldata dal terreno) essendo meno densa di quella più fredda
tenderà a salire per il principio di Archimede. Salendo quest'aria, lascia il posto a
quella più fredda che le sta intorno, la quale viene così richiamata verso il
terreno, ove a sua volta si scalda e sale.
9
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
PRESSIONE (1/6): La pressione atmosferica, su una data superficie,
è data alla forza esercitata per unità di area su quella superficie
dall’atmosfera sovrastante, a causa del suo peso. Perciò la pressione è
uguale al peso di una colonna d’aria verticale ( che si estende fino ai limiti
dell’atmosfera), sull’unità di superficie.
L'esistenza della pressione atmosferica fu ipotizzata e poi misurata, solo circa 300 anni
fa da Evangelista Torricelli mediante il suo famoso esperimento dal quale è nato il
primo barometro della storia: il barometro a mercurio ancora oggi largamente
utilizzato.
Dall'esperimento si ricava che la pressione esistente al livello del mare è
mediamente pari a quella esercitata da una colonna di mercurio (Hg) alta 76
centimetri, e dato che 76 centimetri cubi di mercurio pesano 1,033
chilogrammi, si è chiamata atmosfera appunto la pressione di 1,033 Kg/cm.
LE UNITA’ DI MISURA
L’unità di misura nel Sistema Internazionale della pressione è il Pascal
1 Atm = 760 mmHg = 1013 bar = 101300 Pa
10
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
PRESSIONE (2/6)
Le superfici isobariche
Se i parametri dell'atmosfera corrispondessero ai valori di quella standard, sulla
superficie del mare ci sarebbe sempre una pressione di 1.013 hpa. Salendo in
quota di 8 metri, si incontrerebbe la superficie isobarica di 1.012 hpa,
esattamente parallela alla superficie del mare, e quindi anche alla superficie
isobarica a 1.013 hpa.
Il rapporto fra la differenza di pressione esistente fra due superfici
isobariche e la distanza verticale fra di esse, si chiama GRADIENTE
BARICO VERTICALE.
In atmosfera standard, il gradiente barico verticale ha un valore di 1 hpa ogni 8
metri di quota.
Poiché sulla superficie terrestre si verificano differenze di pressione
atmosferica, causate principalmente da un riscaldamento diseguale dell’aria
nei diversi punti, tagliando il "pacco" delle superfici isobariche con un piano
orizzontale, esse lasciano delle tracce che rappresentano il luogo dei punti di
uguale pressione. Queste linee sono appunto chiamate ISOBARE, e vengono
riportate sulle carte del tempo in superficie con intervalli in genere di 4
millibar l'una dall'altra.
11
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
PRESSIONE (3/6)
Le formazioni isobariche
L'insieme di più isobare costituisce una CONFORMAZIONE BARICA.
GRADIENTE BARICO ORIZZONTALE:
Rapporto fra la differenza di pressione
esistente tra due isobare e la loro distanza
misurata in
linea retta. Esso è tanto
maggiore quanto minore è la distanza fra le
due isobare.
A
B
Quando una serie di isobare chiuse su se stesse hanno al centro l'alta pressione
(A), esse formano un anticiclone; quando invece hanno al centro la bassa pressione
(B), esse formano un ciclone.
Il gradiente barico orizzontale è un parametro importantissimo, in quanto è la
causa degli spostamenti delle masse d'aria da un punto all'altro della Terra, e
quindi è l'origine dei venti. Quanto più vicine sono le isobare tanto più veloce è il
vento.
12
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
•
PRESSIONE (4/6)
Variazione della pressione e della densità atmosferica con la quota
L’aria per semplicità viene trattata come un gas perfetto
Quando non vi sono cambiamenti di stato, anche il vapor d’acqua può essere
trattato come una gas perfetto.
Nell’ambito della troposfera vale la seguente legge, denominata Legge di Stevino:
dp = − ρ gdz
(1)
la riduzione della pressione con la quota risulta proporzionale all’accelerazione di
gravità g e alla densità ρ
Equazione di stato di un gas perfetto:
P = ρ RT
(2)
ove R è la costante specifica dell’aria secca, T è la temperatura.
13
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
•
PRESSIONE (5/6)
Variazione della pressione e della densità atmosferica con la quota
Ricavando la densità dall'equazione (2), sostituendola nella equazione (1) e
integrando, si ottiene:
P = P0 e
g
−z
RT
ρ = ρ0e
g
−z
RT
Quindi, in prima approssimazione, la pressione e la densità della componente
gassosa dell'atmosfera decresce in modo esponenziale con l'altezza.
