Einführung in die Physische Geographie Teil Klima und Wasser 3. Statik und Thermodynamik Atmosphärische Grenzschicht PD Dr. Otto Klemm Universität Bayreuth BITÖK Klimatologie, 95440 Bayreuth Tel.: 0921-55-5674; FAX: 0921-55-5799 email: klemm@bitoek.uni-bayreuth.de http://www.bitoek.uni-bayreuth.de/~Otto.Klemm Stand: 08/2000 Prof. Dr. Otto Klemm

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°.

Wind B = Beaufort - Grad 1 m s-1 = 3.6 km h-1 Windstärke in m s-1 = 0.836 ·B2/3 1 kn = 1 Seemeile / h = 1.852 km h-1 = 0.514 m s-1 B = Beaufort - Grad ½ Strich entspricht 5 kn; hier: 25 kn Kraus, 1999

statische Grundgleichung p Luftdruck hPa = 100 N m-2 z Höhe über dem Boden m  Dichte der Luft kg m-3 g Erdbeschleunigung m s-2 die statische Grundgleichung beschreibt das Gleichgewicht der Druckgradientkraft, die eine Luftmasse nach oben drückt und der Schwerkraft, die es nach unten drückt. p / z  12 hPa / 100 m in Bodennähe

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: cp spezifische Wärmekapazität der (trockenen) Luft 1004 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:

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:

statische Stabilität

statische Stabilität

statische Stabilität

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 ·106 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.

thermodynamisches Diagrammpapier nach Stull 1995

aus: Blüthgen und Weischet, 1980 Föhn Aufsteigende Luftmassen können (bei Td) das Kondensationsniveau erreichen. Am Beispiel des Föhns werden die Effekte gut veranschaulicht: S N aus: Blüthgen und Weischet, 1980

thermodynamisches Diagrammpapier nach Stull 1995

Föhn - Beispiel Höhe ü. NN m T °C rH % rs g kg-1 r p hPa Start 100 10 70 7.76 5.43 988 Anstieg parallel zur Trockenadiabaten bis das Sättigungs-Mischungsverhältnis erreicht ist Kondensationsniveau 750 3.6 912 Anstieg entlang der Feuchtadiabaten bis über die Berge Gipfelhöhe 3000 -12.1 2.25 676 Abstieg parallel zur Trockenadiabaten bis zum Boden hin Endpunkt 500 13.9 21 10.7 942 Farbkodierung: rot fett: vorgegeben blau unterstrichen: aus Diagramm ermittelt braun kursiv: aus Angaben und Diagramm ermittelt / berechnet

Strahlungsbilanz Die Strahlungsbilanz an der Bodenoberfläche QS 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 QS kann somit negative Werte annehmen an klaren Tagen gilt: L > L

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

nächtliche Abkühlung 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“)

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

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

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.

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

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

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

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

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