UMIDITÀ atmosferica
UMIDITÀ atmosferica
Dalle acque e dalla terra esalano e si espandono nell'aria, continuamente, ingenti masse d'invisibile vapore acqueo, che impregnano tutta la troposfera. Condensate in gocce, o in cristalli, tali masse intorbidano l'aria, creano le nubi, tornano al suolo in forma di pioggia, neve, grandine, brine, rugiada. Con successivi processi di evaporazione, condensazione e precipitazione si compie in tal modo la circuitazione dell'acqua attraverso l'ambiente aereo. Il vapore acqueo in ogni parte della troposfera, oscilla fra deboli tracce e una percentuale che giunge al 4% del volume totale occupato dai gas atmosferici. Ciò viene espresso dicendo che l'aria possiede un certo grado di umidità. Di rado però l'aria è satura di vapore; per tale ragione dalla terra umida, dalle acque, dalle piante si sviluppa un'evaporazione più o meno rapida, che porta a un graduale disseccamento, se il liquido non viene rinnovato con afflussi di pioggia, o con l'irrigazione.
Il vapore acqueo pesa i 5/8 di un egual volume di aria, a pari condizioni di temperatura e di pressione. Si diffonde perciò facilmente nell'atmosfera e assume distribuzioni intimamente collegate con le mutevoli condizioni meteorologiche.
Si sa dalla fisica che il vapore, sia esso isolato o mescolato ad altri gas, ha una pressione che non può superare limiti ben definiti, dipendenti dalla sola temperatura e crescenti con essa. Raggiunti tali limiti, si dice che il vapore è in uno stato di saturazione. Contraendo il volume, senza variare la temperatura, o aggiungendo altro vapore, invece di avere aumento di pressione, come nei gas, si ha condensazione parziale di vapore; il vapore residuo è in equilibrio a contatto con l'acqua e la pressione rimane stazionaria. Definita la pressione massima che ha un vapore in corrispondenza della temperatura, resta anche definita la densità. Riferiamo i valori della densità e della pressione del vapore in corrispondenza di alcuni valori della temperatura; le pressioni sono espresse in mm. di mercurio e le densità in grammi per mc. di vapore acqueo saturo:
È interessante osservare in questa tabella che, alle ordinarie temperature dell'aria, i valori numerici che rappresentano le pressioni massime in mm. di mercurio sono quasi identici a quelli che esprimono il peso del vapore saturo in g. per mc. A temperature sotto zero, quando il vapore è a contatto col ghiaccio, i valori numerici delle pressioni sono alquanto minori di quelli della densità del vapore a contatto con l'acqua.
Queste proprietà chiariscono il comportamento dell'umidità atmosferica e dànno immediata ragione delle grandezze seguenti, usualmente considerate nelle trattazioni meteorologiche e climatiche:
1. Pressione del vapore. - Espressa dal rapporto tra la forza del vapore e l'area su cui essa agisce, viene misurata in mm. di mercurio, ovvero in dine per cmq. La pressione di 1 milione di dine per cmq. è detta bar; il sottomultiplo 1000 dine per cmq. è assai usato e detto millibar. La pressione dipende dal numero di molecole presenti in un dato volume, e quindi dalla massa del vapore per unità di volume. Per avere una corretta idea sulla pressione del vapore nell'atmosfera occorre tenere presente la seguente legge del Dalton: "quando diversi gas, o vapori sono frammisti nello stesso spazio, ognuno di essi esercita la medesima pressione come se fosse isolato da ogni altro elemento". Perciò il vapore acqueo esercita una pressione propria, che si aggiunge a quella dell'aria asciutta. La somma delle due azioni dà la pressione totale misurata dal barometro.
2. Umidità assoluta. - È il peso del vapore contenuto nell'unità di volume. Si misura usualmente in g./mc. Per l'osservazione fatta a proposito della pressione, l'umidità assoluta può anche essere definita in base alla pressione, anzi che alla massa del vapore.
3. Umidità relativa. - È il rapporto f tra la pressione effettiva e del vapore contenuto nell'aria e la pressione E che si avrebbe se l'aria fosse satura alla stessa temperatura: f = e/E. Il valore di f suol essere espresso in centesimi:
4. Umidità specifica. È il rapporto tra il peso del vapore e il peso dell'aria secca in cui il vapore è diffuso. Viene espresso in grammi di vapore per kg. di aria secca.
