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Auswirkung der Meeresoberflächentemperatur (SST) auf Luftmassen
geschrieben von: Nordwest (Varel,Friesland,11m) (IP-Adresse bekannt)
Datum: 05. März 2010 17:10

Hallo Forum,

nochmal in Bezugnahme zum unteren 850 hPa-Beitrag. Auch das ist ein interessantes, verglichen mit der Bodentemperaturprognose auf Basis von 850 hPa-Karten noch relativ überschaubares Thema.

Was passiert eigentlich mit Luftmassen, die sich über ein ausgedehntes Meeresgebiet mit gegebener Oberflächentemperatur (SST) von X Grad bewegen ?

Das Wasser verhält sich, ähnlich wie das von der Sonne getroffene Land, als Heizfläche. Dabei gibt es aber einen entscheidenden Unterschied:

- über Land erhitzt die Sonne zunächst den Boden, und dieser dient dann als Wärmequelle. Da der Sonnenstand einen Tagesgang hat, hat auch die Erwärmungskapazität einen Tagesgang, und erreicht, außer bei sehr niedrigem Sonnenstand (unter 25 Grad) zumindest mittags immer einen Wert, der über der Temperatur der zugeführten Luftmasse liegt. Daher ist das Land als Heizfläche sehr anpassungsfähig, und reagiert ziemlich ungefiltert auf die Eigenschaften der zugeführten Luftmasse.

- anders über dem Meer. Seine Heizkapazität ist durch die SST praktisch vorgegeben, unterliegt also einer klaren Grenze.

***

Damit lassen sich drei Begriffe einführen:

1) Unterstützung. Lagert eine Luftmasse fortwährend über dem Meer mit einer SST von X, findet eine Anpassung statt, die sich relativ klar beziffern lässt. Die 2 m-Temperatur stellt sich die SST ein, und der Taupunkt stellt sich etwa auf SST minus 4 K ein. Letzteres ist ein empirischer Wert, der aber eine sehr gute Näherung an reale Bedingungen darstellt, vorausgesetzt, die Luftmasse lagert unbewegt. Die "unterstützte" 850 hPa-Temperatur resultiert dann aus dem trocken- und feuchtadiabatischen Gradient, ausgehend von diesen Bodenwerten.

Beispiel: SST = 15 Grad. 2 m-Temperatur = 15 Grad. Taupunkt = 11 Grad. Kondensation in 500 m Höhe bei 10 Grad. 1500 m: nahe 5 Grad. Die unterstützte 850 hPa-Temperatur liegt bei 5 Grad, also 10 K unter der SST.

Diese Differenz zwischen SST und unterstützter 850 hPa-Temperatur (10 K) ist relativ konstant. Zwar befindet sich darin ein Anteil des temperaturabhängigen feuchtadiabatischen Gradients, aber
der verursacht nur eine Schwankung zwischen 9 (Tropen) und 11 K (kaltes Wasser)

Man kann also folgern: lagert eine Luftmasse langfristig über einem bestimmten Meeresgebiet, stellt sich ihre 850 hPa-Temperatur auf etwa SST minus 10 K ein. Ausnahmen gibt es nur in Hochdruckzentren mit starker Absinkbewegung.

2) Erhaltung bei WLA Wird nun eine Luftmasse über das Meeresgebiet advehiert, die wärmer ist als die angegebene Differenz von 10 K zwischen 850 hPa-Temperatur und SST, so gibt es eine Art "Toleranzbereich", in der sie noch erhalten werden kann. Zwar kann die 2m-Temperatur kaum höher steigen als die SST, aber: der Taupunkt kann höher liegen als in (1) - und zwar maximal so hoch, wie die SST. Wird eine Luftmasse advehiert, deren Tp höher liegt als die SST, ensteht zwangsweise Nebel und eine bodennahe Inversion, und die Luftmasse wird von unten her ausgekühlt. Zwar dauert es, bis sich diese Auskühlung auch in 850 hPa bemerkbar macht, aber wenn der Transport über entsprechend kaltes Meerwasser fortdauert, wird auch dort unweigerlich Abkühlung einsetzen.

Dadurch resultiert folgende Regel: die maximal erhaltungsfähige Luftmasse über dem Meer ist jene,
bei der Temperatur und Taupunkt = SST gilt. Dabei kann man wieder rein feuchtadiabatisch bis 850 hPa aufsteigen, und erhält so auch die maximal erhaltungsfähige 850 hPa-Temperatur.

