Vapor d'acqua e umidità
Alla temperatura e pressione atmosferica, l'acqua può esistere sotto tre
forme - solida, liquida e gassosa. Durante i cambiamenti di fase, fra l'acqua e
l'ambiente che la circonda avviene un scambio di calore, chiamato calore
latente. Nella fase di condensazione e congelamento, viene liberato del
calore, che va a riscaldare l'ambiente circostante, mentre fusione ed
evaporazione assorbono calore, raffreddando l'ambiente. Quindi nuvole e
precipitazioni sono essenziali nel determinare il bilancio termico
dell'atmosfera.
Generalmente, la quantità di vapor d'acqua presente in una determinata zona
dell'atmosfera viene espressa in termini di rapporto tra la massa di vapor
d'acqua contenuta in un dato volume d'aria e la massa dello stesso volume d'aria
secca (rapporto di mescolamento)
espresso in grammi di acqua per chilogrammo di aria secca (g/Kg). Di solito il
valore di questo rapporto è di pochi gr/Kg ma in alcune zone come i tropici
esso può raggiungere valori di 20 g/Kg, poiché l'aria calda può contenere
più acqua dell'aria fredda. Quando una massa d'aria contiene la massima
quantità d'acqua possibile a una data temperatura, si dice che l'aria è
satura; il corrispondente valore del rapporto di mescolamento viene detto
rapporto di saturazione, o punto di rugiada.
Un altro modo molto comune di esprimere il contenuto di vapor d'acqua
nell'atmosfera è l'umidità relativa,
definita come il rapporto tra la quantità d'acqua effettivamente presente in un
dato volume d'aria e la quantità corrispondente al rapporto di saturazione a
quella temperatura. Poiché il rapporto di saturazione diminuisce rapidamente al
diminuire della temperatura, quando una massa d'aria contenente vapor d'acqua si
trova a risalire e a raffreddarsi adiabaticamente, potrà ad un dato momento
raggiungere la saturazione; se si ha ulteriore risalita e raffreddamento, si
avrà condensazione dell'acqua e formazione di nubi.
Il processo di condensazione sviluppa il calore latente, che compensa in
parte il raffreddamento adiabatico. Pertanto, una massa d'aria satura sottoposta
ad espansione adiabatica subisce un raffreddamento minore della corrispondente
massa d'aria secca. Il gradiente termico dell'aria satura varia con la
temperatura; nella media troposfera è di circa 6
°C/Km. Perciò, a differenza di quanto avviene con l'aria secca, una
massa d'aria satura ascendente tende a divenire più calda e meno densa
dell'ambiente circostante, e quindi continua a salire. Si dice allora che
l'atmosfera è condizionatamente instabile, nel senso che, mentre essa è
stabile rispetto alla risalita adiabatica di una massa d'aria secca, è invece
instabile rispetto al moto ascensionale di una massa d'aria satura. Questa
instabilità condizionata si verifica di frequente, ed è la causa della diffusa
formazione di nubi convettive (v. cumuli) nell'atmosfera. Questi moti verticali
danno origine al mescolamento di estese masse d'aria, con importanti conseguenze
per il mantenimento dell'equilibrio termico nell'atmosfera.
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