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

6. LA STRUTTURA DEL PBL IN CONDIZIONI DI OMOGENEITÀ SUPERFICIALE.——————————————————————⎯⎯—————————————Quello che risulta evidente dalla realtà sperimentale è che suoli aridi o semiaridi, quindi poveri diumidità, trasformano preferibilmente l’energia disponibile in H 0 e ciò determina valori di B piuttostoelevati (un valore tipico è 5), mentre suoli molto umidi o addirittura con acqua superficiale prediligono latrasformazione dell’energia disponibile nel Flusso Latente di calore. In questo caso B assume valori chevanno da 0.5 per prati in condizioni normali, a 0.2 per campi irrigati. Per comprendere meglio ciò è utileconsiderare alcuni tipici modelli che descrivono in dettaglio questo fenomeno.6.1.2.1. Il Modello di Penman – MonteithConsideriamo inizialmente una superficie bagnata (uno specchio d’acqua o una superficie coperta davegetazione bagnata) e siano T 0 e q 0 rispettivamente la temperatura e l’umidità specifica misurataall’interfaccia suolo-aria e T e q il valore della temperatura e dell’umidità specifica misurata ad ungenerica quota di riferimento z entro il SL. Ricordiamo, inoltre, che si definisce resistenzaaerodinamica all’evaporazione r av :HEρλE q − q= w'q'=ρ r=0avcioèr avq0− q= [6.12]w'q'parametro funzione della velocità del vento e della Stabilità atmosferica. Le Relazioni di Similarità diMonin-Obukhov consentono di ottenere relazioni rigorose per r av .Cerchiamo di calcolare la massima evaporazione possibile (evaporazione potenziale E P );evidentemente essa avrà luogo quando l’umidità all’interfaccia suolo-aria è pari al valore di saturazionee quindi quando il relativo flusso di calore latente è dato da:HE( T )q − qλ [6.13]s 0= EP= λρravIl problema operativo intrinseco nella relazione precedente sta nella presenza della temperatura T 0dell’interfaccia aria-suolo, temperatura estremamente difficile da definire e soprattutto da misurare. Seperò si utilizza l’approccio originale di Penman, q s (T 0 ) può essere linearizzato, nel modo seguente:q s( T ) q = s( T − T ) + δq0−0[6.14]dove δ q è il deficit di saturazione (q s (T) - q) e s = dq s /dT, determinato alla temperatura (T 0 +T)/2. Se siconsidera il flusso turbolento di calore sensibile, è possibile, come si è visto in precedenza, definire unaresistenza aerodinamica al trasferimento di calore r ah mediante la quale H 0 è espresso come:H0θ0− θρCrp=0ahT − T≅rah[6.15]Si noti che l’approssimazione introdotta nella (6.15) è giustificata se la quota di riferimento z è moltovicina al suolo. Sappiamo, inoltre, che r av ≈ r ah . Utilizzando la linearizzazione (6.14) e la (6.15), la (6.13)si trasforma nel modo seguente:HEs δq= H0 + λρ[6.16]γ rav⎯⎯———————————————————————————————————- 204 -