Kondensation ist eine Änderung der Kombination einer Substanz von gasförmig zu flüssig oder fest. Aber was ist Kondensation in der Mastaba des Planeten?
Zu jedem Zeitpunkt enthält der atmosphärische Planet der Erde über 13 Milliarden Tonnen Feuchtigkeit. Diese Zahl ist nahezu konstant, da Niederschlagsverluste letztendlich kontinuierlich durch Verdunstung ausgeglichen werden.
Die Zirkulationsrate der Feuchtigkeit in der Atmosphäre
Die Feuchtigkeitszirkulationsrate in der Atmosphäre wird auf einen kolossalen Wert geschätzt - etwa 16 Millionen Tonnen pro Sekunde oder 505 Milliarden Tonnen pro Jahr. Wenn der gesamte Wasserdampf in der Atmosphäre kondensiert und ausgefällt wäre, könnte dieses Wasser die gesamte Oberfläche des Globus mit einer Schicht von etwa 2,5 Zentimetern bedecken, dh die Atmosphäre enthält eine Feuchtigkeitsmenge, die nur 2,5 Zentimetern Regen entspricht.
Wie lange ist ein Dampfmolekül in der Atmosphäre?
Da auf der Erde durchschnittlich 92 Zentimeter pro Jahr fallen, wird die Feuchtigkeit in der Atmosphäre 36 Mal aktualisiert, dh 36 Mal, wenn die Atmosphäre mit Feuchtigkeit gesättigt und von dieser befreit ist. Dies bedeutet, dass das Wasserdampfmolekül durchschnittlich 10 Tage in der Atmosphäre bleibt.
Wassermolekülpfad
Einmal verdampft, driftet das Wasserdampfmolekül normalerweise Hunderte und Tausende von Kilometern, bis es kondensiert und mit Niederschlag auf die Erde fällt. Wasser, das in Form von Regen, Schnee oder Hagel auf die Höhen Westeuropas fällt, erstreckt sich etwa 3.000 km vom Nordatlantik entfernt. Zwischen der Umwandlung von flüssigem Wasser in Dampf und dem Niederschlag auf der Erde finden verschiedene physikalische Prozesse statt.
Von der warmen Oberfläche des Atlantiks fallen Wassermoleküle in die warme feuchte Luft, die anschließend über die kältere (dichtere) und trockenere Luft steigt, die sie umgibt.
Wenn in diesem Fall eine starke turbulente Vermischung der Luftmassen beobachtet wird, erscheinen eine Mischschicht und Wolken in der Atmosphäre an der Grenze der beiden Luftmassen. Etwa 5% ihres Volumens sind Feuchtigkeit. Mit Dampf gesättigte Luft ist immer leichter, zum einen, weil sie erwärmt wird und von einer warmen Oberfläche kommt, und zum anderen, weil 1 Kubikmeter sauberer Dampf etwa 2/5 leichter ist als 1 Kubikmeter saubere trockene Luft bei gleicher Temperatur und Druck. Daraus folgt, dass feuchte Luft leichter als trocken ist und noch mehr warm und feucht. Wie wir später sehen werden, ist dies eine sehr wichtige Tatsache für Wetteränderungsprozesse.
Luftmassenbewegung
Luft kann aus zwei Gründen aufsteigen: entweder weil sie durch Erhitzen und Befeuchten leichter wird oder weil sie von Kräften beaufschlagt wird, die sie über bestimmte Hindernisse aufsteigen lassen, beispielsweise über Massen kälterer und dichterer Luft oder über Hügel und Berge.
Kühlung
Steigende Luft, einmal in Schichten mit niedrigerem atmosphärischen Druck, wird gezwungen, sich auszudehnen und immer noch abzukühlen. Die Expansion erfordert den Aufwand an kinetischer Energie, die aus der thermischen und potentiellen Energie der atmosphärischen Luft gewonnen wird, und dieser Prozess führt zwangsläufig zu einem Temperaturabfall. Die Abkühlrate eines aufsteigenden Luftanteils ändert sich häufig, wenn dieser Teil mit Umgebungsluft gemischt wird.
Trockener adiabatischer Gradient
Trockene Luft, in der keine Kondensation oder Verdunstung stattfindet, sowie Mischen, das keine Energie in einer anderen Form erhält, wird beim Auf- oder Absteigen auf einen konstanten Wert (alle 100 Meter um 1 ° C) abgekühlt oder erwärmt. Dieser Wert wird als trockener adiabatischer Gradient bezeichnet. Wenn die aufsteigende Luftmasse jedoch feucht ist und Kondensation darin auftritt, wird die latente Kondensationswärme freigesetzt und die Temperatur der mit Dampf gesättigten Luft fällt viel langsamer ab.
Nasser adiabatischer Gradient
Diese Größe der Temperaturänderung wird als nasser adiabatischer Gradient bezeichnet. Sie ist nicht konstant, sondern ändert sich mit der Menge der freigesetzten latenten Wärme, dh sie hängt von der Menge des kondensierten Dampfes ab. Die Dampfmenge hängt davon ab, wie stark die Lufttemperatur sinkt. In den unteren Schichten der Atmosphäre, wo die Luft warm und die Luftfeuchtigkeit hoch ist, beträgt der nasse adiabatische Gradient etwas mehr als die Hälfte des trockenen adiabatischen Gradienten. Der feuchte adiabatische Gradient nimmt jedoch allmählich mit der Höhe zu und entspricht in sehr großer Höhe in der Troposphäre fast dem trockenen adiabatischen Gradienten.
Der Auftrieb von sich bewegender Luft wird durch das Verhältnis zwischen ihrer Temperatur und der Temperatur der Umgebungsluft bestimmt. In einer realen Atmosphäre sinkt die Lufttemperatur in der Regel ungleichmäßig mit der Höhe (diese Änderung wird einfach als Gradient bezeichnet).
Wenn die Luftmasse wärmer und daher weniger dicht als die Umgebungsluft ist (und der Feuchtigkeitsgehalt konstant ist), steigt sie wie ein in einen Tank getauchter Kinderball auf. Und umgekehrt, wenn die sich bewegende Luft kälter als die Umgebung ist, ist ihre Dichte höher und sie fällt ab.Wenn die Luft die gleiche Temperatur wie die benachbarten Massen hat, ist ihre Dichte gleich und die Masse bleibt stationär oder bewegt sich nur zusammen mit der Umgebungsluft.
Somit sind in der Atmosphäre zwei Prozesse vorhanden, von denen einer zur Entwicklung der vertikalen Luftbewegung beiträgt und der andere sie verlangsamt.
