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Zusammenfassung Klima...

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1.Einführung, Definition Klima: Alle Veränderungen in der Atmosphäre, von denen unsere Organe merklich affiziert werden. Die Temperatur, die Feuchtigkeit, die Veränderung des barometrischen Druckes, der ruhige Luftzustand oder die Wirkung ungleichnamiger Winde, die Ladung oder die Größe der elektrischen Spannung, die Reinheit der Atmosphäre oder ihre Vermengung mit mehr oder minder ungesunden Gasaushauchungen. Meteorologie: Lehre von der Beschaffenheit der Atmosphäre im Allgemeinen – Teilgebiet der Geophysik Klimatologie: geographische Meteorologie, die sich mit der Beschaffenheit der Atmosphäre in verschiedenen Erdteilen beschäftigt - Teilgebiet der Physischen Geographie Wissenschaft, die sich mit der Erfassung der Dynamik der Atmosphäre, der Erkennung von Gesetzmäßigkeiten und derer Beschreibung beschäftigt. Der Schwerpunkt liegt dabei auf der Interaktion zwischen Erdoberfläche und Atmosphäre. Wetter: augenblickliche Zustand der Atmosphäre Witterung: Charakter des Wetters über wenige Tage bis Monate Klima: mittlerer Zustand und Witterungsverlauf über Jahre („die Witterung ändert sich, das Klima bleibt“) Räumliche Skalen:

Klimasystem der Erde: umfasst alle für die Genese, Erhaltung und Variabilität des Klimas wichtigen Geosysteme (Atmosphäre, Hydrosphäre, Lithosphäre, Kryosphäre) und ihre Wechselwirkungen

2.Das Klimasystem Atmosphäre: Gashülle der Erde, die gravitativ gegen die Fliehkraft gebunden werden kann und in der die Klimaphänomene ablaufen. Untere Grenzfläche ist die Erdoberfläche – nach oben geht die Atmosphäre allmählich und ohne genau festlegbare Grenzfläche in den interplanetaren Raum über. Großzügige Festlegung bei etwa 1000 km, allerdings nach einigen hundert Kilometern besteht bereits ein technisches Hochvakuum: - Luftdruck nimmt mit der Höhe rasch ab - für meteorologische Fragestellungen sind nur einige 100 km interessant, für Wetter- und Klimaprozesse nur bis maximal 50 km; sichtbar sind nur die unteren 10 km

Voraussetzungen für eine Atmosphäre: - Ausreichende Größe des Himmelskörpers (hohe Massenanziehungskraft)

KG – Massenanziehungskraft m – angezogene Masse M – anziehende Masse r – Abstand der Masseschwerpunkte f0 - Gravitationskonstante - eine nicht zu hohe Temperatur an der Oberfläche (sonst Diffusion) - unterschiedliches Verhalten der verschiedenen Gase: Gase mit kleinen Molekulargewichten sind schneller und können damit leichter entweichen z.B. H, He vs. N, O, CO 2

Aufbau und Prozesse: - ist Teilsystem des Systems Erde - ist eine äußerst dünne ‘Haut’ - Atmosphärische Zirkulation ist komplex, die Atmosphäre ist ein chaotisches System - Die Spurenstoffzusammensetzung ist wesentlich für entscheidende atmosphärische Vorgänge (Energiehaushalt, Absorption, Emission und Streuung von Strahlung, Kondensation); sie ist äußerst variabel - ist direkter Lebensraum des Lebens außerhalb des Ozeans - bietet Schutz vor UV-Strahlung (Ozonschicht) - Atmosphärische Bestandteile sind auch direkte Bestandteile des Stoffwechsels des irdischen Lebens (Sauerstoff, Kohlendioxid, etc.) - bestimmt Stoff- und Energiekreisläufe (Wärmeausgleich zwischen Äquator und Polen, Wasserkreislauf, Spurenstoffkreisläufe), die Atmosphäre verbindet verschiedene Teilsysteme des Systems Erde (z.B. Klimasystem) - ist Grundlage von Kommunikation (z.B. Schall, Kurzwelle)

