Vanndamp

Atmosfæren inneholder den mengden vanndamp den gjør på grunn av avgrensinger i forhold til partialtrykket og temperaturen. Duggpunkttemperatur og relativ fuktighet er retningslinjer for vanndampprosessen i vannets kretsløp. Tilført energi, som sollys, kan føre til mer fordampning fra havoverflaten eller mer sublimasjon fra is og snø. Balansen mellom kondensasjon og fordampning gir vanndampens partialtrykk (forkortet til vanndamptrykket).

Under spesielle forhold, som når vann begynner å koke, vil det skje en netto fordampning under standard atmosfæriske forhold uansett hva den relative fuktigheten er. Denne prosessen vil spre store mengder vanndamp inn i en kjøligere atmosfære.

Med kroppstemperatur er utåndet luft nesten helt i likevekt med vanndamp. I kald luft vil den utåndede dampen raskt kondensere, og vise seg som en liten sky av små vanndråper som kondenserer eller fryser på overflater.

Når et vannmolekyl forlater en overflate, sier vi at det har fordampet. Hvert vannmolekyl som blir til vanndamp tar med seg litt varme. Denne prosessen kaller vi fordampingsavkjøling. Hvor mye vanndamp det er i luften avgjør hvor mange molekyler som vil gå tilbake til overflaten. Så når man har en netto fordampning, vil vannet få en netto avkjøling på grunn av vannmengden det mister. Andre forhold i atmosfæren kan derimot avgrense denne fordampningsavkjølingen.^[1]

Mengden av vanndamp i luften kalles fuktighet. Vi kan måle vanndampinnholdet i luften med et hygrometer. Målingene uttrykkes som absolutt eller relativ fuktighet. Temperaturen i atmosfæren og vanndampen avgjør vanndampens likevektstrykk eller metningstrykk. 100 % relativ fukt har vi når partialtrykket fra vanndampen er likt likevektstrykket til vanndampen. Vi sier da at luften er mettet.

En annen form for fordampning er sublimasjon, der vannmolekylene blir til damp fra is istedenfor flytende vann. Her gjelder de samme prinsippene som ved fordampning. Når isen har høyere temperatur enn omgivelsene vil det oppstå sublimasjon. Det er sublimasjon som fører til at is og snø sakte kan forsvinne selv om temperaturen er for lav til å kunne smelte is og snø.

Vanndamp vil bare kondensere på en annen overflate hvis overflaten er kaldere enn temperaturen til vanndampen, eller om luften er overmettet på vanndamp. Når vanndamp kondenserer på en flate skjer det en netto oppvarming av flaten fordi vannmolekylet tar med seg varme. Derfor vil lufttemperaturen under kondensasjonsprosessen falle litt. I atmosfæren fører kondensasjon til skyer, tåke og nedbør, men vanligvis bare hvis vanndampen har en lita kjerne å kondensere på. Duggpunktet til luften er temperaturen luften må avkjøles til for at kondensasjon skal oppstå.

Kondensasjon av vanndamp på en flate vil altså oppstå hvis temperaturen til flaten er under eller like stor som duggpunkttemperaturen i atmosfæren. Deposisjon er en type kondensasjon, der vanndamp går direkte fra vanndamp til iskrystaller uten å kondensere til vann først. Rim og snø er eksempler på denne prosessen.

 

Det maksimale partialtrykket til vanndamp i luft varierer med temperaturen og kalles metningstrykket. Her vil det betegnes ved ${\displaystyle P_{*}}$ , mens innen meteorologi er det mer vanlig å benytte e_s. Når dampen er i termodynamisk likevekt med flytende vann, vil like mange vannmolekyler forlate vannet og gå over i dampen som det antallet som returnerer til vannet.

Ved større trykk enn metningstrykket er dampen ikke lenger i likevekt og derfor ustabil. Før eller senere vil den kondensere ut vann slik at trykket reduseres. Dette kan for eksempel skje som dugg på en omsluttende vegg. I et tåkekammer skjer kondensasjonen rundt de ioniserte molekylene som dannes av strålingen.

