Kondensation, Wolkenbildung, Niederschlag

Ausbildungsseminar 12/13 Wetter und Klima Kondensation, Wolkenbildung, Niederschlag Christian Hammer 1

Inhaltsverzeichnis 1. Wasserdampf in der Atmosphäre...3 Seitenzahl 2. Vertikalbewegung von Luftmassen.4 3. Kondensationsniveau.7 4. Wolkenbildung..8 5. Niederschlag..13 6. Einfluss anthropogener Aerosole auf das Klima..15 7. Zusammenfassung.16 8. Literaturverzeichnis..17 2

1. Wasserdampf in der Atmosphäre Des Wasser spielt für die klimatologischen und meteorologischen Prozesse in der Atmosphäre eine entscheidende Rolle. Wasser ist der einzige Bestandteil der Erde, der in all seinen Aggregatszustände in der Atomsphäre gleichzeitig vorkommen kann, was einen sehr bedeutenden Effekt auf die Prozesse in der Wolke hat. Luftfeuchtigkeit Als Luftfeuchtigkeit wird der Wasserdampfgehalt der Luft verstanden. Sättigungsdampfdruck Der Sättigungsdampfdruck ist der maximal mögliche Dampfdruck, der erreicht werden kann. Dieser ist stark Temperaturabhängig und entspricht in der Atmosphäre meist nicht dem tatsächlich gemessenen Dampfdruck o o o Sättigungsdampfdruck E Tatsächlicher Dampfdruck e Relative Feuchte Abbildung1 Hier ist der Verlauf des Sättigungsdampfrucks in Abhängigkeit der Temperatur dargestellt. Entscheidend ist, dass sich die Werte auf eine ebene Wasserfläche beziehen. ( nach Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003) E [hpa] 6, 78 exp, [ ], [ ] (1) Magnussche Dampfdruckformel nach H.G. Magnus 1802-1870 3

Wenn man sich den Sättigungsdampfdruck über Eis betrachtet, der folgender Beziehung genügt, sieht man, dass dieser nur geringfügig dem des Wassers verschieden ist. E [hpa] 6, 78 exp, [ ], [ ] (2) Konsequenzen der Unterschiedlichen Sättigungsdampfdrücke: Da in Wolken meist alle drei Aggregatszustände des Wassers gleichzeitig vorkommen, sorgt die Dampfdruckdifferenz E E E innerhalb der Wolke für folgendes Phänomen. Wassermoleküle über Wassertropfen wandern auf Grund von de in Richtung der Eiskristalle. Dies hat zur Folge, dass sich nun mehr Moleküle an den Eiskristall binden, als ihn verlassen. Umgekehrt sieht dies beim Wasser aus. Dieser verliert mehr Wassermoleküle, wie er durch Kondensation erhält Ergebnis: In einem System von Eis- und Wasseroberflächen mit gemeinsamer Dampfatmosphäre wächst die Masse des Eises auf Kosten des Wassers. 2. Vertikalbewegung von Luftmassen Trotz der geringen Vertikalgeschwindigkeiten, welche in der Größenordnung zwischen einigen bis ein paar liegen, haben die Vertikalbewegungen der Luftmassen eine enorme Einfluss auf die Gestaltung von Wetter und Klima Wir unterscheiden zwischen den folgenden Hebungsprozessen: Dynamische Turbulenz: Die Dynamische Turbulenz entsteht auf Grund sehr hoher horizontaler Windgeschwindigkeiten. Dabei wird die Luftströmung durch die Reibung der Erdoberfläche in den unteren Schichten stark verringert, was zur sog. Windscherung führt. Diese verursacht Luftwirbel, welche die untere Luftschicht nach oben transportiert und die obere nach unten. Im Falle einer stabilen Schichtung der Atmosphäre ist die vertikale Erstreckung relativ gering und findet meist nur in Bodennähe statt. Bei labiler Schichtung und genügend großer Reibung, kann die Vertikalbewegung bis zu 1500m Höhe reichen. 4

