Physische Geographie 2

Kennzeichnung und Gliederung der Atmosphäre
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gekennzeichnet ist. Jenseits dieser Grenzschicht, der Mesopause, setzt mit
dem Übergang zur Thermosphäre (Ionosphäre) ein erneuter starker Temperaturanstieg ein. Diese Schicht ist durch ionisierte Moleküle mit großer Geschwindigkeit und sehr hoher Temperatur gekennzeichnet.
Aus der thermischen Gliederung der Atmosphäre lassen sich somit drei
„Heizflächen“ – die Erdoberfläche, die Ozonschicht und die Ionosphäre –
ableiten. Dabei liegt die Antriebskraft für die Erwärmung dieser Heizflächen in der elektromagnetischen Strahlung der Sonne.
1.2.5 Die atmosphärischen Zustandsgrößen Luftdruck und Temperatur
In Verbindung mit der Darstellung der vertikalen Gliederung der Atmosphäre (Abb. 1.1) konnte gezeigt werden, dass in Abhängigkeit von der Zunahme der Höhe eine Abnahme der Temperatur und des Luftdrucks einhergeht. Diese beiden Zustandsgrößen zählen neben anderen zu den wichtigsten meteorologischen Größen, die die Prozesse im Klimasystem steuern.
Daher soll auf diese Elemente hier kurz eingegangen werden. Ausführliche
Darstellungen finden sich u. a. in den Lehrbüchern von HUPFER und KUTTLER, 2006; HÄCKEL, 2008; WEISCHET und ENDLICHER, 2008; SCHÖNWIESE, 2008;
LAUER und BENDIX, 2006; MALBERG, 2007.
1.2.5.1 Der Luftdruck
Der Luftdruck stellt – neben weiteren meteorologischen Größen – eine
wesentliche Grundlage für großräumige und lokale Wettervorhersagen
dar. Definiert wird der Luftdruck als „die Kraft, die senkrecht auf die
Oberflächen der (gedachten) Luftsäule wirkt“ (vgl. LAUER und BENDIX,
2006, S. 151). Anders formuliert ist der Luftdruck das Gewicht einer
Luftsäule, die auf eine Unterlage drückt. Dieser hydrodrastische Druck
entsteht unter der Wirkung der Schwerkraft. Die Maßeinheit für den Luftdruck ist Hektopascal (hPa). In Meeresniveau beträgt der mittlere Luftdruck
1013 hPa.
Mit zunehmender Höhe nimmt der Luftdruck ab, da sich erstens die
Schwerkraft verringert und zweitens das Gewicht der auflastenden Luftsäule abnimmt. Entsprechend ist die Luft auf Meeresniveau, wo das gesamte Gewicht der Luftsäule auflastet, dichter ,gepackt‘ als in größerer
Höhe, in der nur noch eine deutlich geringere Luftsäule existiert. Übertragen auf die vertikale Gliederung der Atmosphäre zeigt sich, dass in etwa
5,5 km Höhe der Luftdruck bereits um die Hälfte geringer ist als im Meeresniveau (vgl. Abb. 1.1). Der Zusammenhang zwischen dem Luftdruck
und der Höhe wird mittels der barometrischen Höhenformel beschrieben
(vgl. u. a. anschauliche Darstellungen bei LAUER u. BENDIX 2006, S. 152
und HÄCKEL 2008, S. 32–37). Zudem gibt es einen Zusammenhang zwischen dem Luftdruck und der Temperatur: Der Luftdruck nimmt in einer
dichten, kalten Atmosphäre nach oben rascher ab als in einer weniger
dichten, warmen Atmosphäre (vgl. hierzu 1.4.3 Aerologisches Grundgesetz).
