Bulbo umido e neve

Il ruolo della temperatura di bulbo umido nella previsione della neve (di Fabio ing. Zimbo).

1. PREMESSA: UMIDITA’ E TRANSIZIONI DI FASE
L’aria è una miscela di due gas: l’aria secca (costituita da azoto, ossigeno, anidride carbonica, etc…) e acqua nella fase di vapore, detto appunto vapore acqueo.
L’umidità è data dalla quantità di vapore acqueo contenuto nell’aria.
In particolare si indica con “umidità assolutaU la massa di vapore acqueo (espresso in grammi) contenuto in un volume unitario di aria (espresso in mc).
Il concetto fondamentale è che esiste un limite alla massa di vapore acqueo che può essere contenuta in un mc di aria: in particolare tale limite aumenta all’aumentare della temperatura e al diminuire della pressione.
Cioè, ad esempio, se a 30°  un volume di 1 metro cubo di aria può contenere al massimo 30.4 grammi di vapore acqueo, a 20° può contenere al massimo 17.3 grammi, a 10° può contenere al massimo 9.4 grammi, a 0° può contenere al massimo 4.8 grammi, a -20° può contenere al massimo solo 0,9 grammi (quindi l’affermazione secondo la quale “con temperature al di sotto dello zero non può nevicare” è falsa, perché anche a -20° ad esempio, l’aria può contenere un po’ di umidità utile per la precipitazione: solo a -40° la quantità massima di vapore acqueo contenibile si annulla).
La tabella seguente (disponibile su http://www.tis-gdv.de/tis_e/misc/klima.htm) riporta il max contenuto di vapore acqueo in corrispondenza di alcune temperature dell’aria.
 
Air
temperature
[°C]
Max contenuto di vapore acqueo
[gr /mc]
+50
83.0
+45
65.4
+40
51.1
+35
39.6
+30
30.4
+25
23.0
+20
17.3
+15
12.8
+10
9.4
+5
6.8
0
4.8
-5
3.4
-10
2.3
-15
1.6
-20
0.9
-25
0.6
In un dato momento la quantità di vapore acqueo contenuto in una generica massa d’aria può essere minore o al più uguale a questo limite massimo.
Si indica con “umidità relativaUr il rapporto tra la massa di vapore acqueo contenuto effettivamente nell’aria e il limite massimo di vapore acqueo contenibile.
Quindi ur può essere compreso tra 0%, se non c’è vapore acqueo, e 100%, se la massa di vapore acqueo è pari al limite massimo:
 
se Ur = 0% allora l’aria è secca
se 0% < Ur < 100% allora l’aria è umida
se Ur = 100% allora l’aria è satura
 
Ad esempio se un mc d’aria a 20° contiene 6.9 grammi di vapore acqueo, allora, poichè in corrispondenza di quella temperatura può contenere al massimo 17.3 grammi, la sua Ur sarà pari a:
La quantità di vapore acqueo in eccesso rispetto al massimo consentito dalla natura condensa in acqua nella fase liquida (cioè le goccioline che compongono la nebbia o le nuvole, e la gocce di pioggia) se la temperatura è maggiore di 0° o sublima in cristalli di ghiaccio se la temperatura è minore di 0°.
 
* * *
 
Da quanto detto, quindi, l’acqua in atmosfera può presentarsi nella fase gassosa (come già detto, vapore acqueo), nella fase liquida (come già detto, goccioline che formano nubi e precipitazioni) e nella fase solida (neve, grandine, cristalli di ghiaccio di alcune nuvole etc…).
Il passaggio dell’acqua da una fase all’altra è detto “transizione di fase”: tali processi sono molto importanti in quanto responsabili di scambi di grosse quantità di energia, in particolare si può notare che:
 
La transizione da solido a liquido è detta FUSIONE e richiede energia;
La transizione da liquido a solido è detta SOLIDIFICAZIONE e libera energia;
 
La transizione da solido a vapore è detta SUBLIMAZIONE e richiede energia;
La transizione da vapore a solido è detta BRINAMENTO e libera energia;
 
La transizione da liquido a vapore è detta EVAPORAZIONE e richiede energia;
La transizione da vapore a liquido è detta CONDENSAZIONE e libera energia;
 
Si veda al proposito la figura seguente:

 
La domanda è: quanta energia richiede o libera ciascuna di tali transizioni?
Ce lo dice il cosiddetto calore latente, che è la quantità di energia necessaria per effettuare una certa transizione di fase di 1 kg massa di sostanza (nel nostro caso: l’acqua).
Ovviamente non abbiamo un solo calore latente, ma tanti…uno per ciascuna transizione di fase possibile:
 
Calore latente di fusione                                                   +330.000 J/kg
Calore latente di solidificazione                                       -330.000 J/kg
 
