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

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

Clemens Simmer

Einführung in die Meteorologie (met210)

- Teil III: Thermodynamik und Wolken -

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III Thermodynamik und Wolken1. Adiabatische Prozesse mit Kondensation

- Trocken- und Feuchtadiabaten

2. Temperaturschichtung und Stabilität- Auftrieb und Vertikalbewegung- Wolkenbildung und Temperaturprofil

3. Beispiele- Rauchfahnenformen- Wolkenentstehung- Struktur der atmosphärischen Grenzschicht

4. Thermodynamische Diagrammpapiere- Auswertehilfe für Vertikalsondierungen (Radiosonden)

5. Phänomene- Wolken- Nebel- Niederschlag

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III.5.1 Wolken• Wolkenentstehung – makroskalig• Wolkenentstehung – mikroskalig

– Krümmungs- und Lösungseffekt beim Sättigungsdampfdruck– Aerosol und Wolkenbildung (Köhler-Kurve)

• Wolkenklassen

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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)

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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).

warme*e*(T)

T

flüssig

gasförmig

Über-sättigung

kalte*

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Wolkenentstehung durch Vermischung (Mischungsnebel)

Temperatur

Dam

pfdr

uck

maximaler Dampfdruck e*(T)(= Sättigungsdampfdruckkurve)

Wasser istflüssig

Wasser istgasförmig

Bei der Mischung von zwei „trockenen“ Luftmassen kann

Übersättigung (Nebel, Wolken) entstehen

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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

e* e*<

< e*e*

e*<e*

nspannungOberfläche serflächeebenen Waseiner

dampfdruckSättigungs

12exp*

*

*

e

rTRee

www

Wasserbzw. Stoffgelöster Molzahlen

Faktor, Hofft van'

1)(**1

s,w

w

s

nf

nnfreinee

siehe Magnus-Formel

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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

e* e*<

< e*e*

e*<e*

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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).

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Köhlerkurve (b)

r

e/e*

1

e/e*(T,r)

e/e*(T,Konz.)

rA

• 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.

(e/e*)krit

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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.

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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.

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Wolkenklassen• Einteilungsmöglichkeiten

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

überlappend

nähere Bezeichnungen zu Gattungen

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Merkmale• st: Stratus (Schichtwolken)• cu: Cumulus (Haufenwolken)• sc: Stratocumulus (Schichtwolken mit wesentlichen

Helligkeitsunterschieden)• (ci: Cirrus (Eiswolken))

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Stockwerke

km polare Breiten

mittlere Breiten

Tropen

hoch 3 - 8 5 - 13 6 - 18

mittel-hoch 2 - 4 2 - 7 2 - 8

niedrig 0 - 2 0 - 2 0 - 2

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Gattungen

st Stratuscu Cumulussc Stratocumuluscb Cumulonimbusac Altocumulus

as Altostratusns Nimbostratusci Cirruscs Cirrostratuscc Cirrocumulus

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Stockwerke, Merkmale, Gattungen und Zusammensetzung

hoch

mittel-hoch

niedrig

Stratus Stratocumulus Cumulus

cs cc ci

ns as ac

cu cbscst

nicht unterkühltes Wasserunterkühltes WasserHagel und GraupelSchneesterneEisnadelnGriesel

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Arten (Gestalt)fibratus (fib) = faseriguncinus (unc) = hakenförmigcastellanus (cas) = türmchenf.humilis (hum) = niedrigmediocris (med) = mittelmäßigcongestus (con) = angehäuftlenticularis (len) = linsenförmig

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Unterarten (Anordung, Durchlässigkeit)undulatus (un) = wogenförmigtranslucidus (tr) = durchscheinendopacus (op) = dichtvertebratus (ve) = gegliedertlacunosus (la) = lückenhaftintortus (in) = gedreht…

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Sonderformen und Begleitwolkenpileus (pil) = mit Kappevirga (vir) = mit Fallstreifen…

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Bildungsgeschichtecirrocumulogenitusccgen gebildet aus noch bestehenden cc

acgen etc.

stratocumulomutatus scmut umgewandelt aus nicht mehr bestehenden sc

acmut etc.

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FlüssigwassergehalteLiquid Water Content (LWC)

Wolkenart LWC, g/m-3

cbcu

Ambosscirrusci

as/acst/sc

1,51,0

0,0350,02 q*ρ0,01 q*ρ

0,05-0,20 (breitenabhängig)

aus Vorgaben in einem Wettervorhersagemodell

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Übungen zu III.5.11. Bei welcher relativer Feuchte (bzgl. einer ebenen

Wasseroberfläche) können bei -20°C, -30°C und -40°C Eiswolken existieren? Vernachlässige dabei die Effekte durch Krümmung und Lösung.

2. Zeichne schematisch im Vergleich Köhlerkurven für ein gut lösliches und ein weniger gut lösliches Aerosol gleicher Stoffmenge (gleiche Molzahlen). Ein gut lösliches Aerosol hat einen höheren Van‘t Hoff Faktor als ein schlechter lösliches Aerosol.

