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Einführung in die Meteorologie - Teil II: Meteorologische Elemente - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität.

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Präsentation zum Thema: "Einführung in die Meteorologie - Teil II: Meteorologische Elemente - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität."—  Präsentation transkript:

1 Einführung in die Meteorologie - Teil II: Meteorologische Elemente - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität Bonn Sommersemester 2006 Wintersemester 2006/2007

2 Gliederung der Vorlesung Allgemeines I Einführung II Meteorologische Elemente III Thermodynamik der Atmosphäre IV Dynamik der Atmosphäre V Synoptische Meteorologie VI Allgemeine Zirkulation und Klima

3 II Meteorologische Elemente II.1 Luftdruck und Luftdichte II.2 Windgeschwindigkeit II.3 Temperatur II.4 Feuchte II.5 Strahlung

4 II.1 Luftdruck und Luftdichte Zusammensetzung der Luft Ideale Gasgleichung + Daltonsches Gesetz Gasgleichung für die Luft Statische Grundgleichung Barometrische Höhenformel Druckmessung Globale horizontale Druckverteilung

5 II.1.1 Zusammensetzung der Erdatmosphäre - Luft als ideales Gas - Die Luft besteht aus verschiedenartigen Luftmolekülen, die sich in einem sonst massefreien Raum relativ unabhängig voneinander (kaum Anziehungskräfte) bewegen und i.w. nur durch Stöße miteinander wechselwirken. In Luft ist das Volumen aller Moleküle zusammen (sog. Eigenvolumen) sehr klein gegenüber dem Luftvolumen selbst. Die Luft kann für meteorologische Belange als ein ideales Gas, oder ein Gemisch von idealen Gasen betrachtet werden.

6 II.1.1 Zusammensetzung der Erdatmosphäre - Maßzahlen und Gesetz von Avogadro - 1 Mol mol: Maß für die Teilchenanzahl –entspricht der Anzahl von 6,0228·10 23 Teilchen (Loschmidtsche Zahl) –entspricht der Anzahl der Atome in 12 g 12 C-Atomen Molmasse M: Masse eines Mols (diese hängt vom Gewicht der einzelnen Moleküle ab) –M(C) =12 g/mol, M(O) =16 g/mol, M(O 2 )=32 g/mol –M(O 3 )=48 g/mol, M(CO 2 )=44 g/mol, M(N 2 )=28 g/mol, M(H 2 O)=? Masse m: Masse einer beliebigen Stoffmenge in kg Molanzahl n: Anzahl der Mole in einer beliebigen Stoffmenge angegeben in mol M=m/n, n=m/M Molvolumen V m : das Volumen, das ein Mol eines Stoffes einnimmt in m 3 /mol (hängt von Druck und Temperatur des Gases ab) Gesetz von Avogadro: Ein Mol eines idealen Gases nimmt bei einer bestimmten Temperatur und bestimmtem Druck immer das gleiche Volumen ein. Beispiel: Bei T=273,15 K, p=1013,15 hPa, n=1 gilt V=0,02241 m 3 (ca. 22 Liter) für jedes beliebige ideale Gas

7 II.1.1 Zusammensetzung der Erdatmosphäre - die wichtigsten Gase (Volumen-% nach Graedel und Crutzen 1994) - Bestandteil Mol- masse Volumen- oder Mengen- % Massen- % Siedepunkt in °C bei 1013 hPa Stickstoff N2N2 28,01378,11075, Sauerstoff O2O2 31,99920,95323, Argon Ar 39,9480,9341, Kohlendioxyd CO 2 44,0100,0350, Wasserdampf H2OH2O 18, Die nicht ganzzahligen Molmassen ergeben sich aus der Existenz von Isotopen. Die Volumen-% des Teilgases ist der Volumenanteil, der sich ergibt, wenn man die Gase in einem Volumen trennt, aber gewährleistet, dass in jedem Teilgas die gleiche Temperatur und der gleiche Druck herrscht. Der resultierende Volumenanteil ist dann auch das Verhältnis der Anzahlen der jeweiligen Gaspartikel also der Molanzahlen (Mengen-%, Gesetz von Avogadro!). Beim Siedepunkt ist der Dampfdruck des jeweiligen Gases gleich dem Gesamtluftdruck (Bildung von Blasen in der Flüssigkeit gegen den Luftdruck). Bis auf Wasserdampf sind die wichtigsten Gase bei atmosphärischen Verhältnissen nicht kondensiert vorhanden.

