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L’umidità

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La quantità di vapore acqueo presente nell'atmosfera determina il grado di umidità dell'aria. 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.

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L’umidità

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.

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L'evaporazione

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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.

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Saturazione e condensazione

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.

Generalmente la quantità di vapore acqueo nell'atmosfera è inferiore del 20-30% rispetto alla quantità massima che l'aria può contenere.

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La misura dell'umidità

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.

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Strumenti di misura dell'umidità relativa

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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.

Z Strumenti di misura dell'umidità relativa z

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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.

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La stima dell'umidità relativa

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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 Corsica si vede da 150 km di distanza )

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Le variazioni dell'umidità

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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.

Quando d'inverno si forma un'area di bassa pressione sul Golfo di Genova, la zona intorno a Genova viene investita dalla Tramontana, apportatrice di pioggia e neve a quote basse, che a volte può scendere fino al livello del mare, specialmente in alcune aree della costa genovese e del Savonese orientale; mentre nella Riviera di Levante la Tramontana spesso porta cielo sereno ed aria fredda e asciutta.

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La condensazione del vapore acqueo

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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.

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La condensazione del vapore acqueo

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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. 

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L'umidità e l'evoluzione del tempo

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.

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L'umidità e l'evoluzione del tempo

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.

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L'umidità e il benessere fisiologico

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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.

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L'umidità e il benessere fisiologico

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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.

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Conseguenze dell’alta temperatura associata al tasso di umidità

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.

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La valutazione dell'indice di calore può essere eseguita in vari modi. Nel calcolatore proposto successivamente vengono determinati tre fra i più diffusi indici, che forniscono risultati anche significativamente diversi, in quanto il calcolo è basato su ipotesi e modelli differenti:

· Heat Index / Apparent Temperature (Steadman, 1979)

· Summer Simmer Index (Pepi, 1987)

· Humidex (introdotto originariamente in Canada, 1965)

Tutti rappresentano comunque una temperatura, si misurano in gradi Centigradi (o Fahrenheit nei paesi anglosassoni) e vengono calcolati con formule semi-empiriche non applicabili in modo generalizzato. Per esempio, la formula usata, si applica solo nel caso in cui la temperatura è superiore ai 27°C e l'umidità relativa superiore al 40%. Per temperature inferiori ai 25 °C o umidità poco elevata (sotto il 30%) si può ritenere che l'indice di calore coincida con la temperatura effettiva.