la micrometeorologia e la dispersione degli inquinanti ... - ARPA Lazio

LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA
logaritmica, esisterà una quota z om dove tale profilo si annulla (cioè assume il valore
proprio dell’interfaccia suolo-aria). Operativamente, quindi, si è sostituito al
complesso profilo verticale in quello strato un semplice profilo logaritmico fino
a z om ed un profilo nullo da z om al livello del suolo (z = 0);
- estrapolando i profili logaritmici di temperatura potenziale e di umidità verso il
suolo, è individuabile una quota z oh (per il profilo di temperatura) e z oq (per il profilo
di umidità) dove i valori previsti delle relazione logaritmiche eguagliano i
valori riscontrati a z = 0.
In questa opera di semplificazione operativa dei profili sono stati individuati i tre
parametri z om ,(parametro di rugosità per la quantità di moto), z oh (parametro di rugosità per
il calore) e z oq (parametro di rugosità per l’umidità), tra loro differenti ed in generale
dipendenti dal tipo di suolo, dalla sua struttura geometrica e dal regime fluidodinamico
del moto dell’aria nelle sue immediate vicinanze. Evidentemente in questa
discussione non si considerano situazioni particolarmente complesse, come città,
foreste, mare e suoli particolarmente disomogenei dal punto di vista della rugosità,
cui si accennerà nel seguito. Le situazioni che qui si considerano sono solo quelle rappresentative
di una distesa piatta e coperta da vegetazione di moderata estensione verticale.Se
si prende in considerazione una superficie solida, la fluidodinamica ci assicura che
al passaggio dell’aria sopra di essa si sviluppa uno strato di piccole dimensioni δ 1
(interfacial sublayer) il cui regime di moto non è completamente turbolento, in cui
il flusso di calore e di massa è dominato dalla diffusività molecolare, in cui il flusso
di quantità di moto è determinato sia dalla diffusività molecolare che dai gradienti
di pressione locali ~ e la cui estensione verticale è determinabile, in prima approssimazione,
da δ 1 =30v/u*,dove ν è la viscosità cinematica dell’aria. Come è facile
verificare, δ 1 è sempre dell’ordine del millimetro. In questo strato si ha il trasferimento
di quantità di moto, di calore e di massa (vapor d’acqua) dal suolo all’aria
sovrastante; mentre il trasferimento di calore e di massa avviene per diffusione
molecolare, il trasferimento di quantità di moto dipende anche dai gradienti locali
di pressione che si generano al suolo a causa della geometria di quest’ultimo e
ciò spiega la differenza che si riscontra tra i tre parametri di rugosità individuati.
A questo punto è necessario evidenziare un altro problema. Se si considera, per
esempio, una superficie con vegetazione, il problema che ci si pone è quale sia la
quota reale di misura rispetto al suolo o, che è lo stesso, quale sia la quota zero.
Convenzionalmente si dice che la quota z=0 è il livello su cui giacciono gli elementi di
rugosità. In tal modo si evidenzia un ulteriore strato, posto tra il suolo vero e proprio
e una quota d (displacement height) prossima all’altezza media degli elementi di
rugosità (altezza media della vegetazione), noto col nome di canopy layer. Una volta
definiti z 0m (che indicheremo semplicemente con z 0 ) e d, entro il SL la Relazione
della Similarità di Monin-Obukhov per il profilo verticale del vento verrà riscritta
in modo tale che a z si sostituirà la quota ridotta z-d. In pratica il profilo verticale
del vento si annullerà alla quota z = d+z 0 e sarà data dalla relazione:
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