Temperatura

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La nozione di temperatura va ricercata nella sensazione che ci fa dire che un corpo è freddo o caldo quando lo tocchiamo. La sola sensazione fisica è, però, insufficiente a far definire con esattezza che cosa è la temperatura. L'attenzione che l'uomo ha sempre rivolto alla previsione della temperatura è giustificata dall'influenza che essa ha sia sul benessere fisiologico sia sulla nascita e lo sviluppo delle piante e degli animali.

La temperatura dell'aria prossima al suolo è fra tutti gli elementi che caratterizzano il tempo quello che ha minor significato per la previsione. Infatti il suo valore è influenzato da molti fattori come l'insolazione, l'irraggiamento, l'evaporazione, la condensazione del vapore acqueo, la conduzione termica della superficie, la vegetazione, i centri abitati, la latitudine e l'altezza del luogo. Questo vuol dire che la variazione della temperatura da luogo a luogo può essere indipendente da cambiamenti in atto nelle condizioni generali del tempo. D'altra parte la distribuzione orizzontale della temperatura è indirettamente responsabile dello spostamento delle masse di aria, poiché determina differenze di pressione fra le aree con temperatura maggiore da quelle con temperatura minore.

La misura della temperatura dell'aria

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Lo strumento con il quale viene misurata la temperatura dell'aria è il termometro che può essere a mercurio, ad alcool o metallico. Per evitare un uso improprio di questo strumento è necessario tenere presente che non deve essere esposto direttamente ai raggi solari, ma deve essere collocato all'ombra, in ambiente ben areato ed ad un'altezza dal suolo di circa 1,5 metri. A questo scopo è necessario servirsi di una capannina meteorologica con abitacolo in legno dipinto di bianco all'esterno e con pareti a persiane. La capannina deve essere posta in posizione ben esposta e lontana almeno 10-15 metri da edifici, ostacoli e qualsiasi altra fonte di calore ( nelle moderne stazioni di rilevamento il sensore di temperatura invece di essere collocato all'interno di una capannina è protetto da uno schermo, anche auto-ventilato, in materiale plastico e di colore bianco ). Il suolo sopra il quale viene posizionato il termometro deve essere curato a prato erboso, se tale è la caratteristica prevalente del luogo, o lasciato nudo se ci si trova in ambiente urbano.

Andamento della temperatura con l'altezza

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All'atmosfera il calore viene fornito principalmente dalla superficie terrestre, quindi dal basso, e ne consegue che la temperatura diminuisce con l'aumentare della quota. Si chiama gradiente termico verticale la diminuzione della temperatura per una differenza di quota pari a 100 metri. Il gradiente medio per l'atmosfera standard, dei primi 10-15 chilometri è di 6,5 °C/km. Per un aereo a 8000 metri T = 15°C (al suolo) – 52°C = - 37°C circa. Non per nulla le normative avioniche prevedono per gli apparati di bordo test da -40°C a +55°C.

Il gradiente termico subisce molte variazioni soprattutto nei primi 300-600 metri dalla superficie terrestre a causa dell'evoluzione diurna della temperatura. Di notte, con venti deboli e cielo poco nuvoloso, il raffreddamento del suolo sottrae calore all'aria circostante, dando luogo alla formazione di uno strato spesso 200-400 metri all'interno del quale la temperatura, anziché diminuire con la quota, aumenta. Il fenomeno è definito inversione termica.

Andamento della temperatura con l'altezza

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Nel periodo invernale ed in situazione anticiclonica nelle vallate chiuse e poco ventilate l'inversione con base al suolo tende a saldarsi con un'inversione che si forma per subsidenza a quote immediatamente superiori, dando luogo ad un'unica inversione dello spessore anche di 800-1.500 metri.

Di giorno, sempre in presenza di venti deboli e di cielo sereno o poco nuvoloso, il calore dal suolo si propaga anche agli più bassi, determinando una più rapida diminuzione della temperatura con la quota. Nel periodo invernale questa rapida diminuzione interessa i primi 500-100 metri, mentre nella stagione estiva può spingersi anche a 500-1.000 metri. In tali casi la temperatura scende di 1°C ogni 100 metri di quota (gradiente adiabatico) e talvolta di una quantità superiore (gradiente super-adiabatico).

