Fuktighet, kondensasjon og skyer

Kapittel 4

Fuktighet, kondensasjon og skyer

Asgeir Sorteberg

Geofysisk Institutt, UiB

Fuktighet

Mengden vanndamp i atmosfæren kan betegnes på en rekke forskjellige måter.

• Masse vann per volum (vanndamptetthet, absolutt fuktighet)

• Masse vann per total vekt for luftpakken (spesifikk fuktighet), Masse vann per vekt av resten av lufta i atmosfæren

(blandingsforholdet)

• Forholdet mellom hvor mye vanndamp det er i atmosfæren og hvor mye som kunne vært hvis lufta var mettet (relativ fuktighet)

• Trykket vanndampen utfører på omgivelsene (vanndamptrykket)

Fuktighet

kg ] [ kg

d v

m w = m

Blandingsforholdet (w): Forholdet mellom vanndamp og tørr luft (typisk verdi: 1-20g/kg)

Blandingsforholdet i en luftpakke er konservert hvis det ikke foregår faseoverganger.

Spesifikk fuktighet (q): Forholdet mellom vanndamp og luft (luft: vanndamp+tørr luft)

kg ] [ kg 1

w w m

m q m

v d

v

= +

= +

m_v: masse vanndamp [kg]

m_d: masse tørr luft [kg]

Fuktighet

Vanndamptrykket (e): Vanndamptrykk er vanndampens partialtrykk som er det trykket vandampen utfører på omgivelsene (typisk verdi: 5-45hPa)

Merk: Vanndamptrykket (p_H2O) benevnes som oftest med bokstaven e:

w p e w

ε

= +

w: Blandingsforholdet [kg/kg]

p: Atmosfærisk trykk [Pa]

ε: Forholdet mellom gasskonstanten for for tørr luft og vanndamp (0.622)

På sammen måte som for blandingsforholdet og vanndamptrykket er det en enkel relasjon mellom vanndamptrykket og spesifikk fuktighet:

q p

e ^≈ ε

Fuktighet

Relativ Fuktighet (RH): Relativ fuktighet er forholdet mellom vanndampmengden i luft og den maksimale vanndampmengden som luften kan inneholde om luften var mettet. (typisk verdi: 10-100%).

Relativ fuktighet er definert som forholdet mellom partialtrykket til vanndamp i en gassblanding av tørr luft og vann og vanndampens metningstrykk til vann ved en gitt temperatur

× 100

= e

RH e

e_s: Vanndamptrykket ved metning [Pa]

Duggpunktstemperatur

Det finnes også andre måter å indikere fuktighetsinnholdet på:

Duggpunktstemperatur(T_d) er den temperaturen den aktuelle lufta må avkjøles til for at fuktigheten i lufta gir en mettet luftfuktighet.

Når duggpunkttemperaturen kommer under 0°C kalles det rimpunktet/ frostpunkt.

Hvis den relative fuktigheten er 100%, vil duggpunkt-temperaturen og lufttemperaturen være like.

En ikke alt for nøyaktig approksimasjon (±1C⁰) for relativ fuktighet (RH) over 50%:

5

100 RH T

T_d ≈ − − Med andre or er forandring i duggpunktet er tilnærmet 1°C per 5% forandring i relativ fuktighet

Våtkuletemperatur

Våtkuletemperatur (T_w) også kalt våtkolbe temperatur eller bare våttemperatur.

Våtkuletemperatur er den temperaturen lufta får hvis vi kjøler den adiabatisk (uten å ta opp/avgi varme, se kap 5) og ved konstant trykk ned til metningspunktet ved å tilføre vanndamp

Både duggpunkt og wet-bulb temperaturen er relatert til avkjøling av en luftpakke ved å gjøre lufta mettet med

vanndamp. Ved beregning av duggpunktstemperaturen avkjøles lufta til blandingsforholdet w blir lik

metningsblandingsforholdet w_s mens ved beregning av wet-bulb temperaturen tilføres vanndamp slik at w øker til w_s

Våtkolbetemperaturen vil ligge mellom vanlig temperatur og duggpunktstemperaturen.

