L'umidità atmosferica e le grandezze igrometriche

L'acqua è presente nell'atmosfera in tutte le forme: solida, liquida e gassosa.

La fase solida è tipica di alcune precipitazioni, come neve e grandine, ma anche delle nubi al di sopra dei 6000 metri (cirri), le quali sono appunto costituite da microscopici aghetti di ghiaccio aventi le dimensioni di qualche decina di micron.
Allo stato liquido invece l'acqua si trova in atmosfera sia nelle goccioline sferiche (droplets) che costituiscono le nebbie e le nubi basse e medie, sia nelle gocce di pioggia (raindrops) presenti all'interno di tali nubi.

La maggior parte dell'acqua dell'atmosfera è comunque sotto forma di vapore.

Il vapore acqueo è presente quasi esclusivamente nella troposfera e, sebbene la sua concentrazione sia piuttosto modesta (1-10 grammi per chilogrammo di aria umida), il suo ruolo è fondamentale nella maggior parte dei processi che avvengono nell'atmosfera.
Ciò è vero per i seguenti motivi:
• la condensazione e l'evaporazione del vapore acqueo hanno conseguenze importanti nella stabilità verticale dell'atmosfera;
• droplets e raindrops contribuiscono a rimuovere gli inquinanti atmosferici, rispettivamente attraverso i ben noti meccanismi di rainout e washout, anche se tali processi sono poi responsabili del fenomeno delle piogge acide;
• il vapore acqueo è quasi sempre coinvolto nelle numerose reazioni chimiche che avvengono nell'atmosfera;
• il vapore acqueo e le nubi sono la principale causa dell'effetto serra;
• la concentrazione di vapore acqueo controlla, insieme alla temperatura e alla ventilazione, il grado di comfort o di disagio fisiologico ambientale avvertito dall'organismo.

Grandezze igrometriche fondamentali

La concentrazione del vapore acqueo nell'atmosfera può essere espressa in molti modi. Ecco una rassegna delle principali grandezze igrometriche.

La pressione di vapore
La pressione atmosferica a livello del mare è in genere intorno a 1000-1020 hPa. Questo valore rappresenta la somma delle pressioni parziali esercitate dai vari gas costituenti l'atmosfera. La pressione di vapore - indicata di solito con e - è quella frazione della pressione atmosferica dovuta al vapore acqueo. Ha un valore piuttosto piccolo - di solito inferiore a 20 hPa alle normali temperature ambientali alle nostre latitudini - ma riveste un'importanza particolare, perché interviene, direttamente o indirettamente, nella misura o nella definizione di quasi tutte le altre grandezze igrometriche.

La pressione di vapore saturo
È la grandezza più spesso impiegata per esprimere il contenuto di vapore acqueo nell'atmosfera.
La pressione di vapore saturo E rappresenta la pressione parziale esercitata, nell'atmosfera, dal vapore acqueo in condizioni di saturazione.
Il valore di E cresce all'aumentare della temperatura dell'aria, perché quanto più alta è la temperatura tanto più l'aggregazione delle molecole di vapore viene contrastata dall'agitazione termica molecolare. La pressione E0 allo temperatura di zero gradi centigradi è soltanto 6,1 hPa, ma raddoppia all'incirca ogni 10 gradi di aumento della temperatura (si veda la tabella sottostante). 

Il rapporto di mescolanza (o mixing ratio)
È il rapporto r tra la quantità di vapore contenuto in una certa massa d'aria umida e la parte d'aria secca contenuta in tale massa. Ad esempio, se in 1 kg di aria umida vi sono 3 grammi di vapore allora r = 3/0,997 grv/kg (dove grv = grammi di vapore).

L'umidità specifica
Esprime il rapporto q tra la quantità di vapore presente in un dato volume d'aria e la massa totale di aria umida contenuta nello stesso volume. Ad esempio, se in 1 kg d'aria umida sono contenuti 5 grammi di vapore, allora q = 5/1 grv/kg.

