1.2.5 Die atmosphärischen Zustandsgrößen Luftdruck und Temperatur

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2 Kennzeichnung und Gliederung der Atmosphäre 1 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 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 KUTT- LER, 2006; HÄCKEL, 2008; WEISCHET und ENDLICHER, 2008; SCHÖNWIESE, 2008; LAUER und BENDIX, 2006; MALBERG, 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 ). 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 Aerologisches Grundgesetz). Definition Barometrische Höhenformel 9

3 1 Klimageographie Der hypsometrische/ geometrische Temperaturgradient Die Temperatur 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 Adiabatische Zustandsänderungen Die Zustandsänderung der Luft wird i. W. durch die Änderung ihrer Eigenschaften wie Temperatur, Druck, Feuchte und Dichte hervorgerufen. trockenadiabatisch/ feuchtadiabatisch Schichtungsverhältnisse in der Atmosphäre Der adiabatische Temperaturgradient 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 Vertikale Luftbewegungen und Schichtungsverhältnisse in der Atmosphäre 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: 10

4 Kennzeichnung und Gliederung der Atmosphäre 1 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 ). 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 11

5 1 Klimageographie terlagen (Stichwort Inversion) werden die Vertikalbewegungen eingeschränkt, wobei es v. a. über Industriegebieten zu einer Anreicherung von Abgasen und Rauch unterhalb der Inversionsschicht kommt (= SMOG- Wetterlage). 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 Die Strahlung elektromagnetische Wellen Strahlung Energiefluss in Form von Wellen 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.

6 Strahlungs- und Wärmehaushalt 1 Wellenberg Wellenlänge l Wellenberg Schwingungsebene Ausbreitungsrichtung Wellenlänge Wellental Wellental Abb. 1.2: Schematische Darstellung von Schwingungsebene, Ausbreitungsrichtung, Wellenlänge, Wellenberg und Wellental einer Transversalwelle (nachgezeichnet nach ZMARSLY MARSLY/KUTTLER/PETHE, 2007, S. 12) 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 (UV- Strahlung) * 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 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/m 2 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 13