14
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
•
PRESSIONE (6/6)
Variazione della pressione e della densità atmosferica con la quota
PRESSIONE (N/m2)
Densità assoluta
PRESSIONE (mb)
Densità relativa
15
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
Andamento
schematizzato
della temperatura
media e della
pressione
nell’atmosfera
sino a 100 km
16
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
Variazione tipica
con l’altitudine
della pressione p,
densità ρ,
temperatura T
e massa
molecolare M della
atmosfera media
nei primi 300 km
17
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
•
UMIDITA’ ATMOSFERICA (1/1)
L’umidità atmosferica rappresenta il contenuto
nell'atmosfera; può essere indicata in termini di:
di
vapor
acqueo
•
Umidità assoluta, cioè come quantità di vapore acqueo presente in
un'unità di volume, espressa in Kg/dm3.
•
Umidità specifica, cioè la quantità di vapore, espressa in grammi,
contenuta in un chilogrammo di aria, espressa in g/kg.
•
Umidità relativa, cioè come rapporto tra il contenuto di vapore acqueo
nell’aria e quello che l’aria conterrebbe alla stessa temperatura e
pressione se fosse satura.
L’umidità relativa è dunque uguale a 1 ( 100%) in condizioni di
saturazione.
U% = 100 x massa vapore esistente / massa saturante a T ambiente.
18
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
ATMOSFERA TIPO O STANDARD (ICAO)
.
Altitudine
(m)
Temperatura
(°C)
Pressione
(hPa)
Differenza per
1000 metri
hPa
Densità
(Kg massa/m3)
0
15.0
1013.2
114.5
1.225
1000
8.5
898.7
103.8
1.112
2000
2.0
794.9
93.8
1.006
3000
-4.5
701.1
84.7
0.909
4000
-11.0
616.4
76.2
0.819
5000
-17.5
540.2
68.4
0.736
6000
-24.0
471.8
61.2
0.660
7000
-30.5
410.6
54.6
0.589
8000
-37.0
356.0
48.6
0.525
9000
-43.5
307.4
43.1
0.466
10000
-50.0
264.3
38.0
0.413
11000
-56.5
229.3
33.0
0.364
12000
-56.5
193.3
0.311
19
1. ATMOSFERA
PRINCIPALI PARAMETRI FISICI
•
RADIAZIONE SOLARE
.
Ogni corpo emette radiazione elettromagnetica che si propaga nello spazio sotto
forma di onda. La lunghezza d’onda (λ) del picco di intensità della radiazione emessa
da un corpo e la temperatura (T) del corpo sono inversamente proporzionali:
cos t.
λ=
T
υ=
c
λ
ν : frequenza
c : velocità della luce nel
vuoto
Di conseguenza:
Un corpo a T elevata emette radiazione a lunghezza d’onda minore (e quindi
frequenza maggiore) rispetto ad un corpo a bassa T, che quindi emette radiazione a
lunghezza d’onda maggiore (e frequenza minore)
La radiazione solare è prevalentemente onda corta (visibile), mentre la radiazione
terrestre è onda lunga (IR = Infrarosso).
Questo fenomeno è la causa dell’effetto serra:
serra l’atmosfera è praticamente trasparente alla radiazione
solare (onda corta) ma assorbe parte della radiazione infrarossa emessa dalla terra e dall’atmosfera
stessa (onda lunga); un aumento della concentrazione dei gas che assorbono la radiazione infrarossa
emessa dalla terra, come la CO2, causa un aumento della temperatura al suolo.
20
1. ATMOSFERA
Principali inquinanti atmosferici
Gli inquinanti, quale che sia la loro origine, vengono divisi in:
•
primari (immessi nell’ambiente direttamente a seguito del processo che li ha originati, naturale e antropico).
•
secondari (sostanze che si formano a seguito di modificazioni di varia natura, per reazioni chimico-fisiche tra
gli inquinanti primari stessi o con l’atmosfera, possono essere attivati dall’energia solare e coinvolgono spesso
l’ossigeno atmosferico).
Gli inquinanti primari possono essere di tipo gassoso o particellare. Tra i gas
si segnalano in particolare (Zannetti, 1990):
· composti dello zolfo (SO2, SO3);
· composti dell’azoto (NO);
· composti del carbonio (idrocarburi, CO);
Il particolato (PTS) si classifica in ragione del diametro delle
particelle: si considerano grossolane quelle con diametro
maggiore di 2.5 µm e fini quelle con diametro minore di 2.5 µm.
