Skydannelse

Første klassifisering i i 1803

Den første vellykkede skyklassifiseringen ble gjort av den britiske kjemikeren Luke Howard i 1803. Han brukte latin til å beskrive skyene, og det er i store trekk hans beskrivelse som fortsatt brukes. Det er ham vi kan takke både for ”cirrus” (hår-), ”cumulus” (haug-) og ”stratus” (lag-skyer)!

Vanndråper eller iskrystaller

Skyene er altså dannet av vanndråper eller iskrystaller, eller kan bestå av begge deler. Skydråper kan bli dannet enten i varme eller kalde skyer. En varm sky er en sky hvor temperaturen i skyen er høyere enn 0 grader. Vi har ikke iskrystaller i varme skyer, så regndråper i en slik sky er dannet ved såkalt koalesens.

I kalde skyer

I kalde skyer er temperaturen under 0 grader i hele skyen, eller i det minste i den øverste delen av skyen. Dette betyr ikke at skyen består utelukkende av iskrystaller. Det er ganske vanlig at skyer eller deler av skyer består av underkjølte vanndråper. Vanndråpene kan faktisk være underkjølte helt ned til omtrent –40 grader. Det hører også med i bildet at vanndamp kan gå direkte over til iskrystaller, sublimere.

Koalesens

Regndråper kan altså dannes på to forskjellige måter; ved koalesens som er et resultat av kollisjon mellom flere skydråper. Dette kan inntreffe både i varme og kalde skyer. Den andre måten foregår bare i kalde skyer. I skyer med både iskrystaller og underkjølte skydråper, vil noen av de underkjølte dråpene til en viss grad fordampe til vanndamp, som etter hvert vil sublimere direkte til små iskrystaller. Dette sammen med underkjølte skydråper gjør at iskrystallene vil vokse raskt og falle ut av skyen som snø og vil nå bakken som det hvis temperaturen holder seg lav. Er temperaturen imidlertid høy nok i et bakkenært sjikt, vil snøflakene smelte og vi får regn.

To regler

Det er to enkle fysiske regler som kan hjelpe oss til å forstå dannelsen av skyer:

Vi har forskjellige nedbørtyper bundet til hvilke skyer nedbøren kommer fra, og hvordan disse skyene har blitt dannet. Raske vertikale bevegelser gir cumuli-formede skyer som f eks  kan gi sterke regn-, sludd-, snø-, og haglbyger med torden, mens stratiformede skyer derimot ikke gir bygenedbør men jevn nedbør (med- eller uten opphold).  

Kondensasjon

Vanndampen kan gå over til vanndråper og iskrystaller. Når fuktig luft avkjøles lavere enn ned til duggpunktstemperaturen, vil vi få overmetning, og noe av vanndampen vil kondensere til vanndråper på luftens kondensasjonskjerner. Overmetningen vil sannsynligvis bare sjeldent overstige 1%, men dette ser ut til å være nok til at kondensasjonen er større enn fordampningen. Skydråpene kan variere meget i størrelse, men en diameter på 2 til 100μ ser ut til å være vanlig. Kondensasjonskjernene er små partikler i luften av forskjellig opprinnelse. Kjernenes størrelse varierer, men kjerner med en diameter fra 0.1m - 1m  ser ut til å ha stor betydning.

Forutsetning for kondensasjon: At det er fuktighet og kondensasjonskjerner tilstede.

Når prosessen starter

Når kondensasjonsprosessen starter, skjer ting fort. En mikroskopisk dråpe kan vokse til synbar størrelse i løpet av et sekund!

Underkjølt

Om vanndråpene blir avkjølt til under 0 grader, vil de nødvendigvis ikke fryse. Under slike forhold sier vi at dråpene er underkjølte. Det er helt vanlig å finne underkjølte dråper ned til -20 grader. Under spesielle forhold kan de finnes ned til –35grader.

Vanndamp kan også gå direkte over til is. Vi taler da om sublimasjon.

Fuktig luft heves

De fleste skyer dannes ved at fuktig luft heves. Et resultat av hevningen vil være at luften som kommer under lavere trykk vil ekspandere og avkjøles. Noe av vanndampen vil da kondensere og vi får skydannelse.

  De fleste skyer dannes ved at fuktig luft heves

Litt om fordampning

Molekylene i en flytende veske er hele tiden i bevegelse. Noen molekyler vil bevege seg raskere enn andre og vil unnslippe vesken til den overliggende luften. Det er denne prosessen vi kaller fordampning. Fordampning vil skje helt inntil luften over væsken er blitt mettet av vanndamp.

Når vann fordamper...

