Was sind die meteorologischen Grundgleichungen Clemens Simmer Meteorologisches

Was sind die meteorologischen Grundgleichungen? Clemens Simmer Meteorologisches Institut

Gliederung 1. 2. 3. 4. Einleitung die meteorologischen Basisvariablen die meteorologischen Grundgleichungen Skalenanalyse der meteorologischen Grundgleichungen 2

1 Einleitung Zur Bestimmung der sieben grundlegenden meteorolog. Variablen: Wind (3) Luftdruck Lufttemperatur Luftdichte Luftfeuchtigkeit. . . benötigen wir die sieben meteorologische Grundgleichungen: Bewegungsgleichung (3) Kontinuitätsgleichungen 1. Hauptsatz der Wärmelehre Wasserdampfbilanzgleichung Zustandsgleichung der Luft. Sechs der meteorologischen Grundgleichungen sind Differentialgleichungen u. a. der Zeit -> (Wetter)Vorhersagen sind möglich! 3

2 Die meteorologischen Basisvariablem (und ihre Messung) 1. 2. 3. 4. 5. Windgeschwindigkeit Luftdruck und Dichte Temperatur Feuchte … 4

2. 1 Windgeschwindigkeit • • Geschwindigkeit, mit der sich die Luft bewegt und ihre Richtung Bezug ist dabei ein endliches Luftvolumen – nicht einzelne Moleküle (Kontinuumsmechanik, Hydrodynamik). z w v y (Nord) u x (Ost) Dabei ist λ die Winkelabweichung von der Ostrichtung, und φ die Winkelabweichung von der Vertikalen. 5

Horizontale Windgeschwindigkeit N 36 W 27 Für große Skalen (lange Zeitmittelung (mehrere Minuten) oder Mittelung über viele Kilometer gilt u~v>>w. 9 O 18 S 6

2. 2 Luftdruck und Luftdichte • Was ist Luftdruck? • Luftdruckgradient und Bewegungsantrieb (Kraft) • Luftdruckmessung 7

Was ist Luftdruck? • (Luft-)Druck ist Kraft/Fläche • Luftdruck hat keine ausgezeichnete Richtung. • Luftdruck wird erzeugt durch die Impulsumkehr von Luftmolekülen an einer Wand (Molekularkinetik). • Luftdruck ist daher – proportional zur Dichte der Luft (mehr Moleküle→mehr Impulse), und – proportional zum Quadrat der Geschwindigkeit der Luftmoleküle, denn • Impuls =mv, (m Masse, v Geschwindigkeit) und • Häufigkeit des Auftreffens auf die Wand ~ v. • Luftdruck bezeichnet die Flussdichte der Impulse der Luftmoleküle, denn Druck = Kraft / Fläche = kg x m/s 2 / m 2 = (kg x m/s) / (m 2 s) = Impuls / (Fläche x Zeit) 8

Warum erzeugen Luftdruckgegensätze Bewegung (1)? Betrachte alle Moleküle, die an beiden Enden des Luftvolumens in der Zeit Δt mit Umgebung ausgetauscht werden. t=to+Δt Ist die Impulsdichte (=Druck) an beiden Enden gleich, so ändert sich der Gesamtimpuls des Volumens nicht. Also keine Beschleunigung! 9

Warum erzeugen Luftdruckgegensätze Bewegung (2)? Betrachte alle Moleküle, die an beiden Enden des Luftvolumens in der Zeit Δt mit Umgebung ausgetauscht werden. Rechts herrsche ein höherer Druck (Impulsdichte) als links durch höhere Temperatur (T~v²). t=to+Δt Das Volumen hat eine Gesamtimpulsänderung nach links erfahren. Es wird also nach links beschleunigt! 10

Warum erzeugen Luftdruckgegensätze Bewegung (3)? Betrachte alle Moleküle, die an beiden Enden des Luftvolumens in der Zeit Δt mit Umgebung ausgetauscht werden. Rechts herrsche ein höherer Druck (Impulsdichte) durch mehr Moleküle. t=to+Δt Das Volumen hat eine Gesamtimpulsänderung nach links erfahren. Es wird also nach links beschleunigt. 11

2. 3 Temperatur • Was ist Temperatur? • Temperatur und Wärmeenergie • Temperaturmessung 12

Was ist Temperatur? Die Temperatur hängt mit der mittleren kinetischen Energie (Bewegungsenergie) der einzelnen Moleküle zusammen: Temperatur hängt also nicht von der Anzahl der Moleküle (also z. B. von der Dichte) ab! (siehe Ausdehnung ins Vakuum) 13

Temperatur und Wärmeenergie Der Wärmeenergie eines Luftvolumens (genauer: Definition der inneren Energie E) ist proportional zu Temperatur T und zur Wärmekapazität bei kontantem Volumen CV ([CV]=J/K) Die (massen-)spezifische (pro kg!) Wärmekapazität cv eines idealen Gases hängt nur von der Anzahl der Bewegungsfreiheitsgrade f der Moleküle (3 Translationsrichtungen + n Rotationsrichtungen) ab. Für „trockene“ Luft gilt mit f=5 c. V = 717 J/(kg K) da 2 -atomige Moleküle (N 2, O 2) vorherrschen. 14

