KAP2_PROZESSE - Institut für Physik der Atmosphäre

Kapitel II : Zustandsänderungen in der Atmosphäre
II-1: Adiabatische Expansion trockener Luft
II-2: Kondensation des Wasserdampfes
II-2-1: Wasserdampf in der Atmosphäre;
Definition der Luftfeuchtigkeit
II-2-2: Kondensation
A: Eine Analogie
B: Ablauf in der Atmosphäre
C: Die relative Feuchte und das Sättigungsmischungsverhältnis
D: Die latente Wärme
II-3: Adiabatische Expansion gesättigter Luft
II-4: Stabilität und Instabilität
1
Ein rasch expandierendes Gas kühlt
sich ab.
Reifenentlüftung,
Schlagrahmdruckpatrone,
CO2 Feuerlöscher usw.
2
Umgekehrt erwärmt sich
Gas unter Kompression.
Fahrradpumpe,
Kompressor,
Motor, usw.
3
Eine Luftblase steige isoliert auf …
Beim Aufstieg nimmt der Luftdruck
ab.
Z2
P2
P = P2
T=?
T2
Die Luftblase wird sich ausdehnen.
P
Diese Ausdehnung führt zu
Abkühlung.
Z1
P1
T1
P = P1
T =T1
4
Beim Abstieg einer Luftblase
hingegen …
… steigt der Luftdruck und die
Blase wird komprimiert…
Diese Kompression erwärmt
die Luftblase.
5
Durch die schlechte
Wärmeleitung der Luft
gleicht sich die Temperatur
der Blase bei Höhenänderungen nicht sofort an
die Umgebungsluft an.
Die Temperatur der umgebenden
Atmosphäre beeinflusst die
Abkühlung bzw. Aufheizung der
Blase nicht.
Solche Prozesse
heissen «adiabatisch».
Umgebungsluft
6
ABKÜHLUNG DURCH
EXPANSION
600 m
9°
Beim Aufstieg expandiert
die Blase …
…sie kühlt sich um rund:
 1° pro 100 m ab.
Genau : 0,98 ° pro 100 m.
0 m
15°
7
ERWÄRMUNG DURCH
KOMPRESSION
1000 m
5°
Beim Abstieg wird die
Blase komprimiert und …
…erwärmt sich um rund:
 1° pro 100 m.
100 m
14°
8
1° pro 100 m
beträgt die Temperaturänderung einer Luftblase bei adiabatischer
Vertikalbewegung.
Salopp spricht man vom trockenadiabatischen Gradient.
Dieser Wert ist nicht zu verwechseln mit :
• der Temperaturabnahme von -0.65° pro 100 m in der
Standardatmosphäre
• mit dem trockenadiabatischen Gradient in der konvektiv
durchmischten Schicht.
9
8.5°
1000 m
Standardatmosphäre
0 m
15°
5°
?
Konvektion
15°
10
Kapitel II : Zustandsänderungen in der Atmosphäre
II-1: Adiabatische Expansion trockener Luft
II-2: Kondensation des Wasserdampfes
II-2-1: Wasserdampf in der Atmosphäre;
Definition der Luftfeuchtigkeit
II-2-2: Kondensation
A: Eine Analogie
B: Ablauf in der Atmosphäre
C: Die relative Feuchte und das Sättigungsmischungsverhältnis
D: Die latente Wärme
II-3: Adiabatische Expansion gesättigter Luft
II-4: Stabilität und Instabilität
11
Wasserdampf ist Wasser (H2O) im
gasförmigen Zustand. Er ist unsichtbar.
Selbst völlig klare Luft enthält noch eine
gewisse Menge Wasserdampf.
12
Ebenso der Dampf, der
aus den Kochtöpfen
entweicht.
Wolken und Nebel bestehen
aus feinsten Wassertröpfchen
(oder Eis).
13
Die Luftfeuchte beschreibt die in der Luft
enthaltene Menge des Wasserdampfes.