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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

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Haushaltsgleichung für Taupunktdifferenz (siehe Kraus)

zWqvp

dtdp

zH

zQ

cTv

tT

p 1

622011

,)(

Warm/Kaltluftadvektion Strahlungsdivergenz turb. vert. fühl. Wärmeflussdivergenz Auf/Absteigen Feuchteadvektion turbul. vertikaler Wasserdampffluss

Nebelbildung ist ein extrem komplexer Prozess, der zu seiner Prognose die genaue Erfassung und Modellierung der Wechselwirkungsprozesse zwischen Landoberfläche und unterer Atmosphäre erfordert (siehe Arbeiten AG Bott)

Achtung: α ist dabei die Steigung der Sättigungsdampfdruckkurve de*/dT

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

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Bodennebel

z

(3) (2) (1)

H

H

H

H

θ

• 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.

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Nebel

Talnebel

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

• Aufwölbung durch Hangwindsystem

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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.

Absinkentrockener Luft Freie A tm osphäre

(fast ke ine Turbulenz)

Invers ions-Sch ich t

W olken-Sch.gu t du rchm ischte Sch.St oder Sc

tu rbulente F lüsseH (z) und E (z)

R eibung

M ischenKaltlu ft-A dvektion

Entra inm entm it V erdam pfenvon W olkentröpfchen

(starke Turbu lenz)

qProzesse Schichten

z

w olkenfre ie S chicht

- Q / z

Profileq

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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

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Bergnebel=orographische Wolken durch Überströmen

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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

>

>>

<

<

<

N s

As

C s

C i

W arm

K altluft-S ch leppe

K alt

z

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C: Mischungsnebel

(q ,T )

(q ,T )

m

T T T T1 m 2

m

K K

q

q

q

2

m

1

q D am pfspannungkurve

an Fronten

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Advektionsnebel• bereits gebildeter Nebel (über Wiesen, Mooren, Seen,

kalten Meeresströmungen…) wird durch leichten Wind mit der Luftmasse verfrachtet

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III.5.3 Niederschlag1. Fallender Niederschlag (Kondensation in der Atmosphäre)

– Niederschlagsbildung• warmer Regenprozess• Bergeron-Findeisenprozess (Mischphase)

– Niederschlagsverteilung– Extreme Niederschläge

2. Aufgewirbelter Niederschlag (kein Phasenübergang)3. Abgesetzter Niederschlag (Kondensation am Boden)

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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).

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Auftrieb Verdunstung

CCN-Aktivierung

Kondensationskerne

Kal

te W

olke

nW

arm

e W

olke

nKollision-Koaleszenz

HeterogeneNukleation

BergeronProzess

Wasserdampf-Deposition

Homogenegefrierende Nukleation

Aggregation

Reif-Absatz

Schmelzen

KontinuierlicheKollektionZerfall

SekundäresEis

Kalt-Nieder-schlag-Prozess

Warm-Niederschlag-

Prozess

Niederschlag

Kondensation

Niederschlagsprozess

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Tropfengrößen und Formen

Große RegentropfenR ~ 3 mm

v ~ 10 m/s

Kleine Regentropfen

R ~ 1 mmv ~ 7 m/s

NieseltropfenR ~ 100 μmv ~ 70 cm/s

WolkentropfenR ~ 10 μmv ~ 1 cm/s

DunsttropfenR ~ 1 μmv ~ 0.1 mm/s

Kondensations-kerneR ~ 0.1 μmv ~ 2 μm /s

fallende Tropfen

Tropfenspektrum

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Ausfluss

Mikrophysik warmer Wolken

Mikrophysik kalter Wolken

Niederschlag

Einfluss

AerosoleSpurengase

Niederschlag,das Ergebnis einer Kette dynamischer

und mikrophysikalische(Zufalls-)prozesse

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Wasserdampf

Wolken-Wasser Wolkeneis

Schnee

Regen Graupel/Hagel

Niederschlag am Boden

Niederschlagsprozessin Wettervorhersagemodellen

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RegenSchneeSchneeregenunterkühlter Regen EiskörnerSchneegrieselEisnadelnHagelHagelschauerFrostgraupelFrostgraupelschauerReifgraupelReifgraupelschauer

Niederschlagsarten

Mischwolkenohne

Vertikalbewegung

Mischwolkenmit

Vertikalbewegung (mehrfaches Gefrieren und Schmelzen möglich)

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

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Hollanda: 400 cm²h: 40 cm

Belgiena: 100 cm²h: 35cm

Englanda: 127 cm²h: 46 cm

Englanda: 127 cm²h: 69 cm

Portugala: 200 cm²h: 43 cm

Schwedena: 200 cm²h: 35 cm

Hollanda: 200 cm²h: 29 cm

Rußlanda: 200 cm²h: 40 cm

Islanda: 200 cm²h: 56 cm

Norwegena: 225 cm²h: 25 cm

a: Auffangfläche, h: Höhe der Auffangfläche

Beispiele für in Europa benutzten Niederschlagsmesser

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Konventionelle Messungen

Fehlerquellen:

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

Niederschlagsmessnetz 2002

GPCC = Global Precipitation Climatology Center (DWD, Offenbach)

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In situ beobachteter Niederschlagmittlerer Jahresniederschlag 1961-1990

mm/Monat

Quelle: Global Precipitation Climatology Center, DWD, Offenbach Räumliche Auflösung: 1° x 1°

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

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Aufbau eines Radarsystems

Sender

steuert Zeitpunkt des Aussendens- Pulslänge τ (0.1-10μs) - Pulswiederholungs-

frequenz PRF (100-3000 Hz)

Modulator

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

Empfänger

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

T/R Limiter

legt Sende- bzw. Empfangs-charakteristik fest

i

ie

or DVr

KhGPP 6

22

2223 12ln1024

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3D Radarinformation

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Bonner X-Band RadarMessungen mit 50 km und 100 km

Radius um Bonn im 5-Minuten-Zyklus

Erkennbar sind - Dämpfungseffekte- Abschattungen- Bodenechos- Reflexionen

Online-Zugriff überwww.radar-bonn.dewww.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

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Z-R Beziehung

Radarreflektivitätsfaktor Z [mm6/m3]

dDDDNV

D

e

ii

0

6

6

)(

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

bARZ 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).

Regenintensität R dDDDN

0

5,3)(

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Dynamik der Z-R-Beziehung

gemessene Tropfenspektren am

Boden (Symbole)im Vergleich zum Modell

(Linien)

1 mm/h 10 mm/h 100 mm/h

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Z der Radarmessung und Niederschlag am Boden

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

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DWD-RADOLAN-Produkt

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Wettersatelliten

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Strahlungscharakteristik des Niederschlags

Quelle: Encyclopediea of Atmospheric Science, 2002, S. 1973

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Winter (DJF) 1987-1998

Sommer (JJA) 1987-1998

Mittlere Verdunstungin mm/Tag

abgleitet aus AVHRR- und SSM/I-Daten

Mittlerer Niederschlagin mm/Tag

Quelle: J. Schulz

Satellitenbeobachtungen

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1 10 100 1000 10000 100000 1000000Z eitin te rva ll in m in

100

1000

10000

30

50

200300

500

20003000

5000

2000030000

50000

Nie

ders

chla

gs-S

umm

e in

mm

1 h 1 d 1 M onat 1 a

C herrapunji-W erte

Füssen

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58

III.5.3.2 Aufgewirbelter NiederschlagSchneefegen Windverfrachtung unterhalb der AugenhöheSchneetreiben Windverfrachtung auch oberhalb der AugenhöheGischt aufgewirbeltes Wasser über Wasseroberflächen

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III.5.3.3 Abgesetzter Niederschlag (1)• Bildung am Boden (Tau, Reif)

Q+LE+H+B=0 LE wird abgeführt durch neg. Q B H

Kondensation Strahlungstau Advektionstau nicht möglich weißer Tau (warme und da TB < TL

feuchte Luft üb. k. Boden)Sublimation Strahlungsreif Advektionsreif Rauhreif

• Bildung in der Atmosphäre– abgesetzte Nebeltropfen d.h. ohne Phasenumw. bei Bildung– Glatteis d.h. mit Phasenumw. bei Bildung (Gefrierwärme geht in B)

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weißer Tau und Reif

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Rauhreifbildung1. Luft ist nahezu gesättigt bzgl. Wasser2. Wasserdampf sublimiert als Eis an

der Oberfläche3. Latente Wärme (Sublimationswärme)

wird als fühlbare Wärme an die Luft abgeführt

LE

H

TL

eL

TB eBVoraussetzung:

eB = e*E(TB) < eL

undTB > TL

TL < TB 0°C

e*

e*w

e*weL > e*B

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Rauhreifbildung

** )(,wBE

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6220

Maximaler Eisansatz, wenn TB-TL maximal

TL -20°C -18 -15 -12 -8 -4TB-TL 0,33°C 0,35 0,36 0,35 0,30 0,18

Maximaler Eisansatz an Spitzen wegen

dv

L 3

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III.5.3.3 Abgesetzter Niederschlag (2)• Mischformen

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

überwiegt

– Rauheis wie rauhfrost, Absetzen von Hydrometeoren aus der Luft überwiegt

– Klareis wie Rauheis, doch bei Temperaturen um 0°C, Schmelzen und Gefriern erzeugen

kompaktes Eis

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Übungen zu III.5.31. Was ist das Hauptproblem bei der quantitativen

Niederschlagsbestimmung mittels Radar (3 Sätze)?2. Beschreibe den Weg eines Aerosolteilchen von seiner

Entstehung bis es als Kondensationskern eines Regetropfens zu Boden fällt (1/2 Seite).

3. Warum ist bei der Rauhreifbildung ein leichter Wind notwendig?

4. Schätze ab, wieviel Eis bei -8°C einem Wind von 1 m/s in einer Stunde an einer Spitze von ca. 1 mm Durchmesser abgesetzt werden kann.