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

LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA
na, secondo la legge logaritmica seguente:
In pratica u s può essere spesso trascurata visto che u s ≈0.55u*. Dalle relazioni precedenti,
trascurando la velocità di deriva, si giunge facilmente alla relazione seguente:
dove si vede come tra u ed u* non ci sia un evidente intermediario, cosa che invece
era evidente per la terraferma dove z 0 era un elemento esterno condizionante.
Questa circostanza può essere sfruttata per determinare sperimentalmente u* da una
sola misura di velocità media del vento ad una quota z. In effetti è immediato constatare
che u* è l’unica incognita presente nella (2.115b) e quindi può essere ottenuta
risolvendo (numericamente) questa equazione. Spesso nella pratica viene
impiegato il coefficiente di drag (in condizioni adiabatiche) C DN = (u*/u) 2 , che può essere
stimato mediante la relazione semiempirica seguente (Garratt, 1992):
in cui u 10 è la velocità del vento misura 10 metri sopra la superficie marina. In pratica
per le superfici oceaniche il coefficiente di drag assume valori prossimi a 1.2•10 -3 .
Si considerino ora situazioni non necessariamente adiabatiche. L’ interesse è rivolto
alla determinazione di u*, del flusso turbolento di calore sensibile H 0 , del flusso
turbolento di calore latente H E e dell’evaporazione di acqua dalla superficie marina,
quantità parametrizzabili in termini di opportuni coefficienti di drag. In particolare
si ha che:
dove C H e C W sono i coefficienti di drag (non adiabatici) per il trasferimento di calore
sensibile e per l’evaporazione, Q, θ e U sono rispettivamente l’umidità, la temperatura
potenziale e la velocità del vento ad una quota z nel SL e Q 0 e θ 0 sono l’umidità
e la temperatura potenziale alla superficie del mare. Dai dati disponibili si ha
che C DN = C HN = C WN ≈ 1.2 •10-3 .Anche se il loro valore in condizioni non adiabatiche
dovrebbe dipendere dal grado di convettività o stabilità, dato che l’ambiente
marino presenta situazioni molto prossime all’adiabaticità, l’uso di C DN , C HN e C WN al
posto di C D , C H e C W non costituisce un errore rilevante.
La misura dei profili delle principale variabili meteorologiche è molto difficoltosa
nell’ambiente marino e ad oggi le misure disponibili sono veramente poco numerose,
tuttavia da esse è possibile affermare che è comunque individuabile nel PBL
marino uno strato di ridotte dimensioni vicino alla superficie in cui sono applicabili
le relazioni di Similarità di Monin-Obukhov. L’unica avvertenza è ricordare
che il flusso latente di calore è essenziale ed onnipresente e quindi nella definizione
della lunghezza di Monin-Obukhov è indispensabile impiegare sempre la covarianza
tra la componente verticale del vento e la temperatura potenziale virtuale. I
profili che comunque si instaurano entro il SL sono, nella maggior parte dei casi,
relativi a situazioni prossime all’adiabaticità, visto che nell’ambiente marino in
generale il flusso turbolento di calore sensibile è estremamente basso. Per quanto
riguarda i profili delle altre variabili di interesse micrometeorologico (come le
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