Fisica dell`Atmosfera Lezione 2

Fisica dell’Atmosfera
Lezione 2
Gaetano Festa
Importanza del vapore acqueo
La percentuale di vapore acqueo nell’atmosfera è molto piccola (< 3
%)
Responsabile delle precipitazioni piovose e nevose
Ha importanti effetti sulla radiazione
E’ associato nella stratosfera a importanti reazioni chimiche che
riducono la concentrazione di ozono
Transizione di fase dell’acqua
Lungo la curva di transizione di fase il vapore è saturo, ovvero
coesiste in equilibrio con il liquido. Dunque le velocità di
condensazione e evaporazione sono le stesse.
dp δ S
L
=
=
dT δ V T δ V
Clausius Clapeyron
Vapore – pressione parziale
Poiché il volume del vapore è molto maggiore di quello del liquido
RT
δ V = Vv =
p
dp
Lp
=
dT RT 2
Nel caso di vapore in aria le stesse relazioni si applicano
considerando la pressione parziale del vapore e
des
Les
=
2
dT RT
es = e0 e
−
L
RT
Miscele
Se ν è il rapporto di miscela in volume del vapore e µ quello in massa
e
ν= ;
p
mv
ε=
= 0.622
m
e
µ =ε
p
e
RH =
es (T )
Consideriamo una particella d’aria umida con frazione di massa µ.
Fintanto che non c’è evaporazione o condensazione tale frazione resta
costante fintanto che
e < es (T )
Particella in aria umida
Consideriamo una particella d’aria alla che sale adiabaticamente dalla
superficie, dove si trova a pressione p0 e temperatura T0. La
temperatura potenziale resta θ= T0 mentre la temperatura diminuisce
con la pressione. La pressione parziale del vapore varia come
1/ k
µ p0  T 
e=
 
ε  T0 
La frazione di vapore alla
saturazione è
es (T )ε
µs (T , p) =
( g / kg )
p
Dew Point
Il punto di condensazione di un campione d’aria è la temperatura alla
quale l’aria deve essere raffreddata a pressione costante, mantenendo
il suo contenuto il vapore
µs (Td , p) = µ
Ovvero è la temperatura alla quale
es (Td ) = e
Gradiente adiabatico
Aria non saturata
z
v
Effettivo
DALR
T
g
 dT 
=− *


cp
 dz δ S = 0
*
p
c ≈ cp
Aria satura
es dipende solo dalla Temperatura
RT
δ Q = T δ S = c pδ T −
δ p = c pδ T + gδ z
p
Alla saturazione, tale calore viene eguagliato dalla condensazione di
una massa di acqua
δ Q = − Lδµ s
c pδ T + gδ z + Lδµ s = 0
δµ s δ es δ p
=
−
µs
es
p
Aria satura
Aria satura
δ es
1 des
L
=
δT =
δT
2
es
es dT
RT
 L
δp
δT −
c pδ T + gδ z + Lµ s 
=0
2
p 
 RT

L2 µ s
 cp +
2
RT


 Lµ s
 δ T + g 1 +
RT



δ z = 0

Aria satura
Lµ s
1+
dT
g
RT
Γs =
=−
2
L µs
dz
cp
1+
2
c p RT
SALR
Quota
Condizionatamente
stabile
Γs ∼ 6 − 9K / km < Γa
Instabile
Stabile
Temperatura
Aria stabile negli strati inferiori
Quando un volume d’aria è
forzato a salire, per effetto di una
catena montuosa, entra in una
zona di instabilità, per cui sale
per convezione fino a che non
incontra di nuovo la curva di
temperatura attuale.
Adiabatiche sature
dT dT dz Γ s RT Γ s
=
=
=
dp dz dp ρ g
pg
Se il processo è reversibile
Lδµs
δ S = cP − R =
=−
T
p
T
T
L
µ

