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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
EINFHRUNG IN DIE METEOROLOGIE
Aufbau 1. EINLEITUNG
1.1. Definitionen 1.2. Aufbau der Atmosphre 1.3. Zusammensetzung der Luft 1.4. Scales 1.5. Historisches
2. METEOROLOGISCHE ELEMENTE
2.1. Strahlung 2.2. Temperatur 2.3. Luftfeuchtigkeit 2.4. Luftdruck 2.5. Wind
3. GASGESETZE 4. THERMODYNAMIK DER ATMOSPHRE 5. WASSER IN DER ATMOSPHRE
5.1. Kondensationsprozesse 5.2. Dunst und Nebel 5.3. Wolken 5.4. Niederschlag
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6. ATMOSPHRISCHE ELEKTRIZITT 7. ATMOSPHRISCHE OPTIK 8. BEWEGUNGSGLEICHUNGEN
8.1. Gradientkraft 8.2. Corioliskraft 8.3. Geostrophischer Wind 8.4. Gradientwind 8.5. Strmungsmuster
9. ZIRKULATIONSSYSTEME
9.1. Die allgemeine Zirkulation 9.2. Land- und Seewind 9.3. Berg- und Talwind
10. SYNOPTIK
10.1. Luftmassen 10.2. Fronten 10.3. Zyklonen und Antizyklonen 10.4. Wetterkarten 10.5. Wetterprognose
11. Grenzschicht- und Umweltmeteorologie
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1. EINLEITUNG
Literatur
Liljequist, G.H. und Cehak, K.: Allgemeine Meteorologie. Friedr.
Vieweg & Sohn Verlagsgesellschaft.
Mller, F.: Einfhrung in die Meteorologie. BI
Hochschultaschenbcher. 2 Bnde.
Fleagle, R.G. and Businger, J.A.: An Introduction to Atmospheric
Physis. Academic Press.
Reuter, H.: Die Wettervorhersage. Einfhrung in die Theorie und
Praxis. Springer-Verlag.
Graedel, T.E. und Crutzen, P.J.: Chemie der Atmosphre. Spektrum
Adakemischer Verlag.
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1.1. Definitionen
Meteorologie ist die Wissenschaft von der Physik der Atmosphre. Sie
gehrt auch zu den Geowissenschaften.
Makrometeorologie: > 200 km
Mesometeorologie: 2-200 km
Mikrometeorologie: < 2 km
Meteorologische Gesetzmigkeiten ergeben sich unmittelbar aus der
Anwendung physikalischer Gesetze. Meteorologen knnen aber im
Gegensatz zu Physikern nur eingeschrnkt im Labor experimentieren,
um Prozesse zu erforschen.
Wetter ist ein Teil dieser physikalischen Vorgnge in der Atmosphre.
Wetter beschreibt den Zustand der Atmosphre zu einem bestimmten
Zeitpunkt.
Klima definiert einen lngerfristigen, in gewissem Sinne mittleren,
Zustand der Atmosphre. Zur Charakterisierung des Klimas sollen
aber jeweils auch die Abweichungen vom mitteren Zustand
mitbercksichtigt werden.
Witterung charakterisiert das Wetter ber einen gewissen, nicht allzu
langen, Zeitraum.
Verwandte Disziplinen: Ozeanographie, Hydrologie, Limnologie,
Geophysik, Geologie
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Einteilung der Meteorologie: Allgemeine Meteorologie, theoretische
Meteorologie
Synoptische Meteorologie: Wetterkunde
Aeronomie: untersucht die hohen Luftschichten
Meteorologische Elemente sind physikalische Gren, die gemessen
oder anderswie bestimmt werden mssen, wenn man den Zustand der
Atmosphre beschreiben will.
Meteorologische Hauptelemente: Luftdruck, Temperatur,
Feuchtigkeit, Luftbewegung
Abgeleitete meteorologische Elemente: z.B. Bewlkung,
Niederschlag, Sichtweite, etc.
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1.2. Aufbau der Atmosphre
Einteilung nach physikalischen Charakteristika, vor allem
nach Temperaturprofil
Troposphre: 8-18 km hoch, Temperaturabnahme mit Hhe,
Wettergeschehen, unterste Schicht sog. planetare Grenzschicht,
begrenzt durch Tropopause. Planetare Grenzschicht ist unmittelbar
durch den Erdboden beeinflut, starke Turbulenz
Stratosphre: bis etwa 50 km Hhe, unten konstante Temperatur,
weiter oben Temperaturzunahme wegen Strahlungsabsorption
durch Ozon, Region der Ozonschicht
Mesosphre: bis etwa 80 km Hhe, erneute Temperaturabnahme
Thermosphre: Temperaturzunahme mit der Hhe, in etwa 200-500
km Hhe werden 1200 K erreicht, darber konstante Temperatur,
starker Tagesgang, Abhngigkeit von Sonnenaktivitt, reicht bis zu
mehreren Erdradien
Interplanetarer Raum
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1.3. Chemische Zusammensetzung der Luft
Einteilung der Atmosphrenstockwerke nach der chemischen
Zusammensetzung
Homosphre: bis etwa 100 km Hhe starke Durchmischung, daher
konstante chemische Zusammensetzung
Zusammensetzung der trockenen Atmosphre in Volumsprozenten:
Stickstoff (N2) 78.1 %
Sauerstoff (O2) 20.9 %
Argon (Ar) 0.9 %
Kohlendioxid (CO2) 0.035 % vorindustriell: 0.028 %
Neon, Helium, Methan, Krypton, Wasserstoff, Ozon, Radon,
Schwefeldioxid, Kohlenmonoxid, Stickoxide, Fluor-, Brom- und
Chlorverbindungen, ...
Die Zusammensetzung ist zeitlich weitgehend konstant, abgesehen
von einigen Spurenstoffen wie z.B. CO2, Methan, Ozon
Die Wasserdampfkonzentration schwankt sehr stark, bis zu einigen
Prozent
Auerdem gibt es noch sog. Aerosole, das sind feste und flssige
Bestandteile
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Heterosphre: Durchmischung reicht nicht aus, um konstante
chemische Zusammensetzung zu gewhrleisten.
Z.B. Dissoziation durch Sonnenstrahlung von CO2 in C und O2, Dissoziation von O2 in O+O
Auerdem wird Diffusion gegenber Turbulenz bedeutender, soda
eine Entmischung der Bestandteile auftritt. Leichtere Bestandteile
schichten sich ber schwereren. In groen Hhen gibt es nur noch
Helium und Wasserstoff, darber nur noch Wasserstoff. Diese
Molekle verlassen auch bevorzugt den Erdanziehungsbereich.
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ENTSTEHUNG DER ATMOSPHRE
Entstehung der Erde aus dem Urnebel vor 4.6 Mia. Jahren: chemische
Zusammensetzung hnlich wie Sonne, 99% Wasserstoff und Helium
Auf der Erde sind demgegenber die schweren Elemente stark
angereichtert, kaum Wasserstoff und Helium
Dies, weil nur schwerflchtige Stoffe im Zentrum des Urnebels
kondensieren konnten
Uratmosphre entstand durch Ausgasung aus der noch flssigen Erde.
Sauerstoff war gebunden, daher nur reduzierte Verbindungen (vor
allem Methan, daneben Ammoniak, Wasserstoff, Wasserdampf,...).
Genaue Zusammensetzung war nicht bekannt, aber mit Sicherheit kein
Sauerstoff vorhanden.
Vulkanische Exhalationen modifizierten diese Atmosphre.
Vulkanische Ausgasungen bestehen aus Wasserdampf, Kohlendioxid,
Schwefelwasserstoff, ...
Entstehung des Sauerstoffs: durch Photosynthese
Das anfallende Kohlendioxid wurde durch chemische Prozesse in
Karbonate umgewandelt und in Form von Sedimenten abgelagert
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1.4. Scales
Die fr die Meteorologie wichtigen atmosphrischen Prozesse decken
ein breites Spektrum an Grenordnungen ab.
Sie reichen von Zeitskalen von Sekundenbruchteilen und
Lngenskalen im molekularen Bereich (z.B. Kondensationsvorgnge)
bis zu Zeitskalen im Bereich von Tagen und Lngenskalen von
kontinenalen Ausdehnungen (z.B. Zyklonenttigkeit). Rechnet man
auch klimatische Prozesse hinzu, wird das zeitliche Spektrum sogar
noch erweitert.
Meteorologische Zeit- und Lngenscales zeigen einen deutlichen
Zusammenhang, d.h. groe Zeitscales gehen mit groen Lngenscales
einher, keine Zeitscales mit kleinen Lngenscales.
Verschiedenskalige Prozesse wechselwirken miteinander, sog.
Skalenwechselwirkung. Wichtig fr atmosphrische Modelle, die
immer nur gewisse Skalen bercksichtigen (auflsen) knnen. Auch
bei der Konzipierung von Menetzen mu man darauf achten, welche
Skalen sie auflsen knnen.
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1.5. Historisches
650 v. Chr. Thales von Milet: Untersuchungen zum Wasserkreislauf
400 v. Chr. Demokrit: wandte seine atomistische Theorie zur
"Erklrung" der Winde an
340 v. Chr. Aristoteles: "Meteorologica", erstes umfassendes Werk
zur Meteorologie
Erstmals klare Abgrenzung zur Astronomie, behandelt
Regen, Wolken, Nebel, Hagel, Wind, Klimanderung,
Gewitter, Wirbelstrme
300 v. Chr. Theophrast: "ber Wetterzeichen", "ber Winde"
Sammlung meteorologischer Phnomene
150 Ptolemus: "Almagest", Werke zur astrologischen
Wetterprognose, Klimaklassifikation auf astronomischer
Grundlage
ca. 1000 Ibn Al-Haitham: "Opticae Thesaurus", atmosphrische
Optik
12.-13. Jh. "Wiederentdeckung" der "Meteorologica", dominiert die
meteorolog. Wissenschaft bis ins 17. Jh.
ca. 1250 Roger Bacon: "In Meteora", betont als erster die
Wichtigkeit von Beobachtungen
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1637 Descartes: "Discours de la Methode", beschreibt als erster
die heute bliche wissenschaftliche Methodik, und bricht
damit mit der uneingeschrnkten Autoritt der antiken
Philosophen, "moderne" Erklrung der Wolken, des
Regens, etc.
Anf. 17.Jh. Galileo: erstes Thermometer (war auch druckabhngig),
nutzte Ausdehnung des Wassers bei steigender Temp.
