23. Januar 2006

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Gliederung der Vorlesung
1.
17.10.2005 Aerosole - Definition, Quellen und Senken, Größenverteilung
2.
3.
24.10.2005 Auswirkungen Aerosol, Wolkenbildung - Sättigung Aerosolphysik
31.10.2005 Entstehung von warmen Niederschlag
4.
7.11.2005
5.
14.11.2005 Radarmeteorologie Niederschlag
6.
21.11.2005 Wolkenbildung, Wolkentypen, Wolkendynamik
7.
28.11.2005 Luftmassengewitter
8.
5.12.2005
9.
12.12.2005 Strahlung und Strahlungsgesetze
Entstehung von kaltem Niederschlag
Wolkenphysik
Gewittertypen
Strahlung
10. 19.12.2005 Streuung in der Atmosphäre, optische Erscheinungen
11. 9.1.2006
Globale Strahlungsbilanz
12. 16.1.2006
Klimatologie/Klimaänderungen
13. 23.1.2006
Gremzschicht/Stratosphärischer Ozonabbau
14. 30.1.2006
Allgemeine Zirkulation
15. 6.2.2006
Hydrologischer Kreislauf
Chemie
Grenzschicht
Klimatologie
Ozeanographie
1
Lerninhalte 12. Vorlesung
ƒ Wie hoch ist die mittlere Solarkonstante?
Wie stark schwankt sie zwischen Aphel und Perihel?
1366.5 ± 48 W/m² (3.5%)
ƒ Wo auf der Erde ist die Albedo am höchsten und wo am niedrigsten?
ƒ Wie sind die turbulenten Flüsse and die Strahlungsbilanz gekoppelt
(Wüste/Vegetation/Ozean)?
ƒ Wie lässt sich Nebel anhand von Strahlungsbilanzmessungen erkennen?
ƒ Wie sieht das zonale Mittel der
Strahlungsbilanz an der Erdoberfläche aus?
Q0 − B0 − H 0 − E0 = 0
ƒ Welche Strahlungsmessgeräte gibt es?
ƒ Woher stammt der Name Klima und was
beschreibt die Klimatologie?
ƒ Wie hoch ist der im letzten Jahrhundert
beobachtete globale
Temperaturanstieg?
-
+
2
Energiebilanz
+ 100 = I /4
K
- 30
- 70
Extraterrestrische
Bilanz
Haushalt der
Atmosphäre
+25
S0
D0
K
+23
+26
-4
Q K0 = 0,45 I K /4
0
-53
L
0
+97
-28
A0
H0
E0
- 2 - 112
+6
+22
R0
Q L0 = - 0,17 IK /4
Bilanz an der Erdoberfläche
Q 0 = + 0,28 IK /4
Bezeichnungen:
S direkte solare Strahlung
D diffuse Strahlung
K↑ gesamte aufwärtige
solare Strahlung
K↓ gesamte abwärtige
solare Strahlung (S+D)
QK=S+D-K↑ kurzwellige
Strahlungsbilanz
L↓ atm. Gegenstrahlung
R terr. Reflexstrahlung
A Emissionsstrahlung
der Oberfläche
L↑=A+R gesamte aufwärt.
terrestrische Strahlung
QL= L↓ - L↑ langwellige
Strahlungsbilanz
H turb. fühlb. Wärmefluss
3
LE turb. lat. Wärmefluss
Global gemittelte Energiebilanz
ƒ Durch Strahlung und andere Energietransporte gelangen ständig große
Energiemengen in die Atmosphäre und werden auch wieder entfernt
ƒ Trotzdem nimmt die Menge der gespeicherten Energie nicht systematisch
zu oder ab.
ƒ In sehr guter Nährung besteht im längeren Mittel für die Gesamtmasse der
Atmosphäre ein Gleichgewicht zwischen Energiezufuhr und Energieverlust.
1 HS der Thermodynamik
dq = c pT − αdp = c pT − gdz
Hydrostatisches Gleichgewicht
dT
dz d
dq
= cp
+g
= (c pT + Φ )
dt
dt dt
dt
diabatische
& [W/kg]
Erwärmungsrate H
statische Energie
dp = − ρ g dz
αdp = − gdz
α
q
cpT
Φ
spez. Volumen
Wärmezufuhr
Enthalpie
geopot. Höhe
4
Erwärmungsraten
ƒ Absorption von solarer Strahlung
Strahlung
ƒ Absorption und Emission von terrestrischer Strahlung
ƒ Freisetzung von latenter Wärme durch Wasserdampfkondensation
→ Phasenübergang
ƒ Wärmeaustausch mit der Umgebung durch statische Molekülbewegungen
→ Wärmeleitung
ƒ Wärmeaustausch mit der Umgebung durch Bewegung von Luftpaketen
→ Konvektion
H& = H& R + LH + S h
H& R
LH
Sh
(Netto-)Erwärmungsrate durch Strahlung
pro Zeitintervall freigesetzte latenten Wärme
Erwärmungsrate durch Wärmeleitung und Konvektion.
