Frage05_Hadleyzelle
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Definitionen zur Allgemeinen Klimatologie Die Klimatologie beschreibt den durchschnittlichen Zustand der Atmosphäre und die von diesem zu erwartenden Abweichungen. Klima beschreibt die durchschnittlichen Wetterverhältnisse an einem Ort oder in einem Gebiet. Klima ist der mittlere Witterungsverlauf an einem Ort. Die Klimatologie ist eine synoptische1 Wissenschaft. Zu ihrem Verständniss muß man Vorwissen aus anderen Fächern begriffen haben. Die wichtigsten physikalischen Gesetze Arbeit, Energie und Energieerhaltung Arbeit ist Kraft x Weg. Wenn man an einem Körper Arbeit verrichtet, vergrößert man seinen Energiegehalt. Energie ist also "gespeicherte Arbeit". Diese "gespeicherte Arbeit" kann wieder abgegeben werden. Energie kann in einem abgeschlossenen System weder erzeugt noch vernichtet werden. Energie kann nur von einer Form in die andere umgewandelt werden. Folgende Energieformen sind für das Verständnis des Klimas wichtig: Kinetische Energie: Die gespeicherte Bewegungsenergie entspricht der Arbeit, die geleistet wurde, um z.B. ein „Luftpaket“ auf die momentane Windgeschwindigkeit zu beschleunigen o Wärmeenergie: ist die Energie, die in einem Körper in Form von Brown'scher Molekularbewegung gespeichert ist. Die Atome bzw. Moleküle in einem Körper bewegen sich ungeordnet mit der der Temperatur des Körpers oder Gases entsprechende Energie. Damit ist die Wärmeenergie eine spezielle Form der Bewegungsenergie und damit kinetischen Energie. Potenzielle Energie: ist diejenige Energie, die in einem Körper gespeichert ist, wenn er sich in einer bestimmten Höhe befindet. Sie nimmt mit der Höhe zu. Sie ist gleich der Arbeit, die benötigt wurde, um einen Körper auf die Höhe zu heben, auf der er sich gerade befindet Strahlungsenergie: ist die Energie, die durch elektromagnetische Wellen transportiert wird. Die transportierte Energie hängt ab von der Wellenlänge und von der Amplitude der Strahlung. Je kürzer die Wellenlänge und damit je höher die Frequenz, desto mehr Energie kann von einem Strahl transportiert werden (desto öfter schwingt die Welle pro Sekunde). Je größer die Amplitude der Strahlung, desto mehr Energie wird transportiert. Die Intensität ist das Quadrat der Amplitude der Welle. Siehe dazu: Beiblatt „Strahlungsenergie“ Chemische Energie: ist die Energie, die in einer chemischen Bindung gespeichert ist und die in Form von Arbeit aufgebracht werden muß, um diese Bindung zu trennen (endotherm) bzw. die frei wird, wenn sich eine Bindung trennt (exotherm). Strahlungshaushalt der Erde Fast alle Prozesse, die auf der Erdoberfläche ablaufen, gewinnen die dafür notwendige Energie aus der Strahlungsenergie der Sonne. Folgende Faktoren spielen dabei eine Rolle: Sonneneinstrahlung Drehung der Erde um die Sonne Ausrichtung der Erdachse Die Sonneneinstrahlung In der mittleren Entfernung von 150 Millionen Kilometer erreichen von der abgestrahlten Sonnenenergie noch 1370 W/m² die Erde. Diese Größe nennt man die Solarkonstante [I0], obwohl sie sich durch unterschiedliche Sonnenaktivitäten (Flecken, Eruptionen) leicht um 2-3% verändert. Die Stärke der Sonneneinstrahlung ist eine Funktion der Distanz [r]Sonne-Erde. Je weiter sich die Strahlen entfernen, eine umso größere Fläche teilen sich die Strahlen einer Flächeneinheit. Die Strahlung nimmt mit dem Quadrat des Abstandes ab. Abb.: Veranschaulichung des 1/r**2 Gesetzes (aus BRIGGS, 1994) Da die Erde sich auf einer fast kreisförmigen Ellipse um die Sonne bewegt, hat sie im Perihel eine kleinere Distanz zur Sonne als im Aphel. Dies verändert die Intensität der Sonneneinstrahlung im Laufe des Jahres um 8% (derzeit im Winter+4% und im Sommer –4%, das Präzisieren der Ellipse dauert 26000 Jahre. Die mittlere Solarkonstante gilt bei senkrechtem Einfall der Sonnenstrahlen (Zenit) an der Obergrenze der Atmosphäre. Steht die Erdoberfläche schräg zur Sonne verteilt sich die Sonneneinstrahlung auf eine größere Fläche. Dies hat zur Folge, daß die Strahlungsintensität geringer wird. (I=I0xcos ) Abb.: Das cos-Gesetz beschreibt, daß die Strahlungsdichte vom Cosinus des Sonnenstandes abhängig ist (aus BRIGGS,1994) Drehung der Erde um ihre Achse Die Erde dreht sich in etwa 24 Stunden einmal um ihre eigene Achse. Damit durchläuft jeder Punkt auf der Erdoberfläche täglich einen Zyklus sich verändernder Strahlungsintensität. Die relative Stellung der Sonne kann durch zwei Winkel beschrieben werden: der Zenitwinkel: Höhe über dem Horizont der Azimutwinkel: Abweichung von der Südrichtung Ausrichtung der Erdachse und Drehung der Erde um die Sonne Die Erde bewegt sich in etwa 365 Tagen auf einer Ellipsenbahn einmal um die Sonne. Die Drehachse der Erde ist zur Zeit um 23,5 ° gegen die Ebene geneigt, die durch die Bahn um die Sonne gebildet wird. http://141.84.50.121/iggf/Multimedia/Klimatologie/Nebenseiten/KG2-6.htm Daraus folgt, dass zu unterschiedlichen Stadien des Umlaufs unterschiedliche Teile der Erde beleuchtet werden. Dies führt zu den Jahreszeiten. Im (Nord-)Sommer ist der Nordpol der Sonne zugeneigt, also beleuchtet, im