Kees Floor - Weerkunde Meteorologie voor iedereen 
 
Hoofdstuk 6 - Luchtvochtigheid
 
6.1 Inleiding
Vocht heeft een grote invloed op het 'weer' zoals wij dat ervaren. Zaken als zicht, luchtvochtigheid, bewolking en neerslag worden er direct door bepaald. Afkoeling kan leiden tot mist of dauw. In dit hoofdstuk wordt de rol van het vocht in de dampkring besproken.

6.2 Aggregatietoestanden

Water speelt een belangrijke rol bij het weer; toch bevat de atmosfeer maar heel weinig water. Slechts ongeveer 0.25% van de totale massa van
de atmosfeer bestaat uit water; dat is niet meer dan 0.0005 % van totale hoeveelheid water die op aarde aanwezig is. Als al het water in de
atmosfeer zou uitregenen, dan vormt het een laagje van 2 cm dikte over de aarde. Gemiddeld over de aarde bedraagt de hoeveelheid neerslag ongeveer 100 cm per jaar. We zien dus dat de totale hoeveelheid water in de atmosfeer gemiddeld zo'n 50 keer per jaar ververst wordt, ofwel één
keer per week.
 
Water komt in de dampkring voor in:
1: gasvormige toestand: als waterdamp,
2: vloeibare vorm: als waterdruppeltjes in wolken, neerslag, dauw,
    nevel en mist.
3: vaste vorm: als ijskristallen in wolken, als sneeuw, hagel, ijs of rijp.

Men noemt dit de drie fasen of de drie aggregatietoestanden van water. Bij de overgang van de gasvormige naar de vloeibare (condenseren) of vaste fase (sublimeren) komt warmte vrij; dat is eveneens het geval bij
de overgang van de vloeibare naar de vaste fase (bevriezen).
 
 
Voor de overgangen in omgekeerde richting, smelten en verdampen, is warmte nodig. Voor smelten is evenveel warmte nodig als er vrij komt bij bevriezen; voor verdampen is evenveel warmte nodig als er vrijkomt bij condenseren. In figuur 6.1 zijn de fase-overgangen, samen met de officiële benamingen, weergegeven. 
 
 
 
6.3 Dampspanning of dampdruk
Water is in de atmosfeer meest als waterdamp aanwezig. Waterdamp kunnen we niet direct zien, maar we merken het wel aan bijvoorbeeld de behaaglijkheid; ook het zicht hangt sterk af van de hoeveelheid waterdamp in de lucht. Doordat de luchtvochtigheid zo'n invloedrijke factor is,
zijn er enkele belangrijke grootheden om aan te geven hoeveel vocht er in de lucht zit. Het meest gebruikt is de relatieve vochtigheid,
maar daarnaast zijn ook het dauwpunt en de dampdruk belangrijke vochtigheidsindicatoren.

Om met deze laatste te beginnen: de dampdruk (aangeduid met de letter e) is de kracht die door de waterdampmoleculen in de lucht wordt uitgeoefend op 1 m2. De eenheid waarin we de dampdruk uitdrukken, is de Pascal (Pa). Ook de luchtdruk wordt gegeven in Pascal, al werkt men daar gewoonlijk met hectoPascal (hPa), waarbij één hPa gelijk is aan 100 Pa. De dampdruk is veel lager dan de luchtdruk en het maximum hangt
af van de temperatuur, de zogenoemde verzadigingsdampspanning. Als de verzadigingsdampspanning wordt overschreden, gaat het teveel aan waterdamp condenseren en wordt zichtbaar als waterdruppeltjes. 
 
 
 
In de figuren hierboven is het verloop van de verzadigingsdampspanning van waterdamp met de temperatuur weergegeven. De grootte van verzadigingsdampspanning is afhankelijk van de temperatuur, maar ook druppelgrootte, verontreinigingen en of we te maken hebben met water of
ijs, speelt een rol.

- de temperatuur

Hoe hoger de temperatuur, des te groter de verzadigingsdampspanning. Een gevolg hiervan is bijvoorbeeld dat wolken in de zomer meer vocht tot
hun beschikking hebben dan in de winter; de buien zijn 's zomers daardoor zwaarder en kunnen veel meer neerslag produceren.

- de druppelgrootte.

Hoe kleiner het druppeltje en dus hoe krommer het oppervlak, des te groter de verzadigingsdampspanning. Boven een vlak oppervlak treedt condensatie op bij een relatieve vochtigheid van 100%; om een begin van een wolkendruppeltje te krijgen, zijn veel hogere relatieve vochtigheden nodig, bijvoorbeeld 800%!
 
