Roberto Sozzi (ARPA Lazio) Teodoro Georgiadis (CNR-IBIMET ...
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⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯7. IL PBL IN SITUAZIONI SUPERFICIALIETEROGENEE⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯La trattazione fatta fin qui ha considerato solo situazioni molto semplici e regolari, in cui il suolo eracaratterizzato da un elevato grado di omogeneità. Situazioni di questo tipo sono, per esempio, le grandipraterie nordamericane e le estese pianure europee. Spesso, però, la realtà è profondamente differentee le considerazioni fatte in precedenza devono essere in qualche modo riviste o integrate. In particolare,sarebbe importante conoscere le peculiarità di alcuni ambienti interessanti e fortemente presenti sullasuperficie del globo, come, per esempio:• le distese marine ed oceaniche,• le grandi foreste• le zone cittadine, fortemente urbanizzate.Oltre a queste situazioni particolarmente importanti, si incontrano altre due casi che richiedonoun’indagine approfondita. Il primo caso deriva dal fatto che spesso sulla superficie terrestre siaffiancano suoli con caratteristiche superficiali molto differenti (per esempio con differenze di rugositàe di flusso di calore sensibile) e ciò fa sì che le masse d’aria che vi scorrono sopra incontrinodiscontinuità che determinano perturbazioni più o meno profonde nella struttura del PBL. Il secondocaso è costituito dalla presenza dell’orografia che inevitabilmente altera il regime fluidodinamico dellemasse d’aria ed anche la struttura stessa del PBL.Ovviamente tutti i problemi sopra elencati (che comunque non esauriscono l’elenco delle situazioniparticolari che si incontrano nella realtà) richiederebbero una trattazione particolare ed approfondita cheesula dagli scopi di questo libro. Pertanto si è preferito presentare in questo capitolo una semplicerassegna su alcuni dei casi di interesse, come le peculiarità del PBL marino, le caratteristiche principalidel PBL nelle aree urbane, le perturbazioni indotte dalla presenza della vegetazione sul PBL rurale ed iproblemi legati alla presenza di discontinuità superficiali nella rugosità superficiale e nel flusso di caloresensibile.Si è invece rinunciato a trattare l’estesa problematica legata alla presenza dell’orografia, perché ciòrichiederebbe una estesa trattazione specifica. A questo proposito, per alcuni elementi introduttivi sirimanda a Oke (1987), per alcune nozioni fluidodinamiche a Kaimal e Finnigan (1994) e per ulterioridettagli a Blumel (1990) ed alla bibliografia citata in questi riferimenti.7.1 IL PBL MARINOCirca due terzi del pianeta è occupato da laghi, mari ed oceani ed è quindi interessante vedere quale sial’interazione tra queste superfici liquide e l’aria sovrastante. In realtà, dato che, analizzando lo sviluppodel PBL sul suolo, ci siamo resi conto che è proprio il suolo l’elemento essenziale nel determinarel’ammontare e le modalità di trasferimento all’aria dell’energia ricevuta dal sole, ci possiamo aspettareche le differenze saranno profonde visto che le proprietà dell’acqua sono ben diverse da quelle dei————————————————-———————————————————————- 231 -
7. IL PBL IN SITUAZIONI SUPERFICIALI ETEROGENEE—————————————————————————————————————materiali che costituiscono i substrati solidi.Per prima cosa cercheremo di analizzare gli aspetti energetici del problema e successivamente lo statodell’atmosfera al di sopra della superficie marina. Per fare ciò ci riferiremo prevalentemente ad Arya(1981), Garratt (1992) ed Oke (1987). La materia è estremamente vasta, tuttavia in questa sede cilimiteremo ad illustrare solo gli aspetti più interessanti nella forma più semplice possibile. Va inoltrerilevato che la difficoltà ancora attuale di realizzare campagne sperimentali di tipo micrometeorologicoin ambiente marino non consente di avere una conoscenza sufficientemente approfonditadell'interazione atmosfera-mare. E’ però evidente il fatto che la chiara differenza di comportamentodelle superfici marine rispetto a quelle terrestre è la causa principale delle condizioni climatiche che siriscontrano nelle varie parti del globo.7.1.1 IL BILANCIO DI RADIAZIONEL’elemento motore dell’evoluzione spazio-temporale del PBL marino è, anche in questo caso, laradiazione solare ad onda