Winter ist der Nordpol der Sonne abgeneigt, also dunkel. Zu den Äquinoktien (Tage- und Nachtgleiche) ist der Nordpol nach links bzw. rechts von der Sonne geneigt. Die Rolle der Atmosphäre Die Erdatmosphäre tritt in vielfältige Wechselwirkungen mit der Sonneneinstrahlung ein. Besonders folgende Prozesse verändern die Intensität der Sonnenstrahlung auf der Oberfläche: Absorption von Licht an Luftmolekülen und Aerosolen Streuung an Molekülen Streuung an Aerosolen Absorption von Licht an Luftmolekülen Beim Durchgang durch die Atmosphäre können die Lichtwellen von den Molekülen der Gase, die die Atmosphäre bilden, absorbiert werden. Die Gasmoleküle nehmen dabei die Energie der Lichtwellen auf und wandeln sie im Wesentlichen in Wärme um. Unterschiedliche Gase absorbieren unterschiedliche Wellenlängen. Die untere Abbildung zeigt das Absorptionsverhalten unterschiedlicher Gase in der Atmosphäre. Abb.: Absorptionsverhalten unterschiedlicher Gase in der Atmosphäre (1 = alles Sonnenlicht entsprechender Wellenlänge wird beim Durchgang absorbiert, 0 = das jeweilige Gas ist bei der betrachteten Wellenlänge vollkommen transparent), (aus BRIGGS, 1994) Streuung an Molekülen Lichtstrahlen bewegen sich ohne äußere Einwirkungen auf einer geraden Bahn. Durch Auftreffen auf ein Gasmolekül der Atmosphäre können sie von dieser geraden Ausbreitung abgebracht werden. Streuung an Molekülen, die etwa so groß sind, wie die Wellenlänge des eintreffenden Lichts nennt man Rayleigh – Streuung z.B.: sichtbares Licht hat eine Wellenlänge von 400 bis 1000 nm, Moleküle haben 4 nm, Faktor 0.01 => Rayleigh-Streuung von sichtbarem Licht an Molekülen tritt auf Mikrowellen haben eine Wellenlänge von ca. 20 cm, Blätter haben auch Größen im Zentimeterbereich, also Faktor 0.05 => Rayleigh-Streuung von Mikrowellen an Blättern tritt auf Experimente zeigen: Licht wird in alle Richtungen gestreut (sogar dorthin, wo es hergekommen ist). Licht wird umso stärker gestreut, je kleiner die Wellenlänge ist (je größer die Frequenz ist). Blaues Licht wird also stärker gestreut als rotes Licht. Die Intensität des gestreuten Lichtes steigt mit kleinerer Wellenlänge mit der vierten Potenz an. Die Winkelverteilung der Intensität des gestreuten Lichtes (Phasenfunktion) hat eine Hantelform. Streuung an Aerosolen Streuung von Licht an Partikeln, die viel größer sind, als die Wellenlänge des Lichtes nennt man Mie-Streuung. Bei Wassertröpfchen, Rußpartikeln, Salzkristallen (alle haben eine Größe von 1 ... 50mm) ist dies für sichtbares Licht gegeben. Sie ist hauptsächlich nach vorne gerichtet. z.B.: Licht an Aerosolen (Wellenlänge Licht ca. 600nm, Aerosoldurchmesser ca. 0.1 ... 10µm) Mikrowellen an Flugzeugen (Wellenlänge Mikrowellen: ca. 10cm, Flugzeugdurchmesser; ca. 2m) Energieumsatz auf der Erdoberfläche Sobald nun die restliche Sonnenstrahlung auf die Erdoberfläche auftritt, wird die Strahlungsenergie je nach Eigenschaften der Erdoberfläche großteils in Wärme umgewandelt. Die unterschiedliche Erwärmung der untersten Luftschichten führt dann zu den athmospärischen Erscheinungen von Temperatur und Wind. Wind Wind bezeichnet die Bewegung in der Atmosphäre und ist durch eine Geschwindigkeit und eine Richtung gekennzeichnet. Wind kann man am besten verstehen, wenn man die Kräfte versteht, die auf ein frei gewähltes Luftpaket wirken. Zugrunde liegen die Newton'schen Bewegungsgesetze: 1. Ein Teilchen behält seinen Bewegungszustand bei (Ruhe oder geradlinige Bewegung), wenn keine Kraft wirkt. 2. Das Wirken einer Kraft verursacht, daß sich das Teilchen in Richtung der Kraft beschleunigt. Sind mehrere Kräfte am Werk, so bewegt sich das Teilchen in Richtung der Resultierenden. Folgende Kräfte wirken auf ein Luftpaket: Gravitation Druck Gradientkraft Coriolis (Schein-)kraft die Gravitation zieht alle Massen in Richtung Erdzentrum. der Druck der umliegenden Luftpakete wirkt auf das betrachtete Luftpaket. Der Druck vom darüberliegenden Luftpaket ist deswegen etwas kleiner, weil mit zunehmender Höhe immer weniger Luftmoleküle darüber liegen: der Luftdruck nimmt mit der Höhe ab. Die Luftmoleküle der unteren Atmosphärenschichten werden durch die darüberliegenden zusammengedrückt. Da somit die Kraft von unten etwas größer ist als die von oben, wirkt eine resultierende Druckkraft entgegengesetzt der Gravitation. Diese beiden Kraft (Gravitationskraft und Druckkraft) gleichen sich unter normalen Bedingungen gerade aus. Damit findet in der Atmosphäre unter normalen Bedingungen keine Bewegung statt. Als normaler Zustand gilt, wenn die barometrische Höhenformel gilt: h=RT/g x ln (p0/p) die Gradientkraft. Herrscht an zwei Orten unterschiedlicher Luftdruck, so wirkt die Gradientkraft vom Ort höheren Drucks zum Ort niedrigeren Drucks. Die Gradientkraft ist der entscheidende Motor für Bewegung von Luft in der Atmosphäre und damit von Wind. Coriolis-Kraft: Die Erde dreht sich von West nach Ost um 15 Längengrade pro Stunde (360 pro Tag). Was passiert, wenn die Erde sich dreht? Alles mit "mehr oder weniger" festem Kontakt zur Erde dreht sich mit! Mit welcher Geschwindigkeit? Mit welcher Geschwindigkeit bewegt sich ein Baum auf der Erdoberfläche auf einer Breite von 0 Grad (Äquator) 30 Grad 48 Grad (München) 55 Grad (Hamburg) 89 Grad (nahe am Pol) 90 Grad (Pol)? Daraus ergibt sich, daß die Geschwindigkeit sich an unterschiedlichen Breitenkreisen unterscheidet. Was passiert aber, wenn das Luftpaket sich nach Süden bewegt? 