ATMOSFERA Corso: Idraulica Ambientale Docente: Ing Claudia Adduce

Presentazione sul tema: "ATMOSFERA Corso: Idraulica Ambientale Docente: Ing Claudia Adduce"— Transcript della presentazione:

1 ATMOSFERA Corso: Idraulica Ambientale Docente: Ing Claudia Adduce
Università degli Studi Roma Tre Laurea Magistrale in Ingegneria Civile per la Protezione dai Rischi Naturali ATMOSFERA Corso: Idraulica Ambientale Docente: Ing Claudia Adduce

2 ANDAMENTO DELLA TEMPERATURA CON LA QUOTA E ZONE IN CUI SI DIVIDE L’ATMOSFERA
- L’atmosfera costituisce la zona gassosa che circonda la superficie terrestre. La miscela di gas si estende fino a circa 1000 Km, anche se il 90% della massa gassosa si trova nei primi 15 Km. - L’andamento della temperatura con la quota presenta dei punti con derivata nulla che sono utilizzati per dividere l’atmosfera stessa in varie zone: Troposfera, Stratosfera, Mesosfera, Termosfera ed Esosfera.

3 ZONE IN CUI SI DIVIDE L’ATMOSFERA
Troposfera: è la regione più vicina alla superficie terrestre delimitata superiormente dalla tropopausa, ove la temperatura presenta un minimo di circa -50 °C, ad altitudine fra i 10 e i 14 Km (più alta all’equatore), in tale regione, in genere, la temperatura decresce di circa 6,5 °C/Km; la zona più prossima alla superficie terrestre, dove si risente delle escursioni di temperatura dovute al ciclo giornaliero, è detta Strato Limite Atmosferico. Stratosfera: regione compresa tra la tropopausa e la stratopausa (ad una quota di circa 40 Km) dove la temperatura ha un massimo di circa 0 °C; in tale zona è molto importante la formazione di ozono (O3). Mesosfera: regione compresa tra la stratopausa e la mesopausa (ad una quota di circa 90 Km), ove si ha un secondo minimo della temperatura di circa -60 °C; è il luogo ove scompaiono la maggior parte delle meteoriti. Termosfera: è la regione al di sopra della quota di 90 Km, ove si ha un costante aumento della temperatura

4 COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA
I principali componenti dell'atmosfera sono : - l'azoto (N2) presente con percentuali del 78% in volume e del 75% in massa - l'ossigeno (O2) presente con percentuali del 21% in volume e del 23% in massa Questi due elementi costituiscono il 99% in volume del totale. Il restante 1% è costituito da molti altri gas (gas secondari), che hanno un contenuto in massa modesto, ma la cui presenza è importante per l'instaurarsi di fenomeni chimici e termodinamici. Gas secondari: - H2O è presente in quantità variabili; nella troposfera la concentrazione varia da 40 ppm ad alcune migliaia di ppm, nella stratosfera la concentrazione è di circa 8 ppm.

5 COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA
Gas secondari: - CO2 è scarsamente reattiva, con distribuzione omogenea; le sorgenti di diossido di carbonio sono la combustione di idrocarburi, le emissioni vulcaniche, la fotosintesi, la decomposizione di materiale organico; negli ultimi anni, un elevato uso di combustibili ha provocato un rapido aumento della concentrazione di CO2, che ha raggiunto 320 ppm (tasso di incremento annuo pari a 1 ppm); a causa delle sue caratteristiche spettroscopiche, un aumento del contenuto di diossido di carbonio tende a ridurre la trasparenza dell’atmosfera nell’infrarosso e quindi a determinare un aumento della temperatura degli strati prossimi alla superficie. - O3 la sua concentrazione decresce da 5 ppm nella stratosfera a 0.05 ppm sulla superficie terrestre; la funzione principale dell’ozono è quella di filtrare i raggi ultravioletti impedendo a questi di arrivare sulla superficie con intensità nocive alle attività biologiche terrestri - Radicali sono specie che possiedono cariche libere e pertanto sono altamente reattivi svolgendo un ruolo importante nelle reazioni chimiche e fotochimiche

