DINAMICA DEGLI INQUINANTI – A.A. 2012‐2013 STRATO LIMITE – STABILITA’ IL VENTO PROF. RENATO BACIOCCHI ATMOSFERA
ARGOMENTI TRATTATI:
•
Il vento
•
I fenomeni locali
•
Campo fluidodinamico
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ATMOSFERA
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.
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ATMOSFERA
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).
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ATMOSFERA
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
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.
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.
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ATMOSFERA
1.
Il VENTO
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 e il verso vanno sempre da un’area di alta pressione a una di bassa
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pressione tagliando perpendicolarmente le isobare.
ATMOSFERA
2.
Il VENTO
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.
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ATMOSFERA
2.
Il VENTO
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 G subisce
l'azione della forza D, che farà deviare la particella a destra.
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
S
annulla; in questo punto il
moto
sarà
uniforme,
rettilineo e parallelo alle
isobare, cioè la particella
G2 G
avrà deviato di 90º dalla
G1
direzione iniziale
P
Nell'emisfero australe
avviene il contrario.
P
D
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ATMOSFERA
2.
Il VENTO
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
D
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).
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ATMOSFERA
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:
G sarà
•
la forza geostrofica, data dall'accelerazione di Coriolis, D,
•
la forza centrifuga o forza ciclostrofica data da C=rV2/R ( V la velocità del
vento e R il raggio di curvatura).
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ATMOSFERA
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'azione della forza centrifuga fa si che a parità di gradiente, la velocità del vento
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
il v. di gradiente è detto vento geostrofico; al contrario, quando il raggio di
curvatura è piccolo il termine C diventa prevalente e il vento è chiamato
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vento ciclostrofico.
ATMOSFERA
Il VENTO
3. La forza centrifuga (2/2)
CIRCOLAZIONE CICLONICA
D=G-C
CIRCOLAZIONE CICLONICA
D=G+C
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ATMOSFERA
Il VENTO
4. L’attrito con la superficie terrestre (1/1)
Al di sotto dello SLA, bisogna considerare l'azione di una terza forza, l'attrito tra
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
VENTO
Attrito
isobare
Effetto Coriolis
ALTA
PRESSIONE
Oceani: velocità: 70% e deviazione: 10°-20° rispetto al vento geostrofico
Continenti: velocità 40% e deviazione 40°-50° rispetto al vento geostrofico
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ATMOSFERA
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
dispersione degli inquinanti e quindi richiedono 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
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ATMOSFERA
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 20.
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ATMOSFERA
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.
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ATMOSFERA
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.
Nel caso in cui il cielo fosse nuvoloso,
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.
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ATMOSFERA
FENOMENI LOCALI
Fenomeni locali: 2. Brezza monte-valle
BREZZA DI VALLE (1/1): Nel nostro emisfero i pendii montani esposti a sud
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.
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ATMOSFERA
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.
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ATMOSFERA
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.
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ATMOSFERA
FENOMENI LOCALI
Fenomeni locali: 3. Brezza di lago
BREZZA DI LAGO (2/2): Per i settori medio e alto dei medesimi bacini (es. Lago di
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
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ATMOSFERA
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.
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ATMOSFERA
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 NOx.
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.
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