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ELABORAZIONE GRAFICA
UMIDITA' ATMOSFERICA

 

 

Premesse

L’umidità atmosferica è determinata dalla quantità di vapore acqueo presente nell’aria. Le radiazioni solari riscaldano l’acqua e la superficie terrestre generando l’evaporazione dell’acqua sotto forma di vapore acqueo che dà vita a diversi fenomeni atmosferici (nubi, nebbia, pioggia, ecc.). Il vapore acqueo contribuisce alla formazione delle nubi, tramite il fenomeno della condensazione, e al funzionamento del ciclo dell’acqua dalla fase iniziale di evaporazione alla fase finale delle precipitazioni piovose. L’umidità atmosferica può essere misurata nei seguenti modi:
• Umidità assoluta. L’umidità assoluta misura la quantità in grammi di vapore acqueo in un metro cubo d’aria.
• Umidità relativa. L’umidità relativa (UR) è il rapporto percentuale tra l’umidità assoluta e la massima quantità possibile di vapore acqueo nell’aria alla stessa temperatura (vapore saturo).
L’umidità atmosferica è misurata da un apposito strumento di misurazione detto igrometro. Le variazioni dell’umidità in un dato intervallo di tempo sono misurate dall’igrografo, uno strumento realizzato associando un igrometro con un sistema di registrazione dati.

Umidità atmosferica e temperatura
L’umidità atmosferica è correlata alla temperatura dell’aria. Per ogni temperatura esiste una quantità massima di vapore acqueo contenuto nell’aria. Al di sopra della quantità massima il vapore acqueo in eccesso si condensa allo stato liquido (pioggia) oppure sublima in cristalli di ghiaccio se la temperatura è uguale o minore di 0°C. La quantità di vapore contenuta nell’aria si riduce progressivamente al diminuire della temperatura, fino ad annullarsi del tutto a -40°C.

 

Al pari della temperatura, l’umidità dell’aria varia da luogo a luogo e da un istante all’altro; ciò dipende dalla diversa intensità con la quale si manifestano i processi fisici preposti alla ridistribuzione nell’atmosfera del vapore acqueo liberato dalla superficie.
I fenomeni tipici del tempo come le nubi, la nebbia, le precipitazioni, non possono aver luogo senza la presenza del vapore acqueo. Nella stratosfera, dove la presenza del vapore acqueo è trascurabile, il cielo è perennemente sereno. Inoltre, il vapore acqueo nell’atmosfera è il principale responsabile dell’effetto serra e quindi della diversa intensità della perdita di calore del suolo per irraggiamento (infatti sulle aree desertiche, dove l’umidità dell’aria è molto bassa, si ha una notevole escursione termica fra il giorno e la notte in cui si raggiungono temperature anche prossime allo zero).
In un’ipotetica atmosfera priva di vapore acqueo la temperatura superficiale della Terra sarebbe inferiore di circa 30°C rispetto ai valori medi osservati.
Anche il grado di stabilità dell’aria dipende, oltre che dal gradiente termico verticale, dal contenuto di vapore acqueo. Infatti più l’aria è umida e più intensi sono i moti verticali ascendenti presenti in aria instabile.
Diciamo infine che l’umidità, assieme alla temperatura, è il principale fattore che determina il benessere o il disagio fisiologico degli esseri viventi. Un’umidità molto elevata può essere sgradevole, intollerabile o addirittura nociva, un’umidità troppo bassa può causare altrettanti inconvenienti più o meno seri.
La valutazione dell’umidità dell’aria ha un particolare significato nella previsione del tempo a breve scadenza perché permette di individuare il tipo e la provenienza della massa di aria che interessa una data località, sia perché consente di farsi un’idea sulla possibilità di formazione di nubi e quindi di pioggia o nebbia.
Le sorgenti principali del vapore acqueo sono le grandi distese di acqua dolce o salmastra e la traspirazione degli esseri viventi. L’intensità dell’evaporazione dipende dalla quantità di radiazione solare incidente sulla superficie terrestre. Infatti il Sole fornisce l’energia necessaria per far passare l’acqua dallo stato liquido a quello gassoso. I moti turbolenti e le correnti verticali si incaricano poi di diffondere il vapore acqueo liberato dalla superficie verso gli strati atmosferici superiori.
Una massa di aria non può contenere vapore acqueo in quantità illimitata. Per una data temperatura esiste una quantità massima di vapore che può essere contenuta in un chilogrammo di aria (al suolo un chilogrammo di aria corrisponde ad un volume d’aria di circa 0,8 m³).
Più è elevata la temperatura, maggiore è la quantità massima di vapore acqueo che l’aria può contenere. Quando questo limite viene raggiunto si ha la saturazione. Un ulteriore apporto di vapore acqueo o una diminuzione della temperatura determina la condensazione del vapore acqueo eccedente, fenomeno che si manifesta sotto forma di piccolissime goccioline delle quali sono costituite le nubi, la nebbia, la foschia o le altre idrometeore.
Nella tabella successiva sono riportati alcuni valori in grammi (g) della quantità massima di vapore acqueo che può essere contenuto in 1 Kg d’aria negli strati prossimi al suolo.
 

