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8/8/2019 Meteo completo

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Pressione atmosfericaIl miscuglio di gas che costituisce l'atmosfera e che avvolge come un immenso oceano invisibileil pianeta terra, si estende fino a 150- 200 chilometri di altitudine. I tre quarti di tutta l'atmosfera sitrovano per in quella regione dello spazio chiamata troposfera il cui limite superiore di circa 7Km ai poli, di 13 km nelle medie latitudini e di 18 Km circa all'equatore. Anticamente si credevache l'atmosfera fosse senza peso. Bisogna arrivare a Galileo Galilei per accertare che,nonostante la sua natura impalpabile, un metro cubo d'aria, al livello del mare, pesa circa 1,3 Kg.Pertanto, ogni porzione di atmosfera sottoposta al peso degli strati immediatamentesovrastanti: , appunto, tale peso che impedisce all'aria di disperdersi negli spazi interplanetari.Al peso esercitato su una superficie unitaria, ad esempio 1 cm, di una colonna d'aria che siestenda fino ai limiti dell'atmosfera, viene dato il nome di pressione atmosferica. In condizioninormali, tale peso al livello del mare, si aggira intorno a 1.033 g per cm.

1. La pressione e lo stato del tempoLa pressione atmosferica ha un ruolo fondamentale nelle vicende meteorologiche poich ifenomeni pi importanti traggono la loro origine dalla variazione nello spazio e nel tempo di talefattore. In particolare, la differenza di pressione fra aree geografiche diverse determina lo

spostamento delle masse d'aria e quindi il vento il quale trasferisce sul luogo di arrivo lecondizioni meteorologiche associate alla particolare massa d'aria. Considerata l'importanzafondamentale che la pressione atmosferica riveste nel caratterizzare le condizioni del tempo, lamaggior parte delle carte meteorologiche mostra la distribuzione attuale o prevista dellapressione nelle zone prese in esame.Nelle medie latitudini, il valore medio annuo dellapressione, al livello del mare, si aggira intorno ai 1.013 hPa; tuttavia la pressione locale pusubire ampie oscillazioni diurne o stagionali intorno a tale valore. le variazioni pi notevoli sonoquelle legate al passaggio delle perturbazioni che si muovono fra i 30ed i 60di latitudine o allemasse di aria fredde che, d'inverno, ristagnano nelle ampie distese continentali prossime alcircolo polare.I valori locali della pressione, considerati a se stanti, non hanno significato di prognosi; lo hanno

invece se confrontati con i valori simultaneamente rilevati nelle zone adiacenti per mettere inrisalto le aree di alta o di bassa pressione. Per, pur costituendo una regola alquantogrossolana, si pu affermare empiricamente che i valori inferiori a 1.000 hPa sono associati acondizioni di tempo perturbato, mentre i valori superiori a 1.024 hPa sono accompagnati datempo buono. Molto di pi ci dir, invece, la tendenza barometrica, cio la variazione dellapressione in un determinato intervallo di tempo.

Nelle carte meteorologiche di previsione i punti con uguale valore di pressione atmosfericavengono uniti da una linea che prende il nome di isobara.Per tracciare le isobare si parte in genere dal valore di riferimento di 1.000 hPa (millibar) indicatocon il segno 00. Si procede poi ad unire i valori di pressione di 4 hPa in 4 hPa: cos 04 indica

1.004 hPa, 08 indica 1.008 hPa,12 indica 1.012 hPa e cos via. Si procede nello stesso modoanche per valori di pressione inferiore e cio: 96 indica 996 hPa, 92 indica 992 hPa e cos diseguito. A volte sulle carte si formano delle linee chiuse di alta pressione che, indicate con lalettera H (high) o A (alta), rappresentano gli anticicloni, mentre all'opposto le linee chiuse dibassa pressione, indicate con L (low) oppure B (bassa) rappresentano i cicloni depressivi. Altreconfigurazioni che spesso appaiono sulle carte bariche sono:le saccature e cio delle zone in cui si protende una bassa pressione;i promontori e cio delle zone in cui si protende un'alta pressione;i campi barici livellati e cio delle zone in cui le differenze di pressione sono molto piccole oinesistenti;le selle ovvero una zona di pressioni relativamente basse comprese tra due anticicloni e duedepressioni;i pendii ovvero la zona avente pressione regolarmente decrescente con isobareapprossimativamente rettilinee e parallele.


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Il gradiente barico orizzontale la differenza di pressione tra due punti distanti tra loro un gradodi meridiano (111 chilometri) e situati sulla linea di massima pendenza delle isobare. In pratica, ilgradiente barico orizzontale (G) viene misurato dal rapporto tra la differenza di pressione (dp) tradue punti e la distanza (dl) fra i punti stessi:

G = dp / dl

Gradiente barico alto significa: isobare pi ravvicinate e velocit del vento pi alta.Gradiente barico basso significa: isobare meno ravvicinate e velocit del vento pi bassa.

Oltre che al suolo occorre costruire l'andamento del campo barico anche in quota e questo siottiene considerando l'andamento delle superfici a pressione costante. Particolarmenteimportante per le previsioni la superficie a 500 hPa, che corrisponde ad un livello di quotaattorno ai 5.500 metri dal suolo. Per spiegare il procedimento di costruzione della mappa si farriferimento a questa superficie. Durante il radiosondaggio vengono misurati i dati di altezzecorrispondenti alla pressione di 500 hPa e questi, che ovviamente possono variare da stazione astazione, vengono riportati su una carta geografica. Anche in questo caso i dati di uguale valore

vengono uniti con linee di livello, definite isoipse (linee di uguale altezza), ed in pratica sicostruisce sulla superficie di 500 hPa una vera e propria mappa topografica: si pu infattipensare che la superficie sia tagliata da piani orizzontali distanti in altezza 60 metri (6 decametri)e le intersezioni proiettate sulla carta geografica rappresentano le isoipse. Queste altezze simisurano in metrogeopotenziale, unit che si ottiene dal metro lineare con una correzione legataal variare della gravit andando dai Poli all'Equatore. Tuttavia nella pratica operativa lacorrezione trascurabile in modo che metrogeopotenziale e lineare vengono fatti coincidere.Anche per le carte in quota si definiscono le configurazioni tipiche in precedenza indicate per lecarte al suolo e la corrispondenza fra l'andamento al suolo ed in quota ha particolare importanzaper individuare la natura ed il tipo di fenomeni. Si pu anche dimostrare che in quota l'aria simuove approssimativamente lungo le isoipse, lasciando alla propria destra valori pi elevati ealla propria sinistra valori pi bassi dell'altezza di metrogeopotenziale. La rappresentazione delleisoipse nelle carte quindi di fondamentale importanza per l'individuazione del movimento dellemasse d'aria alle varie quote.

2. La misura della pressione atmosfericaLa pressione atmosferica si misura con un barometro a mercurio oppure con un barometro obarografo a capsule aneroidi. Gli strumenti possono essere graduati in millimetri di mercurio(mmHg), in millibar (mb) oppure in hettoPascal (hPa).Per passare da mmHg a mb (hPa) si tengano presenti le seguenti relazioni:

mb (hPa)= 4/3 mmHgviceversammHg= 3/4 mb (hPa)

Unatmosfera metrica (atm=1) corrisponde a:1,01325 Bar1013,25 hPa (mb)101325 Pascal (Pa)10,33 Metri di colonna dacqua (m.c.a)760 Millimetri di mercurio (mmHg)10,1325 Newton/ cm (N/ cm)

1,033 Chilogrammo/ cm (Kg/ cm)14,69 Pound/inch (psi)bar= unit di misura della pressione pari ad 1 milione di barie. In meteorologia molto usato il sottomultiplo millibar, uguale

ad 1/1000 di bar. La baria l'unit di misura della pressione nel sistema CGS ed equivale alla pressione di un dine per cm. Un

milione di barie, cio un bar, corrispondono alla pressione di una colonna di mercurio alta 750,07 mm


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Il barometro o il barografo possono essere collocati ovunque purch al riparo dagli urti o dairaggi solari. Infatti, il barometro non misura la propriet di un dato campione di aria, ma solo lapressione esercitata dall'atmosfera circostante, che ha lo stesso valore sia all'aperto che alchiuso. Se si vuole confrontare il dato del proprio barometro con quello simultaneamente rilevatodalle stazioni meteorologiche indispensabile, per esigenze di omogeneit, che il valore letto siaopportunamente corretto come se l'osservazione fosse stata effettuata alla latitudine di 45, al

livello del mare e a 0C di temperatura. Particolari tavole permettono di eseguire rapidamente lacorrezione se il rilevamento stato effettuato con un barometro analogico. Le moderne stazionimeteo correggono il dato automaticamente previo l'inserimento dell'altitudine alla quale posizionata la stazione stessa.

3. Le variazioni locali della pressione atmosferica.Su una data localit, la pressione atmosferica varia di continuo, con un tipico andamentoperiodico diurno che, in condizioni di tempo non perturbato, risulta evidente sul diagramma di unbarografo. Tale andamento indicato da due minimi intorno alle ore 04:00 e alle ore 16:00 localie da due massimi intorno alle ore 10:00 ed alle ore 22:00 locali.L'ampiezza dell'oscillazione varia secondo la latitudine: trascurabile ai Poli, inferiore ad 1 hPa

alle medie latitudini, pu essere superiore a 4 hPa all'Equatore. le variazioni locali di pressionepi significative, ai fini dell'evoluzione del tempo, sono quelle determinate dallo spostamentodelle masse d'aria. Cos un afflusso di aria pi fredda di quella preesistente nella verticale delluogo causa un aumento di peso della colonna d'aria sovrastante e quindi un aumento dellapressione. Viceversa un afflusso di aria pi calda al suolo determina una diminuzione dellapressione. Anche il raffreddamento notturno ed il riscaldamento diurno degli strati prossimi alsuolo determinano rispettivamente un aumento ed una diminuzione della pressione atmosferica.

4. Tendenza barometrica ed evoluzione del tempoFra i fattori meteorologici indicativi per la previsione locale del tempo, la variazione di pressioneosservata in un breve periodo quella pi significativa. Infatti, se la pressione atmosferica alsuolo tende a diminuire, la bassa pressione che cos si origina richiama masse d'aria dalle zonecircostanti. Ora non potendo le masse d'aria accumularsi, sono costrette a sollevarsitrasportando l'aria dagli strati prossimi al suolo verso l'alto dove, a causa del raffreddamento, ilvapore acqueo si condensa e diviene visibile sotto forma di nubi.