1641 Groherzog Ferdinand II von Toscana: erstes
druckunabhngiges Thermometer
1714 Gabriel Fahrenheit: erstes Quecksilberthermometer mit
verllicher Skala, hatte drei Fixpunkte, u.a. Gefrierpunkt
1730 Reaumur: Gefrierpunkt = 0, Siedepunkt = 80
1742 Celsius: Gefrierpunkt = 100, Siedepunkt = 0
1644 Evangelista Torricelli: Erfindung des Barometers
ca. 1700 Leibniz: Anaeroidbarometer, transportabel
ca. 1450 Nicholas de Cusa: erster Hygrometer: Wolle wird bei
feuchtem Wetter schwerer
1667 Hooke: Verdrehung von feuchtem Hafer durch Feuchte
1787 de Saussure: Haarhygrometer
1887 Assmann: Aspirationspsychrometer
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1667 Schwingende Platte als Anemometer
17. Jh. Beginn systematischer meteorolog. Aufzeichnungen von
Druck, Temperatur, Niederschlag in Paris
1771 Lambert: Vorschlag zu weltweitem Beobachtungsnetz
1735 Hadley: Theorie zur globalen Zirkulation
1755 Anwendung der Newtonschen Prinzipien zur Ableitung
der Bewegungsgleichungen
19.Jh. rasante Entwicklung der dynamischen Meteorologie,
aufbauend auf Eulers Arbeiten
1888 H. von Helmholtz: fundamentale atmosphrische
Bewegungsgesetze
1904 Bjerknes: Vorschlag, die Bewegungsgesetze zur
Wetterprognose zu nutzen
1922 Richardson: erstes numerisches Modell zur
Wettervorhersage, erste numerische Wettervorhersage
(gescheiter)
1929 erste Radiosonden
1950 Charney, Fjrtoft, Neumann: erste erfolgreiche numer.
Wetterprognose
1958 Verwendung von Satelliten
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2. METEOROLOGISCHE ELEMENTE
2.1. Strahlung
Strahlung = elektromagnetische Wellen oder Flu von Teilchen (sog.
Photonen) (Welle-Teilchen-Dualismus)
Beschreibung der Strahlung sowohl mittels ihres Wellen- als auch
mittels ihres Teilchencharakters hat Vor- und Nachteile.
In der Meteorologie wird i.a. der Wellencharakter zur
Charakterisierung der Strahlung bevorzugt.
Strahlungsflu E = Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit (1 s) durch
eine Einheitsflche (1 m2) hindurchgeht, gleichgltig wie die Flche in
Bezug auf die Strahlungsquelle orientiert ist
Strahlungsintensitt I = Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit (1 s)
durch eine Einheitsflche (1 m2) hindurchgeht, die senkrecht auf die
Strahlungsrichtung steht
E ist proportional zu 1 / r2 (r = Entfernung), d.h. Strahlungsintensitt
nimmt proportional mit dem Quadrat der Entfernung von der
Strahlungsquelle ab.
Kommentar [s1]:
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LAMBERTsches KOSINUSGESETZ
Ist eine Flche gegen die einfallende Strahlung um einen Winkel
geneigt, gilt das Lambertsche Kosinusgesetz fr den Strahlungsflu
E = I cos ( ) oder E = I0 cos ( ) / r2
I = Strahlungsintensitt am betrachteten Ort
I0 = Strahlungsintensitt im Einheitsabstand 1 m
r = Abstand von der Strahlungsquelle
Praktische Bedeutung: Der Strahlungsflu bei tiefem Sonnenstand ist
niedriger als bei hohem, da die gleiche Strahlungsintensitt auf eine
grere Flche verteilt werden mu.
Der Strahlungsflu durch die Einheitsflche wird in der Einheit
W / m2 angegeben.
Kommentar [s2]: fsdafdsfasd
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DAS SPEKTRUM
Strahlung setzt sich blicherweise aus einer Vielzahl unterschiedlicher
Wellenlngen zusammen, im Gegensatz zur sog. monochromatischen
Strahlung.
Wellenlnge = Abstand von einem Wellenberg zum nchsten
Die Wellenlnge 2 ist ein Ma fr den Energiegehalt der Strahlung
(Energie eines einzelnen Photons), sagt aber nichts aus ber deren
Intensitt. 2 charakterisiert die Strahlung.
lange Wellen = energiearme Strahlung
kurze Wellen = energiereiche Strahlung
Auch oft verwendet: Frequenz 4 = c / 2 (c = 3 . 108 m/s, Licht-
geschwindigkeit)
Strahlung reicht von sehr kurzen Wellen bis zu sehr langen. Summe
aller dieser Wellenlngen = Spektrum
Sichtbares Licht umfat nur einen kleinen Teil des gesamten
Spektrums elektromagnetischer Strahlung
kosmische Hhenstrahlung 10-15 m < 2 < 106 m Wechselstrme
sichtbares Licht: 3.5 . 10-7 m < 2vis < 7.5 . 10-7
Monochromatische Strahlungsintensitt = Strahlungsintensitt bei
einer bestimmten Wellenlnge
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Trgt man die monochromatische Strahlungsintensitt gegen die
Wellenlnge auf, erhlt man die spektrale Verteilung der Strahlung.
Die Flche unter der Kurve (das Integral) ergibt die gesamte
Strahlungsintensitt.
TEMPERATURSTRAHLUNG
Jeder Krper (fest, flssig oder gasfrmig) sendet elektromagnet.
Strahlung aus. Diese wird bestimmt durch
die Temperatur des Krpers
sonstige Eigenschaften des Krpers
Temperatur Strahlungsintensitt
Daher wird diese Art der Strahlung auch Temperaturstrahlung
genannt.
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SCHWARZER KRPER
Ein "absolut schwarzer Krper" ist ein Krper, der alle Strahlung, die
auf ihn trifft, absorbiert. Dies ist eine Idealisierung; kein wirklicher
Krper ist tatschlich ganz schwarz. Ru ist im sichtbaren Bereich des
Spektrums fast ganz schwarz. Schnee ist zwar im sichtbaren Bereich
des Spektrums nicht schwarz, aber im IR fast ideal schwarz.
Die von einem ideal schwarzen Krper emittierte Strahlung hngt nur
von seiner Temperatur ab, nicht von anderen Eigenschaften. Das
betrifft sowohl die Gesamtintensitt der Strahlung wie auch ihre
spektrale Zusammensetzung.
Planksches Strahlungsgesetz beschreibt die Emission eines idealen
schwarzen Krpers:
de
cd
Tc
12
51
=
E
T = Temperatur in Kelvin (K)
c1 = 3.74 . 10-16 Wm2
c2 = 1.44 . 10-2 mK
Temperatur : Strahlungsintensitt und Strahlungsmaximum
verschiebt sich zum kurzwelligen Bereich
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Aus dem Planckschen Strahlungsgesetz lassen sich einfachere
Gesetze ableiten:
Wiensches Verschiebungsgesetz:
2max T = a
T = Temperatur des schwarzen Krpers in K
2max = Wellenlnge des Maximums in der Spektralkurve
a = Konstante = 2900 3m K
Der gesamte von einem schwarzen Krper abgestrahlte Strahlungsflu
pro Zeiteinheit und pro Flcheneinheit ist die Flche unter der
Spektralkurve (d.h. Plancksches Gesetz integrieren)
Stefan-Boltzmannsches Gesetz
E = 9 T4
9 = Stefan-Boltzmann-Konstante = 5.7 . 10-8 W m-2 K-4
abgestrahlte Energie steigt stark mit steigender Temperatur
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KIRCHHOFFSCHES GESETZ
e2
= a2 E2
e2
ausgesandte Strahlung
a2
relative Absorption
E2
Strahlung eines schwarzen Krpers
Bedeutung: ein Krper, der Strahlung einer bestimmten Wellenlnge
nicht absorbiert, kann diese auch nicht selbst ausstrahlen.
Fr einen schwarzen Krper ist a2
= 1.
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Strahlung von Sonne und Erde
Temperatur der Sonne: Strahlung entspricht einem schwarzen Krper
von knapp 6000 K
Mittlere Erdtemperatur: 288 K
D.h. Strahlung der Erde viel schwcher (Stefan-Boltzmann-Gesetz)
und Strahlungsmaximum bei greren Wellenlngen (Wiensches
Verschiebungsgesetz).
Nur ein Bruchteil der von der Sonne abgegebenen Strahlung erreicht
die Erde
Solarkonstante: 1.354 kW / m2
Im Perihel (1. Januar) Strahlung strker (1.40 kW / m2)
Im Aphel (2. Juli) Strahlung schwcher (1.31 kW / m2)
Sonnenstrahlung ("kurzwellig") und terrestrische ("langwellig")
Strahlung sind relativ klar getrennt
kurzwellige Strahlung 0.29 - 4 3m Maximum 0.5 3m
langwellige Strahlung 4 - 100 3m Maximum 10
3m
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EXTINKTION = Schwchung der Strahlung beim Durchgang durch
ein Medium (z.B. Atmosphre) durch Absorption und Streuung
ABSORPTION = Materie nimmt Strahlungsenergie auf und erwrmt
sich dabei
STREUUNG = Strahlung, die auf Partikel oder Molekle trifft, wird
umgelenkt
REFLEXION = Auf eine Oberflche treffende Strahlung wird
teilweise zurckgeworfen
ALBEDO = Anteil der reflektierten Strahlung an der Gesamtstrahlung
Alle diese Prozesse sind abhngig von der Wellenlnge der Strahlung,
d.h. sie sind fr die Sonnenstrahlung und die terrestrische Strahlung
unterschiedlich wichtig.
z.B. Albedo
Neuschnee kurzwellig 75-95 %
Schnee langwellig 0.5 %
Wolken kurzwellig 60 - 90 %
Wolken langwellig 10 %
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Extinktion der Sonnenstrahlung erfolgt sowohl durch Streuung als
auch durch Absorption.
Streuung an Moleklen und Staubpartikeln im sichtbaren und UV
Bereich
Aborption durch Wasserdampf im IR und durch Ozon im UV
Beersches Gesetz
E2
(x)= E2
(x0) exp [(-k2 - s2) x]
x Distanz, die Strahlung im Medium zurcklegt
k2 Absorptionskoeffizient
s2 Streuungskoeffizient
beschreibt die Schwchung der Strahlung beim Durchgang durch ein
Medium
Warum ist der Himmel blau?
Streuung an Luftmoleklen ist im blauen Bereich strker als im roten
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Globalstrahlung = direkte Sonnenstrahlung + diffuse Himmelsstrah-
lung von Wolken und vom blauen Himmel
Die gesamte Globalstrahlung ist kurzwellig und stammt letztlich von
der Sonne.
Langwellige Strahlung:
Die Erdoberflche strahlt im langwelligen Bereich.
Die Atmosphre absorbiert einen Teil dieser Ausstrahlung.
Die Atmosphre strahlt ebenso im langwelligen Bereich. Jener Teil,
der in Richtung Erdoberflche abgestrahlt wird, ist die
atmosphrische Gegenstrahlung.
Die Differenz zwischen Strahlung vom Erdboden und
atmosphrischer Gegenstrahlung ist die effektive Ausstrahlung:
Eeff = 9T04-Ea
Bei klarem Himmel betrgt Ea etwa 75% von 9T04 .
In der Nacht keine Globalstrahlung, aber langwellige Strahlung stets
vorhanden.
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Strahlungsbilanz
EB = (1-A)G-Eeff
G = Globalstrahlung
A = Albedo
Ist die Strahlungsbilanz positiv, erwrmt sich die Erdoberflche.
Ist sie negativ, khlt sich die Erdoberflche ab.
Treibhauseffekt:
Manche Gase der Atmosphre (vor allem Wasserdampf und
Kohlendioxid) absorbieren langwellige Strahlung, heizen die
Atmosphre dadurch auf, und verstrken die atmosphrische
Gegenstrahlung. Dadurch wird auch die Erdoberflche erwrmt, und
das ganze System Erde-Atmosphre hat eine hhere
Gleichgewichtstemperatur.
Ohne Treibhauseffekt betrge die durchschnittliche Temperatur der
Erdoberflche nur 250 K. Tatschlich ist sie um mehr als 30 K hher.
Anthropogene Treibhausgase verstrken den Treibhauseffekt.