Si distinguono, inoltre, come inalabili le particelle con diametro
minore di 10 µm (PM10).
21
1. ATMOSFERA
Principali inquinanti atmosferici
I principali inquinanti secondari di tipo gassoso sono:
· NO2 formato da NO primario;
· O3 formato per via fotochimica.
Entrambi questi gas intervengono nei complessi meccanismi di reazione che
costituiscono il cosiddetto ‘smog fotochimico’.
Il particolato secondario può derivare da reazioni chimiche e chimico-fisiche
che coinvolgono inquinanti gassosi sia primari che secondari. I più noti
processi sono:
· la trasformazione di SO2 in solfati, SO4=;
· la trasformazione di NO2 in nitrati, NO3-;
·la trasformazione di composti organici in particelle organiche.
22
1. ATMOSFERA
Principali inquinanti atmosferici
Le unità di misura delle concentrazioni di inquinanti atmosferici sono
generalmente espresse in:
• ppm (parti per milione) o ppb (parti per miliardo), considerando per essi il
rapporto in volumi tra la frazione inquinante e il resto di gas contenuto
nell'aria. I volumi di inquinante e aria sono determinati alla temperatura e
pressione standard di 15°C e 760 torr (pressione atm osferica al livello del
mare)
• µg/m3 (microgrammi al metro cubo), considerando il rapporto tra la massa
di inquinante (espresso in milionesimi grammo) e il volume d'aria che lo
contiene (espresso in m3). In zone fortemente inquinate, sono usati i
milligrammi (10-3 grammi) al metro cubo
23
1. ATMOSFERA
Principali sorgenti di inquinamento
Principali sorgenti di origine naturale
• Gli incendi e le eruzioni vulcaniche (biossido di zolfo, monossido di
carbonio, particelle sospese)
• Le erosioni eoliche dei terreni senza vegetazione (particolato)
• I processi degradativi di tipo biologico della sostanza organica (metano ed
ossidi d’azoto)
Principali sorgenti di origine antropica
• SORGENTI FISSE:
8Attività produttive di tipo industriale, agricolo, artigianale o di
servizio;
8Processi di combustione per la produzione di calore (impianti
termici industriali e domestici);
8Attività domestica (es. clorofluorocarburi propellenti nelle
bombolette spray )
• SORGENTI MOBILI:
8 Traffico veicolare.
24
1. ATMOSFERA
Principali sorgenti di inquinamento
La geometria di una sorgente è così schematizzabile:
• Puntiforme continua (es. pennacchio ciminiera)
• Lineare continua (es. autostrada)
• Areale continua (es. città)
• Volume confinato (es. nube o puff)
25
1. ATMOSFERA
Principali sorgenti di inquinamento
EMISSIONI DELLA “CO” NEGLI USA
(da National Air Quality, Monitoring and Emission Trends Report, 1977, EPA-450/2-78-0.52,1978)
EMISSIONI
SORGENTE ANTROPICA
% DEL TOTALE
(106 T/ANNO)
Trasporti
59.6
91.4
Impianti Termoelettrici
0.56
0.76
Processi industriali
1.8
2.76
Riscaldamento residenziale e commerciale
1.8
2.76
Trattamento rifiuti solidi
1.3
1.99
Altre
0.2
0.42
TOTALE
65.2
100
EMISSIONI DEGLI IDROCARBURI NEGLI USA
(da National Air Quality, Monitoring and Emission Trends Report, 1977, EPA-450/2-78-0.52,1978)
SORGENTE ANTROPICA
EMISSIONI
% DEL TOTALE
6
(10 T/ANNO)
Trasporti
9.7
64.2
Impianti Termoelettrici
0.1
0.66
Processi industriali
3.7
24.5
Riscaldamento residenziale e commerciale
0.5
3.31
Trattamento rifiuti solidi
1
6.62
Altre
0.1
0.66
TOTALE
15.1
100
26
1. ATMOSFERA
Principali sorgenti di inquinamento
STIMA DELLE EMISSIONI DI OSSIDI DI ZOLFO NEGLI USA (1974)
Da “Le riviste di combustibili”, Vol XXXVI, 7, 1982
SORGENTE ANTROPICA
Trasporti
Impianti Termoelettrici
Combustine in altri impianti
Processi industriali
Rifiuti solidi
Altre
TOTALE
EMISSIONI
(106 T/ANNO)
0.7
19.1
5.2
5.7
0.1
0.1
30.9
% DEL TOTALE
2.3
61.8
16.8
18.5
0.3
0.3
100
STIMA DELLE EMISSIONI DI PARTICOLATO SOLIDO NEGLI USA (1974)
Da “Le riviste di combustibili”, Vol XXXVI, 7, 1982
SORGENTE ANTROPICA
Trasporti
Impianti Termoelettrici
Combustine in altri impianti
Processi industriali
Rifiuti solidi
Altre
TOTALE
EMISSIONI
(106 T/ANNO)
1.2
3.1
3.3
9.6
0.5
0.7
18.4
% DEL TOTALE
6.5
16.8
17.9
52.2
2.8
3.8
100
27
1. ATMOSFERA
Scale spaziali e temporali dei processi atmosferici
Nell’atmosfera i composti sono introdotti, rimossi ed evolvono su scale
spaziali e temporali molto diverse.