Abbildung 2: Dynamische Turbulenzen. Vertikale Erstreckung in Abhängigkeit von der Schichtung ( nach Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003) Thermische Konvektion: Infolge ihrer unterschiedlichen Dichte steigt oder sinkt Luft auf der Erde in Abhängigkeit von ihrer Temperatur. Warme Luft steigt auf, da ihre Dichte geringer ist, als die von kühlerer Luft, kalte Luft hingegen sinkt. Dieser Prozess wird von Wissenschaftlern als Konvektion bezeichnen. Konvektion ist einer der Wege, über die Wolkenbildung möglich ist. Wenn die Sonne scheint, wird die Wasserdampf enthaltende Luft über dem Erdboden erwärmt und beginnt zu steigen. Auf dem Weg nach oben kühlt sie sich ab. o o Im Verglich zur den dynamischen Turbulenzen hat die thermische Konvektion eine sehr viel größere vertikale Erstreckung. Diese kann die gesamte Troposphäre einnehmen. Unter den Richtigen Voraussetzungen können Wolken sogar bis in die Tropopause gelangen. Thermische Konvektion wird durch eine labile Atmosphärenschichtung stark gefördert. Wohingegen eine stabile Schichtung nur schwache Thermik zulässt. 5

Hebung von Luftmassen durch Aufgleiten Tiefdruckgebiet gleitet mit einer bestimmten Neigung auf die kühlere Luftmasse auf. Bei dieser Art der Hebung bildet sich ein charakteristisches Wolkensystem. Dieses Wolkensystem lässt sich schon ca. 24 Stunden vor dem ankommen der Warmfront beobachten. Wie in Abbildung dargestellt ist, kann man die ersten Wolkenerscheinungen als Vorboten für kommendes schlechtes Wetter deuten. Abbildung 3: Aufgleiten einer Warmfront auf Luftmassen höherer Dichte. Gut erkennbar, die Cirren, welche als Vorboten einer Schlechtwetterfront zu verstehen sind. ( nach Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003) Die ersten Schlechtwetterboten machen sich durch Cirrenfelder, die sich etwa in 7-11Km Höhe befinden bemerkbar. In der Regel liegt die zugehörige Warmfront ca. 500-1000Km hinter den Anfängen des charakteristischen Wolkensystems. Orographische Hebung: Im meteorologischen Sinne ist der Einfluss des Geländes auf das Wetter gemeint. Beispielsweise entsteht durch die orographische Hebung der Luft beim Hinaufströmen auf ein Gebirge Abkühlung und damit verbunden Kondensation, Wolkenbildung und Niederschlag. Hinter dem Gebirge erfolgt ein Absinken der Luft und damit Wolkenauflösung und Erwärmung(Föhn). Stabilitätskriterien und ihre klimatologischen Konsequenzen für konvektive Prozesse 6

3. Kondensationsniveau Für die vertikale Aufwärtsbewegung, bei der sich der tatsächliche Dampfdruck e unterhalb E befindet, spricht man von einer vertikalen Aufwärtsbewegung unter trockenadiabatische Abkühlung. Im laufe des Hebungsvorganges und der damit verbundenen trockenadiabatischen Abkühlung, nähert sich der tatsächliche Dampfdruck des Wasserstoffes immer mehr dem Sättigungsdampfdruck. Sobald dieser erreicht ist, endet die reine trockenadiabatische Zustandsänderung. Dieses Höhenniveau bezeichnet man als Kondensationsniveau. Beispielsrechung zur Bestimmung des Kondensationsniveaus aus der Magnuskurve: Ab dem Kondensationsniveau geht die trockenadiabatische Zustandsänderung in die Kondensations-(feucht-) adiabatische Zustandsänderung über.hier überlagern sich zwei Effekte. Zum einen die adiabatische Expansion, d.h. die Abkühlung alleine durch Expansion ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung. Zum anderen findet aufgrund der, durch weitere Hebung hervorgerufenen Übersättigung, Kondensation statt. Diese führt zur Erwärmung der aufsteigenden Luftmasse. Ein Rückgang der spez. Feuchte, in der sich bildenden Wolke, von bewirkt eine Erwärmung der Luft um 2,5 C. Dies hat zur Folge, dass sich der Temperaturgradient vergrößert. Dadurch wird die weitere Konvektion begünstigt. Abbildung 4: Temperadurgradient; Feucht- und Trockenadiabate. (nach Einführung in die Allgemeine Klimatologie, Wolfgang Weischet und Wilfried Endlicher, 7.Auflage) 7