°C

-10

0

10

20

30

40

g/Kg

1,7

3,6

7,2

13,6

25,0

45,0


Generalmente la quantità di vapore acqueo nell’atmosfera è inferiore del 20-30% rispetto alla quantità massima che l’aria può contenere.
L’umidità specifica (Ha) esprime quanti grammi (g) di vapore acqueo sono contenuti in un chilogrammo di aria. Questa grandezza definisce il contenuto reale di vapore all’interno di una massa di aria e mal si presta ad evidenziare la vicinanza o meno dell’aria alla saturazione e di conoscere quindi la possibilità di formazione di nubi.
La temperatura di rugiada è la temperatura alla quale una porzione di aria deve essere raffreddata (senza subire variazioni di pressione o di contenuto di vapore) perché possa divenire satura.
Chiariamo questo concetto con un esempio: si supponga che una massa d’aria alla temperatura di 20°C abbia un contenuto di vapore pari a 7,2 g/Kg di aria. Dalla tabella precedente si evince che l’aria in queste condizioni diventa satura se la si raffredda fino a 10°C. Quest’ultimo valore rappresenta la temperatura di rugiada della massa d’aria presa in considerazione. Se la temperatura di rugiada è inferiore agli 0°C, un ulteriore raffreddamento, darà luogo alla formazione di brina.
L’umidità relativa (Ur) è la grandezza igrometrica che più si presta ad indicare se una massa d’aria è prossima alla saturazione perché rappresenta il rapporto, in percentuale, fra la quantità di vapore effettivamente presente nella massa d’aria e la quantità massima di vapore che l’aria può contenere alla stessa temperatura (umidità di saturazione Hs).
Facciamo ancora un esempio riconducendoci ancora alla tabella riportata in precedenza:
Una massa d’aria che, a 10°C contenga 7,2 g di vapore acqueo ha un’umidità relativa pari al 100%, poiché essendo già satura contiene il 100% della quantità massima di vapore che essa può contenere. Un’ulteriore raffreddamento porterà alla condensazione del vapore eccedente. Se invece la massa d’aria a 10°C contiene, per esempio, solamente 4,8 g di vapore per ogni chilogrammo di aria, la sua umidità relativa Ur è data dal rapporto: Ur = [4,8 (Ha) : 7,2 (Hs)] x 100 = 66%.
L’umidità relativa dà precise indicazioni sulla possibile saturazione dell’aria e pertanto è significativa per la previsione della nuvolosità e per la determinazione del benessere fisiologico.
Lo psicrometro è lo strumento che serve per ottenere la temperatura di rugiada.
È composto da due termometri, uno normale ed il secondo a bulbo fasciato con una garza imbevuta di acqua distillata.
Quando il termometro con il bulbo avvolto nella garza bagnata viene efficacemente ventilato, la temperatura segnata comincia a diminuire fino ad un certo punto e cioè fino al momento in cui l’evaporazione dell’acqua cessa. La temperatura così raggiunta è detta temperatura del termometro bagnato.
La diminuzione della temperatura è causata dall’evaporazione dell’acqua contenuta nella garza che avvolge il bulbo. Ora l’entità dell’evaporazione è in relazione alla quantità di vapore contenuto nell’aria circostante.
Quando l’aria circostante è satura l’acqua della garza cesserà di evaporare. Se l’aria dovesse essere già satura la garza che avvolge il bulbo non sarà soggetta ad evaporazione ed i due termometri segneranno la stessa temperatura.
Gli strumenti di misura dell’umidità relativa si chiamano igroscopi quando indicano, con grossolana approssimazione, solamente lo stato di maggiore o minore umidità dell’aria; si chiamano igrometri quando ne danno anche la misura. Alcuni igroscopi sono fondati sulle proprietà che hanno alcuni materiali di assumere diversa colorazione a causa dell’assorbimento del vapore acqueo come ad esempio il cloruro di cobalto che, quando asciutto è di colore azzurro, mentre diventa rosa pallido se assorbe del vapore. Gli igroscopi possono dare utili indicazioni sulla situazione del tempo, legato alle variazioni di umidità.

