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
1. 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. Phänomene
-
Wolken
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
k ä lt e r e L u f t w ä r m e r e L u f t
F r o n t - F lä c h e
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
Spontane vertikale Umlagerungen
unten als
schwerer oben
ist Luft
,
0
z
re Atmosphä homogener
bei -
hung Grundgleic
statische
0
g z g
p
Wenn schwere Luft über leichter Luft liegt tritt spontane Umlagerung ein.
Dies erfolgt ab dem T-Gradient bei homogener (=gleiche Dichte) Atmosphäre
K/100m
,
Aus
42 3
1
0 0
L
gleichung Grundstatische L
L
R g z
T
p z z
T R
p T T
R
p „autoconvective
lapse rate“
Auftrieb (Beschleunigung, dw/dt) eines
Luftvolumens in dichterer (=kälterer) Luft
Umgebung
,
U
U
Coriolis
ohne
leichung Bewegungsg
3.
: Teilchen
z g p
dt dw
z
g p
UU
1 0 1
Annahme: Für die Umgebung gelte die hydrostatische Grundgleichung
Annahme: p=p
U, instantaner Druckausgleich
g g
Ug
Udt dw
1 1
11
Auftrieb eines Luftvolumens bei T=T
Unach vertikaler Auslenkung
Ein Luftvolumen werde aus seiner Position (Ausgangslage z
0) 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:
0
0
0 0
0 0
z T z
g dt
dw
T T g T
dt dw
z z T
z T
z z T
z T
v vU
vU
vU vU v
vU vU
vU
v v
v
gung Beschleuni
ergibt
in einsetzen
Umgebung
) (
) (
Teilchen
) (
) (
: Berechnung
z
T
vz
0T
vU(z
0) = T
v(z
0)
z T
vUvU
labilbei
v vU
v
vU dz
T dT
stabil bei
v vU
v
vU dz
T dT
III.2.2 Stabilitätskriterien -Zusammenfassung
stabil neutral
labil
v vU
t
dungesättig :
s: gesättigt
vU
U,
v
s U
d
U
stabil
neutral labil
0
neutral labil
0
z z
eU
U
Bezeichnungen für Stabilitätszustände
stabil absolut
l feuchtlabi il
labil/stab bedingt
labil absolut
U s
s U
d
U
) , (
) , (
denn labil,
feucht K/100m
z , T
: mosphäre Standardat
stabil absolut
Inversion
stabil absolut
Isothermie
d U
55 0 98
0
65 0
0 0
s U
U U
Zustandskurve und Stabilität - ein Beispiel -
z
T(z) Zustandskurve T(z)
Trockenadiabaten (dT/dz=-1K/100m) Feuchtadiabaten
(dT/dz≈-0,6 K/100m) Stabilitätsbewertung:
absolut stabil
absolut stabil (Inversion) feucht labil
absolut stabil (Inversion)
absolut labil
Ü b e rs ic h t
s d =
z 0 z 0 z0
z z z
T T T
T T T
T T T
z z z
z z z
A . A n a l o g i e a u s d e r M e c h a n i k D a s G l e i c h g e w i c h t d e r K u g e l
i s t r e l a t i v z u r U n t e r l a g e s t a b i l i n d i f f e r e n t l a b i l
B . D i e T r o c k e n - A d i a b a t e i s t d i e Z u s t a n d s k u r v e d e s T e i l c h e n s : Z u s t a n d s k u r v e d e r U m g e b u n g :
( T / z ) d e r U m g e b u n g = G l e i c h g e w i c h t d e s T e i l c h e n s S c h i c h t u n g d e r A t m o s p h ä r e
d d
t r o c k e n - s t a b i l t r o c k e n - i n d i f f e r e n t t r o c k e n - l a b i l u n t e r a d i a b a t i s c h a d i a b a t i s c h ü b e r a d i a b a t i s c h
C . D i e S ä t t i g u n g s - A d i a b a t e i s t d i e Z u s t a n d s k u r v e d e s T e i l c h e n s : Z u s t a n d s k u r v e d e r U m g e b u n g :
( T / z ) d e r U m g e b u n g =
D . Z u s t a n d s k u r v e d e s T e i l c h e n s i s t d i e T r o c k e n - A d i a b a t e
o d e r
d i e S ä t t i g u n g s - A d i a b a t e Z u s t a n d s k u r v e
d e r U m g e b u n g :
( T / z ) d e r U m g e b u n g = G l e i c h g e w i c h t d e s T e i l c h e n s
s = s
s s u n d d d
a b s o l u t b e d i n g t a b s o l u t
U U U