Einfhrung in die Meteorologie I Teil V Thermodynamik

Einführung in die Meteorologie I - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre. Clemens Simmer

Gliederung der Vorlesung 0 Allgemeines I Einführung II Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre III Strahlung IV Die atmosphärischen Zustandsvariablen V Thermodynamik der Atmosphäre --------------------------VI Dynamik der Atmosphäre VII Atmosphärische Grenzschicht VIII Synoptische Meteorologie 2

V Thermodynamik der Atmosphäre 1. Adiabatische Prozesse mit Kondensation - Trocken- und Feuchtadiabaten 2. Temperaturschichtung und Stabilität - Auftrieb und Vertikalbewegung Wolkenbildung und Temperaturprofil 3. Beispiele - Rauchfahnenformen Wolkenentstehung Struktur der atmosphärischen Grenzschicht 4. Thermodynamische Diagrammpapiere - Auswertehilfe für Vertikalsondierungen (Radiosonden) 5. Verschiedene Phänomene - Wolken Nebel Niederschlag 3

Trockenadiabate Rauchfahnen • Die Variabilität des Windes ist von der Temperaturschichtung abhängig. • Stabile (labile) Schichtung reduziert (erhöht) Vertikalbewegung der Rauchfahnen und Ausmaß der turbulenten Diffusion. Variabilität (Schwankung) der horizontalen/vertikalen Windrichtung 4

Entwicklung einer Cumuluswolke Übergang von einer morgentlichen Bodeninversion (Auskühlung) zum trockenadiabatischen Profil durch Aufheizung: Einzelne Luftpakete können durch stärkere Aufheizung das Kondensationsniveau erreichen, doch die Wolke wird durch die obere Inversion nach oben begrenzt (1). Bei weiterer Aufheizung kann auch diese überwunden werden (2). Achtung: Hier muss mit einer Zunahme des Taupunktes über Tag ausgegangen werden (warum? ). 5

Doppelte Kondensationshöhe hier keine Wolkenbildung möglich K 1 SA T 1 T 2 T 3 Das Temperaturprofil weist eine Inversion auf. Wolken können entstehen, wenn die Aufheizung von Luftpaketen am Boden diese durch Auftrieb steigen lässt und die Taupunktskurve oberhalb der Zustandskurve erreicht wird (T 1). Die Wolken sind nach oben durch die Inversion begrenzt. Später (T 2) verschwinden die Wolken kurzzeitig, da letztere Bedingung bei größerer Aufheizung nicht mehr erfüllt ist (T 2). Bei weiterer Aufheizung kann schließlich die Inversion überwunden werden und Wolken in einem höheren Niveau (K 3) gebildet werden (T 3). K 3 Zeit 6

Der klassische Föhnprozess Der Föhn ist ein warmer, trockener Fallwind auf der Leeseite von Gebirgen. Die klassische (aber unvollständige) Erklärung: Beim Aufsteigen kühlt die Luft adiabatisch ab bis zur Sättigung (z. K). Beim weiteren Aufsteigen kondensiert der Wasserdampf und regnet teilweise aus. Die frei werdende latente Wärme kommt der Luft zugute. Beim Abstieg - zunächst feuchtadiabatisch bis z 1 bis die Restwolke verdunstet ist, dann trockenadiabatisch erwärmt sie sich wieder, beinhaltet aber nun zusätzlich die frei gewordene latente Wärme und kommt so auf eine höhere Temperatur im Lee, und ist natürlich auch trockener. z z. G 3000 z 1 2000 z. K 1000 -10°C 20°C T 7

Föhnprozess - Beispiel • T(z. A, Luv) = 10 °C, z. A=0 m, z. K=1000 m, z. V=3000 m, d = 1 K/100 m, f = 0, 65 K/100 m Ø Temperatur: T(z. A, Lee) = 17 °C Ø Relative Feuchte: f(z. A, Lee) = 17 % 8

Details zum realen Föhnprozess Beim Überströmen „verbiegen“ und verdichten sich die Stromlinien (Isobaren) zu „Nasen“ aus dynamischen Gründen, was zu noch stärkeren Winden im Lee führt. Ein großer Teil der Föhnerwärmung resultiert einfach aus dem Absinken von Luft, die schon vor dem Gebirge in großen Höhen war. Die tieferen Luftschichten „umfließen“ möglicherweise das Gebirge. Der Erwärmungseffekt kann bei stabiler Schichtung leicht ebenso groß sein wie beim „klassischen“ Fall. 9

Stabilitätsänderung durch Hebung/Absinken Luft dehnt sich aus bei Hebung; begrenzende Druckflächen entfernen sich voneinander geometrisch. Bei adiabatischer Hebung (Temperatur an Ober- und Untergrenze einer Schicht folgen Adiabaten) reduziert sich dabei der T-Gradient; die Luft kann dann u. U. labilisiert werden. Entsprechend wird Luft stabilisiert beim Absinken (z. B. in Hochs); Inversionen Adiabaten entstehen. z z p´ 2 d. T/dz=-1 K/100 m p´ 1 p 2 p 1 x T 10

Destabilisierung durch Aufsteigen z b‘ a‘ b (trocken) Adiabate a (feucht) Bei feuchtlabiler Schichtung kann eine Schicht, die am Unterrand mit Wasserdampf gesättigt ist (also feuchtadiabtisch aufsteigt) und am Oberrand verhältnismäßig trocken ist (also trockenadiabatisch aufsteigt) beim Aufsteigen vollständig destabilisiert werden und zu stürmischer Konvektion führen. T 11

Überströmung bei unterschiedlicher Stabilität Stabile Schichtung Hebung reicht nicht zur Entstabilisierung Stabile Schichtung Hebung reicht zur Entstabilisierung 12

Die gut durchmischte Grenzschicht Die Grenzschicht ist die wesentlich vom Tagesgang der Energiebilanz der Erdoberfläche beeinflusste Luftschicht (100 m – 3 km). Sie ist durch Windscherung und Konvektion (nur tagsüber) meist gut durchmischt. Oben ist sie meistens durch eine Inversion und eine Wolkenschicht abgegrenzt. Wegen der Durchmischung ist die wolkenfreie Schicht trockenadiabatisch (θ, q konstant), die Wolkenschicht 13 feuchtadiabatisch (θe konstant, q nimmt ab) geschichtet.

Übungen zu V. 3 1. Warum muss bei nebenstehender Abbildung von einer Zunahme der Taupunkttemperatur im Verlauf des Tages (1 morgens, 2 nachmittags) ausgegangen werden? Argumentiere mit dem Cumulus Konvektionsniveau (CKN). 2. Schätze die Temperatur und relative Feuchte im Lee eines Gebirges nach dem klassischen Föhnprozess unter den Annahmen: TA, Luv = 15 °C, z. A=0 m, z. HKN=1000 m, z. Gipfel=3000 m mit d = 1 K/100 m, f = 0, 65 K/100 m. Der Druck in 0 m sei 1000 h. Pa. Welche relative Feuchte hatte die Luft vor dem Gebirgsaufstieg? 14

Zusatzübungen zu V. 3 1. Begründe die Form der Rauchfahnen (Beginn des Kapitels) in Abhängigkeit vom Atmosphärenzustand 15