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

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

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

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)

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).

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)

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).

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“

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

Auftrieb eines Luftvolumens bei T=TU nach vertikaler Auslenkung Ein Luftvolumen werde aus seiner Position (Ausgangslage z0) 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 Tv z0 TvU(z0) = Tv(z0)

III.2.2 Stabilitätskriterien -Zusammenfassung

Bezeichnungen für Stabilitätszustände

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

Übersicht

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?