1. Wenn die Erde sich nicht dreht? Dann bewegt sich das Luftpaket solange geradeaus, bis es an seinem Zielort angekommen ist! 2. Wenn die Erde sich dreht? Dann bewegt sich das Luftpaket westlich am Zielort vorbei. Abb. C1: Der Effekt der Erdrotation auf die Bewegung von Luftpaketen (aus BRIGGS, 1994) Das Resultat ist, daß das aus Norden kommende Luftpaket für südlichere Breiten zu langsam ist und es daher die Rotation von W nach E auf dem neuen Breitenkreis nicht mitmachen kann. Es fällt daher zurück. Ein aufmerksamer Beobachter schließt daraus, dass eine Kraft gewirkt hat (Newton'sches Gesetz). Tatsächlich hat, vom Weltraum aus betrachtet, gar keine Kraft gewirkt! Diese "Schein"-Kraft nennt man nach ihrem Entdecker Coriolis-Kraft. Insgesamt hat die Coriolis-Kraft folgende in Abbildung C2 gezeigte Auswirkungen auf bewegte Luftpakete. Abb. C2: Auswirkungen auf bewegte Luftpakete auf der Erde (aus BRIGGS,1994). Durchgezogene Linie = ohne Erdrotation, gestrichelte Linie = mit Erdrotation Man erkennt: auf der Nordhalbkugel bewirkt die Coriolis-Kraft eine Ablenkung nach rechts auf der Südhalbkugel bewirkt die Coriolis-Kraft eine Ablenkung nach links Die Coriolis-Kraft lenkt das Luftpaket also von seiner durch die Gradientkraft vorgegebenen Bewegungsrichtung (vom hohen zum tiefen Druck) ab. Sie wirkt senkrecht zur Bewegungsrichtung. Bei fortgesetzter Wirkung der Coriolis-Kraft wird das Luftpaket so lange abgelenkt, bis es senkrecht zur Gradientkraft fließt. Es entsteht die paradoxe erscheinende Situation, daß sich dadurch Druckunterschiede nicht mehr ausgleichen können sobald sich die Erde dreht (da sich die Luft ja nun nicht mehr vom hohen zum tiefen Drucke bewegt)!!! Den dabei entstehenden Wind nennt man geostrophischen Wind. Abb. C3: Durch die Coriolis-Kraft verursachte Veränderung der Windrichtung hin zur geostrophischen Windrichtung (auf der Nordhalbkugel). Kleine Zirkulationssysteme Sie zeichnen sich dadurch aus, daß ihre Ausdehnung lokal bis regional ist ( einige Kilometer). Dazu gehören: Land – See – Wind Berg – Tal – Wind Föhn Spezielle lokale Windsysteme Bei allen diesen Systemen spielt die Coriolis – Scheinkraft noch keine Rolle. Daher sind sie leicht zu verstehen. Land-See-Wind Das Land-See-Windsystem ist allen Küstenbewohnern und -urlaubern bekannt. Es ist vor allem im Sommer bei schönem Wetter, also bei starker Einstrahlung, zu beobachten. Es ist durch einen vom Meer aus wehenden Wind bei Tag (Seewind) und durch einen vom Land wehenden Wind (Landwind) in der Nacht gekennzeichnet. Das Land-SeeWindsystem ist ein gutes Beispiel, um das Zusammenwirken unterschiedlicher Faktoren zu veranschaulichen. Zu ihnen gehören: Albedo der Erdoberfläche Wärmekapazität der Erdoberfläche Strömungsdynamik des Wassers Sensibler Wärmestrom Druckverhältnisse und Gradientkraft Thermische Emission Und das funktioniert zusammen so wie in der folgenden Abbildung: Abb.W1 : Land-See-Windsystem am Tage Die Sonneneinstrahlung wird von Wasser und vom Land unterschiedlich aufgenommen und in Temperatur umgesetzt. Die Albedo des Wassers ist kleiner als die des Landes (Wasser ist dunkler). Aus diesem Grund nimmt Wasser mehr Sonnenenergie auf. Diese wird allerdings dadurch, daß Wasser beinahe durchsichtig ist, in einer dicken Schicht (2-100m dick) absorbiert und umgesetzt. Die Strahlungsenergie verteilt sich also auf eine große Menge Wasser. Gleichzeitig wird warmes und kaltes Wasser vermischt, was ebenfalls zu einer Reduzierung der Temperaturzunahme führt. Hinzu kommt, daß die Wärmekapazität des Wassers groß ist und damit die gleiche Energiezufuhr zu einer viel kleineren Erwärmung führt als bei Land. Diese Faktoren führen dazu, daß sich das Wasser nur geringfügig erwärmt. Auf dem Land wird zwar eine kleinere Menge an Sonnenenergie absorbiert (Albedo = Rückstrahlanteil ist höher), sie erwärmt aber nur eine dünne Schicht der Oberfläche. Der Weitertransport im Erdreich geht sehr langsam vor sich. Dadurch ist die Erwärmung des Landoberfläche selbst bei kleinerer absorbierter Strahlungsenergie größer als beim Wasser. Resultat: Bei Sonneneinstrahlung steigt die Temperatur der Landoberfläche stärker als die des Wassers. Dies hat zur Folge: Die darüberliegende Luft wird durch sensiblen (fühlbaren) Wärmetransport erwärmt. Sie dehnt sich aus. Damit steigt der Abstand der Druckniveaus. Die rote Linie in Abbildung W2 zeigt über Land in der gleichen Höhe von 1500m einen Druck von 800hPa gegenüber 700hPa über dem Meer. Dies führt zu einem Druckgradienten zwischen Land und Meer mit einem hohen Druck über Land und einer Gradientkraft vom Land zum Meer. Diese Gradientkraft hat einen Höhenwind vom Land zum Meer zur Folge. Dieser und das Aufsteigen der Luft von der augeheizten Landoberfläche wiederum bewirkt relativ tiefen Luftdruck