Vochtigheid, de hoeveelheid waterdamp in de lucht. Het is de meest variabele eigenschap van de atmosfeer en vormt een belangrijke factor in het klimaat en het weer. Hieronder volgt een korte behandeling van vochtigheid. Voor een volledige behandeling, zie klimaat: Atmosferische vochtigheid en neerslag.
Encyclopædia Britannica, Inc.
Amosferische waterdamp is om verschillende redenen een belangrijke factor in het weer. Het regelt de luchttemperatuur door warmtestraling van zowel de zon als de aarde te absorberen. Hoe hoger het dampgehalte van de atmosfeer, hoe meer latente energie er beschikbaar is voor het ontstaan van stormen. Bovendien is waterdamp de uiteindelijke bron van alle vormen van condensatie en neerslag.
Waterdamp komt voornamelijk in de atmosfeer terecht door de verdamping van water van het aardoppervlak, zowel van land als van zee. Het waterdampgehalte van de atmosfeer varieert van plaats tot plaats en van tijd tot tijd, omdat de vochtigheidsgraad van de lucht wordt bepaald door de temperatuur. Bij 30 °C (86 °F), bijvoorbeeld, kan een volume lucht tot 4 procent waterdamp bevatten. Bij -40 °C (-40 °F) kan het echter niet meer dan 0,2 procent bevatten.
Wanneer een volume lucht bij een bepaalde temperatuur de maximale hoeveelheid waterdamp bevat, wordt gezegd dat de lucht verzadigd is. De 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 30 procent. Onverzadigde lucht kan op drie manieren verzadigd raken: door verdamping van water in de lucht; door menging van twee luchtmassa’s van verschillende temperatuur, die beide aanvankelijk onverzadigd waren, maar als mengsel verzadigd raken; of, wat het vaakst voorkomt, door afkoeling van de lucht, waardoor het vermogen om vocht als waterdamp vast te houden soms zover afneemt dat de waterdamp die de lucht vasthoudt voldoende is voor verzadiging. Deze afkoeling van de atmosfeer kan op verschillende manieren tot stand komen, bijvoorbeeld door de komst van een koelere luchtmassa of door de beweging van een luchtmassa langs een berghelling. Als de afkoeling doorgaat tot voorbij het punt van verzadiging, en op voorwaarde dat er voldoende condensatiekernen in de lucht zijn waaromheen zich kleine wolken- of mistdruppeltjes kunnen vormen, zal het overtollige vocht uit de lucht condenseren in de vorm van wolken- of mistdruppeltjes of verschillende vormen van neerslag aan het aardoppervlak. Bij het condensatieproces komt echter latente warmte vrij, die de wolk kan helpen omhoog te groeien door de vochtige lucht op te warmen, waardoor deze opstijgt, of, omgekeerd, de wolken kan verdampen doordat de opgewarmde lucht tot onder het verzadigingspunt daalt en meer waterdamp kan opnemen. Wanneer zich echter wolken vormen, houden deze een deel van de zonnestraling tegen, waardoor de lucht per saldo afkoelt.
Zorg ervoor dat u onderscheid maakt tussen de relatieve vochtigheid van de lucht en het vochtgehalte of de dichtheid van de lucht, ook wel de absolute vochtigheid genoemd. De luchtmassa’s boven de tropische woestijnen, zoals de Sahara en de Mexicaanse woestijn, bevatten grote hoeveelheden vocht in de vorm van onzichtbare waterdamp. Door de hoge temperaturen is de relatieve vochtigheid echter zeer laag. Omgekeerd is de lucht op zeer hoge breedtegraden, vanwege de lage temperaturen, vaak verzadigd, ook al is de absolute hoeveelheid vocht in de lucht laag.