4. Der Prozess der Wolkenbildung Eine Wolke ist definiert als eine Ansammlung kleiner Wassertröpfchen in einigem Abstand zur Erdoberfläche. Die Frage wie sich diese Wassertröpfchen bilden, kann mithilfe der thermodynamischen Prozesse der vorherigen Kapitel nicht beantwortet werden. Zur Tröpfchenbildung kommt es erst, wenn Wolkenkerne oder auch Kondensationskerne genannt, in der Atmosphäre vorhanden sind an denen der gasförmige Wasserdampf kondensieren kann. Ohne diese Kerne bräuchte man Übersättigung von ca. 300% damit sich die einzelnen Wassermoleküle zu einem Tropfen zusammenschließen. Zum anderen muss mit einbezogen werden, dass sich der Sättigungsdampfdruck über gekrümmten Oberflächen anders verhält als über einer ebenen Wasseroberfläche. Kondensationskerne und Aerosole: Aerosole: Aerosole lassen sich auf verschiedene Weisen in Kategorien einteilen. Kriterien können die Entstehung der Aerosolteilchen, ihre Materialeigenschaften (fest oder flüssig) oder ihre Wirkung (Kondensationskeime) sein. Aerosole können ebenso wie Staub auf viele unterschiedliche Weisen entstehen. In der Meteorologie sind Kondensationsaerosole von großer Bedeutung. Deren Teilchen bilden sich spontan durch Kondensation oder Desublimation aus übersättigten Gasen. In Abhängigkeit von dem Ursprung der Teilchen lässt sich zwischen primären und sekundären Aerosolen unterscheiden. Die Teilchen der primären Aerosole stammen meistens aus mechanischen oder thermischen Prozessen. Bei den sekundären Aerosolen haben sich die Teilchen aus gasförmigen Stoffen durch chemische Reaktion und/oder durch Anlagerung der Reaktionsprodukte an Kondensationskerne gebildet. Kondensationskerne: Die Fähigkeit als Kondensationskern zu dienen hat prinzipiell jeder Aerosolpartikelallerdings wird die Intensität dieser Fähigkeit durch die Zusammensetzung und die Größe des Partikels bestimmt. Je größer ein Partikel ist, desto mehr wasserlösliche Einzelkomponenten sind in ihm enthalten. Es ist somit mehr hydrophile Masse vorhanden, die Wasserdampf am Partikel kondensieren lässt. Bei Aerosolpartikeln, in denen keine hydrophilen Komponenten enthalten sind, wie zum Beispiel bei Ruß, kommt es auf die Oberfläche des Partikels an, wie gut Wasserdampf an ihm kondensieren kann. Je größer die Oberfläche des Aerosolpartikels, desto mehr Wasser kann an ihm kondensieren. Größere Partikel bilden früher Wolkentröpfchen als kleinere. 8

Herkunft und Größe von Wolkenkernen: Background Aerosol: Das Background Aerosol ist das am meisten vorkommende Aerosol und hat kontinentalen Ursprung. Aufgrund der in der Atmosphäre stattfindenden Austauschund Mischungsvorgängen sind Background-Aerosole in der gesamten Troposphäre vorhanden und wirken bei der Wolkenbildung als Kondensationskerne. 200 Teilchen pro (kontinentferne Ozeane, Polargebiete) 600 Teilchen pro Maritimes Salzarosol: Diesem Aerosol hat man früher eine bedeutende Rolle zur Wolkenbildung über den Ozeanen vorhergesagt. Bei Verdunstungsprozessen bleiben Salze als Rückstände in der Atmosphäre zurück. Neuerdings weiß man aber, dass diese Aerosole keine Rolle bei der Wolkenbildung spielen, da ihre Konzentration in der Atmosphäre viel zu gering ist. Ebenso ist die vertikale Erstreckung auf nur mehrere hundert Meter beschränkt. Anthropogene Luftverunreinigungen: Diese von Menschenhand erzeugten Aerosole machen ca. 2-3% der Kondensationskerne aus. Global betrachtet ist das kein großer Wert. Da diese Aerosole allerdings stark vermehrt in industriellen Ballungsgebieten vorkommen, haben diese eine nicht zu verachtenden Anteil bei der Wolkenbildung Abbildung 5: Herkunft von den unterschiedlichen Aerosolen. (http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/datei:aerosole_entstehung.gif) 9