direkt an der Landoberfläche. Durch das Aufsteigen der Luft entsteht über der Meeresoberfläche relativ zur Landoberfläche hoher Luftdruck Ausgleichströme sorgen für den Seewind. Nachts drehen sich die Verhältnisse um, was in der folgenden Abbildung zu sehen ist: Abb. W2: Land-See-Windsystem in der Nacht Das Land besitzt die höhere Ausgangstemperatur. Damit ist die Emission größer und die Abkühlung der Landoberfläche ist wegen ihrer geringen Wärmekapazität groß. Das Wasser dagegen strahlt nur mit seiner Oberfläche Thermalstrahlung aus. Dabei kühlt sich die oberste Schicht ab, wird schwerer und sinkt ab. Wärmeres Wasser steigt an die Oberfläche und erhält über die Nacht eine konstante, relativ hohe Temperatur. Resultat: Die thermische Ausstrahlung reduziert die Temperatur des Landes viel stärker als die des Wassers. Die noch warme Luft gibt über dem Land ihre Energie über den sensiblen Wärmestrom an die Landoberfläche ab und kühlt ab, indem sie das Land erwärmt (diesmal umgekehrt: sensibler Wärmestrom mit positivem Vorzeichen; die Wärmemenge der Luft reicht aber nicht aus, um das Land nennenswert zu erwärmen). Mit sinkender Temperatur zieht sie sich zusammen und die Druckniveaus fallen unter die der Meeresoberfläche. Dann ist die Luft über dem Meer wärmer und dehnt sich aus. Nun gibt es hier ein Aufsteigen, während unten kältere Luft vom Land nachströmt. Über dem Land sind Cumuluswolken zu sehen. Sie deuten darauf hin, daß die Luft über dem Land aufsteigt, und bei Erreichen der Sättigung kondensiert. Über dem Meer fehlen Wolken. Dies deutet auf absinkende Luftmassen, Erwärmung und Wolkenauflösung hin. Über den Inseln von Key West (unterer Bildrand) sind durch die Erwärmung induzierte CumulonimbusWolken zu sehen. Abb. W3: Florida aus dem Space Shuttle Berg - Tal - Wind Tagsüber weht dabei der Wind vom Tiefland dem Tal entlang und über die Berghänge talaufwärts (Talwind), nachts dreht sich die Windrichtung um und es herrscht Wind, der von den Hängen herab und in Richtung Tiefland weht (Bergwind). Die prinzipielle Entstehung des Berg-Tal-Windes ist ähnlich, wie dies des Land-SeeWindes. Grundlage ist, dass die Temperaturschwankungen im Gebirge etwa doppelt so groß sind wie im Vorland. Dies liegt an der größeren Sonneneinstrahlung im Gebirge, die durch die geringere Absorption der Sonneneinstrahlung bedingt ist (sie hängt von der Schichtdicke der Luft ab). Sie wird daher relativ wärmer als sie nach dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten sein sollte und steigt deshalb auf. Das Gebirge erwärmt sich also tagsüber stärker und kühlt sich nachts stärker ab. Die stärkere Abkühlung hat damit zu tun, daß in größeren Höhen weniger Wasserdampf in der Luft ist (Temperaturkurve). Der Wasserdampf bildet zusammen mit anderen Gasen den Treibhauseffekt, der die langwellige Strahlung an die Erdoberfläche zurückemittiert und damit nicht in den Weltraum abgibt. Sinkt der Wasserdampfgehalt, steigt die Ausstrahlung und damit die Abkühlung in der Nacht. Der Föhn Er ist etwas großräumiger als der Land-See-Wind oder der Berg-Tal-Wind. Er tritt beim Übertritt von Luftmassen über Gebirge auf. Voraussetzung ist eine großräumige Luftströmung über ein Gebirge. Feuchte Luft strömt der Gradientkraft folgend an den Rand eines Gebirges und wird dort durch die Orographie zum Aufsteigen gezwungen. Dies tut sie auch, wobei die Temperatur der Luft mit dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten abnimmt. Wenn die Luft durch die Abkühlung eine relative Luftfeuchte von 100% erreicht hat (wann dies geschieht hängt von der Temperatur und Feuchte des Ausgangs-Luftpakets ab), beginnt der Aufstieg mit Kondensation unter Abkühlung mit dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten. Dabei wird Kondensations-Energie (=Verdampfungswärme) freigesetzt und die Luft kühlt sich auf ihrem Weg zum Berggipfel nicht so stark ab, wie das ohne Kondensation geschehen würde. Auf der Leeseite des Berges (also im Windschatten) sinkt die Luft ab und erwärmt sich mit dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten. Resultat: Die Luft ist wegen der freigewordenen Kondensationswärme durch den Niederschlag oberhalb des Kondensationsniveaus auf der Leeseite in gleicher Höhe wärmer als auf der Luvseite. Spezielle lokale Windsysteme Die Liste ist beiweitem nicht vollständig. Unserem Föhn entsprechende Winde gibt es in den unterschiedlichen Regionen der Erde: Chinook in Nordamerika Leveche in Spanien Samum ein föhnartiger Sandsturm in Algerien Chamsin ebenfalls ein föhnartiger Sandsturm in Ägypten Die Bora an der istrischen und dalmatinischen Küste ist en Fallwind, der Luft, die über dem Bergplateau kräftig abgekühlt wird, unter Wirkung der allgemeinen Strömung über die steilen Berghänge zur Küste und zum Meer stürzt, wo sie als Sturmwind mit extremen Windgeschwindigkeiten eintrifft. Der Scirocco (Schirokko) in Oberitalien ist in der Regel das Pendant zum Föhn am Alpennordrand, ebenfalls sehr warm. Weiter im Westen bringt der Leveche heisse Lut nach Spanien. Da sie aus der Sahara wehen, kann viel Staub und Sand nach Mitteleuropa