5
Gesamtenergieinhalt
moist static energy =
Enthalpie, potentielle Energie und latenter Wärmeinhalt
d
(c pT + Φ + Lm) = H& R + Sh + Sm
dt
(
)
d
c pT + Φ + Lm = 0
dt
Gleichgewicht auf der Erdoberfläche
räumlich, zeitlich gemittelter Energiefluß von der Erdoberfläche in Atmosphäre
[F ] = [Q ] + [H ↑] + [L ↑]
[Q ] = [Q ↑] − [Q ↓] − [Q ]
o
o
L
L
[Qk ] + [QL ↓] = [QL ↑] + [ H ↑] + [ LE ↑]
k
zeitliches Mitel
[]
Mittel für die gesamte Erdoberfläche
F
räumlich, zeitlich gemittelter Energiefluß von der Erdoberfläche in Atmosphäre
Qo (Netto-)Abstrahlung der Erdoberfläche
Qk= Qk↓ + Qk ↑ kurzwellige Strahlungsbilanz, absorbierte Sonnenstrahlung
6
Global gemittelte Energiebilanz
Weitere Energiequellen
Verbrennung von fossilen Brennstoffen und die Spaltung in Kernreaktoren
ƒ Durch diese Prozesse wird gegenwärtig eine Energiemenge freigesetzt, die einem
global gemittelten Fluß in der Größenordnung von 0,02 W m−2 entspricht.
ƒ Bei weiterem Ausbau könnte der Wert bis in hundert Jahren
auf 1 W m−2 ansteigen.
Freisetzung von Erdwärme durch die Erdkruste
ƒ Dies liegt im globalen Mittel in der Größenordnung von 0,06 W m−2.
ƒ Auf dem Jupiter ist dieser Prozeß anscheinend ein wichtiger Term in der
Energiebilanz.
7
Energiebilanz: Ozeane
ƒ Im Gegensatz zu den Landmassen können die Ozeane große Wärmemengen
speichern.
ƒ Die solaren Strahlung, die an der Meeresoberfläche absorbiert wurde, wird
durch Turbulenz in einer Mischungsschicht verteilt.
ƒ Die Turbulenz wird u.a. durch die Brechung von Wellen und Verdunstung
erzeugt.
ƒ Die Mischungsschicht ist ungefähr 100 m dick.
8
Energiebilanz: Ozeane
ƒ Zwischen Spätwinter und Spätsommer erwärmen sich
die oberen Wasserschichten der Ozeane um ca. 5 K.
ƒ Die Ozeane bedecken ungefähr 70% der Erdkugel und
die Temperaturerhöhung erfaßt ca. 100 m dicke Schicht.
ƒ Die durch Erwärmung der Ozeane absorbierte Energie
entspricht einem nach unten gerichteten Energiefluß
von ~100 Wm-2 auf jeder Halbkugel im Sommerhalbjahr
ƒ Während eines ganzen Jahres beträgt die Änderung
der Meeresoberflächentemperatur im globalen Mittel
sicher weniger als ein paar zehntel Grad
ƒ Im letzten Jahrhundert ist die Meeresoberflächentemperatur im globalen Mittel niemals mehr als ein
paar zehntel Grad pro Dekade gefallen oder gestiegen.
ƒ Daher sind die Energieflüsse infolge von Temperaturschwankungen in den oberen Schichten der Ozeane im Jahresmittel nicht größer
als einige Watt pro Quadratmeter und über eine Dekade gemittelt nicht größer als
einige zehntel Watt pro Quadratmeter.
9
Energiebilanz: Eisbedeckung
ƒ Durch die Phasenänderungen, die mit dem Aufbau oder Abschmelzen der
kontinentalen Eismassen verbunden sind, werden über lange Zeiträume große
Energiemengen absorbiert bzw. freigesetzt.
ƒ Würde das zur Zeit in Grönland und in Antarktis lagernde Eis gleichmäßig über die
ganze Erdoberfläche verteilt werden, ergäbe sich eine 60 m (Δz) dicke Schicht.
