De potentiële natte-bol temperatuur krijg je als je een ‘luchtpakketje’ (in het geval van de theta-w op 850 hPa afkomstig van 850 hPa) droog-adiabatisch optilt totdat het verzadigd is. Vervolgens laat je het verzadigde luchtpakketje nat-adiabatisch dalen naar 1000 hPa. De temperatuur die het luchtpakketje dan heeft is de potentiële natte-bol temperatuur (theta-w). Zie het volgende plaatje voor constructie op een thermodynamisch diagram (in dit geval een uitvergroot skew-t diagram):
Voor het bepalen van de theta-w 850 heb je de temperatuur (T) en het dauwpunt (Td) op 850 hPa nodig. Vervolgens construeer je in een thermodynamisch diagram het LCL. Dan ga je vanuit het LCL via de nat-adiabaat terug naar 850 hPa en dan heb je de natte-bol temperatuur (Tw) op 850 hPa. Als je dan nog verder naar beneden gaat (nog steeds via de natadiabaat), naar 1000 hPa, dan is de temperatuur die je dan heb de potentiële natte-bol temperatuur (theta-w).
Overigens, als je vanaf T op 850 via een droogadiabaat omlaag gaat naar 1000 hPa dan krijg je de potentiële temperatuur, theta.
Theta-w heeft de (voor ons) handige eigenschap om voor adiabatische processen (processen waarbij er geen energie met de omgeving wordt uitgewisseld) constant te zijn. Dit in tegenstelling tot de temperatuur (T) of de dauwpuntstemperatuur (Td), deze veranderen wel bij adiabatische processen (als je lucht droog-adiabatisch optilt zullen T en Td steeds dichter naar elkaar toe kruipen totdat het condensatiepunt bereikt is, als je verzadigde lucht droog-adiabatisch laat dalen zullen T en Td steeds verder uit elkaar gaan lopen – zie ook bovenstaand plaatje).
De theta-w wordt bepaald door de temperatuur en de vochtigheid van de lucht in een bepaald luchtpakketje, maar theta-w verandert dus niet bij stijgende en dalende bewegingen in de atmosfeer als het luchtpakketje daaraan onderhevig is (mits de totale waterhoeveelheid in het luchtpakketje het zelfde blijft). Hoe warmer en hoe vochtiger de lucht, hoe hoger theta-w. Warmere lucht geeft natuurlijk al een hogere waarde om mee te beginnen (voordat je de lucht adiabatisch omhoog gaat brengen) en vochtigere lucht zal eerder verzadigd raken als je deze afkoelt (bij het adiabatisch omhoog brengen van de lucht).
Je kunt theta-w voor verschillende doeleinden gebruiken: onderscheiden van luchtmassa’s/fronten (met behulp van de theta-w gradiënt tussen de warmere en vochtigere lucht in de warme sector met hogere theta-w waarden dan de koudere drogere lucht achter het koufront), voor het verwachten van convectie (warme en vochtige lucht bevat veel potentiële energie voor convectie – denk bijvoorbeeld aan ‘warme tongen’ of de ‘Spanish Plume’) en ook voor het verwachten van sneeuw.
Theta-w geeft je namelijk een indicatie tot hoe ver de lucht af kan koelen door verdamping (van neerslag), zodoende kun je aan theta-w zien of regen bijvoorbeeld over kan gaan in sneeuw. Hiervoor kun je trouwens ook het niveau gebruiken waarop de nattebol temperatuur 0°C is (‘wet bulb zero level’.
En waarom 850 hPa? De hoogte van het 850 hPa-vlak ligt gemiddeld rond de 1,5 km en dat is boven de atmosferische grenslaag. De lucht heeft hierdoor vooral grootschalige kenmerken en wordt niet beïnvloed door de ondergrond/vegetatie waarboven deze zich op dat moment bevindt.