L'umidità specifica di saturazione
Viene indicata di solito con Q, e rappresenta la quantità massima di vapore che può essere contenuta in una massa d'aria alla temperatura T. La grandezza Q, insieme a E, è quella più spesso impiegata per esprimere la concentrazione del vapore acqueo. Se la massa d'aria satura è in prossimità del suolo (p = 1000 hPa), la quantità massima Q di vapore acqueo che può essere contenuta in 1 kg di aria satura in funzione della temperatura è riportata nella tabella seguente.

Q - al pari di E - cresce con la temperatura in maniera esponenziale.

Ecco perché le masse d'aria calde e umide, come lo Scirocco, provocano in genere piogge più abbondanti di quelle freddo-umide. Q aumenta anche al diminuire della pressione. Ad esempio, una massa d'aria avente T = 0 °C in condizioni di saturazione contiene 3,1 grammi di vapore se la pressione è 1000 hPa, e 5,1 grammi se la pressione è 700 hPa.

In una massa d'aria portata alla saturazione, il vapore in eccedenza rispetto al valore compatibile con la temperatura raggiunta deve condensare nella fase liquida.

Ad esempio si consideri una massa d'aria non satura al suolo, con valori iniziali di T = 10 °C e q = 5 grv/kg, che venga poi raffreddata a pressione costante fino alla temperatura di 0 °C. Siccome a zero gradi l'aria può contenere al massimo 3,7 grv/kg, essa dovrà condensare in acqua il surplus, ovvero (5 - 3,7) = 1,3 grammi di vapore.

L'umidità assoluta
Esprime la densità del vapore acqueo nell'atmosfera, ovvero quanti grammi di vapore sono contenuti in 1 m3 di aria.

L'umidità relativa
È il rapporto percentuale U tra la quantità di vapore contenuta in un certo volume d'aria e la quantità massima di vapore saturo che, alla stessa temperatura, potrebbe essere contenuta nel medesimo volume.
Sulla base della definizione, U può essere quindi ricavata mediante la relazione:

U = q / Q oppure anche da U = e/E

L'umidità relativa non esprime la quantità effettiva di vapore acqueo presente nella massa d'aria, ma soltanto la sua vicinanza alla saturazione.

Ad esempio, un'umidità relativa pari al 70% sta a indicare che la massa d'aria contiene il 70% del vapore necessario per renderla satura, ma non si ha alcuna informazione sul contenuto effettivo di vapore. Insomma umidità relativa elevata non è sinonimo di forte concentrazione di vapore. Il concetto è così importante che merita di essere illustrato con qualche esempio.
Una massa d'aria che, a 10 °C, contenga 7,7 grammi di vapore, ha U = 100% poiché‚ essendo già satura (vedi la tabella precedente), contiene il 100% della quantità massima di vapore che potrebbe contenere a 10 °C. Ogni ulteriore raffreddamento porterebbe alla condensazione del vapore acqueo eccedente.
Si supponga ora invece che una massa d'aria, a causa del raffreddamento notturno, abbia raggiunto all'alba la temperatura di 0 °C con comparsa di nebbia all'interno della massa d'aria stessa. Non vi è dubbio che la massa d'aria sia satura (U = 100%) e, anzi, possiamo anche dire che la quantità di vapore in essa presente è di 3,7 grammi (vedi la tabella precedente). Se poi, durante la mattinata, l'aria si riscalda fino a 10 °C, la sua umidità relativa diverrà:

U = q/Q = 3,7/7,5 = 49%

ossia l'umidità relativa si è più che dimezzata, nonostante il contenuto effettivo di vapore acqueo sia ancora 3,7 grammi.

Negli ambienti chiusi con una temperatura interna di 20 °C, l'umidità relativa ottimale dal punto di vista del confort fisiologico è intorno al 60%, il che equivale a un'umidità specifica di circa 10 grammi di vapore per chilogrammo d'aria.

