Adiabatisch proces

Christian Versloot • maandag 14 augustus 2017

We behandelen in dit artikel in begrijpbare taal de in de meteorologie gebruikte en van thermodynamica afgeleide adiabatische processen die gebruikt kunnen worden bij het opstellen van een onweersverwachting.

  • Omslagfoto: Maurice Hamming

Overal ter wereld stijgen luchtpakketjes op. Deze luchtdeeltjes stijgen dankzij warmte of door een dynamisch geforceerde situatie en zijn noodzakelijk voor het vormen van wolken en het ontstaan van regen- en onweersbuien, cumulonimbuswolken. Er rijzen nu verschillende vragen:

  • Wat gebeurt er als zo’n deeltje stijgt?
  • Is er een verschil tussen een stijgend deeltje vóór en na condensatie?
  • Hoe zijn adiabatische processen van invloed op onweersbuien?

Adiabatisch proces

Een luchtdeeltje stijgt aan de hand van een adiabatisch benaderd proces. Een adiabatisch proces kan grofweg worden gedefinieerd als:

Een proces binnen een gas of vloeistof waarbij geen warmte-uitwisseling met de omgeving plaatsvindt.

Dat klinkt misschien heel raar, maar stel dat je de volgende situatie hebt in de atmosfeer. In eerste instantie (bij positie 1) is er sprake van een luchtdeeltje op een bepaalde hoogte h. In situatie 2 is het luchtdeeltje echter 1000 meter gestegen.

We hebben hier nu te maken met, al zal dat natuurlijk kinderlijke logica zijn, een stijgend luchtdeeltje. Een luchtdeeltje kan stijgen dankzij een aantal oorzaken:

  • Warmte. Bij zonneschijn wordt het aardoppervlak verwarmd, dat voel je natuurlijk regelmatig als je buiten komt en de zon schijnt. Het aardoppervlak verwarmt op zijn beurt de direct daarboven aanwezige lucht. Je kunt je voorstellen dat er een evenwicht bestaat tussen het volume van een bepaalde hoeveelheid lucht, de luchtdruk daarvan en de temperatuur. Als de temperatuur stijgt, dan moet bij de andere waarden iets veranderen om de boel in balans te houden. De lucht zet uit waardoor de dichtheid van die lucht (de hoeveelheid lucht per liter lucht, om maar een maat te noemen) afneemt. Het gevolg is dat de lucht iets ‘lichter’ wordt dan zijn omgeving, waardoor de lucht stijgt.
  • Dynamische forcering. Een front, trog, vore of andere vorm van lagedruk kan ervoor zorgen dat lucht omhoog gedwongen wordt. Als voorbeeld hanteren we een koufront: daarbij komt koelere lucht, vaak vanuit de poolgebieden, in botsing met warmere lucht, uit de subtropen. Vanwege hetzelfde principe dat koelere lucht ‘zwaarder’ is dan warmere lucht, wordt de warmere lucht omhoog gedwongen. Een luchtdeeltje stijgt dan.
  • Orografische forcering. Als een bepaalde luchtmassa richting de bergen beweegt dan liggen die bergen behoorlijk in de weg. De luchtmassa kan niet links afbuigen, omdat daar dezelfde luchtmassa hangt; hetzelfde geldt voor rechts. Omdat er vanaf de achterkant steeds meer lucht wordt aangevoerd moet hij wel vooruit. De lucht wordt dan letterlijk de berg ‘over’ gedwongen. Het begrip ‘loef- en lijzijde’ is een fenomeen, aangezien het aan de loefzijde vaak tot zware regen- en onweersbuien kan komen, terwijl het aan de andere kant van de berg (de lijzijde) droog is.

