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

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

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

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?).

Doppelte Kondensationshöhe 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 (T1). Die Wolken sind nach oben durch die Inversion begrenzt. Später (T2) verschwinden die Wolken kurzzeitig, da letztere Bedingung bei größerer Aufheizung nicht mehr erfüllt ist (T2). Bei weiterer Aufheizung kann schließlich die Inversion überwunden werden und Wolken in einem höheren Niveau (K3) gebildet werden (T3). hier keine Wolkenbildung möglich K3 K1 SA T1 T2 T3 Zeit

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 (zK). Beim weiteren Aufsteigen kondensiert der Wasserdampf und regnet teilweise aus. Diefrei werdende latente Wärme kommt der Luft zugute. Beim Abstieg - zunächst feuchtadiabatisch bis z1 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°C 10°C 20°C 3000 2000 1000 zK zG z1

Föhnprozess - Beispiel T(zA,Luv) = 10 °C, zA=0m, zK=1000m, zV=3000m, d = 1K/100m, f = 0,65 K/100m Temperatur: T(zA,Lee) = 17 °C Relative Feuchte: f(zA,Lee) = 17 %

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.

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 (θe konstant, q nimmt ab) geschichtet.

Stabilitätsänderung durch Hebung/Absinken 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 x z T z p´2 p´1 p2 p1

Destabilisierung durch Aufsteigen 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.

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

Übungen zu III.3 z T K C A B 1. Welches Atmosphärenprofil gehört zu dieser Situation (begründe)? 2. Begründe die Form der Rauchfahnen (Beginn des Kapitels) in Abhängigkeit vom Atmosphärenzustand 3. Warum muss bei dieser Abbildung von einer Zunahme der Taupunkttemperatur im Verlauf des Tages (1 morgens, 2 nachmittags) ausgegangen werden? 4. Schätze die Temperatur und relative Feuchte im Lee eines Gebirges nach dem klassischen Föhnprozess unter den Annahmen: TA,Luv = 15 °C, zA=0m, zHKN=1000m, zGipfel=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?