La tendenza barometrica rappresenta la quantit di variazione subita dalla pressione atmosfericain un dato periodo di tempo, tipicamente tre ore. La tendenza barometrica ci pu fornire indizi perprevedere l'evoluzione delle condizioni meteorologiche.Una diminuzione di pressione di 2 o 3 hPa in 3 ore segno che le condizioni del tempo tendonoa peggiorare. Se la diminuzione di pressione supera i 4 o 5 hPa, sempre in tre ore, vuol dire cheil peggioramento del tempo gi in atto e che i massimi effetti saranno avvertiti entro lesuccessive due ore.Osservando sul barometro l'andamento della pressione, in presenza di una diminuzione costante


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e pronunciata potremo dedurne che una perturbazione si sta avvicinando fino a transitare su dinoi.In termini generali, si pu dire quanto segue:1) una variazione positiva molto forte pu indicare l'avvento di un cuneo di alta pressione cheporta un temporaneo miglioramento.2) Una variazione negativa molto marcata preannuncia un rapido peggioramento dellasituazione, con afflusso di aria molto fredda in inverno e temporali durante l'estate, solitamente

seguiti da un altrettanto rapido miglioramento.3) Variazioni graduali portano a situazioni generalmente pi persistenti:a) una graduale diminuzione della pressione predice condizioni di maltempo durevoli;b) un lento costante aumento lascia intravedere l'avvento di alte pressioni stabili.

5. Le variazioni della pressione con l'altezzaA mano a mano che si va verso l'alto, diminuisce l'altezza della colonna d'aria sovrastantel'osservatore e di conseguenza diminuisce anche la pressione atmosferica. Tuttavia, ildecremento pi rapido negli strati prossimi al suolo essendo qui l'aria pi densa. Con ottimaapprossimazione si pu calcolare che nei primi 1.500 metri la pressione diminuisca di 1 hPa perogni 8,3 metri di ascesa, a 3.000 metri di 1 hPa ogni 10 metri e a 9.000 metri di 1 hPa ogni 50

metri.

La rapidit di variazione della pressione con la quota, negli strati prossimi al suolo, si pu notaredai valori indicati dal barometro. Cos, due barometri ugualmente tarati e posti ad una diversaaltezza di appena 32 metri, mostreranno una differenza di ben 4 hPa.Il gradiente barico verticale esprime la diminuzione della pressione al crescere dell'altezza lungola verticale.

6. La variazione orizzontale della pressione

La pressione varia orizzontalmente da luogo a luogo. A parte l'influenza esercitata dai grandicentri barici permanenti o semipermanenti ( anticiclone delle Azzorre, ciclone d'Islanda) e dalleperturbazioni che interessano vaste aree geografiche, a parit di latitudine e di altezza ladistribuzione orizzontale della pressione dipende da numerosi fattori locali quali la natura e la


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copertura del terreno, l'orografia, la temperatura, l'intensit dell'irraggiamento notturno e laradiazione solare assorbita dal suolo. Tali fattori fanno si che all'interno dei grandi centri barici ascala planetaria si vengano a determinare, localmente, dei nuclei secondari di alta e bassapressione, interessanti aree la cui estensione dell'ordine dei 10-100 chilometri. Se si fariferimento alla sola topografia locale, bene tener presente che, durante la notte, negliavvallamenti si accumula aria pi fredda per drenaggio dalle zone circostanti con conseguenteaumento della pressione. le catene montuose costituiscono spesso un ostacolo per gli afflussi di

aria fredda la quale interessa, di solito, gli strati pi bassi dell'atmosfera. In tali condizioni,l'accumulazione di aria nel versante sopravvento determina un aumento della pressioneatmosferica locale. Per fare un esempio, in presenza di intensi afflussi di aria fredda provenienteda Nord Ovest, tra gli opposti versanti dell'arco alpino vengono a determinarsi dislivelli barici di10-15 hPa.I gradienti barici orizzontali normali sono di circa 1 hPa per 100 chilometri, ma da tale differenzadi pressione, apparentemente modesta, trae origine la forza motrice che da luogo al movimentodella masse di aria. Nelle aree di alta pressione, i gradienti barici sono deboli, mentre risultanopi forti nelle aree di bassa pressione.

La misurazione della pressione atmosferica

Lo strumento con il quale si misura la pressione atmosferica ilbarometro. I barometri si dividono in barometri a mercurio ebarometri metallici.Nei barometri a mercurio (di Torricelli) la pressione atmosfericaviene equilibrata dalla pressione idrostatica di una colonna dimercurio contenuto in una canna di vetro, lunga circa 1 metro,chiusa all'estremit superiore ed immersa in un piccolo recipiente(pozzetto) che contiene anch'esso mercurio e si trova incomunicazione con l'aria. L'altezza h della colonna di mercurio legata alla pressione atmosferica p dalla formula:

p = Dghdove D la densit del mercurio e g laccelerazione di gravit. Ivalori della pressione cos ottenuti devono poi essere poi ridottialle condizioni normali, cio alla temperatura di 0C, alla latitudineconvenzionale di 45ed al livello medio del mare, dove si hannovalori medi di g

Tipi pi precisi di barometro sono quelli di Fortin e di Regnaultche recano particolari dispositivi per valutazioni pi esattedellaltezza della colonna di mercurio (viti micrometriche) e perletture pi accurate (nonio). I barometri a mercurio vengono

utilizzati dal Servizio Meteorologico come barometri di stazioneper la loro grande sensibilit.

Il barometro di Fortin costituito da un pozzetto, una canna, unascala con nonio e da un termometro annesso. Il pozzetto divetro ma ha come fondo una borsa di pelle di camoscio chepermette l'azzeramento dello strumento. Per questo motivo nellaparte alta dello strumento fissata una cuspide d'avorio con lapunta rivolta verso il basso. Per effettuare l' azzeramento siagisce su una vite posta sotto il pozzetto portando il livello delsuperiore del mercurio a sfiorare la punta della cuspide.In questo modo il livello del pozzetto coincide con lo zero dellascala e questa operazione va eseguita prima di ogni lettura.


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Ibarometri metallici, meno ingombranti ma anche meno precisi, sono del tipo aneroide oolostericoIl Barometro aneroide o di Bourdon costituito da una scatola metallica contenente un sottiletubo di ottone a sezione ellittica, perfettamente vuoto ed avvolto a formare una circonferenzaquasi completa.

Diminuendo la pressione atmosferica la sezione del tubo tende a diventare circolare il che fa

diminuire il raggio di curvatura del tubo le cui estremit si allontanano; l'opposto avviene quandola pressione aumenta. Poich le estremit del tubo sono collegate ad un ago che si muove lungoun indice graduato, possibile leggere su questo le variazioni di pressione.Il barometro olosterico, o di Vidie, costituito da una scatola metallica di forma cilindrica,perfettamente vuota e con pareti sottili. La pressione atmosferica viene equilibrata da una mollamolto sensibile posta all'interno della scatola. Variando la pressione atmosferica, il centro dellascatola si deforma, di conseguenza la molla viene compressa oppure allentata ed essendocollegata con un ago, che si muove su una graduazione, possibile leggere le variazioni dipressione.I barometri metallici debbono essere tarati prima dell'uso mediante un barometro a mercurio. Perla loro robustezza e la loro praticit sono di uso corrente e vengono utilizzati all'interno dei

barografi.

Il barometro elettrico a cella di carico. costituito da una piccola camera in cui stato creato il vuoto, in cui una parete chiusa da unsensore di deformazione a cella di carico. In funzione della deformazione prodotta dallapressione, la cella produce un segnale elettrico che pu essere elaborato da un microprocessoreo visualizzato direttamente da un voltometro.

Il barografo uno strumento costituito da un barometro metallico, da un gruppo registratore e daun congegno ad orologeria. E' usato per la registrazione continua delle variazioni della pressioneatmosferica su un diagramma avente il tempo come ascissa e la pressione atmosferica comeordinata. La curva tracciata dalla punta scrivente del gruppo registratore prende il nome dibarogramma.

TemperaturaLa nozione di temperatura va ricercata nella sensazione che ci fa dire che un corpo freddo ocaldo quando lo tocchiamo o quando ci avviciniamo ad esso. La sola sensazione fisica , per,insufficiente a far definire con esattezza che cosa la temperatura. L'attenzione che l'uomo hasempre rivolto alla previsione della temperatura 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 fra tutti gli elementi che caratterizzano il tempoquello che ha minor significato per la previsione. Infatti il suo valore influenzato da molti fattoricome l'insolazione, l'irraggiamento, l'evaporazione, la condensazione del vapore acqueo, laconduzione termica della superficie, la vegetazione, i centri abitati, la latitudine e l'altezza delluogo. Questo vuol dire che la variazione della temperatura da luogo a luogo pu essereindipendente da cambiamenti in atto nelle condizioni generali del tempo. D'altra parte ladistribuzione orizzontale della temperatura indirettamente responsabile dello spostamento dellemasse di aria, poich determina differenze di pressione fra le aree con temperatura maggiore daquelle con temperatura minore.

7. La misura della temperatura dell'aria.Lo strumento con il quale viene misurata la temperatura dell'aria il termometro che pu esserea mercurio, ad alcool o metallico. Per evitare un uso improprio di questo strumento necessariotenere presente che non deve essere esposto direttamente ai raggi solari, ma deve essere


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collocato all'ombra, in ambiente ben areato ed ad un'altezza dal suolo di circa 1,5 metri. A questoscopo necessario servirsi di una capannina meteorologica con abitacolo in legno dipinto dibianco all'esterno e con pareti a persiane. La capannina deve essere posta in posizione benesposta e lontana almeno 10-15 metri da edifici, ostacoli e qualsiasi altra fonte di calore (nellemoderne stazioni di rilevamento il sensore di temperatura invece di essere collocato all'interno diuna capannina protetto da uno schermo, anche auto-ventilato, in materiale plastico e di colorebianco). Il suolo sopra il quale viene posizionato il termometro deve essere curato a prato

erboso, se tale la caratteristica prevalente del luogo, o lasciato nudo se ci si trova in ambienteurbano.

8. Andamento della temperatura con l'altezza.All'atmosfera il calore viene fornito principalmente dalla superficie terrestre, quindi dal basso, ene consegue che la temperatura diminuisce con l'aumentare della quota.Si chiama gradiente termico verticale la diminuzione della temperatura per una differenza diquota pari a 100 metri. Il gradiente medio per l'atmosfera standard, dei primi 10-15 chilometri di0,65C. Il gradiente termico subisce molte variazioni soprattutto nei primi 300-600 metri dalla superficieterrestre 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 allaformazione di uno strato spesso 200-400 metri all'interno del quale la temperatura, anzichdiminuire con la quota, aumenta. Il fenomeno definito inversione termica.Nel periodo invernale ed in situazione anticiclonica nelle vallate chiuse e poco ventilatel'inversione con base al suolo tende a saldarsi con un'inversione che si forma per subsidenza aquote immediatamente superiori, dando luogo ad un'unica inversione dello spessore anche di800-1.500 metri.Di giorno, sempre in presenza di venti deboli e di cielo sereno o poco nuvoloso, il calore dalsuolo si propaga anche agli pi bassi, determinando una pi rapida diminuzione dellatemperatura con la quota. Nel periodo invernale questa rapida diminuzione interessa i primi 500-100 metri, mentre nella stagione estiva pu spingersi anche a 500-1.000 metri. In tali casi latemperatura scende di 1C ogni 100 metri di quota (gradiente adiab atico) e talvolta di unaquantit superiore (gradiente superadiabatico).I valori della temperatura, alle varie quote dell'atmosfera standard, sono dati nella tabella chesegue:

Altitudine (m) Temperatura(C) Altitudine (m) Temperatura(C) Altitudine (m) Temperatura(C) 0 15,0 5.000 -17,5 10.000 -50,

1.000 8,5 6.000 -24,0 11.000 -56,62.000 2,0 7.000 -30,5 12.000 -56,53.000 -4,5 8.000 -37,0 13.000 -56,54.000 -11,0 9.000 -43,5

Il gradiente termico verticale determina la stabilit o l'instabilit dell'aria e quindi la possibilit diformazione delle nubi, di temporali, di nebbia da irraggiamento e la capacit dell'atmosfera didiluire nello spazio la concentrazione di sostanze inquinanti.

