Kapittel 5 Skydannelse og Nedbør

Transkript

1 Kapittel 5 Skydannelse og Nedbør Asgeir Sorteberg Geofysisk Institutt, UiB

2 Typer termodynamiske prosesser Vi skiller mellom to type termodynamiske prosesser i meteorologi. Adiabatiske prosesser: Ingen varmeutveksling med omgivelsene Diabatiske prosesser: Varmeutveksling med omgivelsene

3 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

4 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 diabatiskprosess er det motsatte av en adiabatisk prosess. En diabatisk prosess vil utveksle varmeenergi med omgivelsene.

5 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 Kap3. hadde vi en likning for potensiell temperatur som ga en direkte relasjon mellom en trykkforandring og temperatur forandringen hvis prosessen var adiabatisk. = / NB. θer temperaturen ved trykk p 0. Hvis en luftpakke stiger vil trykket synke og temperaturen synke i en adiabatisk prosess.

6 Adiabatiske prosesser Tørr adiabatisk prosess 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. ø = = 9.8 [ ]

7 Adiabatiske prosesser Fuktig adiabatisk prosess En fuktigadiabatiskprosess er en adiabatisk prosess der mettet luft stiger eller synker ned. Den fuktigadiabatiske temperaturendringen angir hvor raskt en stigende pakke med mettetluft, 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.! = 1 + $ ' % & [ + $( ' ] % ) ( w: Blandingsforholdet[kg/kg] R d : spesifikgasskonstantfor tørrluft[j/(kgk)] R w : spesifikgasskonstantfor vanndamp [J/(kgK)] T: Temperatur[K] Cp: Spesifikk varmekapasitet[j/(kgk)] L: Latent varme ved fordampning[j/kg]

8 Adiabatiske prosesser Fuktigadiabatiske temperaturendringen ved forskjellig trykk og temperatur Trykk [hpa] Temperatur [⁰C]

9 Adiabatiske prosesser Pseudo-adiabatisk prosess I meteorlogisnakker 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.

10 Tørradiabatisk oppstigning Fuktigadiabatisk oppstigning 1000 m 10⁰C 15⁰C 500 m 15⁰C 17.5⁰C 0 m 20⁰C 20⁰C

11 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.

12 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 For luft i hydrostatisk balanse har vi: δpa + ρ ga = 0 For en luftpakke med samme trykk, men annen tetthet: δpa + ρ ga 0 pakke Avviket fra hydrostatisk balanse som gir en netto kraft opp eller ned blir da: F = ( ρ ρ )ga a pakke Avviket fra hydrostatisk balanse kalles ofte oppdriftskrefter a ρ a : tetthet til omkringliggende luft [kg/m 3 ] ρ pakke : tetthet til luftpakka [kg/m3] A: areal ρ a g ρ pakke g δp

13 Atmosfærisk Stabilitet For en pakke på 1 m 3 : * = +, +,- Tettheten kan byttes ut med trykk og temperatur (ideelle gass lov) p ρ, a a = ρ pakke RaTa pakke pakke pakke Hvis pakka har sammen mengde vanndamp (R a =R pakke ) som lufta rundt kan tettheten byttes ut med temperatur (vi har allerede antatt at p a =p pakke ) kan oppdriftskreftene skrives ved hjelp av temperatur * = ρ / +,- = 1 1,,- = R p T

14 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 = 9.8 K/100m hvis den er umettet 1 2, ,- 5K/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.

15 Atmosfærisk Stabilitet Absolutt statisk ustabil: Omkringliggende luft har en temperaturforandringen med høyden som er mindre (mer negativ) enn den tørradiabatiske temperaturforandringen , < 9.8K/km Høyde, ø! 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 Temperatur

16 Prosesser som skaper ustabilitet i luft 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.

17 Atmosfærisk Stabilitet Absolutt statisk stabil: Omkringliggende luft har en temperaturforandringen med høyden som er større (mindre negativ eller positiv) enn den fuktigadiabatiske temperaturforandringen , > 5* K/km * Verdien er avhengig av blandingsforholdet Høyde ø!, 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 Temperatur

18 Prosesser som skaper stabilitet i luft 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.

19 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 Høyde, ø 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 Temperatur

20 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 1 2, < 5* K/km *Verdien er avhengig av blandingsforholdet Høyde ø, 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. Temperatur!

21 Kondensasjonsnivå for heving Kondensasjonsnivå for heving (eng: Liftingcondensationlevel, 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 (ClausiusClapeyronslikning) vil en luftpakke som adiabatisk avkjøles (løfting av en luftpakke adiabatisk) når en høyde der relativ fuktighet blir 100%. Dvsat duggpunktstemperaturen blir lik den reelle temperaturen T d =T a

22 Kondensasjonsnivå for heving LCL eren god indikasjonpåhøydenavskybasen(bunnenav skyen) for skyer som har kondensert pga oppstigende luft (for eks. cumulusskyer) Høyde! LCL To forenklet likninger for høyden av LCL er: h`a` 125 & & ø h`a` %d Z [ Z \ Temperatur h LCL : Høyden av LCL [m] T: temperatur [⁰C] T d : duggpunktstemperatur [⁰C] RH: Relativ fuktighet [%]

23 Stigende luft, skydannelse og adiabatisk oppvarming

24 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.

25 Skydannelse Hovedmekanismene for dette er: Luft varmes opp og den begynner å stige (pgatermisk 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.

26 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

27 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

28 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

29 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 fghfii lfnglnihgkgno jiiklmjgno njnhokl pik fghfii jiiklmjgno Figuren viser oppsamlingseffektivitet for to dråper med forskjellig radius

30 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.

31 Vekst av ispartikler i skyer Bergeronsiskrystallteori 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 mhpvann. Siden metning for is e s,is er mindre enn for vann e s (e s,is < e s )vil lufta være overmettet mhpis. Iskjernen vil da legge på seg vhakondensasjon 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.

32 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.

33 Vekst av ispartikler i skyer Blå linje viser at hvis man har mettet luft mhpvann (rød linje) så er lufta overmettet mhpis. 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 -14⁰ C (figur under) Isvekst

34 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 bygeog 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. :