6 COMPOSIZIONE DELL’ATMOSFERA
Gas secondari: - Aerosol sono particelle di dimensioni microscopiche, tali da risultare praticamente sospese; i nuclei più piccoli sono di grande importanza nel processo di condensazione dell’acqua per nucleazione eterogenea (formazione di nucleo attorno a sostanza diversa da acqua), richiedendo minore energia di attivazione. Aerosoli di H2O esistono sia sotto forma di goccioline (nebbie, nubi) che come cristalli di ghiaccio. Non sono molto stabili; inoltre al cambiamento di fase corrisponde un calore latente tanto ingente che l’evaporazione e/o la condensazione hanno un ruolo primario nei bilanci energetici. Aerosol di miscele di H2SO4 e H2O la loro origine è legata a reazioni tra SO2 e H2O oppure ad eruzioni vulcaniche. Aerosol solidi sono polveri che si possono originare sia dal suolo per azione dei venti, sia dal mare sotto forma di aggregati principalmente di NaCl Gli aerosol in generale e le nubi in particolare concorrono al bilancio energetico anche tramite le loro proprietà ottiche da cui dipendono in piccola parte l’assorbimento e in massima parte la diffusione della radiazione visibile nell’atmosfera.

7 MONITORAGGIO DELL’ATMOSFERA
Il monitoraggio dell’atmosfera comporta la misura di alcune grandezze fisiche come: - temperatura - velocità del vento - grado di umidità. I sistemi di misura si dividono tra: - sistemi classici come le torri anemometriche e i palloni sonda - sistemi di telemisura come Radar, Lidar, Rass e Sodar. Tali sistemi vengono chiamati così perché sfruttano le proprietà diffusive dell’atmosfera nei confronti di onde di vario tipo in essa inviate.

8 SISTEMI CLASSICI DI MONITORAGGIO ATMOSFERICO
PALLONI FRENATI Le sonde per la misurazione delle variabili meteo possono essere portate nel luogo di misura tramite dei palloni riempiti di gas. I dati rilevati dalle sonde vengono trasmessi a terra. Un problema che riduce la potenzialità di tali sistemi è quello della non contemporaneità delle misure effettuate a più quote. Una soluzione al problema è quella di disporre una serie di sonde lungo tutto il cavo di collegamento con il terreno ad intervalli regolari di quota. Con i palloni si possono effettuare misure di temperatura, intensità e direzione del vento, umidità e pressione. Il pallone è costituito da un involucro contenente elio o idrogeno in modo da garantire una spinta verso l’alto. L’involucro è collegato a terra tramite un cavo e un verricello a motore per la regolazione della quota e per il richiamo.

9 SISTEMI CLASSICI DI MONITORAGGIO ATMOSFERICO
PALLONI FRENATI La misura di temperatura può essere effettuata tramite delle termoresistenze nelle quali le variazioni di temperatura producono variazioni di tensione. L’accuratezza è dell’ordine 1/10 °C. Il modulo della velocità può essere misurato tramite un anemometro a filo caldo o con un anemometro a coppe. Con tali sistemi non si riescono a misurare velocità superiori a 10 m/s. La direzione del vento viene determinata tramite un inclinometro solidale al pallone. La sonda di pressione, oltre a fornire il valore di pressione, permette di risalire alla quota alla quale si effettua la misura. La determinazione della quota in mancanza del dato di pressione si deve effettuare tramite dei telemetri.

