In fisica dell'atmosfera e meteorologia la temperatura dell'aria è la temperatura che caratterizza l'atmosfera dei pianeti gassosi.
Quando si tratta di determinare la temperatura di una massa d'aria che invade l'atmosfera terrestre e il nostro spazio vitale, le nostre impressioni sensoriali, anche se corrette, si rivelano del tutto insufficienti e inadeguate; in meteorologia la nozione di caldo e di freddo si pone dunque in tutt'altri termini cioè in maniera puramente quantitativa come da prassi scientifica.
I radiosondaggi verticali fatti attraverso l'atmosfera permettono di conoscere la temperatura e il tenore dell'aria alle varie quote altimetriche. Riportando attraverso il calcolo differenti particelle di riferimento (convenzionalmente 1000 bs), i meteorologi possono sapere di quale genere di masse d'aria si tratti.
Descrizione
L'esperienza e le innumerevoli misurazioni eseguite con i più vari mezzi d'esplorazione mostrano che la temperatura dell'aria diminuisce con l'altitudine. L'atmosfera infatti si riscalda principalmente dal basso, per irraggiamento termico terrestre, cioè cessione di calore da parte del suolo precedentemente riscaldato dalla radiazione incidente, anziché dall'alto, cioè per assorbimento diretto della stessa;
L'assorbimento della radiazione infrarossa emessa dalla Terra da parte dell'atmosfera riguarda, per ovvie ragioni di propagazione spaziale, prima gli strati prossimi al suolo poi i successivi più distanti ed è anche tanto maggiore quanto maggiore è la densità dell'aria, che è funzione inversa della quota; è ragionevole dunque aspettarsi una diminuzione allontanandoci dalla sorgente di calore. Il trasferimento verticale del calore dal suolo all'atmosfera e la diminuzione di temperatura con la quota è opera anche dei moti convettivi quando l'aria diviene turbolenta in presenza di forte riscaldamento del suolo: masse d'aria calda, divenute meno dense e quindi più leggere per unità di volume rispetto alle circostanti, salgono di quota e, portandosi a pressione minore, si espandono adiabaticamente con conseguente raffreddamento.
A calcoli fatti e a misurazioni dirette, il gradiente termico verticale, ovvero
la diminuzione della temperatura per unità di altezza, presenta un valore medio di 0,65 °C/100m in condizione di stabilità atmosferica; può crescere molto in presenza di regimi turbolenti dell'aria o in presenza di forte riscaldamento del suolo (nei deserti si raggiungono tassi anche di 20 °C/100m); può azzerarsi (la temperatura si mantiene costante) e in tal caso l'atmosfera è detta isotermica o omotermica; addirittura invertirsi (la temperatura aumenta con l'altitudine) nel caso dell'inversione termica; questa si verifica negli strati più alti dell'atmosfera, causa il diverso assorbimento della radiazione solare, ma può verificarsi anche nella bassa troposfera e al suolo, sempre per un anomalo assorbimento della radiazione per l'azione combinata di vapore acqueo, assenza di vento, pulviscolo, cielo sereno.
Fattori d'influenza Oltre che, dall'altitudine la temperatura dell'aria, dipende anche da altri parametri tra i quali spicca l'intensità della radiazione solare entrante, funzione a sua volta dell'inclinazione dei raggi solari con la superficie terrestre secondo la legge di Lambert.
In generale i fattori che influiscono sulla temperatura dell'aria sono:
la latitudine cioè la distanza di un punto della terra dall'equatore: all'aumentare di questa aumenta l'inclinazione dei raggi e diminuisce l'intensità della radiazione assorbita. le stagioni: nell'emisfero boreale d'estate la radiazione è più intensa in quanto i raggi sono più perpendicolari e viceversa d'inverno la radiazione è minore. l'ora del giorno: la radiazione aumenta durante il mattino fino a raggiungere l'apice nelle ore centrali per poi tornare a diminuire e azzerarsi subito dopo il tramonto e per tutta la notte. l'esposizione e l'inclinazione del terreno rispetto ai raggi solari: nelle regioni temperate del nostro emisfero, infatti, i luoghi esposti a sud, ad esempio i versanti montuosi, godono di un periodo d'insolazione più lungo mentre nell'emisfero australe avviene il contrario. Il riscaldamento dei pendii, inoltre, è tanto maggiore quanto più essi si avvicinano alla perpendicolare con i raggi (Legge di Lambert).
