Physische Geographie I Vorlesung 6 - Klimatologie PDF

Preview

Summary

Physische Geographie I Vorlesung 6 - Klimatologie...

Description

Vertikale Luftbewegungen Adiabatische Zustandsänderungen adiabatisch: physikalischer oder chemischer Vorgang, bei dem zwischen System und Umgebung kein Wärmeaustausch stattfindet. Vertikale Aufwärtsbewegung: ⇨ Aufwärtsbewegung der Luft (e.g. thermische Konvektion) ⇨ Expansion und Abkühlung der gehobenen Luft Eine adiabatische Zustandsänderung ist dadurch gekennzeichnet, das bei dem Prozess zwischen betrachteten System keine Wärme mit der Umgebung ausgetauscht wird. Dies kann bei allen schnell ablaufenden thermodynamischen Vorgängen angenommen werden. Charakteristisch für adiabatische Vorgänge ist, dass sich alle drei Zustandsgrößen Temperatur, Druck und Volumen gleichzeitig ändern. Adiabatische Expansion: Das Gas expandiert, das Volumen wird größer. Das hat zur Folge, dass die Temperatur und der Druck des Gases sinken. Grad der Abkühlung in Abhängigkeit davon ob: Aggregatszustandsänderungen des Wassers (insbes. Kondensation + Freisetzung latenter Wärme) stattfinden 1) ohne Aggregatszustandsänderungen: trockenadiabatisch 1) mit Aggregatszustandsänderungen: feuchtadiabatisch Unter „Konvektion“ oder „konvektiven Umlagerungen“ versteht man vertikale Luftbewegungen, die mit dem Aufsteigen wärmerer, also spezifisch leichterer Luft bei gleichzeitigem Absinken kälterer und damit spezifisch schwererer Luft in der Umgebung verbunden sind. Aggregatzustände von H2O

Trockenadiabatischer vertikaler Temperaturgradient: gilt für e < E ; vertikaler Temperaturgradient: » 1°C/100m Feuchtadiabatischer vertikaler Temperaturgradient: gilt für e = E ; vertikaler Temperaturgradient: temperaturabhängig am häufigsten: 0.5 bis 0.7°C/100m Wichtig: Feuchtadiabatischer vertikaler Temperaturgradient ist schwächer da während des Abkühlens Kondensation auftritt und dadurch die latente Wärme freigesetzt wird. Thermodynamisches Diagramm Linien im P und T Diagramm werden generell als Adiabate bezeichnet. Spezifische Feuchte definiert als die Wasserdampfmenge (in g), die in 1kg Feuchter Luft enthalten. Mit Messungen des Drucks und der Temperatur und Der relativen Feuchte in bestimmten Höhen kann man diverse Hebungsprozesse graphisch näherungsweise simulieren und Hinweise gewinnen über Thermik, Quellwolkenbildung, Schauer- und Gewitterwahrscheinlichkeit. Weil diese Diagrammpapiere in ihrem Aufbau und Inhalt die in der Atmosphäre ablaufenden physikalischen Prozesse wiedergeben und diese Vorgänge die

Wechselbeziehungen zwischen Energie (Wärme-, Bewegungsenergie, potentielle Energie) und mechanischer Arbeit, Thermodynamik genannt, beinhalten, heißen die thermodynamische Diagrammpapiere. Trocken- und feuchtadiabatische Zustandsänderung Kondensationspunkt: Zeigt Position in dieser Druck-TemperaturEbene bei welcher Kondensation eintritt. Kondensationsniveau: Höhe bei der Kondensation eintritt (Hier befindet sich meist die Wolkenbasis). Linien im P und T Diagramm werden generell als Adiabate bezeichnet.

Luftfeuchtigkeit Temperaturabhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (E)

Vertikale Luftbewegungen Adiabatische Zustandsänderungen: Trockenadiabatischer und feuchtadiabatischer Temperaturgradient Aus temperaturabhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks ergibt sich: • •

Bei hohen Lufttemperaturen (warme Klimate, untere Troposphärenschichten): ⇨ feuchtadiabatischer Temperaturgradient wesentlich kleiner als der trockenadiabatische. Bei niedrigen Lufttemperaturen (kalte Klimate, höhere Troposphärenschichten): ⇨ feuchtadiabatischer Temperaturgradient gleicht sich dem trockenadiabatischen immer mehr an.

