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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 -Struktur der atmosphärischen Grenzschicht 4.Thermodynamische Diagrammpapiere -Auswertehilfe für Vertikalsondierungen (Radiosonden) 5.Phänomene -Wolken -Nebel -Niederschlag

3 3 III.2 Temperaturschichtung und Stabilität III.2.1 Ursachen für Vertikalbewegungen III.2.2 Stabilitätskriterien

4 4 III.2.1 Ursachen für Vertikalbewegungen Erzwungenes Aufsteigen an Orographie Querzirkulation an Fronten Bodennahe Konvergenz Allgemeine Zirkulation Spontane Umlagerungen Auftrieb

5 5 Erzwungenes Aufsteigen am Gebirge HKN Berge zwingen bei der Umströmung einen Teil der Strömung nach oben. Adiabatische Abkühlung dabei erzeugt Wolken. Beim Abstieg verschwinden diese wieder durch adiabatische Erwärmung. Bei recht stabilen Luftschichten kommt es hinter dem Berg zu Wellenbildung durch die Trägheit der Luft (Lenticularis, auch Föhnwolken)

6 6 Querzirkulation an Fronten An Frontalzonen entsteht nach dynamischen Gesetzen eine schwache Strömung quer zur Front mit Aufsteigen in der Warmluft und Absteigen in der Kaltluft. Diese Stömung führt z.B. zu den Niederschlägen in der Warmluft nahe der Front (Aufsteigen) und Aufklaren hinter der Front (Abstieg).

7 7 Bodennahe Konvergenz durch Rauhigkeitsunterschiede Bodenrauhigkeitsunterschiede bremsen die Strömung in Bodennähe unterschiedlich. Über glattem Wasser ist die Strömung schneller als über dem rauhen Wald. Entsprechend staut oder divergiert die Luftströmung bei Rauhigkeitswechsel. Kompensierend muss dann Luft aufsteigen (Wolkenbildung) oder absteigen (Wolkenauflösung)

8 8 Hadley-Zirkulation und Innertropische Konvergenzzone (ITCZ) Die Hadley-Zirkulation wird wesentlich durch die beim Aufstieg in den Tropen in einzelnen Konvektionsgebilden freiwerdende latente Wärme angetrieben. Ursächlich ist aber auch die Konverenz der Windsysteme beider Hemisphären, welche wiederum durch die thermische Schichtung erzeugt werden (dazu später mehr).

9 9 Spontane vertikale Umlagerungen Wenn schwere Luft über leichter Luft liegt tritt spontane Umlagerung ein. Dies erfolgt ab dem T-Gradient bei homogener (=gleiche Dichte) Atmosphäre autoconvective lapse rate

10 10 Auftrieb (Beschleunigung, dw/dt) eines Luftvolumens in dichterer (=kälterer) Luft Annahme: Für die Umgebung gelte die hydrostatische Grundgleichung Annahme: p=p U, instantaner Druckausgleich

11 11 Auftrieb eines Luftvolumens bei T=T U nach vertikaler Auslenkung Ein Luftvolumen werde aus seiner Position (Ausgangslage z 0 ) vertikal ausgelenkt (z. B. durch Turbulenz). Abhängig von der Schichtung der Luft, wird es dann in die gleiche Richtung beschleunigt, oder abgebremst und in die Ausgangsposition zurückgelenkt: z TvTv z0z0 T vU (z 0 ) = T v (z 0 )

12 12 III.2.2 Stabilitätskriterien -Zusammenfassung

13 13 Bezeichnungen für Stabilitätszustände

14 14 Zustandskurve und Stabilität - ein Beispiel - T z T(z) Zustandskurve T(z) Trockenadiabaten (dT/dz=-1K/100m) Feuchtadiabaten (dT/dz-0,6 K/100m) Stabilitätsbewertung: absolut stabil absolut stabil (Inversion) feucht labil absolut stabil (Inversion) absolut labil

15 15 Übersicht

16 16 Übungen zu III.2 Es herrsche ständig eine T-Differenz von 1 K zwischen einem Teilchen und seiner Umgebung mit einer Temperatur um 300 K. Wie schnell steigt das Teilchen bei Vernachlässigung von Reibung und Vermischung (Entrainment) nach 1 Minute; wie hoch ist es über seinem Ausgangsniveau nach 5 Minuten?


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