s 
Lδµs
L
µ


s
δ  cP log T − R log p −
=0
Se

=δ 

T 

T
 T 
δT
δ p δQ
−k
 p
θe (T , p) = T   e
 p0 
Lµs
cpT
= cos t
Tefigramma
Formazione delle nubi
• La formazione di nubi dipende dall’instabilità atmosferica, ma
anche da fenomeni microscopici
• La condensazione è molto difficile in aria pura, occorre più
facilmente su superfici esterne come il terreno o le piante
• In aria libera la condensazione ha inizio intorno a nuclei igroscopici
(aerosol – polvere, sale, fumo) che hanno la capacità di umidificarsi.
• Il sale viene emesso dalla rottura di bolle d’aria nell’infrangersi
delle onde.
• ca 106 particelle/litro sopra gli oceani 5 106 sui continenti
• Le particelle igroscopiche sono solubili : la pressione di saturazione
diminuisce rispetto al vapore puro. La condensazione inizia prima
che l’aria è satura (sale al 78% di umidità). Crescita da <0.1 a 10 µm
Tipi di nubi
Nomenclatura dipende
(1) forma, struttura,
estensione
(2) quota
Cirriformi : sono composti da cristalli di ghiaccio
Stratiformi : si estendono in strati orizzontali
Cumuliformi : hanno una forma a mucchio
Alto- : si formano a livello intermedio (4-7 km)
Nembo- : spesse nuvole basse, grigio scure e portatrici di pioggia
Tipi di nubi
Nomenclatura dipende
(1) forma, struttura,
estensione
(2) quota
Cumuli : Sono originati dalla convezione termica, e la creazione di strati
verticali è legata al calore latente emesso per condensazione
Statiformi e nebbia : Sono originati da turbolenza meccanica, quando l’aria è
raffreddata in prossimità della superficie per conduzione o irraggiamento
notturno.
Copertura globale
Misure da satellite e da terra.
Valore medio 60 %
Misure stabili con discrepanze
ai poli e nelle regioni tropicali.
Minimi valori a 30 °. Massimo
legato alle tempeste
nell’oceano meridionale tra
50° e 70°.
Formazione delle piogge
Perché le gocce d’acqua crescono rapidamente ?
A temperature inferiori allo zero la
pressione di vapor saturo è minore per il
ghiaccio che per l’acqua.
Quando i cristalli di ghiaccio sono
raffreddati, le gocce d’acqua si formano
sulla superficie dei ghiacci (teoria di
Bergeron- Findeisen)
Nuclei ghiacciati sono necessari alla formazione delle gocce (sono pochi
10/litro) . Derivano dal decadimento di piante o sono particelle volatili
molto fini.
Formazione delle piogge
• I cristalli crescono rapidamente grazie alle correnti di aria
(dell’ordine di 10 minuti per raggiungere taglie di 0.12 mm)
• Si aggregano per collisione, formando fiocchi di neve (temperature
favorevoli per l’aggregazione sono -5° -> 0°)
• I fiocchi cadono per gravità, quando il peso eccede le forze
generate dalle correnti di aria
• Durante la caduta le gocce d’acqua hanno velocità proporzionale al
diametro. E’ probabile una coalescenza delle piccole gocce in grandi
durante la caduta.
• Quando la temperatura è sotto zero in prossimità della superficie, i
fiocchi non hanno tempo di fondere.
Fiocchi di ghiaccio
Formazione di tempeste
Le tempeste sono associate (1) alla risalita di aria eccessivamente
riscaldata in aria instabile (2) all’effetto prodotto dalle catene
montuose sui moti d’aria (3) alla risalita ai bordi di celle convettive
Correnti di aria calda
Le tempeste durano poche ore. Il calore latente emesso per
condensazione non è in grado di essere equilibrato termicamente, la
nuvola sale a 3-5 m/s alla base, 8-10 m/s al top
Formazione di cumulonembi
Formazione di tempeste
Le gocce sono sostenute dalla corrente e non cadono: tipiche
dimensione dei cumulonembi 1-2 km (oceani), 4-5 (continenti)
La tempesta arriva dopo circa 15 minuti sugli oceani e 30-40 minuti a
terra.
Elettrificazione delle nuvole
Le particelle d’acqua e ghiaccio che salgono trasportate dalle correnti
trasferiscono elettroni verso l’alto, dove urtano con particelle di ghiaccio di
dimensioni maggiori, caricando positivamente la regione superiore della
nuvola.
Se il campo E eccede 106 V/m, l’aria si ionizza rilasciando cariche.
Fulmini