SCALE SPAZIALI ⇒ Si possono distinguere le seguenti categorie:
• La microscala (100 m – 1 km) riguarda fenomeni che hanno una azione
limitata a poche centinaia di metri;
• La scala urbana o locale (10 km – 50 km) interessa aree metropolitane
e/o industriali con un raggio di 10-50 km;
• La mesoscala o scala regionale (10 km – 100 km) riguarda fenomeni
che interessano aree da alcune decine a alcune centinaia di chilometri;
• La scala sinottica (100 km – 5000 km) descrive le dinamiche
caratteristiche di scale che vanno dalle centinaia alle migliaia di chilometri;
• La scala globale (> 5 000 km) comprende scale oltre i 5000 km.
28
1. ATMOSFERA
Scale spaziali e temporali dei processi atmosferici
SCALE TEMPORALI ⇒ Si definisce tempo di vita di una specie l’intervallo medio
nel quale una molecola di quella specie rimane in atmosfera prima che sia rimossa
attraverso processi fisici e/o chimici.
Le molecole con vita media molto breve subiscono processi di trasporto a scala spaziale
limitata, mentre le specie più stabili sono coinvolte in fenomeni a scala globale.
Inquinanti atmosferici: sorgenti, tempi di persistenza.
INQUINANTE
SO2
NOX
•
•
NH3
•
CO2
•
SORG.
ANTROPICA
Combustione
Combustione ad
alta temperatura
Trattamento
rifiuti
Combustione
CO
•
Combustione
•
•
•
•
•
•
•
•
•
SORGENTE
NATURALE
Vulcani
Azione batterica
nel suolo
Decomposizione
biologica
Respirazione
Decomposizione
Oceani
Incendi di foreste
Vulcani
Oceani
% EMISSIONE
ANTROPICA
∼ 100
0.5
TEMPO DI
PERSISTENZA
4 giorni
5 giorni
0.3
7 giorni
1.4
2-4 giorni
79
< 3 anni
29
1. ATMOSFERA
Pressoché la
atmosferico
dell’atmosfera
(Strato Limite
o PBL.
STRATO LIMITE ATMOSFERICO
totalità dei fenomeni di inquinamento
avviene
nella
porzione
più
bassa
chiamata “Planetary Boundary Layer”
Planetario - SLP o Atmosferico - SLA),
Il PBL comprende la parte di troposfera nella quale la
struttura del campo anemologico risente dell’influenza
della superficie terrestre e può estendersi fino a oltre 1
Km di altezza.
Lo spessore del PBL è variabile nello spazio e nel tempo.
30
1. ATMOSFERA
STRATO LIMITE ATMOSFERICO
All’interno del PBL, la struttura del campo di moto del fluido atmosferico
presenta una notevole variabilità spazio-temporale.
Generalmente, il moto del fluido si schematizza attraverso:
• una componente di trasporto, che tiene conto delle caratteristiche medie del
campo di moto,
• un termine di dispersione turbolenta, che tiene conto delle oscillazioni attorno
al valore medio.
L’effetto di trasporto, che influenza soprattutto i moti orizzontali, viene
quantificato attraverso la conoscenza della struttura del campo di vento medio
(in termini di modulo e direzione della velocità).
La dispersione turbolenta influenza principalmente le caratteristiche dei moti
verticali del fluido atmosferico ed è generata:
• dal riscaldamento della superficie terreste (turbolenza di tipo
convettivo)
•dalla presenza di rilievi e rugosità (turbolenza meccanica).