9. Instabilit e stabilit dell'aria.Chiamasi trasformazione adiabatica il cambiamento di stato, a causa del raffreddamento o delriscaldamento, che avviene in una massa d'aria nel suo movimento ascendente o discendentesenza scambio di calore con le masse di aria circostanti.Se una massa di aria viene sollevata per una causa qualsiasi, venendo a trovarsi sottoposta apressioni 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 sonoscambi di calore tra le due masse di aria, poich l'aria cattiva conduttrice del calore.L'espansione quindi adiabatica.Se invece l'aria costretta a scendere per una qualsiasi causa, subisce un riscaldamento per


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compressione adiabatica dovuta all'aumento della pressione degli strati pi prossimi al suolo.Nella troposfera, il raffreddamento o il riscaldamento adiabatico , in assenza di fenomeni dicondensazione o evaporazione, di 1C per ogni 100 metri di differenza di altezza .

Instabilit. Se l'atmosfera, negli strati prossimi al suolo, ha un gradiente superadiabatico (nelleore centrali delle giornate estive, in assenza di perturbazioni) l'aria tende ad essere instabile cioanimata da moti verticali ascendenti. Poich l'aria non satura durante l'ascesa incontra pressioni

via via decrescenti, continua a salire nonostante il raffreddamento dato che, in presenza diatmosfera in stato superadiabatico, l'aria ha ad ogni livello una temperatura superiore a quelladelle masse di aria circostanti.Il raffreddamento di una massa di aria umida, dovuto al movimento verticale verso l'alto, pudeterminare la condensazione del vapore acque e quindi la formazione di nubi. In questo caso, ilcalore che si libera durante la condensazione del vapore acqueo rende la massa di ariaascendente ancora pi calda ed il moto verticale pu spingersi fino ai limiti della troposfera,dando luogo alla formazione di nubi cumuliformi a grande sviluppo verticale come i cumulonembiresponsabili dei temporali. E' questo il motivo per cui l'aria umida pi instabile dell'aria secca,infatti, l'instabilit dell'aria cresce con il cresce del suo contenuto di vapore acqueo.Segni di instabilit. L'indicazione pi significativa dell'instabilit dell'aria data dalla presenza di

nuvolosit cumuliforme. Altre indicazioni sono fornite dai fumi dei camini e delle ciminiere cheassumono un aspetto serpeggiante con moti verticali pi pronunciati quanto pi instabile l'aria.

Stabilit. Se il gradiente termico verticale subadiabatico, ossia se la temperatura dell'ariadiminuisce con l'altezza in misura minore di 1C pe r ogni 100 metri, oppure aumenta con laquota, si hanno condizioni di stabilit atmosferica. Poich il gradiente termico verticalesubadiabatico impedisce il moto ascendente dell'aria, questa costretta a ristagnare negli stratiprossimi al suolo con conseguente accumulo di vapore acque e di inquinanti. Con aria incondizioni di stabilit se si formano le nubi esse saranno di tipo stratiforme e se la quantit divapore acqueo presente elevata si formeranno le nebbie.Segni di stabilit. Le condizioni di stabilit sono manifestate dalla presenza di nebbia dairraggiamento, foschia e dalla caratteristica cappa grigio-marrone della caligine sopra le citt.Altre indicazioni sono fornite dalla forma che assumono i fumi che escono dai camini chetendono a mantenersi compatti, appiattiti e persistere sino a grandi distanze dalla sorgente.

10. Andamento diurno della temperatura.Se si osserva la temperatura registrata da un termografo si nota un tipico andamento sinusoidalegiornaliero caratterizzato da un valore minimo intorno all'alba e da un valore massimo circa dueore dopo il passaggio del Sole allo Zenith. Molti fattori influisco per sul normale andamentodella temperatura nell'arco di una giornata. L'escursione fra temperatura minima e massima meno accentuata nelle giornate nuvolose a causa della restituzione del calore per effetto serra,

mentre pi accentuata in condizioni di cielo sereno o poco nuvoloso. Il vento favorendo ilrimescolamento dell'aria presente nei bassi strati con quella degli strati pi elevati, impedisce chela 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 inparte viene assorbita dal suolo, ed in parte viene riflessa nuovamente nello spazio e quindi vaperduta. In altre parole, l'aria secca risulta trasparente alla radiazione solare e, di conseguenza,l'aria in prossimit del suolo non si riscalda per esposizione diretta ai raggi del sole. Il suoloesposto al sole, invece, assorbe energia, si riscalda e propaga in vari modi questo riscaldamentoanche all'atmosfera sovrastante. Come avviene dunque questa propagazione del calore verso

l'alto? Per gli strati pi bassi dell'atmosfera, in particolare per i primi 300-800 metri, risultaimportante soprattutto l'irraggiamento, ossia la capacit di qualsiasi corpo di emettere energiasotto forma di radiazioni nell'infrarosso. Di giorno il suolo si riscalda prima dello strato di ariaimmediatamente sovrastante per cui il bilancio nell'infrarosso tra la radiazione ricevuta dal suoloe quella emessa dallo strato stesso risulta positivo: l'aria a contatto con il suolo si riscalda e a


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sua volta trasmette calore, sempre per irraggiamento, anche agli strati superiori con un processoa catena che si attenua con l'altezza, sia per il progressivo allontanamento dalla fonte di calore,sia perch parte della radiazione viene assorbita dal vapore acqueo e dall'anidride carbonica. Dinotte le parti si invertono: il suolo si raffredda pi velocemente dell'aria e sottrae calore aquest'ultima producendone un raffreddamento. L'escursione termica giornaliera prodotta daquesto meccanismo risulta particolarmente evidente con un cielo sereno e limpido, ossia quando scarso il contenuto di umidit a tutte le quote, e pu raggiungere anche i 10-15 gradi. In tal

caso vengono esaltati sia il riscaldamento diurno che il raffreddamento notturno del suolo.All'irraggiamento si affiancano anche altre due modalit di scambio di calore fra il suolo e l'aria: imoti turbolenti ed il trasferimento legato ai processi di evaporazione e condensazione. Dai primideriva un rimescolamento tra strati atmosferici adiacenti ad opera di moti vorticosi che sisviluppano lungo il piano verticale, favorendo cos anche il trasporto di calore ora verso l'alto, oraverso il basso, a seconda dei casi. Tali vortici possono essere sia di origine meccanica, ed in talcaso limitano la loro azione allo strato superficiale (ai primi 100-200 metri), sia di origine termicaquando un irregolare riscaldamento della superficie terrestre nelle ore diurne si traduce in moticonvettivi pi 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 deilaghi e dei mari e dalla vegetazione. Infatti, l'evaporazione di un grammo di acqua richiede circa

600 calorie, un'energia non indifferente che pu essere restituita all'ambiente in una successivacondensazione. Il vapore immesso nell'aria viene diffuso in atmosfera, soprattutto attraverso imoti convettivi, e quando raggiunge le condizioni per condensare di nuovo rilascia l'energiaaccumulata riscaldando l'aria. Per dare un'idea dell'entit di questo processo diciamo che lacondensazione di un grammo di acqua in un metro cubo di aria al livello del mare determina uninnalzamento della temperatura dello stesso volume di aria di circa due gradi e mezzo.Si pu forse concludere che ogni variazione locale della temperatura riconducibile a scambi dicalore con il suolo sottostante riscaldato dal sole? Non proprio, ci sarebbe vero solo sel'atmosfera fosse statica, ferma. L'aria in continuo movimento, l'atmosfera sempre sede dimoti pi o meno evidenti sia orizzontali che verticali. Aria fredda in arrivo dai Balcani...Correnticalde provenienti dal Nord Africa...frasi comuni nei discorsi dei meteorologi che annuncianoquelle che pi tecnicamente si chiamano avvenzioni calde o fredde, una sorta di vero e proprioricambio dell'aria con conseguenze a volte anche piuttosto marcate sulla temperatura, che puinnalzarsi o cadere anche di 10-15 gradi in dodici ore.L'aria, oltre a muoversi orizzontalmente, pu essere animata anche da moti lungo la verticale.Nei moti discendenti l'aria incontra pressioni via via maggiori e quindi si comprime riscaldandosi,un p come si riscalda quando la comprimiamo con uno stantuffo all'interno di una pompa perbiciclette. Viceversa quando si muove verso l'alto, l'aria si espande e si raffredda. In entrambe icasi l'entit di questo riscaldamento o raffreddamento dell'ordine di un grado centigrado ognicento metri di quota. Queste variazioni si riflettono poi sulla temperatura dell'aria circostante epossono quindi far perdere o guadagnare qualche grado alle localit dove nell'evoluzione del

tempo si instaurino moti verticali.11. Temperatura e tipo di suolo.La radiazione solare incidente al suolo viene da questo immagazzinata e quindi restituitanell'atmosfera in misura maggiore o minore a seconda della natura del terreno. A parit dienergia solare ricevuta un terreno ricoperto da vegetazione si scalda meno rapidamente di unterreno roccioso. Di conseguenza l'irraggiamento notturno determina un raffreddamento pirapido dei suoli che durante il giorno hanno immagazzinato meno energia solare.Sono numerosi gli esempi in cui la diversa costituzione del suolo d luogo a differentiriscaldamenti diurni o raffreddamenti notturni dell'aria sovrastante. I casi di maggior interesse aifini 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 montagnee le vallate.I mari, a causa della loro elevata inerzia termica, si riscaldano e si raffreddano menovelocemente della terraferma avendo immagazzinato una maggior quantit di energia solare.Sulla terraferma il riscaldamento del suolo (limitato ai primi 10-20 cm di profondit) molto pi


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rapido, come altrettanto rapido il raffreddamento notturno a causa della ridotta energiaimmagazzinata.Le catene montuose si riscaldano pi rapidamente delle pianure adiacenti, sia perch il suolo meno ricco di vegetazione sia perch la radiazione solare incidente maggiore di quella chegiunge nelle zone pianeggianti. pertanto il minor calore assorbito dalle montagne durante ilgiorno determina un pi rapido raffreddamento nelle ore notturne.Correnti ascendenti e correnti discendenti. Al di sopra del suolo pi caldo, l'aria si riscalda

anch'essa e tende a salire, mentre al di sopra di un suolo pi 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 pi calde del pomeriggio.

