Presentazione standard di PowerPoint

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
𝑀
• Umidità assoluta ossia concentrazione di vapore acqueo [kg/m3] 𝜌𝑤𝑣 = 𝑉𝑤𝑣
• Mixing ratio : Rapporto fra Massa di vapore e di aria secca 𝑟 =
• Umidità specifica: Rapporto fra Massa di vapore e di aria 𝑞 =
𝑀𝑤𝑣
𝑞
=
𝑀𝑑 1−𝑞
𝑀𝑤𝑣
𝑀𝑤𝑣
=
𝑀𝑎
𝑀𝑑 +𝑀𝑤𝑣
𝑟
= 1+𝑟
• Umidità relativa: rapporto tra pressione di vapore acque e valore di saturazione 𝑅𝐻 =
𝑝𝑤𝑣
𝑝𝑠
Con un po’ di algebra si vede che se è presente vapore acqueo il peso molare medio dell’aria 𝑚𝑎 =
ed è legato a quello dell’aria secca md dalla relazione 𝑚𝑎 = 𝑚𝑑
di stato si può scrivere come 𝑃 = ρ𝑅𝑑 𝑇𝑉 dove 𝑇𝑉 =T
𝑚
1+𝑟𝑚 𝑑
1+𝑟
𝑚
1+𝑟𝑚 𝑑
𝑤𝑣
𝑅∗
. Quindi 𝑅𝑎 = 𝑚 = 𝑅𝑑
𝑎
𝑀𝑤𝑣 +𝑀𝑑
𝑛𝑤𝑣 +𝑛𝑑
𝑚
1+𝑟𝑚 𝑑
𝑤𝑣
1+𝑟
dipende da r
𝑒 l’equazione
𝑤𝑣
1+𝑟
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 d𝑞 = 𝑐𝑝 𝑑𝑇 + 𝑔𝑑𝑧 dove d𝑞 è il calore fornito per
unità di massa, che diventa, se si considerano i soli processi di condensazione , 𝑑𝑞 = −𝐿𝑑𝑟𝑤𝑣 dove L è il calore latente di
evaporazione (2.5∙106J/Kg). Se si immagina che il mixing ratio rws nella particella decresca con la quota restando sempre al
𝑑𝑟 𝑑𝑇
livello di saturazione rs si ha d𝑞 = −𝐿 𝑑𝑇𝑠 𝑑𝑧
𝐿 𝑑𝑟𝑠 𝑑𝑇
𝑝 𝑑𝑇 𝑑𝑧
Con alcune sostituzioni si ottiene − 𝑐
Definendo Γ𝑠 = −
𝑑𝑇
𝑑𝑧
=
𝑑𝑇
𝑑𝑧
𝑔
+𝑐
𝑝
saturated adiabatic lapse rate , si haΓ𝑠 =
Γ𝐷
𝐿 𝑑𝑟
1+𝑐 𝑑𝑇𝑠
𝑝
𝑑𝑟
Poiché 𝑑𝑇𝑠 > 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)  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.