Roberto Sozzi (ARPA Lazio) Teodoro Georgiadis (CNR-IBIMET ...
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10.STIMA DEI PARAMETRI DELLA TURBOLENZA ATMOSFERICA—————————————————————⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯————————sempre e dovunque, anche in presenza di misure meteorologiche di tipo aeronautico. Ovviamente da untale metodo non ci si può aspettare una precisione elevatissima, soprattutto se comparata con ladeterminazione diretta dei parametri caratteristici della turbolenza atmosferica ottenuta con l’Eddy-Covariance, anche se le sue stime sono decisamente realistiche, come evidenziato dalle verifichesperimentali citate in precedenza.10.2.2.2 Il Metodo del Rapporto di BowenQuesto metodo, celebre soprattutto nella comunità degli agrometeorologi, attualmente ha perso moltadella sua importanza pratica originaria e lo presentiamo solo per motivi storici. Una volta nota ladisponibilità energetica all’interfaccia suolo-aria (R N -G 0 ), come essa venga ripartita tra flusso sensibilee flusso latente è determinato dal Rapporto di Bowen dato da:H0 w'θ ''B = = γ[10.85]H w'q'Ein cui q è l’umidità specifica e γ = C p /L w , dove con C p calore specifico dell’aria e L w calore divaporizzazione dell’acqua. Se q è misurata in (g acqua ⋅g aria -1 ), γ vale 0.0004 (g acqua ⋅(g aria °K) -1 . Messa inquesti termini, non si capisce l’utilità della (10.85). Se però ipotizziamo di adottare una chiusura di tipoK per esprimere i flussi, B si può allora esprimere come:dθdzB = γ[10.86]dq dzAlmeno in teoria, realizzando misure di temperatura e di umidità specifica a due quote diverse èpossibile determinare sperimentalmente B. In pratica è necessario porre attenzione al fatto che talimisure dovrebbero essere realizzate con una precisione estremamente elevata, spesso incompatibilecon la strumentazione normalmente impiegata. I costi di strumentazione con un tale livello di precisioneè ormai comparabile al costo dell’anemometro sonico.Premesso ciò, se si è misurato B e se si conosce (R N -G 0 ), eventualmente stimato con le correlazioniindicate a proposito del metodo di Holtslag e Van Ulden, il flusso turbolento di calore sensibile e latentesono dati dalle relazioni seguenti:( R − G )B ⋅N oH0 =[10.87a]1 + B( RN− Go)HE=[10.87b]1 + BOvviamente esiste un caso particolare, costituito dalla situazione in cui il gradiente verticale di q è nullo.In questo caso H E è nullo e H 0 = R N -G 0 . Una volto noto H 0 , per la stima di u * e degli altri parametridella turbolenza del SL si procede con la procedura iterativa seguente, valida sia nelle situazioniconvettive che in quelle stabili:Passo 0: si scelga un valore di z 0 appropriato ed in base alla temperatura dell’aria si determini il valorecoretto per ρC p da cui w' ' = H ρC. Si determini, inoltre, un valore di primo tentativo perθ 0pu * dalla Relazione di Similarità del profilo verticale della velocità media del vento ipotizzando————————————————————————————————————————- 451 -
10.STIMA DEI PARAMETRI DELLA TURBOLENZA ATMOSFERICA—————————————————————⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯————————inizialmente che z/L = 0:kuu*=ln( z z )0[10.88a]Dal segno del gradiente della temperatura potenziale è immediato stabilire se ci si trova in unasituazione convettiva o stabile e per questo è possibile selezionare senza ombra di dubbio laforma funzionale per Ψ m adeguata alla situazione in esame.Passo 1: si determini il valore di z/L, pari a:zkgz w'θ 'L = − ⋅[10.88b]T u3*e si calcoli il valore assunto dalla Funzione universale di Similarità Ψ m (z/L). A questo punto èpossibile ottenere una nuova stima di u * , più accurata della precedente e pari a:( ( z z ) − Ψ ( z L)u* = ku ln0 m[10.88c]Passo 2: si iteri il Passo 1, finché la differenza tra due stime successive di u * non diviene inferiore(percentualmente) ad un valore prefissato. Se ciò accade, l’ultima stima di u * è quelladefinitiva e la (10.88b) consente la determinazione finale del parametro di stabilità z/L.10.2.2.3 Il Nuovo Metodo di HoltslagQuello che mette sempre in difficoltà nell’impiego pratico del metodo originale di Holtslag e Van Uldenè la scelta del parametro