Attenuano l'intensità della radiazione solare assorbita dal suolo e quindi hanno effetto sulla temperatura dell'aria i seguenti fattori: La copertura nuvolosa del cielo a causa l'elevato potere riflettente delle nubi: maggiore è la copertura nuvolosa minore è l'intensità della radiazione; limita anche sensibilmente l'irraggiamento notturno cioè l'emissione di calore verso lo spazio da parte della Terra: in presenza di cielo nuvoloso la temperatura subisce quindi una minore escursione termica giornaliera. Il pulviscolo atmosferico cioè l'insieme delle piccolissime particelle solide, prodotti di rifiuto della combustione di idrocarburi o liberate dalle eruzioni vulcaniche. Queste particelle ostacolano la radiazione solare assorbendola e diffondendola e in grandi quantità (spesso a seguito di forti eruzioni vulcaniche) possono influire sull'intero bilancio energetico terrestre fino a determinare cambiamenti climatici su vasta scala. Il 1816 è ricordato infatti come l'anno senza estate a causa dell'enorme quantità di polvere vulcanica immesse direttamente nell'atmosfera in seguito all'eruzione del vulcano Tambora nelle Filippine. Il vapore acqueo per l'elevato calore specifico (quantità di calore necessaria ad innalzare di un grado la temperatura di un grammo di sostanza), per l'elevato potere riflettente verso l'alto e di assorbimento dal basso rispettivamente delle radiazioni solari e delle radiazioni termiche terrestri. La copertura nevosa che riflette in massima parte le radiazioni per effetto albedo e sottrae calore all'ambiente circostante con la fusione del ghiaccio (calore di fusione = circa 80 cal per grammo d'acqua); le zone innevate hanno infatti temperature che difficilmente superano gli 0 °C e si raffreddano più intensamente e più rapidamente nella notte rispetto a zone non innevate. La vegetazione che assorbe notevoli quantità di calore per le sue funzioni vitali ed emette notevoli quantità di vapore acqueo con la traspirazione (ciclo fotosintetico); territori ricoperti da vegetazione subiscono escursioni termiche minori rispetto a zone prive di essa.
Da sottolineare anche il diverso riscaldamento della superficie terrestre e di quella marina, fenomeno che è alla base del clima marittimo e di quello continentale. A causa di un basso calore specifico e di una minore penetrazione delle radiazioni, la terraferma si riscalda e si raffredda molto più intensamente e rapidamente della superficie marina che ha invece un alto calore specifico (circa 2.5 volte maggiore di quello delle rocce, solo l'ammoniaca ha un calore specifico maggiore) e che distribuisce il calore su una massa maggiore per effetto della maggiore trasparenza alle radiazioni e delle correnti marine.
Anche il vento influisce sulla temperatura dell'aria poiché favorisce il ricircolo dell'aria contrastando l'innalzamento o l'abbassamento della temperatura. Esso inoltre facilita la dispersione del calore corporeo dandoci una sensazione di freddo più intenso o di caldo meno asfissiante; in queste condizioni si è quindi esposti ad una temperatura virtualmente inferiore a quella reale misurata dal termometro tanto che a volte risulta necessaria una nuova misura della temperatura a cui si dà il nome di temperatura di wind chill pari alla temperatura reale sottratta di una certa quantità proporzionale alla velocità del vento.