En forenklet formel er:

2

d w

T T ≈ T +

Dugg og Våtkuletemperatur

Termometer med vanlig temperatur (venstre og

våtkuletemperatur (midten) og

duggpunktstemperatur (høyre)

Våt fille rundt termometeret

Avkjøl lufta så det blir dugg på termometeret

Hydrologiske syklus

Den hydrologiske syklusen beskriver hvordan vann går fra et reservoar (som f.eks. atmosfæren, elver, grunnvann,

havet etc.) til et annet gjennom:

• Fordampning/sublimasjon

• Kondensasjon/deposisjon

• Nedbør (snø og regn)

• Infiltrasjon

• Avrenning nær og på overflaten

• Grunnvannsavrenning

Vannbudsjettet atmosfæren

Atmosfæren

Overflaten

P _E

ut

f

f

W_a: total mengde atmosfærisk vann [kg/m²] P: Nedbør [kg/m²s]

D: Duggfall [kg/m²s]

R: Rim [kg/m²s]

E: Fordamping [kg/m²s]

S: Sublimasjon [kg/m²s]

f_a: Adveksjon av fuktighet [kg/m²s]

D

W

R S

Vannbudsjettet atmosfæren

forandring i atmosfærisk vann = Vann inn - Vann ut

( ^{E S f}

) ( ^{P D R f}

)

t W

,

,

− + + +

+ +

∆ =

∆

Nedbør måles som oftest i millimeter (mm). I vannbudsjett beregninger kan det være greit å beregne leddene i kg/m

isteden.

2

3 1

1000 m

001 . 0 mm

1 kg/m kg/m

A h hA A

V A

m

=

⋅

=

=

=

= ρ ρ ρ V: Volum[m³]

m: masse [kg]

h: Høyde [m]

A: areal [m²]

ρ: Tetthet [kg/m³]

Vannbudsjettet i jorda

Merk: Dette budsjettet holder for vann i væskeform. Vi har ikke tatt med vann i fast form

(snø)

PRegn _E

w ut

f

w inn

f

W_w: total mengde vann i jorda[kg]

P_Regn: Nedbør i form av regn [kg/m²s]

D: Duggfall [kg/m²s]

E: Fordamping [kg/m²s]

I: Innfitrasjon [kg/m²s]

f_w: Adveksjon av jordvann [kg/m²s]

D

W

Overflaten

Vannbudsjettet i jorda

forandring i jordvann = Vann inn - Vann ut

( ^{P D f}

) ( ^{E I f}

)

t W

, ,

Regn

+ + − + +

∆ =

∆

( ^f

^{− f}

) kalles avrenning

Hydrologiske syklus

Vann Reservoarer

Vann

reservoarer 1000km³ %

Hav 1335040 96.96

Is 26350 1.91

Grunnvann 15300 1.11

Jord fuktighet 122 0.009

Permafrost 22 0.002

Atmosfære 13 0.001

Hvor er vannet?

Vannets residenstid

Vann reservoarer Residenstid

Antarktis 20 000 år

Hav 3 200 år

Isbreer 20-100 år

Snødekke 2-6 måneder

Jordfuktighet 1-2 måneder

Grunnvann: grunt 100-200 år

Grunnvann: dypt 10 000 år

Innsjøer 50-100 år

Elver 2-6 måneder

Atmosfæren 9 dager

Hvor lenge blir vannet i de forskjellige reservoarene?

Vann flukser

Vann flukser 1000km³

/år mm/år

Nedbør Hav 373 1016

Land 113 791

sum 486 952

Fordampning Hav 413 1128

Land 73 511

Sum 486 952

Atmosfærisk transport av

vanndamp fra hav til land 40 280

Transport av vann fra land til hav gjennom

avrenning (elver + grunnvann)

40 109

Fordampning

I meteorologi brukes ordet fordampning om prosessen der et stoff går fra væske til gassform.

