Hvad får vanddampen i luften til at blive til flydende eller faste partikler, der kan falde ned på jorden? Svaret er, at luften bliver naturligt afkølet. Når luften afkøles til dugpunktet, er luften mættet med vand. Tænk på at udtrække vand fra en fugtig svamp. For at frigøre vandet skal svampen presses sammen – det vil sige, at dens evne til at holde på vandet reduceres. I atmosfæren er afkøling af luften ud over dugpunktet ligesom at presse svampen – den reducerer mængden af vanddamp, som luften kan indeholde, hvilket tvinger nogle vanddampmolekyler til at ændre tilstand og danne vanddråber eller iskrystaller.
En mekanisme til afkøling af luften er nattekøling. På en klar nat kan jordoverfladen blive ret kold, når den mister langbølgestråling. Hvis luften er fugtig, kan der aflejres frost, når vanddamp danner iskrystaller. Denne afkøling er dog ikke tilstrækkelig til at danne nedbør. Der dannes først nedbør, når en betydelig luftmasse oplever et støt temperaturfald under dugpunktet. Dette sker, når en luftpakke løftes op til højere og højere niveauer i atmosfæren.
DYRE ADIABATISK RATE
Hvis du nogensinde har pumpet et cykeldæk op med en håndpumpe, har du måske bemærket, at pumpen bliver varm. Hvis det er tilfældet, har du observeret det adiabatiske princip. Denne vigtige lov fastslår, at hvis der ikke tilføres energi til en gas, vil dens temperatur stige, når den komprimeres. Når du pumper kraftigt og komprimerer luften, bliver metalcykelpumpen varm. Omvendt falder temperaturen af en gas, når den udvider sig, efter samme princip. Fysikere bruger udtrykket adiabatisk proces til at betegne en opvarmnings- eller afkølingsproces, der udelukkende sker som følge af trykændringer, uden at der strømmer varme ind eller ud af et luftvolumen.
Hvordan hænger det adiabatiske princip sammen med luftens opstuvning og med nedbør? Det manglende led er simpelthen, at det atmosfæriske tryk falder med stigende højde. Når en luftpakke løftes opad, bliver det atmosfæriske tryk på pakken lavere, og luften udvider sig og afkøles, som vist i figur 4.9. Når en luftpakke stiger nedad, bliver det atmosfæriske tryk højere, og luften komprimeres og opvarmes.
Vi beskriver denne opførsel i atmosfæren ved hjælp af den tørre adiabatiske lapse rate, som vist i den nederste del af figur 4.10. Den gælder for en stigende luftpakke, der endnu ikke er blevet afkølet til mætning. Den tørre adiabatiske lapse rate har en værdi på ca. 10°C pr. 1000 m (5,5°F pr. 1000 ft) lodret stigning. Det vil sige, at hvis en luftpakke hæves 1 km, vil dens temperatur falde med 10 °C. Omvendt vil en luftpakke, der stiger nedad, blive opvarmet med 10 °C pr. 1000 m. Dette er den tørre hastighed, fordi der ikke sker nogen kondensation under denne proces.
Der er en vigtig forskel at bemærke mellem den tørre adiabatiske lapse rate og den miljømæssige temperatur lapse rate. Den miljømæssige lapse rate er simpelthen et udtryk for, hvordan temperaturen i stillestående luft varierer med højden. Denne hastighed vil variere fra tid til anden og fra sted til sted, afhængigt af atmosfærens tilstand. Den er helt forskellig fra den tørre adiabatiske lapse rate. Den tørre adiabatiske lapse rate gælder for en luftmasse, der bevæger sig lodret. Den varierer ikke med tid og sted, og den bestemmes af fysiske love, ikke af den lokale atmosfæriske tilstand.
DEN TØJE ADIABATISKE RATE
Lad os fortsætte med at undersøge skæbnen for en luftpakke, der bevæger sig opad i atmosfæren (figur 4.10). Efterhånden som pakken bevæger sig opad, falder dens temperatur med den tørre adiabatiske hastighed, 10°C/1000 m (5,5°F/1000 ft). Bemærk dog, at dugpunktstemperaturen ændrer sig en smule med højden. I stedet for at forblive konstant falder den med dugpunktsfaldhastigheden på 1,8°C/1000 m (1,0°F/1000 ft).
Da den stigende proces fortsætter, bliver luften til sidst afkølet til dens dugpunktstemperatur, og der begynder at opstå kondensation. Dette er vist i figur 4.10 som det hævende kondensationsniveau. Det hævende kondensationsniveau bestemmes således af luftens begyndelsestemperatur og dens oprindelige dugpunkt
og kan afvige fra det her viste eksempel. Hvis pakken af mættet luft fortsætter med at stige, træder et nyt princip i kraft – afgivelse af latent varme.
Det vil sige, at når der sker kondensation, afgives latent varme af de kondenserende vandmolekyler og opvarmer de omgivende luftmolekyler.
Med andre ord sker der to virkninger på én gang. For det første bliver den opløftede luft afkølet af det reducerede atmosfæriske tryk. For det andet bliver den opvarmet af afgivelsen af latent varme fra kondensation.
Hvilken effekt er den stærkeste? Det viser sig, at den kølende effekt er stærkere, så luften vil fortsætte med at køle af, mens den bliver løftet op. På grund af afgivelsen af latent varme vil afkølingen dog ske med en mindre hastighed. Denne afkølingshastighed for mættet luft kaldes den fugtige adiabatiske lapse rate og ligger på mellem 4 og 9 °C pr. 1000 m (2,2-4,9 °F pr. 1000 ft). I modsætning til den tørre adiabatiske lapse rate, som er konstant, er den fugtige adiabatiske lapse rate variabel, fordi den afhænger af luftens temperatur og tryk og dens fugtighedsindhold. I de fleste situationer kan vi dog bruge en værdi på 5°C/1000 m (2,7°F/1000 ft). I figur 4.10 er den fugtige adiabatiske hastighed vist som en let buet linje for at angive, at dens værdi ændrer sig med højden.
Husk, at der sker kondensation, efterhånden som luftpakken bliver mættet og fortsætter med at stige op. Denne kondensation producerer flydende dråber og faste ispartikler, der danner skyer og til sidst nedbør.