Man Unterscheidet die Wolkenkerne der Größe nach: Aitken-Kerne, Große Kerne, Riesenkerne Tröpfchenbildung Bei der Bildung eines Wolkentropfens spielen zwei entgegengesetzte Effekte eine Rolle. Zum einen wissen wir, dass das Tropfenwachstum nicht bei null beginnt, sondern aufgrund der Kondensationskerne schon einen Anfangsdurchmesser besitzt. Da die meisten Aerosolteilchen zudem wasserlöslich sind, so dass sie sich aufzulösen beginne, sobald Wasser auf ihnen kondensiert, kommt der sogenannte Lösungseffekt zum Tragen. Der Sättigungsdampfdruck über einer Lösung ist kleiner als über reinem Wasser. Zum anderen müssen wir uns jetzt den Dampfdruck über einer stark konvex gekrümmten Oberfläche betrachten. Der Sättigungsdampfdruck über konvex gekrümmten Oberflächen ist höher, als der ebener Oberflächen. 10

Gibt man Salze in Wasser, so erhöhen sich die molekularen Bindungen im Wasser. Folglich wird es schwieriger, Wasser zu verflüssigen bzw. zu verdampfen. Wir erhalten mit dem Lösungs- und den Krümmungseffekt, zwei Prozesse, die sich entgegengesetzt verhalten.die relative Feuchte, die bei Sättigung über einem Tropfen einer Lösung herrscht erhält man somit durch Kombination von Krümmungs- und Lösungseffekt. Relative Feuchte aus der Kombination des Krümmungs- und Lösungseffekts. 11

Abbildung 6: Tröpfchenradiusverlauf in Abhängigkeit von der Anfangsgröße des NaCl Kondensationskerns, vom Lösungseffekt und vom Krümmungseffekt. (nach Einführung in die Allgemeine Klimatologie, Wolfgang Weischet und Wilfried Endlicher, 7.Auflage) Wenn der Tropfen sehr klein und die Konzentration der Lösung daher groß ist, überwiegt der Lösungseffekt und es können Tropfen bei einer relativen Feuchte von 80% entstehen.mit zunehmenden Radius und abnehmender Salzkonzentration kommt der Krümunngseffekt mehr zur Geltung, die Luft ist über den Tropfen erst bei einer relativen Feuchte von mehr als 100% gesättigt. Eiskristalle Die Kondensation von Wassermolekülen wird durch die sogenannten Kondensationskerne erreicht. Diese sind in einer Vielzahl in der Atmosphäre vorhanden. Gut geeignete Kondensationskerne, sind solche, die Hydrophil und relativ groß sind. Die Struktur dieser Kerne ist nicht entscheidend. Anders ist dies, wenn wir uns Eiskristalle betrachten. In der Wolke finden wir unterkühlte Wassertropfen bis zu -30 C vor. Der Gefrierpunkt von Wasser ist aber bei 0 C. Woran liegt das? Um einen Eiskristall bilden zu können, müssen die Moleküle entweder so sehr verlangsamt werden, dass sie sich zu einem Eiskristall zusammenfügen können. Dazu sind sehr tiefe Temperaturen notwendig. Eine andere Möglichkeit, besteht darin, dass sich in der Umgebung der Wassermoleküle schon Eiskristalle befinden. Diese müssen nicht vollständig Strukturgleich sein. Im Fall des Gefrierens genügt ein 12