α. In effetti uno stesso suolo si può trovare in molte situazioni differenti nellediverse stagioni o addirittura da un giorno all’altro. Si pensi al caso estivo in cui per settimane non piovee si tenderebbe a selezionare un α tipico delle aree semiaride e improvvisamente giunge una pioggiapersistente e cambia completamente il contenuto di acqua del suolo e quindi di α. Enorme è la ricercasvolta per poter individuare metodi operativi che consentano di individuare valori di α che si adattino alvariare delle situazioni pedologiche del terreno, ma i risultati, ottenuti soprattutto dagli agrometeorologi,sono di una complessità tale da rendere tali metodi difficilmente applicabili operativamente. De Rooy eHoltslag (1999) hanno selezionato criticamente la Letteratura disponibile ed hanno individuato unmetodo di semplice applicazione che, almeno nel territorio olandese, ha dato risultati estremamenteinteressanti. Invece di basarsi sul modello di Priestley-Taylor, gli Autori fanno riferimento direttamenteal modello di Penmann-Montheit così espresso:( R ) ( )N − G ρCp ∆qa− ∆q00−s + γ ( s + γ ) r a( R ) ( )N − G ρCp ∆qa− ∆q0+s + γ ( s + γ ) r aγH0 =[10.89a]HEs=0 [10.89b]Per l’impiego di queste relazioni è necessario conoscere il valore del rapporto γ/s in funzione dellatemperatura dell'aria. La relazione (10.76) fornisce una correlazione utile allo scopo e le relazioniseguenti:————————————————————————————————————————- 452 -
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10.STIMA DEI PARAMETRI DELLA TURBOLENZA ATMOSFERICA—————————————————————⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯⎯————————inizialmente che z/L = 0:kuu*=ln( z z )0[10.88a]Dal segno del gradiente della temperatura potenziale è immediato stabilire se ci si trova in unasituazione convettiva o stabile e per questo è possibile selezionare senza ombra di dubbio laforma funzionale per Ψ m adeguata alla situazione in esame.Passo 1: si determini il valore di z/L, pari a:zkgz w'θ 'L = − ⋅[10.88b]T u3*e si calcoli il valore assunto dalla Funzione universale di Similarità Ψ m (z/L). A questo punto èpossibile ottenere una nuova stima di u * , più accurata della precedente e pari a:( ( z z ) − Ψ ( z L)u* = ku ln0 m[10.88c]Passo 2: si iteri il Passo 1, finché la differenza tra due stime successive di u * non diviene inferiore(percentualmente) ad un valore prefissato. Se ciò accade, l’ultima stima di u * è quelladefinitiva e la (10.88b) consente la determinazione finale del parametro di stabilità z/L.10.2.2.3 Il Nuovo Metodo di HoltslagQuello che mette sempre in difficoltà nell’impiego pratico del metodo originale di Holtslag e Van Uldenè la scelta del parametro α. In effetti uno stesso suolo si può trovare in molte situazioni differenti nellediverse stagioni o addirittura da un giorno all’altro. Si pensi al caso estivo in cui per settimane non piovee si tenderebbe a selezionare un α tipico delle aree semiaride e improvvisamente giunge una pioggiapersistente e cambia completamente il contenuto di acqua del suolo e quindi di α. Enorme è la ricercasvolta per poter individuare metodi operativi che consentano di individuare valori di α che si adattino alvariare delle situazioni pedologiche del terreno, ma i risultati, ottenuti soprattutto dagli agrometeorologi,sono di una complessità tale da rendere tali metodi difficilmente applicabili operativamente. De Rooy eHoltslag (1999) hanno selezionato criticamente la Letteratura disponibile ed hanno individuato unmetodo di semplice applicazione che, almeno nel territorio olandese, ha dato risultati estremamenteinteressanti. Invece di basarsi sul modello di Priestley-Taylor, gli Autori fanno riferimento direttamenteal modello di Penmann-Montheit così espresso:( R ) ( )N − G ρCp ∆qa− ∆q00−s + γ ( s + γ ) r a( R ) ( )N − G ρCp ∆qa− ∆q0+s + γ ( s + γ ) r aγH0 =[10.89a]HEs=0 [10.89b]Per l’impiego di queste relazioni è necessario conoscere il valore del rapporto γ/s in funzione dellatemperatura dell'aria. La relazione (10.76) fornisce una correlazione utile allo scopo e le relazioniseguenti:————————————————————————————————————————- 452 -
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