Condensatie is een verandering in de combinatie van een stof van gasvormig naar vloeibaar of vast. Maar wat is condensatie in de mastaba van de planeet?
Op elk moment bevat de atmosferische planeet van de aarde meer dan 13 miljard ton vocht. Dit cijfer is vrijwel constant, omdat verliezen door neerslag uiteindelijk continu worden gecompenseerd door verdamping.
De circulatiesnelheid van vocht in de atmosfeer
De snelheid van vochtcirculatie in de atmosfeer wordt geschat op een kolossaal cijfer - ongeveer 16 miljoen ton per seconde of 505 miljard ton per jaar. Als alle waterdamp in de atmosfeer was gecondenseerd en neergeslagen, dan zou dit water het hele oppervlak van de aardbol kunnen bedekken met een laag van ongeveer 2,5 centimeter, met andere woorden, de atmosfeer bevat een hoeveelheid vocht die overeenkomt met slechts 2,5 centimeter regen.
Hoe lang blijft een dampmolecuul in de atmosfeer?
Omdat op aarde gemiddeld 92 centimeter per jaar valt, wordt vocht in de atmosfeer 36 keer bijgewerkt, dat wil zeggen 36 keer dat de atmosfeer verzadigd is met vocht en ervan wordt bevrijd. Dit betekent dat het waterdampmolecuul gemiddeld 10 dagen in de atmosfeer blijft.
Water molecuul pad
Eenmaal verdampt, drijft het waterdampmolecuul gewoonlijk honderden en duizenden kilometers af, totdat het condenseert en met neerslag op de aarde valt. Water dat in de vorm van regen, sneeuw of hagel valt op de hoogten van West-Europa, beslaat ongeveer 3.000 km van de Noord-Atlantische Oceaan. Tussen de omzetting van vloeibaar water in stoom en de neerslag op aarde vinden verschillende fysische processen plaats.
Vanaf het warme oppervlak van de Atlantische Oceaan vallen watermoleculen in de warme, vochtige lucht, die vervolgens stijgt boven de koudere (dichtere) en drogere lucht eromheen.
Als een sterke turbulente menging van de luchtmassa's wordt waargenomen, zullen er een laag van menging en wolken in de atmosfeer verschijnen aan de grens van de twee luchtmassa's. Ongeveer 5% van hun volume bestaat uit vocht. Met stoom verzadigde lucht is altijd lichter, ten eerste omdat het wordt verwarmd en afkomstig is van een warm oppervlak, en ten tweede omdat 1 kubieke meter schone stoom ongeveer 2/5 lichter is dan 1 kubieke meter schone droge lucht bij dezelfde temperatuur en druk. Hieruit volgt dat vochtige lucht lichter is dan droog, en nog meer warm en vochtig. Zoals we later zullen zien, is dit een zeer belangrijk feit voor weerveranderingsprocessen.
Luchtmassabeweging
Lucht kan om twee redenen opstijgen: ofwel omdat het gemakkelijker wordt als gevolg van verwarming en bevochtiging, ofwel omdat het wordt beïnvloed door krachten waardoor het boven bepaalde obstakels uitsteekt, bijvoorbeeld over massa's koudere en dichtere lucht of over heuvels en bergen.
Koeling
Stijgende lucht, eenmaal in lagen met een lagere atmosferische druk, wordt gedwongen uit te zetten en toch af te koelen. Expansie vereist het verbruik van kinetische energie, die wordt onttrokken aan de thermische en potentiële energie van atmosferische lucht, en dit proces leidt onvermijdelijk tot een verlaging van de temperatuur. De afkoelsnelheid van het opstijgende deel van de lucht verandert vaak als dit deel wordt gemengd met de omringende lucht.
Droge adiabatische gradiënt
Droge lucht, waarbij er geen condensatie of verdamping is, evenals menging, die geen energie in een andere vorm ontvangt, wordt gekoeld of verwarmd tot een constante waarde (met 1 ° C om de 100 meter) bij het stijgen of dalen. Deze waarde wordt het droge adiabatische verloop genoemd. Maar als de opstijgende luchtmassa vochtig is en er condensatie optreedt, komt de latente condensatiewarmte vrij en daalt de temperatuur van de met stoom verzadigde lucht veel langzamer.
Natte adiabatische gradiënt
Deze omvang van de temperatuurverandering wordt de natte adiabatische gradiënt genoemd. Het is niet constant, maar verandert met een verandering in de hoeveelheid latente warmte die vrijkomt, met andere woorden, het hangt af van de hoeveelheid gecondenseerde stoom. De hoeveelheid stoom hangt af van hoeveel de luchttemperatuur daalt. In de lagere atmosfeer, waar de lucht warm is en de luchtvochtigheid hoog, is het natte adiabatische verloop iets meer dan de helft van het droge adiabatische verloop. Maar de natte adiabatische gradiënt groeit geleidelijk met de hoogte en is op zeer hoge hoogte in de troposfeer bijna gelijk aan de droge adiabatische gradiënt.
Het drijfvermogen van bewegende lucht wordt bepaald door de verhouding tussen de temperatuur en de temperatuur van de omgevingslucht. In de echte atmosfeer daalt de luchttemperatuur in de regel ongelijk met de hoogte (deze verandering wordt eenvoudig een verloop genoemd).
Als de luchtmassa warmer en dus minder dicht is dan de omringende lucht (en het vochtgehalte is constant), dan stijgt het op als een kinderbal ondergedompeld in een tank. En omgekeerd, wanneer de bewegende lucht kouder is dan de omringende lucht, is de dichtheid hoger en daalt deze.Als de lucht dezelfde temperatuur heeft als de aangrenzende massa's, dan is hun dichtheid gelijk en blijft de massa stationair of beweegt alleen samen met de omringende lucht.
Er zijn dus twee processen in de atmosfeer aanwezig, waarvan er één bijdraagt aan de ontwikkeling van verticale luchtbeweging en de andere deze vertraagt.