CLIMI DELLE SUPERFICI NON UNIFORMI EFFETTI DELL’INOMOGENEITA’ SPAZIALE EFFETTI DELLA TOPOGRAFIA

INOMOGENEITA’ SPAZIALE PROVOCA: EFFETTI AVVETTIVI: MOVIMENTI ORIZZONTALI DI MASSE D’ ARIA DA UNA SUPERFICIE AD UN’ALTRA , CHE PROVOCANO UN EFFETTO A GRANDE SCALA CIRCOLAZIONE SISTEMICA TERMICA: CIRCOLAZIONE DI ARIA INDOTTA DA DIFFERENZE NELLE PROPRIETA’ DI SUPERFICI,QUANDO I VENTI REGIONALI SONO DEBOLI Paola Mirabile

EFFETTI AVVETTIVI SONO : CLOTHESLINE EFFECT LEADING-EDGE O FETCH EFFECT OASIS EFFECT

AUMENTO DELLA EVAPOTRASPIRAZIONE E DIMINUZIONE DELL’UMIDITA’ DEL SUOLO 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’

PROVOCA LA VARIAZIONE DELLE PROPRIETA’ DELLA MASSA D’ ARIA 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

I CONTESTI IN CUI SI PUO’ VERIFICARE QUESTO EFFETTO SONO : 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 : 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: BREZZE DI TERRA E DI MARE BREZZE URBANE 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 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. 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). 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

-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 MAX sono in ordine decrescente:S 45° Hor – S vert 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) MAX sono in ordine decrescente: S 45° - S vert – Hor (N> 26,5° sono in ombra) 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

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°

È LA BASE PER LA COMPRENSIONE DEL MICROCLIMA LOCALE 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 (anti- mountain 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)

un flusso anabatico che alimenta la lee eddie PERCHE’* 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.