8 weiter … Es gibt noch eine große Zahl von anderen wichtigen Gasen (siehe folgende Tabelle), u.a. Ozon (O 3 ) und Lachgas (N 2 O). Doch ist ihr Anteil sehr klein (Spurengase), obwohl ihre Bedeutung als Strahlungsabsorber und –emitter (Treibhausgase) beträchtlich sein kann. Bis auf Wasserdampf und andere Gase mit ausgeprägten lokalen Quellen und Senken sind alle Gase bis in ca. 80 km Höhe homogen verteilt, d.h. Ihre Massen- und Volumenverhältnisse sind konstant. Bis zu dieser Höhe dominiert die turbulente Durchmischung die Sedimentation der Gase, welche sich durch ihre unterschiedliche Schwere entmischen würden (siehe Weinkeller!, Zunahme der freien Weglänge). Wasserdampf ist meist in Bodennähe mit bis zu 5 % am stärksten konzentriert. Die Ungleichverteilung trotz turbulenter Durchmischung folgt daraus, dass sich die Wasserdampfquelle im/am Boden befindet (Verdunstung von Wasser) und dass in der Höhe der Wasserdampf durch Kondensation in Wolken Überschreitung der Sättigungsfeuchte) und Ausregnen entnommen wird (Wasserkreislauf). Eine weitere Besonderheit des Wasserdampfes im Vergleich zu den anderen Gasen sein Vorhandensein in mehreren Phasen durch den hohen Siedepunkt.

9 Einige troposphärische Spurengase außerdem kleine Anteile von CH 2 O, NO 2, NH 3, SO 2, H 2 S, Cl 2, J 2, Rn, 1 ppmv= =10 -4 %, 1 ppbv= =10 -7 %, * bodennah, ** im stratosphärischen Maximum BestandteilMolmasseVolumen-% Siedepunkt in °C bei 1013 hPa Neon Ne 20,1821,8· Helium He 4,0035,2· Methan CH 4 16,031-2·10 -4 Krypton Kr 83,81,0· Wasserstoff H2H2 2,0165,0· Lachgas N2ON2O 44,0162-6· Xenon X 131,308,0 · Kohlenmonoxyd CO 28, · Ozon O3O3 48, ·10 -6* 2-8 ·10 -4** -112

10 Mittlere freie Weglänge der Moleküle Höhe, kmDruck, hPaMittlere freie Weglänge, m Boden · ,020, Die Turbulenz (nicht Diffusion) bestimmt die Vermischung der Gase in große Höhen. Ab ca. 100 km Höhe beginnt die mittlere freie Weglänge größer zu werden als die Größe der Turbulenzelemente in der Luft – die Diffusion beginnt zu dominieren. Dann beginnen sich die einzelnen Moleküle unabhängig voneinander zu bewegen und die Sedimentation beginnt.

11 Molmasse M l des Gasgemisches Luft Wir teilen in der Meteorologie die Luft in trockene Luft und Wasserdampf ein. Da die trockene Luft immer aus gleichen Gasanteilen zusammen gesetzt ist, ist es praktisch eine gemittelte Molmasse für trockene Luft zu bestimmen M l. Bezüglich dieser mittleren Molmasse gibt es dann auch eine hypothetische Molzahl n l eines Gases mit Molmasse M l.