verfrachtet werden (siehe Schneefarbe auf den Gletschern). Der Mistral ist der kalte Nordwind des Rhônetals. Kalte Luftmassen, die über Mittelfrankreich in das enge Rhônetal einfließen, werden durch Düsenwirkung beschleunigt. Obwohl es sich durch Fallen erwärmt, ist dieser Wind kälter als die Luft über dem Mittelmeer. Etesien sind monsunartig auftretende NW-Winde im Sommer in Griechenland. Da sie aus dem Gebirge gegen die tiefer gelegenen Gebiete und Küsten absteigen, bringen sie Wolkenauflösung. Große Zirkulationssysteme Zu den großen Zirkulationssystemen gehören alle Systeme, die durch die folgenden Faktoren angetrieben werden: Druckunterschiede Temperaturunterschiede Coriolis-Kraft Meeresströmungen Sie alle können aus der globalen Zirkulation abgeleitet werden. Aus diesem Grund sind die folgenden Kapitel folgendermaßen gegliedert: Die Globale Zirkulation Große dynamische Druckgebilde (Zyklonen und Antizyklonen) Die Wetterkarte Die Meeresströmungen Spezielle Elemente der Globalen Zirkulation Die Globale Zirkulation Würde sich die Erde nicht drehen, und gäbe es keine Albedounterschiede (Land – Meer, hell – dunkel), würde die Luft sich am Äquator erhitzen, aufsteigen, und zu den Polen hin absinken. Damit würde die Wärme ideal verteilt werden. Abb. W1: Hypothetische Luftströmung bei einer stehenden nichtgekippter Erde (aus DE BLIJ, 1996) Dann heizt die Sonne in den Tropen bei maximaler Einstrahlung die Luft auf. An den Polen wird Energie abgestrahlt, dadurch kühlt sich die Luft ab (sensibler Wärmestrom), zieht sich zusammen und erzeugt ein Hochdruckgebiet. Dies geschieht in Analogie zum Land-See-Wind in der Tagsübersituation mit dem Äquator als warme Landoberfläche und den Polen als kalte Meeresoberfläche. In Wirklichkeit ist die Sache nicht so einfach. Dies liegt vor allem daran, daß die Erde sich dreht. Läßt man die Erde rotieren, dann ändert sich das Bild: Abb. W2: Hypothetische Luftströmung bei sich drehender nichtgekippter Erde (aus DE BLIJ, 1996) Was bleibt von der Vereinfachung: In Wirklichkeit steigt die Luft ebenfalls in den Gebieten größter Einstrahlung auf, weil dort die Erwärmung der Luft durch den Energietransfer durch die sensible Wärme am größten ist. Diese Luft kühlt sich durch Emission von Strahlung ab, wird schwerer und sinkt damit bei ca. 30° N bzw. S zur Erdoberfläche ab. Es entstehen die Hadley-Zellen: Abb. W3: Aufstieg und Abfall der Luftmassen an der Stelle stärkster Einstrahlung von der Seite: die Hadley-Zelle (aus BRIGGS, 1994) Nach dem Absinken hat die Luft zwei Möglichkeiten: Strömung nach N Strömung nach S wobei jeweils eine Rechtsablenkung auf der Nordhalbkugel die vorherrschenden Windrichtungen erzeugt. Im Schnitt ergeben sich dann folgende große Windsysteme: Große statische Druckgebilde Statische Druckgebilde zeichnen sich dadurch aus, daß sie annähernd ortsfest sind, Zu den großen statischen Druckgebilden gehören: Das bodennahe Hitzetief. Es entsteht über großen erhobenen Landmassen (z.B. Tibet) durch Umsatz der Strahlungsenergie in Erwärmung. Dementsprechend treten die Hitzetiefs im Sommer über Landmassen auf. Das bodennahe Kältehoch. Es entsteht über großen Landmassen mit negativer Energiebilanz (z.B. Arktis, Rußlandhoch im Winter oft bis Österreich). Wo auf der Erde über die genannten Beispiele hinaus vermuten Sie ebenfalls statische Druckgebilde? Mit welcher Quelle können Sie das feststellen? Große dynamische Druckgebilde Zyklonen Antizyklonen Zyklonen Das sind dynamische Tiefdruckgebiete, die sich i.d.R. in der Frontalzone bilden. Dies ist in folgender Abbildung dargestellt: KB5-11: Strömungs- und Druckverhältnisse im 500hPa Druckniveau (ca. 5000m Höhe) Es wirken zwei Kräfte auf den Wind: die Coriolis-Kraft und die Gradient-Kraft vom Hochdruckgebiet zum Tiefdruckgebiet. Diese resultieren im geostrophischen Wind. Er bewegt sich um das Tiefdruckgebiet herum. Das Resultat ist ein Wirbel, der sich auf der Nordhalbkugel im Gegenuhrzeigersinn dreht. Nachdem die Luft sich immer um das Tiefdruckgebiet herumbewegt, müßte dieses unendlich lange existieren und kann nie aufgefüllt werden. Wie wird eine Zyklone zerstört? Das bewirkt die Reibung der Luft an der Erdoberfläche. An der Erdoberfläche bremst die Reibungskraft den Luftstrom. Dies hat zur Folge, daß die Coriolis-Kraft kleiner wird. Die Gradientkraft, die in Richtung auf den tiefen Druck zeigt (also ins Tiefdruckgebiet hinein) bleibt aber gleich, weil der Druckunterschied gleich bleibt. Das Tiefdruckgebiet wird deshalb vom Boden her aufgefüllt. Was passiert mit den Luftmassen in einem Tiefdruckgebiet? In einer Zyklone bewegt sich Luft in der Höhe geostrophisch entlang der Isobaren. Am Boden sorgt die Reibung für eine Komponente des Windes in Richtung auf das Zentrum der Zyklone zu. Luft wird dadurch aus unterschiedlichen Richtungen auf das Zentrum zu geleitet, wie im Auslaß einer Badewanne. Dabei gibt es in Europa zwei Vorzugsrichtungen: SW: Von dort werden warme, feuchte Luftmassen vom Atlantik herangeführt. Sie sind wärmer als die vorhandene Luft, gleitet auf diese auf und bilden Schichtwolken. N: Von dort wird kalte Luft