Supponiamo che, con tali iniziali condizioni, in una mattina nebbiosa con aria esterna a zero gradi (e quindi umidità specifica pari a 3,7 grammi per chilogrammo), decidiate di aprire le finestre per il ricambio dell'aria, fino a far scendere la temperatura dei locali a 10 °C. Il rimescolamento darà luogo, all'interno dell'ambiente, a una nuova massa d'aria, il cui contenuto di vapore sarà intorno a 7 grammi di vapore per chilogrammo, ossia l'aria diventerebbe paradossalmente più secca di quella preesistente. Paradossale, vero? È chiaro allora che le casalinghe che nelle giornate nebbiose non aprono le finestre, nel timore che entri in casa troppa umidità, in realtà compiono un madornale errore!
Anche il riscaldamento artificiale dell'ambiente domestico fa diminuire il valore di U, provocando un fastidioso senso di secchezza alle vie respiratorie.
Dal valore di U può essere dedotta la quantità effettiva q di vapore presente, qualora si conosca anche la temperatura dell'aria, grazie alla relazione:

q = U • Q

Il largo impiego di U nella pratica è legato in parte al fatto che il confort o il disagio che animali e vegetali avvertono dalle condizioni fisiche dell'ambiente è influenzato, oltre che dalla temperatura e dalla ventilazione, anche dal valore dell'umidità relativa, ma non dalla quantità effettiva q di vapore acqueo.

Gli esseri viventi "sentono" non q, cioè la quantità effettiva di vapore presente nell'aria, bensì U, ossia la vicinanza o meno dell'aria alla saturazione.

Tuttavia U, da sola, non dà una buona indicazione sul grado di disagio fisiologico che potrebbe avvertire l'organismo umano. Ad esempio U = 80% è gradevole con una temperatura di 10 °C, ma è insopportabile con una temperatura di 30 °C.

La temperatura di bulbo bagnato
La definizione di tale grandezza richiede qualche ulteriore conoscenza preliminare sui processi di condensazione ed evaporazione.
Si potrebbe dimostrare che a ogni grammo d'acqua che evapora in 1 kg di aria (a pressione costante) corrisponde il raffreddamento dell'aria stessa di 2,5 °C circa. Tale valore è piuttosto ragguardevole ai fini degli scambi energetici nell'atmosfera, e spiega anche perché l'evaporazione al suolo sia uno dei meccanismi più efficaci nella sottrazione del calore immagazzinato nel suolo stesso.
Analogamente, se invece supponiamo di avere una massa d'aria satura all'interno della quale il vapore in eccesso condensi, a pressione costante, in acqua, allora il calore latente che si libera durante la condensazione innalza la temperatura della massa d'aria di 2,5 °C.
Tale notevole valore rende conto dell'importanza della condensazione nel trasferire all'atmosfera il calore sottratto al suolo dall'evaporazione. Inoltre, da quanto appena detto, si arguisce che le masse d'aria umide, a parità di temperatura, hanno una maggiore instabilità rispetto a quelle secche. Infatti il riscaldamento causato dall'eventuale condensazione del vapore acqueo in esse contenuto aumenta la forza di galleggiamento.
Magari ora sarete curiosi di sapere qual è la temperatura raggiunta in una massa d'aria qualora in essa venga fatta evaporare acqua fino alla saturazione (si pensi al raffreddamento della borraccia dell'acqua quando viene tenuta avvolta in uno straccio bagnato). La temperatura raggiunta con un simile processo - denominata temperatura di bulbo bagnato e indicata con Tw - è, come si può intuire, una misura del deficit di vapore necessario per portare la massa d'aria alla saturazione. Il valore di Tw è tanto più basso quanto più alta è la temperatura T (perché l'aria è tanto più ricettiva di vapore quanto più è calda) e quanto minore è il contenuto iniziale q di vapore (infatti più l'aria è inizialmente secca, maggiore sarà la quantità di vapore necessaria per saturarla e quindi tanto più elevato sarà il raffreddamento da evaporazione). Ma perché Tw è così importante? Per il semplice motivo che lo psicrometro - lo strumento usato presso le stazioni meteorologiche per le misure di precisione dell'umidità - misura in realtà proprio la temperatura di bulbo bagnato.
Lo psicrometro è costituito da due termometri uguali, sottoposti a una ventilazione forzata e posizionati all'ombra. Il primo termometro, a bulbo asciutto, fornisce la temperatura T dell'aria, mentre l'altro, a bulbo bagnato - perché avvolto da una garza imbevuta di acqua distillata, la quale viene fatta evaporare attraverso la ventilazione forzata - fornisce la Tw, e da questa, attraverso tavole appropriate di conversione, si risale poi a tutte le altre grandezze igrometriche.