Calore latente di sublimazione                                          +2.830.000 J/kg
Calore latente di brinamento                                             -2.830.000 J/kg
 
Calore latente di evaporazione                                          +2.500.000 J/kg
Calore latente di condensazione:                                      -2.500.000 J/kg
 
avendo indicato col segno “+” l’energia richiesta, mentre col segno “-“  l’energia liberata.
Quindi, l’acqua per fondere, sublimare ed evaporare richiede, come si può comprendere anche solo intuitivamente, energia.
Mentre quando solidifica, brina o condensa libera energia.
Si noti che per fondere l’acqua è richiesta molta meno energia rispetto a quella necessaria per farla evaporare; analogamente il processo di solidificazione libera energia in misura minore rispetto a quella liberata dalla condensazione.
Al proposito si veda anche la figura seguente:
 
 
L’energia delle transizioni di fasi è assorbita o rilasciata dall’atmosfera circostante: è ovvio quindi che nel caso in cui vi sia liberazione di energia, la temperatura circostante tenda ad aumentare, mentre nel caso di transizioni di fase con richiesta d’energia, la temperatura dell’ambiente circostante tende a diminuire.
Quindi:
1) nel caso in cui l’acqua fonda o evapori o sublimi tende ad assorbire energia diminuendo la temperatura esterna;
2) nel caso in cui l’acqua solidifichi, condensi, brini, tende a liberare energia aumentando la temperatura dell’ambiente circostante.
 
2. TEMPERATURA DI RUGIADA (DEW POINT)
 
Una grandezza igrometrica fondamentale è la temperatura di rugiada o dew point Td:
 
data una massa d’aria con umidità relativa Ur e temperatura T, la temperatura di rugiada o dew point Td è la temperatura alla quale è necessario raffreddare (a pressione costante) la stessa massa per saturarla, cioè ottenere Ur = 100%.
 
Spiegazione: come detto prima, la massima quantità di vapore acqueo contenuta in una massa d’aria decresce col diminuire della temperatura. Quindi se, ad esempio, ho una massa d’aria a T = 20° essa può contenere al massimo 17,3 grammi di vapore acqueo. Se la sua Ur è uguale, per esempio, al 39% vuol dire che contiene circa 6,8 grammi di vapore acqueo (cioè 0,39 x 17,3): affinchè tale massa d’aria giunga a saturazione è necessario che la sua temperatura scenda a circa +5°: infatti a quella temperatura la quantità massima possibile di vapore acqueo contenibile è proprio 6,8 grammi.
 
Si noti infine che, Td è sempre minore o al più uguale a T, perché per saturare è necessario raffreddare la massa d’aria, per quello che abbiamo detto in precedenza.
In particolare, maggiore è l’umidità Ur dell’aria, minore sarà lo scarto tra T e Td, mentre minore è l’umidità maggiore sarà lo scarto tra Td e T.
Ovviamente per Ur = 100% la temperatura di rugiada Tdsarà uguale proprio alla temperatura T.
 
Esempio:
Se ho T = 20° e Ur = 10% à Td = -12,55°
Se ho T = 20° e Ur = 30% à Td = +1,89°
Se ho T = 20° e Ur = 50% à Td = +9,25°
Se ho T = 20° e Ur = 70% à Td = +14,36°
Se ho T = 20° e Ur = 90% à Td = +18,31°
Se ho T = 20° e Ur = 100% à Td = +20°
 
Quindi per valutare l’umidità di una certa massa d’aria, oltre al valore di Ur, prendete in considerazione la differenza di valori tra Td e T: minore è tale differenza, maggiore è l’umidità dell’aria!!!
 
3. TEMPERATURA DI BULBO UMIDO (WET BULB TEMPERATURE)
 
Si immagini di avere una massa di aria umida caratterizzata da una certa temperatura T e umidità Td; si ipotizzi ora che, per qualche motivo che esamineremo in seguito, l’umidità di tale massa d’aria aumenti sino alla saturazione completa: si noterà che con questo aumento la temperatura della massa d’aria diminuisce, sino a quando, raggiunto il 100% di umidità, la temperatura della massa d’aria toccherà un minimo Twb detto temperatura di bulbo umido (“wet bulb temperature” in inglese).
Ma, nella realtà, cosa può essere causa dell’innalzamento dell’umidità di una massa d’aria umida? Un caso può essere quello di presenza, nella massa d’aria con T > 0°, di gocce di pioggia in caduta libera: durante questa discesa le gocce tendono ad evaporare sottraendo energia dall’ambiente circostante (per quello che si è detto in precedenza l’evaporazione è un processo che richiede energia dall’esterno): quindi la temperatura della massa d’aria che circonda la goccia e il liquido che compone la goccia tendono ad abbassare la loro temperatura sino a Twb se la massa d’aria si satura.
 