herangeführt. Sie führt durch Unterfahren zur Anhebung der vorhandenen, wärmeren Luft und zu Haufenwolkenbildung. Antizyklonen Das sind dynamische Hochdruckgebiete, die sich aus den Hadley-Zellen des Passatgürtels ablösen. Dabei wandern sie nach Norden bzw. Süden und gelangen in den Bereich verstärkter Coriolis-Kraft. Aus den Hochdruckgebieten fließt Luft wegen des höheren Drucks aus. Die Antizyklone ist aus diesem Grund das Gegenstück zur Zyklone. Aus diesem Grund dreht such die Antizyklone auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn. Auch in einer Antizyklone herrscht (wie in der Zyklone) in der Höhe geostrophischer Wind vor. Dies würde dazu führen, daß das Hochdruckgebiet unbegrenzte Zeit existieren würde, da die Druckgradienten nie ausgeglichen werden. Wie löst sich also eine Antizyklone auf? Die Reibung an der Erdoberfläche bremst den Wind und erzeugt an der Erdoberfläche einen Wind, der wegen des Druckgradienten aus dem Hochdruckgebiet heraus führt. Der Abfluß der Luft am Boden führt innerhalb des Hochdruckgebietes am Boden zum Nachströmen der Luft aus größeren Höhen. Die Luft sinkt dabei ab, erwärmt sich und löst dabei die evtl. enthaltenen Wolken auf. Dynamische Hochdruckgebiete sind deshalb Schönwettergebiete. Die Wetterkarte Sie gibt die räumliche Interpretation der Verteilung der meteorologischen Meßwerte an Klimastationen wieder. In Wetterkarten gehen die folgenden Informationsquellen und Messungen ein: Lufttemperatur Luftfeuchte Luftdruck Windgeschwindigkeit und Windrichtung Niederschlag nach Menge und Art Radiosondenaufstiege zur Messung der Profile von Temperatur, Feuchte und Druck Satellitenbilder Modellrechnungen von Klimamodellen Die Wetterkarte dient zur Erkennung und Vorhersage der Witterungssituation. Die Meeresströmungen Sie bilden zusammen mit der globalen Zirkulation den Hauptenergietransporteur auf der Erde. Während die atmosphärischen Winde Energie hauptsächlich in Form latenter Wärme (Wasserdampf) übertragen, transportieren die Strömungen der Ozeane Energie in Form fühlbarer Wärme (Temperatur). Es gibt zwei Mechanismen, die die Meeresströmungen in Bewegung setzen: Unterschiede in der Meeresspiegelhöhe: Steigt der Meeresspiegel an einem Ort an (z.B. durch Erwärmung und Ausdehnung des Wassers oder dadurch, daß der Wind Wasser an einem Ort zusammenschiebt) und an einem anderen nicht, so entsteht zwischen den beiden Orten ein Wasserspiegelgefälle. Das Wasser setzt sich entlang des Gefälles in Bewegung und erzeugt eine Ausgleichsströmung. Dies entspricht einem Hochdruckgebiet in der Atmosphäre. Sinkt an einem Ort der Wasserspiegel ab (durch Verdunstung oder dadurch, daß der Wind Wasser wegbläst) und an einem anderen Ort nicht entsteht ebenfalls ein Wasserspiegelgefälle. Das Wasser setzt sich entlang des Gefälles in Bewegung und erzeugt eine Ausgleichsströmung. Dies entspricht einem Tiefdruckgebiet in der Atmosphäre. Reibung der Luftmassen an der Meeresoberfläche: Durch die Reibung wird Impuls übertragen, der das Wasser in Richtung des Windes in Bewegung setzt. Die innere Reibung des Wassers (Viskosität) bewirkt, daß tiefere Wasserschichten von der Bewegung des Oberflächenwassers mitgezogen werden und die gesamte Wassersäule in Bewegung gerät. Beide Mechanismen überlagern sich, wobei global der Wind die dominante Rolle gegenüber der Verdunstung spielt. Die Meeresströmungen werden im wesentlichen also durch die Winde angetrieben. Ein Blick auf die Druckgebilde und Winde in der folgenden Abbildung erklärt somit den wesentlichen Teil der Meeresströmungen: KB5-16: Globale Druckgebilde und Winde im Juli (aus DE BLIJ, 1996) KB5-18: Kalte und warme Meeresströmungen (aus DE BLIJ, 1996) Zusammenfassung: Die Strömungsmuster der Ozeane folgen den Windmustern. Dies gilt für den Golfstrom im Nordatlantik, den Benguela-Strom im Südatlantik, den HumboldtStrom im Südpazifik (engl. Peru-Current) und den Nordpazifik-Strom Warme Meeresströmungen bewegen sich immer vom Äquator weg entlang der Ostküsten der Kontinente, kalte zum Äquator hin entlang der Westküsten der Kontinente, damit wird abermals Energie vom Äquator zum Pol transportiert. Sowohl im Westatlantik als auch im Westpazifik bewegen sich kalte und warme Meeresströmungen gegeneinander. Wo keine Kontinente sind (im Südpazifik) folgen die Meeresströmungen der zirkumpolaren Luftströmung von W nach E. Die Meeresströmungen existieren nicht nur oberflächlich. Wegen der Viskosität des Wassers werden durch die Strömung an der Oberfläche auch tiefere Schichten angetrieben. Wenn die Meeresströmungen an die Kontinente stoßen, steigt das kalte Tiefenwasser entgegen der Schwerkraft auf, weil in der Tiefe aus der Strömung weiteres Wasser nachdrängt. Dies führt zu kaltem Auftriebswasser an der Oberfläche (engl. Upwelling). Da die Nährstoffe, die sich aus Resten abgestorbener Tiere und Pflanzen bilden, im Meer absinken, werden sie mit dem kalten Tiefenwasser wieder an die Oberfläche transportiert, also recycled. Hier ist Licht vorhanden, was zu starkem Algenwachstum führt. An der Westküste Nordamerikas kann man erkennen, wie das kalte Auftriebswasser