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CIRCOLAZIONE GENERALE DELLATMOSFERA Università degli Studi Roma Tre Laurea Magistrale in Ingegneria Civile per la Protezione del Territorio dai Rischi.

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Presentazione sul tema: "CIRCOLAZIONE GENERALE DELLATMOSFERA Università degli Studi Roma Tre Laurea Magistrale in Ingegneria Civile per la Protezione del Territorio dai Rischi."— Transcript della presentazione:

1 CIRCOLAZIONE GENERALE DELLATMOSFERA Università degli Studi Roma Tre Laurea Magistrale in Ingegneria Civile per la Protezione del Territorio dai Rischi Naturali Corso: Idrodinamica delle Grandi Masse Docente: Ing Claudia Adduce

2 2 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE - La radiazione solare rappresenta lunica fonte di calore per la Terra. Il Sole, la cui superficie si trova ad una temperatura pari a T 5750 K, emette la maggior parte dellenergia attraverso onde corte con lunghezza donda compresa fra m, di cui il 40% ricade nello spettro del visibile ( m). - Un corpo nero, secondo la legge di Stefan-Boltzmann, emette un flusso radiativo (potenza per unità di superficie) che dipende dalla sua temperatura in cui = W/(m 2 K 4 ) è una costante e T è la temperatura assoluta (corrispondente ad una temperatura in °C K). - Se si assume il Sole come un corpo nero si ottiene che F sun = W/m 2 è il flusso di energia emesso dalla superficie del Sole. La Terra riceve però solo una piccola frazione di questo flusso proveniente dal Sole (a causa della porzione di superficie terrestre esposta al sole e della distanza Sole-Terra) pari a 1376 W/m 2. Se si media sullintera superficie della Terra si ottiene che il flusso incidente è I =344 W/m 2.

3 3 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: I MODELLO - Ipotesi: si trascura lo spessore dellatmosfera e si assumono la superficie terrestre e delloceano assieme allatmosfera come un sottile strato a cui il flusso incidente giunge dallalto. - Una parte della radiazione incidente viene riflessa verso lo spazio dalla neve, dal ghiaccio e dalle nubi. Il coefficiente di riflessione (albedo) è La radiazione riflessa è R= I=117 W/m 2. - La radiazione assorbita dalla Terra è data da quella incidente meno quella riflessa A=I-R =(1- )I=227 W/m 2.

4 4 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: I MODELLO - Poiché la Terra è in equilibrio termico (la sua temperatura non aumenta né diminuisce) la radiazione assorbita sarà uguale a quella emessa, A=E. Questultima viene emessa sottoforma di onde lunghe. Se la Terra si comporta come un corpo nero si ha e se ne deduce una temperatura sulla Terra T =251 K = -21 °C < 15 °C (temperatura media sulla Terra). Questo modello semplificato fallisce in quanto trascura leffetto dellatmosfera. Infatti il valore T =-21 °C è più simile a quello che si misura nella parte superiore dellatmosfera che sulla superficie terrestre.

5 5 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO - Ipotesi: si distingue latmosfera dalla superficie terrestre. - La radiazione incidente costituita da onde corte provenienti dal sole è immutata ( I =344 W/m 2 ), di questa: la frazione 1 =0.33 è riflessa verso lo spazio dalle nubi e dal particolato solido R 1 = 1 I =113.5 W/m 2 ; la frazione 1 =0.49 è trasmessa verso la superficie terrestre T 1 = 1 I =168.6 W/m 2 ; la parte rimanente è assorbita dallatmosfera.

6 6 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO - La Terra (ghiaccio, neve) riflette la frazione 2 =0.04 di quanto riceve R 2 = 2 T 1 =6.8 W/m 2 ed assorbe quel che resta A 2 =T 1 -R 2 =161.8 W/m 2. - Della porzione R 2 riflessa dalla Terra: la frazione 1 è trasmessa verso lo spazio attraverso latmosfera T 2 = 1 R 2 =3.4 W/m 2 ; la parte rimanente è assorbita dallatmosfera. Quindi latmosfera assorbe direttamente onde corte dal Sole ( I-R 1 -T 1 ) ed indirettamente dalla Terra ( R 2 -T 2 ) per un totale di

7 7 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO - Sia latmosfera che la superficie terrestre emettono radiazioni ad onda lunga, di entità uguale alla radiazione che ricevono come onde lunghe ed onde corte. - Se latmosfera emette un flusso E 1, parte di questo va in alto verso lo spazio e parte in basso verso la Terra. Poiché la parte superiore dellatmosfera è più fredda della parte inferiore, rivolta verso la Terra, questi due flussi non sono uguali: solitamente il 36% è diretto in lalto verso lo spazio ed il 64% è diretto in basso verso la Terra.