Overigens heb je (zoals uit bovenstaande link dus blijkt) ook nog theta-e, dat is de equivalent potentiële temperatuur: de temperatuur die een ‘luchtpakketje’ heeft als het eerst zover naar boven is gebracht dat door condensatie alle latente warmte (condensatiewarmte) vrij is gekomen en daarna (droog)adiabatisch (zonder energie-uitwisseling met de atmosfeer) weer naar beneden (naar het 1000 hPa niveau) gebracht is. Theta-e wordt dus ook door de temperatuur én door het vochtgehalte van de lucht bepaald.
Het verschil met theta-w is dat het luchtpakketje ook na verzadiging omhoog wordt gebracht waardoor alle condensatiewarmte vrij komt, alvorens weer naar beneden gebracht te worden. Dit zal tot gevolg hebben dat de waarde van theta-e hoger is dan de waarde van ‘zusje’ theta-w.
Op onderstaand plaatje staat ook theta-e geconstrueerd:
-Neerslagvorming en föhn:
Als er neerslag optreedt bij het omhoog brengen van de lucht dan moet je daarmee rekening houden. Het water is eigenlijk een energiedrager (water neemt (zonne-)energie op bij verdamping en staat deze weer af bij condensatie), deze wissel je dan dus uit met de omgeving en indirect wissel je dus ook energie uit met de omgeving. Dat betekent dus dat het geen adiabatisch proces meer is en de theta-w niet meer gelijk blijft.
Uiteindelijk komt het vallen van neerslag uit een stijgend luchtdeeltje uit een netto verwarming als het later weer gaat dalen (mits er geen andere processen ook nog energie uitwisselen met het pakketje), omdat het gecondenseerde water al de energie heeft afgegeven en doordat dit water uit het pakketje verdwijnt is er minder energie nodig als om de overgebleven waterdamp te verdampen als het luchtpakketje weer daalt. Hierdoor is de lucht na daling dan warmer en droger dan voordat het opsteeg. Een bekend voorbeeld hiervan is de föhn, de lucht na de berg is droger en warmer dan voor de berg.
Dauwpunt en relatieve vochtigheid
(een wat meer fysische uitleg)
Zoals jullie vast allemaal al weten kan lucht kan bij een bepaalde temperatuur een bepaalde maximum hoeveelheid waterdamp bevatten. Als er meer dan deze maximumhoeveelheid vocht in de lucht zit is de lucht oververzadigd en zal het de extra waterdamp condenseren.
Hieronder is de curve van de verzadigingsdampdruk (de (partiele) dampdruk van alle waterdamp in de lucht als de lucht verzadigd is) van lucht tegen de temperatuur uitgezet voor zowel boven water als boven ijs. Zoals je trouwens ziet lopen deze niet gelijk, maar lopen ze even uit elkaar (grootste verschil zit ongeveer bij -13°C) om vervolgens weer bij elkaar te lopen. Dat ze voor (onderkoeld) water en ijs niet gelijk zijn is trouwens van belang voor het Wegener-Bergeron-Findeisen proces waarbij neerslag gevormd wordt in wolken.
Als we uitgaan van een ‘luchtpakketje’ met een bepaalde temperatuur T en een bepaalde waterdampdruk, e dan kunnen we van daaruit met behulp van bovenstaande grafiek bepalen wat het dauwpunt en de relatieve vochtigheid is.
Bij een bepaalde waterdampdruk e hoort ook een temperatuur waarop de actuele waterdampspanning de verzadigingswaterdampdruk is (es(Td) in de grafiek). Dit is de dauwpuntstemperatuur, Td. Bij een bepaalde temperatuur T hoort ook een verzadigingswaterdampdruk, es(T). Als je nu de verhouding van e en es(T) (e/es(T)) neemt en dat in % uitrekent dan heb je de relatieve vochtigheid: de hoeveelheid waterdamp die je nu in de lucht hebt zitten gedeeld op de maximale hoeveelheid waterdamp die de lucht bij de actuele temperatuur kan bevatten.