12 Übungen zu II Bestimme die Molmasse von Äthanol. 2.Bestimme aus dem Volumenanteil V i /V l eines Teilgases V i am Gesamtvolumen V l seinen Massenanteil m i /m l in Abhängigkeit vom Verhältnis der Molmassen. Verifiziere dies anhand der Zahlen für den molekularen Sauerstoff in der Tabelle für die Zusammensetzung der Erdatmosphäre. 3.Bestimme die Molmasse der Luft unter der Annahme, dass diese zusätzlich zu den anderen Gasen in der ersten Tabelle des Kapitels insgesamt drei (3) Volumen-% Wasserdampf enthält. Die Volumenverhältnisse der trockenen Gase zueinander bleibe dabei unberührt. Was ergibt sich, wenn der Wasserdampf 3% des Massenanteils ausmacht?

13 II.1.2 Gasgleichung für ideale Gase - ideale Gasgleichung - Druck (p), Temperatur (T) und Partikelanzahl (n= Anzahl der Mole des idealen Gases im Volumen) sind verknüpft durch: Üblicherweise nutzen wir in der Meteorologie die Formulierung mit der Dichte, da wir nicht von festen Luftvolumen ausgehen.

14 Gasgleichung für ideale Gase - ideale Gasgleichung - Wir postulieren hier nur die Gasgleichung. Wenn wir uns klar gemacht haben werden, was Druck und Temperatur ist, werden wir erkennen, dass wir die Gasgleichung nur benötigen, weil wir nicht individuelle Gasmoleküle sondern sehr viele davon gemeinsam betrachten wollen. Achtung: Die Gasgleichung ist eine diagnostische Gleichung, die drei meteorologische Elemente verknüpft. Sie erklärt z.B. nicht, warum die Temperatur in der Atmosphäre meist mit dem Druck abnimmt. Zur Erklärung von Letzterem muss man nämlich Zusatzbedingungen festlegen (z.B. kein Energie- und Massenaustausch). Dichte, Volumen und Temperatur sind uns aus der unmittelbaren Erfahrung bekannte Größen. Wir werden später lernen, dass die Temperatur propotional zur mittleren kinetischen Energie der Luftmoleküle, und damit eng mit einer Energieform – der Wärmeenergie – verbunden ist. Der Luftdruck ist uns nur mittelbar vertraut; so wir wissen z.B. dass Druckunterschiede Bewegungen auslösen.

15 Analyse von pV=nRT p V T=const warm kalt p T V=const groß klein V T p=const hoch niedrig V T V=const p=const

16 Was ist Luftdruck? (Luft-)Druck ist Kraft/Fläche Luftdruck hat keine ausgezeichnete Richtung. Luftdruck wird spürbar z.B. durch die Impulsumkehr von Luftmolekülen an einer Wand; ist der Impulsstrom gegen die Wand auf der anderen Seite kleiner, so bewegt sich die Wand dorthin Luftdruck ist die Flussdichte des Impulses der Luftmoleküle, was die Einheitenanalyse aufdeckt: Druck = Kraft / Fläche = kg m/s 2 / m 2 = (kg m/s) / (m 2 s) = Impuls / (Fläche x Zeit) Diese Betrachtung gilt auch für jedes Teilgas einzeln, z.B. für dem Dampfdruck des Wasserdampfes.

17 Warum erzeugen Luftdruckunterschiede (Gradienten) Bewegung (1)? t=t o t=t o +Δt Betrachte ein Volumen (blau) innerhalb einer Luftmasse (weiss). Betrachte nun nur die Moleküle (rote und blaue Kugeln), die an beiden seitlichen Enden des Luftvolumens in der Zeit Δt mit Umgebungsluftmasse ausgetauscht werden. Ist die Impulsflussdichte (=Druck) an beiden Enden gleich, d.h. gleichen sich die Impulse der ausgetauschten Moleküle netto aus, so ändert sich der Gesamtimpuls des Volumens nicht. Also keine Beschleunigung!

