CIRCOLAZIONE GENERALE DELL’ATMOSFERA

Presentazione sul tema: "CIRCOLAZIONE GENERALE DELL’ATMOSFERA"— Transcript della presentazione:

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

2 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE
- La radiazione solare rappresenta l’unica 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 dell’energia attraverso onde corte con lunghezza d’onda 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/(m2 K4) 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 Fsun= W/m2 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/m2. Se si media sull’intera superficie della Terra si ottiene che il flusso incidente è I=344 W/m2.

3 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: I MODELLO
- Ipotesi: si trascura lo spessore dell’atmosfera e si assumono la superficie terrestre e dell’oceano assieme all’atmosfera come un sottile strato a cui il flusso incidente giunge dall’alto. - Una parte della radiazione incidente viene riflessa verso lo spazio dalla neve, dal ghiaccio e dalle nubi. Il coefficiente di riflessione (albedo) è 0.34. - La radiazione riflessa è R=I=117 W/m2. - La radiazione assorbita dalla Terra è data da quella incidente meno quella riflessa A=I-R=(1- )I=227 W/m2.

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. Quest’ultima 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 l’effetto dell’atmosfera. Infatti il valore T=-21 °C è più simile a quello che si misura nella parte superiore dell’atmosfera che sulla superficie terrestre.

5 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO
- Ipotesi: si distingue l’atmosfera dalla superficie terrestre. - La radiazione incidente costituita da onde corte provenienti dal sole è immutata (I=344 W/m2), di questa: la frazione 1=0.33 è riflessa verso lo spazio dalle nubi e dal particolato solido R1=1I=113.5 W/m2; la frazione 1=0.49 è trasmessa verso la superficie terrestre T1=1I=168.6 W/m2; la parte rimanente è assorbita dall’atmosfera.

6 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO
- La Terra (ghiaccio, neve) riflette la frazione 2=0.04 di quanto riceve R2= 2T1=6.8 W/m2 ed assorbe quel che resta A2=T1-R2=161.8 W/m2. - Della porzione R2 riflessa dalla Terra: la frazione 1 è trasmessa verso lo spazio attraverso l’atmosfera T2=1R2=3.4 W/m2; la parte rimanente è assorbita dall’atmosfera. Quindi l’atmosfera assorbe direttamente onde corte dal Sole (I-R1-T1) ed indirettamente dalla Terra (R2-T2) per un totale di

7 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO
- Sia l’atmosfera che la superficie terrestre emettono radiazioni ad onda lunga, di entità uguale alla radiazione che ricevono come onde lunghe ed onde corte. - Se l’atmosfera emette un flusso E1, parte di questo va in alto verso lo spazio e parte in basso verso la Terra. Poiché la parte superiore dell’atmosfera è più fredda della parte inferiore, rivolta verso la Terra, questi due flussi non sono uguali: solitamente il 36% è diretto in l’alto verso lo spazio ed il 64% è diretto in basso verso la Terra.

8 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO
- Quindi la terra riceve 0.64E1 di radiazione (onde lunghe) dall’atmosfera più la radiazione A2 (onde corte), la loro somma deve essere pari alla radiazione emessa dalla Terra E2 Ancora non si conoscono i valori E2 ed E1, 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 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO
- La superficie terrestre emette quindi più radiazione in presenza dell’atmosfera 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 E2 è: in parte (2=0.05) trasmessa verso lo spazio T3=2E2 la parte rimanente, E2-T3, è assorbita dall’atmosfera.

10 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: II MODELLO
- Se l’atmosfera assorbe la radiazione A1 ed E2-T3 (sia onde corte che onde lunghe), la sua emissione totale, E1, deve eguagliare tale somma Si possono ora calcolare i due flussi E1=558.7 W/m2 ed E2=519.4 W/m2 e applicando la legge di Stefan-Boltzmann si può calcolare la temperatura della superficie terrestre T=(E2/)1/4=(519.4/)1/4=36°C. Tale valore è superiore a quello calcolato con il primo modello per la presenza dell’atmosfera (effetto serra), ma troppo elevato.

11 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: III MODELLO
- Il maggiore riscaldamento dovuto all’effetto serra è in parte assorbito dal ciclo idrologico. Quando l’acqua evapora, dalla superficie terrestre viene estratto il calore latente di evaporazione. Il vapor d’acqua 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 all’atmosfera non dovuto ad un flusso radiativo. - Tale flusso di calore dalla terra verso l’atmosfera al quale si aggiunge anche un flusso di calore convettivo, è pari a H=113.6 W/m2.

12 BILANCIO PLANETARIO DI CALORE: III MODELLO
- I bilanci possono essere riscritti come si ottiene E1=573.2 W/m2 e E2=415.0 W/m2 e si può ricalcolare la temperatura della superficie terrestre T=(E2/)1/4=(415.0/)1/4=19°C, che è in accordo con il valor medio di temperatura della superficie terrestre (15°C). - L’effetto serra dovuto all’atmosfera fa aumentare la temperatura della terra, ma tale effetto è parzialmente cancellato dal ciclo idrologico.

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 (all’equatore) rispetto alle alte latitudini (ai poli), la radiazione che essa emette verso l’esterno è distribuita in maniera più uniforme. Infatti l’eccesso 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 l’aria 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 un’unica cella convettiva per emisfero, bensì tre.

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 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 all’atmosfera includendo una serie di parametrizzazioni (ottenute mediante modelli fisici) specifiche per l’aria. - I termini sorgente dovuti alla radiazione tengono conto di numerose variabili come: l’orientazione della Terra rispetto al Sole, la lunghezza d’onda della radiazione, l’umidità e la presenza di aerosol.

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 d’acqua, ozono, nubi) e di scattering dovuto agli aerosol e alle nubi. - I modelli meteorologici applicati all’intero 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. D’altra parte gli AGCM presentano delle semplificazioni dovute al fatto che coprono l’intero pianeta senza dover imporre alcuna condizione al contorno. - I modelli regionali o Modelli ad Area Limitata (LAM) necessitano invece dell’imposizione di condizioni al contorno, che sono generalmente fornite da un modello AGCM, mediante opportune tecniche di annidamento di griglie.

17 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA
- Gli AGCM pur non avendo confini laterali necessitano dell’imposizione 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 un’altezza 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, l’atmosfera interagisce con la criosfera (Artide e Antartide), gli oceani e la terra, che necessitano di un’appropriata definizione di flussi. In funzione della scala temporale dei processi, le interazioni fra atmosfera e confini inferiori possono essere semplificate.

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

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

20 MODELLI DI CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA
- Se il sistema accoppiato all’atmosfera 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