Einführung in die Meteorologie I - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

15
Clemens Simmer Einführung in die Meteorologie I - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

description

Einführung in die Meteorologie I - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-. Clemens Simmer. Gliederung der Vorlesung. 0 Allgemeines I Einführung II Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre III Strahlung IV Die atmosphärischen Zustandsvariablen V Thermodynamik der Atmosphäre - PowerPoint PPT Presentation

Transcript of Einführung in die Meteorologie I - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

Page 1: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

Clemens Simmer

Einführung in die Meteorologie I

- Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

Page 2: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

2

Gliederung der Vorlesung0 Allgemeines

I Einführung

II Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre

III Strahlung

IV Die atmosphärischen Zustandsvariablen

V Thermodynamik der Atmosphäre

-----------------------------------------------------

VI Dynamik der Atmosphäre

VII Atmosphärische Grenzschicht

VIII Synoptische Meteorologie

Page 3: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

3

V Thermodynamik der Atmosphäre1. 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. Verschiedene Phänomene- Wolken- Nebel- Niederschlag

Page 4: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

4

Entwicklung einer Cumuluswolke

-10 0 10 20 30

0

1000

2000

3000

4000m

°C

z

T

12Übergang 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?).

Page 5: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

5

Der klassische FöhnprozessDer 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. Die frei werdende latente Wärme kommt der Luft zugute. Beim Abstieg - zunächst feuchtadiabatisch bis z1 bis die Restwolke verdunstet ist, dann trockenadiabatisch - erwärmt sie sich wieder, beinhaltet 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

Page 6: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

6

ZK

ZA

ZV

>

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 %

Page 7: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

7

T

H

N

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.

Page 8: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

8

Stabilitätsänderung durch Hebung/Absinken

x

z

T

z

p2

p1

p´2

p´1

Luft dehnt sich aus bei Hebung; begrenzende Druckflächen entfernen sich voneinander geometrisch.Bei adiabatischer Hebung (Temperatur an Ober- und Untergrenze einer Schicht folgen Adiabaten) reduziert sich dabei der T-Gradient; die Luft kann dann u.U. labilisiert werden.Entsprechend wird Luft stabilisiert beim Absinken (z. B. in Hochs); Inversionen entstehen. Adiabaten

dT/dz=-1K/100m

Page 9: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

9

Destabilisierung durch Aufsteigen

T

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.

Page 10: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

10

Übungen zu V.3

2. 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?

-10 0 10 20 30

0

1000

2000

3000

4000m

°C

z

T

12

1. Warum muss bei nebenstehender Abbildung von einer Zunahme der Taupunkttemperatur im Verlauf des Tages (1 morgens, 2 nachmittags) ausgegangen werden? Argumentiere mit dem Cumulus Konvektionsniveau (CKN).

Page 11: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

Zusatzübungen zu V.31. Begründe die Form der Rauchfahnen (Beginn des Kapitels)

in Abhängigkeit vom Atmosphärenzustand

11

Page 12: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

12

Rau

chfah

nen

Trocken-adiabate

Variabilität (Schwankung) derhorizontalen/vertikalen Windrichtung

• Die Variabilität des Windes ist von der Temperaturschichtung abhängig.

• Stabile (labile) Schichtung reduziert (erhöht) Vertikalbewegung der Rauchfahnen und Ausmaß der turbulenten Diffusion.

Page 13: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

13

Doppelte Kondensationshöhe

z

TT T T T0 0 1 2 3

K

K

K

3

2

1

ZeitSA

K1

K3

hierkeine

Wolkenbildungmöglich

T1 T2 T3

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).

Page 14: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

14

Überströmung bei unterschiedlicher Stabilität

Stabile SchichtungHebung reicht nicht zurEntstabilisierung

Stabile SchichtungHebung reicht zurEntstabilisierung

Page 15: Einführung  in die Meteorologie I  - Teil V: Thermodynamik der Atmosphäre-

15

Absinkentrockener Luft Fre ie A tm osphäre

(fast ke ine Turbu lenz)

Inversions-Schicht

W olken-Sch.

gut durchm ischte Sch.St oder Sc

turbu lente F lüsseH (z) und E (z)

R eibung

M ischen

Kaltlu ft-Advektion

Entra inm entm it Verdam pfenvon W olkentröpfchen

(starke Turbu lenz)

qProzesse Schichten

z

w olkenfre ie Sch icht

- Q / z

Profileq

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.