For at molekyler skal kunne fordampe må de ha nok indre bevegelsesenergi (indre kinetisk energi) til å overkomme de

intermolekylære kreftene. Dvs krefter som virker mellom molekyler (såkalte van der Waals' krefter) som holder de sammen pga.

midlertidige eller permanente dipoler i molekyler som ligger inntil hverandre. Fra kap. 2 vet vi at temperatur er en indikasjon på et

stoffs indre bevegelsesenergi så høy temperatur vil gi mer fordampning.

En del av molekylene som slipper fri vil raskt gå tilbake til

væskeform (kondensasjon). Hvor mange molekyler som gjør dette er avhengig av vanndamptrykket. Et større vanndamptrykk vil gjøre

at fler molekyler går tilbake i væskeform

Fordampning

Når det er like mange molekyler som går over fra væske til gass som fra gass til væske er har vi en likevekt som kalles metning.

Netto fordampning er da null.

Netto fordampning er primært avhengig av:

• Flatens vanninnhold

• Flatens temperatur.

• Netto transport av vanndamp bort fra lufta over flaten (dette bestemmes av vind/turbulens).

• Vanndamptrykket i lufta over flaten. Mindre trykk jo letter er det for molekylet å fordampe.

• Areal: Et større areal vil kunne gi mer fordampning

• Tetthet til væsken: Større tetthet gjør det vanskeligere å fordampe.

Metningstrykket

Metningstrykket (e

) er det trykket der mengden kondensasjon og fordampning er lik (netto

fordampning er 0) over en plan flate

Vi sier gjerne at lufta ikke kan ’holde’ mer vanndamp

Kondensasjon

Kondensasjon er en faseovergang fra gass til en væske og det motsatte av fordampning.

I atmosfæren kondenserer vanndamp mye lettere når man har kondensasjonskjerner i atmosfæren. Uten disse små partiklene må man ha en fuktighet som er større en

metning over en plan flate

Dugg: Vanndamp fra lufta som kondenserer til vann på en flate

Clausius-Clapeyrons likning

Clausius-Clapeyrons likning forteller oss hvordan metningstrykket for vanndamp forandres med temperatur, med andre ord: Hvor mye vann atmosfæren kan holde før den kondenseres og skyer dannes

med påfølgende nedbør.

T°C -20 -10 0 10 20 30 40

g/m³ 1.1 2.4 4.9 9.4 17.4 30.5 51

Mengden vann i absolutt fuktighet

(vanndampstettet) ved metning for forskjellige temperaturer:

e_s(T) : Vanndamptrykket ved temperatur T [Pa]

e_s(T₀) : Vanndamptrykket ved en referanse temperatur T₀ (som oftest 273.15K) [Pa]

L_v: Latent varme ved fordampning [J/kg]

R_v: gasskonstanten for vann [J/kgK]

Sublimasjon

Hvis et stoff går direkte fra fast form til gass kalles det sublimasjon.

Det er mulig for et stoff å gå direkte fra fast form til gass når trykket til et stoff (f.eks. vanndamptrykket) er så lavt at det under oppvarming ikke kan hindre atomene i å løsrive seg og går dermed direkte over til gassform. Den motsatte prosessen til sublimasjon er deposisjon, hvor gass går direkte over til fast

form. Fra kap. 2 så vi at det trengs ca 15% mer energi til sublimasjon (2.85∙10⁶ J/kg) enn til fordampning (2.50∙10⁶ J/kg) Sublimasjon vil ofte skje under kraftig solinnstråling i tørt, kaldt

vær (lavt vanndamptrykk).

Deposisjon

Deposisjon er en faseovergang direkte fra gass til fast form og det motsatte av sublimasjon.

Rim: Vanndamp fra lufta som deponeres som

is/snø på en flate

Dannelse av skydråper

Man kunne tenke seg at dråper kunne dannes ved at rent vann kondenserte fra en overmettet vanndampløsning (kalles homogen kjernereaksjon). Dette er en prosess som sjelden skjer i atmosfæren.

