met110-111-III-5

Einführung in die Meteorologie (met210) - Teil III: Thermodynamik und Wolken Clemens Simmer

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 Nebel Niederschlag

2

III.5.1 Wolken • Wolkenentstehung – makroskalig • Wolkenentstehung – mikroskalig – Krümmungs- und Lösungseffekt beim Sättigungsdampfdruck – Aerosol und Wolkenbildung (Köhler-Kurve)

• Wolkenklassen

3

Wolkenentstehung - makroskalig • Voraussetzung: Wasserdampfübersättigung (e≥e*) – Sättigungsdampfdruck hängt vom Radius der Tropfen und von den gelösten Stoffen ab (Köhler-Kurve). – Sättigungsdampfdruck ist in Wasserwolken höher als in Eiswolken

• Prozesse, die zur Übersättigung führen können: – Abkühlung durch adiabatisches Aufsteigen (Konvektion, Überströmen von Hindernissen) – Abkühlung durch Ausstrahlung (z. B. in der Nacht, Nebelbildung) – Vermischung von Luftmassen unterschiedlicher Feuchte und Temperatur (Mischungsnebel)

4

Sättigungsdampfdruck des Wasserdampfes • Über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers stellt sich ein nur von der Temperatur abhängiger Dampfdruck des Wasserdampfes e* ein (Sättigungsdampfdruck, Clausius-Clapeyron-Gleichung (differentiell), Magnus-Formel (integral)). • In diesem Zustand hält sich die Anzahl der Wassermoleküle, die pro Zeiteinheit die Oberfläche verlassen (verdunsten), die Waage mit denjenigen, die in die Oberfläche eindringen (kondensieren).

e*(T)

e*

warm

flüssig Übersättigung

e*

kalt

gasförmig

T

5

Dampfdruck

Wolkenentstehung durch Vermischung (Mischungsnebel)

maximaler Dampfdruck e*(T) (= Sättigungsdampfdruckkurve) Wasser ist flüssig

Wasser ist gasförmig

Temperatur

Bei der Mischung von zwei „trockenen“ Luftmassen kann Übersättigung (Nebel, Wolken) entstehen 6

Sättigungsdampfdruck e*

e*

<

e*

• e* an der Tropfenoberfläche steigt mit der Krümmung.

 2 1   e*  e* exp  RwTw  w r  e* Sättigungsdampfdruck einer ebenen Wasserfläche  Oberflächenspannung 1

e*

<

e*

• e* an der Tropfenoberfläche steigt mit der Reinheit.

 n  e*  e * (rein)1  f s  nw   f van't Hoff Fakt or, ns,w Molzahlengelöst erSt off bzw. Wasser

e*

<

e*

• e* ist über Wasser größer als über siehe Magnus-Formel Eis 7

Wie (be)entsteht ein Wolkentropfen?

e e* e*

<

e*

e*

<

e*

e*

<

e*

• Im Gleichgewicht (Tropfenradius bleibt konstant) gilt e=e* • Ein Wolkentropfen wächst (verschwindet), wenn der Dampfdruck an der Oberfläche kleiner (größer) ist, als in der Luft. • Unterschiedlich große Tropfen: → die großen Tropfen wachsen auf Kosten der kleinen Tropfen. • Unterschiedlich verschmutzte Tropfen: → die schmutzigen Tropfen wachsen auf Kosten der sauberen Tropfen. • Eis- und Wasserpartikel: → Eiskristalle wachsen auf Kosten der Tropfen. 8

Köhlerkurve (a) • Wir betrachten ein Aerosolpartikel in einem Luftpaket. • Im Gleichgewicht mit der Umgebungsluft wird es soviel Wasserdampf absorbieren (dabei geht das Aerosol in Lösung), bis der Sättigungsdampfdruck an der Oberfläche gleich dem Dampfdruck der Luft ist.  Es existieren also schon „Tropfen“ bei relativen Feuchten unter 100% bezogen auf eine ebene Oberfläche reinen Wassers (endlicher Radius, Dampfdruckerniedrigung durch gelöste Stoffe). • Nimmt die Luftfeuchtigkeit zu, so wird mehr Wasserdampf absorbiert und das Aerosol quillt auf (Dunstentstehung). • Wird das Luftpaket adiabatisch gehoben, so kühlt es ab und das Aerosolteilchen quillt weiter auf, weil die relative Feuchte zunimmt (sein Sättigungsdampfdruck nimmt schneller als der Dampfdruck der Umgebungsluft).