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Strahlungsmegerte
Alle Strahlungsmegerte wandeln die Strahlung zunchst in Wrme
um, die dann gemessen wird.
Meist wird eine schwarze Flche (z.B. geschwrzter Metallstreifen)
verwendet (annhernd schwarzer Krper).
Mit man die Sonnenstrahlung, erhht sich die Temperatur des
Metallstreifens ber jene der Umgebung. Diese Temperaturerhhung
ist ungefhr dem Strahlungsgenu proportional.
Mit man die effektive Ausstrahlung, sinkt die Temperatur des
Metallstreifens unter jene der Umgebung.
Kompensationspyrheliometer: zwei gleiche geschwrzte Metall-
streifen, einer der Sonne ausgesetzt, der andere beschattet. Der
beschattete Streifen wird durch elektr. Strom aufgeheizt, den man
genau messen kann.
Pyrgeometer: Messung der effektiven Ausstrahlung in der Nacht. Ein
schwarzer, ein weier Metallstreifen. Temperaturdifferenz ist
proportional der effektiven Ausstrahlung.
Strahlungsbilanzmesser: zwei geschwrzte Metallstreifen, einer nach
oben, der andere nach unten gerichtet. Temperaturdifferenz ist Ma
fr Strahlungsbilanz.
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2.2. Temperatur
Temperatur = Ma fr Wrmegehalt
absolute Temperatur in Kelvin (K)
Umrechnung C = K - 273.15
Temperaturverteilung in der Atmosphre ist wichtig fr das
Zustandekommen von Luftbewegungen.
Messung der Lufttemperatur
Lufttemperatur ist ein Ma fr den Wrmegehalt der Luft (Intensitt
der ungeordneten Molekularbewegung).
Ein im Freien aufgehngter Thermometer wird von den
Luftmoleklen getroffen und reagiert auf Temperaturschwankungen.
Es wird aber auch von Strahlung beeinflut zeigt zu Mittag zu
hohe Temperaturen, in einer klaren Nacht zu tiefe.
Bei schwachem Wind ist Abweichung von tatschlicher
Lufttemperatur grer als bei starkem.
Lufttemperatur ist nicht die Temperatur "im Schatten", obwohl man
durch Messung im Schatten Einflu der kurzwelligen Strahlung
minimieren kann. Aber weitere Manahmen notwendig.
Temperatur "in der Sonne" ist fr die Messung der Lufttemperatur
bedeutungslos (abhngig von Eigenschaften des Thermometers).
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Nur wenn Strahlungseinflu eliminiert werden kann, zeigt das
Thermometer die "wahre" Lufttemperatur.
Messung in einer Instrumentenhtte = Wnde aus weigestriche-
nen Holzbrettchen (Jalousie), durch die der Wind durchstreichen kann.
Aufstellung ber Grasboden.
Prinzipien der klassischen Temperaturmessung
Lngen- oder Volumsnderung
Spannungsdifferenz an der Kontaktstelle zweier Metalle
nderung des elektr. Widerstandes
Flssigkeitsthermometer
meist Quecksilberthermometer, auf 1/10C genau
Maximumthermometer: Beim Rckgang der Temp. reit der
Quecksilberfaden ab und Anzeige bleibt beim Maximum stehen
Minimumthermometer: Alkohol als Flssigkeit, bei sinkender Temp.
wird Glasstbchen durch Oberflchenspannung vom Meniskus
mitgenommen, bei steigender Temp. rinnt Alkohol am Stbchen
vorbei
Quecksilber friert bei etwa -39C, darunter Alkohol
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Deformationsthermometer
2 zusammengeschweite Metallstreifen, ndern ihre Krmmung.
Bewegung kann verstrkt und auf einen Schreiber bertragen werden.
Dadurch wurde fortlaufende Temperaturregistrierung mglich.
Elektrische Thermometer
Thermoelemente: an Kontaktstelle zweier Metalle entsteht Spannung,
die von der Temp. abhngig ist (thermoelektr. Spannung)
Widerstandsthermometer: elektr. Widerstand eines Metalls oder
Halbleiters hngt von Temp. ab, Temp.messung erfordert daher nur
Widerstandsmessung. "Thermofhler"
Trgheit der Thermometer
Temperaturanzeige eines Thermometers hngt der tatschlichen
Lufttemperatur immer nach; hngt von der Trgheit des
Thermometers ab. Quecksilberthermometer haben groe Masse und
sind daher sehr trge; Widerstandsthermometer aus dnnem
Platindraht haben geringe Trgheit. Je nach Anwendung bentigt man
trge oder "schnelle" Thermometer.
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Die Bedeutung der Erdoberflche fr die Lufttemperatur
Umsatz der kurzwelligen Strahlung in Wrme erfolgt nicht in der
Atmosphre selbst, sondern am Erdboden. Er absorbiert Strahlung
(abhngig von Strahlungsangebot und Albedo) und erwrmt sich dabei
(abhngig von seiner Wrmekapazitt und Wrmeleitung in tiefere
Schichten).
Wasser hat hohe Wrmekapazitt und Wrme wird auch in tiefere
Schichten transportiert. Meeresoberflchentemperatur reagiert daher
sehr trge auf Einstrahlung, geringer Tagesgang. Meer speichert viel
Wrme (maritimes Klima).
Schnee bleibt solange bei Temp. von 0C bis er geschmolzen ist.
Verdunstung khlt die Bodenoberflche; nasser Boden hat geringere
Tagesmaximumtemperatur als trockener.
Tagesgang der Bodentemperatur bis in etwa 50-100 cm vorhanden,
darunter nur mehr Jahresgang feststellbar (bis etwa 10 m).
Erwrmung der Atmosphre erfolgt vom Boden aus
durch langwellige Strahlung, die in der Atmosphre absorbiert
werden kann
durch Wrmeleitung in einer dnnen Oberflchenschicht (etwa
1 mm) und anschlieenden turbulenten Transport von Wrme
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Globale Temperaturverteilung
Abnahme der Temp. von den Tropen zu den Polen
Im Durchschnitt Nordhalbkugel (NH) wrmer als Sdhalbkugel
(SH)
Sog. Wrmequator bewegt sich im Jahresverlauf zw. 0 und 20N
Temperaturverteilung auf der NH stark durch Kontinente
beeinflut, daher viel weniger gleichmig als auf der SH
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2.3. Luftfeuchtigkeit
Verdunstung vom Erdboden fhrt der Atmosphre Feuchtigkeit zu.
Diese wird der Erdoberflche grtenteils durch Niederschlge wieder
zurckgegeben (Wasserkreislauf). Feuchtigkeitsgehalt der Luft
schwankt sehr stark.
Feuchtigkeitsmae
Dampfdruck
Luft = Gemisch von trockener Luft und Wasserdampf
Sowohl trockene Luft als auch Wasserdampf ben einen Druck
(Partialdruck) aus. Ist der gesamte Luftdruck p, der
Wasserdampfdruck e, so ist der Dampfdruck der trockenen Luft p-e.
ber einer Wasseroberflche gibt es sowohl Verdunstung als auch
Kondensation. Ist die Luft ber der Wasseroberflche mit
Wasserdampf gesttigt, so herrscht Gleichgewicht zw. Verdunstung
und Kondensation. Der Dampfdruck, bei dem sich dieses
Gleichgewicht einstellt, heit Sttigungsdampfdruck es.
Der Sttigungsdampfdruck ist stark von der Temp. abhngig.
Ist Dampfdruck grer als Sttigungsdampfdruck, herrscht
bersttigung.
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relative Feuchte se
er 100=
Rel. Feuchte gibt an, wie feucht Luft empfunden wird; hierfr ist der
Sttigungsgrad entscheidend.
Rel. Feuchte sagt wenig ber den tatschlichen Wasserdampfgehalt
der Luft.
Absolute Feuchtigkeit = Dichte des Wasserdampfes in kg/m3.
Khlt man feuchte Luft ab, sinkt der Sttigungsdampfdruck, whrend
der tatschliche Dampfdruck zunchst konstant bleibt. Bei einer
bestimmten Temp. entspricht der tatschliche Dampfdruck dem
Sttigungsdampfdruck (sog. Taupunkt) und es setzt Kondensation ein.
Bei tiefen Temperaturen sog. Frostpunkt
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Wenn Luft gehoben oder gesenkt wird, ndert sich ihre Temperatur
und ihr Druck. Dadurch ndern sich auch die bisherigen Feuchtemae.
Mischungsverhltnis t
m
w=
8w = Dichte des Wasserdampfes
8t = Dichte der trockenen Luft
Spezifische Feuchte wtws
+
=
Es gilt pem 622.0s
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Feuchtemessung
Psychrometer
Zwei gleiche, nebeneinander montierte Thermometer
Eines mit in Wasser getrnktem Strumpf umwickelt (sog.
Feuchtthermometer)
Beide Thermometer werden ventiliert
Verdunstung khlt das feuchte Thermometer und es zeigt
niedrigere Temp. als das trockene
Temperaturunterschied ist Ma fr Feuchtegehalt der Luft
Bei 100% Luftfeuchtigkeit zeigen beide Thermometer die gleiche
Temperatur
Umrechnung in Feuchte geschieht mit Hilfe sog. Psychrometer-
tabellen
Der sog. Amannsche Aspirationspsychrometer ist ein meteorolog.
Standardinstrument; sehr genaue Feuchtemessung
Haarhygrometer
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Erhht sich die relative Luftfeuchtigkeit von 0 auf 100 %, so steigt die
Lnge menschlicher Haare um 2.5 %. Wird oft zur Feuchte-
registrierung verwendet, ist aber relativ ungenau.
Taupunkt- und Frostpunkthygrometer
Luft wird an Spiegel vorbeigesaugt
Spiegel wird abgekhlt
Beim Frost- bzw. Taupunkt schlgt sich der Wasserdampf nieder
Dadurch verstrkt sich schlagartig diffuse Reflexion am Spiegel
Photozelle gibt Ausschlag
Temperatur des Spiegels wird gemessen
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Globale Verteilung des Wasserdampfes
Je wrmer die Luft, desto mehr Wasserdampf kann sie aufnehmen
(hherer Sttigungsdampfdruck).
Die absolute Feuchtigkeit nimmt vom quator zu den Polen ab.
Aber: Wsten relativ trocken (rel. Feuchte 20-30 %).
ber dem Meer feucht; relativ konstant bei etwa 80 % rel. Feuchte,
daher primr von Temperaturverteilung abhngig
Im Winter ist die rel. Feuchte ber den kalten Kontinenten hher als
ber dem Meer. Die absolute Feuchte ist allerdings niedriger.
bersttigung kommt selten vor, da dann Kondensation einsetzt.
Maximale rel. Feuchte etwa 105 %.
Tagesgang ber Land
Relative Feuchte hat tagsber Minimum wegen hherer Temp.
Absolute Feuchte hat oft tagsber ihr Maximum, da verstrkt
Verdunstung vom Boden. In der Nacht kann die Atmosphre Feuchte
selbst ohne Niederschlag verlieren (Kondensation als Tau, Reif)
hnliche Effekte prgen auch den Jahresgang
Schwle
Subjektives Empfinden der Kombination hoher Feuchtigkeit mit
hohen Temperaturen
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
2.4. Luftdruck
Definitionen
Unter dem Einflu der Schwerkraft bt die Luft einen hydrostatischen
Druck aus. Der Luftdruck nimmt daher auch mit der Hhe ab.
