In dieser Arbeit wird das Thema der vertikalen und horizontalen Luftmassenbewegungen behandelt. Wie entstehen diese Luftmassen und was haben ihre geographischen Lagen damit zu tun? Warum gibt es verschiedene Wetterlagen wie Nebel und wie entsteht beispielweise Smog? Spielen Gebirge und Wälder dabei auch eine Rolle?
Jeder Mensch kann sich unter Windbewegung etwas vorstellen und weiß, was es bedeutet. Aber wie es mit den klimatischen Prozessen dort aussieht, wissen die wenigsten. Viele Menschen können sich jedoch nicht vorstellen, wo die Luftmassen sich hinbewegen und was aus ihnen wird. Verschmelzen sie mit anderen Luftmassen? Lösen sie sich auf und werden irgendwo neu gebildet? All das wird in dieser Arbeit analysiert und anhand von Modellen und Tabellen dargestellt und erklärt.
Für diese Arbeit wird sich an aktuelle Theorien gerichtet, die bei diesem Thema sehr ausgearbeitet sind und sich in den nächsten Jahrzenten kaum ändern werden. Luftmassen, deren Eigenschaften und Prozesse betreffen unser Klima auf der Erde. Für das Beispiel einer trockenadiabatischen Zustandsänderung betrachtet man ein aufsteigendes und trockenes Luftpaket. Wichtig dabei ist, dass dieses Luftpaket keine Energie nach außen hin abgibt und von außen keine Energie erhält.
Ebenfalls ist in diesem Beispiel ein Luftaustausch mit der Umgebungsluft ausgeschlossen. Ein thermodynamisches und umgebungsabgeschlossenes System nennt man adiabatisch. Wenn es ausgeschlossen ist, dass bei diesem Prozess Kondensation mitwirkt wird es als trockenadiabatische Zustandsänderung benannt. Da der Luftdruck in der vertikalen abnimmt, dehnt sich ein aufsteigendes mit der Höhe aus. Anschließend wird Volumenarbeit geleistet, denn die Luftmoleküle müssen auf die Umgebungsgrenzen einen Druck ausüben, damit sich das Volumen in alle Richtungen ausdehnen kann.
Inhaltsverzeichnis
Abbildungsverzeichnis
Tabellenverzeichnis
1 Einleitung
2 Luftmassenbewegungen
2.1 Vertikale Luftmassenbewegung
2.1.1 Trockenadiabatische Zustan dsänderung
2.1.2 Feuchtadiabatische Zustandsänderung
2.1.3 Labil ität und Stabilität
2.2 Horizontale Luftmassenbewegung
2.2.1 Geostrophischer Wind
2.2.2 Ryd - Scherh ag Effekt
2.2.3 Geotriptischer Wind
3 Fazit
Literaturverzeichnis
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Temperaturkurve eines adiabatisch aufsteigenden Luftpakets mit und ohne Kondensation
Abbildung 2: Adiabatische Zustandsänderung in verschieden geschichteten Atmosphären nach gezwungener Hebung
Abbildung 3: Adiabatische Zustandsänderung von Luftpaketen in verschieden geschichteten Atmosphären nach differentieller Erwärmung
Abbildung 4: Entstehung des geostrophischen Windes auf der Nord - und Südhemisphäre
Abbildung 5: Entstehung von Konvergenz - und Divergenzgebieten im Höhenströmungsfeld eines Jetstreams
Abbildung 6: Kräftegleichgewicht beim geotriptischen Wind
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1: Der feuchtadiabatische Temperaturgradient in Abhängigkeit von Luftdruck und Lufttemperatur
1 Einleitung
Die Erde unterliegt einer Vielzahl von unterschiedlichen Einflüssen und komplizierter Prozesse. Einerseits gibt es die Naturgegebenheiten, die das Klima der Erde bestimmen und regulieren. Darunter fallen beispielsweise verschiedene Zirkulationen wie zum Beispiel die Wasserzirkulation in Seen und den Ozeanen, Windzirkulation und die globale Zirkulation, die wohl die Maßstäblichste von allen ist. Die globale Zirkulation hat den größten Einfluss auf das Klima der Erde. In der folgenden Arbeit wir das Thema der vertikalen und horizontalen Luftmassenbewegungen behandelt. Wie entstehen diese Luftmassen und was haben ihre geographischen Lagen damit zu tun? Warum gibt es verschiedene Wetterlagen wie Nebel und wie entsteht beispielweise Smog? Spielen Gebirge und Wälder dabei auch eine Rolle? Jeder Mensch kann sich unter Windbewegung etwas vorstellen und weiß was es bedeutet. Aber wie es mit den klimatischen Prozessen dort aussieht wissen die wenigsten. Viele Menschen können sich jedoch nicht vorstellen wo die Luftmassen sich hinbewegen und was aus ihnen wird.
