Meteorologie 1.2 UI13 2. Semester

• Mit zunehmender Höhe wieder abnehmende Temperatur (labil geschichtet).

• Obergrenze bei Temperaturminimum (auf ca. 80 km Höhe) -Mesopause. Über den Polargebieten im Sommer tiefste in der Atmosphäre beobachteten Temperaturen von ca. – 130°C.

• Interessante Erscheinung: leuchtende Nachtwolken. Dünne Wolken aus Eiskristallen, die sich an Vulkanstaubkernen kondensiert haben; sind nur nachts beobachtbar. 

• Mit zunehmender Höhe wieder starke Temperaturzunahme. Da Dichte der Luft nur noch sehr gering, Temperatur der Atmosphäre kaum mehr messbar!

• Obergrenze bei 600-1000 km.

• Stark ioniserte Schichten, enthalten freie Elektronen

  Ionosphäre. Vorhandensein von positiv geladener Ionen und negativer Elektronen, welche durch Einwirkung von UV- Strahlung auf die Sauerstoffmoleküle entstehen.

• Nordlichter (Polarlichter) 

• Diffusion in den Weltraum überwiegt die Bindung an die Erde durch die Schwerkraft. Vor allem Wasserstoff und Helium entweichen in den Weltraum.

• Vertikale Ausdehnung: 800 km bis über 10‘000 km

• Luftdruck = Gewichtskraft pro Flächeneinheit, die die Atmosphäre auf den Boden ausübt

• Gewichtskraft = atmosphärische Masse (M) x Erdbeschleunigung (g) 

1013 hPa = 1013 mbar = 760 Torr 

Der Druck nimmt mit zunehmender Höhe exponentiell ab. 

Auf Meereshöhe nimmt der Luftdruck mit zunehmender Höhe pro ca. 8 Meter um 1 hPa ab, auf einer Höhe von 5’500 Meter pro ca. 15 Meter um 1 hPa.

Luftdichte abhängig von Temperatur und Luftdruck

• mit steigender Temperatur nimmt die Luftdichte ab

• mit steigendem Luftdruck nimmt die Luftdichte zu

Auf Meereshöhe beträgt die Luftdichte 1.225 kg/m3 (bei Standardbedingungen)

Mit zunehmender Höhe nimmt die Luftdichte langsamer ab als der Luftdruck (die gleichzeitig abnehmende Temperatur wirkt der Dichteabnahme entgegen) 

Die Temperatur ist ein Mass für die in der Luft enthaltene Wärmeenergie. Diese entspricht der kinetischen Energie der einzelnen Luftmoleküle. Je stärker die Bewegung der Luftmoleküle, umso höher ist die Temperatur der Luft. 

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Über die kinetische Energie der Moleküle definierter Temperaturbegriff.

Als Lufttemperatur wird jene Temperatur der Atmosphäre bezeichnet, die weder von Sonnenstrahlung noch von Wärme- leitung beeinflusst ist. 

Sie ist die Temperatur, die ein Luftpaket annehmen würde, wenn es ohne Zuführung von Wärme von aussen (d.h. trockenadiabatisch) unter einen Druck von 1000 hPa gebracht würde. -Thermodynamik

Mittels der potentielle Temperatur kann die Temperatur von Luft unterschiedlicher Höhen miteinander verglichen werden.

Temperatur des feuchten Thermometers. Aus der Differenz zur Lufttemperatur wird die Luftfeuchtigkeit bestimmt.

Die Feuchttemperatur wird mittels des Psychrometers gemessen. 

Temperatur, auf die die feuchte Luft abgekühlt werden muss, damit sich Tau bildet. Aus der Differenz zur Lufttemperatur wird analog zur Feuchttemperatur die Luftfeuchtigkeit bestimmt. Der Taupunkt wird mittels des Taupunktspiegels gemessen.

Temperatur, die ein Luftpaket erreicht, wenn es hypothetisch ohne Zuführung von Wärme von aussen zunächst ge- hoben wird, bis aller enthaltener Wasser- dampf auskondensiert und ausgefallen ist, und dann unter den Druck von 1000 hPa gebracht wird. Thermodynamik

Wird zur Kennzeichnung einer Luftmasse verwendet. 

Unter Luftfeuchtigkeit versteht man den Wasserdampfgehalt der Luft. 

Absolute Feuchtigkeit: Angabe der Menge Wasserdampf in Gramm pro Kubikmeter feuchter Luft

Spezifische Feuchtigkeit: Angabe der Menge Wasserdampf in Gramm pro Kilogramm feuchter Luft

Mischungsverhältnis: Angabe der Menge Wasserdampf in Gramm pro Kilogramm trockener Luft

Relative Feuchtigkeit: Verhältnis [in %] zwischen der effektiven und der maximal möglichen Menge Wasserdampf in der Luft

Taupunktsdifferenz: Die Taupunktdifferenz (engl. spread genannt) stellt die Differenz zwischen Luft- und Taupunkt- temperatur dar. Je größer die Taupunktdifferenz, desto kleiner die relative Luftfeuchte und umgekehrt. 

Luft kann nur eine bestimmte maximale Menge an Wasserdampf enthalten. Diese maximale Menge ist abhängig vom Druck und von der Temperatur der Luft. Mit steigender Lufttemperatur nimmt die maximal mögliche Menge zu. 

Enthält die Luft die maximal mögliche Wasserdampfmenge, spricht man von gesättigter Luft. Wird weiterer Wasserdampf zugeführt, so ist der Dampf übersättigt und er beginnt zu kondensieren bzw. resublimieren. 