Het toenemen van het volume van een luchtdeeltje kost energie. Die verbruikte energie moet opnieuw worden aangevuld omdat een uit balans gebracht evenwicht in de natuurkunde altijd weer richting dat evenwicht probeert te komen. Een deeltje stijgt echter te snel om die energie uit de direct om het deeltje gelegen aardatmosfeer te halen. Er is dan maar één andere plek waar die energie vandaan kan komen: het deeltje zelf. En het is warmte die door het deeltje zelf wordt verbruikt om de energiebalans weer daadwerkelijk in balans te brengen. Het gevolg is dat bij het stijgen de temperatuur van het luchtdeeltje afneemt. Dit wordt adiabatische koeling genoemd en is één van de hoofdprocessen die plaatsvindt bij het ontstaan van cumulus- en cumulonimbuswolken (buienwolken).

Het omgekeerde gebeurt natuurlijk als er dalende luchtbewegingen zijn. Dat kan gebeuren zodra er op enige hoogte teveel lucht is, of als een grootschalig tekort aan lucht aan de grond moet worden aangevuld (dergelijke luchtbewegingen kunnen een onweersituatie verprutsen; bijvoorbeeld de onweersituatie van 19 juli 2017). In het geval van dalende luchtbewegingen is een dalend luchtdeeltje onderhevig aan adiabatische opwarming: doordat bij het dalen het volume afneemt, ontstaat er energie. Een deeltje daalt te snel om dat met de atmosfeer uit te wisselen. De energie wordt dus door het deeltje zelf opgenomen, waardoor het opwarmt.

Binnen de aardatmosfeer zijn processen nooit volledig adiabatisch, maar vindt er altijd enige warmte-uitwisseling plaats. Oftewel, in het geval van adiabatische koeling: deeltjes kunnen altijd wel een klein beetje van de stijgingsenergie uit de directe omgeving van het deeltje halen, maar nooit voldoende om alle gebruikte energie aan te vullen. Daarom wordt het merendeel van de verbruikte energie gecompenseerd met energie uit het deeltje zelf: warmte dus. Het gevolg is dat hoewel een stijgend deeltje nooit voor de volle 100% adiabatisch afkoelt bij stijging, je de stijging wel adiabatisch mag benaderen.

Droogadiabatisch proces: tot aan het condensatieniveau

Nu terug naar het stijgende luchtdeeltje van het diagram hierboven, dat we voor het gemak hier nogmaals hebben afgebeeld. Laten we ervan uitgaan dat het diagram de stijging beschrijft die een onweersituatie inluidt. Oftewel: er ontstaat dankzij een adiabatisch stijgende luchtstroom een cumuluswolk, die uiteindelijk uitgroeit tot een cumulonimbuswolk.

Hoe gaat dat in zijn werk?

Dat is eigenlijk heel simpel: op het moment dat het deeltje begint te stijgen begint het in lijn met de uitleg hierboven adiabatisch af te koelen. Tenzij we te maken hebben met mist vindt er de eerste tijd nog geen condensatie plaats. Dat komt doordat de relatieve vochtigheidsgraad van het deeltje nog minder dan 100% is. Kort gezegd: de lucht bevat nog niet de maximale hoeveelheid vocht die die lucht op dat moment kan bevatten.

We weten echter wel dat in het geval van het stijgende deeltje de lucht begint af te koelen dankzij de adiabatische koeling. Het effect van het afkoelen van lucht is dat het steeds minder vocht kan bevatten. Oftewel, bij adiabatische koeling en dus bij het stijgen van een luchtdeeltje neemt de relatieve luchtvochtigheidsgraad toe met de hoogte, tot deze 100% bereikt. Op dat moment is de hoeveelheid vocht die op dat moment in het deeltje zit, gelijk aan de maximale hoeveelheid vocht die de lucht kan bevatten.

Het deeltje blijft echter stijgen en wordt dus koeler en kan dus steeds minder vocht bevatten. Omdat er nu teveel vocht in het luchtdeeltje zou zitten, moet die onbalans direct worden opgelost. Het gevolg is dat er condensatie plaatsvindt: zeer kleine waterdruppeltjes worden zichtbaar en het begin van een stapelwolk wordt gevormd. Het punt waar de hoeveelheid vocht gelijk is aan de maximale hoeveelheid vocht wordt ook wel het Lifting Condensation Level (LCL) genoemd. Dat is feitelijk het drukvlak waarop condensatie plaatsvindt.

