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Clemens Simmer Einführung in die Meteorologie (met210) - Teil III: Thermodynamik und Wolken -

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Präsentation zum Thema: "Clemens Simmer Einführung in die Meteorologie (met210) - Teil III: Thermodynamik und Wolken -"—  Präsentation transkript:

1 Clemens Simmer Einführung in die Meteorologie (met210) - Teil III: Thermodynamik und Wolken -

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.5.1 Wolken Wolkenentstehung – makroskalig Wolkenentstehung – mikroskalig –Krümmungs- und Lösungseffekt beim Sättigungsdampfdruck –Aerosol und Wolkenbildung (Köhler-Kurve) Wolkenklassen

4 4 Wolkenentstehung - makroskalig Voraussetzung: Wasserdampfübersättigung (ee*) –Sättigungsdampfdruck hängt vom Radius der Tropfen und von den gelösten Stoffen ab (Köhler-Kurve). –Sättigungsdampfdruck ist in Wasserwolken höher als in Eiswolken Prozesse, die zur Übersättigung führen können: –Abkühlung durch adiabatisches Aufsteigen (Konvektion, Überströmen von Hindernissen) –Abkühlung durch Ausstrahlung (z. B. in der Nacht, Nebelbildung) –Vermischung von Luftmassen unterschiedlicher Feuchte und Temperatur (Mischungsnebel)

5 5 Sättigungsdampfdruck des Wasserdampfes Über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers stellt sich ein nur von der Temperatur abhängiger Dampfdruck des Wasserdampfes e* ein (Sättigungsdampfdruck, Clausius-Clapeyron-Gleichung (differentiell), Magnus-Formel (integral)). In diesem Zustand hält sich die Anzahl der Wassermoleküle, die pro Zeiteinheit die Oberfläche verlassen (verdunsten), die Waage mit denjenigen, die in die Oberfläche eindringen (kondensieren). warm e* e*(T) T flüssig gasförmig Über- sättigung kalt e*

6 6 Wolkenentstehung durch Vermischung (Mischungsnebel) Temperatur Dampfdruck maximaler Dampfdruck e*(T ) (= Sättigungsdampfdruckkurve) Wasser ist flüssig Wasser ist gasförmig Bei der Mischung von zwei trockenen Luftmassen kann Übersättigung (Nebel, Wolken) entstehen

7 7 Sättigungsdampfdruck e* e* an der Tropfenober- fläche steigt mit der Krümmung. e* an der Tropfenoberfläche steigt mit der Reinheit. e* ist über Wasser größer als über Eis e* < < < siehe Magnus-Formel

8 8 Wie (be)entsteht ein Wolkentropfen? Im Gleichgewicht (Tropfenradius bleibt konstant) gilt e=e* Ein Wolkentropfen wächst (verschwindet), wenn der Dampfdruck an der Oberfläche kleiner (größer) ist, als in der Luft. Unterschiedlich große Tropfen: die großen Tropfen wachsen auf Kosten der kleinen Tropfen. Unterschiedlich verschmutzte Tropfen: die schmutzigen Tropfen wachsen auf Kosten der sauberen Tropfen. Eis- und Wasserpartikel: Eiskristalle wachsen auf Kosten der Tropfen. e* e < < <

9 9 Köhlerkurve (a) Wir betrachten ein Aerosolpartikel in einem Luftpaket. Im Gleichgewicht mit der Umgebungsluft wird es soviel Wasserdampf absorbieren (dabei geht das Aerosol in Lösung), bis der Sättigungsdampfdruck an der Oberfläche gleich dem Dampfdruck der Luft ist. Es existieren also schon Tropfen bei relativen Feuchten unter 100% bezogen auf eine ebene Oberfläche reinen Wassers (endlicher Radius, Dampfdruckerniedrigung durch gelöste Stoffe). Nimmt die Luftfeuchtigkeit zu, so wird mehr Wasserdampf absorbiert und das Aerosol quillt auf (Dunstentstehung). Wird das Luftpaket adiabatisch gehoben, so kühlt es ab und das Aerosolteilchen quillt weiter auf, weil die relative Feuchte zunimmt (sein Sättigungsdampfdruck nimmt schneller als der Dampfdruck der Umgebungsluft).