12. Riscaldamento e raffreddamento diurno dell'aria sul mare.A differenza di quanto avviene sulla terraferma, l'assorbimento della radiazione solare da partedel mare non influenza in modo apprezzabile la sua temperatura. Pertanto, sia di giorno che dinotte, anche l'aria a immediato contatto con il mare non subisce significative variazioni termiche.Sul mare, gli strati pi bassi dell'atmosfera tendono ad essere stabili durante il giorno ed instabilidurante la notte (temporali notturni). Sulla terraferma avviene l'esatto opposto (temporalipomeridiani).

13. La temperatura in montagna.In montagna, con condizioni di cielo sereno e vento debole, la temperatura legataessenzialmente all'azione dell'insolazione e del raffreddamento notturno. Di notte, l'aria pifredda, e pertanto pi densa, scende dai pendii andando ad accumularsi nei fondovalle facendoriscontrare temperature minime pi basse di quelle delle montagne vicine. Le montagne siriscaldano pi intensamente e pi rapidamente delle valli e delle pianure adiacenti. Ilriscaldamento notevole durante il periodo estivo e ci fa si che le masse di aria fredda erelativamente umida provenienti dai quadranti settentrionali, scorrendo sopra le montagne calde,divengano molto instabili e diano luogo nelle ore pomeridiane a nuvolosit cumuliforme spessoaccompagnata da rovesci anche a carattere temporalesco.

14. Riscaldamento e raffreddamento dell'aria in movimento.Una massa di aria che si sposta verso luoghi pi caldi si riscalda dal basso e diviene instabile.L'instabilit sulla terraferma varia durante l'arco della giornata raggiungendo un massimo nelpomeriggio ed un minimo in corrispondenza delle prime ore della mattina. A questo proposito utile sapere che le masse di aria fredda di origine Atlantica , giunte sul Mediterraneo, tendono adiventare instabili poich questo mare chiuso risulta essere pi caldo dell'oceano di circa 4C. Alcontrario, quando l'aria si sposta verso regioni pi fredde, essa si raffredda dal basso e se nonintervengono altri fattori si forma un'inversione o un'isoterma negli strati atmosferici prossimi alsuolo. Questa situazione di marcata stabilit impedisce sia i moti turbolenti che quelli convettivi

favorendo l'accumulo di calore e di umidit nella bassa troposfera dando spesso origine allanebbia. Questi fenomeni si possono riscontrare sulla nostra penisola nel semestre freddo incorrispondenza degli afflussi di aria calda di estrazione africana o provenienti dalle latitudinimedio basse dell'Oceano Atlantico. In questo caso, le correnti di scirocco o di libeccio cheinvestono le nostre regioni solitamente non manifestano fenomeni di instabilit.

15. Influenza della temperatura sulla pressione atmosferica.La distribuzione orizzontale della pressione atmosferica strettamente dipendentedall'andamento della temperatura. Nelle aree geografiche in cui il suolo pi caldo tendono aformarsi centri di bassa pressione, mentre nelle aree pi fredde si instaurano centri di altapressione. La differenza di temperatura fra aree continentali ed oceani si riflette sul campo

barico. Nei mesi estivi gli oceani sono pi freddi dei continenti vicini, pertanto su questi ultimitende a formarsi, nei bassi strati, un'area di bassa pressione, mentre sugli oceani si affermanoaree di alta pressione. Nella stagione invernale, invece, sui continenti si instauranofrequentemente zone di alta pressione per il fatto che la terraferma si raffredda pi velocementedel mare. Questi campi di alta pressione vengono spesso spazzati via dal passaggio delle


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perturbazioni. Le differenze di temperatura influenzano l'andamento della pressione atmosfericaanche in ambito locale. Infatti, a causa del diverso riscaldamento e raffreddamento, fra il mare ela terraferma, fra le catene montuose e le pianure, nelle zone che di giorno si riscaldano pirapidamente la pressione atmosferica diminuisce, mentre nelle zone che di notte si raffreddanopi rapidamente la pressione atmosferica aumenta.

16. Temperatura ed evoluzione del tempo.

La variazione locale della temperatura non un sicuro punto di riferimento per la previsione deltempo; essa pu dare qualche indicazione se viene messa in relazione con l'andamentosimultaneo di altri fattori come ad esempio la pressione atmosferica, il vento e la nuvolosit.Tuttavia possono essere fatte alcune considerazioni di carattere generale.Quando la temperatura e la nuvolosit aumentano mentre la pressione diminuisce, si hannoquasi sempre condizioni di tempo perturbato persistente.Quando la temperatura diminuisce e la nuvolosit e la pressione aumentano, non si hannogeneralmente precipitazioni.Un aumento della temperatura a causa di correnti meridionali seguito da un peggioramento deltempo soltanto quando la pressione in diminuzione. Viceversa, un abbassamento dellatemperatura dovuto ad afflussi di aria dai quadranti settentrionali, non da solitamente tempo

perturbato.

17. La previsione della temperatura.Visto che la temperatura dell'aria varia da luogo a luogo, difficile dare un'indicazione circa ilvalore assoluto che essa potr assumere in una certa localit. Tuttavia alcuni fattori consentonodi 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 termicosono l'irraggiamento del suolo e l'insolazione. In queste condizioni le temperature minimetendono ad abbassarsi raggiungendo valori inferiori alla media e quelle massime valori superiori.Gli scostamenti fra i due valori saranno tanto pi grandi quanto pi l'aria sar tersa.

Con cielo molto nuvoloso o coperto e con scarsa ventilazione le temperature minime tenderannoa portarsi su valori superiori alla media mentre le temperature massime su valori inferiori. Gliscostamenti fra i due valori saranno tanto pi grandi quanto maggiore sar la copertura del cieloe quanto pi bassa la nuvolosit.In presenza di vento moderato o forte le variazioni di temperatura sui luoghi pianeggiantidipenderanno dagli afflussi di aria con caratteristiche termiche diverse da quelle del luogo diarrivo. Se le masse di aria provengono dai quadranti meridionali si avr un aumento dellatemperatura, mentre se la loro provenienza sar dai quadranti settentrionali si otterr unadiminuzione della temperatura.Anche il movimento delle nubi rispetto al vento al suolo o rispetto a nubi in movimento a quotediverse, pu dare utili informazioni circa le variazioni termiche. Se il movimento delle nubi inquota osservato alla sinistra di quello delle nubi pi basse o del vento al suolo, si avr una


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diminuzione della temperatura, viceversa si avr il contrario.

18. Le scale utilizzate per misurare la temperatura.Scala Kelvin (K). Nella scala Kelvin la temperatura dello zero assoluto, cio la temperaturaminima teoricamente raggiungibile, posta a 0K ( Kelvin) ed il punto di fusione del ghiaccio posto a 273,15K. L'unit di misura della scala Ke lvin il Kelvin (K), definito come 1/273,16

dell'intervallo di temperatura fra lo zero assoluto e il punto di fusione del ghiaccio a pressioneatmosferica standard. Alcuni degli altri punti fissi, misurati con il termometro a gas, sono:il punto di ebollizione dell'idrogeno (20,28K)il punto di ebollizione dell'acqua (373,15K)il punto di fusione dello zinco (692,73K)il punto di fusione dello dell'oro (1 337,58 K).

William Thomson, dal 1892 Lord Kelvin,Fisico e matematico irlandese (Belfast 26 giugno 1824-Netherhall 17 dicembre 1907).Comp studi e ricerche in vari campi della fisica matematica e fu tra i primi fisici a sfruttareindustrialmente le sue scoperte. Fece numerose scoperte nel campo della termodinamica.

Introdusse la scala assoluta delle temperature, detta poi scala Kelvin. Prende il suo nome(Kelvin) l'unit di misura della temperatura nel Sistema Internazionale (SI).Fu anche uno degli iniziatori della teoria matematica dei nodi, utilizzata nella fisica moderna nellevarie teorie delle stringhe. In riconoscimento delle sue scoperte venne nominato barone Kelvinsu Largs, nella contea di Ayr. Alla sua morte fu sepolto nell'abbazia di Westminster a Londra.

Scala Raumur (R). Prima dell'adozione della scala Kelvin furono utilizzate altre scale ditemperatura, la pi antica delle quali, fu quella ideata nel 1731 dal fisico francese Ren AntoineFerchault de Raumur (1683-1757) in cui il punto di fusione dei ghiaccio era posto a 0R (gradiRaumur) e quello di ebollizione dell'acqua a 80R. Il grado Raumur corrisponde a 1/80dell'intervallo di temperatura tra il punto di fusione dei ghiaccio e quello di ebollizione dell'acqua apressione atmosferica standard. Questa scala ormai in disuso anche se possibile trovarla suvecchi termometri a muro di fattura francese, belga o svizzera.Scala Fahrenheit (F). I primi termometri di una certa affidabilit furono costruiti nel 1714 dalfisico tedesco Daniel Gabriel Fahrenheit (1686-1736), il quale ide anche una scala ditemperatura che da lui prende il nome. In questa scala gli 0F (gradi Fahrenheit) corrispondonoalla temperatura alla quale coesistono in equilibrio le fasi solide, costituite da ghiaccio e clorurodi sodio (sale da cucina), e la fase liquida, costituita da una soluzione satura di detto sale inacqua, mentre 96F corrisponde alla temperatura no rmale del corpo umano.Successivamente si convenuto di fare coincidere 32F con il punto di fusione dei ghiaccio e212F con quello di ebollizione dell'acqua. In base a queste ultime scelte il grado Fahrenheit (F)

definito come 1/180 dell'intervallo di temperatura tra il punto di fusione dei ghiaccio e quello diebollizione dell'acqua a pressione atmosferica standard. Questa scala tuttora di uso comune inmolti paesi soprattutto in quelli anglosassoni.Daniel Gabriel Fahrenheit nasce a Danzica il 23 maggio 1686. Sviluppa nel tempo unaparticolare abilit nell'arte di soffiare il vetro, dote che impiegher per costruire apparecchiaturescientifiche.Costruttore di strumenti scientifici oltre che commerciante, dopo aver viaggiato in Inghilterra,Germania e Francia si stabilisce e passa la maggior parte della sua vita in Olanda, doveapprofondisce lo studio della fisica.Le sue pubblicazioni scientifiche sono per lo pi modeste fino a quando la sua fama e la suanotoriet si diffondono nei vari paesi europei per aver inventato nel 1720 un personale sistema

per la fabbricazione di termometri. Grazie alle sue scoperte viene eletto membro della RoyalSociety di Londra nel 1724.Gli anni seguenti serviranno allo studio e al miglioramento delle sue invenzioni; passa dall'utilizzodell'alcool nei termometri ad un elemento pi preciso (e oggi noto) il mercurio.Il suo nome legato all'omonima scala termometrica ampiamente utilizzata nei paesi


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anglosassoni fino agli anni '70, ed oggi ancora ufficialmente usata negli Stati Uniti.