Druck = Kraft / Flche Pa(scal) = N / m2
In der Meteorologie verwendet man hektoPascal (hPa) = 100 Pa
1 hPa = 1 mbar
Druck wirkt normal zur Flche, unabhngig von ihrer Orientierung.
Der Luftdruck in einer bestimmten Hhe wird vom Gewicht aller
Atmosphrenschichten bestimmt, die ber dieser Hhe liegen.
Dynamischer Druck entsteht bei der Strmung eines Fluids. In der
Atmosphre ist er fast stets viel kleiner als der hydrostatische Druck.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Luftdruckabnahme mit der Hhe
Die Masse einer Schicht mit Dicke z und einer Grundflche von 1 m2
m = 8 z
Die Kraft, die von dieser Schicht ausgebt wird, ist
F = g 8 z
g = Schwerebeschleunigung = 9.81 m/s2
Dies ist die Abnahme des Drucks von der Unter- zur Oberseite der
Schicht. Die Druckabnahme betrgt daher
p = - g 8 z
Hydrostatische Grundgleichung
Allgmeine Gaszustandsgleichung
8 = p / RT
R = 287 J / kg / K Gaskonstante fr Luft
zRTg
pp
=
Bei konstanter Temperatur gilt, ausgehend vom Druck p0 im Niveau 0:
-
Einfhrung in die Meteorologie enhoener
Timo Rapp
zRTepzp
= 0)(
g
Der Luftdruck nimmt also exponentiell mit der Hhe ab und nhert
sich asymptotisch dem Wert Null.
Lst man nach z auf, erhlt man die barometrische Hhenformel
pp
gRT 0lnz =
Kennt man Luftdruck an zwei Punkten sowie mittlere Temperatur,
kann man die Hhendifferenz zwischen diesen Punkten berechnen.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Luftdruckmessung
Quecksilberbarometer
1 m langes, einseitig geschlossenes Rohr; mit Quecksilber gefllt;
oben Vakuum; unteres Ende steht in Quecksilbergef
Quecksilbersule steht etwa 75 cm ber der Quecksilberoberflche
im offenen Gef. Sie wirkt als Gegengewicht zum Luftdruck, d.h.
dem Gewicht der Luftsule, die von der unteren
Quecksilberoberflche bis zum oberen "Rand" der Atmosphre
reicht
Die Lnge der Quecksilbersule ist ein direktes Ma fr den
Luftdruck
Typen: Heberbarometer, Gefbarometer
Temperatureinflu: wird korrigiert auf 0C
Schwerebeschleunigung g schwankt zw. 9.78 m / s2 (quator) und
9.83 m / s2 (Pole): Korrektur auf Referenz in 45Breite
1 mm Hg = 1 Torr = 1.333 mbar = 1.333 hPa
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Anaeroidbarometer
Zum Teil evakuierte elastische Metalldose, die von Luftdruck
verformt wird
Verformung wird ber eine Metallfeder auf einen Zeiger bertragen
Nachteil: geringere Genauigkeit als Quecksilberbarometer
Vorteile: leichter transportierbar, geringe Temperatur-
empfindlichkeit, keine Abhngigkeit von Schwerebeschleunigung
Siedebarometer oder Hypsometer
Wasser kocht, wenn Sttigungsdampfdruck = Luftdruck
Z.B. kocht Wasser bei 700 hPa schon bei etwa 90C
Mit man die Temperatur des Dampfes, kennt man auch den
Dampf- und damit den Luftdruck
Nachteil: uerst genaue Temperaturmessung notwendig
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Reduktion des Luftdrucks auf Meeresniveau
Luftdruck hngt stark von der Hhe ab
Will man Messungen von Stationen in unterschiedlichen Hhen
vergleichen, mu man den Luftdruck auf ein Standardniveau
(= Meeresniveau) reduzieren.
Reduktion wird mit barometrischer Hhenformel gemacht
Dafr braucht man Mitteltemperatur der Schicht von 0 m bis
Stationshhe
Man nimmt an, da die Temperatur von der Station aus um
0.6C / 100 m nach unten hin zunimmt
tm = tHtte + 0.3C/100 m H
tm = Mitteltemperatur der betrachteten Schicht
tHtte = an der Htte gemessene Temperatur
H = Stationshhe
Diese Korrektur gibt gute Resultate bei H < 500 m
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Luftdruckverteilung im Meeresniveau
Trgt man die an den Stationen gemessenen und auf Meeresniveau
reduzierten Luftdruckwerte in eine Karte ein, erhlt man die
Luftdruckverteilung
Im Normalfall variiert der Luftdruck im Meeresniveau zwischen etwa
980 hPa und 1040 hPa, aber selten auch deutlich extremere Werte
mglich
Mittlerer Luftdruck = 1013 hPa
Isobaren = Linien gleichen Luftdrucks
werden meist im Abstand von 5 hPa gezeichnet
typische Strukturen:
Hoch- (H) und Tiefdruckgebiete (T) (Antizyklonen und Zyklonen)
Trog = Auslufer eines T
Rcken oder Keil = Auslufer eines H
Tiefdruckrinne = lngliches Gebilde mit hherem Luftdruck auf
beiden Seiten
Sattelpunkt = Punkt zwischen kreuzweise angeordneten H und T
Vor allem in den mittleren Breiten wandern diese Strukturen und
verndern sich innerhalb weniger Tage sehr stark
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Globale mittlere Druckverteilung
quator: T
Beidseitig in den Subtropen H
In mittleren Breiten T, besonders Island-T, Aleuten-T
ber den Polen durchschnittlich H
Mittlere Isobaren verlaufen auf SH gleichfrmiger als auf NH, da auf
NH Einflu der Landmassen auf die Luftdruckverteilung
Im Winter bilden sich ber den Kontinenten mchtige T, besonders
ber Asien
Im Sommer bilden sich ber den Kontinenten H
D.h. im Winter sammelt sich ber den Kontinenten kalte Luft
Im Sommer konzentriert sich die Luft hingegen ber den Ozeanen
Luftstrmungen stehen in Beziehung zu den Druckgebilden, z.B.
Monsune
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Isobare Flchen
Isobaren verbinden Linien gleichen Druckes in einem festen Niveau
Betrachtet man die 3-d Verteilung, so ergeben sich isobare Flchen
Da der Luftdruck in einer bestimmten Hhe nicht berall gleich gro
ist, ergibt sich auch, da die isobaren Flchen nicht berall gleich
hoch liegen
Oft zeichnet man daher Isohypsen ( = Linien gleicher Hhe) in eine
Karte einer isobaren Flche = hnlich den Isohypsen einer Topgraphie
Hhenwetterkarten werden immer auf eine bestimmte isobare Flche
bezogen, nicht auf eine Flche konstanter Hhe
T zeichnen sich durch geringe Hhe, H durch groe Hhe aus
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
2.5. Wind
Wind ist ein 3-d Vektor
Vertikaler Wind ist i.a. viel schwcher als der horizontale
Vertikaler Wind ist viel schwieriger zu bestimmen als der
horizontale
Daher wird meist nur der horizontale Wind gemessen
Das bedeutet aber nicht, da der vertikale Wind weniger
bedeutsam ist
Horizontalwind wird meistens in Form von Windrichtung und
Windgeschwindigkeit angegeben, seltener als x- und y-
Komponenten
Windrichtung ist Richtung, aus der der Wind kommt
In Bodennhe ndert sich der Wind stark mit der Hhe, da die Luft
der Reibung unterliegt
In greren Hhen (z.B. ber 3000 m) ist die Strmung beinahe
reibungsfrei
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Windmessung
Wind wird stark durch Hindernisse beeinflut
Messung daher immer an Ort mit mglichst freier Lage
Da Wind stark mit Hhe zunimmt, wird in einheitlicher Hhe
( = 10 m) gemessen
Windrichtungsmessung
Einfache Beobachtung der Windrichtung mittels Windsack
Standardmessung mittels Windfahne
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Windgeschwindigkeits- (Windstrke-) Messung
Schtzung mittels Beaufort-Skala
Messung mittels Anemometer
Schalenkreuzanemometer
3-4 halbkugelfrmige Schalen, die an horizontalen Armen befestigt
sind, welche von vertikaler Achse ausgehen
Windgeschwindigkeit ist proportional der Anzahl der Umdrehungen /
Zeiteinheit
Anemometer und Windfahne sind in 10 m Hhe an einem Mast
angebracht
Schalenkreuzanemometer hat relativ groe Trgheit und kann daher
Windben schlecht erfassen
Pitotrohr oder Benmesser
Montage an Windfahne, d.h. Orientierung in Richtung des Windes
Wind bt dynamischen Druck aus, zustzlich zum statischen Druck
Durch Druckmessung wird Windgeschw. bestimmt
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Windmessung in der freien Atmosphre
Zug von Wolken, wird heute aus Satellitenbildern automatisch
bestimmt
Ballonaufstiege: Ballone driften mit dem Wind, mit man
kontinuierlich ihre Position, kann man Wind ausrechnen
Messung der Position optisch mittels Theodoliten (sog. Pilotballone)
oder mittels Radar
Heute werden oft sog. Radiosonden eingesetzt ( = Ballone mit
zustzlichen Megerten)
Radiosonden werden mittels Radar geortet und tragen Radarreflektor
und Megerte fr Druck, Temperatur und Feuchte; die gemessenen
Werte werden per Funk an die Bodenstation gesendet
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Jahresmittel der Windgeschw. an einer Binnenstation typischerweise
3 bis 4 m / s
An Kstenstation etwa 6 m /s
Kurzfristig knnen deutlich hhere Windgeschw., in Extremfllen bis
100 m / s auftreten
Wind nimmt mit der Hhe stark zu
Besonders hohe Geschwindigkeiten in den sog. Strahlstr-
men (jet streams) knapp unterhalb der Tropopause: bis etwa 150 m / s
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Laminare und turbulente Strmung
Dem mittleren Wind in einem bestimmten Zeitintervall sind in
Bodennhe immer kurzfristige Schwankungen berlagert
Diese werden durch sog. Turbulenz (Wirbelbildung in der Strmung)
erzeugt
Turbulenz wird durch Reibung verursacht, die wiederum mit der
Viskositt der Luft in Zusammenhang steht; direkt am Erdboden ist
die Windgeschw. Null, darber kontinuierliche Zunahme der
Windgeschw.; Scherkrfte verursachen Reibung
Die Strmung in groer Hhe wird nicht mehr vom Erdboden
beeinflut, hier gibt es meist keine Turbulenz = laminare Strmung
Durch Turbulenz werden Eigenschaften der Luft (z.B. Temperatur,
Feuchte, Schadstoffkonzentrationen) rasch auch quer gegen die
mittlere Windrichtung bertragen und knnen sich ausgleichen
In laminarer Strmung sorgt hingegen nur die Molekularbewegung
(z.B. molekulare Wrmeleitung) fr Ausgleich; dieser Prozess ist viel
langsamer als Turbulenz
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Stromlinien und Trajektorien
Hat man viele Windmessungen, kann man sie z.B. in Form von
Pfeilen in eine Karte eintragen
Linien, die berall parallel zur Strmungsrichtung sind, heien
Stromlinien
Stromlinien schneiden einander in keinem Punkt; je dichter sie liegen,
desto hher ist die Windgeschwindigkeit
Dadurch bekommt man klaren berblick ber das Strmungsfeld,
betreffend sowohl Windrichtung als auch -geschwindigkeit
Bleiben die Verhltnisse in der Atmosphre konstant ( = stationr), so
zeigen die Stromlinien die Bahn, die ein Luftpaket zurcklegt
ndern sich die Verhltnisse (d.h. ndert sich das Strmungsfeld) mit
der Zeit, so geben die Stromlinien nicht mehr die Bahn eines
Luftpakets an
Trajektorien = Bahnen von Luftpaketen, auch bei instationren
Verhltnissen
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
3. GASGESETZE Gesetz von Boyle-Mariotte
pV 1
Tp
Bei konstanter Temperatur verhalten sich Volumen und Druck
zueinander umgekehrt proportional
Gesetz von Gay-Lussac
Bei konstantem Volumen steigt der Druck proportional zur
Temperatur
Allgemeine Gaszustandsgleichung
p v = R T
v = spezifisches Volumen = Volumen von 1 kg Gas
R = individuelle Gaskonstante, Wert fr jedes Gas anders
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Allgemein gilt:
p V = m R T
V = Volumen
m = Masse
Andere Schreibweise
p = 8RT
8 = Dichte
Fr ein bestimmtes Gas gilt:
molmRR
*
=
R* = 8.31 J / K / mol = universelle Gaskonstante
mmol = Molekulargewicht des Gases
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
fr Luft:
mmol = 0.029 kg / mol
R = 287 J / kg / K
Der Zustand eines idealen Gases wird durch die drei Variablen p, 8
und T komplett beschrieben. Den Zusammenhang zwischen diesen
Variablen stellt die ideale Gaszustandsgleichung her.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
4. THERMODYNAMIK DER ATMOSPHRE
Energieerhaltungssatz:
In einem abgeschlossenen System bleibt die Gesamtenergie erhalten.