Het Lifted Condensation Level is een goede graadmeter om te bepalen op welke hoogte de buienbasis terecht komt, wil een bui ontstaan. Het is immers de onderkant van de bui, die niets anders is dan een zeer actieve hoeveelheid gecondenseerde waterdruppels.

Droogadiabatische lapserate

Tot aan het Lifted Condensation Level neemt de temperatuur met een gelijke hoeveelheid af met de hoogte. Deze temperatuursafname wordt ook wel de dry adiabatic lapse rate genoemd, oftewel het droogadiabatische (temperatuurs)vervalratio. Omdat lapse rate lekkerder klinkt, hanteren we die term vanaf nu. De droogadiabatische lapserate is grofweg constant en is zo’n 9,8 graden Celcius per kilometer. Op een kilometer hoogte is de lucht dus circa tien graden koeler dan aan de grond.

Natadiabatisch proces: vanaf het condensatieniveau

Probeer je nu eens te bedenken: wat zou het verschil kunnen zijn tussen een droogadiabatisch en een natadiabatisch proces, en dus in het geval van een stijgend deeltje tussen droog- en natadiabatische koeling?

Het antwoord: de condensatie en het gevolg daarvan.

Vanaf het Lifting Condensation Level, het LCL, vindt condensatie plaats. Dat is een overgang van een gas naar een vloeistof. Daarbij komt warmte vrij, omdat watermoleculen elkaar aantrekken en je energie moet toevoegen om ze uit elkaar te trekken en te houden (dus: als het een gas is). Als je ze dus niet meer bij elkaar wilt houden en het een vloeistof wordt, komt er warmte vrij. Deze warmte wordt ook wel latente warmte genoemd.

Natadiabatische lapserate

Nu wil het dat een droogadiabatische lapserate constant is en circa 9,8 graden per kilometer is. Dat geldt natuurlijk niet meer voor een natadiabatisch afkoelingsproces: er komt immers warmte vrij! Een natadiabatisch proces heeft dus een andere lapserate dan een droogadiabatisch proces.

De natadiabatische lapserate kan berekend worden door de droogadiabatische lapserate te vergelijken met het ‘saturated mixing ratio’, hetgeen een maat is voor de hoeveelheid waterdamp die lucht gegeven een bepaalde temperatuur kan bevatten. De precieze formule voor het berekenen van de natadiabatische lapserate vind je hier.

De lapserate voor natadiabatische afkoeling varieert van circa 4 graden per kilometer tot 9,8 graden per kilometer, en is voor iedere hoogte anders.

Visualiseren van adiabatische processen

Het is zeer goed mogelijk om het stijgende luchtdeeltje te visualiseren. Een diagram dat daar meestal voor wordt gebruikt is het Skew-T-diagram.

Wat is een Skew-T-diagram?

Een Skew-T-diagram zoals in dit artikel is weergegeven kan gebruikt worden om de stand van zaken in de atmosfeer te bekijken. Het is handig omdat het een volledige verticale doorsnede van de atmosfeer presenteert en veel informatie in een handig formaat weet te stoppen. Op het diagram hiernaast (of voor de mobiele surfers hieronder) wordt een schat aan informatie gepresenteerd:

  • Allereerst de geopotentialen, d.w.z de precieze hoogtes in km’s van de drukvlakken;
  • Het verloop van het dauwpunt met de hoogte (de blauwe stippellijn);
  • Het verloop van de temperatuur van de luchtlaag met de hoogte (de rode lijn);
  • Soms ingetekend: CAPE (gele vlak) en CIN (rode vlak);
  • Windsnelheid en -richting (helemaal rechts), om windschering vast te kunnen stellen;
  • De droog- en natadiabatische lapse rates.