In der Meteorologie gebräuchliche
Grössen dafür sind:
das «Mischungsverhältnis» : r,
die «spezifische Feuchte» : q
und die «relative Feuchte» : U.
Diese Grössen können durch die Messung
der « Taupunktstemperatur »
oder der « Feuchttemperatur » eines Psychrometers
ermittelt werden.
14
Das Mischungsverhältnis r
Der Wasserdampfgehalt kann als Verhältnis
von Masse und Volumen des Dampfes definiert werden:
Feuchte =
Masse (g) des Dampfes
Volumen (m3) des Dampfes
Die Feuchte einer aufsteigenden und damit expandierenden
Luftblase nimmt nach dieser Feuchtedefinition ab.
15
In der Meteorologie verwendet man gerne ein Feuchtemass,
das bei Vertikalbewegungen trotz Expansion erhalten
bleibt: «Das Mischungsverhältnis r » :
Das Mischungsverhältnis ist
definiert als Massenverhältnis des
Dampfes zur trockenen Luft.
Mischungsverhältnis r =
mL
mD
mD
mL
Weil der Wasserdampfgehalt immer gering ist (<4 %),
wird r in g Wasserdampf pro kg trockener Luft
16
angegeben.
Ebenfalls gebräuchlich ist die
«spezifische Feuchte q» .
Die spezifische Feuchte ist definiert
als Massenverhältnis des
Dampfes zur feuchten Luft.
Spezifische Feuchte q =
mL
mD
m=mL+mD
mD
mL+mD
Durch den geringen Wasserdampfgehalt (<4 %),
haben r und q annähernd den gleichen Zahlenwert.
17
Luftdichte in Bodennähe
Bei:
•einem «Standarddruck»
von 1013,25 hPa ,
•einer Temperatur von
288 K (15°C),
1 m3
1 m
1.225 Kg
(Höhe 0)
1 m
1 m
enthält 1m3 Luft
1,225 kg Masse.
Die Luftdichte  beträgt 1,225 kg/m3
Übrigens … welche Masse enthält
1m3
Wasser?
18
1 m
Wasserdampfgehalt in diesem Volumen ?
1m3 Luft enthält
nur einige Gramm
Wasserdampf !
1 m3
1.225 Kg
• 25 à 30g in den Tropen,
(Höhe 0)
• 10 g in mittleren Breiten.
1 m
1 m
Obwohl Wasserdampf in der Atmosphäre nur in
geringen Mengen vorkommt, spielt er eine
wesentliche Rolle.
Es gibt eben … viele
m3
!!!
19
Ausdrücke von r und q mit den Dichten D, L und
 des Wasserdampfes, trockener und feuchter
Luft
V ist das Volumen der Luftblase
Es gilt :
D = mD/V
L = mL/V
Damit wird:
r = D / L
und
und
 =(mL +mD)/V,
q =  D/  .
20
Weiterer klassischer Ausdruck des
Mischungsverhältnisses
Feuchte Luft kann als Mischung von trockener
Luft und Wasserdampf aufgefasst werden.
21
In erster Näherung darf man annehmen,
dass die Eigenschaften
dieser Mischungen den
idealen Gasgesetzen
entsprechen,
insbesondere dem Daltonschen Gesetz über
Gasgemische.
22
In einem gegebenen Volumen verhält sich jedes Gas als
ob keine anderen Gase vorhanden wären.
Jedes von ihnen nimmt das gesamte Volumen ein.
1) Der Druck jedes Gases (Partialdruck)
entspricht der Temperatur und dem Volumen des
Gemisches.