18 Warum erzeugen Luftdruckunterschiede (Gradienten) Bewegung(2)? t=t o t=t o +Δt Nun herrsche rechts ein höherer Druck als links durch höhere Temperatur (=schnellere Bewegung=längere Pfeile) Durch den Austausch hat das Volumen nun eine Gesamtimpulsänderung nach links erfahren. Es wird also nach links beschleunigt!

19 Warum erzeugen Luftdruckunterschiede (Gradienten) Bewegung(3)? t=t o t=t o +Δt Wieder herrsche rechts ein höherer Druck, doch nun durch eine höhere Dichte (=mehr Moleküle). Wieder hat das Volumen hat eine Gesamtimpulsänderung nach links erfahren. Es wird also wieder nach links beschleunigt.

20 II.1.3 Daltonsches Gesetz - Gasgleichung für das Gasgemisch Luft - Bei einem Gasgemisch ergibt sich der Gesamtdruck aus den Partialdrücken der einzelnen Gase (Daltonsches Gesetz). Alle Komponentengase der Luft sind in guter Näherung ideale Gase mit speziellen Gaskonstanten R i und durch Impulsaustausch (Stöße) haben alle die gleiche Temperatur. Wasserdampffreie (trockene) Luft hat bis in große Höhen eine konstante Gaszusammensetzung R L =R*/M L =const mit M L =28,965 g/mol und R L =287 J/(kg K) Nebenrechnung (siehe Übung II.1.1, 3b)

21 Übungen zu II Wasserdampffreie Luft habe den Druck 1000 hPa und eine Dichte von 1 kg/m³. Welche Temperatur hat sie? 2.In 5 km Höhe hat die Luftdichte auf die Hälfte des Wertes am Boden (1000 hPa, 20°C) abgenommen. Es herrsche eine Temperatur von – 30°C. Welcher Luftdruck herrscht in 5 km Höhe? 3.Über kochendem Wassers bestehe die Luft ausschließlich aus Wasserdampf. Welche Dichte hat diese bei einem Luftdruck von 1013 hPa?

22 II.1.4 Statische Grundgleichung und barometrische Höhenformel -die statische Grundgleichung -1/ρ p/z = g beschreibt ein Gleichgewicht zwischen Schwerebeschleunigung (Massenanziehung g) und der Druckgradientbeschleunigung (-1/ρ p/z) -die barometrische Höhenformel ist die integrierte Form der statischen Grundgleichung unter der Annahme, dass der Druck nur von der Höhe abhängt p(z)=-ρg dz + C

23 Ableitung der statischen Grundgleichung p/z=-ρg -aus Skalenanalyse der 3. Komponente der Bewegungsgleichung (nicht gezeigt) -aus der 3. Komponente der Bewegungsgleichung bei ruhender Atmosphäre -aus dem Gewichtsaspekt

24 Statische Grundgleichung aus Bewegungsgleichung für ruhende Atmosphäre Achtung: Neben der statischen Grundgleichung fordert die ruhende Atmosphäre auch verschwindende horizontale Druckgradienten

25 Statische Grundgleichung aus Gewichtsüberlegungen Druck = Kraft/Fläche = Masse (m) x Beschleunigung (g) / Fläche (F) p1p1 p2p2 z2z2 z1z1 ΔyΔy ΔxΔx m, ρ, ΔV ztzt m p t =0

26 Schwerebeschleunigung g ist nicht konstant! g beschreibt die integrale Gravitationswirkung aller Massen auf einen Probekörper Durch die Abstands- (g nimmt ab mit dem Abstand) und Richtungsabhängigkeit (g ist zur Masse hin gerichtet) hängt g von der Position des Probekörpers zu den anderen Massen ab Beobachtung auf der Erde (NN=Normalnull):

27 Zur Breitenabhängigkeit der Schwerebeschleunigung auf der Erde Ellipsenform der Erde entstand als Gleichgewichtsform zwischen Newtonscher Gravitation und Zentrifugalbeschleunigung.