31
1. ATMOSFERA
STRATO LIMITE ATMOSFERICO
All’interno del PBL, i più importanti fattori meteorologici che interessano i
fenomeni di inquinamento atmosferico sono (Zannetti, 1990):
la stabilità atmosferica, che è un indicatore della turbolenza atmosferica alla
quale sidevono i rimescolamenti dell’aria e quindi il processo di diluizione degli
inquinanti;
le inversioni termiche che determinano l’altezza del PBL;
il vento orizzontale (velocità e direzione), generato dalla componente
geostrofica e modificato dal contributo delle forze d’attrito del terreno e da
effetti meteorologici locali, come brezze marine, di monte e di valle,
circolazioni urbano-rurali, ecc.;
la quota sul livello del mare;
i movimenti atmosferici verticali dovuti a sistemi baroclini od orografici.
32
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
Consideriamo una particella elementare di aria che si muove verticalmente in
modo adiabatico. (ES. Particella immessa nell’atmosfera da camino)
Se si sposta verso l’alto, la pressione diminuisce, quindi questa si raffredda e si
espande adiabaticamente.
Analogamente accade se si sposta verso il basso.
Il gradiente di temperatura di tale particella è pari a circa 1°C ogni 100 m:
∂T
gradiente _ termico = −
≅ 0 .0098 [ °C / m ]
∂z
Tale ritmo di raffreddamento e di riscaldamento, che vale unicamente per l’aria
non satura, può essere rappresentato da una retta (adiabatica secca).
secca
33
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
Stabilità atmosferica
150
altezza (m)
Possiamo
individuare
cinque distinte
situazioni:
caso 1: Retta di inversione termica
caso 2: Retta superadiabatica
100
caso 3: Retta subadiabatica
50
caso 4: Retta di inversione termica
caso 5: ADIABATICA SECCA
0
0
1
2
temperatura (°C)
ATMOSFERA NEUTRA – stabilità indifferente (caso 5):
Gradiente della adiabatica secca = Gradiente termico effettivo dell’atmosfera.
atmosfera
(∂T/∂z)adiabatica secca = (∂T/∂z)atmosfera
La particella elementare di aria, se spinta verso l’alto o verso il basso, è sempre
in equilibrio, poiché la sua temperatura interna coincide con quella esterna.
La dispersione verticale è determinata solo dalla turbolenza meccanica.
34
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
ATMOSFERA INSTABILE (caso 2):
Gradiente della adiabatica secca > Gradiente termico effettivo dell’atmosfera.
(∂T/∂z)adiabatica secca > (∂T/∂z)atmosfera
La particella elementare di aria, se spinta verso l’alto tende a salire
(Tparticella > Tatmosfera) , mentre se spinta verso il basso tende a scendere.
z
EQUILIBRIO INSTABILE
Caso 2
Tatm
Tp
°C
Questa condizione è determinata dai moti
convettivi innescati dal riscaldamento del terreno
nel periodo diurno ( e soprattutto in estate). In tale
caso il rimescolamento dell’aria è favorito e gli
inquinanti vengono dispersi in volumi di aria molto
grandi (1-2 km in verticale). Questa situazione è
accompagnata da venti di debole intensità, per cui
gli inquinanti tendono a disperdersi lungo la
verticale, ma vicino alla sorgente. Si ha quindi una
forte diluizione verticale e una scarsa dispersione
laterale.
35
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
ATMOSFERA STABILE (caso 3):
Gradiente della adiabatica secca < Gradiente termico effettivo dell’atmosfera.
(∂T/∂z)adiabatica secca < (∂T/∂z)atmosfera
La particella elementare di aria, se spinta verso l’alto tende a scendere
(Tparticella < Tatmosfera), mentre se spinta verso il basso tende a salire.
La dispersione verticale degli inquinanti è bassa.
z
Caso 3
Caso 1
Tp Tatm(Caso 3) Tatm(Caso 1)
°C
INVERSIONE TERMICA (caso 1,4):
La temperatura non varia o aumenta con
la quota.
Si ha una forte stabilità verticale.
E’ una situazione generata dal raffreddamento
notturno della terra che cede calore all’atmosfera
per irraggiamento.
L’altezza di questo strato è generalmente limitato a
100-200 m dal p.c., ma possono verificarsi anche
casi di inversione in quota.
