Wolkenphysik

Kühlung der Luft bis zu ihrem Taupunktbearbeiten

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Wolkenentwicklung in weniger als einer Minute.

Spätsommerlicher Regensturm in Dänemark. Fast schwarze Farbe der Basis zeigt Hauptwolke im Vordergrund wahrscheinlich Cumulonimbus.

Adiabatische Kühlung: steigende Pakete feuchter lufTdit

Wenn Wasser aus einem Bereich der Erdoberfläche verdunstet, wird die Luft über diesem Bereich feucht. Feuchte Luft ist leichter als die umgebende trockene Luft, wodurch eine instabile Situation entsteht. Wenn sich genügend feuchte Luft angesammelt hat, steigt die gesamte feuchte Luft als einzelnes Paket auf, ohne sich mit der Umgebungsluft zu vermischen. Wenn sich mehr feuchte Luft entlang der Oberfläche bildet, wiederholt sich der Prozess, was zu einer Reihe diskreter Pakete feuchter Luft führt, die zu Wolken aufsteigen.

Dieser Prozess tritt auf, wenn ein oder mehrere von drei möglichen Hebemitteln — zyklonisch / frontal, konvektiv oder orographisch — Luft mit unsichtbarem Wasserdampf aufsteigen und auf ihren Taupunkt abkühlen, die Temperatur, bei der die Luft gesättigt wird. Der Hauptmechanismus hinter diesem Prozess ist die adiabatische Kühlung. Der atmosphärische Druck nimmt mit der Höhe ab, so dass sich die aufsteigende Luft in einem Prozess ausdehnt, der Energie verbraucht und die Luft abkühlt, wodurch Wasserdampf zu einer Wolke kondensiert. Wasserdampf in gesättigter Luft wird normalerweise von Kondensationskernen wie Staub- und Salzpartikeln angezogen, die klein genug sind, um durch normale Luftzirkulation in der Luft gehalten zu werden. Die Wassertröpfchen in einer Wolke haben einen normalen Radius von etwa 0,002 mm (0,00008 in). Die Tröpfchen können kollidieren, um größere Tröpfchen zu bilden, die in der Luft bleiben, solange die Geschwindigkeit der aufsteigenden Luft innerhalb der Wolke gleich oder größer als die Endgeschwindigkeit der Tröpfchen ist.

Bei nichtkonvektiven Wolken wird die Höhe, in der die Kondensation beginnt, als angehobener Kondensationsgrad (LCL) bezeichnet, der ungefähr die Höhe der Wolkenbasis bestimmt. Freie konvektive Wolken bilden sich im Allgemeinen auf der Höhe des konvektiven Kondensationsniveaus (CCL). Wasserdampf in gesättigter Luft wird normalerweise von Kondensationskernen wie Salzpartikeln angezogen, die klein genug sind, um durch normale Luftzirkulation in der Luft gehalten zu werden. Wenn der Kondensationsprozess unterhalb des Gefrierpunkts in der Troposphäre stattfindet, helfen die Kerne, den Dampf in sehr kleine Wassertröpfchen umzuwandeln. Wolken, die sich knapp über dem Gefrierpunkt bilden, bestehen hauptsächlich aus unterkühlten Flüssigkeitströpfchen, während solche, die in höheren Lagen, in denen die Luft viel kälter ist, kondensieren, im Allgemeinen die Form von Eiskristallen annehmen. Ein Fehlen ausreichender Kondensationspartikel auf und oberhalb des Kondensationsniveaus bewirkt, dass die aufsteigende Luft übersättigt wird und die Wolkenbildung tendenziell gehemmt wird.

Frontaler und zyklonischer Auftriebbearbeiten

Frontaler und zyklonischer Auftrieb treten in ihren reinsten Erscheinungsformen auf, wenn stabile Luft, die wenig oder keiner Oberflächenheizung ausgesetzt war, an Wetterfronten und in der Nähe von Niederdruckzentren in die Höhe gedrückt wird. Warmfronten, die mit außertropischen Wirbelstürmen verbunden sind, neigen dazu, meist zirriforme und stratiforme Wolken über ein weites Gebiet zu erzeugen, es sei denn, die sich nähernde warme Luftmasse ist instabil, In diesem Fall werden Cumulus Congestus oder Cumulonimbuswolken normalerweise in die Hauptniederschlagswolkenschicht eingebettet. Kaltfronten bewegen sich normalerweise schneller und erzeugen eine engere Wolkenlinie, die meist stratocumuliform, cumuliform oder cumulonimbiform ist, abhängig von der Stabilität der warmen Luftmasse direkt vor der Front.

