Typer termodynamiske prosesser

Kapittel 5

Skydannelse og Nedbør

Asgeir Sorteberg

Geofysisk Institutt, UiB

Typer termodynamiske prosesser

Vi skiller mellom to type termodynamiske prosesser i meteorologi.

• Adiabatiske prosesser:

Ingen varmeutveksling med omgivelsene

• Diabatiske prosesser:

Varmeutveksling med omgivelsene

Typer termodynamiske prosesser

Adiabatisk prosess

En adiabatisk prosess er en termodynamisk prosess der det ikke skjer varmeutveksling med omgivelsene. Dette er

prosesser som er termisk isolert fra omgivelsene.

Et eksempel vil være en luftpakke som når den stiger opp ikke utveksler luft med omgivelsene som har en annen temperatur

og ikke absorberer stråling.

Adiabatisk er gresk og betyr ugjennomtrengelig.

Det finnes tre typer adiabatiske prosesser:

1. Tørr adiabatiske 2. Fuktig adiabatiske 3. Pseudo adiabatiske

Typer termodynamiske prosesser

Merk: Det vil alltid være en forenkling å si at en prosess er adiabatisk, ettersom alle prosesser i større eller mindre grad

vekselvirker med omgivelsene, men i en del tilfeller er varmeutvekslingen så liten at vi kan se bort fra den (f. eks.

prosesser som foregår så raskt at det ikke er tid til å overføre mye varme). Det mye lettere å regne på prosesser ved å anta at

de er adiabatisk.

Diabatisk prosess

En diabatisk prosess er det motsatte av en adiabatisk prosess.

En diabatisk prosess vil utveksle varmeenergi med omgivelsene.

Adiabatisk oppstigning

En viktig adiabatisk prosess i meteorologi er adiabatisk oppstigning.

D.v.s. at luftpakker stiger opp uten å utveksle varme med omgivelsene. Fra Kap 3. hadde vi en likning for potensiell

temperatur som ga en direkte relasjon mellom en

trykkforandring og temperatur forandringen hvis prosessen var adiabatisk.

= ^/

Hvis en luftpakke stiger vil trykket synke og temperaturen synke i en adiabatisk prosess.

NB. θ er temperaturen ved trykk p₀.

Adiabatiske prosesser

En tørradiabatiskprosess er en adiabatisk prosess der

umettet luft stiger eller synker ned. Merk at lufta ikke trenger være tørr, men umettet.

Den tørradiabatiske temperaturendringen angir hvor raskt en stigende pakke med umettet luft, vil bli avkjølt.

Den tørradiabatiske temperaturendringen er -9.8 K/km.

Tørr adiabatisk prosess

∆∆ _ø = − = −9.8 [ ]

Adiabatiske prosesser

En fuktigadiabatiskprosess er en adiabatisk prosess der mettet luft stiger eller synker ned.

Den fuktigadiabatiske temperaturendringen angir hvor raskt en stigende pakke med mettet luft, vil bli avkjølt.

Fuktigadiabatiske temperaturendringen er mindre enn den tørradiabatiske temperaturendringen (som regel rundt -5 K/km, avhengig av blandingsforholdet) fordi når en mettet luftpakke stiger

vil man få kondensasjon som er en prosess som avgir varme.

Fuktig adiabatisk prosess

∆∆ _! = − 1 + $%_& ' + $%⁽₎ '

(

[ ]

w: Blandingsforholdet [kg/kg]

R_d: spesifik gasskonstant for tørr luft [J/(kgK)]

R_w: spesifik gasskonstant for vanndamp [J/(kgK)]

T: Temperatur [K]

Cp: Spesifikk varmekapasitet [J/(kgK)]

L: Latent varme ved fordampning [J/kg]

Adiabatiske prosesser

Fuktigadiabatiske temperaturendringen ved forskjellig trykk og temperatur

Trykk [hPa]

Temperatur [⁰C]

-40 -20 0 20

1000 9.5 8.6 6.4 4.3

800 9.4 8.3 6.0 3.9

600 9.3 7.9 5.4

400 9.1 7.3

Adiabatiske prosesser

I meteorlogi snakker man også om pseudo-adiabatiske prosesser.

Detter er prosesser der vann har kondensert og falt ut som nedbør. Pseudo-adiabatiske prosesser er tilnærmet

fuktigadiabatiske, men noe energi er utvekslet med omgivelsen i form av vanndråper som har falt ut.