28 Barometrische Höhenformel = Integration der statischen Grundgleichung über die Höhe z Verschiedene Annahmen: a) Homogene Atmosphäre (ρ(z)=const) b) Isotherme Atmosphäre (T(z)=const) c) Polytrope Atmosphäre (T/z=const)

29 Druckabnahme mit der Höhe in der homogenen Atmosphäre (z) = const, Dichte verändert sich mit der Höhe nicht. p z z0z0 Es gilt die statische Grundgleichung: Der Druck hänge nur von der Höhe ab. Dann lassen sich die partiellen Änderungen () in totale (d) umwandeln: Nach Variablentrennung (pz) integriert man beide Seiten vom Boden bis zur Höhe z (ρg=const): Man erhält: Der Druck p nimmt linear mit der Höhe z ab; und zwar mit ρg ~ 1,2x9,81 = 0,12 hPa/m

30 Druckabnahme in der isothermen Atmosphäre (1) (z) = const, Temperatur ändert sich mit der Höhe nicht. Dies ist eine bessere Näherung als ρ(z)=const. z p z0z0 Wie vorher können wir schreiben: Die Integration ist rechts nun nicht so einfach möglich, da die Dichte ρ nun noch von der Höhe z abhängt: Die Gasgleichung gestattet die Dichte ρ in die Temperatur T umzurechnen, die wir ja kennen (T(z)=const). Dies ganz oben eingesetzt ergibt: Während rechts einfach zu integrieren ist, müssen wir für die linke Seite noch die Stammfunktion von 1/p finden. Die Stammfunktion von 1/p ist der natürliche Logarithmus ln p.

31 Druckabnahme in der isothermen Atmosphäre (2) (z) = const, Temperatur ändert sich mit der Höhe nicht. Dies ist eine bessere Näherung als ρ(z)=const. z p z0z0 Dann erhalten wir für die Integration der linken Seite: …und damit insgesamt: Anwendung von exp(x) (=e x ), der Umkehrfunktion des ln (ln(exp(x)exp(ln(x))=x) …ergibt schließlich die barometrische Höhenformel für die isotherme Atmosphäre:

32 Druckabnahme in der Atmosphäre - Abhängigkeit von der Temperatur - 0 km hPa warm mittel kalt isotherm homogen Annahme p o =const Bei gleicher bodennaher Temperatur ändert sich der Druck in homogenen Atmosphären in Bodennähe, wie bei isothermen Atmosphären der gleichen Dichte am Boden (siehe statische Grundgleichung). Warme Atmosphären reichen höher oder haben in größeren Höhen höhere Drücke als kalte Atmosphären.

33 Druckabnahme in der polytropen Atmosphäre (a) Annahme: (z)/z = const z p z0z0

34 Übungen zu II.1.4 Wie hoch wäre unsere Atmosphäre (Bodendruck 1013,25 hPa, Temperatur 15°C) unter Annahme einer mit der Höhe homogenen Dichteverteilung? Wie ändert sich die Temperatur in der homogenen Atmosphäre mit der Höhe? Welche Temperatur herrscht dann an der Atmosphärenobergrenze? Welche Höhenänderung erfährt die 500 hPa-Fläche in einer isothermen Atmosphäre von 0°C, wenn sich die Temperatur um ±1K verändert? Welchen Druck erfährt ein Pinguin im Vergleich zum Druck an der Meeresoberfläche (der sei 1000 hPa), wenn er 10 m tief taucht? Vernachlässige dabei die verschwindende Änderung der Schwerebeschleunigung und der Dichte des Wassers mit der Tiefe. Leite die barometrische Höhenformel für die polytrope Atmosphäre ab.