Scala Celsius (C). La scala Celsius, o centigrada, prende il nome dal fisico e astronomosvedese Anders Celsius che nasce a Uppsala, Svezia, il 27 novembre 1701. Il padre professore di Astronomia presso gli istituti universitari di Uppsala. Anders Celsius si formaattraverso lo studio delle scienze matematiche e astronomiche, senza tuttavia trascurare la fisica

sperimentale che tanto influir sulle sue ricerche nel settore della termometria. Seguendo leorme del padre, Anders insegna matematica e, in seguito, astronomia a Uppsala.Negli anni compresi tra il 1732 e il 1736 compie lunghi viaggi stabilendo contatti personali conaltri studiosi e osservando il funzionamento e i metodi organizzativi di vari centri di ricercheastronomiche, quali ad esempio gli Osservatori di Berlino e di Norimberga.A Parigi conosce P. L. Maupertuis ed entra a far parte del gruppo di studiosi che prepara lecelebri misurazioni dell'arco di meridiano, perseguendo lo scopo di definire, in termini diosservazioni sperimentali, l'annosa polemica che vedeva schierati in campi diversi i sostenitoridelle concezioni newtoniane e cartesiane sulla forma del globo terrestre. I primi sostenevano cheil globo era schiacciato ai poli: le misurazioni sopra accennate avrebbero appunto confermato lavalidit delle tesi newtoniane.

Le prime indagini concernenti l'interesse di Anders Celsius per i problemi annessi allamisurazione della temperatura risalgono al periodo 1733-1734.Nel 1733 il suo itinerario europeo tocca anche l'Italia. E proprio dall'Italia gli giunger l'annosuccessivo una lettera in cui gli si chiede spiegazioni relative al modo di costruire termometri amercurio, argomento discusso durante il viaggio italiano. Si sa inoltre che Celsius aveva gicompiuto nel 1731 osservazioni barometriche e termometriche servendosi di strumenti diHauksbee.Successivamente - come appare sempre dalla sua corrispondenza nonch da alcuni suoiappunti manoscritti - Anders Celsius si serve di un termometro costruito da Nolletconformemente al metodo proposto da R. A. de Raumur e di un altro termometro dovuto a J. N.Delisle.Nel 1742 Celsius pubblica una famosa memoria, relativa ai problemi della termometria dovepropone di utilizzare una scala centigrada riferita a due punti fissi: quello che corrisponde allatemperatura della neve in fusione e quello riferito alla temperatura dell'acqua in stato diebollizione.Tenendo conto della dipendenza del punto di ebollizione dell'acqua dalla pressione, Celsiussuggerisce di indicare con 100 la temperatura della neve, e con 0 quella dell'acqua bollente auna pressione atmosferica di 751.16 torr, fornendo altres una regola per fissare lo zero incorrispondenza di valori differenti della pressione stessa. Un termometro dotato di tale scalarovesciata rispetto alle usuali scale centigrade era in funzione nel dicembre del 1741.Anders Celsius muore il 25 aprile 1744 nella sua citt natale.

Nella sua carriera di astronomo Celsius catalog oltre 300 stelle. Con il suo assistente OlofHiorter scopr le basi magnetiche dell'aurora boreale.Strumenti con scala centigrada come oggi li conosciamo vennero costruiti, dopo il 1746, daEkstrm, abile fabbricante di strumenti scientifici che lavorava a Stoccolma, e da Strmer.Nella scala Celsius i punti di fusione del ghiaccio e di ebollizione dell'acqua sono rispettivamenteposti a 0C e a 100C (gradi Celsius). In realt n ella scala originale detti valori erano inversi ecio 100C corrispondevano al punto di fusione dei ghiaccio e 0quello di ebollizione dell'acqua.Il grado Celsius (C) o centigrado definito come 1/1 00 dell'intervallo di temperatura tra il puntodi fusione dei ghiaccio e quello di ebollizione dell'acqua a pressione atmosferica standard (ungrado Celsius un intervallo di temperatura esattamente uguale a un Kelvin). Se si indicano conK, R, F e C le misure di una stessa temperatura rispettivamente nelle scale Keivin, Raumur,

Fahrenheit e Celsius esse risultano legate dalle seguenti relazioni:C = K-273,15C = 5/4 x R

C = 5/9 x (F-32)


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Tabella di conversione delle varie scale di temperatura.C F K R C F K R C F K R C F K R

-20 -4 253,15 -16 -4 24,8 269,15 -3,2 12 53,6 285,15 9,6 28 82,4 301,15 22,4-19 -2,2 254,15 -15,2 -3 26,6 270,15 -2,4 13 55,4 286,15 10,4 29 84,2 302,15 23,2

-18 -0,4 255,15 -14,4 -2 28,4 271,15 -1,6 14 57,2 287,15 11,2 30 86 303,15 24-17 1,4 256,15 -13,6 -1 30,2 272,15 -0,8 15 59 288,15 12 31 87,8 304,15 24,8-16 3,2 257,15 -12,8 0 32 273,15 0 16 60,8 289,15 12,8 32 89,6 305,15 25,6-15 5 258,15 -12 1 33,8 274,15 0,8 17 62,6 290,15 13,6 33 91,4 306,15 26,4-14 6,8 259,15 -11,2 2 35,6 275,15 1,6 18 64,4 291,15 14,4 34 93,2 307,15 27,2-13 8,6 260,15 -10,4 3 37,4 276,15 2,4 19 66,2 292,15 15,2 35 95 308,15 28-12 10,4 261,15 -9,6 4 39,2 277,15 3,2 20 68 293,15 16 36 96,8 309,15 28,8-11 12,2 262,15 -8,8 5 41 278,15 4 21 69,8 294,15 16,8 37 98,6 310,15 29,6-10 14 263,15 -8 6 42,8 279,15 4,8 22 71,6 295,15 17,6 38 100,4 311,15 30,4-9 15,8 264,15 -7,2 7 44,6 280,15 5,6 23 73,4 296,15 18,4 39 102,2 312,15 31,2-8 17,6 265,15 -6,4 8 46,4 281,15 6,4 24 75,2 297,15 19,2 40 104 313,15 32-7 19,4 266,15 -5,6 9 48,2 282,15 7,2 25 77 298,15 20 41 105,8 314,15 32,8-6 21,2 267,15 -4,8 10 50 283,15 8 26 78,8 299,15 20,8 42 107,6 315,15 33,6-5 23 268,15 -4 11 51,8 284,15 8,8 27 80,6 300,15 21,6 43 109,4 316,15 34,4

19. TermometroLa misura della temperatura, o pi esattamente la misura delle differenze di temperatura, vieneeseguita con il termometro. Quando allo strumento viene collegato un apparato registratore siottiene un termografo. Le misure avvengono sempre in modo indiretto, sfruttando cio alcunieffetti che tali variazioni producono nei corpi. Si hanno termometri a dilatazionequando la misurasi ricava dalle variazioni di volume o di pressione, termometri elettrici quando si fonda sullevariazioni di resistenza elettrica, termometri magneticiquando si basa su effetti magnetici.Termometri a dilatazione. Possono essere a liquido, a gas o a solido.Il termometro a liquidosfrutta in genere la dilatazione del mercurio o dell'alcool, contenuti in unbulbo di vetro, che si prolunga in un tubo capillare graduato. Termometri particolari sono quelli dimassima, in cui il tubo capillare strozzato in vicinanza del bulbo, in modo che il liquido possasalire nel cannello, ma non ridiscendere anche se la temperatura si abbassa e il termometro diminima, munito di un'asticella che si muove con la colonna liquida (in genere alcool) e vienetrascinata verso i valori bassi della graduazione quando il liquido si contrae, ma non partecipa almoto di dilatazione del liquido, in modo che si ferma anche se la temperatura risale. Per itermometri che debbono avere una pronta sensibilit e segnalare rapide mutazioni dellatemperatura sono preferibili bulbi cilindrici piccoli. Dando invece un grande volume al bulbo simisurano soltanto le variazioni lente della temperatura, ma lo strumento diventa pi sensibile e

preciso (fino al centesimo di grado nei termometri metastatici). La sensibilit del termometro aliquido varia da tipo a tipo:nel termometro di Beckmann si pu giungere fino al millesimo di grado,in quelli clinici fino a 0,05C, per quelli industriali la sensibilit molto limitata.L'escursione teorica di un termometro a mercurio va da -38C a +360C (rispettivamente i puntidi congelamento e di ebollizione); per le basse temperature si usa preferibilmente l'alcool etalvolta l'etere. I termometri a liquido sono soggetti a errori sistematici dovuti alla dilatazione delcontenitore (di solito per questo errore viene computato nella taratura) ed alle temperaturediverse delle varie parti dello strumento (per esempio solamente il bulbo dovrebbe essereimmerso nell'ambiente in cui si deve misurare la temperatura). Un terzo errore, detto

spostamento dello zero, deriva dalla dilatazione residua del vetro in seguito a successivi eripetuti riscaldamenti; per questo i termometri devono essere periodicamente ricontrollati e tarati.Il termometro a gas costituito da un bulbo, contenete di solito idrogeno o elio, connesso con unmanometro a mercurio che ne regola o ne misura la pressione; le misure di temperatura si


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ricavano dalle variazioni di volume mantenendo fissa la pressione, o dalle variazioni di pressionemantenendo fisso il volume.La temperatura, nel caso di un gas perfetto, viene misurata nella scala assoluta fissando unpunto di riferimento (punto di fusione del ghiaccio) e ricavando le altre temperature dalla leggedei gas

pV= RTdove T misurato in gradi Kelvin.

Con i termometri a gas si possono misurare temperature bassissime; si pu scendere sotto i10K (-263C) utilizzando l'elio. Anche la dilatazione dei solidipu servire a misurare la temperatura: due lamine metalliche (peresempio l'una di rame e l'altra di zinco), saldate per tutta la loro lunghezza, si allungano inmisura diversa per un aumento della temperatura e la lamina composta, risultante dallasaldatura, si incurva presentando la convessit dalla parte del metallo pi dilatabile. Un indice edun quadrante possono indicare, in gradi, la temperatura corrispondente a questa deformazione.Questi termometri a solido prendono anche il nome di termometri bimetallici. Il campo ditemperature misurabili varia da 30C a 300C e la s ensibilit non mai superiore a 0,5C. Di tipoanalogo il termometro metallico di Breguet formato da un sistema ad elica di tre nastririspettivamente d'argento, d'oro e di platino: la diversa dilatazione fa ruotare l'elica e muove un

indice connesso ad una scala graduata.Termometri elettrici e magnetici.I termometri elettricisono basati sulla variazione di resistenza elettrica connessaproporzionalmente alla variazione di temperatura; gli elementi utilizzati sono conduttori osemiconduttori connessi ad un ponte di misura elettrico. La misura si pu ricavare direttamente(metodo di deviazione) in base alle indicazioni di uno strumento che segna di quanto si squilibrato il ponte, o indirettamente (metodo dell'azzeramento) riequilibrando il ponte mediantevariazione della resistenza elettrica con un cursore (dalla misura di spostamento del cursore sirisale al salto di temperatura). La sensibilit dei termometri elettrici piuttosto elevata e si aggiraintorno al centesimo di grado.I termometri magneticisfruttano il fenomeno della suscettivit magnetica, che nelle sostanzeparamagnetiche decresce all'aumentare della temperatura. Si misura la variazione dellatemperatura assoluta mediante la legge di Curie:

F x T = costanteDove F e la suscettivit magnetica e T la temperatura

L'umidit dell'aria20. L'umidit dell'ariaLa quantit di vapore acqueo presente nell'atmosfera determina il grado di umidit dell'aria. Alpari della temperatura, l'umidit dell'aria varia da luogo a luogo e da un istante all'altro; ci

dipende dalla diversa intensit con la quale si manifestano i processi fisici preposti allaridistribuzione nell'atmosfera del vapore acqueo liberato dalla superficie.I fenomeni tipici del tempo come le nubi, la nebbia, le precipitazioni, non possono aver luogosenza la presenza del vapore acqueo. Nella stratosfera, dove la presenza del vapore acqueo trascurabile, il cielo perennemente sereno. Inoltre, il vapore acqueo nell'atmosfera ilprincipale responsabile dell'effetto serra e quindi della diversa intensit della perdita di calore delsuolo per irraggiamento (infatti sulle aree desertiche, dove l'umidit dell'aria molto bassa, si hauna notevole escursione termica fra il giorno e la notte in cui si raggiungono temperature ancheprossime allo zero). In un'ipotetica atmosfera priva di vapore acqueo la temperatura superficialedella Terra sarebbe inferiore di circa 30C rispett o ai valori medi osservati. Anche il grado distabilit dell'aria dipende, oltre che dal gradiente termico verticale, dal contenuto di vaporeacqueo. Infatti pi l'aria umida e pi intensi sono i moti verticali ascendenti presenti in ariainstabile. Diciamo infine che l'umidit, assieme alla temperatura, il principale fattore chedetermina il benessere o il disagio fisiologico degli esseri viventi. Un'umidit molto elevata puessere sgradevole, intollerabile o addirittura nociva, un'umidit troppo bassa pu causare


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altrettanti inconvenienti pi o meno seri.La valutazione dell'umidit dell'aria ha un particolare significato nella previsione del tempo abreve scadenza perch permette di individuare il tipo e la provenienza della massa di aria cheinteressa una data localit, sia perch consente di farsi un'idea sulla possibilit di formazione dinubi e quindi di pioggia o nebbia.

21. L'evaporazione

Le sorgenti principali del vapore acqueo sono le grandi distese di acqua dolce o salmastra e latraspirazione degli esseri viventi. L'intensit dell'evaporazione dipende dalla quantit diradiazione solare incidente sulla superficie terrestre. Infatti il Sole fornisce l'energia necessariaper far passare l'acqua dallo stato liquido a quello gassoso. I moti turbolenti e le correnti verticalisi incaricano poi di diffondere il vapore acqueo liberato dalla superficie verso gli strati atmosfericisuperiori.

22. Saturazione e condensazione.Una massa di aria non pu contenere vapore acqueo in quantit illimitata. Per una datatemperatura esiste una quantit massima di vapore che pu essere contenuta in un chilogrammodi aria (al suolo un chilogrammo di aria corrisponde ad un volume d'aria di circa 0,8 m). Pi

elevata la temperatura, maggiore la quantit massima di vapore acqueo che l'aria pucontenere. Quando questo limite viene raggiunto si ha la saturazione. Un ulteriore apporto divapore acqueo o una diminuzione della temperatura determina la condensazione del vaporeacqueo eccedente, fenomeno che si manifesta sotto forma di piccolissime goccioline delle qualisono costituite le nubi, la nebbia, la foschia o le altre idrometeore.Nella tabella successiva sono riportati alcuni valori in grammi (g) della quantit massima divapore acqueo che pu essere contenuto in 1 Kg d'aria negli strati prossimi al suolo.

C -10 0 10 20 30 40g/Kg 1,7 3,6 7,2 13,6 25,0 45,0

Generalmente la quantit di vapore acqueo nell'atmosfera inferiore del 20-30% rispetto allaquantit massima che l'aria pu contenere.23. La misura dell'umiditL'umidit specifica(Ha) esprime quanti grammi (g) di vapore acqueo sono contenuti in unchilogrammo di aria. Questa grandezza definisce il contenuto reale di vapore all'interno di unamassa di aria e mal si presta ad evidenziare la vicinanza o meno dell'aria alla saturazione e diconoscere quindi la possibilit di formazione di nubi.La temperatura di rugiada la temperatura alla quale una porzione di aria deve essereraffreddata (senza subire variazioni di pressione o di contenuto di vapore) perch possa diveniresatura. Chiariamo questo concetto con un esempio:

Si supponga che una massa d'aria alla temperatura di 20C abbia un contenuto di vapore pari a7,2 g/Kg di aria. Dalla tabella precedente si evince che l'aria in queste condizioni diventa saturase la si raffredda fino a 10C. Quest'ultimo valore rappresenta la temperatura di rugiada dellamassa d'aria presa in considerazione. Se la temperatura di rugiada inferiore agli 0C, unulteriore raffreddamento, dar luogo alla formazione di brina.L'umidit relativa(Ur) la grandezza igrometrica che pi si presta ad indicare se una massad'aria prossima alla saturazione perch rappresenta il rapporto, in percentuale, fra la quantitdi vapore effettivamente presente nella massa d'aria e la quantit massima di vapore che l'ariapu contenere alla stessa temperatura (umidit di saturazione Hs).Facciamo ancora un esempio riconducendoci ancora alla tabella riportata in precedenza:Una massa d'aria che, a 10C contenga 7,2 g di vapo re acqueo ha un'umidit relativa pari al

100%, poich essendo gi satura contiene il 100% della quantit massima di vapore che essapu contenere. Un'ulteriore raffreddamento porter alla condensazione del vapore eccedente.Se invece la massa d'aria a 10C contiene, per esem pio, solamente 4,8 g di vapore per ognichilogrammo di aria, la sua umidit relativa Ur data dal rapporto:


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Ur= [4,8 (Ha) : 7,2 (Hs)] x 100 = 66%

L'umidit relativa da precise indicazioni sulla possibile saturazione dell'aria e pertanto significativa per la previsione della nuvolosit e per la determinazione del benessere fisiologico.

Strumenti di misura dell'umidit relativa.

Lo psicometro lo strumento che serve per ottenere la temperatura di rugiada. E' composta dadue termometri, uno normale ed il secondo a bulbo fasciato con una garza imbevuta di acquadistillata. Quando il termometro con il bulbo avvolto nella garza bagnata viene efficacementeventilato, la temperatura segnata comincia a diminuire fino ad un certo punto e cio fino almomento in cui l'evaporazione dell'acqua cessa. La temperatura cos raggiunta dettatemperatura del termometro bagnato. La diminuzione della temperatura causatadall'evaporazione dell'acqua contenuta nella garza che avvolge il bulbo. Ora l'entitdell'evaporazione in relazione alla quantit di vapore contenuto nell'aria circostante. Quandol'aria circostante satura l'acqua della garza cesser di evaporare. Se l'aria dovesse essere gisatura la garza che avvolge il bulbo non sar soggetta ad evaporazione ed i due termometrisegneranno la stessa temperatura.FAI DA TE. Un metodo meno empirico ma che pu essere utilizzato da una persona che non in possesso di unopsicometro (credo la maggior parte di voi) per misurare la temperatura di rugiada l'utilizzo di semplici oggetti che sipossono trovare in casa:una insalatiera o zuppiera di vetro,un termometro a mercurioacqua (meglio se distillata) per riempire l'insalatieracubetti di ghiaccioOccorre prendere l'insalatiera e riempirla di acqua distillata fino a 3/4 lasciandola per 15-20 minuti nel luogo in cui sivuole misurare la temperatura di rugiada in modo che l'acqua contenuta acquisti la stessa temperatura dell'ambientecircostante. Immergere il termometro in modo che il suo bulbo sia completamente sommerso. Ora in piccole dosiaggiungete i cubetti di ghiaccio attendendo che si sciolga. L'acqua contenuta gradualmente si raffredder e quandosulle pareti trasparenti della zuppiera inizier a formarsi la prima condensa, leggete il valore di temperatura deltermometro ancora immerso. Questo valore corrisponde alla temperatura di rugiada dell'ambiente circostante.

Gli strumenti di misura dell'umidit relativa si chiamano igroscopiquando indicano, congrossolana approssimazione, solamente lo stato di maggiore o minore umidit dell'aria; sichiamano igrometriquando ne danno anche la misura.Gli igroscopi sono basati sulle propriet che hanno alcune sostanze di assorbire il vaporeacqueo e di subire variazioni di lunghezza, torsione o curvatura. Citiamo per esempio lemembrane organiche, le corde di violino, le lamine di corno o il cosiddetto osso di balena. Altriigroscopi sono fondati sulle propriet che hanno alcuni materiali di assumere diversa colorazionea causa dell'assorbimento del vapore acqueo come ad esempio il cloruro di cobalto che, quandoasciutto di colore azzurro, mentre diventa rosa pallido se assorbe del vapore. Ora, dato cheuna notevole variazione di umidit collegata alle variazioni delle condizioni atmosferiche, gliigroscopi possono essere usati utilmente come indicatori del cambiamento del tempo.Lo strumento pi pratico e pi largamente utilizzato per la misura dell'umidit relativa l'igrometro a capellibasato sulle propriet che hanno i capelli sgrassati di allungarsi quandol'umidit relativa diminuisce e di accorciarsi quando l'umidit relativa aumenta. per seguire poi levariazioni diurne dell'umidit relativa si usano degli igrometri registratori (igrografi), aventianch'essi come elemento sensibile un ciuffetto di capelli sgrassati.In assenza di strumenti di misura, l'umidit dell'aria pu essere grossolanamente stimataosservando la trasparenza dell'aria, cio la visibilit. Minore il contenuto di vapore acqueo, pil'aria si lascia attraversare dalla luce e quindi l'atmosfera risulta pi limpida. Questo il motivoper cui le masse di aria fredde, scarsamente umide, sono in genere associate a visibilit pi

elevata rispetto alle masse di aria calde. Con le masse di aria fredde e secche il cielo si presentacon colorazione blu, mentre l'aria caldo umida da al cielo la caratteristica colorazione giallo-grigia.


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24. Le variazioni dell'umidit.La variazione diurna dell'umidit relativa, nelle giornate soleggiate e poco ventilate, segue unandamento che di segno opposto a quello della temperatura. Il massimo si raggiunge pocoprima del sorgere del Sole ed il minimo fra le ore 13:00 e le ore 15:00. L'escursione fra ilmassimo ed il minimo valore di circa il 20% in gennaio e di circa il 30% in luglio. Sul marel'umidit relativa sempre pi alta che sulla terraferma, essendo prossima all'80%. Sempre sulmare, data la modesta escursione termica diurna, anche l'umidit relativa subisce, in assenza di

tempo perturbato, una ridotta variazione. Anche la variazione annua dell'umidit ha unandamento opposto a quello della temperatura, essendo legata essenzialmente all'escursionetermica media annua. Il valore medio mensile pi elevato si ha di norma in dicembre e gennaio,mentre quello pi basso in luglio.