10 10 Köhlerkurve (b) r e/e* 1 e/e*(T,r) e/e*(T,Konz.) rArA Bei löslichen Aerosolen existieren Tropfen auch unterhalb der Sättigung (bzgl. glatter Oberfläche reinen Wassers) Ab dem Aktivierungsradius überwiegt der Krümmungseffekt den Lösungseffekt. e/e* bei dem ein dreckiges Teilchen mit Radius r im Gleichgewicht mit Umgebung ist. Es folgt: Aerosol (Dreck) ist notwendig zur Tropfenbildung. Bis zur kritischen relativen Feuchte (e/e*) krit gibt es nur Tropfen kleiner als der Aktivierungsradius r A. Tropfen größer als r A wachsen selb- ständig weiter. Dabei reduzieren sie e/e* und schneiden die kleineren Tropfen von der weiteren Entwicklung ab (da e/e*< (e/e*) krit. (e/e*) krit

11 11 Köhlerkurve (c) Der beschriebene Mechanismus funktioniert nur bei identischen Aerosolpartikeln. Bei unterschiedlichen Aerosolpartikeln bestimmen die Aerosolteilchen, die zuerst aktiviert werden, die maximale Übersättigung (e/e*) krit. Sie schneiden andere Aerosole von der Wolkentropfenbildung ab. Steigt die Wolkenluft weiter auf, so nehmen die bereits bestehenden Wolkentropfen den kondensierenden Wasserdampf auf – es entstehen keine neuen Wolkentropfen. Die Aerosolverteilung bestimmt damit die Anzahldichte der Wolkentropfen – und damit bei gleichem Wasserdampfgehalt der Luft, die Tropfengröße.

12 12 Köhlerkurve (d) Bei Reinluft (z.B. über Ozeanen) sind die Wolkentropfen größer als in verschmutzter Luft. Kleinere Wolkentropfen reflektieren (bei gleicher Wassermenge) mehr Sonnenlicht als größere Wolkentropfen (1. indirekter Aerosoleffekt) Größere Wolkentropfen führen eher zur Niederschlagsbildung (d.h. Wolken mit größeren Tropfen leben kürzer (2. indirekter Aerosoleffekt) Der Einfluss des Aerosols auf die Wolkenbildung ist derzeit eines der am meisten kontrovers diskutierten Probleme der Meteorologie.

13 13 Wolkenklassen Einteilungsmöglichkeiten –3(4) Merkmale –3 Stockwerke –10 Gattungen –14 Arten –9 Unterarten –Sonderformen –Bildungsgeschichte überlappend nähere Bezeichnungen zu Gattungen

14 14 Merkmale st: Stratus (Schichtwolken) cu: Cumulus (Haufenwolken) sc: Stratocumulus (Schichtwolken mit wesentlichen Helligkeitsunterschieden) (ci: Cirrus (Eiswolken))

15 15 Stockwerke kmpolare Breiten mittlere Breiten Tropen hoch mittel-hoch niedrig0 - 2

16 16 Gattungen st Stratus cu Cumulus sc Stratocumulus cb Cumulonimbus ac Altocumulus as Altostratus ns Nimbostratus ci Cirrus cs Cirrostratus cc Cirrocumulus

17 17 Stockwerke, Merkmale, Gattungen und Zusammensetzung hoch mittel- hoch niedrig StratusStratocumulusCumulus csccci nsasac cucb sc st nicht unterkühltes Wasser unterkühltes Wasser Hagel und Graupel Schneesterne Eisnadeln Griesel

18 18 Arten (Gestalt) fibratus(fib)=faserig uncinus(unc)=hakenförmig castellanus(cas)=türmchenf. humilis(hum)=niedrig mediocris(med)=mittelmäßig congestus(con)=angehäuft lenticularis(len)=linsenförmig …

19 19 Unterarten (Anordung, Durchlässigkeit) undulatus(un)=wogenförmig translucidus(tr)=durchscheinend opacus(op)=dicht vertebratus(ve)=gegliedert lacunosus(la)=lückenhaft intortus(in)=gedreht …

20 20 Sonderformen und Begleitwolken pileus(pil)=mit Kappe virga(vir)=mit Fallstreifen …

21 21 Bildungsgeschichte cirrocumulogenitusccgengebildet aus noch bestehenden cc acgen etc. stratocumulomutatusscmutumgewandelt aus nicht mehr bestehenden sc acmut etc.