Ecco perché quando piove la temperatura dell’aria diminuisce rispetto agli istanti pre-evento: la pioggia si forma ad una quota (solitamente alta) dove l’umidità è al 100% e il vapore acqueo in eccesso condensa e/o sotto particolari condizioni provoca precipitazioni; tale precipitazione cadendo raggiunge strati d’aria che possono avere Ur < 100% e una certa T: quando in tali strati giungono le gocce di pioggia queste, evaporando, aumentano l’umidità della massa d’aria di quello strato e diminuiscono la sua temperatura visto che l’evaporazione è un processo che assorbe energia.
 
L’importanza della wet bulb temperature risiede nel fatto che esso è l’unico parametro da prendere in considerazione per prevedere se la precipitazione sarà sotto forma di neve o pioggia.
Ad esempio, in uno strato a bassa quota la massa d’aria è (in assenza di precipitazioni) alla temperatura T = +7°C con umidità relativa Ur = 45%: in questo caso la temperatura di bulbo umido Twb sarà di +3°C (mentre il dew point Td è -4°C).
Conoscendo questi dati possiamo dire che, se si dovesse scatenare una precipitazione (tale da far saturare, con la semplice evaporazione delle sue gocce lo strato d’aria stesso), la temperatura dell’aria (e delle gocce di pioggia) si abbasserà sino a +3°.
Quindi la temperatura dell’aria durante una precipitazione diminuisce non per trasferimento dell’aria fredda dagli strati più alti, bensì per raffreddamento evaporativo delle gocce che cadono (e maggiore è questa precipitazione, maggiore sarà l’evaporazione così come più vicini si arriverà alla saturazione…alla quale corrisponde temperatura dell’aria uguale alla wet bulb temperature pre-evento)…il raffreddamento per trasferimento di aria fredda da strati più in alto avviene solo in occasione di forti temporali dove i moti convettivi sono molto intensi (correnti discensionali a grande velocità detti downdraught).
Se nell’esempio di prima, in corrispondenza dello strato di aria a bassa quota con T = 7° e Ur = 45% giunge un fiocco di neve esso, a causa della T > 0°C, tenderà a fondersi. L’acqua allo stato liquido che si forma da questa fusione evaporerà e quindi avverrà sempre lo stesso fenomeno di raffreddamento per evaporazione: il fiocco si scioglie e raggiungerà (se lo strato si satura) la temperatura di bulbo umido cioè +3°C: avremo pioggia nonostante la dew point pre-evento originariamente fosse molto al di sotto dello zero.
 
Ora si immagini di avere uno strato d’aria a bassa quota con T = +3,5° e Ur = 45%: in queste condizioni la temperatura di bulbo umido è pari a -0,1°C (la dew point -7,3°C).
Se in questo strato a bassa quota riesce a giungere un fiocco di neve, questo resisterà o si scioglierà?
Il fiocco, giunto in uno strato con T maggiore di zero, tenderà a fondere sottraendo poca energia dall’esterno: la parte di acqua sotto forma di liquido che si forma tende a sua volta ad evaporare sottraendo invece molta energia dalla massa d’aria circostante. Allora la temperatura della massa e del liquido presente tenderanno a portarsi alla wet bulb temperature cioè a -0,1°C, ri-solidificando il liquido nato dalla parziale fusione del fiocco: quest’ultimo processo libera sì energia, ma poca, e quindi l’aumento di temperatura conseguente è trascurabile, mantenendo la temperatura esterna sotto lo zero: nonostante l’alta temperatura esterna (+3,5°C) si verifica la neve, solo perché, nel pre-evento la wet bulb temperature era negativa.
 
 
3.1 DIFFERENZE E RELAZIONI FRA DEW POINT E BULB WET TEMPERATURE
 
1) La differenza sostanziale tra dew point e la temperatura di bulbo umido è che la prima è la temperatura a cui è necessario raffreddare una massa d’aria per saturarla, la seconda è la temperatura a cui tende spontaneamente una massa d’aria e l’acqua sotto forma liquida presente in essa se, per l’evaporazione del liquido stesso, la massa d’aria sta saturandosi.
Cioè nel primo caso si diminuisce la temperatura della massa d’aria per saturarla: la temperatura che si registra con Ur=100% è la temperatura di rugiada o dew point.
Nel secondo caso si aumenta l’umidità fino a saturazione della massa osservando la diminuzione di temperatura conseguente: quando la massa d’aria ha Ur=100% la temperatura raggiunta è la temperatura di bulbo umido;
 
2) la temperatura di bulbo umido è sempre compresa tra il dew point e la temperatura dell’aria;
 
3) nel caso in cui l’aria sia satura la temperatura di bulbo umido coincide con il dew point e con la temperatura dell’aria (che è detta anche temperatura di bulbo secco). La relazione generale tra le tre temperature sarà pertanto:
dove l’uguaglianza ricorre, come detto, per Ur = 100%.
 