Il gradiente termico verticale determina la stabilità o l'instabilità dell'aria e quindi la possibilità di formazione delle nubi, di temporali, di nebbia da irraggiamento e la capacità dell'atmosfera di diluire nello spazio la concentrazione di sostanze inquinanti.

Instabilità e stabilità dell'aria

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Chiamasi trasformazione adiabatica il cambiamento di stato, a causa del raffreddamento o del riscaldamento, che avviene in una massa d'aria nel suo movimento ascendente o discendente senza scambio di calore con le masse di aria circostanti. Se una massa di aria viene sollevata per una causa qualsiasi, venendo a trovarsi sottoposta a pressioni che diminuiscono con l'altezza, si espande e si raffredda. Se l'aria in ascesa non si mescola immediatamente, per effetto di una turbolenza, con l'aria circostante, non ci sono scambi di calore tra le due masse di aria, poiché l'aria è cattiva conduttrice del calore. L'espansione è quindi adiabatica.

Se invece l'aria è costretta a scendere per una qualsiasi causa, subisce un riscaldamento per compressione adiabatica dovuta all'aumento della pressione degli strati più prossimi al suolo. Nella troposfera, il raffreddamento o il riscaldamento adiabatico è, in assenza di fenomeni di condensazione o evaporazione, di 1°C per ogni 100 metri di differenza di altezza.

Instabilità. Se l'atmosfera, negli strati prossimi al suolo, ha un gradiente super-adiabatico (nelle ore centrali delle giornate estive, in assenza di perturbazioni) l'aria tende ad essere instabile cioè animata da moti verticali ascendenti. Poiché l'aria non satura durante l'ascesa incontra pressioni via via decrescenti, continua a salire nonostante il raffreddamento dato che, in presenza di atmosfera in stato super-adiabatico, l'aria ha ad ogni livello una temperatura superiore a quella delle masse di aria circostanti. Il raffreddamento di una massa di aria umida, dovuto al movimento verticale verso l'alto, può determinare la condensazione del vapore acque e quindi la formazione di nubi. In questo caso, il calore che si libera durante la condensazione del vapore acqueo rende la massa di aria ascendente ancora più calda  ed il moto verticale può spingersi fino ai limiti della troposfera, dando luogo alla formazione di nubi cumuliformi a grande sviluppo verticale come i cumulonembi responsabili dei temporali. E' questo il motivo per cui l'aria umida è più instabile dell'aria secca, infatti, l'instabilità dell'aria cresce con il cresce del suo contenuto di vapore acqueo.

Segni di instabilità. L'indicazione più significativa dell'instabilità dell'aria è data dalla presenza di nuvolosità cumuliforme. Altre indicazioni sono fornite dai fumi dei camini e delle ciminiere che assumono un aspetto serpeggiante con moti verticali più pronunciati quanto più instabile è l'aria.

Stabilità. Se il gradiente termico verticale è sub-adiabatico, ossia se la temperatura dell'aria diminuisce con l'altezza in misura minore di 1°C per ogni 100 metri, oppure aumenta con la quota, si hanno condizioni di stabilità atmosferica. Poiché il gradiente termico verticale sub-adiabatico impedisce il moto ascendente dell'aria, questa è costretta a ristagnare negli strati prossimi al suolo con conseguente accumulo di vapore acque e di inquinanti. Con aria in condizioni di stabilità se si formano le nubi esse saranno di tipo stratiforme e se la quantità di vapore acqueo presente è elevata si formeranno le nebbie.

Segni di stabilità. Le condizioni di stabilità sono manifestate dalla presenza di nebbia da irraggiamento, foschia e dalla caratteristica cappa grigio-marrone della caligine sopra le città. Altre indicazioni sono fornite dalla forma che assumono i fumi che escono dai camini che tendono a mantenersi compatti, appiattiti e persistere sino a grandi distanze dalla sorgente.

Andamento diurno della temperatura.