22 22 Flüssigwassergehalte Liquid Water Content (LWC) WolkenartLWC, g/m -3 cb cu Ambosscirrus ci as/ac st/sc 1,5 1,0 0,035 0,02 q*ρ 0,01 q*ρ 0,05-0,20 (breitenabhängig) aus Vorgaben in einem Wettervorhersagemodell

23 23 Übungen zu III Bei welcher relativer Feuchte (bzgl. einer ebenen Wasseroberfläche) können bei -20°C, -30°C und -40°C Eiswolken existieren? Vernachlässige dabei die Effekte durch Krümmung und Lösung. 2.Zeichne schematisch im Vergleich Köhlerkurven für ein gut lösliches und ein weniger gut lösliches Aerosol gleicher Stoffmenge (gleiche Molzahlen). Ein gut lösliches Aerosol hat einen höheren Vant Hoff Faktor als ein schlechter lösliches Aerosol.

24 24 III.5.2 Nebel =Wolken in Bodennähe mit Sichtweiten < 1 km Tropfendurchmesser 10 – 20 µm bei 100 m Sichtweite lWC=0,1 – 0,2 g/m -3 Nebel Wolke, da der Boden eine wichtige Rolle bei der Nebelentstehung spielt Entstehungsursachen: –A: Abkühlung –B: Wasserdampfanreicherung –C: Vermischung –D: Advektion

25 25 Haushaltsgleichung für Taupunktdifferenz (siehe Kraus) Warm/Kaltluftadvektion Strahlungsdivergenz turb. vert. fühl. Wärmeflussdivergenz Auf/Absteigen Feuchteadvektion turbul. vertikaler Wasserdampffluss Nebelbildung ist ein extrem komplexer Prozess, der zu seiner Prognose die genaue Erfassung und Modellierung der Wechselwirkungsprozesse zwischen Landoberfläche und unterer Atmosphäre erfordert (siehe Arbeiten AG Bott) Achtung: α ist dabei die Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve de*/dT

26 26 A: Abkühlung Bodennebel Talnebel Hochnebel Warmluftnebel Bergnebel

27 27 Bodennebel θ Negative Strahlungsbilanz am Boden kühlt untere Luftschicht ab. Der H-Fluss ist dann auch nach unten gerichtet; die Divergenz von H führt zur Abkühlung der ganzen unteren Schicht und damit zur Nebelbildung. Ist der Nebel dicht, so verschwindet die H- Flussdivergenz (Strahlungsabkühlung am Boden wird gestoppt), doch am Nebeloberrand herrscht weiterhin eine negative Strahlungsbilanz und kann über die Nacht zu weiterer vertikaler Ausdehnung führen.

28 28 Talnebel Negative Strahlungsbilanz der Hänge (exponierter im Vergleich zu Talsole) führt zur Abkühlung und Abfluss ins Tal (mit weiterer Abkühlung). Aufwölbung durch Hangwindsystem

29 29 Hochnebel …ist kein Nebel, sondern eine nach unten gewachsene st oder sc-Decke am Oberrand der Grenzschicht. Dort ist die Wolke entstanden durch Strahlungsabkühlung und/oder vertikale Durchmischung innerhalb der Grenzschicht verbunden mit unterbundener Durchmischung durch die Grenzschichtinversion.

30 30 Warmluftnebel Warme, feuchte Luft strömt über kalten Untergrund. –Bodenwärmestrom kühlt die untere Luftschicht ab –analog: warme, feuchte Meeresluft strömt über kaltes Festland –analog: warme, feuchte Golfstromluft strömt über kalten Neufundlandstrom

31 31 Bergnebel =orographische Wolken durch Überströmen

32 32 B: Wasserdampfanreicherung Dampfnebel (Verdunstung vom Boden bei vermindertem Abtransport nach oben) – Rauchen von Flüssen und Seen im Herbst –Rauchen von Wäldern nach Niederschlag Warmfrontnebel –zurückhängende Kaltluftschleppe wird mit Niederschlag aus der Warmfront mit Wasserdampf angereichert

33 33 C: Mischungsnebel an Fronten

34 34 Advektionsnebel bereits gebildeter Nebel (über Wiesen, Mooren, Seen, kalten Meeresströmungen…) wird durch leichten Wind mit der Luftmasse verfrachtet

35 35 III.5.3 Niederschlag 1.Fallender Niederschlag (Kondensation in der Atmosphäre) –Niederschlagsbildung warmer Regenprozess Bergeron-Findeisenprozess (Mischphase) –Niederschlagsverteilung –Extreme Niederschläge 2.Aufgewirbelter Niederschlag (kein Phasenübergang) 3.Abgesetzter Niederschlag (Kondensation am Boden)

36 36 III Fallender Niederschlag – Niederschlagsbildung - Tropfenwachstum durch Kondensation ist viel zu langsam, um in Minuten Regentropfen bilden zu können. Wachstum durch Tropfenkollision alleine vermag in mittleren Breiten nur Niesel zu erzeugen (warmer Regen). In mittleren Breiten geht die Niederschlagsbildung daher immer über die Eisphase (Bergeron-Findeisen-Prozess).