Konvektiver Hebebearbeiten

Ein weiteres Mittel ist die schwimmende konvektive Aufwärtsbewegung, die durch eine signifikante Sonnenwärme am Tag auf Oberflächenniveau oder durch eine relativ hohe absolute Luftfeuchtigkeit verursacht wird. Eingehende kurzwellige Strahlung, die von der Sonne erzeugt wird, wird als langwellige Strahlung wieder emittiert, wenn sie die Erdoberfläche erreicht. Dieser Prozess erwärmt die bodennächste Luft und erhöht die Instabilität der Luftmasse, indem ein steilerer Temperaturgradient von warm oder heiß an der Oberfläche zu kalt in der Luft erzeugt wird. Dadurch steigt es an und kühlt ab, bis ein Temperaturausgleich mit der Umgebungsluft erreicht ist. Moderate Instabilität ermöglicht die Bildung von kumuliformen Wolken mittlerer Größe, die leichte Schauer erzeugen können, wenn die Luftmasse ausreichend feucht ist. Typische Konvektionsaufströme können es den Tröpfchen ermöglichen, auf einen Radius von etwa 0,015 Millimetern (0,0006 Zoll) zu wachsen, bevor sie als Schauer ausfallen. Der äquivalente Durchmesser dieser Tröpfchen beträgt etwa 0,03 Millimeter (0,001 Zoll).

Wenn Luft in der Nähe der Oberfläche extrem warm und instabil wird, kann ihre Aufwärtsbewegung ziemlich explosiv werden, was zu hoch aufragenden cumulonimbiformen Wolken führt, die Unwetter verursachen können. Wenn sich winzige Wasserteilchen, aus denen die Wolke besteht, zu Regentropfen zusammenschließen, werden sie durch die Schwerkraft auf die Erde gezogen. Die Tröpfchen würden normalerweise unterhalb des Kondensationsniveaus verdampfen, aber starke Aufwinde puffern die fallenden Tröpfchen und können sie viel länger in der Luft halten als sonst. Heftige Aufwinde können Geschwindigkeiten von bis zu 180 Meilen pro Stunde (290 km / h) erreichen. Je länger die Regentropfen in der Luft bleiben, desto mehr Zeit haben sie, um zu größeren Tröpfchen zu wachsen, die schließlich als schwere Schauer fallen.

Regentropfen, die weit über dem Gefrierpunkt getragen werden, werden zunächst unterkühlt und gefrieren dann zu kleinem Hagel. Ein gefrorener Eiskern kann 0,5 Zoll (1,3 cm) groß werden, wenn er durch einen dieser Aufwinde reist, und kann mehrere Aufwinde und Abwinde durchlaufen, bevor er schließlich so schwer wird, dass er als großer Hagel zu Boden fällt. Das Schneiden eines Hagelsteins in zwei Hälften zeigt zwiebelartige Eisschichten, die unterschiedliche Zeiten anzeigen, zu denen er durch eine Schicht unterkühlten Wassers hindurchging. Hagelkörner wurden mit Durchmessern von bis zu 7 Zoll (18 cm) gefunden.

Konvektiver Auftrieb kann in einer instabilen Luftmasse weit weg von allen Fronten auftreten. Es kann jedoch auch sehr warme instabile Luft um Fronten und Niederdruckzentren vorhanden sein, die aufgrund der kombinierten frontalen und konvektiven Hebemittel häufig cumuliforme und cumulonimbiforme Wolken in schwereren und aktiveren Konzentrationen erzeugt. Wie beim nicht-frontalen konvektiven Auftrieb fördert die zunehmende Instabilität das vertikale Wolkenwachstum nach oben und erhöht das Potenzial für Unwetter. In vergleichsweise seltenen Fällen kann der konvektive Auftrieb stark genug sein, um die Tropopause zu durchdringen und die Wolkenspitze in die Stratosphäre zu drücken.

