CLIMI DELLE SUPERFICI NON
UNIFORMI
• EFFETTI DELL’INOMOGENEITA’ SPAZIALE
• EFFETTI DELLA TOPOGRAFIA
INOMOGENEITA’ SPAZIALE PROVOCA:
•
EFFETTI AVVETTIVI: MOVIMENTI ORIZZONTALI DI MASSE D’ ARIA DA
SUPERFICIE AD UN’ALTRA , CHE PROVOCANO UN EFFETTO A GRANDE SCALA
UNA
•
CIRCOLAZIONE SISTEMICA TERMICA: CIRCOLAZIONE DI ARIA INDOTTA DA DIFFERENZE NELLE
PROPRIETA’ DI SUPERFICI,QUANDO I VENTI REGIONALI SONO DEBOLI
Paola Mirabile
EFFETTI AVVETTIVI SONO :
1.
2.
3.
CLOTHESLINE EFFECT
LEADING-EDGE O FETCH EFFECT
OASIS EFFECT
CLOTHESLINE EFFECT
SI VERIFICA QUANDO UNA MASSA D’ ARIA SI MUOVE VERSO UN MARGIME VEGETATO E SI
SPOSTA NEL CANOPY VEGETATIVO, COME NELL’ESEMPIO IN FIGURA .
SE L’ ARIA CHE ENTRA NEL CAMPO E’ CALDA E ASCIUTTA , AUMENTA IL GRADIENTE DI
PRESSIONE DI VAPORE TRA LE FOGLIE E L’ARIA CIRCOSTANTE. IL RISULTATO E’:
• AUMENTO DELLA EVAPOTRASPIRAZIONE E DIMINUZIONE DELL’UMIDITA’ DEL SUOLO
• LA MASSA D’ ARIA CHE ENTRA NEL CAMPO SI RINFRESCA E ACQUISTA UMIDITA’
LEADIG- EDGE EFECT
IL LEADING-EDGE E’ LA LINEA DI DISCONTINUITA’ PERPENDICOLARE AL SUOLO CHE
SEPARA DUE ZONE CON PROPRIETA’ DI SUPERFICIE DIVERSE, AD ESEMPIO DUE ZONE
DIVERSAMENTE COLTIVATE.
IL LEADIG-EDGE EFFECT
• SI VERIFICA QUANDO LA MASSA D’ ARIA SI SPOSTA DA UNA SUPERFICIE AD UN’ALTRA
CHE ABBIA CARATTERISTICHE CLIMATICHE DIVERSE.
• PROVOCA LA VARIAZIONE DELLE PROPRIETA’ DELLA MASSA D’ ARIA
VARIAZIONE DI UMIDITA’ IN UNA MASSA D’ ARIA CHE SI SPOSTA DA UNA SUPERFICIE VEGETATA A
UNA NON VEGETATA.
L’ INCREMENTO DEL CONTENUTO DI VAPORE SI VERIFICA PRIMA VICINO ALLA SUPERFICIE, CHE NE E’ LA
SORGENTE, E POI SI DIFFONDE VERSO L’ ALTO, INTERESSANDO UNO STRATO SEMPRE PIU’ PROFONDO
CON L’INCREMENTO DELLA DISTANZA DAL LEADING-EDGE.
LO STRATO PUO’ RICHIEDE UNA DISTANZA DI 100-300 M PER CIASCUN METRO DI INCREMENTO
VERTICALE
SE LO SPOSTAMENTO SI VERIFICA DA UNA SUPERFICIE LISCIA A UNA RUGOSA IL GRADIENTE
DIMINUISCE FINO A 10-30 M PER CIASCUN METRO DI INCREMENTO VERTICALE
OASIS EFFECT
•
SI VERIFICA QUANDO UNA SORGENTE DI UMIDITA’, ISOLATA IN UNA REGIONE PIUTTOSTO
ARIDA, SI TRAFORMA IN UNA ZONA PiU’ FREDDA RISPETTO LA ZONA CIRCOSTANTE A
CAUSA DELL’EVAPORAZIONE CHE RAFREDDA.