Das Föhnprinzip Der Föhn entsteht, wenn Luft vorm Gebirge (Luv) zum Aufsteigen gezwungen wird. Dabei kühlt sich die Luft trockenadiabatisch, d.h. um 1°C je 100m ab. Bei der Abkühlung von Luft sinkt die max. Luftfeuchte. Da die absolute Luftfeuchte aber konstant bleibt, kondensiert das Wasser-es bilden sich Wolken. Die Temperatur, bei der das Wasser kondensiert, wird als Taupunkt bezeichnet und die entsprechende Höhe als Kondensationsniveau. Beim weiteren Aufstieg kühlt sich die Luft aber nur noch um ½ °C je 100m ab. Diese Abkühlung wird als feuchtadiabatisch bezeichnet. Wird die Wolke zu „schwer“, dann gibt es Niederschläge. Da diese durch das Aufsteigen von Luft entstehen, werden sie Steigungsregen genannt. Am höchsten Punkt des Gebirges überströmt die Luft dieses. Die Luftmassen sinken wieder ab, dabei erwärmen sie sich zunächst feuchtadiabatisch. Jedoch lösen sich die Wolken schnell auf, da sich die (trockenere) Luft erwärmt und somit die relative Luftfeuchtigkeit unter 100 % sinkt. Das flüssige Wasser der Wolken verdunstet also in den gasförmigen Aggregatzustand zurück. Die Luft sinkt weiter ab, dabei erwärmt

sie sich weiter-diesmal aber trockenadiabatisch, d.h. um 1°C pro 100m. Diese vom Gebirge in das Lee abströmende Luft wird als Föhn bezeichnet. Durch die Erwärmung ist der Föhn ein warmer trockener Wind. Zum Verständnis dieser Zusammenhänge empfiehlt sich noch einmal ein Blick in den Abschnitt „Luftfeuchtigkeit und Wolkenbildung“. Merkmale des Wetters bei Föhn-Einfluss: Charakteristische Merkmale bei Föhn sind sturmartige Windgeschwindigkeiten (Föhnsturm), warme Temperaturen, die geringe Luftfeuchtigkeit, klare Luft und die linsenförmigen Wolken. Die hohen Temperaturen lassen sich mit der Entstehung des Föhns erklären. Beim Aufstieg kühlt sich die Luft um ½ °C je 100m. Die Erwärmung fällt also doppelt so hoch aus wie die Abkühlung. Die Luftfeuchtigkeit ist niedrig, da sich die Luft im Luv des Gebirges abregnet. Adiabatische Zustandsänderungen und thermische Vertikalschichtung in der Atmosphäre(geometrischer vertikaler Temperaturgradient): Adiabate Labile Schichtung Stabile Schichtung Inversion

Stabilität und Labilität der vertikalen thermischen Schichtung

Die Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre beschreibt deren thermodynamische Stabilität bzw. Labilität bezüglich des vertikalen atmosphärischen Temperaturgradienten anhand verschiedener Gleichgewichtszustände. Es wird zwischen einer labilen, stabilen und neutralen Atmosphärenschichtung unterschieden. Als Modellannahme wird idR ein Luftpaket betrachtet, das sich entsprechend dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten verhält und in einer bestimmten Höhe die gleiche Temperatur bzw. Dichte wie die umgebende Luft besitzt. Das Luftpaket erfährt also ausgehend von dieser Anfangstemperatur bei der Hebung eine Abkühlung. Neutrale Schichtung: Dabei ist die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphäre gleich der des Luftpakets. In der Realität würde eine sehr gut durchgemischte Atmosphäre diesem Zustand am nächsten kommen. Eine labile oder instabile Atmosphärenschichtung bezeichnet den Zustand der Erdatmosphäre, bei dem die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphäre größer als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpaketes ist (starke vertikale Luftbewegungen). Eine stabile Atmosphärenschichtung bezeichnet den Zustand der Erdatmosphäre, bei dem die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphäre kleiner als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpakets ist. (geringe vertikale Luftbewegungen) Extremfall: Inversion Einflüsse auf Schichtungen: Extreme Schichtungen, also labile und stabile Schichtungen, werden durch geringe Windgeschwindigkeiten begünstigt, große Windgeschw. Führen dagegen zu eher neutraler Schichtung. Im Übrigen führt Bewölkung, also geringere Globalstrahlung tag uns starke atmosphärische Gegenstrahlung nachts, zu eher neutraler Schichtung, während wolkenloser Himmel tags bei starker Globalstrahlung eine labile Schichtung, nachts dagegen eine stabile Schichtung bewirkt. Schichtung und Luftverschmutzung: Die Schichtung der Atmosphäre bestimmt alle vertikalen Luftbewegungen und ist damit von elementarer Bedeutung für alle konvektiven Vorgänge innerhalb der Erdatmosphäre sowie den damit verbundenen Prozessen der Wolkenentstehung oder Luftverschmutzung. Vertikale Luftbewegungen Stabilität und Labilität der vertikalen thermischen Schichtung:

Vertikale Luftbewegungen Ursachen für vertikale Luftbewegungen: •

orographisch erzwungene Anhebung

Hebung von Luftmassen an orographischem Hindernis

•

Verwirbelung einer (horizontalen) Strömung (“dynamische Turbulenz“)

horizontale oder vertikale Scherung Differgence: Luftmassenabfluss Konvergence: Luftmassenzufluss Vertikaler Lufttransport zwingend um Luftmassendefizite und Überschüsse auszugleichen

•

katabatischer Kaltluftabfluss Ein katabatischer Kaltflussabfluss entsteht idR als Folge einer stabilen Atmosphärenschichtung (Lufttemperatur nimmt mit der Höhe zu) unter der Einwirkung der Gravitation und eines Druckausgleichs mit wärmerer Luft (horizontal auswärts gerichtete Kraft). Über der Eisfläche eines Hochplateaus, eines Gebirges oder eines Gletschers kühlt sich Luft ab, sodass ihre Dichte zunimmt. Als Druckausgleichsströmung mit der wärmeren Umgebung entsteht der kalte, katabatische Fallwind. Zu den katabatischen Winden zählen insbesondere die Bora an der Adriaküste, der Mistral im Rhone-Tal, der Böhmische Wind, der Gletscherwind.