Når vann fordamper, vil molekylene i vanndampen utøve et trykk på atmosfæren, og vil selv bli en part av det totale atmosfæretrykket. Jo større antallet av molekyler er som unnslipper væsken er, desto høyere vil vanndamptrykket være.

Hvis vannet blir  oppvarmet, vil molekylenes kinetiske energi øke, og det vil være mulig for flere molekyler å unnslippe. Vanntemperaturen vil i stor grad bestemme muligheten til fordampning.

Lufttemperaturen påvirker

Lufttemperaturen påvirker også fordampningen. Varm luft er i stand til å inneholde mer vanndamp enn kald luft, så fordampningen skjer raskere hvis lufttemperaturen økes.

Vinden påvirker

Hvis tørr luft erstatter mettet luft, vil fordampningsprosessen bli holdt ved like. Vinden er altså i stand til å påvirke fordampningen. Det er en kjent sak at det er dårlig klestørk på stille dager med fuktig luft, mens en annen dag med like høy fuktighet og vind gir utmerket tørke!

Det er et "paradoks" at tørr luft i Syden, la oss si med lufttemp. 40 grader og relativ fuktighet på 11%, inneholder like mye vann som fuktig luft hos oss med lufttemp. 5.5 grader og relativ fuktighet på 90%.

Litt mer om kondensasjon

Den motsatte prosessen av fordampning er kondensasjon, det er på det stadiet vanndampen går over til flytende vann. Den relative fuktigheten må være omkring 100%, og det må være kondensasjonskjerner til stede. Kondensasjonskjerner kan for eksempel være ørsmå støv-, røyk- og saltpartikler. Noen av partiklene kan være hydroskopisk, det fremmer også kondensasjon.

Duggpunktet

Hvis luften avkjøles under konstant trykk, vil den etter hvert komme ned på en temperatur hvor metning oppstår. Denne temperaturen er kalt duggpunktstemperaturen, eller ganske enkelt duggpunktet.

Det er en kjent sak at vi på grunn av utstråling på klare netter (spesielt om sommeren/høsten), kan temperaturen falle til duggpunktstemperaturen, og vi får avsatt dugg på bakken. Hvis duggpunktstemperaturen imidlertid er lavere enn 0 grader, får vi rim.

Avkjøling

Kondensasjon er altså et resultat av avkjøling av luften. Det må være kondensasjonskjerner til stede, og dem finnes det rikelig av i luften. Det er avkjølingen av luft som hever seg som i de fleste tilfeller fører til kondensasjon og skydannelse. Luft som hever seg kommer under lavere trykk og utvider seg og vi får avtaking av temperaturen. Temperaturen vil avta med 10°/1000m til vi kommer til duggpunktet, og vi får metning av luften. Hvis vi fortsetter å heve luften etter at metning er oppnådd, vil temperaturen på grunn av frigjort latent varme avta med mindre enn 10º/1000m. Den mettede luften vil avta med stort sett 5-6º/1000m når den heves.  

Adiabatiske prosesser

Hvis du pumper luft inn i sykkeldekket ditt, kan du kjenne at temperaturen øker. Du har gjort et arbeide ved å presse luft inn i dekket, molekylenes kinetiske energi har økt. Motsatt, hvis du plutselig slipper luften ut av dekket, kan du på ventilen kjenne at temperaturen avtar. Luften avkjøles når den utvider seg.

En adiabatisk prosess??

Hvis volumet og temperaturen endrer seg uten tillegg eller avtaking av varme (energi) fra gassen, sier vi at vi har en adiabatisk prosess.

Hva som skjer i et stempel viser dette godt. Med godt isolerte vegger og sammenpressing av gassen i stempelet, vil temperaturen øke. Motsatt, hvis volumet av gassen i stempelet økes, vil temperaturen avta.

Samme sak i naturen

Vi vet at vi i naturen vil ha en tilnærmet lik prosess. Atmosfærens trykk avtar med høyden. Luft som blir hevet kommer under lavere trykk vil utvide seg og temperaturen avtar. Under forutsetning av at luften ikke er mettet, vil temperaturen avta med 1°/100m. Luft som senker seg vil komme under høyere trykk og bli sammentrykt. Hvis luften fortsatt ikke er mettet, vil temperaturen øke med 1°/100m. Mettet luft vil på grunn av frigjort latent varme avta med mindre enn 1°/100m. Den fuktigadiabatiske metningskurven er avhengig av hvor meget latent varme som blir frigjort. Vi kan dermed ikke tale om bare en fuktigadiabatisk metningskurve. Den er i utgangspunktet avhengig av trykk og temperatur. Jo varmere luften er, dess mer fuktighet kan den inneholde. Som et gjennomsnitt og av praktiske grunner setter vi verdien 0.5°/100m for den fuktigadiabatiske metningskurven. Vi får da to adiabatiske temperaturkurver: En tørradiabatisk temperaturkurve for ikke mettet luft hvor temperaturen avtar med 1°/100m, og en fuktigadiabatisk kurve for mettet luft hvor temperaturen avtar med 0.5°/100m.