•
I CONTESTI IN CUI SI PUO’ VERIFICARE QUESTO EFFETTO SONO :
1.
2.
3.
4.
5.
LE OASI NEI DESERTI
UN PARCO URBANO
UN LAGO IN UN’AREA CON ESTATE ASCIUTTA
UN GHIACCIAIO SU UNA CATENA MONTUOSA
UN ALBERO ISOLATO IN UNA STRADA
COSA PROVOCA L’EFFETTO OASI NEL BILANCIO TERMICO
A SEGUITO DELL’EFFETTO OASI SI VERIFICA CHE:
•Qe>Q*, CIOE’ IL CALORE LATENTE E’ MAGGIORE DEL BILANCIO RADIATIVO A TUTTE LE FREQUENZE
• Qh , CIOE’ IL CALORE SENSIBILE, E’ NEGATIVO.
IL GRAFICO SOTTOSTANTE MOSTRA UN EFFETTO OASI DAL PRIMO FINO AL 20 GIUGNO
CIRCOLAZIONE SISTEMICA TERMICA
MOVIMENTO D’ARIA CHE SI VERIFICA QUANDO LA DIFFERENZA TERMICA DI AMBIENTI ADIACENTI
PROVOCA UN GRADIENTE DI PRESSIONE ORIZZONTALE
E’ POSSIBILE DISTINGUERE DIVERSE TIPOLOGIE DI MOVIMENTI IN CIRCOLAZIONE SISTEMICA
TERMICA:
1.
BREZZE DI TERRA E DI MARE
2.
BREZZE URBANE
3.
BREZZE DI FORESTA
LE CARATTERISTICHE TERMICHE DELL’ACQUA SONO DIVERSE DA QUELLE DEL SUOLO
L’ACQUA HA UN COMPORTAMENTO TERMICO DIVERSO DALLA TERRA IN QUANTO:
•
•
•
•
PERMETTE LA TRASMISSIONE DELLE ONDE CORTE PER UNA PROFONDITA’ CONSIDEREVOLE
RIESCE A TRASFERIRE IL CALORE ATTRAVERSO LA CONVEZIONE
CONVERTE MOLTA ENERGIA IN CALORE LATENTE PIUTTOSTO CHE IN CALORE SENSIBILE
HA UN’ INERZIA TERMICA ELEVATA DOVUTA ALLA GRANDE CAPACITA’ DI CALORE
LE BREZZA DI MARE
LA BREZZA DI MARE SI VERIFICA DURANTE IL GIORNO:
• SOPRA LA TERRA LA COLONNA D’ARIA SI SCALDA RAPIDAMENTE E PER UN’ALTEZZA SUPERIORE DI QUELLA
SOPRA L’ACQUA
• AL SUOLO SI GENERA UNA BASSA PRESSIONE
• L’ARIA PIU’ FRESCA PROVENIENTE DAL MARE SI SPOSTA VERSO LA TERRA CON UNA VELOCITA’ DI 2-5 M/S
• SI CREA UNA CELLA CONVETTIVA CHE HA UN’ALTEZZA DI 1-2 KM E SI ESTENDE NELL’ENTROTERRA PER 30 KM
CIRCA
• L’ESTENSIONE DELLA BREZZA PERMETTE ALLA BREZZA DI ESSERE DEFLESSA DALLA FORZA DI CORIOLIS
• LA RISALITA DELL’ARIA SULLA TERRA E’ ASSOCIATA CO LO SVILUPPO DI CUMULI DI NUBI, LE QUALI SI
SPOSTANO VERSO IL MARE E QUI SI DISSIPANO
LA BREZZA DI TERRA
LA BREZZA DI TERRA SI VERIFICA DURANTE LA NOTTE:
• LA SERA L’ARIA SI RAFFREDDA PIU’ VELOCEMENTE SULLA TERRA CHE SUL MARE
• AL SUOLO LA PRESSIONE E’ PIU’ ALTA RISPETTO A QUELLA DEL MARE: SI GENERA UNA CELLA
CONVETTIVA
• LA VELOCITA’CON CUI SOFFIA LA BREZZA DI NOTTE E’ 1-2 M/S, PIU’ BASSA DI QUELLA DI MARE
• L’ESTENSIONE ORIZZONTALE E VERTICALE DELLA BREZZA DI TERRA E’ PIU’ RIDOTTA RISPETTO
QUELLA DI MARE
IMPLICAZIONI PRATICHE ASSOCIATE ALLA BREZZA
1.