• Advektion unterschiedlich temperierter Luftmassen → Aufgleitbewegung (warme Luft wird gegen kalte Luft geführt →Warmfront) Wenn eine warme Luftmasse auf eine kalte Luftmasse trifft gleitet warme- und damit relativ leichte- Luft auf die vor ihr liegende kältere, schwerere Luft auf und wird dabei gehoben. Es entsteht eine Warmfront. Die aufgleitende Luft kühlt sich dabei adiabatisch ab, es kommt zur Kondensation und es bilden sich zuerst Eiskristallwolken (Cirrus) und dann Schichtwolken (Stratus, Nimbostratus) aus denen es anhaltend regnen kann. → erzwungener Aufstieg (kalte Luft wird gegen warme Luft geführt →Kaltfront) Bei einer Kaltfront scheibt sich kalte Luft unter die warme Luft, die sich dabei rasch anhebt und adiabatisch abkühlt. Dabei regnet es. Die Kaltfront ist gekennzeichnet durch konvektive Bewölkung, auch bekannt als Quellwolken (Cumulus, Cumulonimbus) • •

labile Schichtung Konvergenzen und Divergenzen → Massengewinn bzw. Massenverlust im horizontalen Strömungsfeld

Rot und Blau signalisieren, dass diese Systeme mit warmen Temp (rot) Und kalten Temp (blau) in bodennahen Schichten einhergehen.

Vertikale Luftbewegungen Witterungsphänomene bei ausgeprägter Stabilität / Labilität der Schichtung: Gewitter – Typen (ausgeprägte Labilität): • • •

Luftmassengewitter (“Wärmegewitter“) Frontalgewitter orographische Gewitter

Inversions – Typen (ausgeprägte Stabilität): •

Ausstrahlungsinversion

Ein Wärmegewitter ist ein lokales Gewitter, das sich dann bildet, wenn sich in Bodennähe die Luft durch starke Sonneneinstrahlung aufheizt, nach oben steigt und dadurch eine Labilisierung der Luft bedingt. Sie treten meist im Sommer über Land bei ausreichender Luftfeuchtigkeit und bei schwachen Luftdruckverteilungen auf. Wärmegewitter weisen einen ausgeprägten Tagesgang auf und entstehen häufig am späten Nachmittag oder am frühen Abend. In der Nacht lösen sich die Gewitter in den meisten Fällen rasch wieder auf.

Dieses geschieht z.B. durch die terrestrische Ausstrahlung der EOF vorwiegend in einer klaren Nacht. Schnelle Abkühlung der EOF und bodennahen Schichten. Sie ist somit als Bodeninversion, besonders ausgeprägt. Im Winter kann sie auch mehrtägig auftreten. Begünstigt Nebelbildung in Bodennähe

•

Aufgleitinversion

Eine Aufgleit- oder Turbulenzinversion wird durch Advektion, also die horizontale Heranführung von Luftmassen hervorgerufen. Aufgleitinversion tritt meist dann auf, wenn bei Annäherung einer Warmfront zunächst nur den oberen Luftschichten Warmluft zugeführt wird, während in Bodennähe bzw. vor der Warmfront nach kalte Luft lagert. Dies ist v.a. bei der Annäherung von Hochdruckgebieten über dem Meer der Fall. Im Unterschied zur Absinkinversion ist hier die Luftfeuchtigkeit an der Oberseite der Inversionsschicht am höchsten, da die herangeführte warme Luftmassen regelmäßig mehr Feuchtigkeit enthält als die vorher dort lagernde Kaltluft und die Konvektionserscheinungen einen ständigen Feuchtetransport nach oben bedingen. Unterhalb der Inversion kommt es daher auch häufig zur Bildung von Stratus oder Stratocumuluswolken bei starker und Cumuluswolken bei schwacher Turbulenz. Auch bei Föhn kommt es oft zu Aufgleitinversion, verbunden mit den hierfür typischen Föhnwolken. •

dynamische Absinkinversion • • •

Absinkende Luft erwärmt sich trockenadiabatisch Absinkende Luft kommt in einer Höhe wärmer an als darunterliegende bereits vorhandene Luft Entsteht bevorzugt in Hochdruckgebieten und im Lee von Gebirgen...