(1. Gesetz von Dalton)
2) Der Gesamtdruck P des Gemisches entspricht der
Summe der Partialdrücke der Einzelgase
(2. Gesetz von Dalton)
23
In Luft, einem Gemisch aus trockener Luft und
Wasserdampf,
entspricht der Druck der Summe aus:
dem Partialdruck trockener Luft: pL
und dem Partialdruck des Wasserdampfes: e
P= pL + e
Das Mischungsverhältnis r = v/a
kann auch durch die Partialdrücke ausgedrückt werden :
r = 0,622 e/pL = 0,622 e/(P- e)
Klassische und wichtige Beziehung, die es später erlaubt, die
24
Darstellung der Feuchte im Emagramm zu verstehen.
Kapitel II : Zustandsänderungen in der Atmosphäre
II-1: Adiabatische Expansion trockener Luft
II-2: Kondensation des Wasserdampfes
II-2-1: Wasserdampf in der Atmosphäre;
Definition der Luftfeuchtigkeit
II-2-2: Kondensation
A: Eine Analogie
B: Ablauf in der Atmosphäre
C: Die relative Feuchte und das Sättigungsmischungsverhältnis
D: Die latente Wärme
II-3: Adiabatische Expansion gesättigter Luft
II-4: Stabilität und Instabilität
25
A: Ein einfache Analogie
26
Um zu verstehen, wie Wasserdampf zu Woken
kondensiert, kann man die Auflösung von Salz in
Wasser heranziehen.
Aber Achtung! Es handelt sich lediglich um
ein bequemes Bild…
denn… es braucht keine Luft, damit Wasserdampf
27
sich verflüssigt !
1. In Wasser von 15° geben
wir unter Rühren Salz zu.
Anfänglich löst sich das Salz
vollständig im Wasser auf.
15°
2. Nach einer gewissen
zugefügten Salzmenge lösen
sich weitere Salzkristalle nicht
mehr auf.
Die Lösung ist gesättigt.
15°
28
3. Erwärmen wir auf 30° : die
ungelösten Kristalle verschwinden…
… man kann sogar noch Salz
nachgiessen …
30°
bis wiederum die
Sättigung erreicht
ist.
30°
Für jede Temperatur kann ein Sättigungwert als
Gramm Salz pro Liter Wasser ermittelt werden.
29
Nun beginnen wir mit einer bei
60° gesättigten Lösung und
lassen sie abkühlen.
60°
Mit der Abkühlung fallen laufend
Salzkristalle aus…
30°
Bei 30°C entspricht die
auskristallisierte Salzmenge dem
Überschuss zum Sättigungswert.
30
Sättigung kann auf zwei Arten
eintreten :
Erhöhung der
Salzmenge,
Erniedrigung der
Temperatur.
31
B: Ablauf in der Atmosphäre ?
32
Der Wasserdampf in der Luft gehorcht
vergleichbaren Gesetzen.
Bevor wir sie aufführen, betrachten wir das
Verhalten von Wasserdampf ohne Luft.
33
Wenn man in ein gegebenes, luftleeres Volumen bei
konstanter Temperatur Wasserdampf gibt, erhöht sich der
Partialdruck «e» des Wasserdampfes.
Bei einem bestimmten Druck
es erscheinen flüssige
Wassertröpfchen.
e
Dieser Druck es
hängt einzig von der
Temperatur ab.
34
es heisst
« Sättigungsdampfdruck ».
Er hängt einzig von der Temperatur T des
Wasserdampfes ab,
und man schreibt :
es = es(T) .
Bemerkung : in der Praxis wird
oder
es
oft mit
ew (Sättigungsdampfdruck über Wasser)
ei (Sättigungsdampfdruck über Eis) bezeichnet.
35
Sättigungsdruck (e s ) von Wasserdampf
140
120
es [hPa]
100
80
60
40
20
0
-40
-20
0
20
40
60
T [°C]
Der Sättigungsdampfdruck nimmt mit steigender
Temperatur stark zu.
36
Entsprechend kondensiert Wasserdampf in der Atmosphäre,
wenn der Sättigungsdampfdruck überschritten wird.
