Roberto Sozzi (ARPA Lazio) Teodoro Georgiadis (CNR-IBIMET ...

1. INTRODUZIONE AL PLANETARY BOUNDARY LAYER.—————————————————————————————————————termine evapotraspirazione.Per caratterizzare quantitativamente il vapor d'acqua in aria, si ipotizzi di eseguire un esperimento (inrealtà è ciò che avviene in uno strumento chiamato psicrometro). Si ponga una piccola quantità diacqua liquida a diretto contatto con l'aria: la quantità di aria è tanto grande che la sua temperatura, lasua umidità (cioè la concentrazione di vapor d'acqua) e la sua pressione rimarranno praticamenteinalterate durante le trasformazioni che avverranno nel sistema. Si assuma inoltre che talitrasformazioni che hanno luogo nel sistema aria-acqua siano adiabatiche. Se l'aria e l'acqua sonoinizialmente alla stessa temperatura, l'evaporazione dell'acqua abbasserà la temperatura dell'acquastessa, creando così un gradiente termico e di conseguenza un flusso di calore dall'aria all'acqua. Latemperatura dell'acqua quindi si abbasserà finché il calore trasmessole dall'aria non eguaglierà il flussodi 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 che il vapor d'acqua possiede in aria. Essendo unapressione, si misura in kPa o hPa. Qui di seguito si farà sempre riferimento agli hPa. Ad una datatemperatura la tensione di vapore non può normalmente superare un valore di soglia, detto tensione disaturazione (e s) che dipende dalla temperatura dell'aria e cresce con essa. Normalmente l'aria è incondizioni di sottosaturazione, anche se esistono situazioni in cui la tensione di vapore è superiore alvalore di saturazione (sovrasaturazione). Sono state proposte molte relazioni empiriche che legano e scon la temperatura dell'aria T d(a bulbo secco); una delle più usate è la seguente (Iribarne e Godson,1981):[ − 6763.6 T − 4.9283 ⋅ ln ( T ) 54.23]e exp +[1.8a]s=ddper T d>273.15 K, altrimenti{[ − 6141 T ] 24.3}e exp +[1.8b]s=dNormalmente il vapor d’acqua è presente in aria ad una concentrazione inferiore al valore massimoconsentito; in tal caso e dipende dalla pressione (hPa) e da T de T w (K) secondo la relazione:sw[ 1 + 0. T ] ⋅ p ⋅ ( T − T )e = e − 0 .00066 ⋅ 00115[1.9]win cui e sw è calcolata con la relazione (1.8) sostituendo T d con la temperatura a bulbo umido T w .dLa Tensione di vapore saturo e s e la pressione di vapore effettiva e caratterizzano quindi il contenuto divapor d'acqua in aria. In pratica, può essere utile impiegare anche altre grandezze che quantificano ilvapor d'acqua in una massa d'aria; queste sono:• l’umidità relativa (RH), cioè il rapporto tra la massa di vapor d'acqua presente e la massa di vapord’acqua alla saturazione che può essere calcolata nel modo seguente (espressa in %):wRH=100 ⋅ e[1.10]e se rappresenta, quindi, l'ammontare di evaporazione che è possibile per l'aria ad una datatemperatura. Alla saturazione, RH è pari al 100%. In Fig.1.4 è graficata la variazione di e con la—————————————————————————————————————- 8 -