Clemens Simmer

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

• Clemens Simmer

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Gliederung der Vorlesung

• 0 Allgemeines
• I Einführung
• II Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre
• III Strahlung
• IV Die atmosphärischen Zustandsvariablen
• V Thermodynamik der Atmosphäre
• --------------------------------------------------
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• VI Dynamik der Atmosphäre
• VII Atmosphärische Grenzschicht
• VIII Synoptische Meteorologie

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V Thermodynamik der Atmosphäre

• 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)
• Verschiedene Phänomene
• Wolken
• Nebel
• Niederschlag

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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?).
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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. 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.
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Föhnprozess - Beispiel

• T(zA,Luv) 10 C, zA0m, zK1000m, zV3000m, ?d
  1K/100m, ?f 0,65 K/100m
• Temperatur T(zA,Lee) 17 C
• Relative Feuchte f(zA,Lee) 17

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Details zum realen Föhnprozess
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.
Beim Überströmen verbiegen und verdichten sich
die Stromlinien (Isobaren) zu Nasen aus
dynamischen Gründen, was zu noch stärkeren Winden
im Lee führt.
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Stabilitätsänderung durch Hebung/Absinken
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.
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Destabilisierung durch Aufsteigen
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.
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Übungen zu V.3
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).
2. Schätze die Temperatur und relative Feuchte
im Lee eines Gebirges nach dem klassischen
Föhnprozess unter den Annahmen TA,Luv 15 C,
zA0m, zHKN1000m, zGipfel3000m 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?
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Zusatzübungen zu V.3

• 1. Begründe die Form der Rauchfahnen (Beginn des
  Kapitels) in Abhängigkeit vom Atmosphärenzustand

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Rauchfahnen
Variabilität (Schwankung) der horizontalen/vertika
len Windrichtung
Trocken- adiabate

• Die Variabilität des Windes ist von der
  Temperaturschichtung abhängig.
• Stabile (labile) Schichtung reduziert (erhöht)
  Vertikalbewegung der Rauchfahnen und Ausmaß der
  turbulenten Diffusion.

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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
Zeit
T1
T2
T3
SA
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Überströmung bei unterschiedlicher Stabilität
Stabile Schichtung Hebung reicht
zur Entstabilisierung
Stabile Schichtung Hebung reicht nicht
zur Entstabilisierung
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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 (?, q konstant), die
Wolkenschicht feuchtadiabatisch (?e konstant, q
nimmt ab) geschichtet.
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