Definition
Barometrische
Höhenformel
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Klimageographie
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1.2.5.2 Die Temperatur
Der hypsometrische/
geometrische
Temperaturgradient
Dass die Temperatur höhenabhängigen Veränderungen unterlegen ist,
wurde bereits im Zusammenhang mit der Stockwerksgliederung der Atmosphäre dargelegt (vgl. Abb. 1.1). Dabei hat sich gezeigt, dass innerhalb der
Troposphäre eine Temperaturabnahme mit der Höhe im Mittel um 0,65 °C/
100 m erfolgt. Diesen Gradienten bezeichnet man als den hypsometrischen oder geometrischen Temperaturgradienten. Er gilt nur in der Troposphäre und ohne Vertikalbewegung von Luftvolumina. Die Ursache für die
Temperaturabnahme mit der Höhe begründet sich darin, dass die Erwärmung der Atmosphäre durch die Sonne nicht von oben her erfolgt, sondern
ausgehend von der Heizfläche der Erdoberfläche von unten aus erwärmt
wird. Dies bedeutet, dass je weiter man sich von der Erdoberfläche entfernt, die Luft nach oben kälter wird.
1.2.6 Adiabatische Zustandsänderungen
Die Zustandsänderung der Luft wird i. W. durch die Änderung ihrer Eigenschaften wie Temperatur, Druck, Feuchte und Dichte hervorgerufen.
1.2.6.1 Der adiabatische Temperaturgradient
trockenadiabatisch/
feuchtadiabatisch
Der hypsometrische bzw. geometrische Temperaturgradient darf nicht mit
dem adiabatischen Temperaturgradienten verwechselt werden, da die Anwendung des letzteren eine Vertikalbewegung (Aufsteigen/Absteigen) von
Luftvolumina vorsetzt. Adiabatisch bedeutet, dass während der Vertikalbewegung des Luftpaketes Energie von außen weder zu- noch abgeführt wird.
Dabei unterscheidet man zwischen dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten bei trockenen Luftmassen und dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten bei feuchten Luftmassen. Während der trockenadiabatische T-Gradient einen konstanten Wert von 1 °C/100 m beträgt, liegt der
Wert für den feuchtadiabatischen T-Gradient unter dem des trockenadiabatischen, da die Vertikalbewegungen der Luft mit Kondensation oder Eisbildung verbunden sind. Für den feuchtadiabatischen Temperaturgradienten
liegt der Schwankungsbereich zwischen 0,3 °C/100 m (bei starker Kondensation) und 0,9 °C/100 m (bei schwacher Kondensation). Regional betrachtet liegt der feuchtadiabatische T-Gradient in den Tropen bei 0,3 °C/
100 m und in den Polargebieten bei 0,95 °C/100 m.
1.2.6.2 Vertikale Luftbewegungen und Schichtungsverhältnisse in der
Atmosphäre
Schichtungsverhältnisse in
der Atmosphäre
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Nachfolgend wird das Verhalten vertikaler Luftbewegungen bei unterschiedlichen Schichtungsverhältnissen in der Atmosphäre betrachtet, d. h.
es wird der Vergleich angestellt zwischen der Temperatur der Umgebungsluft und der Temperatur eines in Bewegung befindlichen Luftpaketes und
die daraus resultierenden Vertikalbewegungen.
Wird ein Luftpaket (eine Luftmasse) in vertikaler Richtung bewegt, durchläuft es eine adiabatische Zustandsänderung:
Kennzeichnung und Gliederung der Atmosphäre
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Ein aufsteigendes Luftpaket gelangt entsprechend der Druckabnahme
mit der Höhe unter einen geringeren Außendruck (der Umgebungsluft) und
dehnt sich dabei infolge des in ihr herrschenden Überdruckes adiabatisch
aus (= Dilatation). Diese Volumenänderung erfordert Arbeit. Die dazu notwendige Energie stammt aus der vorhandenen inneren (thermischen) Energie, so dass die expandierende Luft abkühlen muss.
Absteigende Luft gelangt unter höheren Druck (= Druckzunahme nach
unten) und wird zusammengedrückt (= Kompression). Die dafür aufgewendete Kompressionsarbeit wandelt sich in innere Energie um, so dass sich
ihre Temperatur erhöht (= Kompressionswärme).
Beispiele:
Nimmt die Temperatur der Umgebungsluft in gleichem Maße wie die Temperatur des trockenen Luftvolumens ab, bleibt die Temperaturdifferenz zwischen Luftvolumen und Umgebungsluft in jeder Höhe konstant. Diese Art
der Luftschichtung wird als indifferent bezeichnet, da die Vertikalbewegung weder gebremst noch beschleunigt wird.
