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Einführung in die Physische Geographie Prof. Dr. Otto Klemm Teil Klima und Wasser 3. Statik und Thermodynamik Atmosphärische Grenzschicht.

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Präsentation zum Thema: "Einführung in die Physische Geographie Prof. Dr. Otto Klemm Teil Klima und Wasser 3. Statik und Thermodynamik Atmosphärische Grenzschicht."—  Präsentation transkript:

1 Einführung in die Physische Geographie Prof. Dr. Otto Klemm Teil Klima und Wasser 3. Statik und Thermodynamik Atmosphärische Grenzschicht

2 Bewegung …... in der Atmosphäre wird als Wind bezeichnet Gemäß der meteorologischen Konvention entspricht die Nordrichtung 0°, Osten 90°, Süd 180°, und West 270°. Die Windrichtung ist der Winkel, aus der der Wind kommt, im Beispiel also SW bzw. 225°.

3 Wind Kraus, m s -1 = 3.6 km h -1 Windstärke in m s -1 = ·B 2/3 1 kn = 1 Seemeile / h = km h -1 = m s -1 B = Beaufort - Grad ½ Strich entspricht 5 kn; hier: 25 kn

4 statische Grundgleichung die statische Grundgleichung beschreibt das Gleichgewicht der Druckgradientkraft, die eine Luftmasse nach oben drückt und der Schwerkraft, die es nach unten drückt. pLuftdruckhPa = 100 N m -2 zHöhe über dem Bodenm Dichte der Luftkg m -3 gErdbeschleunigungm s -2 p / z 12 hPa / 100 m in Bodennähe

5 statische Grundgleichung wir interessieren uns aber auch für den Temperaturverlauf mit der Höhe. um diesen herzuleiten, verwenden wir das allgemeine Gasgesetz und den ersten Haupsatz der Thermodynamik (Energieerhaltung im System). Wir erhalten: cpcp spezifische Wärmekapazität der (trockenen) Luft1004 J kg -1 K -1 Die Abnahme der Temperatur mit der Höhe in der Troposphäre erklärt sich aus der Druckabnahme mit der Höhe und aus der Zunahme der potenziellen Energie mit der Höhe. für den Normalfall ergibt sich der trockenadiabatische Temperaturgradient:

6 Standard - Atmosphäre Weil die Formeln, die für die gesamte Troposphäre gelten, relativ komplex sind, werden sie für die tägliche Anwendung (z.B. in der Luftfahrt) für Standard- Bedingungen gelöst und in Tabellenform verwendet (Standard-Atmosphäre) Auszüge aus einer Standard - Atmosphäre:

7 statische Stabilität

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10 Einfluss von Kondensation wenn die Temperatur einer Luftmasse unter die Taupunkt-Temperatur absinkt, kommt es zur Kondensation von Wasserdampf zu flüssigem Wasser. Dabei wird die Verdampfungswärme L (2.6 ·10 6 J kg -1 ) des Wassers frei. Diese kommt der expandierenden Luft als Wärmeenergie zugute. Damit verringert sich die Temperaturabnahme mit der Höhe im Vergleich zum trockenadiabatischen Fall. Der feuchtadiabatische Temperaturgradient liegt in diesem Bereich: –0.3 K / 100m – 0.7 K / 100 m der Unterschied zwischen feuchtadiabatischem und trockenadiabatischem Temperaturgradient ist eine Funktion der Temperatur.

11 thermodynamisches Diagrammpapier nach Stull 1995

12 Föhn aus: Blüthgen und Weischet, 1980 SN Aufsteigende Luftmassen können (bei T d ) das Kondensationsniveau erreichen. Am Beispiel des Föhns werden die Effekte gut veranschaulicht:

13 thermodynamisches Diagrammpapier nach Stull 1995

14 Föhn - Beispiel Höhe ü. NN m T °C rH % r s g kg -1 r g kg -1 p hPa Start Anstieg parallel zur Trockenadiabaten bis das Sättigungs-Mischungsverhältnis erreicht ist Kondensations niveau Anstieg entlang der Feuchtadiabaten bis über die Berge Gipfelhöhe Abstieg parallel zur Trockenadiabaten bis zum Boden hin Endpunkt Farbkodierung: rot fett: vorgegeben blau unterstrichen:aus Diagramm ermittelt braun kursiv: aus Angaben und Diagramm ermittelt / berechnet

15 Strahlungsbilanz Die Strahlungsbilanz an der Bodenoberfläche Q S ist: alle Strahlungskomponenten werden in Einheit W m -2 an einer horizontalen Fläche verwendet die kurzwelligen und langwelligen Strahlungskomponenten werden hier alle als positive Größen verwendet. Das ist nicht immer so der Fall Q S kann somit negative Werte annehmen an klaren Tagen gilt: L > L

16 Tagesgänge unterschiedlicher Strahlungsflussdichen im Fichtelgebirge (NE Bayern) über Wald Strahlungsbilanz die langwellige Einstrahlung ist meist kleiner als die langwellige Ausstrahlung die Strahlungsbilanz ist meist tagsüber positiv und nachts negativ

17 nächtliche negative Strahlungsbilanz führt zu Abkühlung des Bodens die bodennahe Luft wird auch abgekühlt es bildet sich eine bodennahe Inversion, die sehr stabil geschichtet ist (statische Stabilität, hydrostatische Stabilität) nächtliche Abkühlung

18 Erwärmung tagsüber die positive Strahlungsbilanz am Tag heizt den Boden auf die bodennahe Luft wird auch erwärmt es ensteht statische Instabilität

19 Erwärmung tagsüber warme Luft steigt auf eine Ausgleichsbewegung nach unten findet statt der Temperaturgradient wird ausgeglichen; die Heizung vom Boden her ist weiterhin in Betrieb; thermisch induzierte Turbulenz ist geboren

20 Erwärmung tagsüber eine turbulente atmosphärische Grenzschicht baut sich auf: Mischungsschicht an heißen Sommertagen kann sie eine Mächtigkeit bis zu über 3000 m über Grund erreichen.

21 erneute Abkühlung nachts in einer Folgenacht kann es wieder zur Abkühlung (und Stabilisierung) von unten her kommen

22 erneute Abkühlung nachts in einer Folgenacht kann es wieder zur Abkühlung (und Stabilisierung) von unten her kommen

23 erneute Abkühlung nachts wenn nun wieder tagsüber Erwärmung von unten her erfolgt, kommt es zu einer abgehobenen Inversion (freie Inversion)

24 Energiebilanz an der Bodenoberfläche bezüglich der Vorzeichen herrscht mitunter Verwirrung. Diese Abbildung zeigt, wie hier positive Flüss gerichtet sind. (Index 0: Flussdichten 0 m über Grund) aus: Kraus, 2000

25 Energiebilanz an der Bodenoberfläche Energiebilanz an der Wald- Forschungsstation Waldstein im Fichtelgebirge (NE Bayern)


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