Abgeschlossenes System:
Kann weder Materie noch Energie mit Umgebung austauschen
Einheit der Energie:
1 J = 0.2388 cal
1 cal = 4.1868 J ist jene Wrmemenge, die der Erwrmung von 1 g
Wasser um 1C entspricht.
Es gibt verschiedene Energieformen, z.B. Wrme, potentielle,
kinetische, nuklear Energie, etc.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Betrachtet man nur Wrme, Arbeit und innere Energie, so kann der
Energieerhaltungssatz eingeschrnkt werden.
Energieerhaltungssatz fr Festkrper:
Wird einem Festkrper oder einer Flssigkeit mit der Masse m die
Wrmemenge Q zugefhrt, ndert sich deren Temperatur
entsprechend
Q = c m T = U
c = spezif. Wrmekapazitt (stoffspezifisch)
m = Masse
U = innere Energie
Zwecks Einfachheit wird Differentialschreibweise vermieden.
D.h. die zugefhrte Wrmeenergie wird dazu verwendet, die innere
Energie des Krpers zu erhhen.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Fr Gase ist c nicht eindeutig bestimmt, da es darauf ankommt, WIE
die Wrmemenge zugefhrt wird. Gase knnen sich ausdehnen
(zusammenziehen) und verrichten dabei Arbeit (dazu ist Arbeit ntig).
Der Energieerhaltungssatz, angewandt auf Gase, lautet daher:
Q = U + A
A = Arbeit
Dies ist der 1. Hauptsatz der Wrmelehre.
In Worten: Wird einem Gas eine bestimmte Wrmemenge zugefhrt,
dann wird diese teilweise zur Erhhung der inneren Energie des Gases
verwendet, teilweise dazu, da das Gas Arbeit verrichtet.
Idealisierte Vorstellung: Gas in einem Zylinder mit Kolben
eingesperrt
A = F p s = p V
F = Flche, Kolbenquerschnitt
Fp = wirkende Kraft
s = Strecke, die der Kolben verschoben wird
V = Volumsnderung
Q = U + p V
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Zustandsnderungen
sind nderungen in p, v und T
Allgemeine Gasgleichung mu stets erfllt sein, d.h. nur zwei
Variablen sind frei
Darstellung oft im sog. p-v-Diagramm
Grnde fr Zustandsnderungen:
Zufuhr / Abfuhr von Wrme
Verrichten / Zufuhr von Arbeit
Arten von Zustandsnderungen:
isochore: 8 (oder v) konstant
isobare: p konstant
isotherme: T konstant
adiabatische: ohne Wrmezufuhr
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Isochore Zustandsnderung
Wird V konstant gehalten ( V = 0), gilt:
U = Q = m cv T
Isobare Zustandsnderung
U = m cv T = m cp T - p V
m (cp - cv) = p (dV / dT)p=const
Nach der allg. Gasgleichung gilt:
(dV / dT)p=const = m R / p
Einsetzen in obige Glg. ergibt:
cp - cv = R
Fr trockene Luft:
cp = 1005 J / kg / K
cv = 715 J / kg / K
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Isotherme Zustandsnderung
D.h. innere Energie bleibt konstant
Wenn Wrme zugefhrt wird, wird sie vollstndig in Arbeit
umgewandelt
Z.B. Erwrmung eines gasgefllten Zylinders: Kolben bewegt sich
nach auen
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Adiabatische Zustandsnderung
Gas steht nicht im Wrmeaustausch mit der Umgebung; es bildet ein
abgeschlossenes System
m cv T = - p V
m cv T + m R T V / V = 0
cv T / T + R V / V = 0
cv ln (T / T0) + R ln (V / V0) = 0
0lnln0000
=
=
+
vv cR
cR
VV
TT
VV
TTln
10
=
vcR
0
VV
TT
R = cp - cv
constTVTV vvp
c
cc
==
1
vcpc=
fr Luft: 1 = 1.404
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
pV
Umformen mit Hilf der allg. Gasgleichung ergibt andere
Schreibweisen:
const=
constTp =
1
d.h. bei adiabatischer Expansion (sinkender Druck), sinkt auch die
Temperatur.
Es wird angenommen, da alle betrachteten Prozesse reversibel sind,
d.h. in beiden Richtungen ablaufen knnen, whrend reale Prozesse
irreversibel sind. In der Atmosphre sind die Abweichungen von der
Reversibilitt jedoch nicht gro.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Trockenadiabatische Temperaturabnahme
Abgeschlossenes Luftpaket: keine Wrmeleitung oder Mischung mit
umgebender Luft, kein Umsatz von Strahlungsenergie, keine
Kondensationsprozesse
Andere Schreibweise der adiabatischen Zustandsnderung
pT
cR
ppT=
p
zga =
Index a deutet an, da es sich um die Dichte der umgebenden Luft
handelt, nicht um die im Luftpaket.
aRT
gpzp=
apTcgT
zT
=
Wenn T Ta
pcg
zT
=
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
T / z = -0.98 . 10-2 C / m
D.h. beim Steigen eines Luftpakets Temperaturabnahme mit der Hhe
von etwa 1C pro 100 m
= trockenadiabatischer Temperaturgradient = - T / z
Analog beim Sinken eines Luftpakets Erwrmung
Stabilitt und Instabilitt
In einem z-T-Diagramm kann man die Hebungskurven eines
Luftpakets einzeichnen, die unterhalb des Kondensationsniveaus
Geraden sind.
Demgegenber zeigt die atmosphrische Schichtung i.a. keine so
gleichfrmige Temperaturabnahme mit der Hhe. Durch Vergleich
der Hebungs- mit der Schichtungskurve kann man bestimmen, ob die
Atmosphre stabil oder labil geschichtet ist.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Trockenstabile Schichtung
Ist die T-Abnahme mit der Hhe geringer als , gelangt ein
aufsteigendes Luftpaket, das sich selbst ja entsprechend abkhlt, in
eine Umgebung mit wrmerer Luft. Es ist nun schwerer als die
Umgebung und wird nach unten gedrckt.
Sinkt das Luftpaket unter sein Ausgangsniveau, ist es wrmer als die
Umgebungsluft und es wird nach oben, wieder in Richtung
Ausgangsniveau, gedrckt.
Bei trockenstabiler Schichtung dmpft die Atmosphre daher alle
Vertikalbewegungen.
Trockenlabile Schichtung
Ist die T-Abnahme mit der Hhe grer als , gelangt ein
aufsteigendes Luftpaket in kltere Umgebung. Aufgrund des Auftriebs
ist es nun leichter auf die Umgebung, und es wird nach oben gedrckt.
Eine begonnene Vertikalbewegung wird unter diesen Umstnden
verstrkt. Entsprechendes gilt auch fr absinkende Bewegungen.
Deshalb kann eine kleine Strung groe Umwlzungen in der
Atmosphre bewirken.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Trockenindifferente Schichtung
Grenzfall, bei dem die T-Abnahme gleich ist. Vertikalbewegungen
werden weder verstrkt noch gedmpft.
Inversion
Spezialfall: TemperaturZUnahme mit der Hhe. Besonders stabile
Schichtung; Vertikalbewegungen werden praktisch vllig unterdrckt
Bodeninversionen bilden sich z.B., wenn der Erdboden in der Nacht
durch Ausstrahlung stark abkhlt und die unterste Luftschicht durch
Kontakt mit der kalten Erdoberflche auch abkhlt, whrend in
grerer Hhe wrmere Luftschichten lagern.
Es kommen aber in allen Hhen Inversionen vor.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Die feuchtadiabatische Temperaturabnahme
Steigt ein Luftpaket trockenadiabatisch auf, sinkt seine Temperatur
und steigt seine relative Luftfeuchtigkeit.
Irgendwann, im sog. Kondensationsniveau, ist Sttigung erreicht und
der enthaltene Wasserdampf fngt an zu kondensieren.
Dabei wird Verdampfungswrme frei.
Bei 100C: lwv = 2.260.106 J / kg
Beim Schmelzen von Eis: Schmelzwrme: liw = 0.334. 106 J / kg
Verdunstet Eis: Sublimationswrme: liv = liw + lwv
Fhlbare Wrme: Normale, durch Thermometer direkt mebare,
Wrme; bestimmt durch Temp.
Latente Wrme: potentielle, im Wasserdampf vorhandene Energie, die
bei der Kondensation frei wird
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Die latente Wrme vermag ein Luftpaket bei Kondensation
aufzuheizen.
Die Temperaturabnahme mit der Hhe wird deshalb oberhalb des
Kondensationsniveaus geringer.
= feuchtadiabatischer Temperaturgradient
dTde
ecslRT
sl
s
sp
swv
swv
+
+==
1
1
dzdT
es = Sttigungsdampfdruck
ss = spezifische Feuchtigkeit bei Sttigung
Sublimiert der Wasserdampf, ist liv anstatt lwv zu verwenden.
ist immer kleiner als
Bei sehr tiefen Temperaturen kann das Luftpaket wenig Feuchte
enthalten:
Bei hohen Temperaturen ist die Abweichung deutlich,
typischerweise 0.5 bis 0.6 C pro 100 m
Da die Temperatur mit der Hhe abnimmt, nhert sich bei
fortgesetzter Hebung an.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Feuchtstabile und feuchtlabile Schichtung
Ist Sttigung erreicht, khlt sich das Luftpaket beim Aufsteigen gem
einer Feuchtadiabaten
Analog zum trockenadiabatischen Aufstieg lassen sich Stabilitts-
kriterien finden
Feuchtstabil Temperaturabnahme <
Feuchtindifferent Temperaturabnahme =
Feuchtlabil Temperaturabnahme >
Liegt die Temperaturabnahme in der Atmosphre zwischen und ,
so ist die Schichtung gleichzeitig trockenstabil und feuchtlabil
= bedingte oder latente Labilitt
D.h., solange keine Kondensation auftritt, ist die Schichtung stabil.