 
3.2 L’IMPORTANZA DEI RADIOSONDAGGI[1]
 
Poiché la temperatura di bulbo umido è l’unico parametro da prendere in considerazione per prevedere se cadrà pioggia o neve, allora di fondamentale importanza è la conoscenza della temperatura di bulbo umido lungo tutta la colonna d’aria presente sulla nostra testa.
Per potere giungere a tale conoscenza sarà necessario consultare il radiosondaggio della nostra colonna d’aria. Esso fornisce il valore di diversi parameri atmosferici a differente quota: da questi sarà possibile estrapolare il valore della wet bulb temperature ottenendone l’andamento con la quota.
Si noti che i radiosondaggi pubblici sono disponibili sul sito dell'università dello Wyoming a questo link: http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html
Purtroppo, il radiosondaggio più vicino per la nostra regione è quello della stazione 16320 LIBR di Brindisi (molto distante da noi).
Se qualcuno vuole dilettarsi a scaricare un radiosondaggio dal precedente link per calcolarsi l’andamento della temperatura di bulbo umido con la quota, può consultare il link http://alett.altervista.org/joomla/wview/wetbulb.html dove sono spiegate le semplici operazioni per giungere a tale risultato: ovviamente però esso si riferirebbe alla colonna d’aria di Brindisi…..!
 
 
3.3 LA PREVISIONE DEL TIPO DI PRECIPITAZIONE: NEVE, PIOGGIA, PIOGGIA MISTA, NEVISCHIO, GELICIDIO
 
Noto l’andamento della temperatura e della wet bulb temperature con la quota lungo la colonna d’aria che ci sovrasta, si possono verificare due tipologie di situazioni:
1)      la temperatura della colonna d’aria è sempre minore di zero: il fiocco sopravvive lungo la sua discesa: avremo neve!
2)      gli strati di aria non sono tutti a temperatura inferiore allo zero: si possono presentare diversi casi:
a.        STRATO INTERMEDIO CON T >0°C E STRATI SOVRASTANTI E SOTTOSTANTI CON T<0°C;

-        Se lo strato “caldo” ha temperatura di bulbo umido < 0°C l’evaporazione della precipitazione garantisce il raffreddamento dello strato d’aria e del fiocco fino al raggiungimento della temperatura di bulbo umido a saturazione avvenuta: il fiocco raggiunge il suolo sotto forma di neve.
-        Se lo strato caldo ha temperatura di bulbo umido >0°C il fiocco di neve inizia a fondere e fonderà del tutto o parzialmente: se lo strato sottostante è spesso più di 250-300 m allora il fiocco del tutto o parz. fuso tenderà a ricongelarsi provocando la formazione del cosiddetto “nevischio”, cioè palline di ghiaccio trasparenti molto minute (diametro inferiore a 5 mm) che rimbalzano al suolo producendo un caratteristico suono: in dialetto cosentino il nevischio è chiamato “granziddru”: essa è la precipitazione che si è verificata a Cosenza città nella mattinata del 16 dicembre 2001 (prima della nevicata pomeridiana durante il match calcistico di serie B Cosenza-Cagliari). Se invece lo strato sottostante ha spessore minore di 250-300 m allora il fiocco del tutto o parz. fuso non riesce a risolidificarsi raggiungendo il suolo sotto forma liquida anche con temperature inferiori a zero (acqua sopraffusa) solidificando, invece, una volta al contatto col suolo formando una patina ghiacciata pericolosa per il traffico veicolare: è la cosiddetta pioggia congelantesi o gelicidio.
 
b.      STRATO DI ARIA A CONTATTO CON IL SUOLO CON T >0°C
 
 
-        Se lo strato “caldo” ha temperatura di bulbo umido < 0°C l’evaporazione della precipitazione garantisce il raffreddamento dello strato d’aria e del fiocco fino al raggiungimento della temperatura di bulbo umido a saturazione avvenuta: il fiocco raggiunge il suolo sotto forma di neve.
-        Se lo strato caldo ha temperatura di bulbo umido >0°C e lo spessore dello strato “caldo” supera i 200-300 m circa, la precipitazione raggiungerà il suolo sotto forma di pioggia, se invece ha uno spessore inferiore a 250-300 m si avrà neve o pioggia mista a neve.
 
E’ importante sottolineare come l’intensità delle precipitazioni possa giocare a favore di limiti di neve sempre più bassi grazie:
1)      alla maggiore velocità di caduta del fiocco e quindi dei ridotti tempi di contatto con gli trati caldi che gli consentono di percorre maggior strada prima di fondere completamente;
2)      all’accelerazione del processo di raffreddamento evaporativo.
 