35 II.1.5 Druckmessverfahren Flüssigkeitsbarometer (Quecksilberbarometer) –Prinzip: Waage Aneroidbarometer (Vidiedose) –Prinzip: Kompressionsverformung Siedepunktbarometer (Hypsometer) –Prinzip: Physik des Siedepunktes einer Flüssigkeit

36 Flüssigkeitsbarometer Seit 1644 (Torricelli, Florenz, mit Quecksilber) 1654 (von Guericke, Magdeburg, mit Wasser) 1660: Erste Wettervorhersage mittels Barometer Prinzip: p h Vakuum Bestimme h, wenn die Flüssigkeit Wasser ist und das Barometer am Boden steht.

37 Stationsbarometer h h+Δh Q q Zweiter Schenkel ist zum Gefäß erweitert ΔlΔl

38 Barometerkorrektur Mit p = ρ g h = ρ(T) g(φ,z) h gibt es keine feste Beziehung zwischen p und h. Skaleneinteilungen auf Barometern sind geeicht für Standardwerte (i.a. z=0, Φ=45°, T=283,15. Lösung Für Quecksilber (Hg) gilt: ρ 0 = kg/m³ c = 1,82·10 -4 K -1

39 Aneroidbarometer Vakuum p Prinzip: Luftdruck drückt Dose teilweise zusammen Idee: Leipniz, 1702 Ausführung: Vidie, 1843 (Vidie-Dose) Vorteile: einfache Registrierung, transportabel (z.B. Höhenmesser) Nachteile: Hystereseeffekte, Reibungseffekte (Klopfen!), regelmäßige Eichung notwendig

40 Siedepunktbarometer Wasser siedet, wenn sein Sättigungsdampfdruck e* gleich dem Luftdruck p ist. Der Sättigungsdampfdruck (Partialdruck, bei dem Wasserdampf kondensiert) ist nur eine Funktion der Temperatur, also e* = e* (T). Misst man die Temperatur des Wasserdampfes oberhalb siedenden Wassers, so kann man von T auf e* (=p) schließen. Einfachste Ausführung: Gasbrenner+Topf+Thermometer (bis 100°C!), z.B. früher als Höhenmesser für Bergsteiger

41 Übungen zu 1.5 An einem Stationsbarometer in 50° geographischer Breite und in einer Höhe von 100m über NN wird ein Druck von 990 hPa abgelesen. Die Umgebungstemperatur des Quecksilberbarometers sei 10°C. Welcher Druck herrscht wirklich? Auf einem Berg der Höhe 2000 m herrsche tatsächlich ein Luftdruck von 800 hPa und eine Temperatur von 0°C. Reduziere den Luftdruck auf NN unter verschiedenen Annahmen (homogene, isotherme, polytrope Atmosphäre mit T-Abnahme von 0,65 K/100m). Warum siedet Wasser, wenn der Sättigungsdampfdruck über Wasser gleich dem Luftdruck über der Wasseroberfläche ist?

42 II.1.6 Luftdruckverteilung und Wind Der Luftdruck wird über den Gewichtsaspekt durch das Gewicht der Luft darüber beeinflusst. Variiert die Temperatur horizontal, so hat dies also auch Auswirkungen auf die Druckverteilung. Da Druckgradienten Luft beschleunigt, bewirken Temperaturgradienten über resultierende Druckgradienten Wind. Ein einfaches Beispiel hierfür ist die thermisch direkte Zirkulation

43 Thermisch direkte Zirkulationen Bei gleichem Bodendruck wird sich die horizontale Druckverteilung in der Höhe verändern, wenn es horizontale Temperaturunterschiede gibt. Liegt z.B. warme Luft neben kalter Luft, so herrscht in der Höhe auf gleichen Höhen in der kalten Luft ein niedrigerer Druck als in der warmen Luft. Der dann mit der Höhe zunehmende horizontale Druckgradient lässt dann in der Höhe Luft von Warm (H) nach Kalt (T) fließen. Diese Massenumverteilung erhöht dann den Bodendruck in der Kaltluft und erniedrigt ihn in der Warmluft; der entstehende Druckgradient am Boden lässt dort dann Kaltluft (H) zur Warmluft (T) fließen. Eine sogenannte thermisch direkte Zirkulation entsteht. Beispiele solcher Zirkulationen sind der Land/Seewind und die Hadley-Zirkulation der Tropen. Die Coriolisbeschleunigung lenkt die Strömung auf der Nordhalbkugel nach rechts ab bis die Strömung parallel zu den Isobaren ist (sog. geostrophischer Wind). Der geostrophische Wind ändert sich also mit der Höhe, wenn es horizontale Temperaturgradienten gibt (sog. thermischer Wind).