Je nach Temperatur kondensiert Wasserdampf
• in flüssiger Form (Tröpfchen)
• in fester Form (Eiskristalle)
So enstehen:
•Tau,
•Nebel,
•Wolken,
•Regen,
•Rauhreif,
•Hagel, etc.,
… und der getrübte Blick der Zuhörer, die mit derart komplexer
37
Wissenschaft gesättigt werden.
Sättigungsmischungsverhältnis rs
Ausgehend vom Ausdruck
r = 0,622 e/pL = 0,622 e/(P-e)
des Mischungsverhältnisses,
defininiert man das Sättigungsmischungsverhältnis
rs durch die Beziehung :
rs = 0,622 es/pL = 0,622 es/(P-es)
Näherung : rs  0,622 es/P
(in der Atmosphäre ist es immer viel kleiner als P.)
38
Das Sättigungsmischungsverhältnis rs
hängt ab von:
Sättigungsmischungsverhältnis in Abhängigkeit von Temperatur und Luftdruck
180
160
• der Temperatur
140
rs (1013,25, t)
rs(1000,t)
rs (950,t)
rs (900,t)
rs(850,t)
rs (800,t)
rs (750,t)
rs(700,t)
rs (650,t)
rs (600,t)
rs (550,t)
rs [g/kg]
120
100
80
60
40
T des Gemisches (weil es
temperaturabhängig ist)
und
• vom Luftdruck
20
0
-30
D. Cruette
-10
10
T [°C]
30
50
rs = rs (T,P)
39
Hier,
auf Meereshöhe,
beim Standarddruck
1013,25 hPa,
einige Werte des
Sättigungsmischungsverhältnisses in g/kg bei
verschiedenen
Temperaturen.
t°C
50
48
46
44
42
40
38
36
34
32
30
28
26
24
22
20
18
16
14
12
rs (1013,25, t) t°C
86,26
77,06
68,79
61,37
54,77
48,86
43,55
38,73
34,47
30,59
27,18
24,10
21,34
18,87
16,66
14,68
12,93
11,36
9,96
8,73
10
8
6
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
-16
-18
-20
-22
-24
-26
-28
-30
rs (1013,25, t)
7,62
6,65
5,79
5,03
4,36
3,77
3,25
2,80
2,41
2,06
1,76
1,50
1,28
1,08
0,91
0,77
0,65
0,54
0,45
0,38
0,31
40
Wenn das Mischungsverhältnis gesättigt ist…
… und die Temperatur abnimmt …
… kondensiert der überschüssige Wasserdampf.
Bei 20° C enthält Luft
maximal :
14,68 g Wasserdampf pro kg.
12
8,73
14
9,96
16
11,36
18
12,93
20
14,68
22
16,66
Wenn die Temperatur auf
14°C absinkt, enthält Luft
maximal noch
9,96 g/kg .
Unter diesen Bedingungen müssen
14.68 g - 9.96 g = 4.72 g
… Wasserdampf pro kg Luft kondensieren.
Wassertröpfchen werden erscheinen.
Diese Umwandlung wird nur bei Anwesenheit von
Mikropartikeln unmittelbar erfolgen können :
KONDENSATIONSKEIME
Kondensationskeime setzen sich zusammen aus
Luftverunreinigungen (Staub, Pollen,
Salzkristalle , Russ, etc.).
Die Kondensation kann ebenfalls auf kalten Oberflächen
(Fahrzeuge, Gebäude, Scheiben, Vegetation…) erfolgen.
43
Wenn bei gegebener Temperatur
die Sättigung erreicht ist,
wird jede Zufuhr von Wasserdampf zum Auftreten
von kondensiertem Wasser führen.
Es kann kein Wasser mehr
verdunstet werden.
44
C: Die relative Feuchte und das
Sättigungsmischungsverhältnis
45
Die physiologische Empfindung von Feuchte oder
Trockenheit hängt nicht nur vom absoluten
Wasserdampfgehalt ab.
Sie ist stark durch die Nähe zur
Sättigung bestimmt …
… daher der Begriff der relativen
Feuchte.