37 37 Auftrieb Verdunstung CCN-Aktivierung Kondensationskerne Kalte Wolken Warme Wolken Kollision- Koaleszenz Heterogene Nukleation Bergeron Prozess Wasserdampf- Deposition Homogene gefrierende Nukleation Aggregation Reif- Absatz Schmelzen Kontinuierliche Kollektion Zerfall Sekundäres Eis Kalt- Nieder- schlag- Prozess Warm- Niederschlag- Prozess Niederschlag Kondensation Niederschlagsprozess

38 38 Tropfengrößen und Formen Große Regentropfen R ~ 3 mm v ~ 10 m/s Kleine Regentropfen R ~ 1 mm v ~ 7 m/s Nieseltropfen R ~ 100 μm v ~ 70 cm/s Wolkentropfen R ~ 10 μm v ~ 1 cm/s Dunsttropfen R ~ 1 μm v ~ 0.1 mm/s Kondensations- kerne R ~ 0.1 μm v ~ 2 μm /s fallende Tropfen Tropfenspektrum

39 39 Ausfluss Mikrophysik warmer Wolken Mikrophysik kalter Wolken Niederschlag Einfluss Aerosole Spurengase Niederschlag, das Ergebnis einer Kette dynamischer und mikrophysikalische (Zufalls-)prozesse

40 40 Wasserdampf Wolken- Wasser Wolkeneis Schnee RegenGraupel/Hagel Niederschlag am Boden Niederschlagsprozess in Wettervorhersagemodellen

41 41 Regen Schnee Schneeregen unterkühlter Regen Eiskörner Schneegriesel Eisnadeln Hagel Hagelschauer Frostgraupel Frostgraupelschauer Reifgraupel Reifgraupelschauer Niederschlagsarten Mischwolken ohne Vertikalbewegung Mischwolken mit Vertikalbewegung (mehrfaches Gefrieren und Schmelzen möglich)

42 42 Niederschlagsmessung direkte Niederschlagsmessung Fernerkundung des Niederschlags vom Boden (Radar) Satellitenfernerkundung

43 43 Holland a: 400 cm² h: 40 cm Belgien a: 100 cm² h: 35cm England a: 127 cm² h: 46 cm England a: 127 cm² h: 69 cm Portugal a: 200 cm² h: 43 cm Schweden a: 200 cm² h: 35 cm Holland a: 200 cm² h: 29 cm Rußland a: 200 cm² h: 40 cm Island a: 200 cm² h: 56 cm Norwegen a: 225 cm² h: 25 cm a: Auffangfläche, h: Höhe der Auffangfläche Beispiele für in Europa benutzten Niederschlagsmesser

44 44 Konventionelle Messungen Fehlerquellen: Anzahl der Stationen pro 1° x 1°; insgesamt ca Stationen Niederschlagsmessnetz 2002 GPCC = Global Precipitation Climatology Center (DWD, Offenbach)

45 45 In situ beobachteter Niederschlag mittlerer Jahresniederschlag mm/Monat Quelle: Global Precipitation Climatology Center, DWD, Offenbach Räumliche Auflösung: 1° x 1°

46 46 Niederschlagsradar Aufbau eines Niederschlagsradars Z-R-Beziehung Radaraneichung

47 47 Aufbau eines Radarsystems Sender steuert Zeitpunkt des Aussendens - Pulslänge τ (0.1-10μs) - Pulswiederholungs- frequenz PRF ( Hz) Modulator Hohlleiter - rechteckiges Rohr zur verlustarmen Wellenleitung - Dämpfung muss gemessen werden Empfänger Transmit/Receive Schalter schützt den Empfänger vor hohen Leistungen, schnelles, zuverlässiges Schalten! T/R Limiter legt Sende- bzw. Empfangs- charakteristik fest

