Gliederung der Vorlesung

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1 Gliederung der Vorlesung Aerosole - Definition, Quellen und Senken, Größenverteilung Auswirkungen Aerosol, Wolkenbildung - Sättigung Aerosolphysik Entstehung von warmen Niederschlag Entstehung von kaltem Niederschlag Radarmeteorologie Niederschlag Wolkenphysik Wolkenbildung, Wolkentypen, Wolkendynamik Luftmassengewitter Gewittertypen Strahlung und Strahlungsgesetze Strahlung Streuung in der Atmosphäre, optische Erscheinungen Globale Strahlungsbilanz Grenzschicht Klimatologie/Klimaänderungen Gremzschicht/Stratosphärischer Ozonabbau Klimatologie Chemie Allgemeine Zirkulation Hydrologischer Kreislauf Ozeanographie 1

2 Lerninhalte 12. Vorlesung Wie hoch ist die mittlere Solarkonstante? Wie stark schwankt sie zwischen Aphel und Perihel? ± 48 W/m² (3.5%) Wo auf der Erde ist die Albedo am höchsten und wo am niedrigsten? Wie sind die turbulenten Flüsse and die Strahlungsbilanz gekoppelt (Wüste/Vegetation/Ozean)? Wie lässt sich Nebel anhand von Strahlungsbilanzmessungen erkennen? Wie sieht das zonale Mittel der Strahlungsbilanz an der Erdoberfläche aus? Welche Strahlungsmessgeräte gibt es? Woher stammt der Name Klima und was beschreibt die Klimatologie? Wie hoch ist der im letzten Jahrhundert beobachtete globale Temperaturanstieg? Q 0 B0 H 0 E0 =

3 Energiebilanz = I /4 K Extraterrestrische Bilanz Haushalt der Atmosphäre S 0 D 0 K 0 L 0 R 0 A 0 H0 E Q = 0,45 I /4 K0 K Q = - 0,17 I K /4 Q = + 0,28 I /4 L0 Bilanz an der Erdoberfläche 0 K Bezeichnungen: S direkte solare Strahlung D diffuse Strahlung K gesamte aufwärtige solare Strahlung K gesamte abwärtige solare Strahlung (S+D) Q K =S+D-K kurzwellige Strahlungsbilanz L atm. Gegenstrahlung R terr. Reflexstrahlung A Emissionsstrahlung der Oberfläche L =A+R gesamte aufwärt. terrestrische Strahlung Q L = L -L langwellige Strahlungsbilanz H turb. fühlb. Wärmefluss LE turb. lat. Wärmefluss 3

4 Global gemittelte Energiebilanz Durch Strahlung und andere Energietransporte gelangen ständig große Energiemengen in die Atmosphäre und werden auch wieder entfernt Trotzdem nimmt die Menge der gespeicherten Energie nicht systematisch zu oder ab. 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 p T gdz Hydrostatisches Gleichgewicht dp = ρ g dz αdp = gdz dq dt dt dz d = cp + g = pt dt dt dt diabatische Erwärmungsrate [W/kg] H & ( c + Φ) statische Energie α spez. Volumen q Wärmezufuhr c p T Enthalpie Φ geopot. Höhe 4

5 Absorption von solarer Strahlung Erwärmungsraten Absorption und Emission von terrestrischer Strahlung Strahlung Freisetzung von latenter Wärme durch Wasserdampfkondensation Phasenübergang Wärmeaustausch mit der Umgebung durch statische Molekülbewegungen Wärmeleitung Wärmeaustausch mit der Umgebung durch Bewegung von Luftpaketen Konvektion H & = H & + LH + R S h H & LH S h R (Netto-)Erwärmungsrate durch Strahlung pro Zeitintervall freigesetzte latenten Wärme Erwärmungsrate durch Wärmeleitung und Konvektion. 5

6 Gesamtenergieinhalt moist static energy = Enthalpie, potentielle Energie und latenter Wärmeinhalt d dt ( c ) pt Φ + Lm = H R + Sh + Sm + & ( c ) pt + Φ + Lm = 0 d 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 k [ Q ] + [ Q ] = [ Q ] + [ H ] + [ LE ] k L L zeitliches Mitel [ ] Mittel für die gesamte Erdoberfläche F räumlich, zeitlich gemittelter Energiefluß von der Erdoberfläche in Atmosphäre Q o (Netto-)Abstrahlung der Erdoberfläche Q k =Q k + Q k kurzwellige Strahlungsbilanz, absorbierte Sonnenstrahlung 6

7 Global gemittelte Energiebilanz Weitere Energiequellen Verbrennung von fossilen Brennstoffen und die Spaltung in Kernreaktoren Durch diese Prozesse wird gegenwärtig eine Energiemenge freigesetzt, die einem global gemittelten Fluß in der Größenordnung von 0,02 W m 2 entspricht. Bei weiterem Ausbau könnte der Wert bis in hundert Jahren auf 1 W m 2 ansteigen. Freisetzung von Erdwärme durch die Erdkruste Dies liegt im globalen Mittel in der Größenordnung von 0,06 W m 2. Auf dem Jupiter ist dieser Prozeß anscheinend ein wichtiger Term in der Energiebilanz. 7

8 Energiebilanz: Ozeane Im Gegensatz zu den Landmassen können die Ozeane große Wärmemengen speichern. Die solaren Strahlung, die an der Meeresoberfläche absorbiert wurde, wird durch Turbulenz in einer Mischungsschicht verteilt. Die Turbulenz wird u.a. durch die Brechung von Wellen und Verdunstung erzeugt. Die Mischungsschicht ist ungefähr 100 m dick. 8

9 Energiebilanz: Ozeane Zwischen Spätwinter und Spätsommer erwärmen sich die oberen Wasserschichten der Ozeane um ca. 5 K. Die Ozeane bedecken ungefähr 70% der Erdkugel und die Temperaturerhöhung erfaßt ca. 100 m dicke Schicht. Die durch Erwärmung der Ozeane absorbierte Energie entspricht einem nach unten gerichteten Energiefluß von ~100 Wm -2 auf jeder Halbkugel im Sommerhalbjahr Während eines ganzen Jahres beträgt die Änderung der Meeresoberflächentemperatur im globalen Mittel sicher weniger als ein paar zehntel Grad Im letzten Jahrhundert ist die Meeresoberflächentemperatur im globalen Mittel niemals mehr als ein paar zehntel Grad pro Dekade gefallen oder gestiegen. 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

10 Energiebilanz: Eisbedeckung Durch die Phasenänderungen, die mit dem Aufbau oder Abschmelzen der kontinentalen Eismassen verbunden sind, werden über lange Zeiträume große Energiemengen absorbiert bzw. freigesetzt. 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. Angenommen, die Eiskappen verschwinden oder vergrößern sich um das Doppelte bis in 1000 Jahren (Δt s) (sehr schnell!) Δz 60m [ F] = Li ρ = J / kg 10 k / m 0. 6 Wm 10 Δt 3 10 s Energiefluß durch die Erdoberfläche ist zumindest im Dekadenmittel mehr als zwei Größenordnungen kleiner als die übrigen Terme der, die in der Größenordnung von Wm 2 liegen. Für das global und zeitlich (über mehr als 10 Jahre) gemittelte Energiegleichgewicht auf der Erdoberfläche gilt: 2 [ Q ] + [ Q ] = [ Q ] + [ H ] + [ L ] k L L 10

11 Wärmeleitung und Konvektion Der Wärmeaustausch durch Konvektion ist im größten Teil der Atmosphäre der weitaus effektivere Mechanismus. 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

12 Beiträge zu den Flüssen turbulenter und latenter Wärme Schicht molekulare Randschicht Vertikale Ausdehnung < 1 mm über Erdoberfläche Arten der Bewegung 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 12

13 Thermikelemente und Wolkenstraßen 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. Thermikelemente sind vor allem in Gebieten mit schwachen Bodenwinden wichtig, die Wolkenstraßen dagegen in Gebieten mit starken Bodenwinden. 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. Oft begrenzt Inversion über Mischungsschicht vertikale Ausbreitung 13

14 Grenzschichtinversion An windschwachen, wolkenlosen Abend ist die Emission von infraroter Strahlung stark Ausbildung einer Inversion durch Energieverluste nach oben und unten sehr kurze Zeit nach dem Sonnenaufgang steigt Landoberflächentemperatur bis zur Temperatur der Umgebungsluft an. 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. Bald darauf beginnen aufgeheizte Luftblasen auf Grund ihrer Auftriebskraft bis über die bodennahe Grenzschicht aufzusteigen Mischungsschicht Ersten Thermikelemente können nur in dünnen bodennahen Schicht aufsteigen, weil sie an der Untergrenze der Inversion schnell ihre Auftriebskraft verlieren. 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. Dieser Prozeß hält solange an, bis entweder die Inversion ganz weggeheizt ist oder bis die Zufuhr von solarer Energie am Nachmittag nachläßt. 14

15 Entwicklung von Temperaturinversionen

16 Grenzschichteffekte In den Gebieten, wo Kaltluft über warmen Untergrund strömt, sind die Flüsse von latenter und/oder sensibler Wärme im allgemeinen groß. Beispiele hierfür sind relativ kühle Luftströmungen über aufgeheizten Landoberflächen oder kalte trockene Luftströmungen über dem warmen Golf-Strom Der Temperaturgradient ist in der laminaren Randschicht in diesen Fällen häufig überadiabatisch. Die latenten und fühlbaren Wärmeflüsse sind um so größer, je höher die konvektive Instabilität und die Windgeschwindigkeit in dieser Schicht sind. 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. 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

17 Strahlungsgleichgewicht [ Q ] + [ Q ] = [ Q ] + [ H ] + [ L ] k L L Vergleich zwischen dem vertikalen Temperaturverlauf bei Strahlungsgeichgewicht und dem Temperaturprofil der Standard-Atmosphäre. [ Q ] = [ Q ] [ Q ] k + L L der Netto-Transport von infraroter Strahlung würde ungefähr 51% der einfallenden solaren Strahlung betragen (statt der für die reale Atmosphäre geschätzten 21%). Um einen so großen Fluß von infraroter Strahlung zu ermöglichen, müßte die Erdoberfläche sehr warm sein. Dagegen müßten die mittlere und obere Troposphäre relativ kalt im Vergleich zu aktuellen Atmosphäre sein. 17

18 Räumliche & Zeitliche Phänomene Die Größe der Gebieten, die von Schnee und Eis bedeckt sind, hängt stark von der Jahreszeit ab (Polargebiete und Gebirgsregionen) Die unterschiedliche Reaktion der Land- und Meeresoberflächen auf die jährliches Schwankungen der Bestrahlungsstärke hat großen Einfluß auf das globale Klima. Während des Sommers sind die Kontinente wesentlich wärmer als die angrenzenden Ozeane - während des Winters sind sie kälter. Der Temperaturkontrast zwischen Land und Meer ist kurz nach den Solstitien (Sonnenwenden) am größten. 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

19 Rolle des Ozeans Wenn, z. B. die bodennahen Winde aus irgendeinem Grund vom normalen Wert abweichen, hat dies Folgen für die Meeresströmungen, die vom Wind angetrieben werden. Unter bestimmten Voraussetzungen können sogar relativ geringfügige Änderungen der Meeresströmungen große Auswirkungen auf die Meeresoberflächentemperaturen haben (bes. Äquatornähe und Küsten mit kaltem Tiefenwasser) Die Anomalien in der Verteilung der Meeresoberflächentemperaturen beeinflussen umgekehrt die atmosphärische Zirkulation durch die Änderung der Energieflüsse an der Grenzfläche Meer-Luft 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

20 Walker Zirkulation "äquatoriale Zirkulation" Wechselwirkungen zwischen Meeresströmungen, Temperaturen und Luftdruckgebieten am Äquator Zirkulation parallel zum Äquator senkrecht zur Hadley Zirkulation Winde werden nicht durch die Coriolis-Kraft abgelenkt, da am Äquator diese Kraft nicht wirksam ist. 20

21 El Nino Mit einer Periode von etwa drei bis fünf Jahren schwächen sich die äquatorialen Ostwinde ab - die sogenannte Southern Oscillation. Dabei läßt die Windschubspannung der Passate nach. Die warmen Wassermassen, die im Westen angestaut sind, setzen sich nach Osten in Bewegung und breiten sich bis zur südamerikanischen Küste aus. Das kältere nahrungsreiche Tiefenwasser bleibt dann aus und es kommt zu einem verbreitetem Sterben und Abwandern von Fischen und Seevögeln. warme Strömungen treten zur Weichnachtszeit an der Westküste Zentralamerikas auf (El Nino = "das Christkind") Das bringt einen entsprechenden Schäden für das Ökosystemder Küste und für die Fischindustrie von Peru und Ecuador. 21

22 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 22

23 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. 23

24 Globale Anomalien durch El-Nino 24

25 Paläoklimatologische Beobachtungen Eine wichtige Voraussetzung für das Verständnis von gegenwärtigen oder zukünftigen Klimaänderungen ist die Kenntnis des Klimas in der Vergangenheit der Erde. Instrumentelle Beobachtungen liegen jedoch erst seit Jahren vor (Bruchteil der Klimageschichte) Beispielsweise liegt die letzte Eiszeit rund 15,000 Jahre zurück. 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 25

26 Temperaturänderungen Seit 1 Mio. Jahren herrscht ein ständiger Wechsel von Eiszeit und wärmeren Zwischeneiszeiten. Die gesamte Temperaturveränderung zwischen dem Höhepunkt einer zwischenzeitlichen Wärmewelle und der vollentwickelten Eiszeit beträgt rund 10 C. Änderungen in den niedrigen Breiten, u. a. über den tropischen und subtropischen Ozeanen sind deutlich kleiner als dieser Wert. Abkühlung bzw. Erwärmung in den höheren und den mittleren Breiten ist dagegen wesentlich größer. große Auswirkungen auf die Tier und Pflanzenwelt Der Höhepunkt der letzten Eiszeit war etwa v. Chr. Zu diesem Zeitpunkt betrug die Masse der Kyrosphäre etwas mehr als das Doppelte der heutigen Masse. 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. 26

27 Mitteltemperaturen in Zentraleuropa von der letzten Eiszeit bis heute 27