Hvorfor dannes noen skyer som flate, grå tepper, mens andre tårner seg opp som enorme “blomkålhoder”? Hvorfor kan det være kaldere i en dalbunn enn oppe i fjellsiden en klar vinternatt? Svarene finner vi i atmosfærens fysiske egenskaper og den vertikale stabiliteten.
For å forstå vær med skyer, nedbør og vind, må vi forstå fysikken som styrer luften rundt oss. I dette kapittelet skal vi se på atmosfærens stabilitet.
Atmosfærisk stabilitet beskriver luftens tendens til enten å bevege seg vertikalt eller å holde seg i ro. For å vurdere stabiliteten, sammenligner vi temperaturen til en stigende “pakke” med luft med temperaturen til den omkringliggende, stasjonære luften.
7.1 Vertikal stabilitet i atmosfæren
I kapittel 1 så vi at trykket i atmosfæren avtar eksponentielt når høyden over bakken øker ( Figur 2.3), og vi jobbet med hydrostatisk balanse (Formel 2.2 og Figur 2.2 ). I kapittel 6.1.1 så vi også på hvordan vanndampmengden vil avta med høyden, siden trykket avtar med høyden.
Vi starter med å ta for oss to luftpakker som er i samme nivå som vist i figur 7.1.
Figuren illustrerer Arkimedes’ prinsipp for to luftpakker med likt volum, plassert i omgivelser med temperatur \(T\).
- Krefter som virker: Begge luftpakker påvirkes av to vertikale krefter: oppdrift (O), som skyldes høyere lufttrykk ved bunnen enn på toppen, og tyngdekraft (G), som skyldes luftpakkens masse.
- Temperaturforskjell: Luftpakken til venstre har samme temperatur som omgivelsene (\(T\)), mens luftpakken til høyre er varmere (\(T_1\)).
- Tetthet og tyngdekraft: Siden den høyre luftpakken er varmere (\(T_1 > T\)), utvider luften seg og får lavere tetthet. Med lavere tetthet følger lavere masse, og dermed er tyngdekraften (G) som virker på den, svakere enn på pakken til venstre. Oppdriften (O) er derimot lik for begge, siden den kun avhenger av volumet og tettheten til luften som er fortrengt.
- Resultat: For den varme luftpakken til høyre er oppdriften nå større enn tyngdekraften. Nettokraften er rettet oppover, og luftpakken stiger. For pakken til venstre er kreftene i balanse, og den forblir i ro.
Stabil eller ustabil luft?
Hvis luften fortsetter å stige etter at den har flyttet seg oppover, sier vi at luften er ustabil. Luft som fortsette å synke etter den er flyttet nedover er også ustabil. Figur 7.1 viser tydelig at luftpakkens tetthet sammenlignet med omgivelsene er avgjørende for å si om luften er stabil eller ustabil. Fra tabell 2.1 og tilstandslikningen 2.1 ser vi at kald og tørr luft har større tetthet enn varm og fuktig luft. Dette er viktig å ha med for å kunne forstå hvordan høytrykk og lavtrykk oppstår.
Hvorfor starter vi med vertikal stabilitet?
Vertikal stabilitet i atmosfæren er et viktig konsept innen meteorologi og klimavitenskap. Det handler om det er lett å sette i gang vertikale bevegelser i luften eller ikke, og vertikal bevegelse har stor betydning for skydannelse, nedbør og turbulens. Stabiliteten i atmosfæren blir hovedsakelig bestemt av temperaturgradienten, altså temperaturforskjellen med høyden. Når temperaturen avtar raskt med høyden, er atmosfæren ustabil. Dette tillater varm luft å stige oppover, noe som fører til konveksjon, skydannelse og potensielt kraftig nedbør. På den annen side, når temperaturen avtar sakte eller til og med øker med høyden (en inversjon), er atmosfæren stabil. Dette gjør at vi får lite bevegelser vertikalt, noe som ofte fører til rolige værforhold og klar himmel.
Meteorologer vurderer statisk stabilitet ut fra vertikale profiler av temperatur og fuktighet. Hvis atmosfæren er ustabil, så er det mye større sannsynlighet for dannelse av konvektive skyer, byger og tordenvær.
7.2 Adiabatisk avkjøling og oppvarming
Når en luftpakke stiger, synker trykket rundt den. Pakken utvider seg, og dette arbeidet krever energi, som tas fra luftpakken selv. Resultatet er at luftpakken avkjøles uten å miste varme til omgivelsene. Dette kalles en adiabatisk prosess. Motsatt vil en synkende luftpakke bli komprimert av økende trykk og varmes opp adiabatisk.
Vi snakker ofte om adiabatiske prosesser når vi jobber med værsystemer og klimaprosesser.
Når vi snakker om adiabatiske prosesser i atmosfæren, må vi skille mellom mettet og umettet luft, der mettet luft inneholder så mye vanndamp som den kan holde ved en gitt temperatur (som vist i figur 6.1). Umettet luft inneholder mindre vanndamp enn mettet luft.
Vi har to viktige adiabatiske temperaturgradienter:
- Tørr-adiabatisk temperaturgradient / “tørradiabaten” (DALR1): Beskriver avkjølingsraten for en umettet luftpakke. Den er konstant, ca. 10 \(^\circ\)C per 1000 meter eller ca. 1 \(^\circ\)C per 100 meter.