Relative =
Feuchte
e
es
X100

r
rs
X
100
46
Welche relative Feuchte ergibt sich für
Brest ?
(t= 8°, r= 6,4 g/kg)
47
Feuchte in Brest
(t= 8°, r= 6,4
g/kg)
6,4
H%  ___ x 100
6,65
96,2 %
t°C
50
48
46
44
42
40
38
36
34
32
30
28
26
24
22
20
18
16
14
12
rs (1013,25, t)t°C
86,26
77,06
68,79
61,37
54,77
48,86
43,55
38,73
34,47
30,59
27,18
24,10
21,34
18,87
16,66
14,68
12,93
11,36
9,96
8,73
10
8
6
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
-16
-18
-20
-22
-24
-26
-28
-30
rs (1013,25, t)
7,62
6,65
5,79
5,03
4,36
3,77
3,25
2,80
2,41
2,06
1,76
1,50
1,28
1,08
0,91
0,77
0,65
0,54
0,45
0,38
48
0,31
Welche relative Feuchte ergibt sich für
Dakar ?
(t= 36°, r = 20 g/kg )
49
Relative Feuchte in Dakar
t°C
(t= 36°, r= 20 g/kg)
20 g
x 100
H% 
38,73 g
U =51,6 %
50
48
46
44
42
40
38
36
34
32
30
28
26
24
22
20
18
16
14
12
rs (1013,25, t)t°C
86,26
77,06
68,79
61,37
54,77
48,86
43,55
38,73
34,47
30,59
27,18
24,10
21,34
18,87
16,66
14,68
12,93
11,36
9,96
8,73
10
8
6
4
2
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
-16
-18
-20
-22
-24
-26
-28
-30
rs (1013,25, t)
7,62
6,65
5,79
5,03
4,36
3,77
3,25
2,80
2,41
2,06
1,76
1,50
1,28
1,08
0,91
0,77
0,65
0,54
0,45
0,38
50
0,31
Kapitel II : Zustandsänderungen in der Atmosphäre
II-1: Adiabatische Expansion trockener Luft
II-2: Kondensation des Wasserdampfes
II-2-1: Wasserdampf in der Atmosphäre;
Definition der Luftfeuchtigkeit
II-2-2: Kondensation
A: Eine Analogie
B: Ablauf in der Atmosphäre
C: Die relative Feuchte und das Sättigungsmischungsverhältnis
D: Die latente Wärme
II-3: Adiabatische Expansion gesättigter Luft
II-4: Stabilität und Instabilität
51
Der Begriff der latenten Wärme kann mit einem
Experiment erklärt werden, bei dem ein Stück
Eis erwärmt wird.
Mit der Wärmezufuhr wird das Wasser zuerst
vom festen in den flüssigen …
… und schliesslich vom flüssigen in den gasförmigen
52
Zustand übergehen.
-18°
0°
1. Eis wird einer konstanten
Wärmezufuhr ausgesetzt.
2. Die Temperatur steigt von –
18° auf 0°.
0°
0°
3. Eisschmelze setzt ein, die
Temperatur bleibt bei 0°
stabil.
4. Sie bleibt bei 0° bis alles
Eis geschmolzen ist.
53
10°
5. Sobald alles Eis geschmolzen
ist, steigt die Temperatur an.
100°
6. Bei 100° entweichen
Dampfblasen.
150°
100°
7. Während der Verdampfung
bleibt die Temperatur bei 100°.
8. bis zur vollständigen
Verdampfung …
… anschliessend steigt die Tempertur des
Dampfes und … das Gefäss schmilzt ! 54
Aus diesem Experiment schliesst man,
dass das Kochen der Teigwaren
überwacht werden muss …
dass eine grosse Wärmemenge
aufgebracht werden muss, um
den Zustand eines Körpers zu
ändern.
Diese Wärme heisst «latente
Wärme» der Zustandsänderung.