die warme Meeresströmung an der Oberfläche auf den Ozean hinausdrängt. KB5-19: Upwelling-Gebiete (aus DE BLIJ, 1996) Der Golfstrom Er beeinflußt durch seinen Energietransport in starkem Umfang das Klima Europas. In Europa ist es nämlich im Verhältnis zur Ostküste der USA zu warm und zu feucht. Entlang der Ostküste der Nordamerikas wird Wasser aus den Subtropen durch die vorherrschenden Winde nach NE transportiert. Das Wasser wurde durch die starke Sonneneinstrahlung in der Passatregion aufgeheizt und nimmt diese Energie mit. Der Neufundlandstrom bildet gleichzeitig einen kalten Meeresstrom, der an der Küste Neufundlands südwärts strömt. Hier fließen kalte und warme Wassermassen aneinander vorbei. Hier drängt sich die Analogie mit der Planetarischen Frontalzone auf. Hier entstehen Schwingungen und Wirbel, die zu einer Vermischung von kalter und warmer Luft führen. Ähnliches passiert an der Grenzschicht zwischen dem Golfund Neufundlandstrom, wie in der folgenden Abbildung gezeigt wird: KB5-20: Grenzschicht zwischen dem Golf- und Neufundlandstrom KB5-21: Momentaufnahme der Oberflächentemperatur des Nordatlantiks. Sie wird aus der thermischen Emission der Wasseroberfläche ermittelt. Die Temperatur ist in Spektralfarben von blau (kalt) bis rot (warm) dargestellt. Spezielle Elemente der Globalen Zirkulation Folgende spezielle Elemente der Globalen Zirkulation lassen sich aus einer Synthese der gesammelten Zusammenhänge und Fakten ableiten: Monsun El Nino und die südliche Schwingung (Southern Oscillation) Der Monsun Der Monsun ist ein jahreszeitlicher Witterungsverlauf, der vor allem vom indischen Subkontinent her bekannt ist. Der Monsun zeichnet sich dadurch aus, daß sich die Windrichtung jahreszeitlich umkehrt. Der Grund für dieses Phänomen liegt in der Landverteilung auf der Erde. Die Kontinente sind nämlich auf der Nordhalbkugel konzentriert. Dies ist für die Anomalie der Lage der Sommer-ITCZ verantwortlich, die in folgender Abbildung zu sehen ist. KB5-6: Durchschnittliche Lage der ITCZ zu den jeweiligen Sommermonaten (Nordsommer - Südsommer), (aus BRIGGS, 1994) Die ITCZ verlagert sich durch die Aufheizung der Landmasse und das dadurch entstehende statisches Hitzetief in Tibet und Teilen Chinas sehr weit nach Norden und Überspringt den Himalaja. Im Nord-Winter liegt die ITCZ ganz normal etwas südlich des Äquators. Dies hat Folgen für die Passate, die in folgender Abbildung zu sehen sind: KB5-22: Monsun (aus DE BLIJ, 1996). Die gemessenen Winde über dem Indischen Ozean von Januar (a) bis Juni (b) zeigen deutlich das Umschwenken des SE-Passats in den SW-Monsun im Juni. Die Passate wehen im Nord-Winter wegen der Corioliskraft aus NE bzw. SE wie üblich in die ITCZ hinein. Dies führt im Winter zu NE-Wind über dem Indischen Subkontinent. Dieser Wind kommt aus dem Tibetanischen Hochplateau, das im Winter stark auskühlt und über dem dann ein statisches Kältehoch sitzt, aus dem kalte, trockene Luft ausströmt. Diese erwärmt sich über dem indischen Subkontinent. Damit sinkt die relative Luftfeuchtigkeit weiter. Resultat ist eine winterliche Trockenzeit in Indien. Im Sommer liegt die ITCZ nördlich des Himalaja in Tibet. Der SE-Passat bewegt sich (wie im Winter) in Richtung auf die ITCZ und das dazugehörige Tiefdruckgebiet. Es besteht im Sommer im wesentlichen aus dem Hitzetief über der Tibetanischen Hochfläche. Um dieses zu erreichen, muß der Passat den Äquator überqueren. Dabei ändert die Coriolis-Kraft ihr Vorzeichen. Führte die Coriolis-Kraft auf der Südhalbkugel zu einer Ablenkung nach links und damit zu einem SE-Passat, so führt sie nun auf der Nordhalbkugel zu einer Ablenkung nach rechts und damit zu einer Umlenkung des SE-Passats in SW-Richtung. Damit kommt im Sommer der Passat in Indien aus SW-Richtung und wird als Monsun bezeichnet. Der Monsun ist eine lange Strecke über warme Ozeanen geflossen und hat sich dabei erwärmt und Wasserdampf aufgenommen. Dieser Wasserdampf wird über dem indischen Subkontinent im Sommer abgeregnet. Resultat ist eine sommerliche Regenzeit in Indien. KB5-23: Wolkenbedeckung über Indien (29.6.1998) An den Wolken ist zu erkennen, die allgemeine Windrichtung ist nördlich des Äquators SW. an der Afrikanischen Küste kommt es zur Umlenkung des SE -Passats in den SWMonsun. Gründe für die ergiebigen Monsunregen in den Sommermonaten sind neben der hohen relativen Luftfeuchte: Alle Gründe, die Luft zum Aufsteigen bringen und zur Labilisierung führen zählen: Orographie: Die Niederschläge fallen als Steigungsregen an den Gebirgen Indiens. Hierzu zählen vor allem die West-Ghads an der Westküste des indischen Subkontinents. Erhöhte Reibung an der Landoberfläche: Die Landoberfläche ist rauher als die Meeresoberfläche und setzt dem Luftstrom mehr Reibung entgegen. Diese verlangsamt die Windgeschwindigkeit. Wenn dieselbe Luft langsamer fließt, muß der Fließquerschnitt größer werden. Dies ist nur möglich, indem der Querschnitt sich nach oben erweitert. Dazu muß Luft aufsteigen. Meridionalkonvergenz: Sie bezeichnet die Tatsache, daß die Meridiane (Längenkreise) am Äquator einen Abstand von 40000km/360° haben. Der