Vertikalgliederung der Atmosphäre

Zusammensetzung der Atmosphäre: •Gase •Hydrometeore: Wasser in flüssigem oder festem Aggregatzustand •Aerosole: fest und flüssige Substanzen die nicht aus Wasser bestehen -Anorganisch (z.B. Staub, Salzkristalle) -Organisch (z.B. Pollen)

Vertikale Ozonkonzentration

Aufbau der Atmosphäre:

Klimaelemente: Meteorologische oder andere Größen, die einzeln sowie durch ihr Zusammenwirken das Klima in den verschiedenen Maßstabsbereichen kennzeichnen. •Lufttemperatur •Strahlung(-shaushalt) •Luftdruck •Luftfeuchte •Niederschlag/Wolkenbildung •Wind •Luftzusammensetzung/Spurengase

Klimafaktoren: Größen, die auf das Klima einwirken und es beeinflussen •Geographische Breite •Höhenlage •Land/Meerverteilung •Exposition und Inklination von Hängen •Eigenschaften der Bodenbdeckung

3. Strahlungs- und Energiehaushalt Keplersche Gesetze  Die Erdrevolution erfolgt auf einer schwach elliptischen Planetenbahn, in deren einem Brennpunkt die Sonne steht.  Die Radiusvektoren der Umlaufbahn überstreichen in gleicher Zeit gleiche Flächen Winter der Nordhalbkugel ist wegen der Perihelsituation etwas kürzer (179 Tage), aber strahlungsintensiver (+3.4 %); der Nordsommer dafür länger aber strahlungsschwächer (-3.5 %) Ekliptik = Ebene, die durch Erdbahn und Sonnenmittelpunkt gedacht ist Schiefe der Ekliptik = Die Äquatorebene der Erde (Flächennormale zur Erdachse) ist derzeit gegenüber der Ekliptik um 23,5° geneigt  Das Quadrat der Umlaufzeit (der Planeten um die Sonne) verhält sich wie die dritte Potenz der längeren Halbachse T²=> R²

Astronomische Grundlagen

Milankovic-Zyklen Erddrehung und Erdbahn unterliegen gewissen Schwankungen, die langsam aber stetig ablaufen. Bestimmte Konstellationen dieser Schwankungen führen zu Überlagerungen, die als wichtige (Teil-)Erklärung für die Eiszeiten gelten. Die hauptsächlichen Phasen liegen bei: ~ 26000 Jahren durch die Präzession der Erdachse (3. MZ) ~ 40000 Jahre durch die Obliquität (Neigung der Erbahnebene) (2. MZ) ~ 100000 Jahre durch die Exzentrizität der Erdumlaufbahn (1. MZ) - dazu noch eine Reihe von hochfrequenten Schwankungen wie bspw. die Nutation 1. Milankovic-Zyklus – Exzentrizität der Erdumlaufbahn : periodische Veränderung der ellipsenförmigen Erdumlaufbahn (Stauchung der Ellipsenbahn zwischen 0 und 5 Prozent, (derzeit 3), hervorgerufen durch Gravitationswirkung anderer Planeten, Periode ca. 100.000 Jahre

2. Milankovic-Zyklus – Neigung der Erdbahnebene – Obliquität: periodische Veränderung des Neigungswinkels der Ekliptik zwischen etwa 21°55' und 24°18‘, Periode ca. 40. 000 Jahre

3. Milankovic-Zyklus – Präzession: eine Verlagerung der Rotationsachse der Erde als Folge des von Sonne und Mond ausgeübten Drehmoments Erdachse dreht rechtsläufig um den Pol der Ekliptik, Periode ca. 25.850 Jahre (platonisches Jahr)

Nutation: Eine der Präzession der Erdachse überlagerte Störung mit einer Periode von 18.6 Jahren (wird auf die Drehung der Mondbahn zurückgeführt)

Scheinbare Sonnenbahnen verschiedener geographischer Breiten:

Beleuchtungsklimazonen Polargebiete = Bereiche jenseits der Polarkreise (66,5° S und N) Mittelbreiten = Bereiche zwischen dem Wende- und Polarkreis - Sehr starke Differenzierung des Sonnenstandes über das Jahr: - Nahe den Wendekreisen nahezu Zenithstand zum Sommersolstitium; im Winter an den Polarkreisen geht die Sonne kaum noch auf

Weitere Differenzierung: - strahlungsklimatische Subtropen (23,5° - 45°) - hohe Mittelbreiten (45° - 66,5°) mit ausgeprägten Jahreszeiten; hoher Mittagssonnenstand im Sommer mit sehr langen Tagen und umgekehrt...

Tropen = Bereich zwischen den Wendekreisen, Sonne steht 1- bis 2- mal im Jahr senkrecht Differenzierung in äußere und innere Tropen Innere: Sonnenzenithstände nahezu sechs Monate auseinander; Mittagshöhe bleibt immer über 66,5°, Tage und Nächte sind nahezu immer gleich lang Äußere: Sonnenzenithstände folgen ziemlich kurz aufeinander; Mittagshöhe kann bis auf 43° absinken; Tageslänge variiert bereits merklich

Planck’sches Strahlungsgesetz



 Strahlungsenergie eines Wellenlängenbereiches wächst mit steigender Temperatur  Der höchste Wert der Spektralkurven verschiebt sich mit steigender Temperatur immer mehr hin zu den kürzeren Wellenlängen Die Verschiebung dieses Maximums kann man mit Hilfe des Wien’schen Verschiebungsgesetzes angeben:

Das Stefan-Boltzmann-Gesetz besagt, dass die von einem Körper abgestrahlte Energiemenge S, proportional der 4. Potenz seiner Oberflächentemperatur ist

Strahlung die auf einen nicht schwarzen Körper auft nicht die gleiche Strahlungsmenge aussenden wie ein schwarzer Körper. Die emittierte Strahlungsmenge wird nach dem Kirchhoff’schen Gesetz beschrieben:

Wien’sches Verschiebungsgesetz:

Physikalische Grundlagen Solarkonstante Jo = Strahlungsenergie, die oberhalb des Atmosphäreneinflusses bei mittlerem Sonnenstand und senkrechtem Strahlungseinfall in einer Minute durch die Flächeneinheit fließt = 1,95 cal cm-2 min-1 = 1359,8 Wm-2 Perihel + 3,4%, Aphel –3,5%  1310 – 1400 W/m²

Strahlungsgesetz I

Strahlungsgesetz II

Drei verschiedene Formen der atomaren und molekularen Übergänge, die bei der Absorption eines Energiequants auftreten können (Elektronenübergang. Schwingung und Rotation). Die Länge der Pfeile ist proportional zur Energie bei Schwingungen und Rotation.

Strahlungsbilanz – kurzwellig & langwellig

4. Klimaelemente messbare, meteorologische Erscheinungen in der Atmosphäre, die zusammen mit den Klimafaktoren das Klima eines Gebietes charakterisieren.

Temperatur, Luftdruck, Wind, Luftfeuchte & Verdunstung, Niederschlag & Wolkenbildung, Strahlung Strahlung: Messung - Strahlung: Pyranometer - Messbereich: 310 - 2800 nm

Messung - Strahlung: Pygeometer - Messbereich 4.5 - 5µm

Sonnenscheindauer: traditionell mit Heliograph - photoelektrische Sensoren, Signal wenn 120 W/m² überschritten werden

Temperatur: Strahlungsabsorption = Aufnahme von Energie, d.h. den Molekularbausteinen eines Körpers wird zusätzliche molekular Bewegungsenergie übertragen – der Körper erhöht seine fühlbare Wärme.  Größe der Temperaturerhöhung ist abhängig von: der absorbierten Strahlungsmenge pro Zeiteinheit  der spezifischen Wärme eines Körpers dessen Wärmeleitfähigkeit Spezifische Wärme = Menge an Energie, die notwendig ist, um die Masseneinheit 1g eines Körpers um 1 Grad zu erhöhen [cal/g x Grad] Wärmeleitfähigkeit = Anzahl an Kalorien, die bei einem Temperaturunterschied von 1 Grad pro cm durch die Flächeneinheit in 1s weitergegeben werden [cal/Grad x cm x s]  Um einen cm³ Wasser zu erwärmen benötigt man doppelt so viel Energie wie bei Granit, 5x so viel wie bei Pflanzen, 10000x so viel wie bei Luft  neben der molekularen Leitfähigkeit gibt es den noch wesentlich effektiveren turbulenten Wärmeaustausch

