| |
|
Hoofdstuk 6 -
Luchtvochtigheid |
|
|
| 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. |
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 relatieve 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. |
| |
|
| Als de lucht door opstijging voldoende is afgekoeld, raakt hij oververzadigd en treedt druppelvorming of condensatie op |
|
|
 |
| |
| 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. |
 |
|
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. |
|
| 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. |
| |
|
Bron:
Weerkunde -
Meteorologie voor
iedereen (Kees
Floor) |
|
|
|
|