corta K↓ (cioè la radiazione solare globale R g ) che giunge all’interfaccia ariamarecon le medesime attenuazioni atmosferiche già viste al Cap.3. La prima vera differenza traquanto succede sulla terraferma e quanto sul mare deriva dal fatto che l’acqua è trasparente alla luce,la cui attenuazione con la profondità è descritta dalla legge di Beer:( K ) d= K ↓ ⋅exp( −ad)↓ [7.1]dove a è il coefficiente di estinzione e d è la profondità del mare considerata. Il coefficiente diestinzione può essere molto variabile e dipende dalla natura dell’acqua, in particolare dalla presenza diplankton e dalla torbidità (materiale sospeso). Se nella maggior parte degli specchi marini la profonditàraggiunta dalla radiazione solare è dell’ordine della decina di metri, in certi mari tropicali essa raggiungeanche alcune centinaia di metri.ELEVAZIONE SOLARE (GRADI)Fig.7.1: coefficiente d’albedo in ambiente marino (Oke, 1987).Il coefficiente d’albedo α non è costante, ma varia col variare dell’angolo di elevazione solare, comemostrato in Fig.7.1, e la sua variazione è molto bizzarra. All’alba ed al tramonto, quando l’elevazionesolare è bassa, il comportamento ottico della superficie marina è simile a quella di uno specchio, mentrequando il sole è alto sull’orizzonte la superficie marina si comporta come un assorbitore energeticomolto efficiente con α tra 0.03 e 0.1. Quando poi il cielo è nuvoloso e K↓ è prevalentemente costituitada radiazione diffusa, allora il coefficiente d’albedo si mantiene a valori prossimi a 0.1———————————————————————————————————————- 232 -
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7. IL PBL IN SITUAZIONI SUPERFICIALI ETEROGENEE—————————————————————————————————————materiali che costituiscono i substrati solidi.Per prima cosa cercheremo di analizzare gli aspetti energetici del problema e successivamente lo statodell’atmosfera al di sopra della superficie marina. Per fare ciò ci riferiremo prevalentemente ad Arya(1981), Garratt (1992) ed Oke (1987). La materia è estremamente vasta, tuttavia in questa sede cilimiteremo ad illustrare solo gli aspetti più interessanti nella forma più semplice possibile. Va inoltrerilevato che la difficoltà ancora attuale di realizzare campagne sperimentali di tipo micrometeorologicoin ambiente marino non consente di avere una conoscenza sufficientemente approfonditadell'interazione atmosfera-mare. E’ però evidente il fatto che la chiara differenza di comportamentodelle superfici marine rispetto a quelle terrestre è la causa principale delle condizioni climatiche che siriscontrano nelle varie parti del globo.7.1.1 IL BILANCIO DI RADIAZIONEL’elemento motore dell’evoluzione spazio-temporale del PBL marino è, anche in questo caso, laradiazione solare ad onda corta K↓ (cioè la radiazione solare globale R g ) che giunge all’interfaccia ariamarecon le medesime attenuazioni atmosferiche già viste al Cap.3. La prima vera differenza traquanto succede sulla terraferma e quanto sul mare deriva dal fatto che l’acqua è trasparente alla luce,la cui attenuazione con la profondità è descritta dalla legge di Beer:( K ) d= K ↓ ⋅exp( −ad)↓ [7.1]dove a è il coefficiente di estinzione e d è la profondità del mare considerata. Il coefficiente diestinzione può essere molto variabile e dipende dalla natura dell’acqua, in particolare dalla presenza diplankton e dalla torbidità (materiale sospeso). Se nella maggior parte degli specchi marini la profonditàraggiunta dalla radiazione solare è dell’ordine della decina di metri, in certi mari tropicali essa raggiungeanche alcune centinaia di metri.ELEVAZIONE SOLARE (GRADI)Fig.7.1: coefficiente d’albedo in ambiente marino (Oke, 1987).Il coefficiente d’albedo α non è costante, ma varia col variare dell’angolo di elevazione solare, comemostrato in Fig.7.1, e la sua variazione è molto bizzarra. All’alba ed al tramonto, quando l’elevazionesolare è bassa, il comportamento ottico della superficie marina è simile a quella di uno specchio, mentrequando il sole è alto sull’orizzonte la superficie marina si comporta come un assorbitore energeticomolto efficiente con α tra 0.03 e 0.1. Quando poi il cielo è nuvoloso e K↓ è prevalentemente costituitada radiazione diffusa, allora il coefficiente d’albedo si mantiene a valori prossimi a 0.1———————————————————————————————————————- 232 -