36
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
z
EQUILIBRIO INSTABILE
z
EQUILIBRIO STABILE
Caso 2
Caso 3
z2
z2
z1
z1
°C
T2(atm) T1(atm)
T2(atm) T1(atm)
T2(p) T1(p)
Z2 – Z1 > 0
T2(p)
T2(atm) – T1(atm) < 0
T2(p) – T1(p) < 0
T2(atm) – T1(atm) < T2(p) – T1(p)
Z2 – Z1 > 0
°C
T1(p)
T2(atm) – T1(atm) < 0
T2(p) – T1(p) < 0
T2(atm) – T1(atm) > T2(p) – T1(p)
(∂
∂T/∂
∂z)atm < (∂
∂T/∂
∂z)p
│T2(atm) – T1(atm) │ > │ T2(p) – T1(p) │
│(∂
∂T/∂
∂z)atm │ > │(∂
∂T/∂
∂z)p │
(∂
∂T/∂
∂z)atm > (∂
∂T/∂
∂z)p
│T2(atm) – T1(atm) │ < │ T2(p) – T1(p) │
37
│(∂
∂T/∂
∂z)atm │ < │(∂
∂T/∂
∂z)p │
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
Effetti della struttura termica dell’atmosfera sulla dispersione verticale di
una sorgente in quota.
z
ATMOSFERA INSTABILE: è
favorita la dispersione verticale
T
z
ATMOSFERA NEUTRA: la
dispersione è prevalentemente
orizzontale
T
z
ATMOSFERA STABILE: la
dispersione è solo orizzontale
T
38
1. ATMOSFERA
STABILITA’ ATMOSFERICA
Effetti della struttura termica dell’atmosfera sulla dispersione verticale di
una sorgente in quota.
INVERSIONE AL SUOLO: gli
inquinanti tendono a risalire.
z
Si verifica, in genere, durante la
notte e le prime ore del giorno,
poiché l’aria in prossimità del suolo
si raffredda. Con il sorgere del
sole l’inversione termica scompare.
T
INVERSIONE IN QUOTA: gli
inquinanti tendono a scendere.
z
T
T
Si verifica quando si hanno fenomeni
di subsidenza: l’aria scende a quota
più bassa e si comprime aumentando
di temperatura. In prossimità della
superficie, una certa turbolenza,
impedisce il fenomeno di subsidenza
nella parte inferiore dell’atmosfera.
39
1. ATMOSFERA
CLASSI DI STABILITA’ ATMOSFERICA
La stabilità è un indicatore della turbolenza atmosferica e quindi della capacità di un contaminante
di disperdersi nel mezzo. Questa dipende principalmente dalla velocità del vento, dalla
turbolenza meccanica e convettiva (termica).
Per stimare la stabilità atmosferica è possibile utilizzare il criterio di
classificazione di Pasquill-Gifford,
Gifford che esprime la classe di stabilità in
funzione della velocità del vento, della radiazione solare totale e della
copertura nuvolosa.
In particolare, distingue la stabilità atmosferica in sette classi di stabilità (A,B,C,D,E,F,G). La classe
A è la più instabile, mentre la classe G è la più stabile. Tali classi sono ricavate in base a
cinque classi di vento in corrispondenza della superficie, tre classi di insolazione e due classi di
nuvolosità durante le ore notturne.
Velocità del vento a 10 m
dal p.c. (m/s)
calma
<2
2–3
3–5
5–6
>6
Radiazione solare Incidente
(GIORNO)
Copertura nuvolosa
(NOTTE)
Forte
Moderata
Debole
≥ 50 %
< 50%
-A
A–B
B
C
C
-A–B
B
B–C
C–D
D
-B
C
C
D
D
-E
E
D
D
D
G
F
F
E
D
D
40
1. ATMOSFERA
CLASSI DI STABILITA’ ATMOSFERICA
L’applicazione dello schema sopra riportato nelle ore notturne richiede la
conoscenza della nuvolosità, non facilmente ottenibile nelle comuni stazioni di
monitoraggio. In alternativa, si può quindi individuare la classe di stabilità
atmosferica in funzione del gradiente verticale della temperatura.