Verschmelzen sie mit anderen Luftmassen? Lösen sie sich auf und werden irgendwo neu gebildet? All das wird in dieser Arbeit analysiert und anhand von Modellen und Tabellen dargestellt und erklärt. Für diese Arbeit wird sich an aktuelle Theorien gerichtet, die bei diesem Thema sehr ausgearbeitet sind und sich in den nächsten Jahrzenten kaum ändern werden. Luftmassen, deren Eigenschaften und Prozesse betreffen unser Klima auf der Erde.
2.1 Vertikale Luftmassenbewegung
Die vertikalen Luftmassenbewegungen sind ein wichtige Form der Windbewegung. Sie verursachen beispielweise den Nebel und andere klimatische Gegebenheiten und Wetterlagen.
2.1.1 Trockenadiabatische Zustandsänderung
In Abbildung 1 sieht man die Zustandsänderungen eines aufsteigenden Luftpakets.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 1: Temperaturkurve eines adiabatisch aufsteigenden Luftpakets mit und ohne Kondensation (Lauer & Bendix (2006), S. 88)
In der Abbildung ist ein zweidimensionales Diagramm dargestellt. Auf der Y - Achse ist die Höhe in Kilometern abgebildet und auf der X - Achse ist die Temperatur in °C dargestellt. Zu sehen ist der trockenadiabatische Temperaturgradient mit einsetzenden Kondensationsniveau ab 1,5km und der ab dem Zeitpunkt existierende feuchtadiabatische Temperaturgradient. In den vertikalen Luftmassenbewegungen ist häufig die Rede von den sogenannten Luftpaketen. Ein Luftpaket ist erst dann eines, wenn es ausreichend Luftmoleküle enthält und über die statischen Eigenschaften wie den Druck, der Windgeschwindigkeit und der Dichte eindeutig definiert werden kann. Ein Luftpaket wird erst als eines bezeichnet, wenn es die notwenige Anzahl von 10A16 Luftmolekülen besitzt (Lauer & Bendix (2006), S. 88).
Für das Beispiel einer trockenadiabatischen Zustandsänderung betrachtet man ein aufsteigendes und trockenes Luftpaket. Wichtig dabei ist, dass dieses Luftpaket keine Energie nach außen hin abgibt und von außen keine Energie erhält. Ebenfalls ist in diesem Beispiel ein Luftaustausch mit der Umgebungsluft ausgeschlossen. Ein thermodynamisches und umgebungsabgeschlossenes System nennt man adiabatisch. Wenn es ausgeschlossen ist, dass bei diesem Prozess Kondensation mitwirkt wird es als trockenadiabatische Zustandsänderung benannt. Da der Luftdruck in der vertikalen abnimmt, dehnt sich ein aufsteigendes mit der Höhe aus. Anschließend wird Volumenarbeit geleistet, denn die Luftmoleküle müssen auf die Umgebungsgrenzen einen Druck ausüben, damit sich das Volumen in alle Richtungen ausdehnen kann. Daher, dass man ein adiabatisches Luftpaket betrachtet, muss die geleistete Energie zur Ausdehnung von innen bereitgestellt werden. Das hat zur Folge, dass sich das Luftpaket abkühlt, weil gleichzeitig eine Abnahme der molekularen Bewegungsenergie ergibt.
Wenn die Druckverhältnisse mit der Änderung der Höhe, die Gasgleichung berücksichtigt und davon ausgeht, dass sich das Luftpaket der Umgebungstemperatur anpasst, dann kommt man auf die Abnahme der Temperatur von -0,98K / 100m. Umgekehrt ist es so, wenn das gleiche Luftpaket mit den gleichen Bedingungen absteigt, erwärmt es sich um den gleichen Temperaturwert von 0,98K / 100m. Vorausgesetzt, dass das Luftpaket sinkt und durch den ansteigenden Druck mit der Tiefe die betrachtete Luftmasse komprimiert wird. Das hat zur Folge, dass sich die molekulare Bewegungsenergie erhöht und somit auch die Temperatur dieses Luftpakets (Lauer & Bendix (2006), S. 85f.).