     
 
- water of ijs:
de dampspanning boven ijs is lager dan boven water; in de figuur boven rechts zijn dan ook twee lijnen te zien bij temperaturen onder nul; de een geldt voor vloeibaar (onderkoeld) water (blauw), de andere voor ijs (geel). Als gevolg hiervan kunnen in wolken met waterdruppeltjes en ijsdeeltjes
de ijsdeeltjes gemakkelijk groeien ten koste van de waterdruppeltjes. (Zie ook animaties met verdere uitleg)

- de aanwezigheid van al dan niet opgeloste vreemde stoffen in het water.

Deze verontreiniging heeft dampdrukverlaging tot gevolg. Het effect is soms zo sterk dat sommige vervuilde waterdruppeltjes al groeien bij een relatieve vochtigheid van minder dan 100%.  
 
6.4 Andere vochtigheidsmaten

6.4.1. Relatieve vochtigheid

De verhouding tussen de heersende waterdampspanningen en de verzadigingsdampspanning voor de heersende temperatuur wordt relatieve vochtigheid genoemd. Ze wordt uitgedrukt in een percentage. De kromme die de verzadigingsdampspanning aangeeft in de figuren, kan ook
opgevat worden als de lijn waarvoor geldt dat de relatieve vochtigheid 100 % bedraagt. Een voorbeeld: De dampspanning bedraagt op een gegeven moment 11 hPa; de temperatuur is 22 graden. Bij die temperatuur van 22 graden is de verzadigingsdampspanning 22 hPa.
De ralatieve vochtigheid bedraagt dan 11/22 * 100 = 50%

6.4.2. Dauwpuntstemperatuur of dauwpunt (Td)

Het dauwpunt Td is die temperatuur waarbij waterdamp begint te condenseren door afkoeling van de lucht zonder dat er vocht wordt toegevoerd of afgevoerd. Bij het bereiken van de dauwpuntstemperatuur is de lucht juist verzadigd met waterdamp; de relatieve vochtigheid is dan net 100%.
Denk maar aan het beslaan van brillenglazen als iemand van buiten in een warme vochtige ruimte komt. De temperatuur van de bril is dan eerst nog lager dan het dauwpunt van de lucht rond de bril, waardoor condensatie optreedt tegen de brillenglazen. De kromme die de verzadigingsdampspanning aangeeft kan ook opgevat worden als de lijn waarvoor geldt dat temperatuur en dauwpunt gelijk zijn.

6.4.3 Natteboltemperatuur

In de vorige paragraaf zagen we dat verzadiging van lucht kan optreden door afkoeling tot de dauwpuntstemperatuur; daarbij wordt geen vocht aan de lucht toegevoerd. Een tweede manier om lucht verzadigd te krijgen is door water aan de lucht toe te voeren. Dat water verdampt, waardoor de vochtigheid toeneemt. Dat verdampen kost warmte. De warmte wordt aan de lucht onttrokken; deze koelt daardoor af. Na verloop van tijd raakt de lucht verzadigd; er treedt dan condensatie op. De temperatuur waarbij dat gebeurt is de zogeheten natteboltemperatuur; deze is altijd hoger dan de dauwpuntstemperatuur. Condensatie volgens dit proces treedt in de badkamer op tijdens het douchen. Het hete water van de douche verdampt, waardoor de lucht vochtiger wordt en er tegelijkertijd afkoeling optreedt.  Vrij snel wordt verzadiging bereikt. Het vocht slaat direct neer op koude voorwerpen: spiegels en ramen beslaan.  
 
6.5 Condenstatiekernen en vrieskernen
Om de waterdamp in de lucht te laten condenseren en druppelvorming
te krijgen, is het niet voldoende dat de lucht verzadigd is. Er zijn tevens zogeheten condensatiekernen nodig, die het proces van druppelvorming op gang brengen.

Zonder dergelijke condensatiekernen is een oververzadiging mogelijk van maar liefst 400%. Iets vergelijkbaars geldt bij bevriezing: zonder de aanwezigheid van zogeheten vrieskernen, kunnen waterdruppeltjes tot uiterlijk min 40 graden onderkoeld zijn.

Door de natuur geproduceerde condensatiekernen zijn bijvoorbeeld zeezoutkristallen, klei- en zandstof, deeltjes afkomstig van bosbranden of vulkaanuitbarstingen en gecondenseerde deeltjes van door planten geproduceerde gassen.

Condensatiekernen afkomstig van menselijke activiteiten, voornamelijk industrie en verkeer, zijn bijvoorbeeld ammoniumsulfaat en druppeltjes zuren, zoals zwavelzuur en salpeterzuur. Hoge concentraties daarvan veroorzaken de milieuvernielende zure regen.
 
 
Vrieskernen zijn relatief vrij grote kernen met afmetingen van 5 tot 50 micrometer, die aanzienlijk minder talrijk zijn dan condensatiekernen. Vrieskernen zijn uiterst kleine splinters, afkomstig van rotsen en mineralen. Bijna alle soorten natuurlijke vrieskernen zijn het meest effectief bij temperaturen rond min 12 graden Celcius.

6.6 Afkoelingsprocessen in de atmosfeer
Wolkenvorming begint in het algemeen door condensatieprocessen in de atmosfeer. Daarvoor is het noodzakelijk dat lucht in voldoende mate
afkoelt. De afkoeling van de lucht, zodanig dat condensatie en dus wolkenvorming optreedt, kan op de volgende manieren gebeuren:
- door opstijging van lucht, waardoor de temperatuur van de lucht afneemt.
- door afgifte van warmte, als gevolg van uitstraling of door contact met een koud oppervlak.
- door menging van warme en koude lucht, waardoor de warme lucht afkoelt en er condensatie op kan treden.
De twee laatste processen leiden in het algemeen tot mistvorming en soms tot wolkenvorming; zie ook het hoofdstuk over mist.
Het proces van het opstijgen van lucht leidt tot wolkenvorming en in een later stadium mogelijk tot neerslag. 
 
 
6.7 Afkoeling door opstijging
In de atmosfeer neemt de druk met de hoogte af. Aan het aardoppervlak is de luchtdruk ongeveer
1000 hPa. Op ongeveer 5 kilometer hoogte is dat nog maar de helft, namelijk 500 hPa en op 10 kilometer hoogte is de luchtdruk ongeveer 100 hPa.

Als een bel lucht opstijgt in de atmosfeer, komt ze dus op een niveau waar de luchtdruk lager is. De bel lucht zet uit, net zo lang totdat de luchtdruk in de bel gelijk is aan de luchtdruk van de omgeving. Het uitzetten van de luchtbel kost echter energie; die moet ergens vandaan komen. Er vindt in eerste benadering geen uitwisseling van warmte met de omgeving plaats, dus de benodigde energie moet uit de luchtbel zelf komen. De energie
wordt in de vorm van warmte aan de luchtbel onttrokken, dus de bel koelt af. Naarmate de luchtbel verder opstijgt en hoger komt, koelt ze verder af.  
 
Stijgende luchtbewegingen kunnen twee oorzaken hebben:

- gedwongen opstijging

Dit gebeurt bijvoorbeeld als lucht over een gebergte heen moet.
Het kan ook zijn dat twee verschillende luchtmassa's op elkaars weg komen en dat het grootschalige stromingspatroon de ene luchtsoort dwingt tegen de andere op te glijden. Dit proces gaat in het algemeen
vrij langzaam en leidt hoofdzakelijk tot gelaagde bewolking en mogelijk neerslag; zie hierover verder het hoofdstuk over neerslagproducerende weersystemen en weersituaties

- spontane opstijging

Dit is het geval als een luchtbel warmer is dan zijn omgeving.
Door de hogere temperatuur is de dichtheid lager en dus weegt de bel wat minder dan de lucht eromheen. Er is dan een resulterende
opwaartse beweging die de bel omhoog doet gaan. Dat gaat net zo
lang door totdat de temperatuur van de luchtbel weer gelijk is aan de temperatuur van de omgeving of lager. Door de afkoeling kan oververzadiging optreden, zodat er waterdamp condenseert.  

Wolken die zo ontstaan kunnen een verticale uitgestrektheid hebben van honderden meters tot enkele kilometers. De snelheid waarmee luchtbellen bij dit proces opstijgen, kan variëren van enkele centimeters
 
 
 
tot enkele meters per seconde. Krijgen de zo ontstane wolken voldoende verticale afmetingen, dan zal er neerslag uit de wolk kunnen vallen.
In het hoofdstuk over neerslag wordt dat nader besproken.  
 
Warme lucht (oranje) wordt gedwongen op te stijgen tegen de kouder lucht (blauw) bij een warmtefront, Daarbij vormt zich bewolking. 
 
Warme en vochtige lucht (oranje) wordt gedwongen op te stijgen tegen koudere lucht (blauw) bij een koufront. Daarbij vormt zich bewolking, soms ook buien en onweer.