• Nuvola – nuvola (80%) nuvola – terra (20%)
• Un canale d’aria si ionizza, gli elettroni migrano verso il basso
attratti dalla carica positiva in basso. La lunghezza di questi canali
è dell’ordine di 50 m, producendo un flusso segmentato.
• Quando gli elettroni raggiungono il suolo, un flusso di carica
positiva ionizza un canale. La corrente nel canale viaggia a 1/3 c
• Localmente al canale, l’aria riscaldata rende visibile tale
fenomeno.
• La rapida espansione termica produce onde sonore che sono
espressione del tuono.
Fulmini
Bilancio energetico
All’ingresso dell’atmosfera dipende
• Output solare
• Distanza Terra-Sole
• Lunghezza del giorno
• Altezza del sole
• Il sole irradia energia sottoforma di onde elettromagnetiche e
particelle (gas ionizzati, plasma) dette vento solare
Output Solare
• Variazioni della
costante solare dovuta
ai sunspot : ∼1 W m-2
• Avvengono ogni 11
anni in media, periodi
prolungati (Maunder
Minimum 1645-1715) :
Output solare < 0.25 %
Distanza terra-sole
• Radiazione al perielio (5 Gen) > (7%) che all’afelio (4 Lug)
• Inverni emisfero N dovrebbero essere più caldi di quelli dell’emisfero S
Estati emisfero S più calde di quelle emisfero N (situazione reale
invertita dovuta alla circolazione globale)
• Situazione si inverte ogni 104 yr (precessione del perielio)
Altezza del sole e lunghezza del giorno
• Angolo tra la tangente alla Terra e i raggi
del sole
• Dipende dalla stagione, latitudine, ora
del giorno
• Maggiore è l’altezza, minore è lo spessore
di atmosfera attraversata e dunque
l’assorbimento
• Nel solstizio d’estate, il sole è a 23.5° al
polo N, e a 90° al tropico del Cancro
(lat=23.5°N)
• La lunghezza del giorno dipende dalla
latitudine e dalla stagione. All’equatore è
sempre 12 h, ai poli varia tra 0 e 24 h
Come l’energia arriva in superficie
• Per radiazione : La radiazione a piccola lunghezza d’onda viene
trasmessa senza essere assorbita.
• Rayleigh scattering, isotropico, proporzionale a (1/λ)4
• Mie scattering, prodotto dagli aerosol, diffonde solo le lunghezze
d’onda comparabili con la taglia delle particelle
• Multiple scattering, ghiacci, nuvole basse.
• Per convezione : Meccanismo principale, forzato o spontaneo
Trasferimento di energia attraverso risalita (cpT) di materiale più caldo
oppure attraverso il calore latente (L) di condensazione.
Effetti locali
• Presenza delle nuvole
(albedo)
• Esposizione (importanti in
zone montuose)
Terra e mare
•Assorbimento relativo
• L’albedo è basso per l’acqua (3% a 60°; 50% a 15°)
Assorbimento dell’energia nel mare
Continentalità
• I continenti si riscaldano e raffreddano più rapidamente degli oceani
(doppio del tempo).
• La skin depth è molto maggiore per gli oceani che i continenti
(gli oceani immagazinano il calore solare)
• L’emisfero Nord ha meno oceani, dunque ha inverni più freddi e estati
più calde
Effetto serra
• La radiazione emessa dalla Terra non è quella di un corpo nero
I = εσ T 4 ; ε = 0.9 − 0.95
• I gas serra assorbono la radiazione infrarossa, l’effetto radiativo legato
alla sola CO2 è di 1.5 W/m2, quello totale associato ai gas serra 2.5W/m2
• L’ozono gioca un ruolo chiave: assorbe la radiazione UV e IR.
• Per H>30km, UV > IR e la superficie della terra si raffredda
• Anche le nuvole agiscono come corpi neri. Un cielo coperto produce
una riduzione netta di 20 W/m2
Bilancio energetico
Radiazione a piccola lunghezza d’onda
Radiazione a grande lunghezza d’onda
Variazioni diurne di temperatura
•Le variazioni di temperatura sono direttamente legate al bilancio
energetico
• Alle medie latitudini, nei cieli chiari, il massimo della temperatura è in
ritardo di un’ora rispetto al massimo della radiazione assorbita.
Flusso meridionale
-25 °C
+14°C
C’è un effetto dell’uomo ?
Effetto del riscaldamento
La temperatura sta cambiando ?
La temperatura sta cambiando ?
I modelli funzionano ?
• Temperature nel passato
• Scenari per emissioni
Cosa ci aspettiamo…
Di qui ad un secolo….