Rekenen met de droge en natte adiabaat!

Annegreet Grijpstra • zaterdag 22 september 2018

In dit artikel krijg je rekenles van Bliksemdetectie, maar wel op de ‘Bliksemdetectie-manier’ natuurlijk. We gaan namelijk rekenen met de situatie van de atmosfeer! Eens wat anders dan de standaard wiskunde, toch? 😉

Eerst nog even een snelle opheldering

Voor de mensen die op de hoogte zijn van het werk van Bliksemdetectie, is het waarschijnlijk wel duidelijk dat een Skew-T-diagram perfect aangeeft wat op een bepaalde moment de situatie van de atmosfeer is. Maar dat is niet altijd genoeg om te achterhalen wat de kans op onweer is. Stijgende lucht is erg belangrijk. Zonder stijgende lucht is er geen vorming van stapelwolken en dus ook niet van een onweerswolk. Deze stijgende luchtdeeltjes komen niet terug in een Skew-T diagram. Daarom kijken we naar de adiabatische stijging.

Luchtdeeltjes kunnen door verschillende redenen opstijgen:

  • Luchtdeeltjes kunnen opstijgen door warme lucht. Warme lucht stijgt namelijk op, waardoor de luchtdeeltjes gaan stijgen.
  • Op grote schaal kan een front, trog of thermisch lagedrukgebied ervoor zorgen dat de lucht omhoog gedrukt wordt (forcering).
  • Als laatste kan de lucht ook door heuvels of bergen omhoog gedrukt worden. Dit heet orografische forcering.

Omdat op de website al ontzettend veel is uitgelegd over de adiabatische stijging en Skew-T, gaan we het in dit artikel net iets anders doen. Zo zien we de adiabatische gradiënten ook vanuit een andere hoek. In dit artikel ga ik namelijk de hierboven genoemde orografische forcering uitleggen aan de hand van een voorbeeld. Voordat we dat gaan doen, leg ik eerst de droge en natte adiabaat nog even kort uit.

Voor een aantal van jullie is het vast wel bekend dat er iets bestaat als een droge adiabaat (DAG) en een natte adiabaat (NAG). Een droogadiabatische lapserate houdt in dat er geen vocht vrij komt bij de stijging, er geen warmte uitwisseling is met de atmosfeer en dat er een bepaalde afname van temperatuur is van de luchtdeeltjes naarmate je hoger komt. Dat laatste zie je dan ook terug in de Skew-T-diagram als rechte lijn die naar links loopt.

Vanaf een bepaald punt gaat de DAG over naar de NAG. Dit gebeurt vanaf de LCL, Lifting Condensation Level. Hier begint de lucht namelijk te condenseren. Daarbij komt warmte vrij. Deze warmte noemen we latente warmte. Latente warmte houdt de hoeveelheid energie in die nodig is om een stof een faseovergang te doen ondergaan. In dit geval van gas naar vloeibaar. Als deze warmte vrij komt houdt dat ook in dat het natadiabatisch proces een andere lapserate heeft dan die van de DAG.

Na deze korte uitleg van de DAG en de NAG komen we bij de orografische forcering. De DAG en de NAG hebben namelijk invloed op de temperatuur naarmate je hoger komt op een berg. Zo is het bijvoorbeeld aan de lijzijde warmer en droger, dit laat ik je hieronder zien!

We weten nu dat de lucht opstijgt volgens de DAG tot het dauwpunt wordt bereikt. Daarna koelt de lucht af volgens de NAG. De temperatuur hangt dus af van de luchtvochtigheid. De temperatuur van de DAG neemt af met 10°C/1000m. De temperatuur van de NAG koelt af met 4 tot 9°C/1000m.

En nu gaan we rekenen!

Gegeven: Op zeeniveau is het 22°C en de luchtvochtigheid bedraagt 15 g/kg. Bij 20°C komt dit overeen met de maximale luchtvochtigheid. Hier wordt dus het dauwpunt bereikt.
Tot 20°C heb je te maken met de DAG. Het verschil hiertussen is dus 2°C. De temperatuur neemt af met 1°C/100m, oftewel punt A ligt op 200m hoogte, hier wordt het dauwpunt bereikt.

Boven de 200m treedt condensatie op. Dus tussen 200m en de top van de berg heb je te maken met de NAG. In dit geval is de top van de berg op 1500m.

De NAG neemt in dit geval af met 3°C/1000m. Dit houdt in dat de temperatuur met 3°C afneemt per kilometer. Nu is het verschil tussen 200m en 1500m; 1300m. De berekening is dan als volgt: 1,3 x 3°C=3,9°C. De temperatuur daalt dus met 3,9°C vanaf 200m tot aan de top.

Als de temperatuur op 200m hoogte 20°C bedraagt, houdt dit in dat de temperatuur op de top 16,1°C moet zijn.

Voorbij de top van de berg gaat de lucht weer dalen. Dalende lucht warmt weer op, waardoor deze weer meer vocht kan bevatten. Aan de lijzijde van de berg heb je dus alleen te maken met de DAG.

Vanaf de top van de berg dalen we weer 1500m naar zeeniveau. Omdat we aan de lijzijde alleen hoeven te rekenen met de DAG, betekent dit dat de temperatuur dus 1°C afneemt per 100m. Dus 1,5 km x 10°C/km = 15°C. Dit tel je vervolgens op bij de temperatuur die je hebt berekend op de top van de berg, dit was 16,1°C. Bij plaats B tel je beide temperaturen bij elkaar op, waardoor je uit komt op 31,1°C bij plaats B.

(Foto: Annegreet Grijpstra)

Naast de invloed op het weer, zoals het ontstaan van onweer, hebben de droge en natte adiabaat dus ook invloed op andere situaties zoals deze. Toch zijn ze voor Bliksemdectectie relevanter om ze te gebruiken voor de situatie van de atmosfeer om onweer te voorspellen. Ik hoop dat jullie het leuk vonden om ook zo een blik te werpen op de DAG en de NAG!

Bedankt voor het delen

Discussieer mee!

Wat vind je van dit artikel? Ben je het met ons eens? Hoe kunnen we het de volgende keer beter doen?