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1 Einführung in die Meteorologie - Teil III: Thermodynamik und Wolken - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität.

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1 1 Einführung in die Meteorologie - Teil III: Thermodynamik und Wolken - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität Bonn Sommersemester 2006 Wintersemester 2006/2007

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

3 3 Rauchfahnen Trocken- adiabate Variabilität (Schwankung) der horizontalen/vertikalen Windrichtung Interpretation als Übung

4 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 5 Doppelte Kondensationshöhe Zeit SA K1K1 K3K3 hier keine Wolkenbildung möglich T1T1 T2T2 T3T3 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 ).

6 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. Diefrei werdende latente Wärme kommt der Luft zugute. Beim Abstieg - zunächst feuchtadiabatisch bis z 1 bis die Restwolke verdunstet ist, dann trockenadiabtisch - erwärmt sie sich wieder, hat aber nun zusätzlich die frei gewordene latente Wärme und kommt so auf eine höhere Temperatur im Lee und ist natürlich auch trockener. T z -10°C 0°C10°C 20°C zKzK zGzG z1z1

7 7 Föhnprozess - Beispiel T(z A,Luv ) = 10 °C, z A =0m, z K =1000m, z V =3000m, d = 1K/100m, f = 0,65 K/100m Temperatur:T(z A,Lee ) = 17 °C Relative Feuchte: f(z A,Lee ) = 17 %

8 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 9 Die gut durchmischte Grenzschicht Die Grenzschicht ist die wesentlich vom Tagesgang der Energiebilanz der Erdober- fläche 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 feuchtadiabatisch (θ e konstant, q nimmt ab) geschichtet.

10 10 Stabilitätsänderung durch Hebung/Absinken x z T z p2p1p2p1 p´ 2 p´ 1 Luft dehnt sich aus bei Hebung; Druckflächen entfernen sich. Bei adiabatischer Hebung (Temperatur an Ober- und Untergrenze einer Schicht folgen Adiabaten) reduziert sich dabei der T-Gradient; die Luft kann labilisiert werden. Entsprechend wird Luft stabilisiert beim Absinken (z. B. in Hochs); Inversionen entstehen. Adiabaten dT/dz=-1K/100m

11 11 Destabilisierung durch Aufsteigen T z Adiabate a (feucht) b (trocken) a b 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.

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

13 13 Übungen zu III.3 1. Welches Atmosphärenprofil gehört zu dieser Situation (begründe)? z T z K C z T z K A z T z K B 2. Begründe die Form der Rauchfahnen (Beginn des Kapitels) in Abhängigkeit vom Atmosphärenzustand 4. Schätze die Temperatur und relative Feuchte im Lee eines Gebirges nach dem klassischen Föhnprozess unter den Annahmen: T A,Luv = 15 °C, z A =0m, z HKN =1000m, z Gipfel =3000m mit d = 1K/100m, f = 0,65 K/100m. Der Druck in 0 m sei 1000 hPa. Welche relative Feuchte hatte die Luft vor dem Gebirgsaufstieg? 3. Warum muss bei dieser Abbildung von einer Zunahme der Taupunkttemperatur im Verlauf des Tages (1 morgens, 2 nachmittags) ausgegangen werden?


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