Gli esempi presentati in precedenza prescindono dalla presenza di fenomeni di natura convettiva; qualora questi fossero presenti, le forti correnti discendenti in corrispondenza di un temporale (downdraught) possono spingere i fiocchi di neve anche a quote molto basse (anche per ben 1000 m sotto lo zero termico). Queste correnti sono infatti piuttosto fredde e secche, oltre che molto veloci.
In via del tutto indicativa, si può ipotizzare che il limite della neve si trovi circa 200 m sotto la quota dello zero termico per precipitazioni deboli, 400 m per precipitazioni moderate, 600 m per precipitazioni forti e, come detto, anche fino a 1000 m in occasione di intensi fenomeni convettivi.
 
Al termine di questo paragrafo si vogliono elencare alcuni metodi usati in letteratura per la previsione della neve:
 
1)      Tecnica della quota dello 0°C della temperatura di bulbo bagnato (HWF 1975 Cap 19.7). La precipitazione sarà nevosa o piovosa a seconda della quota raggiunta dalla 0°C della temperatura di bulbo bagnato secondo la seguente tabella:
 
Quota della Twb = 0°C
Forma di precipitazione
≥ 915 m s.l.m.
Quasi sempre pioggia, la neve è rara
600 ÷ 915 m s.l.m.
Per lo più pioggia, la neve è improbabile
300 ÷ 600 m s.l.m.
Pioggia persistente facilmente può mutarsi in neve
< 300 m s.l.m.
Quasi sempre neve, solo leggere o occasionali precipitazioni di acqua
 
2)      Le regole di Hand (Hand, 1986). La precipitazione sarà nevosa o piovosa a seconda della della temperatura media dello strato d’aria spesso 100 hPa sopra il suolo, secondo la seguente tabella:
 
Temperatura media nei più bassi 100 hPa
Tipo di precipitazione che di solito raggiunge il suolo
<-1,5
Neve
-1,5÷0,5
Nevischio
>0,5
Pioggia
 
3)      Tecnica del livello iniziale della temperatura potenziale di bulbo bagnato (HWF 1975 Cap. 19.7.6.1)
Indica le temperature di bulbo umido all’inizio di un evento precipitativo, al di sotto delle quali si verificherà la neve o al di sopra delle quali la neve sarà improbabile:
 
Relazione fra penetrazione verso il basso di neve al di sotto del livello di 0°C e la temperatura di bulbo bagnato iniziale
Tipo di precipitazione
 
Livello di temperatura di bulbo bagnato iniziale (°C)
 
Alla di sotto della quale cadrà neve
Al di sopra della quale la neve è improbabile
Prolungata frontale
+2,0
+2,5
Ampia instabilità moderata o forte
+3,0
+3,5
           
Come si può osservare dalla tabella, l’influenza di frequenti forti rovesci e freddi downdraughts, come anticipato può far trasformare le precipitazioni in neve con una più alta temperatura iniziale di quella data da una precipitazione frontale
 
4)      Grafico tratto da Häggmark and Ivarsson, 1997 che fornisce la probabilità che si abbia precipitazione nevosa al suolo, in funzione della temperatura di bulbo umido registrata (il grafico è stato costruito interpolando dati reali di “tipo di precipitazione” e valori di “temperature di bulbo umido”). Come si vede, con temperature di bulbo umido pari a circa 1° la è stata registrata neve nel 50% dei casi.
 
 
5)      indice europeo della neve (esi): consiste nella somma algebrica tra la temperatura del suolo e la sua temperatura di rugiada. Il valore di riferimento è 1(se esi è minore o uguale a 1 si prevede neve, maggiore di 1 si prevede pioggia). Un valore compreso tra 1 e 5 indicherà pioggia mista a neve con possibilità che viri a neve.
6)      altri metodi basati sui cosiddetti “isospessori” (per isospessore si intende la distanza verticale tra due superfici di pressione costante: i valori più significativi sono quelli relativi alla 1000-500 hpa e alla 850-700 hpa).
 
 
3.4 MISURAZIONI E CALCOLO DELLA WET BULB  E DELLA DEW POINT
Lo psicrometro è uno strumento per misurare l'umidità dell'aria che si avvale della differenza di temperatura tra un termometro asciutto e uno bagnato.
Il principio di funzionamento si basa sulla presenza di due termometri affiancati, di cui uno è chiamato bulbo secco e misura la temperatura dell'aria, mentre l'altro, avvolto in una garza di cotone imbevuta d'acqua distillata, è chiamato bulbo umido e misura la temperatura dell'acqua a contatto con l'aria (ovvero la temperatura di bulbo umido): l'evaporazione dell'acqua sottrae calore abbassandone la temperatura in misura inversamente proporzionale all'umidità dell'aria. La lettura dei due termometri permette di conoscere con tabelle o diagrammi l'umidità relativa e assoluta dell'aria.
L’ Igrometro di Assman (si veda la figura successiva)èprobabilmente il più preciso e più pratico strumento di misura dell’umidità. Si basa su un concetto abbastanza semplice e che chiunque ha provato sulla propria pelle, e cioè che quando si è bagnati si sente più freddo. Questo fenomeno, come più volte detto, deriva dal fatto che l’acqua tende ad evaporare, assorbendo quindi il calore latente di evaporazione, che nel caso di un essere vivente viene fornito dal corpo, facendo quindi avvertire una sensazione di freddo.
Lo strumento, si veda la figura successiva tratta da www.ramsete.com/dispense01/cammi131045/cammi131045.htm, è fatto da un tubo a forma di Y: nella coppia di condotti paralleli entra l’aria umida da analizzare, che esce poi dal terzo tubo, dove eventualmente si può trovare una ventola per favorire il processo di afflusso dell’aria.
 
