fisica dell`atmosfera - idrologia@polito

POLITECNICO DI TORINO
DITIC - Dipartimento di Idraulica, Trasporti ed Infrastrutture
Civili
Corso di Idrologia
Prof. Pierluigi Claps
ELEMENTI DI FISICA
DELL’ATMOSFERA
Premessa
•  L’acqua entra nel ciclo idrologico mediante varie forme di
precipitazione. Perseguire obiettivi di carattere idrologico
implica comprendere la genesi e la distribuzione della
precipitazione.
•  In origine questi fenomeni derivano dalla disponibilità e
dal trasporto del vapor d’acqua in atmosfera.
•  Disponibilità e trasporto del vapore controllano anche i
fenomeni di evaporazione, cruciali in vari campi di
applicazione dell’idrologia
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Obiettivi formativi
•  Comprendere le proprietà del vapor d’acqua e delle
misture aria vapore in atmosfera
•  Saper valutare le modalità di formazione della
precipitazione
•  Comprendere i concetti di stabilità atmosferica e di
evoluzione dello stato di una massa d’aria umida in
sollevamento libero o forzato
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Composizione chimica dell’atmosfera
Azoto
Ossigeno
Argon
Anidride Carbonica
78%
21%
1%
0.035%
Vapor d acqua:
da 0% (aree desertiche) a 4% (aree tropicali)
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STRUTTURA
DELL'ATMOSFERA
Strato di confine
(boundary layer): il suo
spessore è dell'ordine delle
centinaia di metri
(100-1000). E' fortemente
influenzato dal terreno
sottostante.
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STRUTTURA TERMICA DELL'ATMOSFERA
- Troposfera: la diminuzione di temperatura con l'altezza è mediamente di
6.5°C per km. Il suo spessore varia con la latitudine (8-16 km). Contiene il
75% della massa totale di gas. Sede di tutti i più importanti fenomeni
meteorologici
- Tropopausa: temperatura costante
-  OMOSFERA, (caratteristiche chimiche omogenee), composta da:
-  Stratosfera: temperatura crescente, dovuta alla grande concentrazione di 0,
02, 03, gas che assorbono le radiazioni ultraviolette.
-  Mesosfera: temperatura decrescente.
- Termosfera: temperatura (cinetica) crescente fino ad altissime temperature:
100°C a 100 km, 1000°C a 300 km di altitudine.
Il limite superiore dell'atmosfera è fissato a 103 km di altezza
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3
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INVERSIONE TERMICA
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PRESSIONE ATMOSFERICA
E il peso dell atmosfera sulla superficie unitaria
orizzontale e diminuisce con l aumentare della quota con
profilo esponenziale (ipotesi isoterma). La pressione
decresce con la quota tanto più rapidamente quanto più
bassa è la temperatura dell aria.
Nelle zone del nostro pianeta in cui
esiste una pressione di valore superiore
a quello normale siamo area di ALTA
PRESSIONE mentre dove la pressione
ha un valore minore, siamo in aree di
BASSA PRESSIONE.
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Gradiente di PRESSIONE ATMOSFERICA
•  Legge di Stevino, dP/dz=-!g;
•  Legge di stato per i gas ideali, ! = P/RT';
•  dipendenza della pressione dalla quota, dP/P= -(g/RT )dz;
•  integrando,
P = Po exp( "
•  Ipotesi isoterma,
1 z dz
g
)
R !zo T '
& g (z ' zo )#
P = Po exp $'
RT ' !"
%
•  Ipotesi atmosfera stratificata,
dz
z
T ' = To " !z
' T ( !z $
""
P( z ) = Po %% o
& To #
g / R!
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:
How much water can the air hold?
Saturation vapor pressure es(t). The maximum vapor pressure that is
thermodynamically stable.
! 17.27T $
es (T ) = 610.8exp #
&
" 237.3+ T %
Pa, for T in oC
See Goff-Gratch (1946) for more precise
equation or Lowe (1977) for polynomials for
efficient evaluation
es(Ta)
ea
Td
Ta
Relative humidity. Vapor pressure relative to saturation vapor
pressure. (usually expressed as %)
Rh =
e
es (T)
Dew point. Td. The temperature to which a parcel of air has to be cooled at
constant (vapor) pressure to reach saturation. (Dingman equation D-11)
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Quanta acqua può essere
trattenuta in atmosfera?
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UMIDITA ATMOSFERICA
Umidità
•  Assoluta (g/kg) Limitata dalla curva di saturazione
•  Relativa (%) rapportata al valore di saturazione
•  Specifica q= Densità vapore/densità aria (anche Mixing Ratio)
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Pressione di vapore a saturazione , es
La pressione di vapore a saturazione si verifica quando l’aria contiene
la massima quantità possibile di vapore alla data temperatura
Curva di saturazione
& 17.27T #
es = 611 exp$
!