Twee soorten verzamelingen gegevens worden op een Skew-T-diagram geprojecteerd: soundings en progtemps. Een Skew-T wordt een sounding genoemd als het gaat om een daadwerkelijke waarneming middels een radiosondering. Er moet dus daadwerkelijk een weerballon de lucht in zijn gegaan die alle gegevens op het diagram gemeten heeft. Zo’n weerballon gaat vaak één keer en soms twee keer per dag de lucht in op verschillende locaties op de wereld.

Een Skew-T wordt een progtemp genoemd als het gaat om een verwachting, dus de verwachte verticale doorsnede van de atmosfeer. Die wordt opgesteld aan de hand van modeldata, en zo kan er op basis van de uitkomsten van verschillende weermodellen een Skew-T-diagram worden opgesteld. Meteorologen kunnen zo in stappen van drie tot zes uur bepalen wat op het kleinste detail de verschillen in de atmosfeer zijn, gepresenteerd in een handig diagram.

Men kan daar dus soms een weersverwachting mee maken of breken.

Adiabatisch proces op het Skew-T-diagram

Terug naar de twee soorten van adiabatische processen die we hierboven hebben behandeld:

  • Een droogadiabatisch afkoelingsproces met een lapserate van circa 9,8 graden Celcius per kilometer enerzijds;
  • Een natadiabatisch afkoelingsproces met een lapserate die varieert aan de hand van de saturated mixing ratio, van grofweg 4 tot 9,8 graden Celcius per kilometer anderzijds. De natadiabatische lapserate varieert dus ook met de hoogte!

We zien op het Skew-T-diagram een flink arsenaal aan lijnen. Twee soorten daarvan zijn van belang. Als je op de horizontale as kijkt, aan de onderkant, dan zie je verschillende getallen staan. Dat zijn de temperaturen. Vanaf die as gaan (op het diagram groene) lijnen links omhoog. Dat is een representatie van de droogadiabatische lapserate, dus een afkoeling van circa 9,8 graden per kilometer hoogte.

Op het Skew-T-diagram dat op deze pagina is afgebeeld ligt het LCL op 922 hPa; in dit geval op net iets minder dan een kilometer hoogte. Het is te herkennen aan de geelbruine punt aan de linkerkant van het rode vlak, ongeveer aan het midden. Je ziet aan de rechter onderkant dat lucht vanaf de grond eerst middels de droogadiabatische lapserate is gaan stijgen: dat is een representatie van de droogadiabatische afkoeling.

Vervolgens zie je dat vanaf het LCL de lijn ineens omhoog begint te lopen en uiteindelijk rechts van het gele vlak langsloopt (het gele vlak is de CAPE). We weten dat de natadiabatische lapserate met de hoogte verschilt en dan ook toeneemt, dus we zien hier de natadiabatische afkoeling op de Skew-T terug!

Effect op onweersbuien

De adiabatische processen die zich in de atmosfeer afspelen kunnen voor het vaststellen van het verloop van een onweersituatie van groot belang zijn. Hieronder vind je een aantal aandachtspunten die op bepaalde belangrijke zaken wijzen. Ze zijn af te leiden uit het Skew-T-diagram:

  • Het overgangspunt tussen droog- en natadiabatische afkoeling, het LCL, signaleert grofweg de hoogte van de buienbasis.
  • Hoge lapse rates op een sounding indiceren een groot temperatuursverval en dus een groot temperatuursverschil tussen de onder- en bovenkant van de atmosfeer. Dat betekent vaak dat er een grote hoeveelheid onstabiliteit aanwezig is; hetgeen positief is voor de kracht van een onweersbui, zou die ontstaan.

Bronnen

Voor dit artikel hebben we gebruikgemaakt van de volgende bronnen. Je kunt ze gebruiken als je aanvullende informatie nodig hebt voor dit onderwerp.

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?