Tritt Kondensation auf, ist sie aber labil.
Trockenlabile Schichtung tritt in der Atmosphre fast nie auf. Sie
wrde sofort zu groen Umwlzungen fhren. Spricht man von labiler
Schichtung, meint man daher meist die bedingte Labilitt.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Potentielle Temperatur
jene Temperatur, die erreicht wrde, wenn ein Luftpaket
trockenadiabatisch auf ein Bezugsniveau von 1000 hPa gebracht
wrde
k
1000
pT
=
mit k = (1-1)/ 1
Potentielle quivalenttemperatur e
Definition hnlich wie fr , aber die Hebung/Senkung erfolgt nun je
nach Verhltnissen entlang einer Feucht/Trockenadiabaten
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Hebungs- und Absinkkurven
beschreiben den Temperaturverlauf in einem Luftpaket, wenn es
Vertikalbewegungen ausfhrt, z.B. zuerst Aufsteigen, danach
Absinken
3 unterschiedliche Flle
1. Alles kondensierte Wasser bleibt im Luftpaket (Trpfchen fallen
nicht als Niederschlag aus): Hebungs- und Absinkkurve sind
identisch; Temperatur und Feuchte am Ende gleich wie zu Beginn
2. Alles kondensierte Wasser fllt aus: Hebung zuerst trocken-,
danach feuchtadiabatisch; Absinken nur trockenadiabatisch;
Feuchte geringer als zu Beginn, Temperatur hher
3. Ein Teil des Wassers fllt aus: Wie 2), aber ein Teil des Absinkens
geschieht noch feuchtadiabatisch
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Thermodynamische Diagramme
Vertikale Temperaturprofile geben Aufschlu ber Stabilittsver-
hltnisse in der Atmosphre
Z.B. Temp. gegen Hhe auftragen (T-z), oder besser:
T - p
T - pk Stve-Diagramm: Trockenadiabaten sind Geraden
In Diagrammpapieren sind Trocken- und Feuchtadiabaten bei
verschiedenen Ausgangstemperaturen als Hilfskurven eingetragen.
Dadurch lassen sich Stabilittsverhltnisse unmittelbar ablesen.
Papiere knnen direkt zur Prognose verwendet werden.
Z.B. Annahme, da Bodentemp. im Tagesverlauf gegenber den
Verhltnissen am Morgen steigt, whrend Temp. in greren Hhen
etwa gleich bleibt. Dadurch kann man z.B. bestimmen, ob es am
Nachmittag zu Gewittern kommen wird.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Stabilitt in Warm- und Kaltluftmassen
Kaltluftmassen werden meist von Norden nach Sden gefhrt. Sie
strmen ber eine wrmere Oberflche, erwrmen sich dadurch in
Bodennhe und werden labilisiert.
ber dem Meer wird auch Feuchte zugefhrt. Es kommt zur Bildung
von (Cumulus- oder Cumulonimbus-) Wolken.
Warmluftmassen strmen von Sd nach Nord ber eine klter
werdende Oberflche und werden bodennah stark abgekhlt:
Stabilisierung.
Stabilitt und Turbulenz
Bei stabiler Schichtung werden Vertikalbewegungen stark gedmpft.
Auch Turbulenz ist dann kaum mglich.
In der Nacht, bei stabiler Schichtung, gibt es Turbulenz nur in
unmittelbarer Bodennhe.
Tagsber, bei neutraler (indifferenter) Schichtung (instabiler
Schichtung nahe dem Boden), bildet sich u.U. hingegen relativ
hochreichende Konvektion.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Absink- (Subsidenzinversion)
In H herrscht grorumiges Absinken. Durch Absinken wird eine
stabile Schichtung noch stabiler, da die Luft zusammengepret wird,
hhergelegene Luft etwas weiter nach unten bewegt wird als
tiefergelegene und sich dementsprechend strker erwrmt. Es kann zur
Bildung sog. Subsidenzinversionen kommen.
D.h. im H stabile Schichtung, wenig Tendenz zur Wolkenbildung.
Auerdem sinkt durch das Absinken die rel. Feuchte
(Wolkenauflsung).
Im T herrscht Aufsteigen, Stabilitt wird herabgesetzt, Tendenz zur
Wolkenbildung.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
5. WASSER IN DER ATMOSPHRE
5.1. Kondensationsprozesse
Kondensation, wenn Dampfdruck den Sttigungsdampfdruck
berschreitet
Verdunstung, wenn e < es
Im Wasserdampf sind die Molekle nicht aneinander gebunden, in
flssigem Wasser oder Eis schon.
Bei der Verdunstung mu die Bindungsenergie der Wassermolekle
berwunden werden, d.h. es ist Energiezufuhr notwendig
(Verdampfungswrme).
In einem Tropfen haben Oberflchenmolekle weniger
Nachbarmolekle, sind schwcher gebunden als Molekle auf einer
ebenen Wasseroberflche und verdampfen daher leichter.
Der Sttigungsdampfdruck ber einer gekrmmten Oberflche ist
daher grer als ber einer ebenen.
Es mu bersttigung herrschen, damit Wasser auf einem kleinen
Tropfen kondensieren kann. Je kleiner die Tropfen, desto grer mu
die bersttigung sein.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Tropfenradius (3m) Rel. Feuchte bei Sttigung (10C)
0.001 314
0.01 112.1
0.1 101.15
1 100.11
10 100.011
100 100.001
Homogene Kondensation
Spontane (oder homogene) Kondensation erfolgt an immer in der Luft
vorhandenen Ionen (erzeugt durch kosmische Strahlung oder
Radioaktivitt) bei 500-800 % rel. Feuchte
Die Bildung von kleinen Tropfen wre damit in der Atmosphre kaum
mglich
Heterogene Kondensation
Bildung von Tropfen erfolgt an sog. Kondensationskernen. Diese
haben molekulare Struktur, die derjenigen des Wassers hnlich ist.
D.h., von Beginn an sind grere "Tropfen" vorhanden, an denen
Kondensation erfolgen kann.
Kondensationskerne sind hygroskopische Teilchen, d.h. lsbar in
Wasser, z.B. NaCl in wssriger Lsung; knstlich: AgI
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
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ber Lsungen ist der Sttigungsdampfdruck herabgesetzt, d.h.
Kondensation wird "erleichtert".
Wachsen die Tropfen, wird die Lsung verdnnt und der Effekt
verschwindet.
Sttigungsdampfdruck ber einem Tropfen Lsung ist Kombination
aus Krmmungseffekt (Erhhung von es) und Lsungseffekt
(Verringerung von es).
31 rB
rA+
ee
s
sr =
Sehr kleine Tropfen: Lsungseffekt dominiert
Kleine Tropfen: Erhhung von es durch Krmmungseffekt
Groe Tropfen: Beide Effekte vernachlssigbar
Darstellung in sog. Khler-Diagrammen
Wie gro Tropfen werden knnen, hngt von der maximalen
bersttigung in der Khler-Kurve ab.
Sehr kleine Tropfen bilden sich auch schon unterhalb von 100%
Luftfeuchte = Dunstbildung.
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In reiner Luft: < 1000 Kondensationskerne / cm3
In verschmutzter Luft: bis > 100 000 Kerne / cm3
Typen von Kondensationskernen:
Aitken-Kerne: Radius zwischen 5 . 10-3 und 2 . 10-1 3m
Groe Kerne: Radius zwischen 2 . 10-1 und 1 3m
Riesenkerne: Radius grer als 1 3m
Fr Bildung von groen Tropfen ist relativ viel Zeit ntig (bis zu
mehreren Stunden), whrend sich kleine Tropfen in
Sekundenbruchteilen bilden.
Wolkentropfen etwa 2-10 3m
Nieselregen etwa 100 3m
Regentropfen etwa 1000 3m
Groe Tropfen entstehen nicht nur durch Kondensation (wrde zu
lange dauern).
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Bildung von Eis
Reines Wasser kann deutlich unter 0C abgekhlt werden ohne zu
frieren (homogene Nukleation)
Zum Gefrieren sind Kerne ntig (heterogene Nukleation)
Zahl der Eiskerne ist viel niedriger als die der Kondensationskerne.
Zwischen 0C und -32C ist nur etwa 1 Eiskern / m3 vorhanden. Bei
tieferen Temp. knnen zustzliche Partikel als Eiskerne wirken.
Kleine Trpfchen gefrieren erst bei tieferen Temp. als grere, da es
unwahrscheinlicher ist, da sich einige Wassermolekle zu einer
stabilen Konfiguration zusammenlagern.
Unterkhlung von flssigem Wasser ist in der Atmosphre normal:
normalerweise bis -10C, aber bis -35C mglich.
Die Bindung der Molekle ist im Eis fester als im flssigen Wasser.
Deshalb ist der Sttigungsdampfdruck ber Eis niedriger als ber
unterkhltem Wasser.
Maximale Differenz zwischen esi und esw bei -12C, relativer
Unterschied wchst aber auch bei tieferen Temp. an.
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Es kann gleichzeitig bersttigung ber Eis und keine Sttigung ber
flssigem Wasser bestehen. D.h. Wasser kann von flssigen
Oberflchen verdunsten und auf Eis sublimieren.
Wolken, die Eiskristalle und Tropfen enthalten sind nicht stabil. Es
wachsen die Eiskristalle auf Kosten der Tropfen.
Da es relativ wenige Eiskerne gibt, bilden sich verhltnismig
wenige Eiskristalle; diese knnen daher auch viel grer werden als
Wassertropfen.
Die Form der Eiskristalle hngt vor allem von der Temp. und dem
Grad der bersttigung ab.
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Niederschlagsauslsung
1. es ber kleinen Tropfen grer als ber groen: groe wachsen auf
Kosten der kleinen
2. esi < esw: Eiskristalle wachsen auf Kosten der Wolkentropfen
3. Groe Tropfen fallen schneller als kleine: sie kollidieren und
schmelzen zusammen (Koaleszenz)
4. Eiskristalle sind grer als Wolkentropfen und fallen schneller:
Koagulation zwischen Eiskristallen und Wolkentropfen
5. Wolkentropfen sind elektrisch geladen: entgegengesetzte Ladungen
ziehen einander an: Koaleszenz
Alle diese Prozesse knnen zusammenwirken und sind in
unterschiedlichen Wolken unterschiedlich wichtig.
In Wolken mit groer Vertikalerstreckung ist meist die
Niederschlagsbildung ber Eiskristalle wichtiger, da sie schneller vor
sich geht.
