UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Introduzione Corso sul tempo violento e locale LSW (Local Severe Weather) Lezione I La convezione atmosferica e l’equilibrio atmosferico locale 01 marzo 2005 Dario B. Giaiotti UMFVG ARPA OSMER 1 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 La troposfera - definizione Termosfera km 500 Mesosfera 50 Stratosfera 8-15 Troposfera Terra 0 Troposfera Temperatura 2 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS C UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 L’equilibrio della troposfera su scala planetaria I Troposfera A livello planetario l’energia proveniente dal sole viene ripartita in modo non omogeneo sulla superficie terrestre e nella troposfera SOLE Meno energia/m2 Terra Più energia/m2 3 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 L’equilibrio della troposfera su scala planetaria II Troposfera Gli scompensi energetici vengono continuamente compensati, altrimenti il sistema non sarebbe in equilibrio Meno energia/m2 Trasferimento dell’energia Terra Più energia/m2 Atmosfera Oceani 4 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Concetto: l’equilibrio termico Gli squilibri energetici tendono sempre ad essere compensati I sistemi fisici tendono sempre a raggiungere un equilibrio La temperatura è un indice che rivela il contenuto energetico di un sistema Energia Riscaldamento Alta temperatura Flusso di energia Gradiente Termico variazione di temperatura con la distanza Bassa temperatura 5 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Le perturbazioni atmosferiche Le perturbazioni atmosferiche sono uno dei veicoli per il trasposto dell’energia dalle zone più calde a quelle più fredde del pianeta Terra 6 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Bilancio energetico giornaliero Notte Giorno Entrante Uscente Totale Giorno Troposfera Troposfera Notte Intera Giornata Terra 0 0 Circa in equilibrio nelle 24 ore Terra 7 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 La diminuzione della temperatura con l’altezza La diminuzione della temperatura con l’altezza è conseguenza della composizione chimica della troposfera e dell’attrazione di gravità esercitata dalla Terra sul gas troposferico 15 km 10 Per l’aria secca la riduzione sarebbe di circa 1C ogni 100m A causa della presenza di umidità il valore medio è di circa 0.6C ogni 100m (Gradiente termico verticale) 5 0 Notte Temperatura Giorno C 8 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Concetto: la temperatura potenziale hPa La temperatura cala con l’altezza e km 15 10 con essa la pressione. La temperatura dipende dalla pressione Esiste un’altra quantità che 100 dipende sia dalla temperatura e pressione che dal contenuto d’acqua dell’aria: la densità 10 Per confrontare le caratteristiche di due volumi d’aria si deve portarli alla medesima pressione 500 Alla stessa pressione la densità dei due volumi dipende solo dalla temperatura e dall’acqua contenuta Temperature 5 Temperature potenziali 0 -60 -20 La temperatura dell’aria ridotta ad una medesima pressione 1000 C (1000 hPa) è la temperatura 9 20 potenziale Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 La stratificazione della troposfera La troposfera è in equilibrio se l’aria più densa è sovrastata da quella meno densa Moto verticale FAVORITO Aria poco densa Temperatura potenziale alta Aria molto densa Temperatura potenziale bassa Gravità terrestre Moto verticale sfavorito Aria molto densa Temperatura potenziale bassa Aria poco densa Temperatura potenziale alta Terra Stabile Instabile 10 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Gradiente termico verticale e stabilità hPa Come mai, in condizioni di km 15 10 stabilità, l’aria in quota è più fredda ma meno densa di quella nei bassi strati? 100 Perché si trova ad una 10 5 Temperature potenziali 0 -60 -20 pressione inferiore, ma la sua temperatura potenziale è maggiore di quella dell’aria che sovrasta 500 Quindi, la temperatura cala con l’altezza, ma di quel tanto richiesto dalla diminuzione di pressione, 1000 C senza creare squilibri 20 11 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Gradiente termico verticale in caso di instabilità hPa km 15 10 Se per qualche motivo la temperatura potenziale degli strati superiori è più bassa di 100 quelli inferiori …. 10 …. aria più densa sovrasta aria meno densa. 500 5 Instabilità atmosferica. Temperature potenziali 0 1000 -60 -20 20 C 12 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Densità e stabilità della troposfera Quando la troposfera è instabile l’energia non è ripartita equamente Ripartizione energetica equilibrata tra i diversi strati troposferici Ripartizione energetica NON equilibrata tra i diversi strati troposferici Aria poco densa Aria molto densa Aria molto densa Aria poco densa Terra Stabile Instabile Necessario un trasferimento di energia 13 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 La convezione atmosferica: sintesi La convezione atmosferica è il movimento spontaneo dell’aria nel verso opposto a quello della forza di gravità, cioè dal basso verso l’alto (ne conseguono anche moti in verso opposto) La convezione atmosferica è principalmente dovuta all’instabilità atmosferica (esistono anche altre concause) Lo scopo principale della convezione è quello di equilibrare gli scompensi energetici esistenti tra gli strati superiori ed inferiori dell’atmosfera Alla scala locale, nella troposfera la convezione è il meccanismo più efficiente per la compensazione degli squilibri energetici 14 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 La convezione nei bassi strati troposferici 15 km Coinvolge solo la parte bassa della troposfera Presente