Orographischer Lift

Eine dritte Quelle des Auftriebs ist die Windzirkulation, die Luft über eine physische Barriere wie einen Berg zwingt (orographischer Lift). Wenn die Luft im Allgemeinen stabil ist, bilden sich nur linsenförmige Kappenwolken. Wenn die Luft jedoch ausreichend feucht und instabil wird, können orographische Schauer oder Gewitter auftreten.

Die windige Abenddämmerung, die durch den Sonnenwinkel verstärkt wird, kann einen Tornado, der aus dem orographischen Auftrieb resultiert, visuell nachahmen

Neben der adiabatischen Kühlung, die ein Hebemittel erfordert, gibt es drei weitere Hauptmechanismen zum Absenken der Temperatur der Luft auf ihren Taupunkt, die alle in der Nähe der Oberfläche auftreten und kein Anheben der Luft erfordern. Leitfähige, Strahlungs- und Verdunstungskühlung kann Kondensation auf Oberflächenebene verursachen, was zur Bildung von Nebel führt. Eine leitfähige Kühlung findet statt, wenn Luft aus einem relativ milden Quellgebiet mit einer kälteren Oberfläche in Kontakt kommt, wie wenn sich milde Meeresluft über ein kälteres Landgebiet bewegt. Strahlungskühlung tritt aufgrund der Emission von Infrarotstrahlung auf, entweder durch die Luft oder durch die darunter liegende Oberfläche. Diese Art der Kühlung ist in der Nacht üblich, wenn der Himmel klar ist. Verdunstungskühlung tritt auf, wenn der Luft durch Verdunstung Feuchtigkeit zugesetzt wird, wodurch die Lufttemperatur auf ihre Feuchtkugeltemperatur oder manchmal auf den Punkt der Sättigung abgekühlt wird.

Der Luft Feuchtigkeit hinzufügendit

Es gibt fünf Möglichkeiten, der Luft Wasserdampf zuzusetzen. Ein erhöhter Dampfgehalt kann durch Windkonvergenz über Wasser oder feuchtem Boden in Bereiche mit Aufwärtsbewegung entstehen. Niederschlag oder Virga, die von oben fallen, erhöhen ebenfalls den Feuchtigkeitsgehalt. Durch die Erwärmung am Tag verdunstet Wasser von der Oberfläche von Ozeanen, Gewässern oder Feuchtgebieten. Transpiration von Pflanzen ist eine weitere typische Quelle von Wasserdampf. Schließlich wird kühle oder trockene Luft, die sich über wärmeres Wasser bewegt, feuchter. Wie bei der Tagesheizung erhöht die Zugabe von Feuchtigkeit zur Luft ihren Wärmegehalt und ihre Instabilität und hilft, jene Prozesse in Gang zu setzen, die zur Bildung von Wolken oder Nebel führen.

Übersättigungbearbeiten

Die Menge an Wasser, die in einem gegebenen Volumen als Dampf vorhanden sein kann, nimmt mit der Temperatur zu. Wenn die Wasserdampfmenge über einer ebenen Wasseroberfläche im Gleichgewicht ist, wird der Dampfdruck als Sättigung bezeichnet und die relative Luftfeuchtigkeit beträgt 100%. In diesem Gleichgewicht verdampfen gleich viele Moleküle aus dem Wasser, da sie wieder ins Wasser kondensieren. Wenn die relative Luftfeuchtigkeit größer als 100% wird, spricht man von Übersättigung. Übersättigung tritt in Abwesenheit von Kondensationskernen auf.

Da der Sättigungsdampfdruck proportional zur Temperatur ist, hat kalte Luft einen niedrigeren Sättigungspunkt als warme Luft. Der Unterschied zwischen diesen Werten ist die Grundlage für die Wolkenbildung. Wenn gesättigte Luft abkühlt, kann sie nicht mehr die gleiche Menge Wasserdampf enthalten. Wenn die Bedingungen stimmen, kondensiert das überschüssige Wasser aus der Luft, bis der untere Sättigungspunkt erreicht ist. Eine andere Möglichkeit besteht darin, dass das Wasser in Dampfform bleibt, obwohl es über dem Sättigungspunkt liegt, was zu einer Übersättigung führt.

Eine Übersättigung von mehr als 1-2% bezogen auf Wasser wird in der Atmosphäre selten beobachtet, da normalerweise Wolkenkondensationskerne vorhanden sind. Viel höhere Übersättigungsgrade sind in sauberer Luft möglich und bilden die Basis der Wolkenkammer.