55
Wärme, Temperatur
und Zustandsänderung
Verdampfen 42’
100°
von 0 auf 100° : 7’
38 sec
0°
-18°
~7’
14’
Schmelzen : 6’
von –18 auf 0° : 38 s
Heizdauer
56’
Bedingungen :
• 1kg Eis
• Wärmeleistung 1000W. 56
Um eine bestimmte Wassermenge vom
in den gasförmigen Zustand (100°)
gefrorenen Zustand (-18°) zu bringen,
benötigt man verschiedene Energieanteile:
• 1% zur Erwärmung des Eises von –18 auf 0°C,
• 10% zur Umwandlung von Eis in Wasser,
• 13% zur Erwärmung des Wassers von 0 auf 100°,
• 76% zur Umwandlung von Wasser in Dampf.
Die latenten Schmelz- und
Verdampfungswärmen verzehren in diesem
Beispiel 86% der zuzuführenden Energie.
57
Bei der Umkehrung des Vorganges
• vom gasförmigen in den flüssigen Zustand
• vom flüssigen in den festen Zustand
wird die latente Wärme wieder freigesetzt.
Kondensationswärme =
Verdampfungswärme
Erstarrungswärme =
Schmelzwärme 58
Kehren wir zur Luftblase
zurück, diesmal mit gesättigter
Luft…
Z2
P
T°
wie bei trockener Luft wird beim
Aufstieg eine Abkühlung erfolgen
aber …
…eine gewisse Menge
Wasserdampf wird
kondensieren !
Z1
P
T°
59
Bei der Kondensation wird latente
Wärme (Kondensationswärme)
freigesetzt.
Die Endtemperatur ergibt sich aus
der Expansionsabkühlung
und der freigesetzten
Kondensationswärme.
Wassertropfen
60
Expansion
mit Kondensation
Expansionsabkühlung
600 m 15°-6° +3° =
12°
 1° pro 100 m.
Freigesetzte
Kondensationswärme
 + 0.5° pro 100 m,
verbleibende
Abkühlung:
 0.5° pro 100 m.
0 m
15°
61
Diese Berechnung beruht auf der Annahme, dass
- alles kondensierte Wasser fortlaufend
eliminiert wird,
- die Kondensationswärme ausschliesslich die
trockene Luft
in der
betrachteten
Luftblase
Diese
Abkühlung
heisst
erwärmen
muss.
«feuchtadiabatischer
Aufstieg».
(Man vernachlässigt das kondensierte Wasser und
den Wasserdampf).
62
Unter den genannten Bedingungen beträgt die
vertikale Temperaturabnahme
 0.5° pro 100 m
in einer gesättigten, adiabatisch aufsteigenden
Luftblase.
Man spricht vom «feuchtadiabatischen Gradient»
in gesättigter Luft.
Dieser feuchtabdiabatische Gradient ist zu
unterscheiden
• von der Temperaturabnahme in der
Standardatmosphäre (0.65° pro 100 m),
• vom trockenadiabatischen Gradient in
ungesättigter Luft ( 1° pro 100 m).
Im Gegensatz zu Letzterem ist er nicht konstant.
Er variert mit der Temperatur und dem Luftdruck.
64
Feuchtadiabatischer Gradient [in °C pro km],
in Funktion der Temperatur und des Druckes.
P [hPa]
T [°C] 1000
-30
9,2
-20
8,6
-10
7,7
0
6,5
10
5,3
20
4,3
700
9
8,2
7,1
5,8
4,6
3,7
500
8,7
7,8
6,4
5,1
4
3,3
S.Hess
Wert bei 15 °C und 1000 hPa :
~ 5 °/km , bzw. ~ 0,5°/100 m.
65
8.5°
1000 m
?5°
?
10°
Standardatmosphäre
0 m
15°
Trockene
Luft
Gesättigte
Luft
15°
15°
66
Je nach Sättigung kann die Temperatur nach
einem Aufstieg sehr verschieden sein.