Grado di stabilità
Categoria di
Pasquill
Gradiente
termico verticale
(°C/100m)
Instabilità forte
A
< -1.9
Instabilità moderata
B
Da –1.9 a –1.7
Instabilità debole
C
Da –1.7 a –1.5
Neutralità
D
Da –1.5 a –0.5
Stabilità debole
E
Da –0.5 a +1.5
Stabilità moderata
F
Da +1.5 a +4
Stabilità forte
G
> +4
41
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Nello studio della dinamica atmosferica degli inquinanti il fenomeno delle inversioni termiche nei bassi
strati atmosferici acquista una particolare importanza. Questo perché gli strati di inversione possono
diventare un ostacolo alla diluizione degli agenti inquinanti.
Lo spessore dello SLA non è costante, ma è variabile nel tempo e nello spazio e
presenta un caratteristico andamento giorno-notte.
Durante la notte, come nel corso della stagione fredda, lo SLP tende ad
assottigliarsi, mentre durante il giorno, come nella stagione calda, esso tende
ad ispessirsi.
Al sorgere del sole il suolo, inizialmente freddo, viene riscaldato dalla radiazione
solare causando così il formarsi dei flussi di calore che riscaldano l’aria
circostante.
Dopo il tramonto il terreno incomincia a raffreddarsi a causa dell’assenza di
irraggiamento, cedendo calore verso l’alto, raffreddando così anche i primi
metri di aria.
42
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
L’andamento tipico giorno-notte genera lo strato limite rappresentato nella figura
seguente.
2
1
Ore 12
1
3
Ore 18
(tramonto)
Ore 24
Ore 6
(alba)
Ore 12
Figura: l’evoluzione temporale del ciclo diurno a partire da mezzogiorno per 24 ore;da Stull (1988).
Si possono distinguere 3 tipi di condizioni:
1. strato convettivo (diurno) instabile (zona in grigio scuro),
2. strato residuale neutro (zona in grigio chiaro)
3. strato stabile notturno (zona in nero),
anche se l’atmosfera diurna può anche essere neutra o stabile.
43
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Lo Strato Convettivo (1/2)
Le condizioni convettive cominciano ad interessare l’atmosfera circa mezz’ora dopo il
sorgere del sole, e l’altezza del PBL continua poi ad aumentare sino a raggiungere il
suo valore massimo nel tardo pomeriggio.
Non appena i raggi solari cominciano a scaldare la superficie terrestre e,
indirettamente, l’aria a contatto con essa (inizialmente fredda), si formano dei flussi di
calore che riscaldano l’aria circostante, si sviluppa così uno strato convettivo
turbolento, dovuto al moto ascensionale di pennacchi d’aria calda soggetti a una forza
di galleggiamento positiva, compensato dal moto discendente di colonne d’aria più
fredda. L’evoluzione dello strato rimescolato è dunque decisamente legata al
riscaldamento del terreno da parte del sole.
Lungo il corso della giornata, avviene
l’accrescimento dello strato convettivo
tramite la ‘cattura’ (entrainment) di
aria dallo strato sovrastante meno
turbolento (che può essere lo strato
limite stabile o lo strato residuale), fino
ad un massimo quando nel pomeriggio
la temperatura superficiale del suolo
perviene al suo valore più alto.
44
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Lo Strato Convettivo (2/2)
In tali condizioni di rimescolamento dell’aria, gli inquinanti eventualmente presenti in
atmosfera vengono dispersi in volumi d’aria molto grandi ed il pennacchio di inquinante
mostra un caratteristico comportamento a “volute” chiamato looping , restando gli
inquinanti intrappolati nello strato convettivo a causa dell’incapacità delle correnti
termiche di penetrare la sovrastante atmosfera libera. Questo si verifica perché al
limite superiore dello strato convettivo si ha un’inversione di temperatura, la quale
sopprime quasi del tutto la turbolenza delimitando il passaggio all’atmosfera libera.
45
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Lo Strato Residuale neutro (1/2)
Circa mezz’ora prima del tramonto le correnti convettive diminuiscono d’intensità e
quindi la turbolenza comincia a decadere: lo strato convettivo si trasforma nello strato
residuo.
Si genera così uno strato dove, a parte la variazione della struttura della turbolenza e
la modificazione del gradiente verticale della temperatura, che passa dalla precedente
condizione di stratificazione instabile a quella neutra, l’andamento delle rimanenti
variabili atmosferiche non subisce variazioni di rilievo rispetto a quello che
presentavano nello strato convettivo precedente la formazione dello strato residuale.
Essendo lo strato residuale caratterizzato da stratificazione neutra, con un gradiente
termico adiabatico l’unico meccanismo che genera la turbolenza è quello meccanico,
con caratteristiche praticamente uguali in tutte le direzioni (isotropia).