Beträgt die Temperaturabnahme in der Umgebungsluft mehr als 1 °C pro
100 m (z. B. 2 °C/100 m), erfährt das aufsteigende (trockene) Luftvolumen
eine Beschleunigung. Es ist in jeder Höhenlage wärmer als seine Umgebungsluft. Die Temperaturdifferenz wird umso größer, je weiter das Luftvolumen aufsteigt. Es erfährt dadurch einen immer größer werdenden Auftrieb. Die Schichtung wird in diesem Fall als labil bezeichnet.
Eine stabile Luftschichtung liegt hingegen dann vor, wenn die Temperaturänderung der Umgebungsluft weniger als 1 °C/100 m beträgt (z. B.
0,5 °C/100 m). Mit zunehmender Höhe gleicht sich der Temperaturüberschuss des Luftvolumens gegenüber der Umgebungsluft aus (die Temperaturdifferenz wird kleiner), wodurch die Vertikalbewegung gebremst wird.
Sie wird unterbunden, sobald sich die Temperatur des Luftvolumens der
Umgebungsluft angepasst hat.
Beträgt die Temperaturänderung der Schichtung 0,0 °C pro 100 m,
spricht man von Isothermie; beträgt sie mehr als 0,0 °C/100 m, nimmt sie
also mit der Höhe zu, so spricht man von einer Inversion. Hierauf wurde
bereits im Zusammenhang mit dem Stockwerksbau der Atmosphäre
(Grenzbereich Troposphäre/Stratosphäre) hingewiesen (vgl. 1.2.4).
Zusammenfassend bedeutet dies, dass die Schichtung (labil, stabil oder
indifferent) einen Einfluss auf die Dynamik der Atmosphäre hat. Die thermische Gliederung der Atmosphäre hat dementsprechend eine dynamische
Gliederung zur Folge. Im globalen Mittel weist die Troposphäre eine leicht
stabile Schichtung auf (hypsometrischer Temperaturgradient). Oberhalb
der Tropopause werden vertikale Luftbewegungen aufgrund der isothermen
bzw. inversiven Vertikalgradienten der Temperatur weitgehend verhindert.
Die Tropopause stellt somit eine effektive thermostabile Sperrschicht dar,
die den Luftaustausch zwischen Troposphäre und Stratosphäre wesentlich
behindert.
In Verbindung mit stabilen oder labilen Schichtungsverhältnissen innerhalb der Troposphäre ergeben sich typische Auswirkungen auf die vertikalen Luftbewegungen. Insbesondere bei windschwachen und stabilen Wet-
Luftschichtung
Isothermie/Inversion
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Klimageographie
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terlagen (Stichwort Inversion) werden die Vertikalbewegungen eingeschränkt, wobei es v. a. über Industriegebieten zu einer Anreicherung von
Abgasen und Rauch unterhalb der Inversionsschicht kommt (= SMOGWetterlage). Der Begriff SMOG leitet sich aus smoke = Rauch und fog =
Nebel ab.
1.3 Strahlungs- und Wärmehaushalt
Energiequelle
Die Sonne als Hauptenergiequelle für die Erdoberfläche und die Atmosphäre bestimmt die Prozesse in der Atmosphäre und wirkt als antreibende
Energiequelle für die Zirkulationsmechanismen (AZA = Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre) sowie die räumliche Differenzierung des Klimas.
Somit hängen die Umweltbedingungen auf der Erde im Wesentlichen von
der Art ab, in der die Sonnenstrahlen auf die kugelförmige Erde fallen. Dabei bestimmt der je nach geographischer Breite und Jahreszeit verschiedene Winkel, mit dem die Strahlungsenergie der Sonne auf die Erdoberfläche trifft, zahlreiche Erscheinungen wie z. B.:
*
*
*
die tägliche Bahn der Sonne über den Himmel
die sich ändernden Tages- und Nachtlängen
den Rhythmus der Jahreszeiten.