Für eine bei 15 °C und 1000 hPa gesättigte bzw.
ungesättigte Luftblase,
beträgt die Differenz rund 5° pro 1000 m bis in
eine Höhe von 3000 m.
Die Differenz gegenüber
der Umgebungsluft ist
ebenfalls beträchtlich.
Diese Phänomene sind der Ursprung von Stabilität
und Instabilität und damit der Konvektion.
67
Kapitel II : Zustandsänderungen in der Atmosphäre
II-1: Adiabatische Expansion trockener Luft
II-2: Kondensation des Wasserdampfes
II-2-1: Wasserdampf in der Atmosphäre;
Definition der Luftfeuchtigkeit
II-2-2: Kondensation
A: Eine Analogie
B: Ablauf in der Atmosphäre
C: Die relative Feuchte und das Sättigungsmischungsverhältnis
D: Die latente Wärme
II-3: Adiabatische Expansion gesättigter Luft
II-4: Stabilität und Instabilität
68
In der Physik ist ein Gegenstand im
stabilen Gleichgwicht,
wenn er nach einer Auslenkung,
in die Ausgangslage zurückkehrt,
meist nach einigen Schwingungen.
69
Ein Gleichgewicht heisst
instabil,
wenn eine Auslenkung sich verstärkt.
70
Ein Gleichgwicht heiss
indifferent,
wenn eine Auslenkung erhalten bleibt.
71
Die Lage eines Luftpaket kann unter
bestimmten Umständen
stabil,
instabil,
oder indifferent sein
… Bedingungen für die
Konvektion.
72
Z (m)
Stabilität und Instabilität der Standardatmosphäre
3500
-8,9°
3000
-5,6°
2500
- 1,2°
2000
2°
1500
5,3
1000
8,5°
500
0
-2.5°
in 500 m ist die
L'air sec est
ungesättigte
Luftblase
plutôt
kälter und somit schwerer
stable
als die Umgebungsluft:
sie wird auf eine Höhe
absinken, in der sie gleich
temperiert ist wie die
Umgebungsluft.
11,8°
10°
15°
15°
0°
2.5°
5°
7.5°
7°
10°
12°
12.5°
17°
15°
Gesättigte Luft
ist potentiell
instabiler als
trockene Luft.
73
Mit den bekannten trocken- und
feuchtadiabatischen Gradienten bestimmt
das vertikale Temperaturprofil die
Stabilität der Atmosphäre.
Die Standardatmosphäre hat nur einen
statistischen Wert. Es wird täglich
eine Temperatursondierung benötigt.
74
Stabilität und Instabilität in realer Atmosphäre
ungesättigte Luft
Z
(m)
3500
-5°
3000
-1°
2500
0°
2000
2°
1500
5°
1000
10°
500
0
11°
12°
9h
11h
13h
15h
2000 m
1°
3,5°
2°
6°
7°
11°
12°
12°
16°
17°
17°
21°
22°
75
1750 m
7°
375 m
10°
11,25°
15°
625 m 10,75°
Stabilität und Instabilität in realer Atmosphäre
Kondensierende Luft
Z
(m)
3500
-5°
3000
-1°
2500
0°
2000
2°
1500
13h
-1.5°
1°
1°
3,5°
3.5°
5°
6°
6°
1000
10°
11°
11°
500
11°
16°
16°
12°
21°
21°
0
3000 m
1750 m
nuage
1400 m
76
Stabilité et instabilité en atmosphère réelle
Kondensierende -5.5°
Luft
Z
(m)
3500
-5°
13h
15h
-3°
3000
-1°
-1.5°
-0.5°
2500
0°
1°
2000
2°
3.5°
4.5°
1500
5°
6°
6°
7°
1000
10°
11°
12°
500
11°
16°
17°
12°
21°
22°
0
2°
77
ENDE
Kapitel 2
78