ƒ Angenommen, die Eiskappen verschwinden oder vergrößern sich um das
Doppelte bis in 1000 Jahren (Δt≈3×1010 s) (sehr schnell!)
[F ] =
60m
Δz
5
3
3
−2
⋅ Li ⋅ ρ =
⋅
3
.
34
⋅
10
J
/
kg
⋅
10
k
/
m
≈
0
.
6
Wm
Δt
3 ⋅1010 s
Energiefluß durch die Erdoberfläche ist zumindest im Dekadenmittel mehr
als zwei Größenordnungen kleiner als die übrigen Terme der , die in der
Größenordnung von 30-100 Wm−2 liegen.
Für das global und zeitlich (über mehr als 10 Jahre) gemittelte
Energiegleichgewicht auf der Erdoberfläche gilt:
[Qk ] + [QL ↓] = [QL ↑] + [ H ↑] + [ L ↑]
10
Wärmeleitung und Konvektion
ƒ Der Wärmeaustausch durch Konvektion ist im größten Teil der
Atmosphäre der weitaus effektivere Mechanismus.
ƒ Wärmeleitung spielt nur in zwei Regionen eine wichtige Rolle:
- innerhalb der molekularen Grenzschicht knapp über
Erdoberfläche, wo Luftbewegungen stark durch Reibung
unterdrückt werden (Schicht ist i.A. weniger als 1 cm dick)
- über der Turbopause (~100 km), wo die mittlere freie
Weglänge zwischen den Molekülzusammenstöße
vergleichbar oder größer als die Dimension der
Luftbewegungen ist.
11
Beiträge zu den Flüssen turbulenter und
latenter Wärme
Schicht
Vertikale
Ausdehnung
molekulare
Randschicht
< 1 mm über
Erdoberfläche
molekulare Wärmeleitung und
Diffussion
Prandtl-Schicht
bis ca. 100 m
kleinskalige Turbulenz
Ekman-Schicht
~1 km
Thermikelemente
mesoskalige Zirkulationen
(z.B. Land/See)
Troposphäre
~8-16 km
hochreichende Konvektion
Arten der Bewegung
12
Thermikelemente und Wolkenstraßen
ƒ Über der Prandtl-Schicht haben die konvektiv angetriebenen Thermikelemente
und Wolkenstraßen am Vertikaltransport von latenter und fühlbarer Wärme
einer immer größeren Anteil, bis sie schließlich dominierend werden.
ƒ Thermikelemente sind vor allem in Gebieten mit schwachen Bodenwinden
wichtig, die Wolkenstraßen dagegen in Gebieten mit starken Bodenwinden.
ƒ Diese Zirkulationen sind für den Vertikaltransport von fühlbarer Wärme,
Feuchte und Impuls ein so wirksamer Mechanismus, daß die potentielle
Temperatur, das Mischungsverhältnis und der Wind sich innerhalb der
sogenannten Mischungsschicht oder Ekman-Schicht nur wenig ändern.
ƒ Oft begrenzt
Inversion über
Mischungsschicht
vertikale Ausbreitung
13
Grenzschichtinversion
ƒ An windschwachen, wolkenlosen Abend ist die Emission von infraroter Strahlung
stark
→ Ausbildung einer Inversion durch Energieverluste nach oben und unten
ƒ sehr kurze Zeit nach dem Sonnenaufgang steigt Landoberflächentemperatur
bis zur Temperatur der Umgebungsluft an.
ƒ durch weitere Absorption von solarer Strahlung auf der Landoberfläche steigt der
vertikale Temperaturgradient in der bodennahen Grenzschicht bis über den
adiabatischen Wert an und es entsteht kleinskalige Turbulenz.
ƒ Bald darauf beginnen aufgeheizte Luftblasen auf Grund ihrer Auftriebskraft bis
über die bodennahe Grenzschicht aufzusteigen→ Mischungsschicht
ƒ Ersten Thermikelemente können nur in dünnen bodennahen Schicht aufsteigen,
weil sie an der Untergrenze der Inversion schnell ihre Auftriebskraft verlieren.
ƒ Allmählich steigt potentielle Temperatur der Luft in der Mischungsschicht, weil
ständig fühlbare Wärme von der Erdoberfläche weg in die Mischungsschicht
transportiert wird
→ langsames Anwachsen der vertikalen Mächtigkeit durch intensiver Thermikel.
ƒ Dieser Prozeß hält solange an, bis entweder die Inversion ganz weggeheizt ist
oder bis die Zufuhr von solarer Energie am Nachmittag nachläßt.