25. La condensazione del vapore acqueo.La causa principale della condensazione del vapore acqueo nell'atmosfera il raffreddamentoche pu essere determinato sia dalla perdita diretta di calore del suolo per irraggiamento, sia daimoti ascendenti verticali. Il raffreddamento per irraggiamento interessa gli strati adiacenti al suoloe ci avviene quando l'intensit della radiazione infrarossa emessa dal suolo supera la quantitdi calore immagazzinata per effetto della radiazione solare incidente.

Quando la temperatura dell'aria si abbassa tanto da raggiungere la temperatura di rugiada, si hala condensazione del vapore acqueo in prossimit del suolo. In questo caso si formano nubistratiformi poco spesse o nebbie da irraggiamento.Quando la condensazione non va oltre la decina di centimetri dal suolo si avr la formazione dirugiada o brina a seconda che la temperatura di rugiada sia o meno superiore agli 0C. Se ilsuolo coperto da manto nevoso, l'irraggiamento notturno oltre ad abbassare la temperatura, fasolidificare una parte dell'acqua fusa durante la giornata per effetto della radiazione solare.La causa principale della condensazione del vapore acqueo nell'atmosfera risiede nelraffreddamento che le masse di aria subiscono quando sono animate da moti verticali. Quandoun volume d'aria si muove verso l'alto subisce un'espansione per effetto della diminuzione dellapressione con l'aumentare della quota. Questa espansione determina un raffreddamento equindi la saturazione dell'aria. Alla quota in cui l'aria diventa satura si forma la base della nube.Nella tabella riportata di seguito si possono stimare le quote alle quali possono formarsi le nubi inbase alla temperatura e all'umidit relativa della massa di aria presa in considerazione.

TC -10 -5 0 5 10 15 20 25 30 35U%30 1.825 1.919 2.002 2.087 2.172 2.257 2.344 2.431 2.519 2.60340 1.420 1.486 1.551 1.617 1.681 1.748 1.816 1.886 1.951 2.02350 1.089 1.139 1.189 1.240 1.290 1.341 1.393 1.445 1.498 1.55360 812 848 885 923 961 999 1.038 1.078 1.117 1.159

70 572 598 624 651 678 705 732 760 788 81880 360 377 393 411 428 444 461 479 498 51690 172 179 187 195 203 210 220 228 237 245

26. L'umidit e l'evoluzione del tempo.L'umidit dopo il vento e la pressione atmosferica il fattore pi importante per capire edeventualmente prevedere l'evoluzione del tempo. In un'atmosfera tersa e limpida, essendoscarso il contenuto di vapore acqueo, improbabile la formazione e lo sviluppo di nubi. Inveceun cielo coperto con atmosfera tersa e limpida tipico delle irruzioni di aria continentale polaresu zone precedentemente occupate da aria umida. Infatti, l'aria fredda si incunea sotto l'ariaumida relativamente pi 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 stratonuvoloso compatto di nubi basse. Nel frattempo, fra la base delle nubi ed il terreno, l'aria freddacontinentale affluita mantiene, a causa del suo scarso contenuto di umidit, condizioni di visibilitmolto buone. Questo accade frequentemente in Pianura Padana quando l'anticiclone russo si


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espande fino alle Alpi Dinariche.Il cielo sereno con elevata umidit relativa al suolo viene associato alle situazioni in cui il vaporeacqueo costretto a ristagnare in prossimit del suolo, a causa della presenza di un'inversioneda irraggiamento o a un'inversione per subsidenza in quota. Nelle zone poco ventilate questesituazioni, soprattutto nella stagione estiva, caratterizzano le tipiche sensazioni di caldo afoso. Ilcielo molto nuvoloso, associato ad un alto tasso di umidit, caratteristica di tutte le situazioni incui 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 visibilit orizzontale, in mancanza di strumenti di misura, un'utile indicazione per valutarel'evoluzione del tempo dato che questo fattore direttamente collegato ad una contemporaneavariazione dell'umidit relativa. Nelle ore notturne e prossime all'alba, l'umidit relativa alta e lavisibilit risulta ridotta per foschie dense o per nebbie. Una diminuzione della visibilit, che nonsia legata all'irraggiamento notturno, segno che le condizioni del tempo stanno volgendo alpeggioramento. Viceversa se la visibilit non subisce variazioni nel corso della giornata, o seaddirittura persistono formazioni nebbiose, ci testimonia la persistenza di un'inversione termicanegli 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 cielocon 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 umidit relativae di conseguenza di un probabile peggioramento del tempo. le masse di aria pi instabili, equindi maggiormente favorevoli allo sviluppo di rovesci o temporali, sono quelle fredde ed umide,mentre quelle pi stabili sono le masse di aria calde e povere di vapore acqueo. Molto instabilirisultano pertanto le masse di aria fredda di origine polare che interessano l'Italia dopo essersiumidificate sull'Atlantico.

27. L'umidit e il benessere fisiologico.Lo stato di benessere fisico e psichico dell'organismo umano dipende dalla temperatura,dall'umidit e dal vento. Infatti i processi di termoregolazione cutanea sono stimolati dallatemperatura e dall'umidit che producono sulle persone una sensazione soggettiva influenzata asua volta dal vento. Limitando le considerazioni solamente alla temperatura e all'umidit, notoche l'elevata temperatura tanto pi debilitante e difficilmente sopportabile quanto pi alto iltasso di umidit dell'aria. Un'atmosfera calda ed umida (clima afoso) impedisce il raffreddamentoperiferico del corpo umano attraverso la traspirazione, mentre l'aria calda e secca favorisce larapida evaporazione con il conseguente abbassamento della temperatura corporea.


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Una situazione in cui si ha freddo ed umido determina uno squilibrio nel bilancio corporeo perchil velo invisibile di acqua che si deposita sulla pelle sottrae calore all'organismo. Il vento infinemitiga la sensazione di caldo poich induce all'aumento la traspirazione della pelle e quindi faabbassare la temperatura corporea, aumentando per il disagio da freddo umido.Da quanto si detto comprensibile come l'umidit rappresenti il fattore di maggior peso sulbenessere fisiologico. Molti studiosi hanno fatto indagini sui particolari valori critici temperatura-umidit oltre i quali si ha la sensazione di caldo afoso. Nella tabella successiva sono riportati i

valori di umidit relativa e la temperatura superata la quale cessa lo stato di benessere e si cadenel caldo afoso.

T Umidit relativa (%)C 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 10027 26 26 27 27 27 28 28 28 29 29 30 30 31 31 3228 27 27 28 28 28 29 29 30 31 31 32 33 34 35 3629 28 28 29 29 30 30 31 32 33 34 35 36 37 38 4030 28 29 30 30 31 32 33 34 35 36 38 39 41 42 4431 29 30 31 32 33 34 35 36 38 39 41 43 45 47 4932 30 31 32 33 34 36 37 39 40 42 44 47 49 51 5433 32 33 34 35 36 38 40 41 43 46 48 51 54 57 6034 33 34 35 37 38 40 42 44 47 49 52 55 5835 35 35 37 39 41 43 45 48 50 53 57 6036 36 37 39 41 43 46 48 51 54 5837 37 39 41 43 46 48 51 55 5838 39 41 43 46 49 52 55 5939 41 43 46 49 52 55 5940 43 45 48 51 55 5941 45 47 51 54 5842 47 50 54 57

43 49 52 5744 51 55 60Valore di temperatura avvertito dal corpo umano (indice di calore)

Conseguenze:da 27C a 32C Possibile affaticamento, crampi di calore.da 33C a 40C Forte affaticamento, difficolt nella respirazione.da 41C a 54C Possibile colpo di calore, insolazione.oltre i 54C Colpo di calore altamente probabile.

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

Ur% 90 85 80 75 70 65 60 55 50 45 40TC 3,5 2,8 2,2 1,8 1,5 0,5 0 -0,3 -0,5 -1,5 -2,5

La valutazione dell'indice di calore pu essere eseguita in vari modi. Nel calcolatore propostosuccessivamente vengono determinati tre fra i pi diffusi indici, che forniscono risultati anchesignificativamente diversi, in quanto il calcolo 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 Fahrenheitnei paesi anglosassoni) e vengono calcolati con formule semi-empiriche non applicabili in modo


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generalizzato. Per esempio, la formula usata, si applica solo nel caso in cui la temperatura superiore ai 27C e l'umidit relativa superiore al 40%. Per temperature inferiori ai 25 C oumidit poco elevata (sotto il 30%) si pu ritenere che l'indice di calore coincida con latemperatura effettiva.

Il ventoIl vento lo spostamento orizzontale dell'aria causato dalla differenza di pressione atmosfericaesistente fra zone adiacenti, differenza che a sua volta causata dall'ineguale distribuzione delcalore sulla superficie terrestre.L'importanza del vento per quanto riguarda le condizioni atmosferiche risiede nel fatto che legrandi perturbazioni, collegate ai centri di bassa pressione che si formano intorno alle latitudinicomprese fra 50 e 60dovute al conflitto di masse d'aria polari, si muovono in seno alle correntid'aria occidentali con direzione e velocit determinate essenzialmente dal vento. La direzione diprovenienza del vento da utili informazioni sulle caratteristiche delle masse di aria in arrivo equindi sui fenomeni atmosferici, sulle variazioni della temperatura e sulla quantit di umidit chepossono manifestarsi.

28. La misura del vento.Lo strumento per misurare la velocit del vento chiamato anemometro (dal greco anemos=vento e metron= misura). E' costituito essenzialmente in una girandola a palette o a semisferecave oppure in un'elichetta.Le unit di misura che si utilizzano per la misurazione del vento sono:il metro al secondo (m/sec),il chilometro orario (Km/h),il nodo (knot)Per passare da un'unit di misura all'atra si pu far uso di semplici relazioni e cio:1 nodo = 1,8 Km/h = 0,5 metri/secondo.

1 metro al secondo = 2 nodi = 3,6 Km/h.1 Km/h = 0,56 nodi = 0,28 metri/secondo.In assenza di strumenti per la sua misurazione, la velocit del vento pu essere stimataosservando gli effetti che esso produce sugli alberi, sul fumo dei camini, sul pelo liberodell'acqua. Questi effetti sono codificati convenzionalmente un una scala messa a punto nel1806 dall'ammiraglio inglese Francis Beaufort.

Velocit equivalente in *GradoBeaufort Termini descrittivi

Nodi Km/h m/sec

GradoDouglas

0 Calma < di 1 < di 1 < di 0,2 0

1 Bava di vento 1 - 3 1 - 5 0,3 - 1,5 1

2 Brezza leggera 4 - 6 6 - 11 1,6 - 3,3 2

3 Brezza tesa 7 - 10 12 -19 3,4 - 5,4 2

4 Vento moderato 11 - 16 20 - 28 5,5 - 7,9 3

5 Vento teso 17 - 21 29 - 38 8,0 - 10,7 4

6 Vento fresco 22 - 27 39 - 49 10,8 - 13,8 5

7 Vento forte 28 - 33 50 - 61 13,9 - 17,1 6


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8 Burrasca 34 - 40 62 - 74 17,2 - 20,7 7

9 Burrasca forte 41 - 47 75 - 88 20,8 - 24,4 7

10 Tempesta 48 - 55 89 - 102 24,5 - 28,4 8

11 Tempesta violenta 56 - 63 103 - 117 28,5 - 32,6 9

12 Uragano 64 -Oltre

118 eOltre

32,7 e Oltre 9

* Riferito ad un anemometro sito a 10 metri d'altezza sul livello delmare

La pressione esercitata su una superficie esposta normalmente al vento pu essere espressadalla semplice relazione

P=1/2 QVdove P la pressione in Kg/mQ la densit dell'aria pari, in condizioni standard, a 0,132 Kg/m

V la velocit dell'aria in metri al secondo.Esempio: un vento a 10 metri al secondo esercita una pressione di 106 Kg/m.