Lo strumento più pratico e più largamente utilizzato per la misura dell’umidità relativa è l’igrometro a capelli basato sulle proprietà che hanno i capelli sgrassati di allungarsi quando l’umidità relativa aumenta e di accorciarsi quando l’umidità relativa diminuisce. per seguire poi le variazioni diurne dell’umidità relativa si usano degli igrometri registratori (igrografi), aventi anch’essi come elemento sensibile un ciuffetto di capelli sgrassati.
In assenza di strumenti di misura, l’umidità dell’aria può essere grossolanamente stimata osservando la trasparenza dell’aria, cioè la visibilità. Minore è il contenuto di vapore acqueo, più l’aria si lascia attraversare dalla luce e quindi l’atmosfera risulta più limpida. Questo è il motivo per cui le masse di aria fredde, scarsamente umide, sono in genere associate a visibilità più elevata rispetto alle masse di aria calde. Con le masse di aria fredde e secche il cielo si presenta con colorazione blu, mentre l’aria caldo umida dà al cielo la caratteristica colorazione giallo-grigia.
La variazione diurna dell’umidità relativa, nelle giornate soleggiate e poco ventilate, segue un andamento che è di segno opposto a quello della temperatura. Il massimo si raggiunge poco prima del sorgere del Sole ed il minimo fra le ore 13:00 e le ore 15:00.
L’escursione fra il massimo ed il minimo valore è di circa il 20% in gennaio e di circa il 30% in luglio.
Sul mare l’umidità relativa è sempre più alta che sulla terraferma, essendo prossima all’80%. Sempre sul mare, data la modesta escursione termica diurna, anche l’umidità relativa subisce, in assenza di tempo perturbato, una ridotta variazione.
Anche la variazione annua dell’umidità ha, in generale, un andamento opposto a quello della temperatura, essendo legata essenzialmente all’escursione termica media annua. Il valore medio mensile più elevato si ha di norma in dicembre e gennaio, mentre quello più basso in luglio.
La causa principale della condensazione del vapore acqueo nell’atmosfera è il raffreddamento che può essere determinato sia dalla perdita diretta di calore del suolo per irraggiamento, sia dai moti ascendenti verticali. Il raffreddamento per irraggiamento interessa gli strati adiacenti al suolo e ciò avviene quando l’intensità della radiazione infrarossa emessa dal suolo supera la quantità di calore immagazzinata per effetto della radiazione solare incidente.
Quando la temperatura dell’aria si abbassa tanto da raggiungere la temperatura di rugiada, si ha la condensazione del vapore acqueo in prossimità del suolo. In questo caso si formano nubi stratiformi poco spesse o nebbie da irraggiamento.
Quando la condensazione non va oltre la decina di centimetri dal suolo si avrà la formazione di rugiada o brina a seconda che la temperatura di rugiada sia o meno superiore agli 0°C. Se il suolo è coperto da manto nevoso, l’irraggiamento notturno oltre ad abbassare la temperatura, fa solidificare una parte dell’acqua fusa durante la giornata per effetto della radiazione solare. La causa principale della condensazione del vapore acqueo nell’atmosfera risiede nel raffreddamento che le masse di aria subiscono quando sono animate da moti verticali. Quando un volume d’aria si muove verso l’alto subisce un’espansione per effetto della diminuzione della pressione con l’aumentare della quota. Questa espansione determina un raffreddamento e quindi la saturazione dell’aria.
L’umidità è dopo il vento e la pressione atmosferica il fattore più importante per capire ed eventualmente prevedere l’evoluzione del tempo. In un’atmosfera tersa e limpida, essendo scarso il contenuto di vapore acqueo, è improbabile la formazione e lo sviluppo di nubi.
Invece un cielo coperto con atmosfera tersa e limpida è tipico delle irruzioni di aria continentale polare su zone precedentemente occupate da aria umida.
Infatti, l’aria fredda si incunea sotto l’aria umida relativamente più calda e la solleva violentemente. Il sollevamento forzato da origine alla condensazione del vapore acqueo a livelli molto prossimi al suolo ed alla nascita di uno strato nuvoloso compatto di nubi basse. Nel frattempo, fra la base delle nubi ed il terreno, l’aria fredda continentale affluita mantiene, a causa del suo scarso contenuto di umidità, condizioni di visibilità molto buone. Questo accade frequentemente in Pianura Padana quando l’anticiclone russo si espande fino alle Alpi Dinariche.
Il cielo sereno con elevata umidità relativa al suolo viene associato alle situazioni in cui il vapore acqueo è costretto a ristagnare in prossimità del suolo, a causa della presenza di un’inversione da irraggiamento o a un’inversione per subsidenza in quota. Nelle zone poco ventilate queste situazioni, soprattutto nella stagione estiva, caratterizzano le tipiche sensazioni di caldo afoso
Il cielo molto nuvoloso, associato ad un alto tasso di umidità, è caratteristica di tutte le situazioni in cui sia in atto un afflusso di aria caldo umida dai quadranti meridionali. Questo afflusso costituisce, quasi sempre, la parte avanzante di un sistema frontale in avvicinamento.
La visibilità orizzontale, in mancanza di strumenti di misura, è un’utile indicazione per valutare l’evoluzione del tempo dato che questo fattore è direttamente collegato ad una contemporanea variazione dell’umidità relativa. Nelle ore notturne e prossime all’alba, l’umidità relativa è alta e la visibilità risulta ridotta per foschie dense o per nebbie. Una diminuzione della visibilità, che non sia legata all’irraggiamento notturno, è segno che le condizioni del tempo stanno volgendo al peggioramento.
Viceversa se la visibilità non subisce variazioni nel corso della giornata, o se addirittura persistono formazioni nebbiose, ciò testimonia la persistenza di un’inversione termica negli strati prossimi al suolo e quindi la presenza di aria stabile.
Anche la colorazione del cielo dipende dal contenuto di vapore acqueo nell’atmosfera. Un cielo con colorazione rossa verso nord al mattino, oppure il sole che tramonta rosso dietro le nubi, o ancora la luna rossastra e circondata da un alone, sono tutti indizi di una elevata umidità relativa e di conseguenza di un probabile peggioramento del tempo.
Le masse di aria più instabili, e quindi maggiormente favorevoli allo sviluppo di rovesci o temporali, sono quelle fredde ed umide, mentre quelle più stabili sono le masse di aria calde e povere di vapore acqueo. Molto instabili risultano pertanto le masse di aria fredda di origine polare che interessano l’Italia dopo essersi umidificate sull’Atlantico.


