Vad är det som gör att vattenånga i luften förvandlas till flytande eller fasta partiklar som kan falla ner till jorden? Svaret är att luften kyls naturligt. När luften kyls ner till daggpunkten är luften mättad med vatten. Tänk på att utvinna vatten ur en fuktig svamp. För att frigöra vattnet måste du pressa svampen – det vill säga minska dess förmåga att hålla kvar vatten. I atmosfären är nedkylning av luften bortom daggpunkten som att pressa svampen – den minskar mängden vattenånga som luften kan innehålla, vilket tvingar vissa vattenånga-molekyler att ändra tillstånd och bilda vattendroppar eller iskristaller.
En mekanism för nedkylning av luft är nattlig nedkylning. Under en klar natt kan markytan bli ganska kall när den förlorar långvågig strålning. Om luften är fuktig kan frost bildas när vattenånga bildar iskristaller. Denna avkylning är dock inte tillräcklig för att bilda nederbörd. Nederbörd bildas först när en betydande luftmassa upplever en stadig temperatursänkning under daggpunkten. Detta sker när ett luftpaket lyfts upp till högre och högre nivåer i atmosfären.
DRY ADIABATIC RATE
Om du någon gång har pumpat upp ett cykeldäck med hjälp av en handpump har du kanske märkt att pumpen blir varm. Om så är fallet har du observerat den adiabatiska principen. Denna viktiga lag säger att om ingen energi tillförs en gas kommer dess temperatur att öka när den komprimeras. När du pumpar kraftigt och komprimerar luften blir cykelpumpen av metall varm. Omvänt gäller att när en gas expanderar sjunker dess temperatur enligt samma princip. Fysiker använder termen adiabatisk process för att hänvisa till en uppvärmnings- eller avkylningsprocess som sker enbart som ett resultat av tryckförändring, utan att någon värme flödar in i eller bort från en luftvolym.
Hur förhåller sig den adiabatiska principen till luftens upphöjning och till nederbörd? Den saknade länken är helt enkelt att det atmosfäriska trycket minskar när höjden ökar. När ett luftpaket lyfts upp blir det atmosfäriska trycket på paketet lägre, och luften expanderar och kyls av, vilket visas i figur 4.9. När ett luftpaket sjunker blir det atmosfäriska trycket högre och luften komprimeras och värms upp.
Vi beskriver detta beteende i atmosfären med hjälp av den torra adiabatiska lapshastigheten, som visas i den nedre delen av figur 4.10. Den gäller för ett stigande luftpaket som ännu inte har kylts ned till mättnad. Den torra adiabatiska lapphastigheten har ett värde på cirka 10 °C per 1 000 m (5,5 °F per 1 000 fot) vertikal stigning. Det innebär att om ett luftpaket höjs 1 km kommer dess temperatur att sjunka med 10 °C. Omvänt kommer ett luftpaket som stiger nedåt att värmas med 10 °C per 1 000 m. Detta är den torra hastigheten eftersom ingen kondensation sker under denna process.
Det finns en viktig skillnad att notera mellan den torra adiabatiska lapshastigheten och den omgivande temperaturens lapshastighet. Den miljömässiga lapse rate är helt enkelt ett uttryck för hur temperaturen i stillastående luft varierar med höjden. Denna hastighet varierar från tid till annan och från plats till plats, beroende på atmosfärens tillstånd. Den skiljer sig helt från den torra adiabatiska lapphastigheten. Den torra adiabatiska lapphastigheten gäller för en luftmassa som rör sig vertikalt. Den varierar inte med tid och plats, och den bestäms av fysikaliska lagar, inte av det lokala atmosfäriska tillståndet.
MOIST ADIABATIC RATE
Låt oss fortsätta att undersöka vad som händer med ett luftpaket som rör sig uppåt i atmosfären (figur 4.10). När paketet rör sig uppåt sjunker dess temperatur med den torra adiabatiska hastigheten, 10°C/1000 m (5,5°F/1000 ft). Observera dock att daggpunktstemperaturen förändras något med höjden. Istället för att vara konstant sjunker den med daggpunktsfallhastigheten 1,8°C/1000 m (1,0°F/1000 ft).
När den stigande processen fortsätter kyls luften så småningom ner till sin daggpunktstemperatur och kondensation börjar uppstå. Detta visas i figur 4.10 som den stigande kondensationsnivån. Den stigande kondensationsnivån bestäms alltså av luftens initiala temperatur och dess initiala daggpunkt
och kan skilja sig från det exempel som visas här. Om paketet med mättad luft fortsätter att stiga träder en ny princip i kraft – frigörande av latent värme.
Det vill säga, när kondensation inträffar frigörs latent värme av de kondenserande vattenmolekylerna och värmer upp de omgivande luftmolekylerna.
Med andra ord inträffar två effekter på en gång. För det första kyls den upphöjda luften av minskningen av det atmosfäriska trycket. För det andra värms den upp av frigörandet av latent värme från kondensationen.
Vilken effekt är starkare? Det visar sig att den kylande effekten är starkare, så luften kommer att fortsätta att svalna när den lyfts upp. På grund av frigörandet av latent värme kommer dock avkylningen att ske i mindre takt. Denna avkylningshastighet för mättad luft kallas den fuktiga adiabatiska lapshastigheten och varierar mellan 4 och 9 °C per 1 000 m (2,2-4,9 °F per 1 000 fot). Till skillnad från den torra adiabatiska lapphastigheten, som är konstant, är den fuktiga adiabatiska lapphastigheten variabel eftersom den beror på luftens temperatur och tryck samt dess fukthalt. För de flesta situationer kan vi dock använda ett värde på 5°C/1000 m (2,7°F/1000 ft). I figur 4.10 visas den fuktiga adiabatiska hastigheten som en svagt krökt linje för att visa att dess värde förändras med höjden.
Håll i minnet att när luftpaketet blir mättat och fortsätter att stiga sker kondensering. Denna kondensation producerar flytande droppar och fasta ispartiklar som bildar moln och så småningom nederbörd.