LA MALATTIA CHE MACCHIAVA IL TABACCO PIANTATO VICINO LA COSTA DEL LAGO ERIE. MUKAMMAL
SCOPRI’CHE IL DANNO ERA CAUSATO DALL’OZONO. TALE COMPOSTO ERA PRODOTTO DALL’AZIONE
FOTOCHIMICA SOPRA IL LAGO. LA BREZZA TRASPORTAVA QUESTO INQUNANTE SULLA TERRA.
1.
LE BOLLE COLOR RUGGINE CHE INFETTARONO UN ALBERO DI PINO COLLOCATO A 15-20 KM DALLA RIVA
DEL LAGO SUPERIORE.
ASDEL SCOPRI’ CHE LE SPORE CAUSA DELLA MALATTIA IN ESAME
PROVENIVANO DA CESPUGLI DI RIBES COLLOCATI A 8 KM DALL’ALBERO: LE SPORE VENIVANO RILASCIATE
LA NOTTE E VENIVANO TRASPORTATE SOPRA IL LAGO DALLA BREZZA DI TERRA; DI GIORNO GIUNGEVANO AL
PINO ATTRAVERSO LA BREZZA DI LAGO (IL PINO ERA ALLA BASE DELLA PORZIONE DI CELLA CHE
DISCENDEVA).
2.
LA BREZZA MARINA RINFRESCA IL CLIMA CALDO NELLE ZONE COSTIERE
LA BREZZA DI CITTA’
UNA CITTA’ E’ PIU’ CALDA DEI TERRITORI CIRCOSTANTI. COSI’,QUANDO I VENTI REGIONALI SONO
MOLTO DEBOLI, LE MASSE D’ARIA CONVERGONO VERSO L’AGLOMERATO URBANO.
A DIFFERENZA DEL SISTEMA DI BREZZE MARINE NON C’E’ UN’INVERSIONE GIORNALIERA DEL FLUSSO
PERCHE’ LA CITTA’ E’ SEMPRE PIU’ CALDA
LA BREZZA DI FORESTA
DI GIORNO, IL CONTRASTO TERMICO TRA IL FRESCO SUB-CANOPY DI UNA FORESTA E UN VICINO
CAMPO COLTIVATO PROVOCA UNA FRESCA BREZZA CHE SOFFIA FUORI DALLA FORESTA.
DI NOTTE SI INVERTE IL FLUSSO E LA BREZZA SOFFIA VERSO LA FORESTA. IL GRANDE ATTRITO
PROVOCATO DALLA FORESTA, PERO’, RIDUCE GLI EFFETTI A POCHI METRI DAL MARGINE
EFFETTO della TOPOGRAFIA
La radiazione diretta
La topografia genera i venti
La topografia modifica i venti
La radiazione diretta
S = Si cosΘ
Θ è l’angolo tra la normale alla superficie e S comprende:
 inclinazione del versante rispetto al piano orizzontale
 azimuth del target
 angolo del sole dallo zenith
es: lat 40° N esposta a sud all’equinozio e inclinata di 45°
Θ = 5°
Si dipende dal tipo di atmosfera
S comprende D e L
EQUINOZIO i raggi del sole sono perpendicolari all’equatore
SOLSTIZIO i raggi del sole sono perpendicolari ai tropici,
21 giugno tropico del cancro estate emisfero N
22 dicembre tropico del capricorno inverno emisfero S
A equinozi 21 marzo e settembre
B solstizio d’estate 22 giugno
C solstizio d’inverno 22 dicembre
Radiazione diretta su superfici con diverse inclinazioni a lat 40° N
-orizzontali e esposte a sud hanno la stessa simmetria
-esposte a est hanno il loro “mezzogiorno” e il loro
“tramonto”
-esposte a est ricevono sempre per prime e hanno una
curva più ripida
A) MAX sono in ordine decrescente:S 45°
Hor – S vert
B) MAX sono in ordine decrescente: Hor – S 45° - N
45° - S vert (N vert riceve solo all’alba e al
tramonto opposto a S vert)
C) MAX sono in ordine decrescente: S 45° - S vert –
Hor (N> 26,5° sono in ombra)
In conclusione:
Muovendoci dalle alte alle basse latitudini aumenta la radiazione sulle superfici esposte a nord
Poiché ai tropici il sole non si discosta mai più di 47° dallo zenith l’effetto della topografia è
trascurabile, viceversa per le medie latitudini
Totale della radiazione a onde corte su superfici con
diversa inclinazione a lat 45°N. si nota:
Il max su quelle esposte a sud e inclinate di 45°
(Θ=0)
In ombra quelle esposte a nord con inclinazione
>45°
Bilanciamento energetico lat 41°N media
mensile di settembre (MJ m-2 day-1)
- esposte a sud pompano nello SLP 3v calore
sensibile di quelle esposte a N (ma più umide)
Le nuvole possono avere:
feedback positivo
fanno parte del motore del sistema brezze di mare incrementando le celle
anabatiche
feedback negativo
diminuiscono la radiazione diretta per cui l’energia disponibile per
rigenerarsi generano diffusione
Tutto questo genera GRADIENTI per cui movimenti di masse d’aria quindi venti zonali
Creazione di carte in cui si rappresenta la radiazione incidente per ogni pixel (quella diffusa è
considerata costante per ogni emisfero)
È LA BASE PER LA COMPRENSIONE DEL MICROCLIMA LOCALE
Topografia genera venti
Sistema di venti locali nelle Valli:
- orientata N-S simmetrica
•flusso anabatico nel centro valle
•risalite sui versanti (2 – 4 ms-1
fino a 40m di altezza) genera
una cella anabatica che lungo le
creste nelle zone tropicali può
provocare precipitazioni
•in quota flusso verso N al top
dello SLP (valley wind) e sopra
l’altezza delle montagne flusso
verso S (anti-valley wind)
•emissione dalla superficie di L
raffreddamento dei versanti cella
catabatica
•velocità lungo i versanti 2-3 ms-1
aumenta se la superficie è più
fredda e se i pendii sono più
ripidi ha il suo max appena prima
dell’alba
•Flusso vicino alla superficie
verso S (mountain wind) e sopra
lo SLP di ritorno verso N (antimountain wind )
•il flusso catabatico si rinforza se
c’è un ghiacciaio al top della
valle o neve sulla superficie
(venti catabatici anche di giorno
delle calotte polari 20 ms-1)
Inversione in valle:
Flusso catabatico notturno spinge QH verso la superficie,
 si genera un’inversione termica
al mattino la superficie si riscalda più velocemente e rigenera i flussi di risalita
dispersione della nebbia (fine dell’inversione 3-5 h dopo l’alba, prolungata se sui pendii c’è neve
o ghiaccio)
Topografia modifica i venti
Separazione: il flusso d’aria aderisce al terreno, quando incontra
una discontinuità della superficie si genera una zona di
depressione, quindi un gradiente avverso al flusso. Il flusso può
superarlo senza separarsi se la discontinuità è dolce altrimenti si
generano delle turbolenze prima (bolster eddie) e dopo la
discontinuità (lee eddie), si genera una separazione quindi flussi
contrari
Topografia moderata (pendii con inclinazione < 17°)
Fattore di massima amplificazione* (rilievi)
umax/uup = 1+b(H/X) (Taylor e Lee 1984)
umax: velocità max del vento al top del “rilievo”
uup: velocità del vento alla stessa altezza del top del “rilievo” ma prima di esso
b: costante diversa per ogni tipologia di rilievo
H: altezza del rilievo
X: distanza tra H e il punto sul versante H/2
*Fattore di massima diminuzione (valli) identico ma H è negativo (umin/uup)
Un fattore di 2 significa un raddoppio della velcità al top, è il valore limite, i valori più comuni sono 1.6-1.8
incremento di velocità nella risalita max al top
b= 2
Produce un rallentamento che è max nel centro b=2
Il minimo è sempre vicino alla base e il max sulla cresta b= 0.8
Produce un incremento al top (come il rilievo)
ma anche ai lati con i max sugli estremi b=1.6
Produce un getto con il max centrale
Effetto di zone di inversione che schiacciano il flusso e influiscono anche su quello laterale nelle
“isole 3D”
aumento della velocità
Topografia “acuta” (pendii con inclinazione >17°)
Si introduce il concetto di separazione e di flussi secondari, poiché il sistema è complesso non ci sono analisi
matematiche.