44 Thermisch direkte Zirkulation - mit geostrophischem und thermischem Wind- p-2Δp p- Δp p p-2Δp p- Δp p WK H T p-2Δp p- Δp p WK H T T H p-2Δp p- Δp p WK H T T H x 1. keine horizontalen Temperatur- gradienten, keine Luftbewegung 2. Erwärmung links dehnt Druckflächen, diese sind dann geneigt, es folgen horizontale Druckgradienten und Luft setzt sich zum tiefen Druck hin in Bewegung 3. in der Höhe fließt Masse nach rechts, sie erhöht dort überall den Druck, während er rechts erniedrigt wird, Druckunterschiede am Boden und entsprechender Wind folgen 4. Durch die Wirkung der Coriolisbeschleunigung setzt in unteren Schichten ein Wind in die Zeichenebene hinein ein und in der Höhe aus der Zeichenebene heraus.

45 Luftdruckverteilung am Boden folgt zunächst i.w. der Höhe der Erdoberfläche (100 m 10 hPa), Daher wird Bodendruck auf NN (Meereniveau) bezogen (= Reduktion auf NN, nicht verwechseln mit Barometerkorrektur!); Berechnung mit barometrischer Höhenformel unter Annahmen über hypothetische Temperaturverteilung Beobachtete Extremwerte: 916 hPa im Islandtief, 1084 hPa im asiatischen Kältehoch Übliche Spanne: hPa, Mittelwert 1013,25 hPa

46 UTC Isobaren Fronten Hochs und TiefsStationsmeldungen

47 Bodenkarte enthält: Isobaren des reduzierten Luftdruckes im Abstand von 5 hPa: reduziert heißt hypothetischer Druck auf Meeresniveau (addiere ca. 1,2 hPa pro 10 m Höhe über NN) Maxima und Minima des Bodendrucks: Hoch (H)- und Tiefdruckgebiete (T oder L) Stationsmeldungen: Messungen von meist nur einer Auswahl von Stationen, auf deren Basis die Wetterkarte erstellt wurde Fronten: Luftmassengrenzen, die sich durch starke horizonale Änderungen (Gradienten) in Temperatur und/oder Feuchte und/oder Wind andeuten

48 Synoptische Wetterbeobachtungen weltweite Messungen an festen und bewegten (Schiffe) Stationen zu synoptischen Haupt-(0,6,12,18 UTC) und Nebenterminen (3,9,15,21 UTC) Messungen: –Messungen von Druck, Temperatur und Feuchte in 2 m Höhe –Messung des Windes in 10 m Höhe –Niederschlagsmessung (Ablesung nur 6 und 18 UTC) –Maximum- (18 UTC) und Minimumtemperatur (6 UTC) –Wolkenbeobachtungen –allgemeine Wetterbeobachtungen sofortige Übermittlung der Messungen per Funk (früher Fernschreiber) an Sammelstellen