10 SISTEMI CLASSICI DI MONITORAGGIO ATMOSFERICO
PALLONI PILOT E TEODOLITI AEROLOGICI Il modulo e la direzione della velocità del vento nello strato limite atmosferico possono essere determinati rilasciando in esso dei palloni dei quali si segue poi la traiettoria tramite dei teodoliti, mediante due tecniche. Palloni non equilibrati, costituiti da palloni riempiti di elio che una volta rilasciati hanno una ascesa continua; la velocità del vento può essere determinata in modulo e direzione in due modi: - si suppone la velocità di ascensione costante, in tal caso, calcolando la quota in base al tempo di rilascio, basta un solo teodolite per seguire il pallone ed effettuare la misura. - si utilizzano due teodoliti con i quali seguire contemporaneamente il pallone la cui quota viene calcolata in modo preciso mediante una triangolazione. Rilevando la posizione del pallone ad intervalli regolari di tempo, si riescono ad avere il modulo e la direzione della velocità del vento nei punti osservati.

11 SISTEMI CLASSICI DI MONITORAGGIO ATMOSFERICO
Palloni equilibrati, riempiti, cioè di miscele di CO2 ed H2, l’aggiunta di diossido di carbonio consente di ottenere l’annullamento della spinta ascensionale ad una certa quota alla quale il pallone seguirà le correnti d’aria. Usando palloni diversamente riempiti è possibile rilevare la velocità del vento a più quote. Le tecniche di rilevamento della direzione e dell’intensità del vento mediante teodoliti sono uguali a quelle precedentemente descritte. TORRI ANEMOMETRICHE Utilizzando le torri anemometriche è possibile ottenere misure fino ad un centinaio di metri dal suolo. La velocità del vento può essere misurata nelle tre componenti tramite vari sistemi che vanno dalle classiche tre ventoline aventi gli assi tra loro perpendicolari ai più moderni sistemi ad ultrasuoni. Se si desidera rilevare il profilo della velocità è necessario, ovviamente, disporre di sistemi di misura a più quote. Alcuni problemi si hanno a causa del cosiddetto effetto torre per il quale la presenza della torre modifica il campo di velocità.

12 TELEMISURA PER IL MONITORAGGIO ATMOSFERICO
LIDAR Il LIDAR (Light Detection And Ranging) è una apparato che consente di fare misure di concentrazione a distanza, sfruttando la retrodiffusione di un fascio di luce laser, provocata dai corpuscoli e dai gas presenti nell’atmosfera. Si riescono ad effettuare misure fino a quote di 100 Km. Il campo delle lunghezze d’onda usato in meteorologia è compreso tra 0.3 e 1.8 μm. Le caratteristiche principali della luce laser sono - coerenza: i fronti d’onda si mantengono in fase su superfici geometriche piane o sferiche e le onde emesse ad intervalli di tempo successivi mantengono la stessa relazione di fase - monocromaticità o lunghezza d’onda fissata: permette ottimi filtraggi che consentono di minimizzare l’effetto dei disturbi presenti su tutto lo spettro - piccola divergenza del fascio: permette di ridurre l’angolo solido di ricezione con un evidente vantaggio sul rapporto segnale-rumore

13 TELEMISURA PER IL MONITORAGGIO ATMOSFERICO
LIDAR Per evidenziare la presenza degli inquinanti si usano simultaneamente due raggi con differente lunghezza d’onda (DIAL), una delle quali legata ad una delle frequenze caratteristiche della sostanza che si intende rilevare. Dalla misura dei due differenti echi è possibile risalire alla concentrazione. I laser utilizzati nel campo meteorologico sono sia di tipo pulsato sia di tipo continuo e permettono anche la determinazione delle velocità sfruttando l’effetto Doppler. RADAR METEO Le onde elettromagnetiche (microonde con frequenze che arrivano al GHz) utilizzate dal RADAR (Radio Detection And Ranging), di lunghezza d’onda dell’ordine del centimetro, sono diffuse dalle particelle con diametro dell’ordine della frazione di centimetro, come le goccioline di pioggia. Sfruttando l’eco Doppler e l’intensità dell’eco di ritorno, è possibile avere informazione sui fronti temporaleschi.

