Adiabatiska processer

Adiabatiska och icke-adiabatiska processer har stor betydelse för meteorologin och därmed förståelsen för vad som sker i atmosfären. Bildning och upplösning av moln och nederbörd är intimt kopplade till dessa begrepp. Ett exempel där adiabatiska processer kan användas är föhn.

I många sammanhang kan man betrakta luften som om den bestod av små från varandra avskilda paket. Om utbytet av energi mellan omgivningen och luftpaketen kan försummas kan processen betraktas som adiabatisk.

När dessa idealiserade luftpaket rör sig upp eller ner i höjdled förändras lufttrycket i omgivningen. Om exempelvis ett luftpaket stiger kommer det att utvidgas eftersom trycket är lägre högre upp i atmosfären. Detta i sin tur gör att temperaturen i luftpaketet sjunker.

Ett exempel på en sådan temperatursänkning är att den luft som strömmar ut från ett bildäck (högre tryck) är betydligt kallare än den omgivande luften (lägre tryck).

Det som gör en process till adiabatisk är alltså att varje enskilt luftpaket inte byter energi med omgivningen. Det får exempelvis inte tillföras värme genom strålning eller det tänkta luftpaketet får inte blandas med kallare luft från omgivningen, åtminstone inte med en gång.

Det är en idealiserad bild att tänka sig luftpaket som inte har energiutbyte med omgivningen. I verkligheten sker detta hela tiden. Men sett över kort tid har det visat sig vara en god approximation för många skeenden i atmosfären. Om detta inte är fallet så blir processen icke-adiabatisk. 

Torradiabatisk

Om ett luftpaket rör sig uppåt i atmosfären och luften är torr kommer dess temperatur att avta med cirka 10ºC per 1000 meter. Detta temperaturavtagande kallas det ”torradiabatiska temperaturavtagandet”.

Givetvis finns också torradiabatisk uppvärmning, som är lika stor och sker då luftpaketet rör sig nedåt varvid luften komprimeras.

Fuktadiabatisk

I atmosfären går det inte att bortse från fuktigheten (vattenångan). Det som händer när luften avkyls och då temperaturen blir tillräckligt låg är att vattenångan kondenserar.

När detta sker frigörs energi, som motsvarar den energi som gick åt för att avdunsta vattnet, varvid luftpaketet inte kyls lika mycket som om luften hade varit torr. Luften avkyls alltså inte längre enligt det torradiabatiska temperaturavtagandet, 10ºC per 1000 meter, utan med ett lägre värde kallat det fuktadiabatiska temperaturavtagandet.

Storleken på den fuktadiabatiska avkylningen beror på rådande temperatur och lufttryck. Störst skillnad mellan torr- och fuktadiabatisk avkylning är det nära jordytan och vid höga temperaturer. På hög höjd och vid låga temperaturer närmar sig det fuktadiabatiska det torradiabatiska temperaturavtagandet.

Dessutom har det betydelse hur vattenångan ändrar fas. Går den från gas till vätska eller går den från gas till fast form så frigörs olika mängd värme.

Om det tänkta luftpaketet sjunker och därmed uppvärms uppstår ett motsatt förlopp då iskristaller och vattendroppar i stället ska avdunsta. Den processen stjäl energi från uppvärmningen.

Så länge som det finns iskristaller och vattendroppar kvar är temperaturhöjningen fuktadiabatisk. Då de avdunstat övergår uppvärmningen till torradiabatisk uppvärmning.

Under förutsättning att kondensation och avdunstning (deposition och sublimation) inte förekommer är processen torradiabatisk trots att det finns vattenånga i luften.

Föhn

Ett intressant exempel på betydelsen av adiabatiska processer är när fuktig luft strömmar över en bergskedja. Här diskuteras ett exempel när luften strömmar över berg som är tre km högt (se figur).
 

Vid starten, A, på lovartsidan är lufttemperaturen 10°. Först kommer luften att avkylas torradiabatiskt. När temperaturen blir så låg att vattenångan kondenserar till molndroppar (vid B på cirka 900 m) frigörs värme varvid temperaturen därefter avtar långsammare och enligt det fuktadiabatiska temperaturavtagandet.

Hade vattenångan inte kondenserat hade temperaturen följt den streckade blå linjen upp till bergets topp C och på läsidan från C åter till A.

Om molndroppar bildats och luften passerar krönet, C, och därefter börjar sjunka på läsidan kommer temperaturen i luftpaketet först att höjas fuktadiabatiskt C-D-B. När alla molndroppar återigen övergått till vattenånga (vid B) sker därefter temperaturhöjningen torradiabatiskt. Det vill säga följer kurvan från B till A.

Rent teoretiskt kommer luften därför att få samma temperatur på läsidan som på lovartsidan på samma höjd över havet.

Men om bergen är så höga och luften så fuktig att molndropparna bildat regndroppar som faller ur under passagen (regn eller snö) då kommer det att finnas mindre mängd vatten att avdunsta på läsidan.

Därför kommer luften snabbare att övergå till torradiabatisk uppvärmning på läsidan. I exemplet sker detta vid knappt 2 km höjd punkt D. Därefter höjs luftens temperatur torradiabatiskt från D till E.

Effekten blir att luften på samma höjd på läsidan (nivån 0 km i figuren) kommer att vara varmare och torrare än på lovartsidan. I exemplet temperaturskillnaden mellan A och E som är 13,6° jämfört med 10°. 

Denna typ av relativ uppvärmning kallas för föhneffekt och är ganska vanlig vid stora bergskedjor såsom Alperna och Klippiga bergen. Föhn kan även observeras i lä av Skanderna.

Aerodynamiska föhneffekter

Detta är inte hela och enda förklaringen till föhn, utan det kan även finnas en komponent av torradiabatisk uppvärmning om luft som ursprungligen låg en bit upp i atmosfären efter passagen av berget hamnar på en lägre nivå. 

Det vill säga föhn kan förekomma utan nederbördsutfällning och då som en effekt av aerodynamiken.

Några svenska fall med föhn

Föhn kan givetvis förekomma varje gång luft strömmar över ett berg, men det är fall med stora temperaturskillnader som får epitetet föhn.

Den 15 november 1993 uppmättes hela +15,0° på Åreskutan. En mer rimlig temperatur på detta berg då hade varit -5°. Luften strömmade från sydväst över de höga bergen i södra Norge mot Jämtland.

Den 16-19 februari 2003 uppmättes på flera platser i landet temperaturer över +10° och en relativ luftfuktighet ner mot 10%. Det var en högtrycksrygg som gav en strömning över fjällen från nordväst.

Referens om föhn

Richner H. and P.Hächler (2013), Understanding and Forecasting Alpine Foehn, Mountain Weather Research and Forecasting, Springer Atmospheric Sciences 2013, pp 219-260. DOI 10.1007/978-94-007-4098-3 4.