2. 4 Feuchte • Feuchtemaße 15

Feuchtemaße w - absolute Feuchte [kg m-3] e- Partialdruck des Wasserdampfs [h. Pa] Td - Taupunkt [K] Abkühlung auf Taupunkt führt zur Kondensation q- spezifische Feuchte [kg/kg] Masse des Wasserdampfes zur Gesamtmasse der feuchten Luft m - Mischungsverhältnis [kg/kg] Masse des Wasserdampfes zur Gesamtmasse der trockenen Luft f- m>q relative Feuchte [%] mit es Sättigungsdampfdruck Tf - Feuchttemperatur [K] Messgröße beim Psychrometer 16

3 die meteorologischen Grundgleichungen - Primitive Equations - 3. 1 Bewegungsgleichung -> Wind 3. 2 Kontinuitätsgleichung -> Luftdichte 3. 3 Erster Hauptsatz der Wärmelehre -> Lufttemperatur 3. 4 Haushaltsgleichung des Wasserdampfes -> Luftfeuchte, Wolken 3. 5 Zustandsgleichung der Luft -> Luftdruck 17

3. 1 Bewegungsgleichung = Impulserhaltung 18

Kräfte 19

3. 2 Kontinuitätsgleichung = Massenerhaltung 20

3. 3 Erster Hauptsatz der Wärmelehre = Energieerhaltung 21

3. 4 Haushaltsgleichung für Wasserdampf = Massenerhaltung von Wasserdampf 22

3. 5 Zustandsgleichung für Luft = ideale Gasgleichung 23

Zusammenfassung 6 prognostische Gleichungen 1 diagnostische Gleichung für sieben meteorologische Basisvariablen Alle Gleichungen sind mehrfach mit einander gekoppelt. Sie lassen sich durch die Zeitabhängigkeit für die Zukunft lösen ØWetter und Klimavorhersage ist möglich! 24

4 Skalenkonzept 4. 1 Grundthesen 4. 2 Skalendiagramm 4. 3 Skalenanalyse der Bewegungsgleichung 25

4. 1 Grundüberlegungen • • • Als Skalen bezeichnet man Längen- (L) und Zeitintervalle (T). Wir unterscheiden Skalen, mit denen wir messen (Maßstäbe) und Skalen die typisch für meteorologische Phänomene sind (Größenordnung). Die meisten meteorologischen Phänomene haben für sie ganz typische Längen- und Zeitskalen (z. B. Wolken, Hurrikane, Zyklonen). Je größer die Längenskala L eines Phänomens, desto größer i. a. die dazugehörige Zeitskala T; also mit L nimmt T zu. Beobachtung: In der Atmosphäre haben bestimmte meteorologische Phänomene (z. B. Tornados, Wolken, Tiefdruckgebiete) immer nur einen beschränkten Bereich von Ausdehnungen und Lebensdauern, also Skalenbereiche 26

Skalendiagramm 27

4. 4 Skalenanalyse der Bewegungsgleichung • Auftrennung in die drei Komponenten • Synoptische Skalenanalyse der z-Komponente (Vertikalwind) -> statische Grundgleichung • Synoptische Skalenanalyse der x/y- Komponente (Horizonalwind) -> der geostrophische Wind 28

Bewegungsgleichung in Komponenten - Navier-Stokes-Gleichung - 29

Skalenanalyse – Tiefdruckgebiet - charakteristische Größen - • • • Horizontalgeschw. U Vertikalgeschw. W Länge L Höhe H Luftdruckschwank. DP Zeit L/U = T Coriolisparam. f = 2 Wsinj Luftdichte r Luftdruck am Boden po ~ ~ ~ ~ ~ 10 m/s 10 -2 m/s 106 m 104 m 103 Pa 105 s 10 -4 s-1 1 kg/m 3 105 Pa (1000 km) (10 h. Pa) (ca. 1 Tag) (1000 h. Pa) 30

Skalenanalyse Tiefdruckgebiet - statische Grundgleichung - W/T 10 -7 1/r po/H g 10 10 f. U - 10 -3 - m/s 2 . . . Schwerebeschleunigung und Druckgradientbeschleunigung heben sich gegenseitig auf! 31

Skalenanalyse Tiefdruckgebiet - geostrophischer Wind - U/T 1/r Dp/L 10 -4 10 -3 f. U f. W - 10 -3 10 -6 - m/s 2 . . . Coriolisbeschleunigung und Druckgradientbeschleunigung heben sich gegenseitig auf! 32

Geostrophischer Wind 33

Geostrophischer Wind - Beispiel - 98 0 99 0 1 0 0 0 T 1000 km 34

Geostrophischer Wind. . . „weht“ parallel zu Isobaren mit niedrigem Druck links (auf SH rechts), . . . ist proportional zur Stärke des Druckgradienten, . . . ist eine gute Approximation des wahren Windes in der freien Atmosphäre, . . . nimmt zu niedrigen Breiten bei gleichem Druckgradienten zu, . . . verliert seine Gültigkeit mit Annäherung an den Äquator, da Coriolisbeschleunigung dann abnimmt. 35