% 237.3 + T "
Equazione di Clausius-Clapeyron
La pressione di vapore è misurata in Pascal (Pa), dove 1 Pa = 1 N/m2
1 kPa = 1000 Pa
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7
Umidità Relativa , Rh
es
ea
ea
Rh =
es
E’ misurata anche dal rapporto tra la pressione
di vapore effettiva (actual) e quella
di saturazione
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Temperatura del punto di rugiada (dewpoint), Td
e
Td
T
E’ la temperatura alla quale l’aria risulterebbe satura mantenendo la stessa
umidità assoluta (Rh va invece al 100%)
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Spostamenti verso la saturazione per:
P
Incremento di pressione
C
PC
L
es
B
V
A
S
PT
Td
Riduzione di temperatura
T
ea
es
RH = 100 • ea / es
•  Pressione reale del vapor acqueo
•  Pressione di vapore a saturazione
•  Umidità relativa
Calore Latente
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UMIDITA ATMOSFERICA
Fusione = - solidificazione = 79.7 Cal/g
Evaporazione = - Condensazione = 597.3 - 0.57 T Cal/g
Sublimazione = 677 - 0.07 T Cal/g
T in °C
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Perchè piove?
• Quando,
per varie cause, l aria si innalza, si raffredda per effetto
dell espansione adiabatica. Il raffreddamento diminuisce la pressione di vapore
di saturazione, rendendo possibile la condensazione del vapore acqueo.
• Si
formano così, ad una opportuna quota dal suolo, detta (Lifting) Condensation
Level’ le nuvole: particelle di acqua liquida o solida, sospese in aria.
• N.B. La Condensazione NON implica Precipitazione!
Storm building near Arvada, Colorado!
. U.S. © Brian Boyle.!
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Sollevamento masse d’aria e
gradienti termici
Sollevamento:
•  Orografico
•  Convettivo
•  Frontale
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Sollevamento Convettivo
Cumulonimbus capillatus incus!
Over Austin, Texas, US!
© Ginnie Powell!
-
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gradiente termico adiabatico:
Aria secca:
dT
g T
=!
dz
Cp T '
Aria satura (pseudo-adiabatico):
dT
g T ! dq
=!
+
dz
C p T ' C p dz
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Stabilità Atmosferica
Stable ! < !d
Unstable ! > !d
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From Brutsaert, 2005
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Da Peron, Cappelletti, 2010
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Sollevamento Orografico
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Instabilità Condizionale
From Brutsaert, 2005
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Precipitable water - PPW
È la quantità di vapore contenuta in una colonna di
atmosfera di sezione unitaria tra la superficie
terrestre (z0) ed una quota z > z0 (p.es., i 3000 m).
Si ottiene integrando la densità di vapore "v tra i
due limiti di quota
PPW =
%
z
z0
$ v ! dz
e(z )
RT( z)
T(z ) = T0 # " ! z
con $ v = 0.622
e
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Quando il livello di condensazione (zLCL)
è compreso tra i due limiti di
integrazione l integrale si spezza in due
parti (zona insatura e zona satura):
PPW =
!
zLCL
z0
# v " dz +
!
z
zLCL
# v,sat " dz
e(z )
nell' ipotesi di mixing ratio cos tan te
R # T( z)
con T(z ) = T0 " ! DA # (zLCL " z 0 )
dove: $ v = 0.622
! DA = gradiente termico adiabatico sec co
e sat (z )
R # T( z)
con T(z ) = T0 " ! WA # (z " zLCL )
$ v,sat = 0.622
! WA = gradiente termico adiabatico umido
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IL FOHN
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Cause di sollevamento di masse di aria umida
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Il meccanismo frontale
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Stratocumulus stratiformis!
Over Berwick-upon-Tweed, Northumberland, UK.!
© Antonio Feci!
Evento di tipo stratiforme
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Perchè piove?
• Se
le gocce d acqua riescono ad accrescersi al punto da raggiungere un peso
sufficiente, precipitano a terra. Piove, nevica o grandina.
Precipitation, Thriplow in Cambridgeshire. U.K!
© John Deed.!
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Formazione delle precipitazioni: Idrometeore
Iniziale Nucleazione
Necessità di nuclei (aerosol) per attivare la condensazione
- - + -
Composizione:ghiaccio, polveri, cristalli di
sale, materiale organico
Dimensione e concentrazione : gnrl.
0.01-0.2µm; 103-105 per cm3
Successiva formazione di gocce:
Condensazione intorno a goccioline fredde (acqua soprafusa o
ghiaccio) o con un certo contenuto di sali (NaCl) (bassa tensione
di vapore)
Coalescenza: inglobamentodi gocce in altre gocce (es. per urti) aggregazione
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Precipitation formation
•  Lifting cools air masses so
moisture condenses
•  Condensation nuclei
–  Aerosols
–  water molecules attach
•  Rising & growing
–  0.5 cm/s sufficient to
carry 10 µm droplet
–  Critical size (~0.1 mm)
–  Gravity overcomes and
drop falls
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LE PRECIPITAZIONI
Tipo
Diametro
Gocce
Velocità
finale
Tempo di
caduta
(mm)
(mm/s)
(da 300m)
0.002 – 0.02
0.13-13.3
>24 ore
Pioggerella
0.02-0.2
13.3-720
6 h – 7 min
Pioggia
0.2 – 5.0
720 – 9090
7 min - 30 sec
Nuvole
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