Pseudo-adiabatisk prosess

20⁰C 0 m

500 m 1000 m

15⁰C 10⁰C

20⁰C 17.5⁰C

15⁰C Tørradiabatisk

oppstigning

Fuktigadiabatisk oppstigning

Atmosfærisk Stabilitet

Stabilitet er et mål på hvor stor kraft som må til for å få en luftpakke ut av en likevektsposisjon.

Et mål på atmosfærisk stabilitet er såkalt statisk stabilitet (eller hydrostatisk stabilitet) som sier noe om hvor enkelt

eller vanskelig det er å løfte en luftpakke vertikalt. Med andre ord forholdet mellom kreftene som virker ned på

luftpakke og de som virker opp.

Atmosfærisk Stabilitet

Vi tenker oss en atmosfære i hydrostatisk balanse og at vi setter inn en luftpakke med samme trykk som

omkringliggende luft, men en annen tetthet. Denne vil da begynne å stige hvis tettheten er lavere eller synke hvis

tettheten er høyere

ρ_ag

ρ_a: tetthet til omkringliggende luft [kg/m³]

ρ_pakke: tetthet til luftpakka [kg/m3]

A: areal

For luft i hydrostatisk balanse har vi: δ pA + ρ

gA = ⁰

ρ_pakkeg

For en luftpakke med samme trykk, men annen tetthet: δ pA + ρ

gA ≠ ⁰

Avviket fra hydrostatisk balanse som gir en netto kraft opp eller ned blir da:

δ p

( ) ^gA

F = ρ

− ρ

Avviket fra hydrostatisk balanse kalles ofte oppdriftskrefter

Atmosfærisk Stabilitet

* = +

− +

Tettheten kan byttes ut med trykk og temperatur (ideelle gass lov)

Hvis pakka har sammen mengde vanndamp (R

=R

) som lufta rundt kan tettheten byttes ut med temperatur (vi har

allerede antatt at p

=p

) kan oppdriftskreftene skrives ved hjelp av temperatur

* = ρ

− +

= 1

,

− 1

, -

For en pakke på 1 m

:

pakke pakke

pakke pakke

a a

a

a

R T

p T

R

p =

= ρ

ρ ^,

Atmosfærisk Stabilitet

Fra diskusjonen om tørr adiabatiske og fuktig adiabatiske temperaturforandringer med høyden vet vi hvordan temperaturen i luftpakka vil forandre seg når vi hever den

adiabatisk

∆0

∆12

, - = −9.8

K/100m hvis den er umettet

∆0

∆1

2

, -

≈ −5 K/100m hvis den er mettet

Hvis vi sammenlikner dette med temperaturforandringen med høyden for lufta omkring kan vi si noe om hvor statisk

stabil luftpakka er.

Atmosfærisk Stabilitet

Absolutt statisk ustabil: Omkringliggende luft har en

temperaturforandringen med høyden som er mindre (mer negativ) enn den tørradiabatiske temperaturforandringen.

∆0

∆12

, < −9.8 K/km

∆∆ _ø

∆∆ _,

Temperatur

Høyde Vi ser at en luftpakke som heves vil få en temperatur som er større enn lufta omkring, dermed er tettheten mindre og den vil fortsette å stige.

Da er atmosfæren absolutt statisk ustabil

∆

∆ !

• Strålingsoppvarming av lavere luftlag og/eller avkjøling i høyere luftlag

• Tilstrømning (horisontal adveksjon eller turbulens) av varmluft i lavere nivå.

• Tilstrømning (horisontal adveksjon eller turbulens) av fuktig luft.

• Oppstigning (vertikal adveksjon eller turbulens) av luft som avkjøles adiabatisk.

Prosesser som skaper ustabilitet i

luft

Atmosfærisk Stabilitet

Absolutt statisk stabil: Omkringliggende luft har en

temperaturforandringen med høyden som er større (mindre negativ eller positiv) enn den fuktigadiabatiske temperaturforandringen.

∆0

∆12

, > −5^* K/km * Verdien er avhengig av blandingsforholdet

∆∆ _ø

∆∆ _,

Temperatur

Høyde Vi ser at en luftpakke som heves vil

få en temperatur som er mindre enn lufta omkring, dermed er

tettheten større og pakka vil synke ned til nivået den kom fra. Da er atmosfæren absolutt statisk stabil

∆

∆ !

• Strålingsavkjøling i lavere luftlag og/eller

oppvarming i høyere luftlag (f.eks. inversjon).

• Tilstrømning (horisontal adveksjon eller turbulens) av kald luft i lavere nivå og/eller varm luft i høyere nivå.