Messwerte der Säkularstation Telegrafenberg in Potsdam ~ mittlere molekularkinetische Energie von Materie (Luftquantum)  Ausdruck der ungeordneten Molekularbewegung der Luft  je geringer die Eigengeschwindigkeit der Atome und Moleküle ist, umso geringer ist die Temperatur

~ klimatologische Messung der Temperatur orientiert sich an der physikalischen Grundtatsache, dass sich Materie bei Erwärmung ausdehnt  temperaturabhängige Volumenausdehnung  Dichteänderung bei Gasen

Drei Prinzipien: Längen- oder Volumensänderung, z.B. Flüssigkeitsthermometer Quecksilber [nur bis -35°C; darunter z.B. gefärbter Alkohol] Elektrische Spannungsdifferenz, z.B. Thermoelement Änderung des elektrischen Widerstandes, z.B. Platinthermometer Sonderformen: Maximumthermometer Minimumthermometer Zu beachten: Strahlungsschutz, Luftzirkulation, Verzögerte Abkühlung etc. Temperatur: Messung Aßmannsches Aspirationspsychrometer  Messung außerhalb der Bodennahen Luftschicht, genügend Abstand von Bäumen und Gebäuden  Dokumentation 

•Weltweit zu gleichen Stunden (‚synoptisch‘=gleichbeobachtend) •Mannheimer Stunden: 7, 14 und 21 Uhr •Tagesmittelwert: -Mannheimer St.: doppelte Gewichtung der 21 Uhr-Messung – Tagesgang! -Mittelung von 24 h, jeweils Messung zur vollen Stunde

Temperatur: Tages- und Jahresgänge Regionale Differenzierung Bestimmungsgrößen: ~ ~



~

- Betrag / Eintrittszeit der Extremwerte - Größe der Schwankung (Amplitude) Tages- und Jahresgang werden ganz generell vom Strahlungsgang beherrscht, andere Faktoren haben nur modifizierenden Einfluss Größe der Amplitude wächst mit der - Sonnenhöhe (zum Äquator, zum Sommer) - Entfernung zu großen, regulierenden Wassermassen - Lage in Becken und Muldenstrukturen - Meereshöhe (wegen geringerem regulierendem Atmosphäreneinfluss)  größte tagesperiodische Temperaturschwankungen in: - Hochbecken der Gebirge des subtropisch-randtropischen Trockengürtels (Minimum in den hochozeanischen Klimaten der stürmischen hohen Mittelbreiten der SHK)

„bei uns“ liegt das Minimum kurz vor Sonnenaufgang; das Maximum zeitlich verzögert (in Abhängigkeit der Oberfläche) nach dem Sonnenhöchststand ~ Regeln für den Jahresgang resultieren aus der Strahlungsbilanz und der Land/Meer- Verteilung - Doppeltes Maximum / Minimum in den feuchten Tropen - Jahresschwankung wächst mit den jahreszeitl. Strahlungsunterschieden (Maximum in subpolaren Breiten) - in maritimem Klima geringer - auf Bergstationen geringer als im Tiefland regionale Typen des Jahresganges: - normaler Typ: Mittelbreiten, je ein Maximum und Minimum relativ große Jahresschwankung; Verzögerung der Höchst-/Tiefstwerte - polarer Typ: sehr große Jahresschwankung mit Verspätung des Minimums um mehrere Monate(Polarnacht) - tropischer Typ: kleine Jahresamplitude Extremwerte kurz nach dem Höchst-/Tiefststand Subtypen: Indischer Typ , Sudan-Typ, Kap-Verden-Typ