- Fuktig-adiabatisk temperaturgradient / “fuktigadiabaten” (MALR2): Beskriver avkjølingsraten for en mettet luftpakke. Når mettet luft stiger og avkjøles, kondenserer vanndampen. Denne kondensasjonen frigjør latent varme (som vist i figur 6.2, som motvirker noe av den adiabatiske avkjølingen. Derfor er MALR lavere enn DALR, ca. 6 \(^\circ\)C per 1000 meter ( eller ca. 0.6 \(^\circ\)C per 100 meter) i gjennomsnitt.
1 Dry Adiabatic Lapse Rate
2 Moist Adiabatic Lapse Rate
Stabilitetsforholdene
For å avgjøre om atmosfæren er stabil eller ustabil, må vi sammenligne den adiabatiske avkjølingen av en luftpakke med den faktiske temperaturprofilen i omgivelsene, kalt miljøgradienten (ELR3).
3 Environmental Lapse Rate
Absolutt ustabil atmosfære (ELR > DALR) En stigende luftpakke (både umettet og mettet) vil alltid være varmere og lettere enn omgivelsene. Den vil akselerere oppover av seg selv. Dette fører til sterk vertikal bevegelse og kan danne tordenskyer (Cumulonimbus).
Absolutt stabil atmosfære (ELR < MALR) En stigende luftpakke vil alltid bli kaldere og tyngre enn omgivelsene. Hvis den blir løftet, vil den synke tilbake så snart løftekraften forsvinner. Dette gir rolig vær og kan føre til lagdelte skyer (Stratus) eller tåke. En inversjon, der temperaturen stiger med høyden (ELR er negativ), er en ekstremt stabil tilstand.
Betinget ustabil atmosfære (MALR < ELR < DALR) Dette er den vanligste tilstanden. Atmosfæren er stabil for umettede luftpakker, men ustabil for mettede. En luftpakke må først løftes (f.eks. over et fjell) til den blir mettet (når duggpunktet). Hvis den fortsetter å stige, vil den følge fuktig-adiabaten og kan bli varmere enn omgivelsene, og dermed stige videre av seg selv.
Oppgave 7.2 I denne oppgaven skal du forklare sammenhengen mellom hvordan røyken fra en skorstein med utgangspunkt i stabilitetsforholdene i atmosfæren i de ulike situasjonene nedenfor.
7.3 Duggpunkttemperatur
Figur 7.3 viser hvordan duggpunktet endrer seg med temperaturen og relativ fuktighet. Duggpunktet er en viktig parameter for å forstå hvor mye fuktighet det er i luften, og hvor mye fuktighet luften kan holde. Høy relativ fuktighet betyr at luften er nær mettet, mens lav relativ fuktighet betyr at luften er tørr. Figuren viser eksempelvis at en luftpakke med en temperatur på ca. 20°C og en relativ fuktighet på 50% har en duggpunkttemperatur på ca. 9°C. Dette betyr at luftpakken må avkjøles til 9°C for at vanndampen skal kondensere til vann. Figuren viser også at en luftpakke med en temperatur på 20°C og duggpunkttemperatur på 15°C har en relativ fuktighet på litt over 70%.
Hva skjer med duggpunkttemperaturen når luft stiger?
Når en umettet luftpakke stiger, følger temperaturen i pakken den tørradiabatiske temperaturgradienten, som innebærer at temperaturen synker med omtrent 1 °C per 100 meter oppstigning. Duggpunkttemperaturen synker også med høyden, men mye langsommere—ofte rundt 0,2 °C per 100 meter (eller ca. 2 °C per kilometer). Hvis luftpakken stiger høyt nok, vil temperatur og duggpunkt møtes, og da settes kondensasjonen i gang. Høyden hvor dette skjer, kalles løfte-kondensasjonsnivået (LCL, lifting condensation level). Dette nivået tilsvarer vanligvis skybasen, altså den høyden der skyer begynner å dannes.
For å regne ut høyden der skyer dannes (skybasen) ut fra temperatur, duggpunkttemperatur og adiabatiske prosesser, benyttes den tørr-adiabatiske hevingsprosessen frem til temperaturen i en stigende luftpakke når duggpunktet: Dette skjer ved det såkalte løfte-kondensasjonsnivået (LCL).
4 \(\frac{T-T_d}{LCL} = \frac{0,8\,^\circ\mathrm{C}}{100\,\mathrm{m}} \iff LCL = (T-T_d) \cdot \frac{100\,\mathrm{m}}{0,8\,^\circ\mathrm{C}} = (T-T_d) \cdot 125\;\mathrm{m}/^\circ\mathrm{C}\)
7.4 Oppsummering
Atmosfærens oppførsel styres av grunnleggende fysiske lover. Forholdet mellom trykk, temperatur og tetthet (tilstandsligningen) forklarer hvorfor varm luft stiger. Vanndampens evne til å kondensere og frigi latent varme er en kritisk faktor som påvirker temperaturen i stigende luft. Ved å sammenligne temperaturen til en stigende luftpakke (styrt av tørr- og fuktig-adiabatene) med temperaturen til omgivelsene (miljøgradienten), kan vi bestemme om atmosfæren er stabil, ustabil eller betinget ustabil. Denne stabiliteten er avgjørende for om vi får rolige, lagdelte skyer eller dramatiske, vertikalt utviklede bygeskyer, som vi bare får ved ustabile forhold.