Strukturähnlicher Kristall. Die Deposition ist dagegen aufgrund der viel höheren Bewegungsenergie der Moleküle viel schwieriger und bedarf einen vollständigen isomorphen Kristallisationskeims. In der Atmosphäre sind allerdings keine Kristallisationskeime vorhanden, was zur Folge hat, dass sich sehr stark unterkühlte Wassertropfen in der Wolke befinden, und die vollständige Eiskristallbildung erst bei ca. -35 C beginnt. 5. Niederschlagsbildung Abbildung 7: Vorkommen der verschiedenen Tropfengrößen. (nach Einführung in die Allgemeine Klimatologie, Wolfgang Weischet und Wilfried Endlicher, 7.Auflage) Bei der Niederschlagsbildung wird grob aus zwei Prozessen unterschieden Koagulation: Dieser Prozess der Tropfenbildung findet nur in reinen Wasserwolken statt. Die Regenwahrscheinlichkeit ist eher gering, und ist an zwei Voraussetzungen der Wolke gebunden. Falls es doch zu Regen aus reinen Wasserwolken kommt, ist dieser meist Niesel oder kleintropfiger Regen. Voraussetzungen für Koagulation: 13

Kolloide Labilität: Wolkenluft, deren tröpfchenspektren auch größere Wassertropfen enthält. Erst diese unterscheiden sich in ihrer Sink- bzw. Steiggeschwindigkeit. Dadurch ist es ihnen möglich mit den Tropfen mit unterschiedlicher Geschwindigkeit zu kollidieren und somit sich zusammanfügen(koagulieren). Koagulationsstrecke: Damit, unter der Voraussetzung der kolloiden Labilität, der Tröpfchenradius groß genug anwachsen kann, um schließlich als Niesel bzw. Regen auszufallen, muss die Wolke eine genügen große vertikale Erstreckung aufweisen. Depositionswachstum: In Mischwolken, d.h. in Wolken, in denen Wassertropfen und Eiskristalle gleichzeitig existieren, beruht der Prozess des Niederschlags auf der Bildung von Eiskristallen. Diese bilden sich auf Kosten des Wassers. In Kapitel 1 wurde schon besprochen, dass sich der Sättigungsdampfdruck über Eis von dem über Wasser unterscheidet. Dadurch entsteht innerhalb der Wolke ein Dampfdruckgefälle, was zur Folge hat, dass sich vermehrt Wassermoleküle aus der Dampfphase in Richtung der Eiskristalle bewegen. Somit setzen sich mehr Moleküle an dem Eiskristall ab, als ihn verlassen. Beim unterkühlten Wassertropfen verläuft dieser Prozess umgekehrt. Es verdunsten mehr, als kondensieren. Demzufolge wächst der Eiskristall stetig an, wohingegen das unterkühlte Wasser zunehmend an Größe verliert. Durch Aufwinden getragen, kann der Eiskristall weitere Wassertropfen einfangen und an Größe gewinnen. Dies geschieht so lange, bis dessen Masse so groß ist, dass die Aufwinde in nicht mehr tragen können, und die Gewichtskraft überwiegt und er Richtung Erde fällt. Ob es sich dabei um Schnee, Hagel oder Graupel handelt, hängt von der Temperatur der Mischwolke ab. In welcher Form der Eiskristall am Erdboden ankommt, hängt von der Temperatur der unteren Troposphärenschicht ab. Die möglichen Niederschlagsarten sind, Schnee, Regen Hagel oder Niesel. 14