14 TELEMISURA PER IL MONITORAGGIO ATMOSFERICO
RASS Il RASS (Radio Acoustic Sounding System) è un sistema combinato che sfrutta le onde acustiche come traccianti e le onde radio (onde elettromagnetiche) come sensori per la determinazione del profilo delle temperature. Il sistema consiste in un generatore di onde acustiche che emette verso l’alto un pacchetto di onde. La velocità del pacchetto man mano che sale nell’atmosfera dipende dalla radice quadrata della temperatura. Tale velocità può essere rilevata da terra in modo continuo tramite un radar Doppler. Il pacchetto di onde acustiche propagandosi nell’atmosfera modifica localmente l’indice di rifrazione elettromagnetico dell’aria, creano strati di discontinuità della rifrattività. L’onda radio, molto più veloce, attraversa tali superfici venendo parzialmente riflessa e parzialmente rifratta. La parte riflessa raccolta da un antenna a terra consente la valutazione della velocità di propagazione dell’onda acustica e quindi della temperatura.

15 TELEMISURA PER IL MONITORAGGIO ATMOSFERICO
SODAR Un sistema SODAR (Sound Detection And Ranging) invia nello spazio un segnale acustico pulsato e sfrutta le caratteristiche dell’eco per la misura della velocità. Le configurazioni possibili sono due: - monostatica: la stessa antenna viene usata per emettere il segnale e per ricevere l’eco e si hanno informazioni sull’intero volume che ricade all’interno del lobo dell’antenna

16 TELEMISURA PER IL MONITORAGGIO ATMOSFERICO
SODAR - bistatica: un’antenna è utilizzabile per emettere la radiazione acustica e una seconda antenna, il cui asse incontra quello della prima sotto una opportuna angolazione, viene utilizzata per ricevere l’eco; con tale configurazione si ottengono dati solo sul volume comune ai lobi delle due antenne Se le particelle d’aria sono in movimento la differenza Δf tra la frequenza dell’onda incidente f0 e quella dell’onda riflessa (effetto Doppler) permette di determinare la componente della velocità nella direzione della bisettrice dell’angolo individuato dalla direzione di propagazione k1 e quello di ricezione k2

17 TELEMISURA PER IL MONITORAGGIO ATMOSFERICO
SODAR Più antenne funzionanti in modo mono e/o bistatico portano alla realizzazione di sistemi che consentono la misura contemporanea di più componenti della velocità del vento

18 MONITORAGGIO DELL’ATMOSFERA
ROSA DEI VENTI I venti sono identificati in base alla direzione da cui provengono. La direzione è riferita ai punti cardinali. Ad ogni settore di /4 radianti è associato il nome di un vento.

19 STRATO LIMITE ATMOSFERICO
- Lo strato limite atmosferico ABL (Atmosferic Boundary Layer) è la zona della troposfera più prossima alla superficie terrestre, dove si risente della variazione di temperatura tra notte e giorno. Lo spessore dell’ABL è dell’ordine di 12 km. In tale zona vengono generalmente immessi gli inquinanti che permangono per lunghi tempi. - L’ABL si trova al di sotto dello strato geostrofico, in cui risultano importanti i fenomeni legati alla turbolenza e risultano trascurabili gli effetti della forza di Coriolis: Ro> Ek>1 - Si ipotizza che l’atmosfera abbia una distribuzione idrostatica delle pressioni. -  indica il gradiente della temperatura definito come:

20 MODELLI DELL’ATMOSFERA NELL’ABL
Atmosfera isoterma Se si suppone che la temperatura all’interno della atmosfera sia costante Atmosfera adiabatica Si può supporre che le trasformazioni che avvengono nell’atmosfera siano di tipo adiabatico Temperatura potenziale La temperatura potenziale  è la temperatura che assume una particella fluida portata ad una pressione di riferimento (generalmente quella atmosferica o al livello del mare) attraverso una trasformazione adiabatica. Per una stratificazione di tipo adiabatico la temperatura potenziale rimane costante lungo z