Se B indica l'altezza barometrica in mm. ed e è l'umidità assoluta, espressa pure in mm., vale la seguente relazione:
L'umidità assoluta dipende solo dalla temperatura; ma l'umidità specifica, come risulta dalla relazione precedente, varia inversamente alla pressione. Le grandezze ora considerate sono mìsurate con gli igrometri o dedotte l'una dall'altra con semplici calcoli, ovvero con tabelle assai diffuse fra gli osservatorî meteorologici.
Distribuzione dell'umidità atmosferica. - Le condizioni regionali hanno grande influenza sulla distribuzione locale dell'umidità. Dove regnano alte temperature, l'umidità assoluta assume massimi valori; piccola invece è necessariamente l'umidità assoluta nelle regioni fredde.
Le medie dànno 19 g. di vapore per ogni mc. di aria, all'Equatore; 14 a 25° di latitudine; 7 a 45°; 3 a 65°.
L'umidità relativa può oscillare tra valori estremi in qualsiasi zona terrestre: il regime dei venti, la posizione geografica, l'altitudine, la stagione, l'ora, lo stato del cielo e del suolo influiscono sulle condizioni momentanee e medie dell'umidità. Le medie variano attorno all'80% all'Equatore; scendono al 70% (emisfero nord) a 40° di latitudine; tornano a salire sin oltre 80% nei mari polari. Nell'emisfero sud, dominato dall'oceano, la media poco si scosta dall'80%.
In generale valori sotto 30% sono tipici di aree desertiche; sotto 50% denotano ancora aria abbastanza secca.
Nei climi temperati l'umidità relativa varia, in condizioni normali, seguendo un ciclo diurno caratteristico: minimi valori nelle ore pomeridiane; massimi nelle ore notturne. È un andamento opposto a quello della temperatura, spiegabile con queste considerazioni. Dopo il sorgere del sole aumenta la temperatura; in pari tempo crescono anche l'evaporazione e l'umidità assoluta. Con la temperatura aumenta però fortemente la capacità dell'aria di contenere vapore saturo, così che il rapporto fra la pressione effettiva del vapore e quella corrispondente al punto di saturazione va diminuendo. Nelle ore serali e notturne diminuiscono la temperatura e, l'evaporazione; ma il vapore esistente nell'atmosfera è tale che, ove non sia disperso dal vento, rapidamente si avvicina alla saturazione. L'umidità relativa si approssima perciò ai massimi valori. Nelle notti calme e serene dell'estate il punto di saturazione viene effettivamente raggiunto in modo normale, con deposizione di rugiada.
Le ampiezze delle fluttuazioni igrometriche sono in evidente rapporto con quelle termiche. Saranno perciò molto vistose nelle aree continentali; minori sulle coste e sulle aree marine.
Ad altezze crescenti nell'atmosfera l'umidità assoluta descresce con legge esponenziale. Se diciamo 1 l'umidità assoluta al suolo, a un km. di altezza l'umidità sarà rappresentata da 7/10; a 2 km. da 1/2; a 3 km. da 1; 3; a 5 km. da 1/6; a 10 km. da 1/40.
Misurando l'umidità assoluta in g./mc., sull'Europa centrale si hanno le seguenti medie distribuzioni ad altezze di km. o,1, 2, 3, 5, 10:
Mentre l'umidità assoluta decresce rapidamente in altezza, quella relativa ha diminuzione assai lenta normalmente, e presenta anche forti inversioni. La diminuzione dell'umidità assoluta è conseguenza della rapida decrescenza della densità del vapore acqueo a basse temperature. Ad altezze di 10 km., ove l'umidità assoluta è appena apprezzabile, quella relativa è ancora eguale, in media, a metà del valore che ha al suolo.
In conclusione, l'umidità assoluta ha massimi valori negli strati aerei prossimi al suolo; in questi si sviluppano i più cospicui fenomeni di condensazione. Ad altezze di alcuni chilometri l'umidità assoluta è ridotta a piccola frazione; ma quella relativa pennane abbastanza elevata e spesso raggiunge anche i limiti della saturazione.
