la micrometeorologia e la dispersione degli inquinanti ... - ARPA Lazio
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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: 115
LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA Tab. 2.10: parametro di rugosità e displacement height per alcune superfici naturali. Sia z 0 che d sono parametri che possono essere determinati, tuttavia in letteratura (per esempio Wieringa ,1993) sono stati pubblicati molti risultati di campagne sperimentali che consentono di attribuire con un buon grado di realismo i valori dei due parametri in molti casi di interesse pratico. In Tab.2.10 sono presentati alcuni valori caratteristici per z 0 .Per quanto riguarda, invece, d una regola pratica è la seguente d = 2/3 h r dove h r è l’altezza tipica degli elementi di rugosità (per esempio l’altezza media della vegetazione). Quando sulla superficie è riconoscibile una canopy ben definita e di altezza tipica d, la sostituzione di z con z-d nella Relazione di Similarità per il profilo verticale della velocità del vento viene estesa anche a tutti gli altri profili. Per quanto riguarda z 0h e z 0q , si è di fronte ad una quantità impressionante di correlazioni semiempiriche proposte in letteratura. Per una rassegna di tali correlazioni si rimanda a Verhoef e al. (1997).A titolo di esempio si citano le seguenti (Brutsaert, 1984): dove z 0+ = u*z0/v. In letteratura ln (z 0m /z 0h ) è indicato normalmente col simbolo kB -1 . Fin qui si è ipotizzato un terreno orizzontalmente omogeneo, che si estende cioè all’infinito con le medesime caratteristiche superficiali. In particolare, se ci si pone in un punto di un territorio non completamente omogeneo in senso orizzontale e si realizzano misure di z 0 , si noterà che i valori misurati risultano differenti a seconda delle diverse direzioni di provenienza del vento, dato che ciò che si misura è la rugosità superficiale sentita dall’aria in movimento durante la sua marcia di avvicinamento alla postazione di misura e non la rugosità locale nella postazione di misura.Wieringa (1993) ha mostrato che, data una direzione di provenienza del vento, se z è la quota di misura, le masse d’aria sono in equilibrio con le condizioni superficiali che si incontrano dal punto di misura fino ad una distanza F sopravvento (fetch) data dalla relazione: 116
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LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA<br />
Tab. 2.10: parametro di rugosità e disp<strong>la</strong>cement height<br />
per alcune superfici naturali.<br />
Sia z 0 che d sono parametri che possono essere determinati, tuttavia in letteratura<br />
(per esempio Wieringa ,1993) sono stati pubblicati molti risultati di campagne<br />
sperimentali che consentono di attribuire con un buon grado di realismo i<br />
valori dei due parametri in molti casi di interesse pratico. In Tab.2.10 sono presentati<br />
alcuni valori caratteristici per z 0 .Per quanto riguarda, invece, d una rego<strong>la</strong><br />
pratica è <strong>la</strong> seguente d = 2/3 h r dove h r è l’altezza tipica <strong>degli</strong> elementi di rugosità<br />
(per esempio l’altezza media del<strong>la</strong> vegetazione). Quando sul<strong>la</strong> superficie è<br />
riconoscibile una canopy ben definita e di altezza tipica d, <strong>la</strong> sostituzione di z con<br />
z-d nel<strong>la</strong> Re<strong>la</strong>zione di Simi<strong>la</strong>rità per il profilo verticale del<strong>la</strong> velocità del vento<br />
viene estesa anche a tutti gli altri profili. Per quanto riguarda z 0h e z 0q , si è di fronte<br />
ad una quantità impressionante di corre<strong>la</strong>zioni semiempiriche proposte in letteratura.<br />
Per una rassegna di tali corre<strong>la</strong>zioni si rimanda a Verhoef e al. (1997).A<br />
titolo di esempio si citano le seguenti (Brutsaert, 1984):<br />
dove z 0+ = u*z0/v. In letteratura ln (z 0m /z 0h ) è indicato normalmente col simbolo<br />
kB -1 .<br />
Fin qui si è ipotizzato un terreno orizzontalmente omogeneo, che si estende cioè<br />
all’infinito con le medesime caratteristiche superficiali. In partico<strong>la</strong>re, se ci si<br />
pone in un punto di un territorio non completamente omogeneo in senso orizzontale<br />
e si realizzano misure di z 0 , si noterà che i valori misurati risultano differenti<br />
a seconda delle diverse direzioni di provenienza del vento, dato che ciò<br />
che si misura è <strong>la</strong> rugosità superficiale sentita dall’aria in movimento durante <strong>la</strong><br />
sua marcia di avvicinamento al<strong>la</strong> postazione di misura e non <strong>la</strong> rugosità locale nel<strong>la</strong> postazione<br />
di misura.Wieringa (1993) ha mostrato che, data una direzione di provenienza<br />
del vento, se z è <strong>la</strong> quota di misura, le masse d’aria sono in equilibrio con<br />
le condizioni superficiali che si incontrano dal punto di misura fino ad una<br />
distanza F sopravvento (fetch) data dal<strong>la</strong> re<strong>la</strong>zione:<br />
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