la micrometeorologia e la dispersione degli inquinanti ... - ARPA Lazio
la micrometeorologia e la dispersione degli inquinanti ... - ARPA Lazio la micrometeorologia e la dispersione degli inquinanti ... - ARPA Lazio
LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA alle ore diurne, è rappresentato dal bilancio energetico superficiale R N - G = H 0 + H E . Dato che l’obiettivo è la determinazione di H 0 , in qualche modo è necessario individuare un metodo per determinare i restanti termini presenti nella equazione di bilancio. L’unico mezzo per ottenere anche la velocità di frizione e gli altri parametri caratteristici della turbolenza del SL è costituito dalla conoscenza della velocità del vento ad una quota z, da cui, con l’aiuto della Relazione di Similarità che ne descrive il profilo verticale, si ottiene la velocità di frizione u* e tutti gli altri parametri della turbolenza del SL. L’ingrediente essenziale per ogni metodo di questa famiglia è la disponibilità della Radiazione Netta R N . Come si è visto, ai giorni nostri ciò non costituisce più un problema, dato che sono disponibili sensori economici e robusti che ne consentono una misura accurata. Comunque, in mancanza di una misura diretta di R N è sempre possibile una sua stima realistica con i metodi presentati in precedenza. Il metodo più utilizzato della famiglia per la stima della turbolenza del PBL (Van Ulden e Holtslag, 1985), ed impiegato nei processori meteorologici US_EPA METPRO (preprocessore meteorologico del modello di simulazione della dispersione degli inquinanti CTDMPLUS), AIRMET (preprocessore di AERMOD), CALMET (preprocessore di CALPUFF) ed in molti altri è quello che viene qui di seguito illustrato. In Holtslag e van Ulden (1983) ed in Galinski e Thomson (1992) sono stati presentati i risultati di alcuni confronti fatti tra le previsioni ottenute da questo metodo e le misure dirette dei parametri caratteristici della turbolenza atmosferica alle medie latitudini, mentre in Tirabassi e al. (1997) sono presentati i risultati di tali tecniche applicate ad una situazione antartica. Da questi riferimenti emerge come tali stime siano decisamente realistiche, soprattutto nelle situazioni convettive ed in presenza di terreno omogeneo e piatto, coperto da vegetazione bassa ed umida (prati del Nord Europa). La buona realisticità delle loro previsioni e la povertà dei dati meteorologici impiegati li ha resi adatti all’impiego in tutte quelle situazioni in cui si abbiano a disposizione solo misure meteorologiche di tipo aeronautico. Il metodo presenta due modi operativi, uno applicabile alle ore diurne e l’altro alle ore notturne. Se si considera una generica ora diurna per cui sia noto R N (che ovviamente sarà positivo), il primo problema che si deve affrontare è la determinazione del flusso di calore G 0 all’interfaccia suolo-aria. Ovviamente, come già visto, esistono metodi per la misura del flusso di calore entro il suolo.Va comunque detto che queste misure non sono molto comuni e quindi si presenta spesso la necessità di stimare G 0 in maniera più semplice. A tale proposito si può operare come proposto da Holtslag e van Ulden (1983) e da Stull (1988), ponendo: dove per η è stato proposto un valore tra 0.1 e 0.2. A questo punto è nota l’energia (R N - G 0 ) disponibile all’interfaccia suolo-aria ed il problema ora diventa lo stabilire come il suolo ripartisca tale ammontare di energia nel flusso turbolento sensibile ed in quello latente.A tale proposito, il modello di Holtslag-Van Ulden impiega l’espressione per H 0 proposta dal celebre modello di Preistley-Taylor modificato, data da: 183
LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA in cui a e β sono due parametri sito-dipendenti. In base alle misure disponibili, β risulta relativamente costante e pari a circa 20 W •m-2 .Per quanto riguarda, invece, il parametro α, esso dipende dal tipo di suolo che si sta considerando, dalla sua umidità, dalla disponibilità di acqua e dalla vegetazione che lo ricopre ed alcuni valori caratteristici sono stati riportati in Tab.2.8 Il flusso di calore sensibile può quindi essere anche stimato disponendo unicamente della misura della temperatura dell’aria e della frazione di cielo coperto, anche se la disponibilità della misura di R g ed ancor di più di R N migliorano sensibilmente la precisione della stima. Una volta noto H 0 in una situazione convettiva, il problema si sposta alla stima della friction velocity u*. per cui è necessaria la conoscenza della velocità del vento ad una quota z (entro il SL, naturalmente). Da questo valore di velocità e della Relazione di Similarità di Monin-Obukhov relativa al profilo verticale della velocità del vento nel SL si può ottenere una procedura iterativa per la determinazione di u*. In Hanna e Chang (1992) è presentato il seguente metodo non iterativo che velocizza la stima di u*: dove: I diversi riferimenti di letteratura trattano le situazioni stabili in maniere differenti. La totalità dei processori meteorologici preferisce, infatti, impiegare il metodo proposto da Venkatram (1980), il cui punto di partenza è costituito dalla constatazione che normalmente è ben verificata la relazione seguente per la temperatura di scala T* (N è la frazione di cielo coperto): e quindi è possibile esprimere la lunghezza di Monin-Obukhov L nel modo seguente: dove: Se si assume che Ψ m = –5z/L (come consueto nelle situazioni stabili), u* lo si ottiene dalla relazione: 184