Nei due condotti d’entrata vengono posti altrettanti termometri, uno dei quali con avvolta intorno al bulbo una garza imbevuta d’acqua. A questo punto l’aria comincia a scorrere, e i termometri segnano due diverse temperature, con Ta>Tb (questo perché parte dell’acqua contenuta nella garza evapora, assorbendo il calore latente di evaporazione che causa quindi una diminuzione della temperatura). In base a queste misure è possibile conoscere il grado igrometrico dell’aria in ingresso.
In altri modelli la garza è sostituita da uno stoppino immerso nella parte inferiore in un contenitore pieno d'acqua che rimane umido "aspirando" l'acqua per capillarità.
È possibile fare a meno della ventola utilizzando dei modelli detti "a fionda", che vengono fatti roteare manualmente intorno ad un perno, come si può vedere dalla figura successiva.
Concludendo, oltre ai modelli appena analizzati esiste anche una particolare versione di psicrometro elettronico, dotato di trasduttori di temperatura che trasmettono i dati rilevati a un apposito microcontrollore, che fornisce direttamente i risultati dell’analisi. Si tratta forse dello strumento di misura dell’umidità più efficiente e preciso (ma è anche molto costoso).
 
3.5 CALCOLO DI WET BULB E DI DEW POINT
 
 
1)      metodo analitico: richiede conoscenze di base di fisica tecnica: ai fini della pubblicazione, pertanto, non verrà trattato. Si allega un file excel, scaricabile da http://drupal5.meteonetwork.it/comitato/feb/2008/le-masse-di-aria-fredda,  che permette di calcolarlo in maniera automatica conoscendo solo T, umidità e pressione.
 
2)      diagramma psicrometrico: le trasformazioni termodinamiche che avvengono nell’aria umida, a pressione costante ben definita, vengono rappresentate su un diagramma denominato “psicrometrico”. E’ da notare che si hanno a disposizione diversi diagrammi psicrometrici, utilizzabili per diversi range di temperature:
-          bassa temperature, con un range da -40°C a +10°C;
-          media temperatura, con un range da 0° a +50°C;
-          alta temperatura, con un range da +10° a +150°C
con valore di pressione standard di 1013,25 hPa.
Ovviamente, ai fini meteorologici, sono utili, e quindi riportati nel seguito, solo i primi due diagrammi.
 
 
   

 

Ma come utilizzare tali diagrammi per il calcolo della temperatura di bulbo umido e dew point?
In maniera molto semplice: supponiamo che l’aria umida si trovi nelle condizioni di temperatura a bulbo secco T=19°C e di umidità relativa Ur=50% (punto A nella figura successiva); ebbene, la temperatura a bulbo umido sarà pari a Tbw = 13°C circa e si determina sul diagramma come è mostrato nella figura seguente: a partire dal punto A (T=19°C; Ur=50%), si procede (linea verde) parallelamente alle rette inclinate (isoentalpiche) sino ad incontrare la curva di Ur=100% (curva di saturazione) e poi si scende lungo la sub-verticale sino ad incontrare l’asse delle temperature: il punto di arrivo è proprio l’indicazione della Tbw cercata. Il significato fisico di tale procedimento esula dagli scopi di tale dispensa quindi non sarà trattato.

 

Per il calcolo della dew point, invece, supponendo che l’aria umida si trovi nelle stesse condizioni di temperatura a bulbo secco T=19°C e di umidità relativa Ur=50% del caso precedente, a partire dal punto A della figura sottostante (T=19°C; Ur=50%), si procede (linea rossa) parallelamente all’asse delle temperature sino ad incontrare la curva di Ur=100% (curva di saturazione) e poi si scende lungo la sub-verticale sino ad incontrare l’asse delle temperature: il punto di arrivo è proprio l’indicazione della Td cercata: in questo caso 8,3° circa.