9

Köhlerkurve (b) e/e*

e/e*(T,r)

(e/e*)krit

1

rA

e/e*(T,Konz.)

• Bei löslichen Aerosolen existieren Tropfen auch unterhalb der Sättigung (bzgl. glatter Oberfläche reinen Wassers) • Ab dem Aktivierungsradius überwiegt der Krümmungseffekt den Lösungseffekt. • e/e* bei dem ein „dreckiges“ Teilchen mit Radius r im Gleichgewicht mit Umgebung ist. • Es folgt:  Aerosol (Dreck) ist notwendig zur Tropfenbildung.  Bis zur kritischen relativen Feuchte (e/e*)krit gibt es nur Tropfen kleiner als der Aktivierungsradius rA.

r • Tropfen größer als rA wachsen selbständig weiter. Dabei reduzieren sie e/e* und schneiden die kleineren Tropfen von der weiteren Entwicklung ab (da e/e*< (e/e*)krit. 10

Köhlerkurve (c) • Der beschriebene Mechanismus funktioniert nur bei identischen Aerosolpartikeln. • Bei unterschiedlichen Aerosolpartikeln bestimmen die Aerosolteilchen, die zuerst aktiviert werden, die maximale Übersättigung (e/e*)krit . Sie schneiden andere Aerosole von der Wolkentropfenbildung ab. • Steigt die Wolkenluft weiter auf, so nehmen die bereits bestehenden Wolkentropfen den kondensierenden Wasserdampf auf – es entstehen keine neuen Wolkentropfen. • Die Aerosolverteilung bestimmt damit die Anzahldichte der Wolkentropfen – und damit bei gleichem Wasserdampfgehalt der Luft, die Tropfengröße. 11

Köhlerkurve (d) • Bei Reinluft (z.B. über Ozeanen) sind die Wolkentropfen größer als in verschmutzter Luft. • Kleinere Wolkentropfen reflektieren (bei gleicher Wassermenge) mehr Sonnenlicht als größere Wolkentropfen (1. indirekter Aerosoleffekt) • Größere Wolkentropfen führen eher zur Niederschlagsbildung (d.h. Wolken mit größeren Tropfen leben kürzer (2. indirekter Aerosoleffekt) • Der Einfluss des Aerosols auf die Wolkenbildung ist derzeit eines der am meisten kontrovers diskutierten Probleme der Meteorologie.

12

Wolkenklassen • Einteilungsmöglichkeiten – – – – – – –

3(4) Merkmale 3 Stockwerke 10 Gattungen 14 Arten 9 Unterarten Sonderformen Bildungsgeschichte

überlappend

nähere Bezeichnungen zu Gattungen

13

Merkmale • st: Stratus (Schichtwolken) • cu: Cumulus (Haufenwolken) • sc: Stratocumulus (Schichtwolken mit wesentlichen Helligkeitsunterschieden) • (ci: Cirrus (Eiswolken))

14

Stockwerke km

polare Breiten

mittlere Breiten

Tropen

hoch

3-8

5 - 13

6 - 18

mittel-hoch

2-4

2-7

2-8

niedrig

0-2

0-2

0-2

15

Gattungen

st Stratus cu Cumulus sc Stratocumulus cb Cumulonimbus ac Altocumulus

as ns ci cs cc

Altostratus Nimbostratus Cirrus Cirrostratus Cirrocumulus

16

Stockwerke, Merkmale, Gattungen und Zusammensetzung hoch

cs

mittelhoch

niedrig

cc

ns

st

as

ac

sc Stratus

nicht unterkühltes Wasser unterkühltes Wasser Hagel und Graupel Schneesterne Eisnadeln Griesel

ci

Stratocumulus

cu

cb

Cumulus

17

Arten (Gestalt) fibratus uncinus castellanus humilis mediocris congestus lenticularis