Il regime igrometrico ha grande importanza nel quadro delle condizioni climatiche di una località ed esercita azioni di essenziale valore sulla vita vegetale e animale. Dal punto di vista fisiologico, l'umidità è uno dei fattori che, insieme con la temperatura e il vento, determina le sensazioni termiche del corpo umano. Tale azione è particolarmente evidente in presenza di alte temperature, le quali sono tollerabili fino a limiti estremi se l'aria è secca, ma divengono insopportabili e micidiali se l'umidità relativa è alta e l'aria calma.
Evaporazione. - Il passaggio dalla forma liquida a quella gassosa invisibile, cioè l'evaporazione, avviene a spese dell'energia cinetica delle molecole. Solo le molecole più rapide si allontanano dalla superficie del liquido; restano quelle più lente, e perciò la temperatura del liquido diminuisce, se non viene rifornito calore da qualche sorgente. Il calore di vaporizzazione varia alquanto con la temperatura t, e, per valori normali, si può calcolare con la formula:
Parte delle molecole evaporate possono rientrare nel liquido. Il processo chiamato evaporazione rappresenta la perdita netta del liquido in questi scambî con l'ambiente; e il fenomeno opposto, la condensazione, rappresenta il guadagno netto.
Con misure di livello, o di peso, si valutano le grandezze delle masse evaporate, o condensate. Ma volendo fare le misure con l'intento di precisare gli scambî che avvengono in natura fra acqua e aria, s'incontrano gravi difficoltà. Le misure dei meteorologi assai spesso avvengono in condizioni troppo lontane da quelle effettive delle acque libere e non possono quindi servire di base nel bilancio delle masse perdute dal suolo e dai bacini acquei per effetto dell'evaporazione.
Anche gli studî teorici e sperimentali finora compiuti non hanno consentito ancora di ricavare formule che rappresentino il fenomeno in modo del tutto generale e completo. L'azione dei singoli fattori può tuttavia essere precisata con una certa approssimazione, nel caso di acqua limpida e tranquilla.
1. Salsedine. - L'acqua salsa evapora più lentamente di quella pura. Le differenze sono dell'ordine del 5%, se la salinità ha il valore normale delle acque oceaniche.
2. Umidità dell'aria. - L'evaporazione è proporzionale alla differenza di pressione tra il vapore alla superficie del liquido evaporante e nell'aria libera. Si può anche dire che è proporzionale alla differenza di temperatura fra termometro asciutto e termometro bagnato di uno psicrometro.
3. Velocità del vento. - L'evaporazione è proporzionale alla radice quadrata della velocità del vento, se questo è stazionario. Ma se è instabile e vorticoso, caso normale, l'influenza del vento assume forme complesse.
4. Pressione atmosferica. - L'evaporazione è inversamente proporzionale alla pressione.
5. Bacino evaporante. - In natura l'evaporazione si avvicina a un certo grado di proporzionalità all'area del bacino evaporante; ma può anche essere proporzionale a una potenza dell'area con esponente minore di 1. Pare che la legge dipenda dal regime del vento e anche dalla forma del bacino.
6. Temperatura dell'acqua. - Se l'umidità relativa non è elevata, l'evaporazione cresce in proporzione della pressione massima che ha il vapore alla temperatura dell'acqua.
7. Radiazione. - La radiazione ricevuta e quella emessa influiscono fortemente sulla disponibilità di energia termica che alimenta l'evaporazione. Al sole questa si può prolungare e intensificare senza diminuzione di temperatura.
Anche il ghiaccio emette direttamente vapore: è un fenomeno, detto sublimazione, simile a quello che osserviamo in altri corpi solidi (canfora, naftalina). Il processo fisico del diretto passaggio dallo stato solido a quello di vapore è poco conosciuto.
Condensazione. - Nella condensazione il vapore invisibile passa allo stato liquido. Due fattori favoriscono tale processo: il raffreddamento e la diminuzione di volume. Nell'atmosfera agisce quasi esclusivamente il primo fattore. E il raffreddamento può insorgere per varie cause: contatto con corpi freddi, irraggiamento; rimescolamento con aria fredda; espansione adiabatica in moti ascendenti o vorticosi. La prima di queste cause si presenta a contatto del suolo quando esso raggiunga, nel raffreddamento, il punto di saturazione del vapore presente nell'aria. La seconda è comune negli strati aerei bassi, dove determina particolari tipi di nebbie. La condensazione per miscuglio di aria produce limitati effetti.