Se si osserva la temperatura registrata da un termografo si nota un tipico andamento sinusoidale giornaliero caratterizzato da un valore minimo intorno all'alba e da un valore massimo circa due ore dopo il passaggio del Sole allo Zenith. Molti fattori influisco però sul normale andamento della temperatura nell'arco di una giornata. L'escursione fra temperatura minima e massima è meno accentuata nelle giornate nuvolose a causa della restituzione del calore per effetto serra, mentre è più accentuata in condizioni di cielo sereno o poco nuvoloso. Il vento favorendo il rimescolamento dell'aria presente nei bassi strati con quella degli strati più elevati, impedisce che la temperatura del suolo si innalzi notevolmente di giorno e si abbassi notevolmente di notte.

Tutte le forme di energia coinvolte hanno la loro origine comune nella radiazione solare. Quest'ultima in assenza di nubi giunge quasi integralmente sulla superficie terrestre, dove in parte viene assorbita dal suolo, ed in parte viene riflessa nuovamente nello spazio e quindi va perduta. In altre parole, l'aria secca risulta trasparente alla radiazione solare e, di conseguenza, l'aria in prossimità del suolo non si riscalda per esposizione diretta ai raggi del sole. Il suolo esposto al sole, invece, assorbe energia, si riscalda e propaga in vari modi questo riscaldamento anche all'atmosfera sovrastante. Come avviene dunque questa propagazione del calore verso l'alto?

Per gli strati più bassi dell'atmosfera, in particolare per i primi 300-800 metri, risulta importante soprattutto l'irraggiamento, ossia la capacità di qualsiasi corpo di emettere energia sotto forma di radiazioni nell'infrarosso. Di giorno il suolo si riscalda prima dello strato di aria immediatamente sovrastante per cui il bilancio nell'infrarosso tra la radiazione ricevuta dal suolo e quella emessa dallo strato stesso risulta positivo: l'aria a contatto con il suolo si riscalda e a sua volta trasmette calore, sempre per irraggiamento, anche agli strati superiori con un processo a catena che si attenua con l'altezza, sia per il progressivo allontanamento dalla fonte di calore, sia perché parte della radiazione viene assorbita dal vapore acqueo e dall'anidride carbonica.

Di notte le parti si invertono: il suolo si raffredda più velocemente dell'aria e sottrae calore a quest'ultima producendone un raffreddamento. L'escursione termica giornaliera prodotta da questo meccanismo risulta particolarmente evidente con un cielo sereno e limpido, ossia quando è scarso il contenuto di umidità a tutte le quote, e può raggiungere anche i 10-15 gradi. In tal caso vengono esaltati sia il riscaldamento diurno che il raffreddamento notturno del suolo.

Andamento diurno della temperatura.

All'irraggiamento si affiancano anche altre due modalità di scambio di calore fra il suolo e l'aria: i moti turbolenti ed il trasferimento legato ai processi di evaporazione e condensazione. Dai primi deriva un rimescolamento tra strati atmosferici adiacenti ad opera di moti vorticosi che si sviluppano lungo il piano verticale, favorendo così anche il trasporto di calore ora verso l'alto, ora verso il basso, a seconda dei casi. Tali vortici possono essere sia di origine meccanica, ed in tal caso limitano la loro azione allo strato superficiale (ai primi 100-200 metri), sia di origine termica quando un irregolare riscaldamento della superficie terrestre nelle ore diurne si traduce in moti convettivi più ampi che possono interessare i primi 2-4 chilometri di atmosfera.

Parte dell'energia assorbita dal suolo viene spesa nell'evaporazione di acqua dalle superfici dei laghi e dei mari e dalla vegetazione. Infatti, l'evaporazione di un grammo di acqua richiede circa 600 calorie, un'energia non indifferente che può essere restituita all'ambiente in una successiva condensazione. Il vapore immesso nell'aria viene diffuso in atmosfera, soprattutto attraverso i moti convettivi, e quando raggiunge le condizioni per condensare di nuovo rilascia l'energia accumulata riscaldando l'aria. Per dare un'idea dell'entità di questo processo diciamo che la condensazione di un grammo di acqua in un metro cubo di aria al livello del mare determina un innalzamento della temperatura dello stesso volume di aria di circa due gradi e mezzo.