Knstliche Niederschlagsbildung: es werden zur Niederschlags-
auslsung fehlende Faktoren ergnzt, z.B. Einbringung von
Silberjodid als Kondensationskerne
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Bedingungen, unter denen es zur Niederschlagsbildung kommen
kann
Zur Kondensation mu Sttigung eintreten, d.h. die Temperatur mu
unter den Taupunkt fallen
1. Hebung der Luft
a) Konvektion: Bildung von Cumuluswolken
b) dynamische Turbulenz: Bildung einer dnnen Stratocumulusdecke
c) Wellenprozesse
d) Vertikalbewegungen in relativ dnnen Schichten
e) Strmung ber ein Hindernis (z.B. eine Bergkette): orographische
Wolken
f) Labilisierung einer Luftschicht durch Kaltluftadvektion in
darberliegender Schicht
g) Ausstrahlung von einer Dunstschicht fhrt zur Abkhlung der
Oberseite und Labilisierung
h) Aufgleiten der Luft ber eine kltere Luftmasse an einer Front
i) Allgemeine Hebung in einem T und einhergehende Labilisierung
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2. Abkhlung der Luft nahe der Erdoberflche
In der Nacht Strahlungsabkhlung der Erdoberflche (besonders in
klaren Nchten)
Dadurch auch Khlung der bodennahen Luftschichte und Bildung von
Strahlungsnebel
hnliches geschieht auch, wenn eine warme Luftmasse ber eine
kltere Oberflche gefhrt wird, z.B. vom warmen Land bers kalte
Meer
3. Mischung zweier Luftmassen
es steigt mit der Temp., Form der Kurve ist konkav
Mischen sich zwei Luftmassen unterschiedlicher Temp., die beide
nahe der Sttigung sind, so kann die resultierende Luftmasse es
berschreiten
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5.2. Dunst und Nebel
Dunst
Trockener Dunst: entsteht durch Streuung des Lichts an festen
Teilchen; insbesondere in Industriegebieten
Feuchter Dunst: Auch bei relativen Feuchtigkeiten unter 100% kommt
es zur Kondensation von sehr kleinen Trpfchen, die dann nicht mehr
weiterwachsen knnen.
Blaues Licht wird strker gestreut als rotes; Dunst erscheint blulich,
Sonne dagegen rtlich
Nebel
Bei relativer Feuchtigkeit von 100% bildet sich Nebel
Tropfenradius von 5 (leichter Nebel) bis 20 3m (dichter nssender
Nebel)
Nebeltropfen sind so gro, da Licht aller Wellenlngen gleich
gestreut wird
Im nicht nssendem Nebel sind die Tropfen so klein, da sie der
Bewegung der Luft folgen
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Kein prinzipieller Unterschied zwischen Wolken und Nebel, aber
Nebel hat Bodenkontakt
Nebel entsteht nicht durch Hebung der Luft, sondern meist durch
Ausstrahlung oder Abkhlung ber einer kalten Bodenoberflche
Nebelarten
Strahlungsnebel
Abkhlung des Erdbodens und der bodennahen Luftschichte durch
Ausstrahlung
Besonders in Niederungen, Talsenken, wo die Ausstrahlung besonders
gro ist; klare lange Nchte im Winter; geringe
Windgeschwindigkeiten
Strahlungsnebel wchst im Lauf der Nacht vom Boden (Bodennebel)
in die Hhe
Tagsber kann sich nicht allzu dichter Nebel durch Erwrmung der
Bodenoberflche von unten her auflsen; ist er vom Boden abgehoben
= Hochnebel
Ist die Nebelbildung stark, kann die Oberseite des Nebels durch
Ausstrahlung zustzlich abkhlen und sich Wolken bilden: intensivere
Form des Nebels
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Advektionsnebel
Feuchte Luft wird ber einer kalten Oberflche abgekhlt
Fhrt zur intensivsten Nebelbildung
Wo kaltes Wasser aufquillt, bildet sich oft intensiver Nebel (z.B. vor
der Kste von Peru)
Orographischer Nebel (Hangnebel)
ensteht durch Aufsteigen der Luft an einem Hang
bei stabiler Schichtung bildet sich Nebel, bei labiler Wolken und
eventuell Regenschauer
Frontnebel
Fallen Regentropfen aus einer warmen Luftmasse in eine
darunterliegende kalte, knnen sie verdunsten und der kalten Luft
Feuchtigkeit zufhren: Bildung von Nebel wird mglich
Vor allem bei Warmfronten
Seerauch
Streicht sehr kalte Luft ber warme Wasseroberflche, verdunstet viel
Wasser
Durch Erwrmung von unten: Labilisierung: kann bei Vorhandensein
einer Inversion zu intensiver Konvektion und Durchmischung
unterhalb der Inversion fhren: Nebelbildung
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5.3. Wolken
Wolken verraten viel ber den Zustand der Atmosphre, insbesondere
ber die herrschenden Stabilittsverhltnisse
Wolken sind ein Phnomen der Troposphre (mit Ausnahme der
seltenen stratosphrischen Wolken)
Die Wolkenuntergrenze kann nahe der Erdoberflche liegen, aber
auch nahe der Tropopause
Wolken entstehen fast immer durch Hebung der Luft
Ihre Vertikalerstreckung hngt von der Intensitt und dem
Vertikalbereich der Hebung ab
WMO: Wolkenatlas
tiefe Wolken 0 - 2 km
mittelhohe Wolken 2 - 7 km
hohe Wolken 5 - 13 km
Wolken mit groer Vertikalerstreckung 0 - 13 km
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a Haufenwolken, berwiegend vertikale Erstreckung
b Schichtwolken, Schichten oder Wolkenballen
c Schleierartige oder faserige Wolken
1. Hohe Wolken
Cirrus (Ci) c
Cirrocumulus (Cc) b
Cirrostratus (Cs) c
2. Mittelhohe Wolken
Altocumulus (Ac) a und b
Altostratus (As) b
3. Tiefe Wolken
Stratocumulus (Sc) a und b
Stratus (St) b
4. Wolken mit groer Vertikalerstreckung
Nimbostratus (Ns) a
Cumulus (Cu) a
Cumulonimbus (Cb) a
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
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Die Bewlkung ist ein wichtiger meteorologischer Faktor, der den
Strahlungshaushalt mageblich bestimmt.
Bewlkung wird blicherweise in Achtel der Himmelsbedeckung
angegeben (in der Klimatologie in Zehntel)
Wolkenhhe: Bestimmung z.B. mittels Ballonaufstieg (optisch) oder
mittels Lidar (Hhe, wo Reflexion erfolgt)
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Meteorologische Satelliten
Satellitentypen:
1) Polarbahnsatelliten: Hhe von ca. 850 km, Umlaufzeit von knapp 2
Stunden, sieht einen Streifen von 2000 bis 3000 km, tastet die Erde
streifenfrmig ab
2) Geostationre Satelliten: Hhe von ca. 36000 km ber dem
quator, Umlaufzeit von 24 Stunden, steht daher scheinbar ber
einem Ort der Erdoberflche, beobachtet Kugelhaube von ca. 60N
und 60S
Aufgaben von Satelliten
1) liefern flchendeckende Bilder der Bewlkung: klassisches
Aufgabengebiet
2) liefern Daten aus der Atmosphre, z.B. ber Windverhltnisse,
Temperaturen, Wellenhhen ber dem Meer, etc.
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Satellitenbilder
1) VIS-Bilder
Intensitt der reflektierten Sonnenstrahlung im sichtbaren
Spektralbereich
Objekte mit hohem Reflexionsvermgen erscheinen im VIS-Bild hell
(z.B. Schnee, Eis, Wolken), andere dunkel (z.B. Land, Wasser)
Nachteil: nur bei Tag verfgbar
2) IR-Bilder:
im infraroten Bereich zw. 10 und 12 m
Je klter das Objekt, desto heller im Bild, je wrmer desto dnkler
Wolken in groer Hhe sind kalt und damit sehr hell
Nebel hat ungefhr gleiche Temperatur wie Erdoberflche und geht im
IR-Bild "verloren"
Tag und Nacht verfgbar
3) WV (Water Vapour)-Bilder:
Entstehen durch Messungen in und auerhalb der Absorptionsbanden
von Wasserdampf
Zeigen Intensitt der Strahlung, die der Wasserdampf in 5 bis 10 km
Hhe emittiert
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Windmessungen
Aus der Beobachtung der Verlagerung von Wolken von einem Bild
zum nchsten
Nachteile: funktioniert nur wo Wolken, Wolken mssen in
aufeinanderfolgenden Bildern wiederentdeckt werden
Vertikalprofile von Gaskonzentrationen
Durch Messungen in mehreren "Kanlen" innerhalb von
Absorptionsbanden sieht ein Satellit unterschiedlich tief in die
Atmosphre hinab. Dadurch knnen die Konzentrationen von
Spurenstoffen (z.B. Ozon) errechnet werden. WV-Bild ist auch ein
Beispiel.
Vertikalprofile der Temperatur
Funktioniert hnlich wie fr Gaskonzentrationen
Vorteil: hohe rumliche und zeitliche Auflsung
Nachteil: noch relativ ungenau
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6. ATMOSPHRISCHE ELEKTRIZITT
Ionisation
Kurzwellige Strahlung und Partikelstrahlung knnen Elektronen aus
den Hllen der Atome der Luftmolekle losreien:
Es bilden sich Ionen (positives Molekl, negatives Elektron)
Um die Ionen lagern sich andere Luftmolekle (ca. 30): sog. Kleinion
Oder Anlagerung an Staubteilchen: sog. Groion
Ca. 500 Kleinionen pro cm3
In einem elektrischen Feld (z.B. zwischen zwei Kondensatorplatten)
fangen die Ionen an zu wandern;
Leitfhigkeit wchst mit Ionenzahl und der Beweglichkeit der Ionen
Steigt die Feldstrke, wandern die Ionen schneller: hhere
Stromstrke (bis zu Sttigung, wenn die Neuproduktion von Ionen
nicht mehr ausreicht, um gengend "Nachschub" zu liefern
Ab einer kritischen Feldstrke steigt die Stromstrke steil an:
Stoionisation: Ionen werden so schnell, da sie beim Zusammensto
mit Moleklen diese ionisieren knnen
Rekombination von +Ion und Elektron fhrt zu Leuchterscheinungen:
sog. St. Elmsfeuer (Bscheln von Licht, ausgehend von spitzen
Gegenstnden, begleitet von Knistern) oder Blitz
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Luftelektrische Hauptelemente:
elektrische Feldstrke
Leitfhigkeit der Luft
Vertikalstrom
Trotz Ionen ist die spezifische Leitfhigkeit der Luft relativ gering
(etwa 2.5.10-14 -1m-1) und der Vertikalstrom ebenso (3.10-12 Am-2).
Typische Feldstrke: 100 V/m
Typische Geschwindigkeit der Kleinionen: 1 cm/s
Im Vergleich zur Luft sind alle festen Gegenstnde gute Leiter: alle
geerdeten Gegenstnde haben daher das gleiche Potential (z.B.
Huser, Bume, etc.)
Die quipotentialflchen sind immer parallel zur Erdoberflche
Um spitze Gegenstnde sind die Flchen sehr dicht, die Feldstrke
daher sehr hoch: im Extremfall St. Elmsfeuer
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Schnwetterfeld der Erde
Die Erde ist negativ geladen, die Atmosphre im Durchschnitt positiv
In groen Hhen werden viele Ionen produziert und sie haben hohe
Beweglichkeit: d.h., die Luft leitet dort sehr gut (Ionosphre, sog.