 

3)      Metodo semplificato di JEEVANANDA REDDY, S., – Simple formulae for the estimation of wet bulb temperature and precipitable water, Indian J. Met. Hydr. Geophys, v.27, n.2. Delhi, 1976, pp.163-166.): Per calcolare la temperatura di bulbo bagnato (Twb), si può far ricorso ad una semplice formula, ricavata da JEEVANANDA REDDY:

dove:
Twb = temperatura di bulbo bagnato (in °C)
T = temperatura di bulbo asciutto (in °C)
Ur = umidità relativa (in %)
p = pressione (in hPa).
 
 
 
Bibliografia
 
-        Dispense “La previsione della neve” e “Grandezze igrometriche” dell’ Ing. Gianluca Bertoni di Meteo Varese (www.meteovarese.net, info@meteovarese.net);
-        Dispensa “L’umidità” di Luigi Rizzo – I.T.N. di Riposto (www.atuttascuola.it/allegati/scienze/Umidita.ppt);
-        Source book to the forecasters’ reference book (UK Metoffice 1997) – a cura del
Sottotenente Francesco Serini, Previsore del Servizio Meteorologico dell’Aeronautica Militare, Sezione Meteo del 36° Stormo – Gioia del Colle (www.villasmunta.it/Seminari/Tecniche_di_previsione_neve.ppt);
-        Arvid Olsen “Snow or rain? A matter of wet-bulb temperature” Examensarbete vid institutionen för geovetenskaper – ISSN 1650-6553 Nr 48 (http://www.geo.uu.se/luva/exarb/2003/Arvid_Olsen.pdf);
-        Häggmark, L., Ivarsson, K-I.: 1997, ’MESAN Mesoskalig analys’, SMHI RMK Nr. 75, 21-
-        PREVEDERE LE NEVICATE – GUIDA VELOCE ALLA PROGNOSI a cura del Maresciallo di 1^ Classe Pasquale Redavid,  Previsore Aeroportuale del Servizio Meteorologico dell’Aeronautica Militar,e Sezione Meteo del 36° Stormo – Gioia del Colle (www.villasmunta.it/Seminari/prevedere_le_nevicate.ppt);
-        Wikipedia;
-        JEEVANANDA REDDY, S., – Simple formulae for the estimation of wet bulb temperature and precipitable water, Indian J. Met. Hydr. Geophys, v.27, n.2. Delhi, 1976, pp.163-166 (http://digilander.libero.it/vvillas/calcolo_della_temperatura_di_bul.htm).


[1] Il radiosondaggio viene effettuato con dei palloni-radiosonda (RS) spediti in cielo oppure da aerei di linea appositamente attrezzati fino ad altezze di 15000 m e oltre oppure ancora da cargo su rotte oceaniche regolari. Il radiosondaggio viene reso pubblico dalla stazione che riceve il segnale contenente le informazioni termodinamiche similmente a come avviene nelle stazioni meteo di terra (pressione, temperatura, umidità relativa, direzione e forza vento). L'RS è molto costoso ma serve a migliorare notevolmente le previsioni del tempo. Il pallone-sonda è costituito semplicemente da plastica gonfiata a gas (elio oppure il più economico Idrogeno) con attaccato un dispositivo contenente i sensori di misura. Questi dialogano con un trasmettitore, sintonizzato su una determinata frequenza, le cui informazioni vengono captate e decodificate a terra da una stazione ricevente. Le misure da RS sono specifiche del luogo di lancio anche se valide per svariati km. Per considerarsi utili i radiosondaggi effettuati nel mondo devono essere sincronizzati e quindi si eseguono in contemporanea verso le 00h e 12h UTC (Coordinated Universal Time) detti anche 0000Z o 1200Z (Zulu). La ripartizione dei centri di radiosondaggio non è omogenea sulla terra ma è concentrata soprattutto nei paesi sviluppati come si nota dalla mappa dell' università dello Wyoming. I radiosondaggi sono effettuati principalmente dai servizi di meteorologia o dall'Aeronautica Militare ma succede di tanto in tanto di rilevare le frequenze di radiosonde rilasciate da:
- Centri di prova di armamenti (test missilistici o di munizioni);
- Missioni scientifiche o servizi di sorveglianza dell'atmosfera (misure di concentrazione d'ozono o altri gas, misure di radioattività, validazioni di sistemi di radiosondaggio);
I palloni scoppiano in breve tempo ad altitudini di 15000-30000 m lasciando paracadutare le radiosonde al suolo a circa 100-300 km di distanza dal punto di lancio.


9 commenti

  1. ilFante

    Articolo sontuoso fatto da una persona iperpreparata. Complimenti Fabiù!!!
    Unico appuntino se proprio vogliamo trovare il pelo nell'uovo, in presenza del mitico "cuscino" la quota di  partenza del fiocco varia drasticamente :-)
    Miracoli della meteo!!!