Metningstrykket kan teoretisk beregnes fra Clausius-Clapeyron-ligningen. Denne inneholder fordampningsvarmen til vann som varierer med temperaturen og må være kjent for at ligningen kan løses. I tillegg må tilstandsligningen for dampen være kjent. I det enkleste tilfellet antar man at fordampningsvarmen er en konstant og at dampen oppfører seg som en ideell gass. Det gir August-ligningen for damptrykket som kan skrives på formen

${\displaystyle \ln {\Big (}{P_{*} \over P_{\mathrm {st} }}{\Big )}=A-{B \over T}}$ 

hvor P_st  er et referansetrykk, A og B er konstanter og temperaturen T  måles i Kelvin. Settes referansetrykket lik med 1 atm, er typiske verdier for konstantene A = 13.7 og B = 5120 K. Disse er i overensstemmelse med at temperaturen ved kokepunktet der ${\displaystyle P_{*}=P_{\mathrm {st} }}$  blir ${\displaystyle T_{\mathrm {st} }=B/A}$  = 373 K som tilsvarer 100 °C. Denne formelen har en nøyaktighet på bedre enn 5% opp til kokepunktet.^[1]

Det finnes flere andre, mer realistiske approksimasjoner for metningstrykket. En av de enkleste og mer nøyaktige er Antoine-formelen som ble funnet empirisk på 1800-tallet. Den tilsvarer den tidligere etablerte Magnus-formelen og fremkommer ved et skifte av temperaturen i August-formelen. På den måten finner man det modifiserte uttrykket

${\displaystyle \ln {\Big (}{P_{*} \over P_{\mathrm {st} }}{\Big )}=A-{B \over T+C}}$ 

For vanndamp under 100 °C er typiske verdier for de tre konstantene A = 5.11, B = 1688 K og C = - 43 K. Denne Antoine-formelen har da en nøyaktighet på bedre enn 3% i det samme intervallet.^[2]

Den mest nøyaktige og nyeste parametrisering av damptrykket er gitt ved Goff-Gratch-ligningen. Over flytende vann kan den skrives som

${\displaystyle {\begin{aligned}\log _{10}{\Big (}{P_{*} \over P_{\mathrm {st} }}{\Big )}&=-7.90298(T_{\mathrm {st} }/T-1)\ -\ 1.3816\times 10^{-7}{\big (}10^{11.344(1-T/T_{\mathrm {st} })}-1{\big )}\\&+\ 5.02808\ \log(T_{\mathrm {st} }/T)+\ 8.1328\times 10^{-3}{\big (}10^{-3.49149(T_{\mathrm {st} }/T-1)}-1{\big )}\\\end{aligned}}}$ 

Den gjelder gjelder fra −50 til 102 °C. Siden 1988 er denne formelen for metningstrykket anbefalt av Verdens meteorologiorganisasjon til praktiske beregninger innen meteorologien.

Den molare massen til vann er M_v = 18.0 g/mol, som er regnet ut fra summen av atommassen til hvert atom. Luft består normalt av 78 % nitrogen, 21 % oksygen og 1 % andre stoff. Den gjennomsnittlige molekylærvekten til tørr luft blir dermed omtrent M_d = 28.8 g/mol. Luft oppfyller Avogadros lov som sier at samme volum ved samme temperatur og trykk vil inneholde det samme antall molekyler uansett type. Erstattes noen av oksygen eller nitrogenmolekylene med lettere vannmolekyler, vil luften derfor bli lettere. Dette er viktig innen meteorologien. Tørr luft vil synke om den kommer inn i et volum med luft som inneholder vanndamp. På samme måte vil luft som inneholder vanndamp stige dersom den blir blandet inn i et volum med tørr luft. Denne mekanismen er avgjørende for mange forskjellige værfenomen.