Temperatur: Horizontale Verteilung Wesentliche Merkmale: ~ stärkstes Wärmegefälle konzentriert sich auf der NHK im Bereich zwischen 40° und 70°, auf der SHK zwischen 55° und 80° (hier die Differenz größer)   planetarische Frontalzone(n) : Zone, in der der größte Teil des Temperaturgegensatzes konzentriert ist ~ Abdachung der Tropopause verläuft nicht gleichmäßig, einheitlich hoch reichende tropische und einheitlich niedrige polare Troposphäre ~ Temperaturgefälle im jeweiligen Winter größer und die Konzentration auf die Mittelbreiten noch stärker ausgebildet (Verlagerung der Zone des stärksten Gefälles um 5 – 10° äquatorwärts) ~ Temp’gefälle ist auf der SHK wesentlich stärker (gleichzeitig geringerer jahreszeitl. Gegensatz) Konzentration des meridionalen Luftdruckgefälles mit der Ausbildung einer Zone hoher Geschwindigkeiten des

Höhenwindes

Luftdruck: ~ ~

eigentlich kein Klimaelement (weil nicht ‚fühlbar‘), sondern als Folge der Temperaturverteilung ein ‚Klimaverursacher‘ allgemein definiert als Kraft pro Fläche:

Kinetische Gastheorie: ~ Gas-Moleküle sind in ständiger ungeregelter Bewegung (Brown’sche Molekularbewegung),  ständige Zusammenstöße  Geschwindigkeits- und Richtungsänderungen keine Änderung der Gesamtsumme aller Bewegungsgrößen

 temperaturabhängige Volumenausdehnung  Dichteänderung bei Gasen

Anwendung: Konstruktion von Höhenluftdruckkarten a) absolute Topographie: Höhenlage bestimmter Flächen gleichen Luftdrucks die absolute Topographie der 1000mb-Fläche gibt die Höhenlage dieser fest gewählten Isobarenfläche (Druckniveau) in Isohypsendarstellung bezogen auf das Meeresniveau und in der Maßeinheit dm wieder b) relative Topographie: Isoliniendarstellung des Höhenabstandes zwischen zwei Hauptisobarenflächen  räumliche Darstellung der mittleren thermischen Bedingungen in der Luftmasse zwischen den beiden begrenzenden Hauptdruckniveaus Messung Luftdruck: Dosenbarometer, Flüssigkeitsbarometer

Wind: Wind = Luftbewegung in der Atmosphäre -

horizontale Luftdruckunterschiede erzeugen Luftbewegungen Vektor, für dessen Beschreibung man neben der Größe (m/s) auch die Richtung kennen muss; eigentlich ein dreidimensionale Windvektor für praktische Zwecke wird die schwer messbare Vertikalkomponente abgespalten und nur der verbleibende horizontale Windvektor angegeben zur Erfassung des komplexen bodennahen Windfeldes sind Messungen in verschiedenen Höhenniveaus erforderlich Messung: Windgeschwindigkeit: (Schalenkreuz-)Anemometer Windrichtung: Windfahne/Windgeber Höhenwind: Pilotballonvisierung (Theodolith)

Luftfeuchte & Verdunstung: -

Anteil des unsichtbaren Gases Wasserdampf (H2O) am Luftgemisch

DALTON-Gesetz:

Luftdruck setzt sich aus den Partialdrucken pi der einzelnen beteiligten atmosphärischen Gase zusammen

Feuchtmaße:

-

oberer Grenzwert für Luftfeuchtigkeit Sättigungswasserdampfdruck E Temperaturabhängigkeit von E lässt sich durch die empirische Zahlen-wertformel nach MAGNUS ausdrücken



 für jede Aggregatszustandsänderung des Wassers wird Energie benötigt oder Energie freigesetzt  Aggregatszustände unterscheiden sich in der molekularen Beweglichkeit der Atome und Moleküle