8 8 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO - Quindi la terra riceve 0.64 E 1 di radiazione (onde lunghe) dallatmosfera più la radiazione A 2 (onde corte), la loro somma deve essere pari alla radiazione emessa dalla Terra E 2 Ancora non si conoscono i valori E 2 ed E 1, ma si instaura un loop nella radiazione fra atmosfera e Terra: la superficie terrestre emette della radiazione, di cui un parte ritorna alla Terra stessa.

9 9 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO - La superficie terrestre emette quindi più radiazione in presenza dellatmosfera di quanta ne emetterebbe in sua assenza e quindi (in accordo con la legge di Stefan-Boltzmann) risulta più calda. Questo fenomeno si chiama effetto serra. - La radiazione emessa dalla Terra E 2 è: in parte ( 2 =0.05) trasmessa verso lo spazio T 3 = 2 E 2 la parte rimanente, E 2 -T 3, è assorbita dallatmosfera.

10 10 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO - Se latmosfera assorbe la radiazione A 1 ed E 2 -T 3 (sia onde corte che onde lunghe), la sua emissione totale, E 1, deve eguagliare tale somma Si possono ora calcolare i due flussi E 1 =558.7 W/m 2 ed E 2 =519.4 W/m 2 e applicando la legge di Stefan-Boltzmann si può calcolare la temperatura della superficie terrestre T =( E 2 / ) 1/4 =(519.4/ ) 1/4 =36°C. Tale valore è superiore a quello calcolato con il primo modello per la presenza dellatmosfera (effetto serra), ma troppo elevato.

11 11 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: III MODELLO - Il maggiore riscaldamento dovuto alleffetto serra è in parte assorbito dal ciclo idrologico. Quando lacqua evapora, dalla superficie terrestre viene estratto il calore latente di evaporazione. Il vapor dacqua sale in atmosfera dove condensa nelle nubi (cedendo calore) per poi precipitare a terra sotto forma di pioggia (fase liquida), quindi il calore sottratto alla superficie terrestre è rilasciato in atmosfera, producendo un flusso netto di calore dalla terra allatmosfera non dovuto ad un flusso radiativo. - Tale flusso di calore dalla terra verso latmosfera al quale si aggiunge anche un flusso di calore convettivo, è pari a H =113.6 W/m 2.

12 12 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: III MODELLO - I bilanci possono essere riscritti come si ottiene E 1 =573.2 W/m 2 e E 2 =415.0 W/m 2 e si può ricalcolare la temperatura della superficie terrestre T=(E 2 / ) 1/4 =(415.0/ ) 1/4 =19°C, che è in accordo con il valor medio di temperatura della superficie terrestre (15°C). - Leffetto serra dovuto allatmosfera fa aumentare la temperatura della terra, ma tale effetto è parzialmente cancellato dal ciclo idrologico.

13 13 CELLE CONVETTIVE DIRETTE ED INDIRETTE - Le regioni tropicali, a causa della loro migliore esposizione, ricevono una quantità maggiore di radiazione solare. Sebbene la Terra riceva molto più calore alle basse latitudini (allequatore) rispetto alle alte latitudini (ai poli), la radiazione che essa emette verso lesterno è distribuita in maniera più uniforme. Infatti leccesso di calore a basse latitudini e il deficit di calore ad alte latitudini, produce un flusso di calore verso i poli. - Hadley per primo ipotizzò che laria tropicale calda dovesse sollevarsi e fluire verso ciascun polo, dove si sarebbe raffreddata per poi scendere e ritornare verso i tropici in prossimità della superficie terrestre. - Tale ipotesi è in parte verificata ma nella realtà in atmosfera non esiste ununica cella convettiva per emisfero, bensì tre.