(fib) (unc) (cas) (hum) (med) (con) (len)

= = = = = = =

faserig hakenförmig türmchenf. niedrig mittelmäßig angehäuft linsenförmig

…

18

Unterarten (Anordung, Durchlässigkeit) undulatus translucidus opacus vertebratus lacunosus intortus …

(un) (tr) (op) (ve) (la) (in)

= = = = = =

wogenförmig durchscheinend dicht gegliedert lückenhaft gedreht

19

Sonderformen und Begleitwolken pileus virga …

(pil) (vir)

= =

mit Kappe mit Fallstreifen

20

Bildungsgeschichte cirrocumulogenitus

ccgen gebildet aus noch bestehenden cc acgen etc.

stratocumulomutatus

scmut umgewandelt aus nicht mehr bestehenden sc acmut etc.

21

Flüssigwassergehalte Liquid Water Content (LWC) Wolkenart

LWC, g/m-3

cb cu Ambosscirrus ci as/ac st/sc

1,5 1,0 0,035 0,02 q*ρ 0,01 q*ρ 0,05-0,20 (breitenabhängig)

aus Vorgaben in einem Wettervorhersagemodell

22

Übungen zu III.5.1 1. Bei welcher relativer Feuchte (bzgl. einer ebenen Wasseroberfläche) können bei -20°C, -30°C und -40°C Eiswolken existieren? Vernachlässige dabei die Effekte durch Krümmung und Lösung. 2. Zeichne schematisch im Vergleich Köhlerkurven für ein gut lösliches und ein weniger gut lösliches Aerosol gleicher Stoffmenge (gleiche Molzahlen). Ein gut lösliches Aerosol hat einen höheren Van‘t Hoff Faktor als ein schlechter lösliches Aerosol.

23

III.5.2 Nebel • • • •

=Wolken in Bodennähe mit Sichtweiten < 1 km Tropfendurchmesser 10 – 20 µm bei 100 m Sichtweite lWC=0,1 – 0,2 g/m-3 Nebel ≠ Wolke, da der Boden eine wichtige Rolle bei der Nebelentstehung spielt • Entstehungsursachen: – – – –

A: Abkühlung B: Wasserdampfanreicherung C: Vermischung D: Advektion

24

Haushaltsgleichung für Taupunktdifferenz (siehe Kraus)

  (T   ) 1  Q H dp  1 p    1 W       v  q    v  T    t c p  z z dt   0,622   z  Warm/Kaltluftadvektion Strahlungsdivergenz turb. vert. fühl. Wärmeflussdivergenz Auf/Absteigen Feuchteadvektion Achtung: α ist dabei die Steigung der turbul. Sättigungsdampfdruckkurve de*/dT vertikaler Wasserdampffluss Nebelbildung ist ein extrem komplexer Prozess, der zu seiner Prognose die genaue Erfassung und Modellierung der Wechselwirkungsprozesse zwischen Landoberfläche und unterer Atmosphäre erfordert (siehe Arbeiten AG Bott) 25

A: Abkühlung • • • • •

Bodennebel Talnebel Hochnebel Warmluftnebel Bergnebel

26

Bodennebel z

(3)

(2)

(1) H

H

H

H

• Negative Strahlungsbilanz am Boden kühlt untere Luftschicht ab. • Der H-Fluss ist dann auch nach unten gerichtet; die Divergenz von H führt zur Abkühlung der ganzen unteren Schicht und damit zur Nebelbildung. • Ist der Nebel dicht, so verschwindet die HFlussdivergenz (Strahlungsabkühlung am Boden wird gestoppt), doch am Nebeloberrand herrscht weiterhin eine negative Strahlungsbilanz und kann über die Nacht zu weiterer vertikaler Ausdehnung θ führen.

