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

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LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA peratura (K): da cui risulta come la densità dell'aria sia inversamente proporzionale alla temperatura e direttamente proporzionale alla pressione. A livello del mare, con p pari a 1013.25 hPa e T pari a 288.15K, la densità dell'aria secca ρ a vale 1.225 kg m -3 . Il calore specifico a pressione costante (C p ) è dato da (Garratt, 1992): con C p in (J•kg -1 •K -1 ) e T in (K). Da essa si vede quanto poco questa variabile dipenda dalla temperatura, per cui il valore 1005 J•kg -1 •K -1 è praticamente sempre corretto. Come sarà evidente nel seguito, ha una notevole importanza nella pratica il prodotto ρC p espresso come: Nella realtà, l'aria del PBL non è mai secca: la presenza di nubi alla sua sommità ne è un indizio evidente. La maggior parte dell'acqua allo stato gassoso entra nel PBL attraverso l'evaporazione e la traspirazione. Il fenomeno dell'evaporazione ha luogo quando una singola molecola di acqua, presente allo stato liquido sopra una superficie liquida, acquista (per esempio a causa della radiazione solare incidente) sufficiente energia cinetica da rompere il legame esistente tra le varie molecole presenti. Quest’iniezione di energia conferisce alla molecola un moto che, se diretto verso l'alto, le consente di lasciare lo specchio d'acqua e di mescolarsi con gli altri componenti gassosi dell'aria. Per quanto riguarda, invece, la traspirazione, il meccanismo è differente e riguarda l’acqua presente negli organismi viventi vegetali. Durante le ore diurne, gli stomi delle foglie si aprono in risposta alla presenza di energia solare incidente; se la tensione di vapore dell'acqua nelle le foglie supera la tensione di vapore dell'acqua presente nell'aria, le molecole di acqua si muoveranno dalla zona ad alta tensione di vapore (le foglie appunto) a quella a minore tensione di vapore (l'atmosfera). Questi due processi spesso vengono indicati collettivamente col termine evapotraspirazione. Per quantizzare il vapor d'acqua in aria, si ipotizzi di eseguire un esperimento (in realtà è ciò che avviene in uno strumento chiamato psicrometro).Si ponga una piccola quantità di acqua liquida a diretto contatto con l'aria: la quantità di aria è tanto grande che la sua temperatura, la sua umidità (cioè la concentrazione di vapor d'acqua) e la sua pressione rimarranno praticamente inalterate durante le trasformazioni che avverranno nel sistema. Si assuma inoltre che tali trasformazioni abbiano luogo in modo adiabatico. Se l'aria e l'acqua sono inizialmente alla stessa temperatura, l'evaporazione dell'acqua abbasserà la temperatura dell'acqua stessa, creando così un gradiente termico e di conseguenza un flusso di calore dall'aria all'acqua. La temperatura dell'acqua quindi si abbasserà finché il calore trasmessole dall'aria non eguaglierà il flusso di calore di cui essa ha bisogno per la transizione di fase. All'equilibrio, l'acqua avrà una temperatura T w (temperatura di bulbo umido) mentre l'aria avrà ancora la sua temperatura originaria T d (temperatura di bulbo secco). La tensione di vapore (e), è la pressione parziale (hPa) posseduta dal vapor d'acqua.Ad una data temperatura la tensione di vapore non può normalmente superare un valore di soglia, la tensione di saturazione (e s ), che dipende dalla temperatura dell'aria. Sono state proposte molte relazioni empiriche che legano e s alla temperatura del- 37
LA MICROMETEOROLOGIA E LA CAPACITA’ DISPERDENTE DELL’ATMOSFERA l'aria T d (a bulbo secco); una delle più usate è la seguente (Iribarne e Godson, 1981): Normalmente il vapor d’acqua è presente in aria ad una concentrazione inferiore al valore massimo consentito; in tal caso la tensione di vapore attuale e dipende dalla pressione p (hPa) e da T d e T w (K) secondo la relazione: dove e sw è calcolata con la (2.8) sostituendo T d con la temperatura a bulbo umido T w . La tensione di vapore saturo e s e la pressione di vapore effettiva e caratterizzano quindi il contenuto di vapor d'acqua in aria. In pratica, può essere utile impiegare anche altre grandezze che quantificano il vapor d'acqua in una massa d'aria: • l’umidità relativa (RH), cioè il rapporto tra la massa di vapor d'acqua presente e quella alla saturazione, che può essere calcolata nel modo seguente (espressa in %): • l’umidità assoluta (a) è la massa di vapor d'acqua (espressa in grammi) presente in 1 m 3 di aria umida. Espressa in (g acqua • m -3 aria) si ottiene dalla relazione seguente: • l’umidità specifica (q) è l'ammontare di vapor d'acqua (in grammi) per ogni grammo di aria umida (g acqua /g aria ). La relazione che ne permette il calcolo è: • il rapporto di mescolanza (r) è definito come il rapporto tra la massa di vapor d'acqua in un dato volume di aria e la massa di aria secca presente nello stesso e si calcola (riferendosi sempre alle solite unità di misura) con la relazione seguente: • la temperatura di rugiada (T dw ), cioè la temperatura a cui l'aria deve essere raffreddata a pressione costante perché diventi satura, data da (in cui la tensione di vapore è in hPa): Nelle condizioni reali del PBL, la tensione di vapore d'acqua in aria umida è molto inferiore ai valori critici e quindi anche l’aria umida può essere considerata molto simile ad un gas perfetto. In queste condizioni si può derivare un'equazione di stato molto simile a quella dei gas perfetti che lega tra loro la pressione, la temperatura e la densità dell'aria umida: 38 in cui si nota la presenza di un fattore addizionale derivante dal vapor d'acqua presente in aria.
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