Vi har altså to adiabatiske temperaturkurver:

Lave skyer:

(Klikk på bildet for større versjon)

Stratus (St),

(Klikk på bildet for større versjon)

Skyobservering, gjenkjennelse av skyer

Selv om skyenes klassifisering av både høyder og former er kjent, kan en stundom få problemer med å fastslå hva slags skyer en ser. At skyene ofte ligger i overgangssonene for de forskjellige høydene, gjør ikke observeringen enklere. Erfaring, øvelse og overvåking av skybildet er den sikreste måten å få en god skyobservasjon på.

(Klikk på bildet for større versjon)

Skydannelse

Vi har 10 hovedtyper av skyer, alle typene sier noe om hvordan de har blitt dannet. De forskjellige former for vertikal bevegelse som fører til skydannelse er:

1.      Mekanisk turbulens

2.      Konveksjon (termisk turbulens)

3.      Orografisk hevning

4.      Storstilt, sakte hevning over et større område

Stratus og Stratocumulus er vanligvis skyer som stort sett dannes ved mekanisk turbulens.

Cumulus og Cumulonimbus er konvektive skyer som dannes ved konveksjon.

Orografiske skyer får vi når luften blir tvunget til værs mot fjell og høydedrag. Hva slags skyer vi da får er avhengig av luftens stabilitet. I fuktig, stabil luft er det vanlig å få dannet Stratus, mens det dannes Cumulus hvis luften er noe instabil. Ved instabilitet gjennom et dypere lag av troposfæren kan det dannes Cumulonimbus. Det er vel verdt å merke seg at skyene dannes på vindsiden av fjellene!

I stabil luft kan en få dannet lentikulære skyer over fjell og høydedrag. Dette er bølgeskyer. Lentikulære skyer indikerer at vi har stående bølger på lesiden av fjellene.

Storstilt, sakte hevning av luft over et større område forbinder vi mest med frontaktivitet. Hevningen av luften går her sakte, men kan vedvare i mange dager gjennom et tykt sjikt av troposfæren. 

FRONTSKYER

Polarfronten dannes av møte mellom den kalde polarluften fra nord og den varme tropiske luften fra sør. Polarfronten danner et av troposfærens primære frontsystemer, og de fleste lavtrykk utenfor tropene oppstår som bølger på polarfronten. Når det utvikles et frontallavtrykk, vil vi etter hvert få to markante fronter, varm- og kaldfront. Varmfronten fortrenger kald luft, mens kaldfronten fortrenger varm luft. Frontene representerer altså et luftmasseskille, et skille mellom to forskjellige luftmasser.

Luftmasse: Luft over et stort geografisk område hvor luften har tilnærmet samme fysiske egenskaper.

Front: En smal overgangssone mellom to luftmasser.

Skyer i forbindelse med fronter er:

                         Høye skyer: C_h=4, C_h=5, C_h=6, C_h=7 og C_h=8

                        Midlere skyer: C_m=1, C_m=2, C_m=5, C_m=7 (noen                                               typer)  

                        Lave skyer: C_l=7 er følgeskyer til nedbørskylag

Dette er i hovedtrekk de skyene en kan forvente å finne i forbindelse med fronter. Mange andre typer kan imidlertid forekomme, en er avhengig av forholdene både i varm- og kaldlufta og utviklingen på polarfronten.

Et idealisert bilde av et frontsystem kan se slik ut:

Frontene er i bevegelse fra venstre mot høyre. Varmfronten fortrenger kaldluften, kaldfronten den varme luften. (Klikk på bildet for større versjon)

Varmfrontens skråning er relativ svak (ca 1:200), og vi får en sakte hevning av varmluften over kaldluften med dannelse av stratiformede skyer. Det dannes Cirrus, Cirrostratus, Altostratus og Nimbostratus

Hvis kaldfrontens skråning er relativ svak, vil vi få skyer som er tilnærmet lik varmfrontens skyer.

Aktive og raske kaldfronter er "bratte" (ca 1:100), og den varme luften blir hurtig presset oppover. Hvis luften i utgangspunktet er fuktig og instabil, får vi dannet store Cumulus (Cumulus congestus C_l=2) og Cumulonimbus (C_l=3 og C_l=9) . Vi kan få sterke byger, kanskje med torden.