La temperatura di rugiada
È la temperatura fino alla quale occorre raffreddare, a pressione costante, una massa d'aria a temperatura T per portarla alla saturazione. Viene indicata con Td (il suffisso d sta per dew-point).

Quanto più forte è il raffreddamento necessario (ovvero quanto più elevata è la differenza T - Td ), tanto più la massa d'aria sarà secca.

La temperatura di rugiada è la grandezza igrometrica che, convenzionalmente, viene ormai riportata sui bollettini di osservazione al suolo, da parte delle stazioni meteorologiche, per esprimere il contenuto di vapore nell'aria.
Questa predilezione dei meteorologi per Td è dovuta, oltre che alla sua immediatezza di calcolo e di significato, soprattutto al fatto che tutti i processi di condensazione al suolo (nebbia, rugiada, brina) avvengono mediante il raffreddamento notturno - a pressione grosso modo costante - e quindi la temperatura raggiunta dalla massa d'aria all'atto della condensazione è proprio quella di rugiada.
Se la condensazione avviene a una temperatura Td > 0, e il raffreddamento rende saturi soltanto i primi 20-50 cm di atmosfera, allora si forma la rugiada; qualora invece il raffreddamento provochi la saturazione in uno strato più profondo, dell'ordine di 50-150 metri, si forma nebbia. Se poi la condensazione al suolo avviene a temperature Td < 0 si ha il fenomeno della brina.

In condizioni di caldo afoso la temperatura di rugiada è un buon indice di disagio fisiologico per l'organismo umano. Infatti la maggior parte degli individui avverte sensazione di afa quando Td > 20 °C.

In estate valori di Td superiori a 22-23 °C indicano che in loco l'aria contiene una quantità notevole di vapore. Infatti una massa d'aria che condensi a temperature superiori a 22° C, contiene più di 17 grv/kg (vedi tabella), una quantità notevole che, sotto determinate condizioni, potrebbe fornire la materia prima necessaria per l'insorgere di temporali di forte intensità.
Nella tabella è fornito un comodo ausilio per passare da Td a U e viceversa, qualora sia nota la temperatura T dell'aria. Per ogni valore di umidità viene fornita la differenza (approssimata) tra la temperatura T dell'aria e quella di rugiada Td. Si noti che la differenza (T - Td) è leggermente differente a seconda della temperatura T dell'aria (ciò spiega le quattro differenti colonne).

L'umidità relativa in prima approssimazione può essere calcolata anche con la semplice formula

U = 98 - 5 • (T - Td)

L'igrometro a capelli
Tra tutte le grandezze igrometriche, l'umidità relativa è quella che può essere misurata molto più facilmente, impiegando l'igrometro a capelli. Il suo funzionamento si basa sul fatto che i capelli umani subiscono variazioni di lunghezza che sono funzione solo dell'umidità relativa U e non dell'umidità effettiva q. In particolare i capelli tendono ad allungarsi all'aumentare del grado di umidità secondo una legge logaritmica, e viceversa.
La parte più importante dell'igrometro è quindi costituita da un fascetto di capelli presi da un assortimento accurato tra vari campioni di tipo diverso per ottenere una migliore stima dell'umidità relativa. Il fascetto è teso tra un punto fisso e uno mobile collegato a una molla.

La variazione di lunghezza dei capelli azionerà la molla che, attraverso un sistema di ingranaggi e di ruote dentate, sposterà una lancetta su una scala graduata. In questo modo è possibile leggere il grado di umidità relativa. Questo strumento ha però una scarsa rilevanza scientifica in quanto ha una precisione molto approssimativa.

La variazione di lunghezza dei capelli azionerà la molla che, attraverso un sistema di ingranaggi e di ruote dentate, sposterà una lancetta su una scala graduata. In questo modo è possibile leggere il grado di umidità relativa. Questo strumento ha però una scarsa rilevanza scientifica in quanto ha una precisione molto approssimativa.