Bolster(cuscino) eddie: si generano sul pendio ascendente a causa di un incremento di pressione si genera un
vortice e si ha un incremento di velocità
Lee(rifugio) eddie: si generano sul pendio discendente per depressione si genera un vortice ma con un decremento
di velocità e un aumento di venti termici
TUTTI E DUE SONO CONTRARIE AL FLUSSO PRINCIPALE
Zona favorevole alla formazione di nubi
L’associazione tra le onde delle lee eddie e la formazione di
nubi provoca che parte del flusso (quello in quota) ritorna
alla situazione precedente, parte scende verso la superficie
Passando sopra una valle stretta si genera una
piccola lee eddie ma il flusso principale non
viene influenzato inoltre all’interno della valle
si può trovare flusso debole o stagnate
È una combinazione di rapida discesa e
risalita di flusso si creano due zone laterali di
formazione nuvolosa perché la subsidenza
genera risalita di calore e una centrale di
dissipazione (simile sezione cella catabatica
in valle)
Condizioni opposte nello stimolare la formazione di nubi
Causa sicuramente un incremento di velocità sulla faccia esposta
e ai lati. La turbolenza posteriore è complessa tanto da non
generare delle lee eddie stabili ma delle turbolenze a velocità
molto ridotta comunque contrarie al flusso principale. Il flusso di
discesa si prolunga per una notevole distanza (ferro di cavallo)
Simile al caso moderato ma con la formazione di bolster e lee eddie
*Cono Venturi
La separazione:
è favorita da situazioni di instabilità e bloccata da quelle di stabilità
è molto forte se il pendio della lee eddie è esposto al sole, si genera
un flusso anabatico che alimenta la lee eddie
PERCHE’*
Capire la distribuzione di inquinanti in atmosfera
Dove posizionare dei generatori eolici
Predizione di aree riparate per: risparmio energetico abitazioni, pianificazione stradale,
predizione deposizione sabbie e neve, costruzione aeroporti, porti sulle isole
Effetto della rugosità :
Cambio di direzione, rappresenta una transizione da un territorio di
un certo tipo ad un altro (consideriamo l’emisfero N)
Il flusso più lento nella zona ruvida tende a direzionarsi contro
gradiente, quando si sposta su superficie liscia si rimette a
seguire il gradiente ruotando verso destra per coriolis
L’opposto della precedente, quando il flusso passa sulla
superficie ruvida subisce un rallentamento e la direzione tende a
essere contro gradiente
AREA RUVIDA ALLA DESTRA DEL VENTO
La differente velocità con cui si sposta la massa, dovuta al diverso
rapporto gradiente-attrito, genera una zona di convergenza lungo il
limite ruvido-liscio, il flusso su superficie ruvida si sposta verso
sinistra contro gradiente mentre quello su superficie liscia ruota
verso destra per coriolis. Se il sistema è abbastanza forte si genera
lungo questo limite un sistema nuvoloso
AREA RUVIDA ALLA SINISTRA DEL VENTO
In questo caso si realizzano le condizioni opposte al caso precedente, la
diversa posizione della zona ruvida rispetto alla direzione del vento genera
divergenza e quindi dissipazione di sistemi nuvolosi.
Può rappresentare un area isolata in città o in una foresta o
un’isola in mezzo al mare.
È una combinazione dei casi precedenti, si nota come il
flusso entrando nell’area ruvida rallenta e tende a tornare
indietro. Quando esce aumenta di nuovo la velocità
ritornando nella direzione precedente ruotando verso destra
per coriolis.