Si può forse concludere che ogni variazione locale della temperatura è riconducibile a scambi di calore con il suolo sottostante riscaldato dal sole? Non proprio, ciò sarebbe vero solo se l'atmosfera fosse statica, ferma. L'aria è in continuo movimento, l'atmosfera è sempre sede di moti più o meno evidenti sia orizzontali che verticali. Aria fredda in arrivo dai Balcani...Correnti calde provenienti dal Nord Africa...frasi comuni nei discorsi dei meteorologi che annunciano quelle che più tecnicamente si chiamano avvezioni calde o fredde, una sorta di vero e proprio ricambio dell'aria con conseguenze a volte anche piuttosto marcate sulla temperatura, che può innalzarsi o cadere anche di 10-15 gradi in dodici ore.

L'aria, oltre a muoversi orizzontalmente, può essere animata anche da moti lungo la verticale. Nei moti discendenti l'aria incontra pressioni via via maggiori e quindi si comprime riscaldandosi, un po’ come si riscalda quando la comprimiamo con uno stantuffo all'interno di una pompa per biciclette. Viceversa quando si muove verso l'alto, l'aria si espande e si raffredda. In entrambe i casi l'entità di questo riscaldamento o raffreddamento è dell'ordine di un grado centigrado ogni cento metri di quota. Queste variazioni si riflettono poi sulla temperatura dell'aria circostante e possono quindi far perdere o guadagnare qualche grado alle località dove nell'evoluzione del tempo si instaurino moti verticali.

Temperatura e tipo di suolo.

La radiazione solare incidente al suolo viene da questo immagazzinata e quindi restituita nell'atmosfera in misura maggiore o minore a seconda della natura del terreno. A parità di energia solare ricevuta un terreno ricoperto da vegetazione si scalda meno rapidamente di un terreno roccioso. Di conseguenza l'irraggiamento notturno determina un raffreddamento più rapido dei suoli che durante il giorno hanno immagazzinato meno energia solare.

Sono numerosi gli esempi in cui la diversa costituzione del suolo dà luogo a differenti riscaldamenti diurni o raffreddamenti notturni dell'aria sovrastante. I casi di maggior interesse ai fini delle condizioni meteo locali sono le differenze di temperatura che si manifestano durante il giorno fra le distese liquide e la terraferma, fra le catene montuose e le pianure, fra le montagne e le vallate.

I mari, a causa della loro elevata inerzia termica, si riscaldano e si raffreddano meno velocemente della terraferma avendo immagazzinato una maggior quantità di energia solare. Sulla terraferma il riscaldamento del suolo (limitato ai primi 10-20 cm di profondità) è molto più rapido, come è altrettanto rapido il raffreddamento notturno a causa della ridotta energia immagazzinata.

Le catene montuose si riscaldano più rapidamente delle pianure adiacenti, sia perché il suolo è meno ricco di vegetazione sia perché la radiazione solare incidente è maggiore di quella che giunge nelle zone pianeggianti. pertanto il minor calore assorbito dalle montagne durante il giorno determina un più rapido raffreddamento nelle ore notturne.

Correnti ascendenti e correnti discendenti. Al di sopra del suolo più caldo, l'aria si riscalda anch'essa e tende a salire, mentre al di sopra di un suolo più freddo l'aria tende a discendere (moti convettivi).  I moti convettivi sono responsabili della formazione delle nubi cumuliformi, spesso temporalesche, cha appaiono durante le ore più calde del pomeriggio.

Riscaldamento e raffreddamento diurno dell'aria sul mare.

A differenza di quanto avviene sulla terraferma, l'assorbimento della radiazione solare da parte del mare non influenza in modo apprezzabile la sua temperatura. Pertanto, sia di giorno che di notte, anche l'aria a immediato contatto con il mare non subisce significative variazioni termiche. Sul mare, gli strati più bassi dell'atmosfera tendono ad essere stabili durante il giorno ed instabili durante la notte (temporali notturni). Sulla terraferma avviene l'esatto opposto (temporali pomeridiani).