Vanndamp kan med god nøyaktighet beskrives som en ideell gass. Befinner den seg i et volum V ved temperatur T, vil dens trykk ${\displaystyle p_{*}}$  og tetthet ${\displaystyle \rho _{*}}$  oppfylle tilstandsligningen

${\displaystyle p_{*}=\rho _{*}R_{v}T}$ 

hvor R_v = R/M_v er den spesifikke gasskonstanten for vanndamp. For eksempel, ved en temperatur på 20 °C er dens damptrykk 2335 Pascal som derfor tilsvarer en tetthet

${\displaystyle \rho _{*}={2335\,\mathrm {Pascal} \times 18\mathrm {g/mol} \over 8.31\,\mathrm {J/molK} \times 293\,\mathrm {K} }=17.3\,\mathrm {g/m^{3}} }$ 

På samme måte som damptrykket øker denne størrelsen raskt med økende temperatur. Trykk og tetthet for mettet vanndamp ved andre temperaturer er gitt i følgende tabell.

Da vanndamp og luft ved kokepunktet inneholder like mange molekyler, er forholdet mellom deres tettheter ved denne temperatur gitt ved forholdet M_v/M_d = 0.62 mellom deres molekylvekter.

Ved måling av luftfuktighet kalles tettheten av vanndamp i luften for «absolutt fuktighet». Da vil dens partialtrykk i alminnelighet inngå i beregningen i stedet for metningstrykket som her.

Vanndamp er en liten, men svært viktig del av atmosfæren, og det meste av dampen finner vi i troposfæren. Vanndamp står for det meste av Jordas naturlige drivhuseffekt, som varmer planeten. Hvor stor del av den naturlige drivhuseffekten som skyldes vanndamp, er riktignok vanskelig å fastslå – anslagene ligger mellom 35 og 70 %. Samtidig deltar vannet i atmosfæren i kompliserte tilbakekoplingsmekanismer, som gjør klimavirkningen usikker. Global oppvarming fører til mer fordamping og økt innhold av vanndamp i atmosfæren. Samtidig fører mer vann i atmosfæren til mer skyer og mindre innstråling til jordoverflata. Vanndamp kan derimot også kondensere til skyer, som både kan varme og kjøle ned jorda. Vann i atmosfæren og været er begge svært avhengige av, og påvirker, hverandre.

Tåke og skyer dannes ved at vanndamp kondenserer på en kondensasjonskjerne. Uten kondensasjonskjerner må det mye lavere temperatur til for at kondensasjon skal oppstå. Med vedvarende kondensasjon eller deposisjon kan skydråper eller snøflak dannes, og når disse blir store og tunge nok faller de ned til overflaten som regn eller snø.

Vanndamp blander seg fritt med de andre gassene i atmosfæren. Til forskjell fra oksygen og nitrogen – som utgjør det meste av atmosfæren – kan vann skifte mellom fast, flytende og gassform ved de temperatur- og trykkforholdene som forekommer nær jordoverflaten. Denne egenskapen tillater vann å gå opp i atmosfæren som vanndamp ved fordamping fra havoverflata og andre fuktige overflater, for deretter å falle ned i fast form som snø, hagl og rim, eller i flytende form som regn og dugg.

Den gjennomsnittlige tiden vanndamp holder seg i troposfæren er rundt ti dager. Vanndampen som forsvinner fra atmosfæren som regn, blir ført tilbake ved fordampning fra hav, innsjøer og elver og transpirasjon fra planter og andre biologiske og geologiske prosesser.

Den årlige gjennomsnittlige globale konsentrasjonen av vanndamp ville gi et lag på 2,5 cm flytende vann over hele Jorda om alt hadde kondensert på en gang. Den gjennomsnittlige årlige nedbøren på Jorda er derimot omtrent 1 meter, noe som indikerer rask omsetning av vannet i luften.