48 48 3D Radarinformation

49 49 Bonner X-Band Radar Messungen mit 50 km und 100 km Radius um Bonn im 5-Minuten- Zyklus Erkennbar sind -Dämpfungseffekte -Abschattungen -Bodenechos -Reflexionen Online-Zugriff über (3500 Internet-Zugriffe pro Tag) Radarbilder für Mobiltelefone bonn.de/forschung/gruppen/radar/ radar.xhtml Radarprozessor von GAMIC, Aachen

50 50 Z-R Beziehung Radarreflektivitätsfaktor Z [mm 6 /m 3 ] Z-R wird meist empirisch aus der Korrelation zwischen Reflektivität und Regenrate bestimmt: Nach Marshall-Palmer (ca. 1950) ist A =200 und b =1.6 (immer noch am häufigsten verwendet) Es gibt allerdings mehr als 100 (1973 waren es ~60) verschiedene experim. bestimmte Z-R Beziehungen (meist auf Situation bezogen). Regenintensität R

51 51 Dynamik der Z-R-Beziehung gemessene Tropfenspektren am Boden (Symbole) im Vergleich zum Modell (Linien) 1 mm/h 10 mm/h 100 mm/h

52 52 Z der Radarmessung und Niederschlag am Boden Die mit der Höhe varierende Hydrometeorverteilung stellt einen der größten Fehler in der Radarmessung dar!

53 53 DWD-RADOLAN-Produkt

54 54 Wettersatelliten

55 55 Strahlungscharakteristik des Niederschlags Quelle: Encyclopediea of Atmospheric Science, 2002, S. 1973

56 56 Winter (DJF) Sommer (JJA) Mittlere Verdunstung in mm/Tag abgleitet aus AVHRR- und SSM/I-Daten Mittlerer Niederschlag in mm/Tag Quelle: J. Schulz Satellitenbeobachtungen

57 57

58 58 III Aufgewirbelter Niederschlag SchneefegenWindverfrachtung unterhalb der Augenhöhe SchneetreibenWindverfrachtung auch oberhalb der Augenhöhe Gischtaufgewirbeltes Wasser über Wasseroberflächen

59 59 III Abgesetzter Niederschlag (1) Bildung am Boden (Tau, Reif) Q+LE+H+B=0 LE wird abgeführt durch neg. Q B H Kondensation Strahlungstau Advektionstau nicht möglich weißer Tau (warme und da T B < T L feuchte Luft üb. k. Boden) Sublimation Strahlungsreif Advektionsreif Rauhreif Bildung in der Atmosphäre –abgesetzte Nebeltropfen d.h. ohne Phasenumw. bei Bildung –Glatteis d.h. mit Phasenumw. bei Bildung (Gefrierwärme geht in B)

60 60 weißer Tau und Reif

61 61 Rauhreifbildung 1.Luft ist nahezu gesättigt bzgl. Wasser 2.Wasserdampf sublimiert als Eis an der Oberfläche 3.Latente Wärme (Sublimationswärme) wird als fühlbare Wärme an die Luft abgeführt LE H TLeLTLeL T B e B Voraussetzung: e B = e* E (T B ) < e L und T B > T L T L < T B 0°C e* e* w e L > e* B

62 62 Rauhreifbildung Maximaler Eisansatz, wenn T B -T L maximal T L -20°C T B -T L 0,33°C0,350,360,350,300,18 Maximaler Eisansatz an Spitzen wegen

63 63 III Abgesetzter Niederschlag (2) Mischformen –Rauhfrostwie Rauhreif, zus. Absetzen von Hydrometeoren aus der Luft (flüssig, fest), Sublimation überwiegt –Rauheiswie rauhfrost, Absetzen von Hydrometeoren aus der Luft überwiegt –Klareiswie Rauheis, doch bei Temperaturen um 0°C, Schmelzen und Gefriern erzeugen kompaktes Eis

64 64 Übungen zu III Was ist das Hauptproblem bei der quantitativen Niederschlagsbestimmung mittels Radar (3 Sätze)? 2.Beschreibe den Weg eines Aerosolteilchen von seiner Entstehung bis es als Kondensationskern eines Regetropfens zu Boden fällt (1/2 Seite). 3.Warum ist bei der Rauhreifbildung ein leichter Wind notwendig? 4.Schätze ab, wieviel Eis bei -8°C einem Wind von 1 m/s in einer Stunde an einer Spitze von ca. 1 mm Durchmesser abgesetzt werden kann.


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