21 STABILITA’ LOCALE O STATICA
Se mediamente l’andamento della temperatura è di tipo adiabatico all’interno dello strato limite atmosferico, durante il giorno, per effetto del riscaldamento dal terreno dovuto alla radiazione solare, si ha un andamento superadiabatico caratterizzato da Durante la notte il calore viene ceduto per irraggiamento, si ha perciò un andamento subadiabatico caratterizzato da:

22 STABILITA’ LOCALE O STATICA
Supponiamo che in un’atmosfera superadiabatica una particella si porti dalla quota z alla quota z+z attraverso una trasformazione adiabatica, essa assume immediatamente la stessa pressione dell’aria circostante ppa=par con una temperatura superiore Tpa>Tar , per cui La particella per effetto del galleggiamento tende a portarsi ancora più verso l’alto: l’equilibrio è instabile.

23 STABILITA’ LOCALE O STATICA
Se la particella viene portata verso il basso, dalla quota z alla quota z-z attraverso una trasformazione adiabatica, con riferimento all’aria circostante, risulta: La particella, avendo densità maggiore dell’aria circostante, tende ulteriormente a scendere, confermando che per una stratificazione superadiabatica l’equilibrio è instabile.

24 STABILITA’ LOCALE O STATICA
Per un’atmosfera subadiabatica situazione che si verifica generalmente di notte, se si porta una particella dalla quota z alla quota z+z risulta: La particella tende a ritornare nella posizione iniziale (equilibrio stabile).

25 STABILITA’ LOCALE O STATICA
Portando la particella verso il basso risulta: La particella tende a tornare verso l’alto nella posizione iniziale (equilibrio stabile). Quindi l’atmosfera subadiabatica è stabile.

26 STABILITA’ LOCALE O STATICA
In termini di temperatura potenziale risulta che l’atmosfera è: stabile quando neutro quando il gradiente della temperatura potenziale è nullo instabile, quando Per movimenti della particella lungo una direzione orizzontale l’equilibrio risulta indifferente.

27 EVOLUZIONE GIORNALIERA DELLO STRATO LIMITE ATMOSFERICO
- Lo spessore dello strato limite atmosferico e la sua evoluzione temporale dipendono dall’orografia e dallo stato della superficie sottostante. - Sopra gli oceani lo spessore dello strato limite atmosferico varia poco nello spazio e nel tempo. La temperatura della superficie oceanica cambia poco durante la giornata. Il forte rimescolamento e l’elevata capacità termica dell’acqua consentono di assorbire grosse quantità di calore con variazioni di temperatura relativamente piccole. - Cambiamenti di spessore elevati e rapidi sono invece indotti da processi che producono movimenti di aria nella direzione verticale, termiche, o trasporto su mesoscala. - Lo spessore dello strato limite è influenzato anche dal quadro sinottico di alta e bassa pressione, in seguito ai fenomeni di convergenza e divergenza che di conseguenza si possono generare a bassa quota.

28 EVOLUZIONE GIORNALIERA DELLO STRATO LIMITE ATMOSFERICO
Struttura classica ed evoluzione tipica dello strato limite su un terreno.

29 STRATO DI MESCOLAMENTO
- La causa principale della turbolenza nello strato di mescolamento (mixed layer) è la convezione, che si può presentare anche in presenza di venti forti. - La convezione è causata da trasferimenti di calore dalla superficie calda alle nubi. Ciò provoca un sollevamento della massa di aria, che a contatto del terreno si riscalda, e, simultaneamente, uno spostamento di quella fredda agli strati più bassi. Questi moti verticali in ambedue le direzioni provocano turbolenza, nonché la formazione di onde nella zona sottostante lo strato nuvoloso (onde di Kelvin-Helmholtz).