- Page 133 and 134: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 135 and 136: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 137 and 138: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 139 and 140: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 141 and 142: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 143 and 144: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 145 and 146: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 147 and 148: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 149 and 150: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 151 and 152: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 153 and 154: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 155 and 156: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 157 and 158: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 159 and 160: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 161 and 162: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 163 and 164: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 165 and 166: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 167 and 168: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 169 and 170: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 171 and 172: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 173 and 174: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 175 and 176: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 177 and 178: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 179 and 180: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 181 and 182: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 183: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 187 and 188: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 189 and 190: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 191 and 192: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 193 and 194: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 195 and 196: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 197 and 198: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 199 and 200: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 201 and 202: LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA
- Page 203 and 204: BIANCA
- Page 205 and 206: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 207 and 208: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 209 and 210: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 211 and 212: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 213 and 214: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 215 and 216: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 217 and 218: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 219 and 220: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 221 and 222: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 223 and 224: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 225 and 226: TEORIA DI BASE DELLA DISPERSIONE DE
- Page 227 and 228: MODELLI DI TIPO STAZIONARIO 226 omo
- Page 229 and 230: MODELLI DI TIPO STAZIONARIO il camm
- Page 231 and 232: MODELLI DI TIPO STAZIONARIO f z è
- Page 233 and 234: MODELLI DI TIPO STAZIONARIO di tipo
LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA<br />
in cui a e β sono due parametri sito-dipendenti. In base alle misure disponibili,<br />
β risulta re<strong>la</strong>tivamente costante e pari a circa 20 W •m-2 .Per quanto riguarda, invece,<br />
il parametro α, esso dipende dal tipo di suolo che si sta considerando, dal<strong>la</strong><br />
sua umidità, dal<strong>la</strong> disponibilità di acqua e dal<strong>la</strong> vegetazione che lo ricopre ed<br />
alcuni valori caratteristici sono stati riportati in Tab.2.8 Il flusso di calore sensibile<br />
può quindi essere anche stimato disponendo unicamente del<strong>la</strong> misura del<strong>la</strong><br />
temperatura dell’aria e del<strong>la</strong> frazione di cielo coperto, anche se <strong>la</strong> disponibilità<br />
del<strong>la</strong> misura di R g ed ancor di più di R N migliorano sensibilmente <strong>la</strong> precisione<br />
del<strong>la</strong> stima.<br />
Una volta noto H 0 in una situazione convettiva, il problema si sposta al<strong>la</strong> stima<br />
del<strong>la</strong> friction velocity u*. per cui è necessaria <strong>la</strong> conoscenza del<strong>la</strong> velocità del<br />
vento ad una quota z (entro il SL, naturalmente). Da questo valore di velocità e<br />
del<strong>la</strong> Re<strong>la</strong>zione di Simi<strong>la</strong>rità di Monin-Obukhov re<strong>la</strong>tiva al profilo verticale<br />
del<strong>la</strong> velocità del vento nel SL si può ottenere una procedura iterativa per <strong>la</strong><br />
determinazione di u*. In Hanna e Chang (1992) è presentato il seguente metodo<br />
non iterativo che velocizza <strong>la</strong> stima di u*:<br />
dove:<br />
I diversi riferimenti di letteratura trattano le situazioni stabili in maniere differenti.<br />
La totalità dei processori meteorologici preferisce, infatti, impiegare il metodo<br />
proposto da Venkatram (1980), il cui punto di partenza è costituito dal<strong>la</strong> constatazione<br />
che normalmente è ben verificata <strong>la</strong> re<strong>la</strong>zione seguente per <strong>la</strong> temperatura<br />
di sca<strong>la</strong> T* (N è <strong>la</strong> frazione di cielo coperto):<br />
e quindi è possibile esprimere <strong>la</strong> lunghezza di Monin-Obukhov L nel modo<br />
seguente:<br />
dove:<br />
Se si assume che Ψ m = –5z/L (come consueto nelle situazioni stabili), u* lo si<br />
ottiene dal<strong>la</strong> re<strong>la</strong>zione:<br />
184