2.1.2 feuchtadiabatische Zustandsänderung
Der Unterschied zur trockenadiabatischen Zustandsänderung ist der, dass bei der feuchtadiabatischen Temperaturänderung mit der Höhe Kondensation auftritt. Das bedeutet, dass der vom Luftpaket mitgeführte Wasserdampf einer Phasenänderung unterliegt und Energie in Form von latenter Wärme freigibt. Einen Teil der investierten Wärmeenergie, die bei der Hebung in die Volumenarbeit benötigt wird, kann durch die freiwerdende latente Wärme ausgeglichen werden. Infolgedessen bleibt der Temperaturverlust hinter der des trockenadiabatischen Temperaturgradienten zurück. Somit kühlt sich ein feuchtadiabatisches Luftpaket mit der Höhe langsamer ab. Der feuchtadiabatische Temperaturgradient liegt somit zwar unter diesen 0,98K / 100m, ist aber dennoch nicht konstant. Er ist unterschiedlich, denn er richtet sich nach dem Wassergehalt in der Atmosphäre und der Kondensationsrate. Je mehr Wasserdampf kondensiert wird, desto geringer ist der feuchtadiabatische Temperaturgradient, da die benötigte Energie stärker ausgeglichen werden kann. Der Wasserdampfgehalt der Luft ist temperaturabhängig, daher kann bei höheren Temperaturen und gleichbleibendem Druck mehr latente Wärme freigesetzt werden. Somit ist der feuchtadiabatische Temperaturgradient in warmer und wasserdampfgesättigter Luft am geringsten (Hupfer & Kuttler (2006), S.76, Lauer & Bendix (2006), S. 86 f.).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tabelle 1: Der feuchtadiabatische Temperaturgradient in Abhängigkeit von Luftdruck und Lufttemperatur (Lauer & Bendix (2006), S.87)
Der Tabelle 1 kann man die wichtigsten Werte entnehmen. In den Reihen ist der Luftdruck in hPa und in den Spalten die Lufttemperatur dargestellt. Somit beträgt der feuchtadiabatische Temperaturgradient in den feuchtwarmen Tropen etwa 0,3K / 100m. In Richtung der Pole nimmt er zu und erreicht in den polaren Bereichen sein Maximum von annähernd dem trockenadiabatischen Wert 0,95K - 0,98K, da der Wassergehalt dort extrem niedrig ist. In trockenen Gebieten, in denen die Lufttemperaturen hoch sind, ist er aufgrund des massiven Wassermangels recht hoch. Andersherum, wenn ein Luftpaket feuchtadiabatisch absinkt, dass bedeutet das Wasser verdunstet wird, erwärmt es sich weniger als 0.98K / 100m. Der Grund dafür ist, dass ein Teil der trockenadiabatisch gewonnenen Komprimierungswärme zur Phasenänderung des Wassers benötigt wird. Umso mehr Wasser oder Eis in Wasserdampf überführt wird, desto geringer fällt die Erwärmung des Luftpakets aus (Lauer & Bendix (2006), S. 87, Hupfer & Kuttler (2006), S. 76).
2.1.3 Labilität und Stabilität
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Die adiabatischen Zustandsänderungen werden von zwei unterschiedlichen Prozessen beeinflusst mit denen ein Luftpaket angehoben werden kann. Das ist zum einem die thermische Konvektion. Dies bedeutet, dass Luftmassen aufsteigen können, in dem ein Temperaturunterschied mit der Höhe vorherrscht. Zum anderen gibt es die dynamische Turbulenz. Diese definiert sich darüber, dass durch starke Reibung, etwa durch Gebirge, Wälder oder sonstige Fronten, Hebungsvorgänge und Windscherung zur Folge haben (Lauer & Bendix (2006), S.87).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 2: Adiabatische Zustandsänderung in verschieden geschichteten Atmosphären nach gezwungener Hebung (Lauer & Bendix (2006), S. 90)
In der Abbildung 2 wird die Hebung eines Luftpakets durch einen turbulenten Hebungsimpuls an stabilen und labilen Adiabaten dargestellt. In der linken Grafik ist ein geometrischer Gradient von -1,5K / 10m vorausgesetzt. Hier ist die trockenlabile und feuchtlabile Luftpakethebung abgebildet. Ob ein Luftpaket aus einer indifferenten Lage zum Aufstieg gezwungen wird, hängt von dem Temperaturverlauf der Umgebungsluft mit der Höhe ab und zu seinem Verhalten gegenüber der adiabatischen Zustandsänderung. Ein weiterer Faktor ist, ob nach einiger Höhe Kondensation einsetzt oder nicht. In diesem Fall ist zu erkennen, dass das Luftpaket in der Höhe stets wärmer bleibt als seine Umgebungsluft. Bei einem überadiabatischen geometrischen Temperaturgradienten wie in