Es gibt keine Instrumente zur Messung der Übersättigung in Wolken.

SupercoolingEdit

Wassertröpfchen verbleiben üblicherweise als flüssiges Wasser und gefrieren nicht, auch nicht deutlich unter 0 °C (32 ° F). Eiskerne, die in einem atmosphärischen Tröpfchen vorhanden sein können, werden bei bestimmten Temperaturen zwischen 0 ° C (32 ° F) und -38 ° C (-36 ° F) für die Eisbildung aktiv, abhängig von der Kerngeometrie und -zusammensetzung. Ohne Eiskerne können unterkühlte Wassertröpfchen (sowie jedes extrem reine flüssige Wasser) bis zu etwa -38 ° C (-36 ° F) existieren, an welchem Punkt spontanes Einfrieren auftritt.

Kollisionskoaleszenzbearbeiten

Eine Theorie, die erklärt, wie das Verhalten einzelner Tröpfchen in einer Wolke zur Bildung von Niederschlag führt, ist der Kollisionskoaleszenzprozess. In der Luft schwebende Tröpfchen interagieren miteinander, indem sie entweder kollidieren und voneinander abprallen oder sich zu einem größeren Tröpfchen verbinden. Schließlich werden die Tröpfchen groß genug, dass sie als Niederschlag auf die Erde fallen. Der Kollisionskoaleszenzprozess macht keinen wesentlichen Teil der Wolkenbildung aus, da Wassertropfen eine relativ hohe Oberflächenspannung aufweisen. Darüber hinaus steht das Auftreten von Kollisionskoaleszenz in engem Zusammenhang mit Entrainment-Mixing-Prozessen.

Bergeron-Prozessbearbeiten

Der primäre Mechanismus für die Bildung von Eiswolken wurde von Tor Bergeron entdeckt. Der Bergeron-Prozess stellt fest, dass der Sättigungsdampfdruck von Wasser oder wie viel Wasserdampf ein bestimmtes Volumen enthalten kann, davon abhängt, mit was der Dampf interagiert. Insbesondere ist der Sättigungsdampfdruck in Bezug auf Eis niedriger als der Sättigungsdampfdruck in Bezug auf Wasser. Wasserdampf, der mit einem Wassertropfen interagiert, kann bei 100% relativer Luftfeuchtigkeit gesättigt sein, wenn er mit einem Wassertropfen interagiert, aber die gleiche Menge Wasserdampf wäre übersättigt, wenn er mit einem Eispartikel interagiert. Der Wasserdampf versucht, zum Gleichgewicht zurückzukehren, so dass der zusätzliche Wasserdampf auf der Oberfläche des Partikels zu Eis kondensiert. Diese Eispartikel enden als Kerne größerer Eiskristalle. Dieser Prozess findet nur bei Temperaturen zwischen 0 ° C (32 ° F) und -40 °C (-40 ° F) statt. Unter -40 ° C (-40 ° F) keimt flüssiges Wasser spontan und gefriert. Die Oberflächenspannung des Wassers ermöglicht es dem Tröpfchen, weit unter seinem normalen Gefrierpunkt flüssig zu bleiben. Wenn dies geschieht, ist es jetzt flüssiges Wasser unterkühlt. Der Bergeron-Prozess beruht auf supergekühltem flüssigem Wasser (SLW), das mit Eiskernen interagiert, um größere Partikel zu bilden. Wenn im Vergleich zur SLW-Menge nur wenige Eiskerne vorhanden sind, können sich keine Tröpfchen bilden. Ein Prozess, bei dem Wissenschaftler eine Wolke mit künstlichen Eiskernen säen, um den Niederschlag zu fördern, wird als Wolkensaat bezeichnet. Dies kann dazu beitragen, Niederschlag in Wolken zu verursachen, die sonst möglicherweise nicht regnen. Cloud Seeding fügt überschüssige künstliche Eiskerne hinzu, die das Gleichgewicht verschieben, so dass es viele Kerne gibt, verglichen mit der Menge an supergekühltem flüssigem Wasser. Eine übersäte Wolke wird viele Partikel bilden, aber jedes wird sehr klein sein. Dies kann als vorbeugende Maßnahme für Gebiete erfolgen, die von Hagelstürmen bedroht sind.