Da ultimo vanno considerati gli influssi che hanno sulla temperatura, o più in generale sull'intero bilancio termico della Terra, dei cosiddetti gas serra che, ostacolando l'irradiazione terrestre, ma non quella solare, provocano un aumento della temperatura media globale con effetti che costituiscono materia di studio e di dibattito tra climatologi di tutto il mondo e che rientrano nel complesso fenomeno comunemente noto come effetto serra.
Influenze della temperatura La temperatura influisce: sulla densità dell'aria e quindi anche sulla pressione atmosferica. Infatti masse d'aria a temperature diverse, hanno anche densità e pressione atmosferica diversa perché l'aria più calda è meno densa e quindi più rarefatta dell'aria fredda che è invece più densa e quindi più compressa. Tale diversità delle due masse d'aria genera un gradiente barico (differenza di pressione) che rappresenta il 'motore' degli spostamenti di masse d'aria: i venti; sull'umidità relativa dell'aria: più l'aria è calda minore è l'umidità relativa se l'umidità assoluta rimane costante e viceversa; temperature più alte favoriscono però l'accumulo nell'aria di maggiori quantità di vapore acqueo cioè innalzano l'umidità assoluta per evaporazione ed evotraspirazione da suolo umido e vegetazione. sullo stato delle precipitazioni (solido o liquido) cioè pioggia o neve, rugiada o brina.
Temperatura effettiva e temperatura percepita
Nell'ambito della meteorologia e in alcune discipline affini alla medicina (come la fisiologia) viene definita la cosiddetta temperatura percepita, ossia la sensazione di "caldo" o di "freddo" che viene avvertita; essa è dovuta non solo alla temperatura dell'aria, ma anche ad altre condizioni ambientali, come umidità e vento. Per esempio l'umidità dell'aria può aumentare la sensazione di caldo, mentre il vento può aumentare la sensazione di freddo.
La ragione per cui l'umidità dell'aria può aumentare la sensazione di caldo è che un contenuto maggiore di vapore acqueo nell'aria rende meno agevole l'evaporazione di acqua contenuta nel sudore, processo fondamentale per il corpo umano per liberare calore in eccesso. La spiegazione di questo fenomeno è insita nella definizione di temperatura di bulbo umido, solitamente indicata con .
Invece, la ragione per cui il vento può aumentare il disagio correlato alla sensazione di freddo è che esso aumenta la velocità con cui il corpo disperde calore.
Per misurare il disagio legato a condizioni ambientali calde e umide, viene impiegato comunemente il cosiddetto indice di calore, solitamente indicato con (dall'inglese Heat Index) sviluppato nel 1978 da George Winterling sulla base degli studi svolti da Robert G. Steadman e adottato l'anno successivo dal National Weather Service degli Stati UnitiCalcolatore dell'indice di calore del National Weather Service degli Stati Uniti: . L'indice di calore si limita a prendere in considerazione il fattore correttivo esercitato dalla sola umidità relativa sulla temperatura dell'aria e non può quindi essere considerato un indicatore assoluto della temperatura percepita dall'organismo umano, essendo quest'ultima sensibile a ulteriori fattori, quali la massa corporea dell'individuo, il vestiario, l'attività fisica, la viscosità del sangue, l'esposizione a radiazioni solari, la velocità del vento.
Meno frequentemente si fa riferimento all'indice humidex, sviluppato in Canada nel 1965 e perfezionato nel 1979 da J.M. Masterton e F.A. Richardson del servizio meteorologico canadese. Così come l'indice di calore di Winterling, anche lhumidex si propone di misurare la temperatura percepita applicando alla temperatura dell'aria un fattore correttivo legato all'umidità relativa. L'indice humidex può essere ricavato a partire dalla seguente formula:
dove è la temperatura apparente (humidex) espressa in °C, è la temperatura effettiva dell'aria in °C ed è la pressione parziale del vapore dell'aria espressa in hPa. Il valore di può essere misurato con appositi strumenti oppure calcolato empiricamente a partire dall'umidità relativa :