19.3.2 (blz 16) relatieve vochtigheid bepalen van een ruimte (Mei 2024)
Vochtigheid, de hoeveelheid waterdamp in de lucht. Het is het meest variabele kenmerk van de atmosfeer en vormt een belangrijke factor in klimaat en weer. Een korte behandeling van vochtigheid volgt. Voor volledige behandeling, zie klimaat: Luchtvochtigheid en neerslag.
biosfeer: vochtigheid
De meeste terrestrische organismen moeten hun watergehalte binnen vrij nauwe grenzen houden. Water gaat gewoonlijk door verdamping verloren aan de lucht
Atmosferische waterdamp is om verschillende redenen een belangrijke weersfactor. Het regelt de luchttemperatuur door thermische straling van zowel de zon als de aarde te absorberen. Bovendien, hoe hoger het dampgehalte van de atmosfeer, hoe meer latente energie beschikbaar is voor het genereren van stormen. Daarnaast is waterdamp de ultieme bron van alle vormen van condensatie en neerslag.
Waterdamp komt voornamelijk in de atmosfeer door verdamping van water van het aardoppervlak, zowel land als zee. Het waterdampgehalte van de atmosfeer varieert van plaats tot plaats en van tijd tot tijd omdat de vochtigheidscapaciteit van lucht wordt bepaald door temperatuur. Bij 30 ° C (86 ° F) kan een luchtvolume bijvoorbeeld tot 4 procent waterdamp bevatten. Bij -40 ° C (-40 ° F) kan het echter niet meer dan 0,2 procent bevatten.
Wanneer een luchtvolume bij een bepaalde temperatuur de maximale hoeveelheid waterdamp bevat, is de lucht verzadigd. Relatieve vochtigheid is het waterdampgehalte van de lucht ten opzichte van het gehalte bij verzadiging. Verzadigde lucht heeft bijvoorbeeld een relatieve vochtigheid van 100 procent en in de buurt van de aarde daalt de relatieve vochtigheid zeer zelden onder de 30 procent. Onverzadigde lucht kan op drie manieren verzadigd raken: door verdamping van water in de lucht; door het mengen van twee luchtmassa's van verschillende temperaturen, beide aanvankelijk onverzadigd maar verzadigd als een mengsel; of, meestal, door de lucht af te koelen, waardoor het vermogen om vocht vast te houden als waterdamp afneemt, soms tot het punt dat de waterdamp die het vasthoudt voldoende is voor verzadiging. Deze atmosferische koeling kan op verschillende manieren worden bewerkstelligd, bijvoorbeeld door de komst van een koelere luchtmassa of door de beweging van een luchtmassa een bergwand op. Als de koeling verder gaat dan het verzadigingspunt, en mits er voldoende condensatiekernen in de lucht zijn waarrond kleine wolkjes of mistdruppeltjes kunnen ontstaan, zal het overtollige vocht uit de lucht condenseren als wolkjes of mistdruppeltjes of verschillende vormen van neerslag bij Het aardoppervlak. Het condensatieproces laat echter latente warmte vrij, die de wolk kan helpen om naar boven te groeien door de vochtige lucht op te warmen, waardoor deze omhoog komt, of, omgekeerd, de wolken kan verdampen als de opgewarmde lucht onder het verzadigingspunt valt en in staat is om meer waterdamp te absorberen. Wanneer wolken zich echter vormen, blokkeren ze wat zonnestraling en hebben ze daardoor een netto effect van luchtkoeling.
Er moet zorgvuldig onderscheid worden gemaakt tussen de relatieve luchtvochtigheid en het vochtgehalte of de dichtheid, ook wel absolute vochtigheid genoemd. De luchtmassa's boven de tropische woestijnen zoals de Sahara en de Mexicaanse woestijnen bevatten enorme hoeveelheden vocht als onzichtbare waterdamp. Door de hoge temperaturen is de relatieve luchtvochtigheid echter erg laag. Omgekeerd is lucht op zeer hoge breedtegraden door lage temperaturen vaak verzadigd, hoewel de absolute hoeveelheid vocht in de lucht laag is.