• Tilstrømning (horisontal adveksjon eller turbulens) av tørr luft i lavere nivå.

• Nedsynkning (vertikal adveksjon eller turbulens) av luft som oppvarmes adiabatisk.

Prosesser som skaper stabilitet i luft

Atmosfærisk Stabilitet

Nøytral skjikning: Omkringliggende luft har en

temperaturforandringen med høyden som er lik den tørradiabatiske temperaturforandringen hvis lufta er umettet eller lik den

fuktigadiabatiske hvis den er mettet

∆∆ _ø

∆∆ _,

Temperatur

Høyde Vi ser at en luftpakke som heves vil få en temperatur som er lik lufta

omkring, dermed er tettheten lik og pakka vil bli på det nivået den er

hevet Da er atmosfæren nøytral

Atmosfærisk Stabilitet

Betinget statisk ustabil: Omkringliggende luft har en

temperaturforandringen med høyden som er større (mindre negativ) enn den tørradiabatiske temperaturforandringen, men mindre (mer negativ) enn den fuktigadiabatiske

−9.8 < ^∆0_∆12

, < −5^* K/km *Verdien er avhengig av blandingsforholdet

∆∆ ø

∆∆ _,

Temperatur

Høyde Vi ser at en luftpakke som heves vil få en temperatur som er mindre enn

lufta omkring (stabil), men løftes den lenge nok til at lufta blir mettet kan den etterhvert få en temperatur som er høyere enn lufta omkring (ustabil) og dermed fortsette å stige.

Atmosfæren er da betinget statisk ustabil.

∆∆ !

Kondensasjonsnivå for heving

Kondensasjonsnivå for heving (

, LCL) er høyden der en luftpakke som blir hevet adiabatisk vil bli

mettet.

Siden mengden vanndamp lufta kan holde før den blir mettet (relativ fuktighet=100%) er avhengig av

temperaturen (Clausius Clapeyrons likning) vil en luftpakke som adiabatisk avkjøles (løfting av en luftpakke adiabatisk)

når en høyde der relativ fuktighet blir 100%. Dvs at duggpunktstemperaturen blir lik den reelle temperaturen

T

=T

Kondensasjonsnivå for heving

LCL er en god indikasjon på høyden av skybasen (bunnen av skyen) for skyer som har kondensert pga oppstigende luft

(for eks. cumulusskyer)

∆∆ _ø

∆ &

∆

Temperatur Høyde ^{∆∆ !}

Z_[ Z_\

LCL To forenklet likninger for høyden av LCL er:

ℎ_`a` ≈ 125 − _&

ℎ_`a` ≈ 20 + 5 100 − %d

h_LCL: Høyden av LCL [m]

T: temperatur [⁰C]

T_d: duggpunktstemperatur [⁰C]

RH: Relativ fuktighet [%]

Stigende luft, skydannelse og

adiabatisk oppvarming

Skydannelse

Skyer dannes ved at fuktig luft kondenserer. Kondensasjon kan oppnås enten ved at lufta avkjøles eller miksing av luft

med forskjellig temperatur og fuktighet.

Skydannelse

Hovedmekanismene for dette er:

• Luft varmes opp og den begynner å stige (pga termisk turbulens også kalt fri konveksjon) og avkjøles dermed adiabatisk.

• Luft tvinges opp (f. eks. p.g.a. topografi eller fronter) og avkjøles adiabatisk.

• Storstilt oppstigning av luft (dvs. vertikal adveksjon) i f. eks. i lavtrykk som fører til adiabatisk avkjøling.

• Avkjøling gjennom kontakt med kald bakke eller kaldere luftlag (kontakt gjennom mekanisk turbulens).

• Blanding av luftpakker som begge er nær metning, men med forskjellig temperatur. Fordi metningstrykket øker

eksponentielt med temperaturen kan gjennomsnittet av to umettede luftpakker gi metning.

Skyer og Stabilitet

Oppstigning p.g.a. termisk turbulens (fri konveksjon).

Merk at den horsiontale utstrekningen er liten

Oppstigning pga. storstilte vertikal vinder som skyldes at lavtrykket ved

bakken vil dra luft inn mot senteret av lavtrykket. Denne lufta vil stige

opp. Merk at den horisontale

utstrekningen en størrelsesorden to større enn for oppstigning p.g.a. fri konveksjon

Skyer og Stabilitet

Tvungen oppstigning pga.

topografi

Den horisontale utstrekningen er avhengig av fjellets størrelse

Tvungen oppstigning pga. en varmfront (til høyre) og en kaldfront (til venstre). Mer om

dette i kap. 8. Den horisontale utstrekningen kan være opptil 1000 km

Nedbørsprosesser

At man har skyer betyr ikke at den kommer nedbør. For at man skal få nedbør må skydråpene vokse seg så store at

gravitasjonen tar de ned til bakken.

