Kapittel 4 Fuktighet, kondensasjon og skyer

Transkript

1 Kapittel 4 Fuktighet, kondensasjon og skyer Asgeir Sorteberg Geofysisk Institutt, UiB

2 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)

3 w = m m v d Fuktighet Blandingsforholdet (w): Forholdet mellom vanndamp og tørr luft (typisk verdi: 1-20g/kg) kg [ kg ] m v : masse vanndamp [kg] m d : masse tørr luft [kg] Blandingsforholdet i en luftpakke er konservert hvis det ikke foregår faseoverganger. Spesifikk fuktighet (q): Forholdet mellom vanndamp og luft (luft: vanndamp+tørr luft) q = m d m + v m v = w 1+ w kg [ kg ]

4 Fuktighet Vanndamptrykket (e): Vanndamptrykk er vanndampens partialtrykk som er det trykket vandampen utfører på omgivelsene (typisk verdi: 5-45hPa) Merk: Vanndamptrykket (p H2 O) benevnes som oftest med bokstaven e: e = w p 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: e q p ε q: Spesifikk fuktighet[kg/kg]

5 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: %). 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 RH = e e s 100 e: vanndamptrykket[pa] e s : Vanndamptrykket ved metning [Pa]

6 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%: T d T 100 RH 5 Med andre or er forandring i duggpunktet er tilnærmet 1 C per 5% forandring i relativ fuktighet

7 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: T w T + T 2 d

8 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

9 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

10 Vannbudsjettet atmosfæren Atmosfæren f a, inn Wa f a, ut P D R E S Overflaten W a : total mengde atmosfærisk vann [kg/m 2 ] P: Nedbør [kg/m 2 s] D: Duggfall [kg/m 2 s] R: Rim [kg/m 2 s] E: Fordamping [kg/m 2 s] S: Sublimasjon [kg/m 2 s] f a : Adveksjon av fuktighet [kg/m 2 s]

11 W a t Vannbudsjettet atmosfæren forandring i atmosfærisk vann = Vann inn - Vann ut = ( E + S + f ) ( P + D + R f ) a, inn + a, ut Nedbør måles som oftest i millimeter (mm). I vannbudsjett beregninger kan det være greit å beregne leddene i kg/m 2 isteden. m A V ha ρ = = = hρ A A ρ V: Volum[m 3 ] 3 1mm = m 1000 kg/m = 1kg/m 2 m: masse [kg] h: Høyde [m] A: areal [m 2 ] ρ: Tetthet [kg/m 3 ]

12 Vannbudsjettet i jorda PRegn D E Overflaten f w, inn Ww I f w, ut W w : total mengde vann i jorda[kg] P Regn : Nedbør i form av regn [kg/m 2 s] D: Duggfall [kg/m 2 s] E: Fordamping [kg/m 2 s] I: Innfitrasjon [kg/m 2 s] f w : Adveksjon av jordvann [kg/m 2 s] Merk: Dette budsjettet holder for vann i væskeform. Vi har ikke tatt med vann i fast form (snø)

13 Vannbudsjettet i jorda forandring i jordvann = Vann inn - Vann ut W w t = ( P + D + f ) ( E + I f ) Regn w, inn + w, ut ( ) f f w ut w, inn, kalles avrenning

14 Hydrologiske syklus

15 Vann Reservoarer Hvor er vannet? Vann reservoarer 1000km 3 % Hav Is Grunnvann Jord fuktighet Permafrost Atmosfære

16 Vannets residenstid Hvor lenge blir vannet i de forskjellige reservoarene? Vann reservoarer Antarktis Hav Isbreer Snødekke Jordfuktighet Grunnvann: grunt Grunnvann: dypt Innsjøer Elver Atmosfæren Residenstid år år år 2-6 måneder 1-2 måneder år år år 2-6 måneder 9 dager

17 Vann flukser Vann flukser 1000km 3 /år mm/år Nedbør Hav Land sum Fordampning Hav Land Sum Atmosfærisktransport av vanndamp fra hav til land Transport av vannfra land til hav gjennom avrenning (elver + grunnvann)

18 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

19 Fordampning 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. 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.

20 Metningstrykket Metningstrykket (e s ) 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

21 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

22 Clausius-Clapeyronslikning 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. e s (T) : Vanndamptrykket ved temperatur T [Pa] e s (T 0 ) : Vanndamptrykket ved en referanse temperatur T 0 oftest K) [Pa] L v : Latent varme ved fordampning [J/kg] R v : gasskonstanten for vann [J/kgK] (som Mengden vann i absolutt fuktighet (vanndampstettet) ved metning for forskjellige temperaturer: T C g/m

23 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 ( J/kg) enn til fordampning ( J/kg) Sublimasjon vil ofte skje under kraftig solinnstråling i tørt, kaldt vær (lavt vanndamptrykk).

24 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

25 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.

26 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.

27 Kondensasjonskjerner 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 per cm 3. Det finnes mange forskjellige typer atmosfæriske partikler som vanndamp kan kondensere på (Se tabell over aerosoler i kap. 1). Størrelsen på skykondensasjonskjerner (CCN) sammenliknet med, skydråper og regndråper

28 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

29 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)

30 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

31 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

32 Skyer Skyer er små vanndråper (skydråper) eller iskrystaller eller en kombinasjon av begge. Skyer kan deles inn i tre hovedformer: Cirrus (Hårskyer/Slørskyer) Cumulus (Haugskyer) Stratus (Lagskyer) Samt en underkategori: Nimbus (regnskyer)

33 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.

34 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 Nimbostratus være en stratussky som gir nedbør.

35

36

37

38 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 Tempererte Tropiske områder områder 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

39 Skyklassifikasjon Latinsk navn Forkortelse Norske navn Høydekategori* Cirrus Ci Fjærskyer Cirrocumulus Cc Makrellskyer Cirrostratus Cs Slørskyer Høye skyer Skybase ca 5-13 km over bakkenivå. Altocumulus Ac Rukleskyer Midlere skyer Altostratus As Lagskyer Skybase ca 2-7 km over bakkenivå. Stratocumulus Sc Bukleskyer Stratus St Tåkeskyer Cumulus Cu Haugskyer Nimbostratus Ns Nedbørskylag Cumulonimbus Cb Bygeskyer Lave skyer Skybase lavere enn 2 km over bakkenivå. *Høydene gjelder for midlere breddegrader

40

41 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.

42

43 III. Skyer Cumulus Foto: Hans Waagen

44

45

46

47

48 Cumulonimbus

49

50

51 Stratus

52

53

54 Stratocumulus

55

56

57

58

59

60 Cirrocumulus

61