Hoofdstuk 4: Luchtvochtigheid

4.1 Inleiding
Het vocht heeft een grote invloed op het 'weer' zoals wij dat ervaren. Zaken als zicht, bewolking, neerslag, temperatuur van de lucht en van voorwerpen worden er direct door bepaald. Afkoeling kan leiden tot mist of dauw, hetgeen in de winter kan leiden tot gladde wegen. In dit hoofdstuk wordt de rol van het vocht in de dampkring besproken.

4.2 aggregatietoestanden
De hoeveelheid water in de atmosfeer aanwezig is maar heel gering: ongeveer 0.25% van de totale massa van de atmosfeer of slechts 0.0005% van 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 gemiddeld zo'n 50 keer per jaar ververst wordt, ofwel één keer per week.

Water kan in drie toestanden, - zogeheten aggregatietoestanden of fasen, - in de dampkring aanwezig zijn, namelijk:- in gasvormige toestand: als waterdamp- in vloeibare vorm: als waterdruppeltjes in wolken, neerslag, dauw en mist.- in vaste vorm: als ijskristallen in wolken, als sneeuw, hagel, ijs of rijp.Bij de overgang van de gasvormige naar de vloeibare of vaste fase komt warmte vrij; dat is eveneens het geval bij de overgang van de vloeibare naar de vaste fase. Voor de overgangen in omgekeerde richting is warmte nodig. In de figuren hieronder zijn deze processen, 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.

4.3 Vochtigheidsindicatoren
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 vocht in de lucht. Aangezien de luchtvochtigheid zo'n invloedrijke factor is, zijn er enkele belangrijke grootheden om de hoeveelheid vocht in de lucht aan te duiden. Wie de vochtigheid van lucht met een bepaalde temperatuur wil weten, heeft voldoende de waarde van één van die vochtigheidsindicatoren. We beperken ons hier tot drie: het dauwpunt, de relatieve vochtigheid en de dampdruk. Bij het GMS is om praktische redenen gekozen voor het dauwpunt en de relatieve vochtigheid: als het wegdek afkoelt tot onder het dauwpunt, wordt het na enige tijd nat; als de relatieve vochtigheid oploopt tot 100% treedt condensatie op en kan zich dus mist of dauw vormen. Daarnaast is ook de dampdruk een belangrijke vochtigheidsindicator; hij speelt een rol bij de definitie van relatieve vochtigheid en komt terug in hoofdstuk 11 bij de theorie van neerslagvorming.

We gaan nu iets uitgebreider op de drie vochtigheidsindicatoren in.

• dampdruk (e) 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, om al te grote getallen te vermijden, ook met hectoPascal (hPa); één hPa is gelijk aan 100 Pa. Een hectoPascal komt overeen met 1 millibar (mb), de eenheid voor luchtdruk die vroeger in de meteorologie werd gebruikt). De dampdruk is gering in vergelijking met de luchtdruk. Lucht van een bepaalde temperatuur kan slechts een beperkte hoeveelheid waterdamp bevatten. Komt de hoeveelheid bij een bepaalde maximale grens, dan gaat het teveel condenseren en verschijnt als waterdruppeltjes. Die maximale hoeveelheid levert een maximale dampspanning (es), de verzadigingsdampspanning, die sterk afhankelijk is van de temperatuur. In figuur 4.2 is die temperatuurafhankelijkheid van de verzadigingsdampspanning van waterdamp goed te zien. Daarbij maakt het nog verschil of de temperatuur boven of onder nul is. Onder het vriespunt zijn er namelijk twee krommen; dat komt doordat de dampspanning boven ijs lager is dan boven vloeibaar, onderkoeld water.
• relatieve vochtigheid (rv) De relatieve vochtigheid (aangeduid met rv) is de verhouding tussen de heersende dampdruk (e) en de bij die temperatuur maximaal mogelijke dampdruk (es). Deze verhouding wordt meestal in procenten uitgedrukt. Om lucht met een relatieve vochtigheid van 50% verzadigd te maken, moeten we de hoeveelheid waterdamp dus verdubbelen; bij een luchtvochtigheid van 25% is er zelfs vier maal zoveel waterdamp nodig om condensatie te realiseren.
• 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 brilleglazen als je 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 brilleglazen.

Figuur: Verzadigingsdampspanning als functie van de temperatuur t.o.v. water (rood) [links] en t.o.v. water (blauw) en ijs (geel) [rechts].

4.4 Vochtig worden van het wegdek
De kromme die de verzadigingsdampspanning aangeeft in de figuren hierboven, kan ook opgevat worden als de lijn waarvoor geldt dat de relatieve vochtigheid 100% bedraagt. Bij processen in de dampkring die leiden tot wolkenvorming of tot het ontstaan van mist, is de relatieve vochtigheid opgelopen tot 100% door afkoeling van lucht, door verdamping van water in de lucht of door een combinatie van deze beide processen. Ook bij het vochtig worden van het wegdek spelen deze processen een rol. Soms koelt de lucht af en wordt geen extra vocht toegevoerd. Als de afkoeling dan doorgaat tot het dauwpunt, treedt verzadiging op. Indien tevens het wegdek afkoelt tot onder de dauwpuntstemperatuur van de lucht, dan slaat het vocht als dauw neer op het wegdek. Asfalt wordt op deze manier vochtig. Daalt de temperatuur verder, tot onder nul, en is er voldoende vocht neergeslagen, dan kan bevriezing optreden. Daarbij is het wel zo dat bij bevriezing weer warmte vrijkomt. De vrijkomende warmte kan net voldoende zijn om het proces te stoppen. Soms treedt niet alleen afkoeling op, maar wordt ook nog extra vocht aan de lucht toegevoerd. Dat kan bijvoorbeeld het geval zijn bij ZOAB dat nog water bevat in de poriën ten gevolge van eerdere regenval. Het vocht verdampt, komt in de lucht terecht en doet zo de relatieve vochtigheid net boven het ZOAB toenemen.

4.5 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. Evenals condensatiekernen nodig zijn om het proces van druppelvorming op gang te brengen, zijn zogeheten vrieskernen onmisbaar om wolkendruppeltjes te laten bevriezen. Als vrieskernen fungeren 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 andere mineralen. Bijna alle soorten natuurlijke vrieskernen zijn het meest effectief bij temperaturen rond min 12. In hoofdstuk 11 zullen we zien dat vooral zogeheten gemengde wolken, waarin zowel water als ijs voorkomt, neerslag produceren. Vrieskernen hebben dus een belangrijke taak bij het 'neerslagrijp' maken van bewolking.

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.

Opstijgende lucht koelt af.

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
Warme lucht (warm air, oranje) wordt gedwongen op te stijgen tegen koudere lucht (cold air, blauw) bij een warmtefront (warm front). Daarbij vormt zich bewolking (grijs).	Warme en vochtige lucht (warm and moist air, oranje) wordt gedwongen op te stijgen tegen koudere lucht (cold air, blauw) bij een koufront (cold front). Daarbij vormt zich bewolking (grijs), soms ook buien (showers) en onweer (thunderstorms).

- 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.

Een warme luchtbel stijgt omhoog boven verwarmd land..