6. Direkter und indirekter Einfluss des anthropogenen Aerosolgehalts auf das Klima Seit den 90er Jahren haben Klimawissenschaftler begonnen, den Einfluss des anthropogenen Aerosols auf die Temperaturentwicklung der Erde zu betrachten. Dieses Problem stellt die Wissenschaftler vor eine sehr komplexe Aufgabe. Den Strahlungsantrieb der typischen, sich in der Atmosphäre befindlichen, Treibhausgase durch Modellsysteme zu berechnen gelingt dagegen sehr gut. Der Unterschied liegt in der Tatsache, dass der Großteil der Treibhausgase eine sehr hohe Verweildauer in Atmosphäre hat. Ebenso ist die vertikale, wie auch die horizontale geographische Veränderung sehr gering. Der anthropogene Aerosolgehalt hingegen hat eine sehr kurze lokale Verweildauer. Des Weiteren kann man ist es schwer die lokale Konzentration der unterschiedlichen Aerosolarten genau zu klassifizieren, da Teile von ihnen chemisch reagieren. Nichtdestotrotz hat man es geschafft, Modellsysteme zu entwickeln, die den Einfluss auf die Temperatur, Wolkenbildung und Niederschlag verdeutlichen. Man unterscheidet zwischen zwei Einflüssen des anthropogenen Aerosols: Direkter Einfluss: Abbildung 8: Dirkete Wirkung von Aerosolen. (http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/datei:aerosole_entstehung.gif) Die erhöhte Anzahl der Aerosole für zur Reflexion der einfallenden Strahlung. Dadurch kommt es zur Temperaturabnahme in den untersten Troposphären Schichten. Des Weiteren hat die Abkühlung zur Folge, dass in polaren Gebieten und in Sibirien eine stärkere Schneebedeckung vorliegt, was dazu führt, dass die Albedo(Schneealbedo) erhöht wird. Dies zeigt Abbildung sehr deutlich. Für die Reflexion der einfallenden Sonnenstrahlung sind hauptsächlich Sulfat Aerosole verantwortlich. Dagegen sorgt Ruß für eine Absorption der solaren Strahlung, was zur Folge hat, dass die obere Atmosphärenschicht erwärmt wird. Dies führt zur Stabilisierung der Troposphäre und erschwert somit Konvektion. 15

Indirekter Einfluss : Im Indirekten Einfluss haben die Aerosolteilchen eine Wirkung auf die Wolke. Bei gegebener Wassermenge der Wolke, verteilt sich die Flüssigkeit nun auf mehrere Teilchen, was zur Folge hat, dass sich nun mehr Tropfen mit kleinerem Tropfenradius in der Wolke befinden. Verstärkung der solaren Reflexion Erhöhte Lebensdauer, da das Abregnen erschwert wird Abbildung 9: Indirekte Wirkung von Aerosolen. http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/datei:aerosole_entstehung.gif) 7. Zusammenfassung Damit sich Wolken bilden können, müssen Luftmassen feuchter Luft von der unteren Troposphäre in höhere Schichten befördert werden. Dies geschieht durch Konvektion, Turbulenzen oder auch durch orographische Hebung. Entscheidend ist die Höhe der Hebung. Wolkenbildung tritt erst ab dem Kondensationsniveau ein. Wenn die lokale Atmosphäre sehr stabil geschichtet ist, was sich in einem steilen Temperaturgradient bemerkbar macht, wird die Hebung und somit auch die Wolkenbildung erschwert. Eine Labile Schichtung hingegen fördert den Hebungsprozess. Ebenso entscheidend ist der Feuchtigkeitsgehalt der Luft, da bei hoher relativer Feuchtigkeit das Kondensationsniveau schneller erreicht ist. Durch Kondensationskerne, die zahlreich in der Atmosphäre vorhanden sind kommt es zur Kondensation. Ohne diese müssten Übersättigungen von bis zu 300% erreicht werde, damit sich überhaupt kleine Tropfen bilden können. Für den Wolkentypischen Niederschlag sind hauptsächlich Eiskristalle in der Wolke verantwortlich, die auf Kosten des unterkühlten Wassers wachsen können. Diese Eiskristalle wandeln sich bei der Bewegung in Richtung Erde in die uns bekannten Niederschlagsarten(Schnee, Regen, Hagel, Graupel) um. 16

8. Literaturverzeichnis [1] WEISCHET,W.: Einfhrung in die allgemeine Klimatologie, 7.Aufl.Teubner Verlag, Stuttgart [2] Klimatologie, Christian-Dietrich Schönwiese, 3. Auflage Ulmer Verlag [3] Meterologisches Grundwissen, Zmarsky/Kuttler/Pethe, 3. Auflage Ulmer Verlag [4] Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003 [5] http://wiki.bildungsserver.de/ 17