14
Entwicklung von Temperaturinversionen
20
21
22
23
0
1
2
3
6
7
8
9
9
11
12
13
15
Grenzschichteffekte
ƒ In den Gebieten, wo Kaltluft über warmen Untergrund strömt, sind die Flüsse
von latenter und/oder sensibler Wärme im allgemeinen groß.
ƒ Beispiele hierfür sind relativ kühle Luftströmungen über aufgeheizten Landoberflächen oder kalte trockene Luftströmungen über dem warmen Golf-Strom
ƒ Der Temperaturgradient ist in der laminaren Randschicht in diesen Fällen
häufig überadiabatisch.
ƒ Die latenten und fühlbaren Wärmeflüsse sind um so größer, je höher die
konvektive Instabilität und die Windgeschwindigkeit in dieser Schicht sind.
ƒ Der latente Wärmefluß hängt außerdem von der Feuchtigkeit der Luft in der
laminaren Grenzschicht ab - je trockener die Luft ist, desto schneller ist die
Verdunstung vom Erdboden.
ƒ Im entgegengesetzten Fall, d. h. bei einer warmen Luftüberströmung über
kaltem Untergrund, ist der Temperaturgradient in der laminaren Randschicht
kleiner als trockenadiabatisch, was eine stabile Schichtung bedeutet.
geringer latenter und fühlbarer Wärmefluß, häufig keine klar abgegrenzte
Mischungsschicht.
16
Strahlungsgleichgewicht
[Qk ] + [QL ↓] = [QL ↑] + [ H ↑] + [ L ↑]
Vergleich zwischen dem vertikalen
Temperaturverlauf bei Strahlungsgeichgewicht und dem Temperaturprofil der
Standard-Atmosphäre.
[Qk ]+ = [QL ↑] − [QL ↓]
ƒ der Netto-Transport von infraroter
Strahlung würde ungefähr 51% der
einfallenden solaren Strahlung betragen
(statt der für die reale Atmosphäre
geschätzten 21%).
ƒ Um einen so großen Fluß von infraroter
Strahlung zu ermöglichen, müßte die
Erdoberfläche sehr warm sein.
ƒ Dagegen müßten die mittlere und obere
Troposphäre relativ kalt im Vergleich zu
aktuellen Atmosphäre sein.
17
Räumliche & Zeitliche Phänomene
ƒ Die Größe der Gebieten, die von Schnee und Eis bedeckt sind, hängt stark
von der Jahreszeit ab (Polargebiete und Gebirgsregionen)
ƒ Die unterschiedliche Reaktion der Land- und Meeresoberflächen auf die
jährliches Schwankungen der Bestrahlungsstärke hat großen Einfluß auf das
globale Klima.
ƒ Während des Sommers sind die Kontinente wesentlich wärmer als die
angrenzenden Ozeane - während des Winters sind sie kälter.
ƒ Der Temperaturkontrast zwischen Land und Meer ist kurz nach den Solstitien
(Sonnenwenden) am größten.
ƒ Die starken Monsun-Zirkulationen in den Tropen und Subtropen werden durch
die jahreszeitliche Umkehr der horizontalen Temperaturgradienten
angetrieben.
Entstehung von großen jahreszeitlichen
Temperatur- und Niederschlagsanomalien
(noch nicht vollständig verstanden)
Kopplung der Zirkulation von
Ozeanen und Atmosphäre
18
Rolle des Ozeans
ƒ Wenn, z. B. die bodennahen Winde aus irgendeinem Grund vom normalen
Wert abweichen, hat dies Folgen für die Meeresströmungen, die vom Wind
angetrieben werden.
ƒ Unter bestimmten Voraussetzungen können sogar relativ geringfügige
Änderungen der Meeresströmungen große Auswirkungen auf die
Meeresoberflächentemperaturen haben (bes. Äquatornähe und Küsten mit
kaltem Tiefenwasser)
ƒ Die Anomalien in der Verteilung der Meeresoberflächentemperaturen
beeinflussen umgekehrt die atmosphärische Zirkulation durch die Änderung
der Energieflüsse an der Grenzfläche Meer-Luft
ƒ Beispiel: Anomalie der Meeresoberflächentemperaturen in einem größeren
Gebiet etabliert
Anomalie über eine Jahreszeit oder länger da Ozeanzirkulation sich nur
sehr langsam an Veränderung in der Atmosphäre anpaßt.
z.B. El-Niño-Phänomen.
19
Walker Zirkulation
"äquatoriale Zirkulation"
ƒ Wechselwirkungen zwischen
Meeresströmungen,
Temperaturen und
Luftdruckgebieten am Äquator
ƒ Zirkulation parallel zum Äquator
ƒ senkrecht zur Hadley Zirkulation
ƒ Winde werden nicht durch die
Coriolis-Kraft abgelenkt, da am
Äquator diese Kraft nicht
wirksam ist.
20
El Nino
ƒ Mit einer Periode von etwa drei bis fünf Jahren schwächen sich die
äquatorialen Ostwinde ab - die sogenannte Southern Oscillation.
ƒ Dabei läßt die Windschubspannung der Passate nach.
ƒ Die warmen Wassermassen, die im Westen angestaut sind, setzen sich
nach Osten in Bewegung und breiten sich bis zur südamerikanischen
Küste aus.
ƒ Das kältere nahrungsreiche Tiefenwasser bleibt dann aus und es kommt
zu einem verbreitetem Sterben und Abwandern von Fischen und
Seevögeln.
ƒ warme Strömungen treten zur Weichnachtszeit an der Westküste
Zentralamerikas auf (El Nino = "das Christkind")
ƒ Das bringt einen entsprechenden Schäden für das Ökosystemder Küste
und für die Fischindustrie von Peru und Ecuador.
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La Niña
Normale Jahre
Passatwinde wehen westwärts und drängen
warmes Oberflächenwasser nach Australien
und Neuguinea.
Wenn sich im westlichen Pazifik warmes
Wasser aufbaut, steigt an der Westküste
Südamerikas kaltes, nährstoffreiches Wasser
auf, dass zu großen Fischvorkommen führt.
Der meiste Niederschlag findet im westlichen
tropischen Pazifik vor allem über Indonesien
statt
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El Niño
El Niño
Während eines El Nino Ereignisses sind die Passatwinde schwach und
warmes, nährstoffarmes Wasser ist im gesamten tropischen Pazifik zu finden.
Mit dem warmen Wasser sind starke Regenfälle über dem gesamten Pazifik
verbunden und es kommt in Indonesien und Australien zu Dürren. Dabei
ändert sich auch der Jetstream über Nord- und Südamerika. Die Effekte von
El Nino stören die normalen Winterbedingungen im gesamten Pazifik-Bereich
und können bis Mai/Juni andauern.
http://www.tsgc.utexas.edu/topex/activities/elnino/sld001.html
23
Globale Anomalien durch El-Nino
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Paläoklimatologische Beobachtungen
ƒ Eine wichtige Voraussetzung für das Verständnis von gegenwärtigen oder
zukünftigen Klimaänderungen ist die Kenntnis des Klimas in der
Vergangenheit der Erde.
ƒ Instrumentelle Beobachtungen liegen jedoch erst seit 250-300 Jahren vor
(Bruchteil der Klimageschichte)
ƒ Beispielsweise liegt die letzte Eiszeit rund 15,000 Jahre zurück.
ƒ Der Zweig der Klimatologie, in dem das vorgeschichtliche Klima erforscht
wird, nennt man Paläoklimatologie
indirekte Methoden geben Rückschlüsse über die letzten 500 Mill Jahre
Sauerstoffisotopendaten
von Einzellern in
Tiefseebohrkernen
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Temperaturänderungen
ƒ Seit 1 Mio. Jahren herrscht ein ständiger Wechsel von Eiszeit und
wärmeren Zwischeneiszeiten.
ƒ Die gesamte Temperaturveränderung zwischen dem Höhepunkt einer
zwischenzeitlichen Wärmewelle und der vollentwickelten Eiszeit beträgt
rund 10°C.
ƒ Änderungen in den niedrigen Breiten, u. a. über den tropischen und
subtropischen Ozeanen sind deutlich kleiner als dieser Wert.
ƒ Abkühlung bzw. Erwärmung in den höheren und den mittleren Breiten ist
dagegen wesentlich größer.
große Auswirkungen auf die Tier und Pflanzenwelt
ƒ Der Höhepunkt der letzten Eiszeit war etwa 18000 v. Chr. Zu diesem
Zeitpunkt betrug die Masse der Kyrosphäre etwas mehr als das Doppelte der
heutigen Masse.
ƒ Über den nördlichen Teilen von Europa und Nordamerika lag eine ungefähr
2 km dicke Eisschicht. Die meisten Gebirgsregionen (einschließlich der Anden
auf der Südhalbkugel), waren wesentlich stärker vergletschert als heute und
der Meeresspiegel war etwa 100 m tiefer.
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Mitteltemperaturen in Zentraleuropa von der
letzten Eiszeit bis heute
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