Dråper i varme skyer vokser i hovedsak ved:

• Kollisjoner og sammensmeltinger (koalesens) med andre dråper

Dråper i kalde skyer vokser i hovedsak ved:

• Vekst fra vanndampfase

Vekst av skydråper

I varme skyer er dråpene i væskeform. De dråpene som er noe større enn gjennomsnittet vil ha en annen fart og derfor kollidere med de mindre dråpene. De små dråpene som kolliderer med den store vil ha en tendens til å følge strømlinjene rundt den store dråpen og

dermed unngå kollisjon, i tillegg vil en del som kolliderer ikke smelte sammen. Sammensmeltingsprosessen kaller koalesens.

Vi kan da definere en oppsamlingseffektivitet (E) bestående av to ledd:

e = fghfii jiiklmjgno

jiiklmjgno nj nhokl pik fghfii lf ngl nihgkg no fghfii jiiklmjgno

Figuren viser oppsamlingseffektivitet for to dråper med forskjellig radius

Vekst av skydråper

Faktorer som influerer på oppsamlingseffektivitet:

• Mengden vann i skya

• Størrelsene på dråpene

• Tykkelsen på skya

• Vertikal vind i skya

• Elektriske ladninger i dråpene eller elektriske felt i skya.

Figuren viser hvordan en skydråpe først kan stige og kollidere med andre dråper på veien opp til den blir så tung at den detter og

forsetter å kollidere med andre dråper til den er ute av skya.

Vekst av ispartikler i skyer

Bergerons iskrystallteori

I kalde skyer som er dominert av underkjølte skydråper er luft nesten mettet m.h.p. vann og overmettet m.h.p. is.

Dvs. at hvis du har kalde skyer med underkjølte dråper vil disse begynne å fordampe, mens ispartiklene vil begynne å vokse.

En måte og forstå dette på er å tenke seg at i utgangspunktet var lufta mettet mhp vann. Siden metning for is e_s,is er mindre enn for vann e_s (e_s,is < e_s) vil lufta være overmettet mhp is.

Iskjernen vil da legge på seg vha kondensasjon og frysing. Da dropper vanndamptrykket rundt iskjernen og vi får transport av vanndamp fra lufta nær skydråpen og mot lufta nær iskjernen.

Skydråpen vil begynne å fordampe fordi vanndamptrykket i lufta rundt dråpen er blitt mindre og nytt vann vil tilføres lufta slik at prosessen ikke stopper opp.

Vekst av ispartikler i skyer

Figuren illustrerer hvordan iskjernen vokser og skydråpen minker

Hvis der er betydelig fler underkjølte

skydråper enn iskjerner vil Bergerons

iskrystallteori gjøre at iskjernene vokser til de blir så store at de faller

ut.

Vekst av ispartikler i skyer

Blå linje viser at hvis man har mettet luft mhp vann (rød linje) så er lufta

overmettet mhp is. Differansen mellom metning ved vann og is er gitt i som den blå linja. Vi ser at differansen er størst ved ca -14⁰C. På grunn av dette er veksten av ispartiklene størst ved -14 ⁰ C (figur

under)

Isvekst

Nedbørstyper

Regn: vann i form av dråper med diameter > 0.5 mm. Jevn nedbør der mange av dråpene er mindre enn 0.5 mm kalles yr. En kort

nedbørsepisode kalles en byge og hvis den er svært kraftig (og som regel bare varer noen minutter) kalles det et skybrudd. Regn som

fordamper før den når bakken, men kan ses som striper ned fra skyer kalles fallstriper (eng: virga)

Snø: vann i fast form der iskrystaller er festet til hverandre i form av

¨sekskantede flak, prismer eller nåler (avhengig av temp og fuktighet).

Hagl: Hagl er nedbør i form av ispartikler eller isklumper. Hagl dannes av underkjølte vanndråper som fryser rundt en kondensasjonskjerne.

Haglkorn kan ha en størrelse på noen få millimeter til mellom ti til 15 centimeter i ekstreme tilfeller. Hagl under 5 mm kalles ofte for sprøhagl (eng: graupel).

Sludd: Sludd er snø som delvis har smeltet. Dvs. en blanding av snø og regn.

: