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

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

2. III Thermodynamik und Wolken • 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) • Phänomene • Wolken • Nebel • Niederschlag

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

4. 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)

5. e* e*(T) warm flüssig Über- sättigung gasförmig T 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* kalt

6. maximaler Dampfdruck e*(T) (= Sättigungsdampfdruckkurve) Dampfdruck Temperatur Wolkenentstehung durch Vermischung (Mischungsnebel) Wasser ist flüssig Bei der Mischung von zwei „trockenen“ Luftmassen kann Übersättigung (Nebel, Wolken) entstehen Wasser ist gasförmig

7. < e* e* e* e* < < e* e* Sättigungsdampfdruck e* • e* an der Tropfenober-fläche steigt mit der Krümmung. • e* an der Tropfenoberfläche steigt mit der Reinheit. • e* ist über Wasser größer als über Eis siehe Magnus-Formel

8. e* < e* e* e* < < e* e* Wie (be)entsteht ein Wolkentropfen? • 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. e e*

9. 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).

10. e/e*(T,r) 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. • Tropfen größer als rA wachsen selb-ständig weiter. Dabei reduzieren sie e/e* und schneiden die kleineren Tropfen von der weiteren Entwicklung ab (da e/e*< (e/e*)krit. Köhlerkurve (b) e/e* (e/e*)krit 1 r

11. 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.

12. 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.

13. Wolkenklassen • Einteilungsmöglichkeiten • 3(4) Merkmale • 3 Stockwerke • 10 Gattungen • 14 Arten • 9 Unterarten • Sonderformen • Bildungsgeschichte überlappend nähere Bezeichnungen zu Gattungen

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

15. Stockwerke

16. st Stratus cu Cumulus sc Stratocumulus cb Cumulonimbus ac Altocumulus as Altostratus ns Nimbostratus ci Cirrus cs Cirrostratus cc Cirrocumulus Gattungen

17. Stockwerke, Merkmale, Gattungen und Zusammensetzung cs cc ci ns as ac st sc cu cb nicht unterkühltes Wasser unterkühltes Wasser Hagel und Graupel Schneesterne Eisnadeln Griesel

18. Arten (Gestalt) fibratus (fib) = faserig uncinus (unc) = hakenförmig castellanus (cas) = türmchenf. humilis (hum) = niedrig mediocris (med) = mittelmäßig congestus (con) = angehäuft lenticularis (len) = linsenförmig …

19. Unterarten (Anordung, Durchlässigkeit) undulatus (un) = wogenförmig translucidus (tr) = durchscheinend opacus (op) = dicht vertebratus (ve) = gegliedert lacunosus (la) = lückenhaft intortus (in) = gedreht …

20. Sonderformen und Begleitwolken pileus (pil) = mit Kappe virga (vir) = mit Fallstreifen …

21. Bildungsgeschichte cirrocumulogenitus ccgen gebildet aus noch bestehenden cc acgen etc. stratocumulomutatus scmut umgewandelt aus nicht mehr bestehenden sc acmut etc.

22. FlüssigwassergehalteLiquid Water Content (LWC) aus Vorgaben in einem Wettervorhersagemodell

23. Übungen zu III.5.1 • 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. • 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.

24. 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

25. Haushaltsgleichung für Taupunktdifferenz (siehe Kraus) Warm/Kaltluftadvektion Strahlungsdivergenz turb. vert. fühl. Wärmeflussdivergenz Auf/Absteigen Feuchteadvektion turbul. vertikaler Wasserdampffluss Achtung: α ist dabei die Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve de*/dT 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)

26. A: Abkühlung • Bodennebel • Talnebel • Hochnebel • Warmluftnebel • Bergnebel

27. θ Bodennebel • 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 H-Flussdivergenz (Strahlungsabkühlung am Boden wird gestoppt), doch am Nebeloberrand herrscht weiterhin eine negative Strahlungsbilanz und kann über die Nacht zu weiterer vertikaler Ausdehnung führen.

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

29. Hochnebel • …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.

30. 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

31. Bergnebel =orographische Wolken durch Überströmen

32. 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

33. C: Mischungsnebel an Fronten

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

35. III.5.3 Niederschlag • Fallender Niederschlag (Kondensation in der Atmosphäre) • Niederschlagsbildung • warmer Regenprozess • Bergeron-Findeisenprozess (Mischphase) • Niederschlagsverteilung • Extreme Niederschläge • Aufgewirbelter Niederschlag (kein Phasenübergang) • Abgesetzter Niederschlag (Kondensation am Boden)

36. 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).

37. Kalte Wolken Warme Wolken CCN-Aktivierung Verdunstung Kondensationskerne Niederschlagsprozess Homogene gefrierende Nukleation Aggregation Wasserdampf- Deposition Kalt- Nieder- schlag- Prozess Reif- Absatz Bergeron Prozess Sekundäres Eis Heterogene Nukleation Kollision- Koaleszenz Schmelzen Kontinuierliche Kollektion Zerfall Kondensation Warm- Niederschlag- Prozess Auftrieb Niederschlag

38. Tropfengrößen und Formen Große Regentropfen R ~ 3 mm v ~ 10 m/s Kleine Regentropfen R ~ 1 mm v ~ 7 m/s 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 Kondensations- kerne R ~ 0.1 μm v ~ 2 μm /s fallende Tropfen Tropfenspektrum

39. Ausfluss Mikrophysik kalter Wolken Mikrophysik warmer Wolken Einfluss Aerosole Niederschlag Spurengase Niederschlag, das Ergebnis einer Kette dynamischer und mikrophysikalische(Zufalls-)prozesse

40. Niederschlagsprozess in Wettervorhersagemodellen Wasserdampf Wolken- Wasser Wolkeneis Schnee Regen Graupel/Hagel Niederschlag am Boden

41. 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)

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

43. Belgien a: 100 cm² h: 35cm England a: 127 cm² h: 46 cm England a: 127 cm² h: 69 cm Portugal a: 200 cm² h: 43 cm Schweden a: 200 cm² h: 35 cm Holland a: 200 cm² h: 29 cm Holland a: 400 cm² h: 40 cm Rußland a: 200 cm² h: 40 cm Island a: 200 cm² h: 56 cm Norwegen a: 225 cm² h: 25 cm Beispiele für in Europa benutzten Niederschlagsmesser a: Auffangfläche, h: Höhe der Auffangfläche

44. Konventionelle Messungen Niederschlagsmessnetz 2002 Fehlerquellen: Anzahl der Stationen pro 1° x 1°; insgesamt ca. 30 000 Stationen GPCC = Global Precipitation Climatology Center (DWD, Offenbach)

45. mm/Monat In situ beobachteter Niederschlag mittlerer Jahresniederschlag 1961-1990 Quelle: Global Precipitation Climatology Center, DWD, Offenbach Räumliche Auflösung: 1° x 1°

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

47. Aufbau eines Radarsystems Transmit/Receive Schalter schützt den Empfänger vor hohen Leistungen, schnelles, zuverlässiges Schalten! legt Sende- bzw. Empfangs-charakteristik fest Hohlleiter- rechteckiges Rohr zur verlustarmen Wellenleitung- Dämpfung muss gemessen werden steuert Zeitpunkt des Aussendens - Pulslänge τ(0.1-10μs)- Pulswiederholungs- frequenz PRF (100-3000 Hz) Modulator Sender Empfänger T/R Limiter

48. 3D Radarinformation

49. Bonner X-Band Radar • Messungen mit 50 km und 100 km Radius um Bonn im 5-Minuten-Zyklus • 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.uni-bonn.de/forschung/gruppen/radar/radar.xhtml Radarprozessor von GAMIC, Aachen

50. Z-R Beziehung Radarreflektivitätsfaktor Z[mm6/m3] Regenintensität R Z-R wird meist empirisch aus der Korrelation zwischen Reflektivität und Regenrate bestimmt: 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).