POLITECNICO DI TORINO DITIC - Dipartimento di Idraulica, Trasporti ed Infrastrutture Civili Corso di Idrologia Prof. Pierluigi Claps ELEMENTI DI FISICA DELL’ATMOSFERA Premessa • L’acqua entra nel ciclo idrologico mediante varie forme di precipitazione. Perseguire obiettivi di carattere idrologico implica comprendere la genesi e la distribuzione della precipitazione. • In origine questi fenomeni derivano dalla disponibilità e dal trasporto del vapor d’acqua in atmosfera. • Disponibilità e trasporto del vapore controllano anche i fenomeni di evaporazione, cruciali in vari campi di applicazione dell’idrologia 2 1 Obiettivi formativi • Comprendere le proprietà del vapor d’acqua e delle misture aria vapore in atmosfera • Saper valutare le modalità di formazione della precipitazione • Comprendere i concetti di stabilità atmosferica e di evoluzione dello stato di una massa d’aria umida in sollevamento libero o forzato 3 Composizione chimica dell’atmosfera Azoto Ossigeno Argon Anidride Carbonica 78% 21% 1% 0.035% Vapor d acqua: da 0% (aree desertiche) a 4% (aree tropicali) 4 2 STRUTTURA DELL'ATMOSFERA Strato di confine (boundary layer): il suo spessore è dell'ordine delle centinaia di metri (100-1000). E' fortemente influenzato dal terreno sottostante. 5 STRUTTURA TERMICA DELL'ATMOSFERA - Troposfera: la diminuzione di temperatura con l'altezza è mediamente di 6.5°C per km. Il suo spessore varia con la latitudine (8-16 km). Contiene il 75% della massa totale di gas. Sede di tutti i più importanti fenomeni meteorologici - Tropopausa: temperatura costante - OMOSFERA, (caratteristiche chimiche omogenee), composta da: - Stratosfera: temperatura crescente, dovuta alla grande concentrazione di 0, 02, 03, gas che assorbono le radiazioni ultraviolette. - Mesosfera: temperatura decrescente. - Termosfera: temperatura (cinetica) crescente fino ad altissime temperature: 100°C a 100 km, 1000°C a 300 km di altitudine. Il limite superiore dell'atmosfera è fissato a 103 km di altezza 6 3 7 INVERSIONE TERMICA 8 4 PRESSIONE ATMOSFERICA E il peso dell atmosfera sulla superficie unitaria orizzontale e diminuisce con l aumentare della quota con profilo esponenziale (ipotesi isoterma). La pressione decresce con la quota tanto più rapidamente quanto più bassa è la temperatura dell aria. Nelle zone del nostro pianeta in cui esiste una pressione di valore superiore a quello normale siamo area di ALTA PRESSIONE mentre dove la pressione ha un valore minore, siamo in aree di BASSA PRESSIONE. 9 Gradiente di PRESSIONE ATMOSFERICA • Legge di Stevino, dP/dz=-!g; • Legge di stato per i gas ideali, ! = P/RT'; • dipendenza della pressione dalla quota, dP/P= -(g/RT )dz; • integrando, P = Po exp( " • Ipotesi isoterma, 1 z dz g ) R !zo T ' & g (z ' zo )# P = Po exp $' RT ' !" % • Ipotesi atmosfera stratificata, dz z T ' = To " !z ' T ( !z $ "" P( z ) = Po %% o & To # g / R! 10 5 : How much water can the air hold? Saturation vapor pressure es(t). The maximum vapor pressure that is thermodynamically stable. ! 17.27T $ es (T ) = 610.8exp # & " 237.3+ T % Pa, for T in oC See Goff-Gratch (1946) for more precise equation or Lowe (1977) for polynomials for efficient evaluation es(Ta) ea Td Ta Relative humidity. Vapor pressure relative to saturation vapor pressure. (usually expressed as %) Rh = e es (T) Dew point. Td. The temperature to which a parcel of air has to be cooled at constant (vapor) pressure to reach saturation. (Dingman equation D-11) 11 Quanta acqua può essere trattenuta in atmosfera? 12 6 UMIDITA ATMOSFERICA Umidità • Assoluta (g/kg) Limitata dalla curva di saturazione • Relativa (%) rapportata al valore di saturazione • Specifica q= Densità vapore/densità aria (anche Mixing Ratio) 13 Pressione di vapore a saturazione , es La pressione di vapore a saturazione si verifica quando l’aria contiene la massima quantità possibile di vapore alla data temperatura Curva di saturazione & 17.27T # es = 611 exp$ ! % 237.3 + T " Equazione di Clausius-Clapeyron La pressione di vapore è misurata in Pascal (Pa), dove 1 Pa = 1 N/m2 1 kPa = 1000 Pa 14 7 Umidità Relativa , Rh es ea ea Rh = es E’ misurata anche dal rapporto tra la pressione di vapore effettiva (actual) e quella di saturazione 15 Temperatura del punto di rugiada (dewpoint), Td e Td T E’ la temperatura alla quale l’aria risulterebbe satura mantenendo la stessa umidità assoluta (Rh va invece al 100%) 16 8 Spostamenti verso la saturazione per: P Incremento di pressione C PC L es B V A S PT Td Riduzione di temperatura T ea es RH = 100 • ea / es • Pressione reale del vapor acqueo • Pressione di vapore a saturazione • Umidità relativa Calore Latente 17 UMIDITA ATMOSFERICA Fusione = - solidificazione = 79.7 Cal/g Evaporazione = - Condensazione = 597.3 - 0.57 T Cal/g Sublimazione = 677 - 0.07 T Cal/g T in °C 18 9 Perchè piove? • Quando, per varie cause, l aria si innalza, si raffredda per effetto dell espansione adiabatica. Il raffreddamento diminuisce la pressione di vapore di saturazione, rendendo possibile la condensazione del vapore acqueo. • Si formano così, ad una opportuna quota dal suolo, detta (Lifting) Condensation Level’ le nuvole: particelle di acqua liquida o solida, sospese in aria. • N.B. La Condensazione NON implica Precipitazione! Storm building near Arvada, Colorado! . U.S. © Brian Boyle.! 19 Sollevamento masse d’aria e gradienti termici Sollevamento: • Orografico • Convettivo • Frontale 20 10 Sollevamento Convettivo Cumulonimbus capillatus incus! Over Austin, Texas, US! © Ginnie Powell! - 21 gradiente termico adiabatico: Aria secca: dT g T =! dz Cp T ' Aria satura (pseudo-adiabatico): dT g T ! dq =! + dz C p T ' C p dz 22 11 Stabilità Atmosferica Stable ! < !d Unstable ! > !d 23 From Brutsaert, 2005 24 12 Da Peron, Cappelletti, 2010 25 Sollevamento Orografico 26 13 Instabilità Condizionale From Brutsaert, 2005 27 Precipitable water - PPW È la quantità di vapore contenuta in una colonna di atmosfera di sezione unitaria tra la superficie terrestre (z0) ed una quota z > z0 (p.es., i 3000 m). Si ottiene integrando la densità di vapore "v tra i due limiti di quota PPW = % z z0 $ v ! dz e(z ) RT( z) T(z ) = T0 # " ! z con $ v = 0.622 e 28 14 Quando il livello di condensazione (zLCL) è compreso tra i due limiti di integrazione l integrale si spezza in due parti (zona insatura e zona satura): PPW = ! zLCL z0 # v " dz + ! z zLCL # v,sat " dz e(z ) nell' ipotesi di mixing ratio cos tan te R # T( z) con T(z ) = T0 " ! DA # (zLCL " z 0 ) dove: $ v = 0.622 ! DA = gradiente termico adiabatico sec co e sat (z ) R # T( z) con T(z ) = T0 " ! WA # (z " zLCL ) $ v,sat = 0.622 ! WA = gradiente termico adiabatico umido 29 IL FOHN 30 15 Cause di sollevamento di masse di aria umida 31 Il meccanismo frontale 32 16 Stratocumulus stratiformis! Over Berwick-upon-Tweed, Northumberland, UK.! © Antonio Feci! Evento di tipo stratiforme 33 Perchè piove? • Se le gocce d acqua riescono ad accrescersi al punto da raggiungere un peso sufficiente, precipitano a terra. Piove, nevica o grandina. Precipitation, Thriplow in Cambridgeshire. U.K! © John Deed.! 34 17 Formazione delle precipitazioni: Idrometeore Iniziale Nucleazione Necessità di nuclei (aerosol) per attivare la condensazione - - + - Composizione:ghiaccio, polveri, cristalli di sale, materiale organico Dimensione e concentrazione : gnrl. 0.01-0.2µm; 103-105 per cm3 Successiva formazione di gocce: Condensazione intorno a goccioline fredde (acqua soprafusa o ghiaccio) o con un certo contenuto di sali (NaCl) (bassa tensione di vapore) Coalescenza: inglobamentodi gocce in altre gocce (es. per urti) aggregazione 35 Precipitation formation • Lifting cools air masses so moisture condenses • Condensation nuclei – Aerosols – water molecules attach • Rising & growing – 0.5 cm/s sufficient to carry 10 µm droplet – Critical size (~0.1 mm) – Gravity overcomes and drop falls 36 18 LE PRECIPITAZIONI Tipo Diametro Gocce Velocità finale Tempo di caduta (mm) (mm/s) (da 300m) 0.002 – 0.02 0.13-13.3 >24 ore Pioggerella 0.02-0.2 13.3-720 6 h – 7 min Pioggia 0.2 – 5.0 720 – 9090 7 min - 30 sec Nuvole 37 19