quasi esclusivamente di giorno 10 Strato Stabile 5 0 Strato Instabile Convezione C 15 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 La convezione profonda: i temporali Strato MOLTO Stabile 15 km 10 Viene coinvolta tutta la troposfera, ci si ferma alla tropopausa a causa della forte stabilità della stratosfera Può manifestarsi sia di giorno che di notte Strato Instabile Convezione 5 0 C Strato Instabile Convezione o Strato Stabile 16 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Fase iniziale di un temporale INGREDIENTI NECESSARI Necessaria instabilità non solo nei bassi strati Necessario innesco della convezione CARATTERISTICHE DI QUESTA FASE Significativo afflusso di aria dai bassi strati Prevalenza di moti ascendenti (updraft) Velocità di salita dell’aria 10 m/s Condensazione dell’acqua presente nell’aria durante l’ascesa Possibile asimmetria della struttura e delle correnti ascendenti Inizio della formazione di precipitazione durante la conclusione di questa fase Osservazione dei primi echo radar Scarsa presenza di attività elettrica 17 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Fase matura di un temporale Incudine CARATTERISTICHE DI QUESTA FASE Coesistenza di forti correnti ascendenti (updraft) e forti correnti discendenti (downdraft) La presenza del downdraft coincide con l’inizio della precipitazione La presenza del downdraft è dovuta all’azione meccanica della precipitazione sull’aria e al raffreddamento dell’aria prodotto dalla evaporazione della precipitazione nella fase discendente (evaporazione = sottrazione energia) Nei casi di temporali non particolarmente violenti la velocità dell’aria nel downdraft è inferiore a quella dell’ updraft Giunta al suolo, l’aria del downdraft è densa e genera un piccolo fronte detto gust front Forte precipitazione, fulmini, updraft e downdraft alla massima intensità, max echo radar Durata della fase matura nel caso di temporali 18 non violenti circa 10 minuti Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Fase terminale di un temporale CARATTERISTICHE DI QUESTA FASE Azione distruttiva del downdraft sull’ updraft Il gust front distrugge la convergenza al suolo che favorisce l’updraft. L’updraft cessa di esistere La precipitazione continua e il dowdraft anche se indebolito è l’unica corrente dominante Permanenza dell’incudine, orfana del suo cumulonembo di origine Durata totale del temporale: il tempo necessario all’ updraft per giungere alla tropopausa (10-12 km) e al downdraft per uccidere la convergenza al suolo. Totale poco più di 1/2 ora. 19 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Il ruolo dell’acqua nella convezione atmosferica Le manifestazioni meteorologiche non sono il risultato di processi fisici macroscopici. • moti verticali di masse d’aria • variazioni di temperatura di grandi volumi d’aria Anche i processi microscopici sono molto importanti • condensazione del vapore acqueo • evaporazione dell’acqua La presenza di acqua nell’atmosfera condiziona fortemente il suo equilibrio ed i suoi moti infatti essa può esistere in tutte e tre le fasi: solida, liquida e gassosa. 20 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Le fasi dell’acqua nella troposfera Nella troposfera ci sono le condizioni perché l’acqua possa esistere in ciascuna nelle tre fasi Fase solida T 0C (circa) Fase liquida 0C < T (circa) Fase vapore diverse T 21 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Passaggi di fase e loro energie Nei passaggi di fase dell’acqua energia viene ceduta o chiesta all’ambiente che circonda le molecole d’acqua 2500 J/g Fase liquida Energia 335 J/g Fase solida Energia ceduta all’ambiente Livello energetico Energia Livello energetico Fase vapore Energia Energia Energia chiesta all’ambiente 22 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG 15 Corso LSW anno 2005 Il ruolo dell’acqua nell’updraft hPa km 10 La condensazione del vapore acqueo incrementa l’instabilità 100 10 Ulteriore accelerazione verso l’alto L’updraft si intensifica 500 5 Energia Condensazione 0 1000 -60 -20 20 C 23 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Il ruolo dell’acqua nell’updraft: esempi Cumulus congestus Notevole contributo della condensazione all’updraft Base del cumulo Indica la quota alla quale inizia la condensazione Importante osservare la quota alla quale inizia la condensazione Esercizio: osservare la base del cumulo e stimarne l’altezza in km confrontandola con riferimenti terrestri. Annotare il tutto e fare statistica a fine stagione 24 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG 15 Corso LSW anno 2005 Il ruolo dell’acqua nel downdraft L’evaporazione dell’acqua aumenta hPa km 10 Ulteriore accelerazione verso il basso Il downdraft si intensifica 10 la stabilità 100 evaporazione 5 500 0 1000 -60 -20 20 C 25 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Il ruolo dell’acqua nel downdraft: esempi Precipitazione intensa e downdraft Precipitazione in aria secca Evaporazione della pioggia Virga Base del cumulonembo 26 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Esercizi proposti Conclusione della lezione I Esercizio a) Esercizio b) 27 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Title of slide 28 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 I palloni sonda e il profilo verticale dell’atmosfera 29 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Atmosfera stabile 30 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS UMFVG - OSMER ARPA FVG Corso LSW anno 2005 Atmosfera instabile 31 Work part-financed by the European Union Community Initiative INTERREG III B (2000-2006) CADSES - project FORALPS
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