49 synoptische Wetterbeobachtung IIiii Nddff VVwwW PPPTT N L C L hC M C H T d T d app 7RRT n T n 7RRT x T x ccccc cccc cc57 7cc51 6 UT 18 UTC IIZonenbezeichnung iiiStationskennung NBedeckungsgrad ddWindrichtung in Dekagrad ffWindgeschwindigkeit in Knoten (1 kn =ca. 0,5 m/s) VVSichtweite (kodiert) wwWetter zum Beobachtungszeitpunkt WWetter seit letztem Haupttermin (6 oder 3 Stunden) PPPLuftdruck ohne 100er, reduziert, in 10tel hPa TTLufttemperatur in°C NLBedeckungsgrad der tiefen Wolken C L,M,H Art der tiefen, mittelhohe, hohen Wolken (kodiert) hUnterkantenhöhe der tiefsten Wolken (kodiert) TDTaupunkttemperatur in °C aVerlauf der Barographenkurve ppLuftdruckänderung in 10tel hPa der letzten 3 Stunden RRNiderschalg der vergangenen 12 Stunden (kodiert) Tn,xMinimum bzw. Maximumtemperatur

50 TdTdTdTd a W NLNL h ddff N Aufbau des Stationssymbols Beispiel: 22°C Lufttemperatur, 18°C Taupunkt, 1021 hPa Luftdruck, um 0,5 hPa in den letzten 3 Stunden gestiegen, 2/8 Bewölkung, nur niedrige Wolken, Cumulus, Wind aus Ostsüdost mit 10 Knoten, die Sichtweite ist gering, es gibt und ab keine signifikanten Wettererscheinungen,…

51 Frontenkennzeichnung

52 UTC

53 Zur Bodendruckkarte 1.Winde sind parallel zu Isobaren mit niedrigem Druck links und Richtungstendenz zum niedrigen Druck 2.Je enger die Isobaren, desto stärker der Wind 3.In Tiefs ist die Strömung links herum (zyklonal) in Hochs rechts herum (antizyklonal) folgen aus der geostrophischen Windrelation (Ausgleich von Druckgradient und Coriolisbeschleunigung, siehe auch I.6) 5.Tiefs haben Frontalzonen (Warm- und Kaltfronten) an denen die Isobaren (und der Wind) einen zyklonalen Sprung aufweisen. 6.In Tiefs – besonders an Fronten – tritt vermehrt Bewölkung auf (folgt u.a. aus Konvergenz der Luftströmung verbunden mit Aufsteigen) (SLP-loop.ppt)

54 langjährige Monatsmittel der Bodendruckverteilung (SLP, sea level pressure) und des Windvektors (SLP-JG-loop.avi). subtropische Hochdruckgürtel, hauptsächlich in den Sommermonaten, Passatwindzonen hierdurch sehr irregulär. Dipolstruktur (Azorenhoch-Islandtief) über den Ozeanen der Nordhemisphäre im Winter vorwiegend zonale (entlang den Breitenkreisen) Strömungen auf der Südhemisphäre und starke meridionale Komponenten auf der Nordhalbkugel Ausgedehntes (Hitze-)Tief über Asien im Sommer und entsprechend ein (Kälte-)Hoch im Winter Schwache Tiefdruckrinne in den Tropen Monsune z.B. über Indien und Westafrika (jahreszeitliche lang andauernde Windrichtungsänderung) Winde nicht mehr parallel zu Isobaren wegen nicht-linearem Zusammenhang zwischen Druckfeld und Wind Klimatologische Verhältnisse

55 Übungen zu II.1.6 Schätzen Sie anhand der Bodenwetterkarte durch Analyse von mindestens drei Stationsmessungen den Zusammenhang zwischen Stärke des Luftdruckgradienten und Windgeschwindigkeit ab. Die Windgeschwindigkeit ergibt sich aus den Strichen am Ende des Windpfeils (1/2 Strich=5 Knoten (kn), 1 kn = 0,514 m/s, 1 km/h = 0,278 m/s, also grob 1 m/s ~ 2 kn ~ 4 km/h). Vergleiche das Ergebnis mit der geostrophischen Windrelation (siehe Skalenanalyse). Zählen Sie wesentliche Unterschiede zwischen aktuellen Bodenwetterkarten und mittleren Karten des Bodendruck- und Windfeldes auf.


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