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• Bei adiabatischen Prozessen wird weder Energie zu- noch abgeführt.

• Bei vertikalem Aufstieg eines Luftpakets sinkt die Temperatur aufgrund des abnehmenden Luftdrucks

• Bei vertikalem Abstieg eines Luftpakets steigt die Temperatur aufgrund des zunehmenden Luftdrucks

• Der Vorgang ist reversibel. 

• 1 Grad / 100 Meter

• Konstanter Wert in allen Höhen und für alle Temperaturen 

• ~ 0.6 Grad / 100 Meter

• Kein konstanter Wert

• +30°C 0,3° / 100m

• - 30°C 0,9° / 100m

• Grund: Durch Kondensation von Wasser wird etwas Wärme frei. 

• Ist die Menge dampfförmigen Wassers, welches in der Luft vorhanden ist.

• Es besteht eine Abhängigkeit zur Temperatur.

Bei hoher Temperatur kann die Luft viel Wasserdampf aufnehmen.

Bei tiefer Temperatur kann die Luft wenig Wasserdampf aufnehmen. 

• Der Taupunkt gibt die Temperatur an, bei welcher der in der Luft enthaltene Wasserdampf zu kondensieren beginnt. (Beginn der Bildung von Wassertropfen oder Eiskristallen.)

• Wenn Temperatur und Taupunkt gleicht sind, ist die R = 100%

• Der Taupunkt kann nicht grösser sein als die Temperatur

• Praktische Anwendung:
  Taupunkt am Abend ≈ Minimaltemperatur
  Kleine Differenz von Temperatur und Taupunkt am Abend deutet auf Nebel 

• Luftpaket wird gehoben

• Es kühlt sich trocken- adiabatisch ab.

• Es ist wärmer als die Umgebungsluft

• Es steigt weiter an 

• Luftpaket wird gehoben

• Es kühlt sich trocken- adiabatisch ab.

• Es ist kühler als die Umgebungsluft

• Es sinkt an den Ursprungsort zurück 

Falls der vertikale Temperaturgradient grösser ist als 0.6 °C/100m aber kleiner als 1 °C/100m spricht man von bedingter Labilität.

Es gelten folgende Bedingungen:
Stabil bei ungesättigter Luft
Labil bei gesättigter Luft 

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Stabilisiert:

Kaltluftzufuhr in den unteren Schichten

Warmluftzufuhr in den oberen Schichten

Bildung einer Inversion

Labilisiert:

Warmluftzufuhr in den unteren Schichten

Kaltluftzufuhr in den oberen Schichten 

• Genügend Feuchtigkeit

• Labile Schichtung der Troposphäre

• Starke tageszeitliche Erwärmung

• Unten warme Luft, oben kalte Luft

• Ab der Wolkenbasis muss das Luftpaket feuchtadiabatisch bis zur Tropopause steigen können.

• Je grösser die Fläche zwischen der Sondierung und der konstruierten Kurve, desto grösser das Potenzial für Gewitter (CAPE = Convectiv Aviable Potential Energy: Zeigt für die zur Konvektion zur Verfügung stehende Energie) 

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• Mit den Niederschlägen wird aus grosser Höhe kalte Luft zum Boden geführt. Diese Winde erreichen den Boden und breiten sich ringförmig um die Wolke aus.

• Dadurch gibt es oft vor dem Eintreffen des Gewitters ein plötzliches und kräftiges Auffrischen des Windes.

• Die kalte Luft kann sich unter die warme, bodennahe Luft schieben und diese verdrängen 

• Durch das Ausfliessen von kalter Luft wird ständig neue, feucht – warme Luft angehoben. Dadurch bekommt das Gewitter immer wieder neue „Nahrung“

• Die Verlagerung der Gewitterzelle wird durch den Höhenwind gesteuert. Windrichtung auf 500 hPa ist massgebend

• Bei windstillen Verhältnissen fallen die Gewitter meist wieder in sich zusammen 

• Warme labil geschichtete Luft wird gehoben beim Durchgang einer Kaltfront

• Die Hebung findet nicht durch Erwärmung des Luftpakets statt sondern durch die kalte Luft, die sich unter die Warmluft schiebt. 

• Wenn die warme Luft labil genug ist, kann die angehobene Luft feuchtadiabatisch bis zur Tropopause steigen. 

Gemisch aus verschiedenen Gasen

Wichtigste Gase [Volumenprozente]:

• • Sauerstoff 21%
• • Stickstoff 78%
• • Argon (Edelgas) 1% 

Wasserdampf ist wichtiger Bestandteil: Anteil verschieden, maximal 4 %. Wasserdampf führt durch Kondensation zu Wolkenbildung und zu Niederschlag. 

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• Abnahme der Lufttemperatur mit zunehmender Höhe, in Mitteleuropa durchschnittlich 0.6 Grad / 100 m.

• Enthält beinahe den gesamten atmosphärischen Wasserdampf (Basis für Wolken und Niederschlag) eigentlicher Wetterraum

• Beinhaltet 80% der Masse der gesamten Atmosphäre

• Obergrenze durch scharfe Trennfläche markiert mit Knick im Temperaturverlauf sowie im Gehalt an Spurengasen (inkl. Wasserdampf) -Tropopause 

• Höhe variabel; abhängig von

  • geographischer Breite (16 km am Äquator, 8 km in Polargebieten)

  • der Jahreszeit (im Sommer und Herbst höher als im Winter und Frühjahr)

  • der täglichen Wetterlage

• Typische Temperaturen: -55°C bis -65 °C

• Übergang labil - stabil