- in gasförmigem Zustand groß - in gefrorenem Zustand klein - in flüssigem Zustand ‚mittel‘ für die Verdunstung von Wasser wird Energie aufgewendet (wird im gasförmigen Zustand in Form von latenter Energie gespeichert)  Verdunstungs-/Verdampfungsenergie ist temperaturabhängig Van der Waals‘sche Anziehungskräfte - zwischenmolekulare Kräfte, die zwischen Atomen bzw. Molekülen auftreten. Anziehungskräfte entstehen durch kurzlebige Dipole der Atome.  eine Seite des Atoms weist dann eine etwas stärker negative Ladung auf als die andere. - bei Annäherung und synchroner Ladungsverschiebung wirken ab einem bestimmten Abstand Anziehungskräfte. positiv polarisierte Teil eines Atoms zieht den negativ polarisierten Teil des anderen Atoms an Dichteanomalie des Wassers bewirkt, dass die Oberfläche von Eis keine dichtere Molekülpackung als flüssiges Wasser aufweist

Verdunstung

= Übergang von Wasser aus der flüssigen in die gasförmige Phase, Verdampfung

 Im Wasser befinden sich alle Moleküle in ungeregelter Bewegung (= BROWN’sche

Molekularbewegung) durch Anheizung wird zusätzliche Energie zugeführt erhöhte Teilchengeschwindigkeit dicht an der Oberfläche befindliche Teilchen haben eine (zufällig) nach außen gerichtete Komponente bei ausreichend hoher Bewegungsenergie können einige dieser Teilchen die van der Waal’schen Anziehungskräfte überwinden und den Flüssigkeitsverbund verlassen der Verlust an energiereichen Molekülen führt zu einer Abkühlung Kondensation = Übergang von Wasserdampf in die flüssige Phase Beim Eintritt von Wassermolekülen aus der Gasatmosphäre in das Wasser gewinnt dieses an thermischer Energie Erwärmung

Van der Waals‘sche Anziehungskräfte II - Bei 0°C fangen die van der Waal’schen Anziehungskräfte die Moleküle so stark ein, dass sie nur noch Schwing- und Drehbewegungen um räumlich fixierte Punkt ausführen können  Es folgt eine Einordnung des Kristallgitters in eine feste geometrische Ordnung (Eiskristalle) Bewegungsenergie der eingefangenen Teilchen wird zum Teil freigesetzt (Erstarrungswärme); bei der Rückführung in die flüssige Phase wird diese Energie als Schmelzwärme wieder an die Moleküle abgegeben sind zu Beginn der Kristallisation keine „Anlegestellen“ (Eiskristalle oder Teilchen mit ähnlichem Raumgitter) verfügbar an denen sich die Moleküle anlagern können, so kann das Wasser bisweilen auf –30°C abgekühlt werden, bevor Eisbildung eintritt. In Wolken findet man im Temp’bereich zwischen 0° und –10°C oft Eis-, Wasser- und Dampfphase nebeneinander der Sättigungsdampfdruck über Eis ist unterschiedlich dem von flüssigem Wasser •für die Moleküle ist es schwieriger die geordnete Packung zu überwinden, d.h. weniger Moleküle „schaffen“ es •der Energieverlust des Eises beim Übergang in die Dampfphase ist größer als bei unterkühltem Wasser •Energie muss aufgebracht werden (Sublimationswärme) (= Schmelzwärme + Verdampfungswärme) •beim Übergang von Dampf zu Eis, wird Sublimationswärme wieder frei

Sättigungsdampfdruck über Eis Sättigungsdampfdruck über Eis ist etwas kleiner als über Wasser gleicher Temperatur Dampfdruckgefälle führt über Eis zu höherer Konzentration von Dampfmolekülen als zur Sättigung benötigt Eis gewinnt zu Ungunsten des Wassers an Masse

Sättigungsdruck über gekrümmten Oberflächen Dampfdruck über konvex gekrümmten Wasseroberflächen ist größer als über ebenen Flächen (van der Waal’sche Anziehungskräfte haben geringere Wirkung) bei gleicher Temperatur genügt eine g...