46
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Lo Strato Residuale neutro (2/2)
Come risultato, la dispersione di inquinanti immessi è la stessa sia verticalmente che
lateralmente, tendendo a diffondersi simmetricamente attorno al proprio asse
(determinato dal trasporto, cioè dal vento medio) originando così un pennacchio dalla
tipica forma conica (coning). Il profilo verticale della velocità del vento parte dal suolo
con intensità nulla, ed aumenta notevolmente con l’altezza. Tutto questo determina, in
seno alla massa d’aria, moti organizzati e regolari (piccoli vortici) e, come conseguenza
di questo tipo di moto, il pennacchio uscente dal camino si mantiene piuttosto
compatto e raggiunge il suolo ad una distanza maggiore del caso convettivo; inoltre lo
“sbandieramento” (cioè repentino cambiamento di direzione) dell’effluente e'
notevolmente ridotto.
Figura: durante la notte, la stabilità statica decresce con la quota; rappresentazione schematica del
comportamento dei pennacchi (Stull, 1988).
47
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Lo Strato Stabile (1/1)
Con il tramonto del sole e l’avanzare della notte, la porzione inferiore dell’atmosfera
viene trasformata in uno strato stabile a causa del raffreddamento della superficie
terrestre, che cede calore all’atmosfera per irraggiamento.
Si forma così lo Strato Stabile caratterizzato da una inversione di temperatura con base
al suolo. Infatti lo strato limite stabile è a diretto contatto con il terreno.
La sua formazione inizia già poco prima
del tramonto e, con il progredire della
notte, la sua profondità aumenta dal
suolo verso l’alto, a spese dello strato
residuale sovrastante, man mano che il
processo di raffreddamento dello strato
d’aria a più diretto contatto con il terreno
progredisce.
In queste condizioni si genera perciò uno
strato d’inversione al suolo ed i moti
verticali dell’aria tendono ad essere
soppressi, poiché ogni eventuale moto
iniziale di particelle d’aria viene
attenuato, sia verso l’alto sia verso il
basso.
48
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Nella situazione di atmosfera stabile dunque (come già nel caso di stratificazione
neutra) si è visto che gli effluenti, soprattutto se emessi alla sommità dello strato
stabile oppure direttamente nello strato residuale, a causa della scarsa intensità della
turbolenza, si diffondono difficilmente verso il suolo: così essi possono essere
trasportati, durante la notte, anche a centinaia di chilometri dalla sorgente.
Nello strato residuale i pennacchi di fumo si possono diffondere verso il basso finché
non incontrano la sommità dello strato stabile a far loro da sbarramento: questa
configurazione è detta lofting, perché l’effluente scorre lungo la parte superiore dello
strato di inversione senza abbattersi al suolo, appunto perché incontra uno strato d’aria
a forte stabilità che fa da scudo al suolo sottostante.
Figura: Rappresentazione schematica del lofting; da Stull, 1988.
49
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
Dopo l’alba, inizia a svilupparsi lo strato convettivo che erode via via lo strato
stabile; quando la sua sommità raggiunge la quota alla quale la discesa degli effluenti,
durante la notte, era stata bloccata dall’inversione, ha luogo l’entrainment degli
inquinanti nello strato convettivo e la loro rapida diffusione verso il terreno. Questo
processo è detto fumigazione (fumigation). La fumigazione può essere un processo
critico dal punto di vista ambientale perché, in condizioni particolarmente sfavorevoli,
può produrre concentrazioni al suolo molto rilevanti.
Figura: Rappresentazione schematica della fumigation; da Stull, 1988 .
50
1. ATMOSFERA
Inversioni termiche: Andamento giorno-notte
È evidente che il ciclo diurno raramente si presenta in modo così schematico, e
semplificato, poiché la nuvolosità e il vento ne influenzano l'evoluzione.
La presenza delle nuvole riduce infatti, sia il riscaldamento diurno, sia il raffreddamento
notturno. Ad esempio, subito dopo il tramonto e nel successivo corso della notte, la
presenza di nuvole, riflettendo parzialmente la radiazione infrarossa emessa dalla
Terra, rappresentano una barriera che ne impedisce il loro percorso verso l'alto.
Il vento, contribuisce al rimescolamento dell'atmosfera influenzando il gradiente di
temperatura in modo tale da determinare uno stato di equilibrio indifferente (profilo
adiabatico).
51
FINE
52