 

 

Lo stato di benessere fisico e psichico dell’organismo umano dipende dalla temperatura, dall’umidità e dal vento. Infatti i processi di termoregolazione cutanea sono stimolati dalla temperatura e dall’umidità che producono sulle persone una sensazione soggettiva influenzata a sua volta dal vento. Limitando le considerazioni solamente alla temperatura e all’umidità, è noto che l’elevata temperatura è tanto più debilitante e difficilmente sopportabile quanto più è alto il tasso di umidità dell’aria. Un’atmosfera calda ed umida (clima afoso) impedisce il raffreddamento periferico del corpo umano attraverso la traspirazione, mentre l’aria calda e secca favorisce la rapida evaporazione con il conseguente abbassamento della temperatura corporea.

 

 

 

Una situazione in cui si ha freddo ed umido determina uno squilibrio nel bilancio corporeo perché il velo invisibile di acqua che si deposita sulla pelle sottrae calore all’organismo. Il vento infine mitiga la sensazione di caldo poiché induce all’aumento la traspirazione della pelle e quindi fa abbassare la temperatura corporea, aumentando però il disagio da freddo umido.
Da quanto si è detto è comprensibile come l’umidità rappresenti il fattore di maggior peso sul benessere fisiologico. Molti studiosi hanno fatto indagini sui particolari valori critici temperatura-umidità oltre i quali si ha la sensazione di caldo afoso. Nella tabella sono riportati i valori di umidità relativa e la temperatura superata la quale cessa lo stato di benessere e si cade nel caldo afoso.
Anche per le situazioni fredde sono stati definiti sperimentalmente, per diversi valori dell’umidità relativa, i corrispondenti valori limite di temperatura al di sotto dei quali, in assenza di ventilazione, l’organismo umano avverte disagio fisiologico.

Anche per le situazioni fredde sono stati definiti sperimentalmente, per diversi valori dell’umidità relativa, i corrispondenti valori limite di temperatura al di sotto dei quali, in assenza di ventilazione, l’organismo umano avverte disagio fisiologico.

 

Da 27°C a 32°C

Possibile affaticamento, crampi di calore.

Da 33°C a 40°C

Forte affaticamento, difficoltà nella respirazione.

Da 41°C a 54°C

Possibile colpo di calore, insolazione.

Oltre i 54°C

Colpo di calore altamente probabile.

 

Ur (%)

90

85

80

75

70

65

60

55

50

45

40

T (°C)

3,5

2,8

2,2

1,8

1,5

0,5

0

-0,3

-0,5

-1,5

-2,5

 

I seguenti grafici mostrano l’andamento dell’umidità atmosferica relativa assoluta media mensile e media massima, media assoluta e media minima annuale dal 2005 al mese intero precedente quello attuale.

 

I seguenti grafici  mostrano l’andamento dell'umidità atmosferica relativa media rilevata mese per mese dal 2005 al mese intero precedente quello attuale.

 

Per un maggiore grado di dettaglio, sull'andamento dell'umidità relativa assoluta dal 2005 al mese precedente a quello attuale, si prega di consultare i seguenti grafici:

Gennaio

2005

2006

2007

2008

2009

2010

2011

2012

2013

2014

2015

2016

Febbraio

2005

2006

2007

2008

2009

2010

2011

2012

2013

2014

2015

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2005

2006

2007

2008

2009

2010

2011

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2013

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2006

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2009

2010

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2008

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