27

Talnebel

Nebel

• Negative Strahlungsbilanz der Hänge (exponierter im Vergleich zu Talsole) führt zur Abkühlung und Abfluss ins Tal (mit weiterer Abkühlung). • Aufwölbung durch Hangwindsystem

28

Hochnebel z

Absinken trockener Luft

Freie Atmosphäre (fast keine Turbulenz)

Entrainment mit Verdampfen von Wolkentröpfchen -

Profile

q

Inversions-Schicht

Q/ z

Wolken-Sch. St oder Sc

Mischen Kaltluft-Advektion

gut durchmischte Sch. (starke Turbulenz)

Reibung turbulente Flüsse H(z) und E(z)

Prozesse

wolkenfreie Schicht

q

Schichten

• …ist kein Nebel, sondern eine nach unten gewachsene st oder sc-Decke am Oberrand der Grenzschicht. • Dort ist die Wolke entstanden durch Strahlungsabkühlung und/oder vertikale Durchmischung innerhalb der Grenzschicht verbunden mit unterbundener Durchmischung durch die Grenzschichtinversion.

29

Warmluftnebel • Warme, feuchte Luft strömt über kalten Untergrund. – Bodenwärmestrom kühlt die untere Luftschicht ab – analog: warme, feuchte Meeresluft strömt über kaltes Festland – analog: warme, feuchte Golfstromluft strömt über kalten Neufundlandstrom

30

Bergnebel =orographische Wolken durch Überströmen

31

B: Wasserdampfanreicherung •

Dampfnebel (Verdunstung vom Boden bei vermindertem Abtransport nach oben) – „Rauchen“ von Flüssen und Seen im Herbst – „Rauchen“ von Wäldern nach Niederschlag

Warmfrontnebel – zurückhängende Kaltluftschleppe wird mit Niederschlag aus der Warmfront mit Wasserdampf angereichert

z Ci

N

s

s

<

Warm

A

C

<

>

> >

•

s

<

Kalt

KaltluftSchleppe

32

C: Mischungsnebel

q

Dampfspannungkurve

an Fronten q2 (q m ,Tm ) qm (q ,T ) K

q

K

1

T1

Tm

T2

T 33

Advektionsnebel • bereits gebildeter Nebel (über Wiesen, Mooren, Seen, kalten Meeresströmungen…) wird durch leichten Wind mit der Luftmasse verfrachtet

34

III.5.3 Niederschlag 1.

Fallender Niederschlag (Kondensation in der Atmosphäre) – Niederschlagsbildung • warmer Regenprozess • Bergeron-Findeisenprozess (Mischphase) – Niederschlagsverteilung – Extreme Niederschläge 2. Aufgewirbelter Niederschlag (kein Phasenübergang) 3. Abgesetzter Niederschlag (Kondensation am Boden)

35

III.5.3.1 Fallender Niederschlag – Niederschlagsbildung • Tropfenwachstum durch Kondensation ist viel zu langsam, um in Minuten Regentropfen bilden zu können. • Wachstum durch Tropfenkollision alleine vermag in mittleren Breiten nur Niesel zu erzeugen (warmer Regen). • In mittleren Breiten geht die Niederschlagsbildung daher immer über die Eisphase (Bergeron-Findeisen-Prozess).

36

Niederschlagsprozess Homogene gefrierende Nukleation

Aggregation WasserdampfDeposition

Bergeron Prozess

KaltNiederschlagProzess

ReifAbsatz

Sekundäres Eis

Heterogene Nukleation KollisionKoaleszenz

Schmelzen Zerfall

Kondensation CCN-Aktivierung Auftrieb Kondensationskerne

Kontinuierliche Kollektion

WarmNiederschlagProzess Verdunstung

Niederschlag 37

Tropfengrößen und Formen Große Regentropfen R ~ 3 mm v ~ 10 m/s

Kleine Regentropfen R ~ 1 mm v ~ 7 m/s

fallende Tropfen

Tropfenspektrum Nieseltropfen R ~ 100 μm v ~ 70 cm/s

Wolkentropfen R ~ 10 μm v ~ 1 cm/s

Dunsttropfen R ~ 1 μm v ~ 0.1 mm/s

Kondensationskerne R ~ 0.1 μm v ~ 2 μm /s

38

Ausfluss

Niederschlag, das Ergebnis einer Kette dynamischer und mikrophysikalische (Zufalls-)prozesse