14 14 CELLE CONVETTIVE DIRETTE ED INDIRETTE - Tra la latitudine 0° e 30°N (emisfero Nord) così come tra la latitudine 0° e 30°S (emisfero Sud) esiste una circolazione nel verso ipotizzato da Hadley (cella di Hadley). - Tra la latitudine 30°N e 60°N (emisfero Nord) così come tra la latitudine 30°S e 60°S (emisfero Sud) esiste una circolazione nel verso opposto a quello ipotizzato da Hadley (cella di Ferrel). - Infine a nord di 60°N e a sud di 60°S esiste ancora una circolazione nel verso ipotizzato da Hadley

15 15 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA - I modelli di circolazione atmosferica risolvono numericamente le equazioni della dinamica dei fluidi a grande scala, alle quali si devono aggiungere termini di: chiusura turbolenta, parametrizzazione delle nubi, bilancio di radiazione ed evoluzione dei traccianti - I modelli di previsione meteorologica a scala globale usati più comunemente includono quelli del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF, EU) e del National Centers for Environmental Prediction (NCEP, USA). - Questi modelli sono adattati allatmosfera includendo una serie di parametrizzazioni (ottenute mediante modelli fisici) specifiche per laria. - I termini sorgente dovuti alla radiazione tengono conto di numerose variabili come: lorientazione della Terra rispetto al Sole, la lunghezza donda della radiazione, lumidità e la presenza di aerosol.

16 16 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA - La radiazione può essere divisa in due categorie principali: onde corte ed onde lunghe. Tali modelli includono i fenomeni di assorbimento della radiazione (da parte di vapor dacqua, ozono, nubi) e di scattering dovuto agli aerosol e alle nubi. - I modelli meteorologici applicati allintero pianeta ovvero i Modelli Generali di Circolazione Atmosferica (AGCM) devono tener conto della natura sferica del dominio, quindi le equazioni devono essere scritte in coordinate sferiche. Questo implica da una parte complicazioni legate alla presenza di punti di singolarità ai poli e problemi di stabilità numerica. Daltra parte gli AGCM presentano delle semplificazioni dovute al fatto che coprono lintero pianeta senza dover imporre alcuna condizione al contorno. - I modelli regionali o Modelli ad Area Limitata (LAM) necessitano invece dellimposizione di condizioni al contorno, che sono generalmente fornite da un modello AGCM, mediante opportune tecniche di annidamento di griglie.

17 17 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA - Gli AGCM pur non avendo confini laterali necessitano dellimposizione di condizioni al contorno lungo i limiti verticali del dominio. - Il confine superiore di un modello atmosferico è scelto generalmente ad una pressione di riferimento (0.25 Pa) o in corrispondenza di unaltezza di riferimento (70 Km), molto superiore a quella della Tropopausa. Questo è comunque un confine artificiale, in quanto la densità diminuisce con la quota in maniera continua, piuttosto che variare bruscamente il proprio valore in corrispondenza di tale confine. Normalmente si assume la condizione di rigid-lid (coperchio rigido) in corrispondenza di un confine superiore. - In corrispondenza dei confini inferiori, latmosfera interagisce con la criosfera (Artide e Antartide), gli oceani e la terra, che necessitano di unappropriata definizione di flussi. In funzione della scala temporale dei processi, le interazioni fra atmosfera e confini inferiori possono essere semplificate.

18 18 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA - Se il sistema accoppiato allatmosfera reagisce lentamente ai cambiamenti atmosferici, non cè bisogno di tener conto delle sue variazioni nei meccanismi di feedback. - Ad esempio il ghiaccio che copre lAntartide non cambia durante i pochi giorni in cui si effettuano le previsioni meteorologiche e quindi losservazione della superficie ghiacciata allinizio della simulazione può essere utilizzata per tutta la durata della simulazione stessa.

19 19 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA - Se il sistema accoppiato allatmosfera reagisce molto velocemente ai cambiamenti atmosferici, è possibile derivare delle leggi che prevedono i rapidi adattamenti in termini di parametri atmosferici. - Ad esempio lalbedo (coefficiente di riflessione della superficie terrestre) varia nel tempo in funzione delle proprietà della terra. Se il modello meteorologico dovesse prevedere neve, lalbedo potrebbe essere immediatamente modificato nel modello atmosferico in modo da soddisfare il cambiamento delle caratteristiche di riflessione.

20 20 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA - Se il sistema accoppiato allatmosfera reagisce con la stessa scala dei tempi ai cambiamenti atmosferici, è necessario modellare entrambi i fenomeni in parallelo, includendo le loro interazioni. - Un esempio a questo proposito è rappresentato dalla previsione di El Niño


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