空気中の水蒸気の量である湿度。 大気の中で最も変化しやすい性質であり、気候や天候の大きな要因となっています。 以下、湿度について簡単に説明します。 詳しい説明は「気候」をご覧ください。
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大気中の水蒸気は、いくつかの理由で天気に重要な影響を与えます。 大気中の水蒸気は、太陽と地球からの熱放射を吸収して気温を調節しています。 さらに、大気中の水蒸気量が多いほど、嵐を発生させるための潜伏エネルギーが多くなります。
水蒸気は、主に陸や海の地表から水が蒸発することによって大気中に入ります。 大気中の水蒸気量は場所や時間によって異なります。これは、空気の湿度容量が温度によって決まるためです。 例えば、30 °C (86 °F) では、空気中の水蒸気の量は最大4%です。
ある温度の空気が最大量の水蒸気を保持しているとき、その空気は飽和状態であるといいます。
一定の温度で空気が最大量の水蒸気を保持している状態を飽和状態といいます。 例えば、飽和した空気の相対湿度は100％であり、地球近傍では相対湿度が30％を下回ることはほとんどない。 飽和していない空気が飽和するには、空気中の水分が蒸発する場合、温度の異なる2つの空気が混合され、最初は飽和していなかった空気が混合されることで飽和する場合、そして最も一般的なのは、空気が冷却されることで、水蒸気として水分を保持する能力が低下し、保持している水蒸気が飽和するのに十分な量になる場合があることです。 この大気の冷却は、より冷たい空気塊の到来や、山側への空気塊の移動など、さまざまな方法でもたらされます。 飽和状態を超えて冷却が続き、空気中に小さな雲や霧の液滴を形成するのに十分な凝縮核があれば、過剰な水分は雲や霧の液滴、あるいは地表での様々な形の降水として空気中に凝縮されます。 しかし、凝縮の過程では潜熱が放出されます。潜熱は、湿った空気を暖めて雲を上昇させることで雲の成長を助けることもあれば、逆に暖められた空気が飽和点以下になり、より多くの水蒸気を吸収できるようになることで雲を蒸発させることもあります。
注意しなければならないのは、空気の相対湿度と、絶対湿度と呼ばれる水分含有量や密度を区別することです。 サハラ砂漠やメキシコ砂漠などの熱帯砂漠の上空の空気塊には、目に見えない水蒸気として大量の水分が含まれています。 しかし、気温が高いため、相対湿度は非常に低くなっています。 逆に、高緯度地域では気温が低いため、空気中の水分の絶対量は少なくても、飽和状態になることが多いのです。