I løpet av ett år fordamper en vannmengde tilsvarende 380 000 km³ vann. Vannmolekylene har en gjennomsnittlig oppholdstid i atmosfæren på 7 dager. Summen av alt vann i atmosfæren tilsvarer en vannsøyle på 25 mm. Innholdet varierer fra nær null ved polene til 75 mm ved ekvator – se figur.

For å fordampe 1g vann kreves en energimengde på 2 500 J – det samme som kreves for å varme opp 600g vann 1 – og en større andel av den solenergien som jordoverflata absorberer, tilbakeføres til atmosfæren som latent fordampingsvarme. Den samme energimengden frigis i atmosfæren under kondensasjon av vanndamp, og denne kondensasjonsenergien er kilde for viktige meteorologiske forløp, og har stor betydning for klimaet på jorda. F.eks. står den for en stor del av energioverføringen fra lave til høyere breddegrader.

 

Siden vannmolekyler absorberer mikrobølger og andre radiobølgefrekvenser, blir radarsignaler svekket av vann i atmosfæren. I tillegg vil atmosfærisk vann reflektere og refraktere signalene på forskjellige måter avhengig av om det er damp, flytende vann eller is.

Generelt vil radarsignal kontinuerlig miste styrke jo lenger de går gjennom troposfæren. Forskjellige frekvenser svekkes forskjellig, slik at enkelte luftkomponenter stopper enkelte frekvenser, men slepper andre gjennom. Radiobølger som blir brukt til kringkasting og annen kommunikasjon blir for eksempel svekket av denne effekten.

Vanndamp reflekterer radar mindre enn flytende vann og is. Når man har dråper og iskrystaller fungerer vannet som et prisme.

Vanndamp har en nøkkelrolle i dannelse av lyn i atmosfæren. Skyer genererer statisk elektrisitet i atmosfæren, men evnen skyer har til å holde på store mengder elektrisk energi er direkte avhengig av vanndampmengden i skyen.

Vanndampen styrer permittiviteten i luften. Når luften har lav fuktighet, oppstår det raskt utladning av statisk elektrisitet. Når fukten øker skjer det færre utladninger, men permittiviteten og kapasitansen fører til at luften kan produsere større elektriske ladninger før de utlades som lyn.

Etter at en sky har startet å generere lyn fungerer vanndampen som et stoff (eller en isolator) som motvirker utladingen av den elektriske energien. Dersom skyen fortsetter med å generere statisk elektrisitet, vil ikke vanndampen lenger klare å hindre en utladning. Energien blir utladet mot et lokalt, motsatt ladet område, i form av lyn. Styrken på hver utladning er direkte tilknyttet permittiviteten og kapasitansen til atmosfæren i tillegg til kilden til utladningen.

Vanndamp forekommer på andre planeter i solsystemet og også utafor solsystemet. Når en komet nærmer seg sola, sublimerer noe av isen i kometkjernen til vanndamp, som reflekteres av sollyset og gir kometen dens lysende hale.

På Mars befinner det meste av vannet seg som is ved nordpolen. Forskerne antar at en del av denne isen går over i gassform i løpet av sommeren.

• E. Lillestøl, O. Hunderi og J.R. Lien, Generell Fysikk, Bind 2, Universitetsforlaget, Oslo (2001). ISBN 82-15-00006-1.
• R. Müller, Thermodynamik: Vom Tautropfen zum Solarkraftwerk, Walter de Gruyther GmbH, Berlin (2014). ISBN 978-3-11-030198-4.
• P.A. Rock, Chemical Thermodynamics, University Science Books, Oxford (1983). ISBN 0-19-855712-5.

• Hygrothermik, Online-Rechner: Daten feuchter Luft Arkivert 8. juli 2016 hos Wayback Machine., kalkulator for fuktig luft - på tysk.
• CIRES, Saturation vapor pressure formulations, på engelsk.
• N. Vandewalle, Faseoverganger i vann, fransk forelesningsnotat.