GradoBeaufort Sul mare al largo

In costa(riferito alle barche a vela) A terra

0 Il mare calmo come uno specchio Le imbarcazioni non governano Il fumo si innalza

1Si formano increspature che sembranosquame di pesce, ma senza alcuna crestabianca di schiuma

Le imbarcazioni hanno appena un p diabbrivio

La direzione del vento indicata dal fumo,ma non dalle banderuole

2Ondicelle minute ancora corte ma benevidenti. Le loro creste hanno un aspettovitreo ma non si rompono

Il vento gonfia le vele delle imbarcazioni chefilano circa 1-2 nodi

Il vento percettibile al volto. Le foglietremolano

3Ondicelle grosse le cui creste cominciano arompersi. La schiuma ha apparenza vitrea.Talvolta si osservano qua e la delle pecorelledalla cresta biancheggiante di schiuma

Le imbarcazioni cominciano a sbandare efilano a circa 3-4 nodi

Agita le foglie ed i rami pi piccoli, spiega lebandiere pi leggere

4 Onde piccole che cominciano ad allungarsi.Le pecorelle sono pi frequentiLe imbarcazioni portano tutte le vele con unabuona inclinazione Solleva polvere e pezzi di carta

5Onde moderate che assumono una formanettamente pi allungata. Si formano moltepecorelle. Possibilit di qualche spruzzo

Le imbarcazioni riducono la loro velatura Gli arbusti del fogliame iniziano adondeggiare

6Cominciano a formarsi onde grosse. Lecreste di schiuma bianca sono ovunque piestese. Molto probabile qualche spruzzo

Le imbarcazioni prendono due mani diterzaroli alla vela maestra

Agita i rami grossi. I fili metallici sibilano.Difficoltoso l'uso dell'ombrello

7Il mare si ingrossa. La schiuma bianca che siforma al rompersi delle onde comincia adessere soffiata in strisce lungo la direzionedel vento

Le imbarcazioni rimangono in porto. Quelle inmare si mettono alla cappa, se possibileraggiungono un ridosso

Agita interi alberi. Si ha difficolt a camminarecontro vento

8

Onde moderatamente alte e di maggiorelunghezza. La sommit delle loro creste iniziaa rompersi in spruzzi vorticosi risucchiati dalvento.

Tutte le imbarcazioni dirigono verso il portopi vicino

Rompe rami di alberi. E' quasi impossibilecamminare contro vento

9Onde alte. Dense strisce di schiuma nel lettodel vento. Le creste delle onde iniziano avacillare e a precipitare rotolando. Gli spruzzipossono ridurre la visibilit

- Causa danni leggeri ai fabbricati (grondaie,tegole e camini)

10Onde molto alte sovrastate da lunghe creste.Nel suo insieme il mare appare biancastro. Ilprecipitare rotolando delle onde diventaintenso e molto violento. La visibilit ridotta

- Raro in terraferma sradica gli alberi e causanotevoli danni ai fabbricati

11Onde eccezionalmente alte. Il mare completamente coperto di schiuma. Ovunquela sommit delle creste delle onde polverizzata dal vento. La visibilit ridotta

- Devastazioni

12L'aria piena di schiuma e di spruzzi. Il mare completamente bianco a causa dei banchidi schiuma alla deriva. La visibilit fortemente ridotta o nulla.

- Devastazioni

Per ottenere indicazioni esatte circa le correnti effettivamente presenti negli strati prossimi alsuolo, le misurazioni devono essere fatte lontano da ostacoli che possono deformare o


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modificare il flusso aereo. Se il terreno pianeggiante e privo di ostacoli, il vento comunemente misurato ad un'altezza di circa 10 metri.

29. Direzione del vento.Oltre alla velocit necessario anche conoscere la direzione di provenienza del vento. A questoscopo vengono utilizzati gli anemoscopi, dal greco anemos= vento e skopeo= osservo, costituitidi leggere banderuole metalliche imperniate su un asse che passa per il loro centro di gravit.

La direzione di provenienza del vento pu essere espressa mediante l'angolo formato con il Nordgeografico e contato in senso orario:0- 454545-909090-135135135-180180180-225

225225-270270270-315315315360360

NNENEENEEESESESSESSSW

SWWSWWWNWNWNNWN

Nord Nord EstNord EstEst Nord EstEstEst Sud EstSud EstSud Sud EstSudSu Sud Ovest

Sud OvestOvest Sud OvestOvestOvest Nord OvestNord OvestNord Nord OvestNord

Grecale

Levante

Scirocco

Ostro (mezzogiorno)

Libeccio

Ponente

Maestrale

Tramontana

Il simboloutilizzato per indicare sulle carte la direzione e la forza del vento consiste in unafreccia orientata secondo la direzione del vento e in trattini (barbe o cocche) aggiunti sullasinistra indicanti la velocit.

Simbolo Km/h Nodicalma calma

1-5 1-3

6-13 4-7

14-22 8-12

23-31 13-17

32-40 18-22

86-94 46-51

192-198 104-107

In maniera meno precisa la direzione del vento pu essere espressa con i punti cardinali eintercardinali della Rosa dei Venti. Gli antichi avevano posizionato il centro della Rosa dei Venti

in corrispondenza del basso Ionio associando ad ogni punto cardinale ed intercardinale il nomedi un vento in base alla sua regione di provenienza. Si avr pertanto che i punti cardinali avrannoassociato:North = La Tramontana ha origini antiche, un vento freddo generalmente secco e piuttosto


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forte che soffia da Nord verso Sud. Pu raggiungere velocit di 60 Km/h ed generalmenteportatore di bel tempo. Scavalcando le Alpi e saltando il nord Italia esce fra i montidell'Appennino e giunge secco sull'Italia centrale. E' quasi sempre il prolungamento delMaestrale, della Bora o del Foehn.

North-East = Il Grecale un forte vento proveniente da nord est tipico del versante ionico e dellecoste orientali della Sicilia. Spira con maggior frequenza nel periodo invernale ed generato

dall'azione concomitante di alte pressioni sui Balcani e di basse pressioni in movimento dalbasso Tirreno verso sud est. Pu raggiungere estrema violenza e persistere per pi giorni. NelGolfo del Leone chiamato Gregal e, nelle Baleari, di Guergal a tutti i venti forti e freddiprovenienti da nord est. Questi venti sono imputabili a situazioni meteorologiche diverse daquelle che fanno stabilire il nostro Grecale.

East = Il Levante il vento proveniente dai Balcani. D'inverno ha lontane origini russo -siberiane ed per l'Italia la corrente di aria pi fredda in assoluto. D'estate al contrario un ventotorrido proveniente sempre dall'infuocata penisola balcanica.

South-East = Lo Scirocco condiziona il tempo del Mediterraneo meridionale. E' originato dagli

afflussi di aria di origine africana e si stabilisce in presenza di bassa pressione situata sullaTunisia- Canale di Sicilia, oppure sul Mediterraneo nord occidentale. Spira da sud est ed inorigine un vento caldo e secco poich proviene dal deserto. Ma passando sul mare si carica diumidit ed arriva sulle coste italiane come un vento umido e foriero di piogge. Pu soffiare conviolenza sullo Ionio e sul basso e medio mare Adriatico quando il centro depressionario si spostaverso la Sicilia. Infatti la configurazione del bacino adriatico, la cui maggiore lunghezza secondo la direzione del vento, favorisce anche l'incanalamento di quelle correnti aeree che nonhanno esattamente quella direzione. Alla sua azione, in periodo di alta marea, legato ilfenomeno dell'acqua alta a Venezia. Lo Scirocco pu instaurarsi in tutte le stagioni ma la suamassima frequenza si osserva in primavera (sfruttato dalle rondini per riuscire ad attraversare ilMediterraneo) ed in autunno.Lo Scirocco pu essere anticiclonico quando asciutto e chiaro ed associato alla presenza sulMediterraneo di una profonda depressione a ovest o nord ovest e di un'alta pressione ad est osud est. In queste condizioni lo Scirocco soffia con direzione costante sull'Adriatico, dura moltigiorni e solleva mare grosso.Lo Scirocco ciclonico invece caratterizzato da un forte vento, cielo nuvoloso, nebbia e pioggiaintermittente. Si instaura quando una profonda depressione, proveniente dal Mediterraneooccidentale o dall'Africa settentrionale si avvicina ai mari occidentali italiani.Nei bacini occidentali lo Scirocco talvolta appena avvertito e soffia solamente come ventoforaneo nelle ore calde della giornata. Quando lo stesso vento spira lungo la costa libica chiamato Ghibli.

South = Ostro, vento caldo ed umido che spira da sud.

South-West= Il Libeccio (africo per i latini) proviene da sud ovest ed molto frequente nei bacinioccidentali dove fa sentire i suoi effetti fin nel Golfo di Genova. Essendo strettamente legato alledepressioni che si formano sul Mediterraneo occidentale pu instaurarsi anche improvvisamentecon estrema violenza ed elevato fattore di turbolenza. All'insieme dei fenomeni cheaccompagnano questi parossismi, le cui conseguenze talvolta sono molto gravi e si fannosentire soprattutto sulle coste tirreniche, si da il nome di libecciata. In Adriatico il Libeccio unvento sporadico e d'estate pu durare solamente qualche ora.

West= Il Ponente un vento fresco che spira da Ovest sinonimo e sintomo di instabilit. E' ilvento che insegue le veloci perturbazioni provenienti dall'Atlantico delle nostre latitudini.

North-West= Maestrale chiamato Mistral nel Golfo del Leone e adiacenze, proviene da nordovest ed attraverso la valle del Rodano si precipita nel Golfo del Leone acquistando velocit e


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secchezza. Insieme con la Bora il vento che assume le maggiori velocit. Pu instaurarsi intutte le stagioni pur essendo pi frequente in primavera ed in inverno. A Marsiglia raggiungespesso forza 9 con raffiche che superano i 100 Km/h. Si forma quando nel Golfo del Leone o asud est di esso si stabilisce una depressione e contemporaneamente si ha un' alta pressione dalGolfo di Guascogna alle Alpi. Pu durare da poche ore fino a tre o quattro giorni apportando beltempo e nuvolosit irregolare che per invade completamente il cielo. Lo stesso vento sullecoste settentrionali della Sardegna, della Sicilia e su quelle tirreniche il nostro Maestrale che,

pur avendo le stesse caratteristiche del Mistral, non altrettanto violento. I fortunali da nordovest sul mare Adriatico sono di breve durata ed hanno maggiore violenza e persistenza nelCanale d'Ot

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