Grunnen er at overmetningene defineres med hensyn på en plan flate, men en skydråpe er ikke plan så selv om lufta er mettet med hensyn på en plan flate er den ikke nødvendigvis mettet med hensyn

på en krum flate. Dette kalles Kelvin effekten eller krumningseffekten.

Denne effekten sier at når vannmolekyler går sammen for å danne en dråpe vil ikke lufta lenger være overmettet med hensyn til denne krumme flaten som er dannet (selv om den er det med hensyn på en

plan flate) slik at vannmolekylene vil fordampe tilbake til gassfase.

Grunnen til at overmetningen er avhengig av om vi har en plan eller krummet flate er at for en krummet flate er det færre

vannmolekyler i nærheten av hverandre og arbeidet som kreves for å slite et vannmolekyl løs løs blir derfor mindre.

Dannelse av skydråper

I atmosfæren kondenserer vanndamp mye lettere når man har aerosoler (kondensasjonskjerner) i atmosfæren (kalles heterogen kjernereaksjon). Når kondensasjonskjerner er tilstede trengs mye

mindre overmetning for at man kan danne skydråper. Dette kalles Raoults lov eller løsningseffekten.

Raoults lov sier oss at vanndamptrykket med noe oppløst materialet er et annet enn vanndamptrykket til rent vann. Grunnen til dette er at

damptrykket er proporsjonalt med konsentrasjonen av forskjellige molekyler.

For eksempel hvis vi tilsetter molekyler vil disse molekylene oppta noe av plassen til vannmolekylene slik at konsentrasjonene av

vannmolekyler blir mindre, da blir vanndamptrykket mindre.

Dvs. at ved tilsetning av oppløst materialet i vannet vil

metningstrykket for vann kunne reduseres i forhold til i rent vann slik at man når metning raskere.

Kondensasjonskjerner

Størrelsen på skykondensasjonskjerner (CCN) sammenliknet med, skydråper og

regndråper

Skykondensasjonskjerner (CCN) er små aerosoler (se aerosoler i kap 1) med typisk størrelse på 0,0002 mm som vanndamp kan kondensere på. Tallet på kondensasjonskjerner i luften er vanligvis

100 -1000 per cm³.

Det finnes mange forskjellige typer atmosfæriske partikler som vanndamp kan kondensere på (Se tabell over aerosoler i kap. 1).

Tåke

Tåke er kondensasjon av luft i kontakt med bakken.

D.v.s. tåke er en sky som går ned til bakken.

Det er en gradvis overgang mellom tåke og tåkedis, grensen er at ved mer enn 1km sikt er det dis.

Sikt er definer som den minste horisontale distanse man kan gjenkjenne større gjenstander i dagslys, når man står på bakken.

De viktigste former for tåke er:

• Adveksjonståke

• Strålingståke

• Fordampningståke

Adveksjonståke

Adveksjonståke er varm og fuktig luft som advekteres

(beveger seg) samtidig som den blir avkjølt slik at lufta når metning.

Avkjølingen kan skje f.eks. ved strøm over et kaldere underlag eller ved strøm mot fjell og løfting av lufta og

dermed adiabatisk avkjøling (orrografisk tåke)

Strålingståke

Strålingståke oppstår når luft nær bakken blir mettet som følge av strålingsavkjøling (utgående stråling større enn

innkomne) nær bakken.

Strålingståke skjer ofte på klarværsnetter (inversjon)

med fuktig bakke og vindstille eller svak vind

med lite utskifting av luftmasser f.eks. dalbunn

Fordampningståke

Fordampingståke oppstår når atmosfæren får tilført

vanndamp til metning oppstår. F.eks. ved fordampning fra åpne elver (frostrøyk) eller ved at nedbør fordamper på vei

gjennom atmosfæren (nedbørståke eller såkalt fronttåke)

Frostrøyk

Skyer

Skyer kan deles inn i tre hovedformer:

• Cirrus (Hårskyer/Slørskyer)

• Cumulus (Haugskyer)

• Stratus (Lagskyer) Samt en underkategori:

• Nimbus (regnskyer)

Skyer er små vanndråper (skydråper) eller iskrystaller eller

en kombinasjon av begge.