La temperatura in montagna.

In montagna, con condizioni di cielo sereno e vento debole, la temperatura è legata essenzialmente all'azione dell'insolazione e del raffreddamento notturno. Di notte, l'aria più fredda, e pertanto più densa, scende dai pendii andando ad accumularsi nei fondovalle facendo riscontrare temperature minime più basse di quelle delle montagne vicine. Le montagne si riscaldano più intensamente e più rapidamente delle valli e delle pianure adiacenti. Il riscaldamento è notevole durante il periodo estivo e ciò fa si che le masse di aria fredda e relativamente umida provenienti dai quadranti settentrionali, scorrendo sopra le montagne calde, divengano molto instabili e diano luogo nelle ore pomeridiane a nuvolosità cumuliforme spesso accompagnata da rovesci anche a carattere temporalesco.

Riscaldamento e raffreddamento dell'aria in movimento.

Una massa di aria che si sposta verso luoghi più caldi si riscalda dal basso e diviene instabile. L'instabilità sulla terraferma varia durante l'arco della giornata raggiungendo un massimo nel pomeriggio ed un minimo in corrispondenza delle prime ore della mattina. A questo proposito è utile sapere che le masse di aria fredda di origine Atlantica, giunte sul Mediterraneo, tendono a diventare instabili poiché questo mare chiuso risulta essere più caldo dell'oceano di circa 4°C. Al contrario, quando l'aria si sposta verso regioni più fredde, essa si raffredda dal basso e se non intervengono altri fattori si forma un'inversione o un'isoterma negli strati atmosferici prossimi al suolo. Questa situazione di marcata stabilità impedisce sia i moti turbolenti che quelli convettivi favorendo l'accumulo di calore e di umidità nella bassa troposfera dando spesso origine alla nebbia. Questi fenomeni si possono riscontrare sulla nostra penisola nel semestre freddo in corrispondenza degli afflussi di aria calda di estrazione africana o provenienti dalle latitudini medio basse dell'Oceano Atlantico. In questo caso, le correnti di scirocco o di libeccio che investono le nostre regioni solitamente non manifestano fenomeni di instabilità.

Influenza della temperatura sulla pressione atmosferica.

La distribuzione orizzontale della pressione atmosferica è strettamente dipendente dall'andamento della temperatura. Nelle aree geografiche in cui il suolo è più caldo tendono a formarsi centri di bassa pressione, mentre nelle aree più fredde si instaurano centri di alta pressione. La differenza di temperatura fra aree continentali ed oceani si riflette sul campo barico. Nei mesi estivi gli oceani sono più freddi dei continenti vicini, pertanto su questi ultimi tende a formarsi, nei bassi strati, un'area di bassa pressione, mentre sugli oceani si affermano aree di alta pressione. Nella stagione invernale, invece, sui continenti si instaurano frequentemente zone di alta pressione per il fatto che la terraferma si raffredda più velocemente del mare. Questi campi di alta pressione vengono spesso spazzati via dal passaggio delle perturbazioni.  Le differenze di temperatura influenzano l'andamento della pressione atmosferica anche in ambito locale. Infatti, a causa del diverso riscaldamento e raffreddamento, fra il mare e la terraferma, fra le catene montuose e le pianure, nelle zone che di giorno si riscaldano più rapidamente la pressione atmosferica diminuisce, mentre nelle zone che di notte si raffreddano più rapidamente la pressione atmosferica aumenta.

Temperatura ed evoluzione del tempo.

La variazione locale della temperatura non è un sicuro punto di riferimento per la previsione del tempo; essa può dare qualche indicazione se viene messa in relazione con l'andamento simultaneo di altri fattori come ad esempio la pressione atmosferica, il vento e la nuvolosità. Tuttavia possono essere fatte alcune considerazioni di carattere generale.

Quando la temperatura e la nuvolosità aumentano mentre la pressione diminuisce, si hanno quasi sempre condizioni di tempo perturbato persistente.