Hierüber werden die klimatologischen Parameter wie: Lufttemperatur,
Windverhältnisse, Meeresströmung, Niederschlag, Unwetter etc. ganz entscheidend gesteuert.
1.3.1 Die Strahlung
1.3.1.1 Strahlung – Energiefluss in Form von Wellen
elektromagnetische
Wellen
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Die Strahlung ist ein physikalischer Vorgang. Hierunter versteht man allgemein den Transport von Energie in Form elektromagnetischer Wellen, die
sich im Raum ausbreiten. Der Transport setzt sich aus Anteilen verschiedener Wellenlängen zusammen. Gekennzeichnet ist die elektromagnetische
Strahlung durch die Wellenlänge [k] und die Frequenz [t]. Am Beispiel
einer Transversalwelle (Abb. 1.2) wird gezeigt, dass unter der Wellenlänge
[k] der Abstand zwischen zwei benachbarten Punkten einer Welle gleicher
Schwingungsphase verstanden wird, z. B. der Abstand zweier Wellenberge
bzw. Wellentäler. Unter der Frequenz versteht man die Anzahl der Schwingungen pro Sekunde. Kurzwellige Strahlung besitzt somit eine hohe Frequenz und ist energiereicher als die langwellige Strahlung mit einer niedrigen Frequenz. Die hochenergetische kurzwellige Strahlung (radioaktive
Gammastrahlung, Röntgenstrahlung und auch UV-Strahlung) wirkt zerstörend auf das irdische Leben.
Strahlungs- und Wärmehaushalt
Wellenberg
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Wellenberg
Schwingungsebene
Wellenlänge l
Ausbreitungsrichtung
Wellenlänge
Wellental
Wellental
Abb. 1.2: Schematische Darstellung von Schwingungsebene, Ausbreitungsrichtung,
Wellenlänge, Wellenberg und Wellental einer Transversalwelle (nachgezeichnet nach ZMARSLY/KUTTLER/PETHE, 2007, S. 12)
1.3.1.2 Das Spektrum der elektromagnetischen Strahlung
Das breite Spektrum der elektromagnetischen Strahlung wird anhand der
Tabelle 1.3 dokumentiert. Dabei reicht das Wellenlängenspektrum von der
extrem kurzwelligen (solaren, auf die Sonne bezogenen) Strahlung bis zu
der langwelligen (terrestrischen) Strahlung und erstreckt sich über einen
Wellenlängenbereich von nahezu 18 Zehnerpotenzen.
Beispielhaft für die Untergliederung des elektromagnetischen Spektrums
werden nachfolgend nur die Bereiche benannt, die für das Klimasystem –
und somit für die Vorgänge in der Atmosphäre – von wesentlicher Bedeutung sind:
* der ultraviolette Spektralbereich mit Wellenlängen unter 0,36 mm (UVStrahlung)
* das sichtbare Licht zwischen 0,36 und 0,76 mm (blau, grün, gelb, rot)
* der infrarote Spektralbereich oberhalb von 0,8 mm mit dem nahen Infrarot [0,8–2 mm] und dem fernen Infrarot [ab 2 mm]. Dieser langwellige
Spektralbereich wird auch als Wärmestrahlung bezeichnet.
Wellenlängenspektrum
1.3.2 Die Solarkonstante
Die Strahlung besitzt die Fähigkeit, Energie von der Sonne auf die Erde zu
übertragen und den Zirkulationsmechanismus der Atmosphäre in Gang zu
setzen. Diese Energie misst man als Energie pro Fläche und Zeit und gibt sie
als Strahlungsstromdichte mit der Einheit W/m2 an. Den außerhalb der Erdatmosphäre gemessenen Strahlungsstrom bezeichnet man als extraterrestrische Strahlung (Solarkonstante = annähernd konstante Bestrahlungsstärke
der Sonnenstrahlung). Die Solarkonstante wird definiert als die Strahlungsenergie, welche oberhalb des Atmosphäreneinflusses bei mittlerem Sonnenabstand und senkrechtem Einfallswinkel in einer Minute durch die Flächeneinheit fließt (vgl. WEISCHET und ENDLICHER, 2008, S. 34). Ihr Wert beträgt im
Definition
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