Dati meteoclimatic

2.5.1.1 Precipitazione e temperatura media annuale

La stima delle precipitazioni e della temperatura atmosferica deve derivare da medie annuali basate su misure pluriennali (es. trentennio di misure). Le precipitazioni e la temperatura sono parametri utili a stimare l’infiltrazione di acque nel terreno, uno dei principali veicoli per la lisciviazione degli

inquinanti dal suolo e il loro trasporta in falda.

Nel casa di presenza di pavimentazione o di una copertura superficiale impermeabile, l’infiltrazione efficace può essere trascurata. In questo caso i meccanismi di trasporto del contaminante possono essere legati ad altri fenomeni, pertanto occorrerà fare attenzione nell’escludere determinati scenari di esposizione (es. trasporto in falda dei contaminanti dal non saturo) in quanto, eliminata l’infiltrazione e la lisciviaziane, il meccanismo di trasporto del contaminante dal terreno alla falda può avvenire per altri fenomeni naturali (es. la falda che può venire a contatto con il terrena contaminato; la diffusione molecolare che diventa il meccanismo predominante in assenza di flusso idrico verticale).

2.5.1.2 Stabilità atmosferica

La stabilità atmosferica è un dato fondamentale per conoscere e descrivere lo stato dell’atmosfera; essa è funzione sia del vento sia del profilo verticale della temperatura, ma normalmente risulta essere descritta solo da quest’ultimo.

Se un piccolo volume di aria è portato verticalmente verso l’alto attraverso l’atmosfera, esso incontra una pressione più bassa e pertanto si espande e si raffredda. Il profilo del decadimento della temperatura con l’altezza è conosciuto con il nome di “gradiente termico”.

Se l’aria è secca ed il processo adiabatico, allora questo decadimento assume un particolare valore noto come “gradiente termico adiabatico secco”. Sebbene queste condizioni nella realtà non succedono, tale valore provvede a fornire condizioni standard di riferimento da confrontare con le condizioni meteo reali.

Il profilo di temperatura per condizioni neutre o adiabatiche assume approssimativamente la seguente espressione: m C dz dT / 01 , 0 ° − ≈ dove: T = temperatura (°C); z = altezza dal suolo (m).

Questa condizione teorica ed altre che si verificano nella pratica sono mostrate nella Figura seguente.

Ci sono diverse condizioni di inversioni, un primo tipo è l’inversione al suolo che può avvenire di notte a cielo sereno e con venti lievi. Questo fenomeno accade perché il suolo e l’aria vicina perdono il calore accumulato durante le ore di luce. Un altro tipo è quello che avviene a quote elevate; molte sono le cause di questo tipo di inversione: l’abbassamento di volumi d’aria da più alte quote che comporta compressione e riscaldamento della massa stessa; la brezza di mare che può introdurre uno spessore di aria fredda tra una massa di aria calda; ed infine quello noto come un fronte meteorologico che costituisce un passaggio tra aria fredda sotto ed aria calda sopra. Uno strato di inversione inibisce un movimento verso l’alto; un’inversione al suolo impedisce una dispersione di gas verso l’alto, rendendo più problematiche le conseguenze del rilascio. Le inversioni a quote elevate sono delle vere “barriere” ad un ulteriore innalzamento della nube di gas.

Alla quota di circa 10.000 metri c’è un’inversione permanente nell’atmosfera. Tale è il limite cui possono arrivare teoricamente i rilasci tossici.

Un discorso particolare meritano le situazioni di luoghi prossimi al mare. L’iterazione tra mare ed entroterra può modificare di molto lo stato dell’atmosfera. Un effetto possibile è quello che durante l’inverno la brezza di mare può diminuire di molto i periodi di inversione al suolo.

I principali modelli di dispersione contengono parametri che dipendono dalla stabilità atmosferica. La più utilizzata classificazione di stabilità è quella di Pasquill- Gifford. La Tabella 2.9 mostra tale classificazione indicando anche il range del gradiente termico associato.

Tabella 2.9 – Classi di stabilità atmosferica in funzione del gradiente termico verticale.

Figura 2.9 - Profilo verticale della temperatura al variare della stabilità atmosferica. La linea 1 mostra la condizione adiabatica secca. La curva 2 mostra una condizione super-adiabatica che può accadere quando c’è una forte insolazione oppure quando passa dell’aria fredda sopra una superficie calda, fenomeni che provocano una forte instabilità. La curva 3 mostra una condizione neutra che è associata spesso ad un cielo coperto o nuvoloso. La curva 4 mostra una sub-adiabatica condizione che favorisce la

stabilità. La linea 5 mostra una condizione isoterma che favorisce in maniera fortela stabilità. Infine la curva 6 mostra una condizione di inversione che è la più favorevole alla stabilità.

2.5.1.3 Vento

La direzione del vento viene utilizzata per localizzare sul territorio gli eventuali bersagli esposti ad

un potenziale inquinamento da sostanze aerodisperse provenienti dal sito. Alcune delle caratteristiche più salienti sono:

a) direzione; 

b)  intensità alle diverse quote;   c) persistenza ovvero durata;   d)  turbolenza.  

La direzione del vento è definita come la direzione da cui soffia il vento. Le informazioni sulla direzione e sulla velocità è convenientemente nella forma della “rosa dei venti”. Questo è un diagramma polare nel quale la distanza del punto dall’origine è proporzionale alle frequenze osservate per quella grandezza. La Figura 2.10 mostra questo tipo di diagramma per una particolare classe di stabilità ovvero la F+G.

Figura 2.10 - Rosa dei venti per la classe di stabilità F+G.

Nel caso sia possibile acquisire informazioni da una stazione meteoclimatica attrezzata anche per la

misura della velocità del vento, occorrerà assumere come dato la velocità media annua. Le centraline di misura forniscono la velocità del vento in riferimento alla quota di 7-10 m/p.c.Ad un’elevata altezza dal suolo la velocità del vento è determinata dal gradiente di pressione, ovvero in cartografia dalle linee isobare. Vicino al suolo la velocità è ridotta dalle forze d’attrito. In particolare in un contesto urbano la presenza di molti edifici rende quest’aspetto molto evidente. Il profilo verticale della velocità del vento è dato approssimativamente dalla relazione:

p r r z z u u _⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ ⋅ = dove:

u = velocità del vento;

ur = velocità ad un’altezza di riferimento;

z = altezza;

zr = altezza di riferimento;

p = parametro dipendente dalla stabilità.

In taluni casi può essere utile definire degli accorpamenti meteo. Gli accorpamenti meteo sono definiti in rapporto alla relazione tra classe di stabilità e velocità del vento. Gli accorpamenti utilizzati considerano “assimilabile” tra loro coppie di classi di Pasquill/velocità del vento che determinano uno stesso grado di turbolenza, sia essa di origine termica (p.e. classe di stabilità A e classe di velocità di calma 0-1 m/s) sia meccanica (p.e. classe di stabilità C e classe di velocità del vento forte >6m/s).

Tabella 2.10 - Valori di p al variare della classe di stabilità validi per condizioni urbane.