Mikrophysik kalter Wolken

Mikrophysik warmer Wolken Einfluss

Niederschlag

Aerosole Spurengase 39

Niederschlagsprozess in Wettervorhersagemodellen Wasserdampf

WolkenWasser

Wolkeneis

Schnee

Regen

Graupel/Hagel

Niederschlag am Boden

40

Niederschlagsarten Regen Schnee Schneeregen unterkühlter Regen Eiskörner Schneegriesel Eisnadeln Hagel Hagelschauer Frostgraupel Frostgraupelschauer Reifgraupel Reifgraupelschauer

Mischwolken ohne Vertikalbewegung

Mischwolken mit Vertikalbewegung (mehrfaches Gefrieren und Schmelzen möglich)

41

Niederschlagsmessung • direkte Niederschlagsmessung • Fernerkundung des Niederschlags vom Boden (Radar) • Satellitenfernerkundung

42

Beispiele für in Europa benutzten Niederschlagsmesser

Belgien a: 100 cm² h: 35cm

Holland a: 200 cm² h: 29 cm

England a: 127 cm² h: 46 cm

Holland a: 400 cm² h: 40 cm

a: Auffangfläche, h: Höhe der Auffangfläche

England a: 127 cm² h: 69 cm

Rußland a: 200 cm² h: 40 cm

Portugal a: 200 cm² h: 43 cm

Island a: 200 cm² h: 56 cm

Schweden a: 200 cm² h: 35 cm

Norwegen a: 225 cm² h: 25 cm

43

Konventionelle Messungen Niederschlagsmessnetz 2002

Fehlerquellen:

Anzahl der Stationen pro 1° x 1°; insgesamt ca. 30 000 Stationen 44

In situ beobachteter Niederschlag mittlerer Jahresniederschlag 1961-1990

mm/Monat

Quelle: Global Precipitation Climatology Center, DWD, Offenbach

45 Räumliche Auflösung: 1° x 1°

Niederschlagsradar • Aufbau eines Niederschlagsradars • Z-R-Beziehung • Radaraneichung

46

Aufbau eines Radarsystems

Transmit/Receive Schalter schützt den Empfänger vor hohen Leistungen, schnelles, zuverlässiges Schalten!

legt Sendebzw. Empfangscharakteristik fest

steuert Zeitpunkt des Aussendens -

Pulslänge τ (0.1-10μs) Pulswiederholungsfrequenz PRF (100-3000 Hz)

Modulator

Hohlleiter - rechteckiges Rohr zur verlustarmen Wellenleitung - Dämpfung muss gemessen werden

Empfänger

Sender T/R Limiter

 G h  K 1 Pr  Po  2 2 1024 ln 2  r Ve 3

2

2

2

6 D  i

47

i

3D Radarinformation

48

Bonner X-Band Messungen mit 50 km und 100 km Radar Radius um Bonn im 5-MinutenZyklus

Erkennbar sind - Dämpfungseffekte - Abschattungen - Bodenechos - Reflexionen Online-Zugriff über www.radar-bonn.de www.bonn-radar.de (3500 Internet-Zugriffe pro Tag)

Radarbilder für Mobiltelefone www.meteo.unibonn.de/forschung/gruppen/radar/ radar.xhtml

Radarprozessor von GAMIC, Aachen

49

Z-R Beziehung Radarreflektivitätsfaktor Z [mm6/m3]



6 D  i i

Ve



  N ( D) D 6 dD 0



3, 5  N ( D ) D dD Regenintensität R  0

Z-R wird meist empirisch aus der Korrelation zwischen Reflektivität und Regenrate bestimmt:

Z  ARb Nach Marshall-Palmer (ca. 1950) ist A=200 und b=1.6 (immer noch am häufigsten verwendet) Es gibt allerdings mehr als 100 (1973 waren es ~60) verschiedene experim. bestimmte Z-R Beziehungen (meist auf Situation bezogen).