Varmfront: Når varm luft fortrenger kaldere luft

Kaldfront: Når kald luft fortrenger varmere luft

Varmfrontens skyer vil da i hovedtrekk se slik ut:

De første skyene en får se vil være C_h=4  hvis fronten kommer med et rent cirrusopptrekk. Det er ganske vanlig at fronten kommer med opptrekk av cirrus og cirrostratus, vi får da først C_h=5 når forkanten av opptrekksskyene enda ikke har nådd 45°  (2/8) opp på himmelen. Den videre utvikling vil være at skyene trekker høyere opp på himmelen, og vi får C_h=6, opptrekksskyene har kommet mer enn 45° opp på himmelen, men dekker ikke hele himmelen. Det neste trinnet vil nå være C_h=7, opptrekk av cirrus og cirrostratus (evt. cirrostratus alene) dekker hele himmelen. Hvis opptrekket stopper opp og trekker seg tilbake, får vi C_h=8, men vi skal videre! Et slørskylag (cirrostratus) gir nesten alltid ”halo” rundt sol eller måne, ja, ofte kan haloen være det eneste som avslører at vi har cirrostratus. Bruk solbriller når du observerer i solskinn.!

Frontskyer i midlere nivå

Frontskyer i midlere nivå er neste utvikling på fronten. Først vil vi få  et tynt Altostratusdekke C_m=1. Sol og måne kan sees gjennom skyene, men NB!: Altostratus gir ikke halo. Skydekket blir etter hvert tykkere, sol og måne kan ikke sees gjennom skydekket lengere, vi har fått et tett Altostratusskydekke C_m=2. Skydekket vil fortsette og senke seg og blir stadig tykkere og vi vil etter hvert få nedbør. Vi har fått Nimbostratus, nedbørskydekke. Nimbostratus kodes som C_m=2 selv om skydekket skulle senke seg til lavere nivå. Det kan legges merke til at C_m=7c også kan forekomme.

Bemerk: C_m=5 hører ikke til under disse opptrekksskyene, men er opptrekksskyer hvor utviklingen av skyene starter i midlere nivå.

Av lave skyer som en kan forvente å finne i forbindelse med frontaktivitet, vil C_l=7 være følgeskyer til Nimbostratus. Det vil ofte også bli dannet Stratocumulus under nedbørskylag. En kan være oppmerksom på at Stratocumulus alene kun gir ubetydelig nedbør. Hvis en har nedbør av betydning, så må den komme fra et overliggende nedbørskylag.

(Klikk på bildet for større versjon)

PRIORITETSREKKE FOR SKYER

For at vi skal få varslet de viktigste skyene, er det laget en prioritetsrekke for skyene i alle tre etasjer. Prioritetsrekken ser slik ut:

Høye skyer:  9 ® 7, 8, 6, 5 ® 4 ® 3 ®  1

Midlere skyer:

Hvis C_M=9 eller C_M=8 forekommer, har disse prioritet framfor alle andre, med 9 som høyeste prioritet.

 Prioritetsrekken ser videre slik ut:

Med Altocumulus tilstede: 1)      9 ® 8 ® 7_c ® 6, 5 ® 4 ® 7_a, 7_b, 3.

Med Altostratus eller Nimbostratus tilstede: 2)      7_c ® 2 ® 1.

Lave skyer:

Med Cumulonimbus og/eller Cumulus tilstede: 1)      9 ® 3 ® 4, 8 ® 2 ® 1.

Med Cumulus, Stratocumulus og Stratus tilstede: 2) 8 ® 5, 6, 7.

Cirrostratus (Klikk på bildet for større versjon)

Altocumulus (Klikk på bildet for større versjon)         

 Sammensatt skybilde (Klikk på bildet for større versjon)

PERLEMORSKYER

Luften i stratosfæren er normalt meget tørr, den relative fuktigheten er bare på noen få prosent. Tidvis hender det at utløpere fra den kalde polare stratosfære tilføres så meget vanndamp fra troposfæren at det dannes en spesiell type skyer, perlemorskyer. Disse vakre, linseformede skyene som  spiller i alle regnbuens farger, blir dannet på høye breddegrader om vinteren i forbindelse med sterke luftstrømmer over fjell. Skyene blir dannet i en høyde av 20-30 km, og kan best sees når solen står like under horisonten.

Perlemorskyer (Klikk på bildet for større versjon)

Været var skyet, med regn- og haglbyger i omegn, men med klaring mot sør. Vinden i observasjonsøyeblikket var sørlig laber bris, men hadde i timene før vært sørvest/vest opptil sterk kuling. Temperatur: 2-4 grader. Temperatur i skyområdet var sannsynligvis ca. -80°.