  2. Fabio Zimbo

    Grazie Antonè.
    Ciò che dici è verissimo, ma sul cuscino sarebbe necessario scrivere un libro intero altro che un articolo!!!
    Anzi…questa potrebbe essere proprio una bella idea….pensiamoci!

  3. Tommaso

    Congratulazione a Fabio per lo spendido articolo!!
    Strepitoso. Hai chiarito tantissimi dubbi.
    Volevo chiedere se c'e' qualche algoritmo di calcolo per calcolare in modo esatto (oltre alla formula di JEEVANANDA REDDY) la temperatura di bulbo umido. 

  4. Fabio Zimbo

    @ Tommaso:
    grazie innanzitutto per i complimenti….troppo buono!
    Per l'algoritmo…si c'è ma è molto complicato: per facilitarci la vita ho fornito al paragrafo 3.5 un link che riporta ad un sito ove è presente un file excel che permette di calcolare la temperatura di bulbo umido concoscendo, come anticipato, solo temperatura, umidità e pressione. Ecco il link: http://drupal5.meteonetwork.it/comitato/feb/2008/le-masse-di-aria-fredda
    Ciao!

  5. graziella

    Complimenti anche da parte mia all'ing.Zimbo per l'articolo. Ora che conosco la formula di Reddy potro' applicarla durante le ondate di freddo per sapere in anticipo se nevichera' o piovera'(evitandomi grosse delusioni  tipo veder piovere con +3 aspettandomi la neve).Articolo davvero utilissimo per tutti i meteo-appassionati! Solo una cosa vorrei domandarle : lei ha spiegato che con la Twb>0 cadra' sempre pioggia a meno che l'altezza d'aria sia inferiore a 300m; vorrei chiedere se con temperatura  bassissima (+1),  umidita' 80/90% e percio' Twb=0,4 cadrebbe pioggia o neve.

  6. Fabio Zimbo

    @ Graziella
    grazie delle belle parole, ma non darmi del Lei….per carità di Dio!
    Per rispondere alla tua domanda: il grafico di Häggmark and Ivarsson riportato nell'articolo fornisce la probabilità di osservare neve al variare della Twb. Nell'esempio da te citato, con Twb = 0,4° la probabilità di osservare neve è superiore al 90%: cioè con Twb = 0,4° quasi certamente vedrò neve.
    Però ora sorge una domanda: siccome l'assioma di partenza è: "nevica con Twb = 0°" perchè allora con Twb = 0,4° osserverò quasi certamente neve?
    La risposta, ancora una volta, sta in quello che ho scritto nell'articolo: se lo strato con Twb maggiore di zero è inferiore ai 300 m sopra la tua testa, osserverò neve perchè i fiocchi, per il poco tempo che permangono in questo strato durante la loro caduta, riescono a "resistere" a questa alta temperatura conservando la loro struttura a fiocchi per la nostra gioia. Nota che in condizioni "normali" la temperatura, durante le precipitazioni, diminuisce di 0,65° ogni 100 m: in queste condizioni, ripeto: "normali", vuol dire che se alla quota dove sei tu ci sono T = 1° e Ur = 90% con Twb = 0,4°, circa 70 m più in alto vi sarà T = 0,55° che con Ur = 90% "generano" una Twb = 0°!!! Cioè lo strato con Twb maggiore di zero è di soli 70 m quindi la neve resisterà.
    In condizioni non "normali" invece, quando sopra la tua testa, per vari motivi, v'è uno strato molto più spesso, (maggiore dei citati 250 – 300 m) con Twb maggiori di zero, allora con le stesse tue condizioni di temperatura e umidità,  i fiocchi non ce la faranno a resistere perchè trascorreranno, nella loro caduta in giù, troppo tempo con Twb maggiore di zero….quindi i fiocchi in poco tempo si trasformeranno in gocce di pioggia o al limite in gocce di pioggia mista….per la nostra disperazione!!
    Siccome le condizioni "normali" sono quelle più frequenti, ecco perchè con Twb = 0,4° quasi sempre nevica così come hanno osservato gli studiosi che hanno prodotto quel bel grafico di cui sopra.
    Ciao

  7. Fabio Zimbo

    A proposito, vorrei pubblicamente ringraziare, per il grafico di Häggmark and Ivarsson, l'utente del forum BURIAN il quale, durante una di quelle lunghe serate/nottate di febbraio 2012, in attesa di Eventi poi a lungo rimandati, ha postato sul forum il grafico portandolo a mia conoscenza.
    Grazie Burian!!!!

  8. Complimenti Fabio, grande lezione di didattica meteo, come puntualizzava Antonello, restano le variabili del nostro microclima che sarebbe appassionante approfondire a corollario di questo splendido articolo.
    Ciao

  9. Fabio Zimbo

    Grazie Alfredo.
    Esatto, uniamo le nostre competenze e scriviamo un bell'articolo sul nostro microclima!

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