50

Dynamik der Z-R-Beziehung

gemessene Tropfenspektren am Boden (Symbole) im Vergleich zum Modell (Linien)

1 mm/h

10 mm/h

100 mm/h

51

Z der Radarmessung und Niederschlag am Boden

Die mit der Höhe varierende Hydrometeorverteilung stellt einen der größten Fehler in der Radarmessung dar! 52

DWD-RADOLAN-Produkt

53

Wettersatelliten

54

Strahlungscharakteristik des Niederschlags

55

Quelle: J. Schulz

Satellitenbeobachtungen Mittlere Verdunstung

Mittlerer Niederschlag

in mm/Tag

in mm/Tag Winter (DJF) 1987-1998

Sommer (JJA) 1987-1998

56

50000 30000 20000

Cherrapunji-Werte

Niederschlags-Summe in mm

10000 5000 3000 2000 1000 500 300 200

Füssen

100 50

1h

1d

1 Monat

1a

30 1

10

100

1000

10000

Zeitintervall in min

100000 1000000 57

III.5.3.2 Aufgewirbelter Niederschlag Schneefegen Schneetreiben Gischt

Windverfrachtung unterhalb der Augenhöhe Windverfrachtung auch oberhalb der Augenhöhe aufgewirbeltes Wasser über Wasseroberflächen

58

III.5.3.3 Abgesetzter Niederschlag (1) • Bildung am Boden (Tau, Reif) Q+LE+H+B=0

neg. Q Kondensation

Sublimation

LE wird abgeführt durch B

Strahlungstau weißer Tau

Advektionstau (warme und feuchte Luft üb. k. Boden) Advektionsreif

Strahlungsreif

H nicht möglich da TB < TL

Rauhreif

• Bildung in der Atmosphäre – abgesetzte Nebeltropfen – Glatteis

d.h. ohne Phasenumw. bei Bildung d.h. mit Phasenumw. bei Bildung (Gefrierwärme geht in B)

59

weißer Tau und Reif

60

Rauhreifbildung 1. Luft ist nahezu gesättigt bzgl. Wasser 2. Wasserdampf sublimiert als Eis an der Oberfläche 3. Latente Wärme (Sublimationswärme) wird als fühlbare Wärme an die Luft abgeführt H TL eL

TB eB

e*

LE

Voraussetzung: eB = e*E(TB) < eL und TB > TL

e*w e*w

TL < TB

eL > e*B

0°C

61

Rauhreifbildung



0,622LE * H  LE   L TB  TL    L eE (TB )  ew* pc p



Maximaler Eisansatz, wenn TB-TL maximal

TL TB-TL

-20°C -18 0,33°C 0,35

-15 0,36

-12 0,35

Maximaler Eisansatz an Spitzen wegen

-8 0,30

-4 0,18

v L  3 d

62

III.5.3.3 Abgesetzter Niederschlag (2) • Mischformen – Rauhfrost

wie Rauhreif, zus. Absetzen von Hydrometeoren aus der Luft (flüssig, fest), Sublimation überwiegt

– Rauheis

wie rauhfrost, Absetzen von Hydrometeoren aus der Luft überwiegt

– Klareis

wie Rauheis, doch bei Temperaturen um 0°C, Schmelzen und Gefriern erzeugen kompaktes Eis

63

Übungen zu III.5.3 1. Was ist das Hauptproblem bei der quantitativen Niederschlagsbestimmung mittels Radar (3 Sätze)? 2. Beschreibe den Weg eines Aerosolteilchen von seiner Entstehung bis es als Kondensationskern eines Regetropfens zu Boden fällt (1/2 Seite). 3. Warum ist bei der Rauhreifbildung ein leichter Wind notwendig? 4. Schätze ab, wieviel Eis bei -8°C einem Wind von 1 m/s in einer Stunde an einer Spitze von ca. 1 mm Durchmesser abgesetzt werden kann.

64