30 STRATO DI MESCOLAMENTO
- L’evoluzione dello strato di mescolamento è legata al riscaldamento del suolo da parte della radiazione solare. A partire da mezz’ora dopo l’alba, il mixed layer inizia a crescere, così come aumenta la turbolenza, raggiungendo un massimo in spessore nel primo pomeriggio. - La presenza di turbolenza in tale strato tende a rendere uniformi con la quota i parametri termodinamici quali umidità e temperatura. - Un plume immerso in tale strato mostra il caratteristico looping, risultato dell’equilibrio fra le correnti ascensionali calde e quelle discendenti fredde.

31 STRATO DI MESCOLAMENTO
- La temperatura potenziale ha un profilo adiabatico nella zona media dello strato di mescolamento e super-adiabatico vicino alla superficie terrestre. - Lo strato superiore dello strato di mescolamento è in genere molto stabile e agisce come coperchio alla risalita di vapore; è chiamato zona di entrainment ed in pratica trattiene sotto di esso lo strato di mescolamento. Tale strato è anche detto di inversione perché in esso la temperatura potenziale aumenta con la quota.

32 STRATO DI MESCOLAMENTO
- L’andamento della velocità del vento è, in genere, sub-geostrofico in tutto lo strato di mescolamento con caratteristiche di intensità e direzione coerenti con la spirale di Ekman. - L’intensità è circa costante nella parte media dello strato di mescolamento, per poi diminuire man mano che ci si avvicina a terra con profilo logaritmico e al suolo è teoricamente nulla.

33 STRATO DI MESCOLAMENTO
- La concentrazione di vapor d’acqua tende a decrescere in tutto lo strato di mescolamento, anche se nella parte centrale in modo meno accentuato che agli estremi. Il motivo di ciò sta nel fatto che man mano che si prende quota si risente sempre meno degli effetti evaporativi del suolo e della vegetazione terrestre. - Gli inquinanti rimangono anch’essi intrappolati nello strato di mescolamento, cosicché la loro concentrazione al di sopra della zona di entrainment è pressoché nulla.

34 STRATO RESIDUO - Mezz’ora prima del tramonto cessano gli effetti termici che portano alla formazione dello strato di mescolamento: si genera uno strato di stabilità neutra chiamato strato residuo (residual layer). - In tale strato, caratterizzato da turbolenza isotropa, l’emissione di fumi viene dispersa in ugual modo sia in direzione verticale che in direzione orizzontale. - Lo strato residuo può esistere fino a quando la superficie non si riscalda a sufficienza per la formazione di un nuovo e sviluppato strato di mescolamento.

35 STRATO STABILE - Durante la notte, la parte inferiore dello strato residuo viene trasformata, in seguito al contatto con il terreno, in uno strato stabile (stable layer) con sporadica turbolenza, caratterizzato da stratificazione ed inversione del profilo della temperatura. - Un fenomeno caratteristico di questa zona è la possibile esistenza di improvvise accelerazioni del vento sub-geostrofico.

36 STRATO D’INVERSIONE - Lo strato di mescolamento è generalmente limitato superiormente da uno strato termicamente stabile, in cui la temperatura potenziale cresce con la quota. Questo strato limita drasticamente gli scambi di massa che avvengono tra lo strato di mescolamento e la sovrastante atmosfera libera. - Gli inquinanti rilasciati in prossimità del suolo sono soggetti ad un forte mescolamento in senso verticale, ma rimangono confinati al disotto dello strato di inversione. Si possono determinare perciò, in presenza di emissioni rilevanti (centri urbani) concentrazioni al suolo di specie inquinanti tali da determinare veri e propri allarmi ambientali.

37 STRATO SUPERFICIALE - È definito come la zona in cui: i flussi turbolenti delle quantità di interesse, come calore, quantità di moto, umidità, variano meno del 10% rispetto al valore che assumono sulla superficie.