Quando la temperatura diminuisce e la nuvolosità e la pressione aumentano, non si hanno generalmente precipitazioni.

Un aumento della temperatura a causa di correnti meridionali è seguito da un peggioramento del tempo soltanto quando la pressione è in diminuzione. Viceversa, un abbassamento della temperatura dovuto ad afflussi di aria dai quadranti settentrionali, non da solitamente tempo perturbato.

La previsione della temperatura.

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Visto che la temperatura dell'aria varia da luogo a luogo, è difficile dare un'indicazione circa il valore assoluto che essa potrà assumere in una certa località. Tuttavia alcuni fattori consentono di stimare se la temperatura ha tendenza alla crescita o alla diminuzione.

Con il cielo sereno ed in assenza di vento gli unici fattori che influenzano l'andamento termico sono l'irraggiamento del suolo e l'insolazione. In queste condizioni le temperature minime tendono ad abbassarsi raggiungendo valori inferiori alla media e quelle massime valori superiori. Gli scostamenti fra i due valori saranno tanto più grandi quanto più l'aria sarà tersa.

Termometro

La misura della temperatura, o più esattamente la misura delle differenze di temperatura, viene eseguita con il termometro. Quando allo strumento viene collegato un apparato registratore si ottiene un termografo. Le misure avvengono sempre in modo indiretto, sfruttando cioè alcuni effetti che tali variazioni producono nei corpi. Si hanno termometri a dilatazione quando la misura si ricava dalle variazioni di volume o di pressione, termometri elettrici quando si fonda sulle variazioni di resistenza elettrica, termometri magnetici quando si basa su effetti magnetici.

Le scale utilizzate per misurare la temperatura.

Scala Kelvin (°K). William Thomson, dal 1892 Lord Kelvin Fisico e matematico irlandese L'unità di misura della scala Kelvin è il Kelvin (K), definito come 1/273,16 dell'intervallo di temperatura fra lo zero assoluto e il punto di fusione del ghiaccio a pressione atmosferica standard.

Scala Réaumur (°R). Questa scala è ormai in disuso anche se è possibile trovarla su vecchi termometri a muro di fattura francese, belga o svizzera.

Scala Fahrenheit (°F). I primi termometri di una certa affidabilità furono costruiti nel 1714 dal fisico tedesco Daniel Gabriel Fahrenheit (1686-1736), il quale ideò anche una scala di temperatura che da lui prende il nome. In questa scala gli 0°F (gradi Fahrenheit) corrispondono alla temperatura alla quale coesistono in equilibrio le fasi solide, costituite da ghiaccio e cloruro di sodio (sale da cucina), e la fase liquida, costituita da una soluzione satura di detto sale in acqua, mentre 96°F corrisponde alla temperatura “normale” del corpo umano. Questa scala è tuttora di uso comune in molti paesi soprattutto in quelli anglosassoni Gli anni seguenti serviranno allo studio e al miglioramento delle sue invenzioni; passa dall'utilizzo dell'alcool nei termometri ad un elemento più preciso (e oggi noto) il mercurio.

Scala Celsius (°C). La scala Celsius, o centigrada, prende il nome dal fisico e astronomo svedese Anders Celsius. Nel 1742 Celsius pubblica una famosa memoria, relativa ai problemi della termometria dove propone di utilizzare una scala centigrada riferita a due punti fissi: quello che corrisponde alla temperatura della neve in fusione e quello riferito alla temperatura dell'acqua in stato di ebollizione. Tenendo conto della dipendenza del punto di ebollizione dell'acqua dalla pressione, Celsius suggerisce di indicare con 100 la temperatura della neve, e con 0 quella dell'acqua bollente a una pressione atmosferica di 751.16 torr, fornendo altresì una regola per fissare lo zero in corrispondenza di valori differenti della pressione stessa. Un termometro dotato di tale scala rovesciata rispetto alle usuali scale centigrade era in funzione nel dicembre del 1741.

Le scale utilizzate per misurare la temperatura

                                          Anders Celsius, astronomo svedese                                       Lord Kelvin fisico irlandese