Abstand der Meridiane verringert sich an den Polen zu NULL. Wenn sich also Luft nach Norden bewegt, muß sie zusammenfließen, da sie auf einem kleiner werdenden Kugelausschnitt Platz finden muß. Ausweichen kann die Luft nur nach oben, was erneut zum Aufsteigen führt. Labilisierung durch die warme Landoberfläche: Die Landoberfläche heizt sich stärker auf als die Wasseroberfläche und führt damit zur Erwärmung der Luft darüber, die ihrerseits aufsteigt, weil sie sich ausdehnt und damit leichter wird. 2 Beschreiben und erklären Sie die Funktion der Hadley-Zelle unter Einbeziehung der physikalischen Gesetzmäßigkeiten und den Auswirkungen auf Klima und Vegetation. Legen Sie dazu Skizzen an. Klimafaktoren sind: Gravitation der Himmelskörper Sonnenstrahlung kosmische Materie atmosphärische Bestandteile Vegetation Boden Verteilung LandMeer Ozean anthropogene Einflüsse Beschreibung und Erklärung Die Atmosphäre empfängt je nach geographischer Breite eine sehr unterschiedliche Sonneneinstrahlung. Sie beträgt an der Obergrenze der Atmosphäre 420 Watt/m2 am Äquator und 180 Watt/m2 an den Polen, am Erdboden 220 Watt/m2 in den Tropen und 30 Watt/m2 (Arktis) bzw. 20 Watt/m2 (Antarktis) an den Polen. Aufgrund der unterschiedlichen Einstrahlung werden die Luftmassen an den Polen deutlich weniger erwärmt als in den Tropen. In den Tropen herrschen daher geringfügig durch die Schiefe der Erdachse im Jahreslauf modifiziert das ganze Jahr über hohe Temperaturen. Auch die Verteilung der jährlichen Regenmengen unterscheidet sich gravierend. In der Nähe des Äquators fällt das ganze Jahr über viel Regen, oft dreimal so viel wie in Mitteleuropa. An den Wendekreisen (engl.: tropics) bei 23,5° nördlicher oder südlicher Breite finden wir sehr viel weniger Niederschläge. In manchen Regionen gibt es über Jahre hinweg überhaupt keinen Regen. Es ist die starke Sonneneinstrahlung am Äquator, die große Mengen an feucht-warmer Luft aufsteigen lässt. Mit zunehmender Höhe wird die Luft kälter. Durch Kondensation bilden sich große Wolkentürme, die sich fast täglich in Gewittern entladen. Dafür verantwortlich ist der → adiabatische Gradient1 Da die Warmluft in die Höhe steigt, hinterlässt sie am Boden ein Gebiet niedrigen Drucks (Tiefdruckgebiet). Deshalb finden wir um den Äquator eine Zone mit niedrigem Luftdruck, den äquatorialen Tiefdruckgürtel, in den die Passate aus NE und SE einströmen – es kommt zur innertropischen Konvergent (ITC). In der Höhe wird die aufsteigende Luft nach Norden und Süden abgedrängt. In der Nähe der Wendekreise sinkt sie dann wieder gegen den Boden. Die über dem Äquator ausgeregnete trockene Luft erwärmt sich hierbei und vermag sogar noch mehr Feuchte Betrag der Temperaturänderung eines gedachten Luftpakets, das sich vertikal bewegt. Durch die Änderung des Drucks der Umgebungsluft in verschiedenen Höhen ändert sich die Temperatur des Luftpakets adiabatisch. Beim Aufsteigen kühlt es sich ab, bei Absinken erwärmt es sich. Bei ungesättigter Luft spricht man vom "trockenadiabatischen" ~ 1° /100m, bei gesättigter Luft vom "feuchtadiabatischen" Gradienten ~ 0,6°/100m. Aus der Differenz der Temperaturveränderung ergibt sich z.B. auch der Föhneffekt. Der Gradient entspricht der Steigung der Geraden, die als "Adiabate" im TemperaturHöhen-Diagramm eingezeichnet wird. 1 aufzutrocknen. Die von oben herabsinkende Luft drückt auf die am Boden liegende und erzeugt ein heiß-trockenes Hochdruckgebiet. Dieser Hochdruckgürtel um die Erde wird als Rossbreiten (engl.: horse latitudes) oder subtropische Kalmen (subtropical calms -> engl.: calm = windstill, ruhig) bezeichnet. Wir haben also an den Wendekreisen (23,5°) eine Zone hohen Luftdrucks, am Äquator dagegen niedrigen Luftdruck. Dadurch, dass sich Hochdruck und Tiefdruck auszugleichen streben, strömen die Luftmassen beiderseits des Äquators von den Wendekreisen auf den Äquator zu. Die hierdurch gleichmäßig wehenden Winde werden Passatwind genannt. Die Segler und Händler nutzten sie, um den Ozean zu überqueren (engl. trade winds -> trade = Handel). Infolge der Erddrehung werden die Passatwinde auf der Nordhalbkugel nach rechts abgelenkt (Nordost-Passat), auf der Südhalbkugel nach links (Südost-Passat). Dahinter steckt eine Scheinkraft, die nach ihrem Entdecker Coriolis-Kraft genannt wird. Die warmen und trockenen Winde nehmen zum Beispiel aus dem Regenwald Feuchtigkeit auf. Am Äquator fließen sie zusammen und schließen den Zyklus der Windzirkulation. Diese atmosphärische Strömung in ihrer Gesamtheit bezeichnen wir als Hadley-Zelle. Univ. of Wisconsin / GEOS 12 / MET 7 Windanalyse Passatwind nordwestlich vor Afrika Univ. of Wisconsin / GOES 12 / MET 7 Windanalyse Passatwind nordöstlich vor Südamerika Einordnung in die planetare Zirkulation: Grafik entnommen aus: http://www.wissenschaftonline.de/abo/lexikon/physik/871 Aus dem oben gesagten erschließt sich problemlos die Vegetation im fraglichen Bereich: tropischer Regenwald in der ITC, wechselfeuchte Savannen in den jahreszeitlich von dieser überstrichenen Bereich und die tropischen und randtropischen Trockengürtel in den Rossbreiten.