diesem Beispiel zu sehen, wird ein adiabatisch aufsteigendes Luftpaket immer weiter aufsteigen. Kommt es mit der Höhe nicht zu einer Kondensation, dann bezeichnet man dieses Luftpaket als trockenlabil. Ein feuchtlabiler Zustand ist derselbe wie bei dem trockenlabilen Zustand. Der einzige Unterschied ist der, dass ein feuchtlabiles Luftpaket sich nicht so stark abkühlt, wegen dem darin enthaltenen Wasseranteil. In der mittleren Grafik ist ein geometrischer Gradient von -0,75K / 100m vorausgesetzt. Hier wird die trockenstabile und feuchtlabile Luftpaketbewegung gezeigt. Der trockenstabile Temperaturgradient ist hier wieder -1K / 100m. In dieser Grafik erkennt man, dass das trockenstabile Luftpaket bereits nach 200m kälter ist als seine Umgebungsluft. Deswegen sieht man, dass die Luftmasse sich zwischen 100m und 200m einpendelt und sich dort stabilisiert. Das feuchtlabile Luftpaket hingegen hat auch hier durch seinen enthaltenen Wasseranteil einen Temperaturgradienten von -0,5K / 100m. Es gibt sich zu erkennen, dass es ein labiler Vorgang ist, da der Temperaturgradient der Umgebung höher ist, als das des Luftpakets. Folglich steigt diese Luftmasse immer weiter auf. In der rechten Grafik wird ein geometrischer Gradient von -0,25K / 100m vorausgesetzt. In diesem Beispiel pendeln sich sowohl das trockenstabile als auch das feuchtstabile Luftpaket zwischen 100m und 200m Höhe ein, denn hier ist die Umgebungsluft nach 200m Höhe schon deutlich über dem der dargestellten Luftpakete (Lauer & Bendix (2006), S. 89f.).
Dieses Modell kann man auch noch weiter ausbauen, in dem man eine Isothermie oder eine Inversion betrachtet.
Umgebungsluft Luftmassen nicht beliebig aufsteigen. Bei 200m ergibt sich, dass die trockenadiabatische Luftmasse verharrt und sich auf dieser horizontalen Ebene stabilisiert. Bei der feuchtadiabatischen Luftmasse geschieht dies erst nach mehreren Höhenmetern, da der Temperaturgradient geringer ist und erst nach 400m die Temperatur der Umgebungsluft erreicht hat. Auch dieses Luftpaket verharrt an dieser Stelle und bewegt sich nicht mehr (Lauer & Bendix (2006), S.91).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 3: Adiabatische Zustandsänderung von Luftpaketen in verschieden geschichteten Atmosphären nach differentieller Erwärmung (Lauer & Bendix (2006) S.91)
In der rechten Grafik ist eine Inversion abgebildet. Eine Inversion ist ein Spezialfall und kann durch drei verschiedene Prozesse hervorgerufen werden. Dass bedeutet, dass die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Zum einen kann es durch eine Absinkinversion entstehen. Besonders in Hochdruckgebieten, bei absinkenden Luftmassen, da die Luftmasse sich trockenadiabatisch erwärmt und somit ab einem bestimmten Höhenniveau wärmer ist als die vorherrschende Umgebungstemperatur. Zweitens kann eine Bodeninversion entstehen bei einer nächtlichen Auskühlung des Erdbodens, da sich die direkt darüber liegende Schicht schneller abkühlt. Zuletzt gibt es noch die Aufgleitinversion. Diese Inversion entsteht, wenn sich eine Warmfront in höheren Niveaus eintritt und verstärkt Warmluftzufuhr erfolgt und die darunterliegenden Schichten von diesem Prozess noch nicht betroffen sind (Weischet (2002), S. 117; Strahler & Strahler (1999), S. 141f.).
In diesem Beispiel beträgt der geometrische Gradient +1K / 100m. Dies hat zur Folge, dass jedes Luftpaket, das sich abkühlt, irgendwann nicht mehr aufsteigen kann und dann wieder absinkt oder in seiner Position verharrt (Lauer & Bendix (2006), S.90f.).
2.1 Horizontale Luftmassenbewegung
Die horizontalen Luftmassenbewegungen sind Winde, die die Gegebenheiten der Erde mit bestimmen. Die durch die horizontalen Luftmassen verursachen unter anderem Jetstreams, die maßgeblich zum Klima beitragen.
2.2.1 Geostrophischer Wind
In Abbildung 4 ist der Ryd - Scherhag Effekt dargestellt. Zu erkennen ist seine Entstehung und sein Verlauf.
[...]
- Arbeit zitieren
- Maurice Maaß (Autor:in), 2015, Vertikale und horizontale Luftmassenbewegung. Entstehung sowie geographische Lage, München, GRIN Verlag, https://www.grin.com/document/1268617
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