Cospicua è invece l'azione del raffreddamento adiabatico provocato da moti ascendenti. L'evoluzione di una massa d'ana umida, che salga ad altezze via via crescenti, avviene con legge piuttosto complessa. In un primo stadio l'aria umida, non satura, segue la legge comune del rafíreddamento adiabatico, con un gradiente di un grado per 100 metri. Raggiunta la temperatura che corrisponde al punto di saturazione, un ulteriore raffreddamento provoca la formazione di gocce liquide, che cadono verso il suolo se il moto dell'aria non basta a sospingerle in alto. Se l'aria sale ancora di livello, il raffreddamento non è più di 10 per 100 m., a causa del calore latente reso libero nella condensazione.
Una colonna di aria satura, che abbia ad esempio 10° di temperatura e pressione di 1000 millibar, ha un gradiente termico verticale di 0°,55 per 100 m.; questo valore è minore se più alta è la temperatura, ovvero se la pressione decresce; maggiore invece in presenza di minori temperature o di più elevate pressioni. Quando le gocce liquide sono sospinte in alto fino ad assumere temperature sotto zero, si verifica lo stadio del congelamento o della grandine. Al calore latente di evaporazione si aggiunge allora quello di fusione (80 cal./grammo) e il gradiente termico verticale risulta maggiormente attenuato.
In presenza di temperature sotto zero il vapore passa direttamente allo stato solido, in forma di cristalli di neve. Termicamente si hanno allora. condizioni analoghe a quelle del caso precedente.
Siccome il calcolo degli stadî evolutivi di una massa di aria umida ascendente ad altri livelli è piuttosto complicato, si preferisce ricorrere a valutazioni nomografiche, rese agevoli da schemi (detti di Neuhoff) ben noti ai meteorologhi.
Sono pure in uso grafici detti tefigrammi, in cui le variabili fondamentali sono la temperatura assoluta T e l'entropia ϕ; donde il nome. A tali curve si sogliono aggiungere i grafici rappresentanti i punti di rugiada, ossia le temperature di condensazione del vapore, sulle singole superficie isobariche. Dal nome inglese dew-point deriva il nome di depegrammi usato per simili grafici. Queste figurazioni sono comunemente usate ormai nei servizî meteorologici; esse hanno il vantaggio di mettere in rilievo immediato le condizioni di stabilità, o d'instabilità, delle zone aeree elevate, e di consentire anche valutazioni sull'intensità delle prevedibili perturbazioni a breve scadenza.
Le meteore acquee. - Il vapore acqueo, che determina le mutevoli condizioni dell'umidità atmosferica, non è un costituente stazionario dell'aria, ma un elemento che nell'aria trova il veicolo per elevarsi, diffondersi, condensarsi, precipitare al suolo, fluire nel mare, ritornare nell'atmosfera. Le vie della circuitazione dell'acqua attraverso il mezzo aereo sono lunghe e complesse; innumerevoli i fattori geografici e fisici che agiscono sulle alterazioni del vapore nello spazio e nel tempo; molteplici le forme di transizione tra le fasi liquida e aeriforme dell'acqua.
Il prodotto più comune e diffuso di condensazione del vapore è rappresentato dalle gocce libere, formanti le nebbie, le nubi, la pioggia. La condensazione è resa attiva dalla presenza di nuclei attorno ai quali il vapore si condensa, originando gocce che possono subito avere un certo grado di stabilià. A contatto con corpi freddi il vapore si deposita in forma di rugiada, ovvero, se la temperatura è sotto zero, di brina.
I prodotti della condensazione in aria libera, quando assumano dimensioni sufficienti per cadere al suolo senza evaporare totalmente lungo il percorso, generano la pioggia, la neve, la grandine, con le varietà di forme che queste meteore possono comportare. Su questi argomenti si vedano le rispettive voci.
Tutte le azioni termiche e dinamiche dell'atmosfera si riverberano sul vapore acqueo in essa contenuto; e le trasformazioni di stato, a loro volta, col calore reso libero o assorbito nei processi di evaporazione e di condensazione, agiscono attivamente sulle condizioni dell'aria. L'umidità atmosferica viene così a costituire uno degli elementi essenziali nel complesso delle manifestazioni che si sviluppano nell'atmosfera. Anche le meteore ottiche ed elettriche sono generalmente connesse con l'acqua atmosferica e con le trasformazioni di stato che essa presenta.
V. anche igrometria; meteorologia; psicrometro.