Ausgleichsschicht, ca. 70 km). In der Ionosphre werden
Spannungsdifferenzen in kurzer Zeit weltweit ausgeglichen
Zwischen negativ geladener Erdoberflche und positiv geladener
Ausgleichsschicht besteht eine Potentialdifferenz
Potential der Ausgleichsschicht: 200-400 kV
Die Potentialdifferenz verursacht elektr. Strom, sog. Vertikalstrom
Dieser wrde die bestehende Potentialdifferenz innerhalb einer Stunde
ausgleichen
Generator mu die Differenz daher stndig aufrechterhalten: Gewitter
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Gewitter
Schichtung bis in groe Hhen feuchtlabil, warme und feuchte Luft,
Bildung einer Cumulonimbuswolke (hohe Vertikalerstreckung),
Regen, Schnee oder Hagel
ber Land tagsber am labilsten, ber Meer bei Nacht
Wrmegewitter (innerhalb einer Luftmasse)
Frontgewitter
orographische Gewitter
Konvergenzgewitter
Strkste Aufwinde im vorderen Bereich der Wolke (bei
Wrmegewitter), im hinteren Bereich ist Konvektion weniger intensiv
(wegen Abschattung, Abkhlung durch Regen)
Gewitterwolken sind sehr hoch, stoen oft an die Tropopause
Ladungsverteilung
meist oben positiv, unten negativ, manchmal weiteres kleines
positives Gebiet unten
bergang zwischen + und - etwa dort, wo Wasser in Eis bergeht
Entladung durch Blitze
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Gewittertheorie
Blitze sorgen stndig fr Entladungen
Irgendein Proze mu daher die Ladungsverteilung bilden und
aufrechterhalten
Mehrere konkurrierende Prozesse, die unterschiedlich wichtig sein
knnen
Regentropfen wird im elektr. Feld polarisiert, d.h. Oberseite -,
Unterseite + geladen
Tropfen ziehen beim Fallen Ionen an, unten mehr - als oben +
Aufbau von negativer Ladung an Wolkenunterseite
Graupelkrner werden ebenfalls polarisiert
Beim Fallen stoen sie mit kleineren Tropfen zusammen, welche die +
Ladung wegfhren, whrend - Graupelkorn weiter nach unten fllt
Erklrung der manchmal auftretenden positiven Ladung im unteren
Bereich:
Zersplitterung von Tropfen bei heftigen Aufwinden und Turbulenz
Kleinere Tropfen sind -, grere + geladen
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Blitze
Entladungen zwischen Wolke und Erdboden oder innerhalb der Wolke
Zur Entladung sind sehr hohe Feldstrken notwendig (ber 106 V/m);
diese kommen normalerweise nie vor
Bildung des Blitzes geschieht daher in Schritten:
1. mehrere Vorentladungen von Wolke in Richtung Erdboden
2. Bildung eines Blitzkanals (Stoionisation)
3. Hauptentladung
Spannungsabfall: etwa 20.106 V
Stromstrke: 20000 A, aber nur sehr kurz
Blitze fhren der Erde meist negative Ladung zu, der Atmosphre
positive
Blitze wirken als Generator, um das elektr. Schnwetterfeld der
Atmosphre aufrechtzuerhalten
Dabei sind alle Blitze auf der gesamten Erde entscheidend, da sich die
Ladungsverteilung auf der Erde und innerhalb der Ausgleichsschicht
weltweit rasch ausgleicht
Die elektrische Feldstrke des Schnwetterfeldes schwankt mit der
Anzahl der weltweit gleichzeitig auftretenden Gewitter
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
7. ATMOSPHRISCHE OPTIK
Lichtbrechung (Refraktion)
Wenn Licht von einem Medium ins andere bergeht, wird es
gebrochen
Die Brechung ist vom sog. Brechungsindex abhngig
Dichtere Luft hat einen hheren Brechungsindex als dnnere
Von oben schrg einfallendes Licht wird in der Atmosphre
normalerweise zum Lot hin gebrochen
Man kann deshalb weiter sehen als es dem geometrischen Horizont
nach zu erwarten wre
Die Krmmung der Lichtstrahlen ist jedoch normalerweise nicht
stark, der Krmmungsradius ist 7-8 mal dem Erdradius
Die Refraktion ist in Horizontnhe am strksten
Wenn ein Himmelskrper scheinbar am Horizont liegt, ist er in
Wirklichkeit bereits untergegangen
Bei Inversionen ist die Dichteabnahme mit der Hhe besonders
stark, Refraktion daher ebenso
Bei besonderen Luftschichtungen, knnen mehrere Bilder
desselben Objektes den Beobachter erreichen
Untere Luftspiegelung: Dichte nimmt mit Hhe zu; betrachtet man
von oben, gibt es Totalreflexion (z.B. Himmel spiegelt sich ber
heiem Asphalt
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Regenbogen
entsteht, wenn Regen durch Sonne beleuchtet wird
Zentrum des Bogens ist der Gegenpunkt der Sonne
innerer (primrer) Bogen: Radius 40-42
uerer (sekundrer) Bogen: Radius 51-54
Regenbogen kann daher nur bei relativ tief stehender Sonne
gesehen werden (auer man kann nach unten blicken, z.B. bei
Wasserfall)
primrer Bogen entsteht durch Einfachreflexion in Tropfen,
sekundrer durch Doppelreflexion
Halo
farbige oder nichtfarbige Ringe, Bogen, Lichtflchen oder -punkte
am Himmel
hufig z.B. 22-Ring oder Nebensonnen
Entstehung durch einfach geformte Eiskristalle (z.B. Eisplatten,
Sulen oder Flaschenprismen), die in der Luft hnlich orientiert
schweben
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
8. BEWEGUNGSGESETZE
8.1. Die Gradientkraft
Luftdruckunterschiede in der Umgebung eines Luftpakets bewirken
eine Kraft G, die sog. Gradientkraft, die vom hheren zum
niedrigeren Luftdruck gerichtet ist. Sie steht somit stets senkrecht auf
die Isobaren.
Gn = pn
1
n = Koordinate in Richtung des Druckgradienten
G p1
=
In der Vertikalen wird die Gradientkraft stets durch die Schwerkraft
kompensiert (hydrostatische Grundgleichung). Sie ist deshalb
unwichtig; als Gradientkraft bezeichnet man daher nur die horizontale
Komponente.
Die horizontale Komponente der Gradientkraft ist um mindestens
Faktor 1000 kleiner als die vertikale. Trotzdem ist sie die treibende
Kraft, welche die atmosphrischen Strmungen in Gang setzt.
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Liegen die Isobaren in einer Wetterkarte dicht, ist die Gradientkraft
gro, liegen sie weit auseinander, ist sie klein.
8.2. Die Corioliskraft
In der Atmosphre wehen die Winde nicht vom H zum T, wie dies
aufgrund der Gradientkraft zu erwarten wre. Schuld daran ist die
ablenkende Wirkung der Corioliskraft.
Die Corioliskraft ist eine Scheinkraft aufgrund der Rotation der Erde.
Scheinkrfte entstehen, wenn man sich auf ein Koordinatensystem
bezieht, das sich beschleunigt bewegt oder rotiert. Bezieht man sich
auf ein im All ruhendes Koordinatensystem wrden diese Krfte
verschwinden.
Infolge der Rotation entsteht zunchst die Zentrifugalkraft. Sie zieht
Masse von den Polen zum quator. Erde ist daher keine Kugel,
sondern abgeplattetes Rotationsellipsoid. Alle Niveauflchen des
Ozeans oder der Atmosphre haben sich darauf eingestellt (g abhngig
von der geographischen Breite).
Auf bewegte Luftpakete wirkt eine weitere Kraft, die Corioliskraft.
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Analogon: Ball, der auf einer sich drehenden Scheibe rollt.
Bewegt sich Luftpaket lngs Breitenkreis nach Osten, ist es in seiner
Rotation schneller als ein Punkt auf der Erdoberflche. Die
Zentrifugalkraft fhrt das Paket in Richtung quator.
Bewegt sich das Paket nach Westen, ist es langsamer als
Erdoberflche und wird vom quator weggetrieben.
Bewegt sich das Paket vom quator nordwrts, wird es relativ zur
Erdoberflche nach Osten abgelenkt, da die Geschwindigkeit der
Erdrotation vom quator zum Pol abnimmt.
Generell gilt: Die Corioliskraft wirkt immer senkrecht auf die
Bewegungsrichtung, und zwar auf der Nordhalbkugel nach rechts
von der Bewegungsrichtung, auf der SH nach links.
Die Gre der Corioliskraft hngt von der Winkelgeschwindigkeit
der Erdrotation ab. Fr Bewegungen parallel zur Erdoberflche ist die
Vertikalkomponente entscheidend. Sie ist am quator Null und
erreicht am Pol ihren Maximalwert.
Coriolisparameter
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
f = 2sin
= 7.3 . 10-5 s-1
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
C fv=
Corioliskraft
Die Corioliskraft ist am Pol am strksten, am quator am
schwchsten.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
8.3. Bewegungsgleichungen und geostrophischer Wind
Die Summe der auf ein Luftpaket einwirkenden Krfte bewirkt seine
Beschleunigung.
Die 3-d Bewegungsgleichung fr eine Einheitsmasse lautet:
dvdt
p v g F3 3 3 3 3 31 2= + +
Dies ist eine Vektorgleichung fr alle drei Windkomponenten.
Linke Seite:
nderung der Geschwindigkeit = Beschleunigung
Rechte Seite:
1. Term: Gradientkraft
2. Term: Corioliskraft
3. Term: Schwerkraft
4. Term: Reibungskraft (nur in der bodennahen Luftschicht sehr
wichtig)
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Die Gleichung ist prognostisch. D.h., wenn man den Wind und die
Krfte auf der rechten Seite zu einem bestimmten Zeitpunkt kennt,
kann man den Wind zu einem spteren Zeitpunkt vorhersagen.
Gemeinsam mit den Gleichungen der Thermodynamik bildet diese
Gleichung die Grundlage fr die Wetterprognose.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Hydrostatische Grundgleichung und geostrophischer Wind
Vernachlssigt man die Reibungskraft und eine kleine Komponente
der Corioliskraft, die aus der Vertikalbewegung resultiert, ergibt sich
fr den horizontalen Wind
dvdt
p fk v= 1
(k = vertikaler Einheitsvektor)
und fr den vertikalen Wind
dwdt
pz
g= 1
Die Terme auf der linken Seite (d.h. die Beschleunigungen) sind viel
kleiner als die Terme auf den rechten Seiten der beiden Gleichungen,
d.h. die verschiedenen Krfte auf der rechten Seite balancieren
einander groteils und bewirken nur eine kleine Nettobeschleunigung.
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Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Fr den Vertikalwind gilt das insbesondere, d.h., da die Schwerkraft
fast vollstndig von der Gradientkraft kompensiert wird. Setzt man
dw/dt=0, ergibt sich die hydrostatische Grundgleichung
p g z=
Setzt man die Beschleunigung in der Gleichung fr den horizontalen
Wind Null, ergibt sich eine Balance zwischen der Gradientkraft und
der Corioliskraft, der sogenannte geostrophische Wind:
vg = fp k 1
In natrlichen (normal zur Strmung orientierten) Koordinaten
v pg = 1f n
Der geostrophische Wind weht parallel zu den Isobaren mit den
niedrigeren Luftdruckwerten auf der linken Seite (auf der NH). In der
freien Troposphre (oberhalb der Grenzschicht), wo die Reibung
vernachlssigbar ist, stellt er eine gute Approximation an den
tatschlichen Wind dar.
-
Einfhrung in die Meteorologie Timo Rappenhoener
Folgerungen:
Aus einer Hhenwetterkarte mit eingezeichneten Isobaren kann
man recht genau auf Windrichtung und -geschwindigkeit schlieen.
Der geostrophische Wind verursacht keinen Druckausgleich. Das
ist im Gegensatz zu den Verhltnissen im Labor, wo ein G