Skyer

• Stratus: også kalt stratiforme eller lagdelte skyer (det latinske ordet stratus betyr 'lag') har liten vertikal utstrekning, men strekker seg ofte horisontalt utover i store områder. Dannes når store stabile luftmasser (se kap 5) avkjøles og når metning. (f. eks. storskala oppstigning av luft langs en front)

• Cumulus: (Haugskyer): også kalt konvektive skyer kan ha stor

vertikal utstrekning og ofte liten horisontal utstrekning. Dannes ofte p.g.a. ustabile luftmasser (oppdrift, se kap 5) som avkjøles og når

metning. Som f. eks oppvarming av bakken , løfting av luft som er potensielt ustabil (se kap 5) eller avkjøling/oppvarming av

toppen/bunn av et luftlag.

• Cirrus skyer (Hårskyer/Slørskyer): Består av iskrystaller (ofte

fallende) og dannes bare i øvre troposfære. Cirrus er karakterisert ved tynne tråder som ofte er vevd sammen i et slør.

Skyer

I tillegg til de tre hovedkategoriene indikeres det ofte også om skyen har nedbør eller ikke

• Nimbus (Regnskyer): Nimbus er latin og betyr regn og er betegnelsen på skyer som produserer nedbør. Siden Nimbus skyer er fulle av vann er de ofte mørkere en skyene rundt. For eksempel vil en Nimbo-

stratus være en stratussky som gir nedbør.

Skyer

Hvis det i tillegg tas hensyn til høyden de er i har World

Meteorological Organization (WMO) kategorisert de troposfæriske skyene inn i 10 skytyper innenfor 3 høydekategorier.

Høydekategoriene tar hensyn at tropopausen (overgangen mellom troposfære og stratosfære) ikke er lik på alle breddegrader.

Nivå Polare

områder

Tempererte områder

Tropiske områder

Høy 3-8 km 5-13 km 6-18 km

Midlere 2-4 km 2-7 km 2-8 km

Lav 0-2 km 0-2 km 0-2 km

Latinsk navn Forkortelse Norske navn Høydekategori*

Cirrus Ci Fjærskyer

Høye skyer

Skybase ca 5-13 km over bakkenivå.

Cirrocumulus Cc Makrellskyer

Cirrostratus Cs Slørskyer

Altocumulus Ac Rukleskyer Midlere skyer

Skybase ca 2-7 km over bakkenivå.

Altostratus As Lagskyer

Stratocumulus Sc Bukleskyer

Lave skyer

Skybase lavere enn 2 km over bakkenivå.

Stratus St Tåkeskyer

Cumulus Cu Haugskyer

Nimbostratus Ns Nedbørskylag

Cumulonimbus Cb Bygeskyer

Skyklassifikasjon

*Høydene gjelder for midlere breddegrader

Skyer

Vi kan også dele skyer in i varme og kalde skyer:

En varm sky er en sky hvor temperaturen i skyen er høyere enn 0 grader. Vi har ikke iskrystaller i varme skyer.

I kalde skyer er temperaturen under 0 grader i hele skyen, eller i det minste i den øverste delen av skyen. Dette betyr ikke at skyen består utelukkende av iskrystaller, men kan også bestå av

underkjølte vanndråper. Underkjølte vanndråper er vanndråper som svever fritt i atmosfæren selv om temperaturen (T) i dråpene og i lufta omkring er under 0°C.

Som en hovedregel har vi at når temperaturen i skyen er:

• T > -10°C inneholder skyen bare skydråper

• T -10° til -30°C inneholder skyen skydråper og iskrystaller.

• T -30° til -40°C inneholder skyen nesten bare iskrystaller.

• T < -40°C inneholder skyen bare iskrystaller.

Foto: Hans Waagen

III. Skyer

Cumulus

Cumulonimbus

Stratus

Stratocumulus

Cirrocumulus