In unserem Beispiel: maximale Bedingungen: T2m = 15 Grad, Tp = 15 Grad. Feuchtadiabatisch bis 850 hPa: ca. 7.5 Grad. Über unserem Meeresgebiet mit SST=15 Grad kann sich also eine Luftmasse mit maximal 7.5 Grad in 850 hPa bis zum Boden durchsetzen und längerfristig erhalten. Jede wärmere Luftmasse bildet zwangsweise am Boden eine Inversion, und kühlt sich auf Dauer auch in 850 hPa ab. Auch hier gilt, daß die Differenz von ca. 7 K (7.5K) zwar vom feuchtadiabatischen Gradient abhängt, aber die von den absoluten Temperaturen abhängige Schwankung relativ gering ist (6-8 K), so daß man mit 7 K Differenz in guter Näherung arbeiten kann.

3) Erhaltung bei KLA Und wenn die advehierte Luftmasse kälter ist ?
Nun, die SST wird sich nur sehr geringfügig bzw. sehr langsam anpassen. Das heißt, es findet eine starke Aufheizung der advehierten Luftmasse statt. Auch hier gibt es einen bestimmten Grenzbereich, der jedoch nicht so starr ist wie im Fall von (2).
Und zwar ist dieser Grenzbereich durch den trockenadiabatischen Gradient vorgegeben. Ist die advehierte Luftmasse so kalt, daß sich zwischen SST und 850 hPa ein trockenadiabatischer Gradient einstellt (um 15 K Differenz), dann findet eine sehr rasche Erwärmung statt. Anders als zuvor, erwärmt sich die Luftmasse nun nicht mehr nur vergleichsweise langsam durch Wolkenbildung und Freisetzung latenter Wärme, sondern durch das direkte Aufsteigen von Thermikblasen über der Meeresoberfläche. Das geht so rasch, daß sich Luftmassen, deren 850 hPa-Temperatur mehr als 15 K unter der SST liegt, nur unter extremen Bedingungen erhalten können - bei sehr hochreichendem und/oder sehr schnellem Lufttransport, und selbst dann sind es sehr kurzfristige Umstände.
Allerdings wird in diesem Fall soviel Energie aus der Meeresoberfläche freigesetzt, daß sich auch diese abzukühlen beginnt, und zwar im Extremfall bis zu 0.5 K pro Tag (empirisch)

In unserem Beispiel wird eine Luftmasse mit 0 Grad in 850 hPa also im Normalfall die Untergrenze darstellen, die zwar unterschritten werden kann, aber nur unter kurzfristigen, extremen Bedingungen.

***

Aus dem genannten Beispiel kann man dann erkennen, daß es einen Mittelwert mit "Toleranzbereich" gibt:

Bei SST=15 Grad liegt die unterstützte 850 hPa-Temperatur bei 5 Grad, der Toleranzbereich bei 0 bis 7.5 Grad. Wärmere Luftmassen bilden bodennah eine Inversion und verlieren ihre Eigenschaften, kältere Luftmassen werden rapide aufgeheizt und können nur bei sehr großer Dynamik überhaupt eintreffen.

Im Beispiel der Azoren (sie sind aufgrund ihrer Lage stark von diesen Bedingungen beeinflußt) sieht das wie folgt aus (850 hPa-Temperaturen)

Winter: SST um 15 Grad, also wie oben: min 0 Grad, mittel 5 Grad, max 8 Grad.
Sommer: SST um 23 Grad, also etwa min 8 Grad, mittel 13 Grad, max 16 Grad.

Tatsächlich entsprechen diese Werte auch sehr gut der Realität. Ausnahmen gibt es v.a. im Winter, denn der Minimumrekord der 850 hPa-Temperatur liegt bei -4 Grad (durch entsprechend heftige, aber vorübergehende Vorstöße), und der Maximumrekord liegt ebenfalls etwas höher (entweder durch Absinken in kräftigen Hochdrucksystemen, oder durch Warmsektorvorstöße,
im ersteren Fall existiert gar keine direkte Verbindung zum Boden (die Erwärmung erfolgt von oben), im zweiten Fall bildet sich dann die erwähnte Inversion mit Nebel, und die Luftmasse in 850 hPa kühlt rasch aus). Im Sommer, bei der entsprechend geringeren Dynamik, entsprechen die genannten Werte sehr gut den Rekordwerten in 850 hPa.

In diesem Licht wird dann auch, ganz am Rande, deutlich, wie "extrem" eigentlich eine mehrtätige 6 K negative Abweichungen über dem Azorenraum ist (wie in diesem Winter)

Viele Grüße an euch von Timm !

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Thema Klicks geschrieben von Datum/Zeit
  Auswirkung der Meeresoberflächentemperatur (SST) auf Luftmassen 3593 Nordwest (Varel,Friesland,11m) 05.03.10 17:10
  Re: Danke, zwei sehr interessante Beiträge die du da verfasst hast. (oT) 264 Nummer5 06.03.10 22:21


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