Klima 3 PDF

1. Einleitung und Bedeutung der Klimatologie Warum ist Klima wichtig? ◦ Klima beein usst Lebensräume, Ökosysteme und menschliche Aktivitäten. ◦ Für Fachrichtungen wie Landschaftsökologie ist das Verständnis langfristiger...

1. Einleitung und Bedeutung der Klimatologie Warum ist Klima wichtig? ◦ Klima beein usst Lebensräume, Ökosysteme und menschliche Aktivitäten. ◦ Für Fachrichtungen wie Landschaftsökologie ist das Verständnis langfristiger klimatischer Bedingungen und deren Schwankungen essenziell. Ziel der Vorlesung: ◦ Einführung in grundlegende Konzepte (z. B. Wetter vs. Klima). ◦ Darstellung der wesentlichen physikalischen Prozesse, die das Klimasystem bestimmen (z. B. Strahlung, thermische Zirkulation, atmosphärische Schichtung). 2. Wetter versus Klima De nitionen: ◦ Wetter: ▪ Beschreibt den momentanen Zustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort (z. B. Temperatur, Luftfeuchtigkeit, Niederschlag, Wind). ▪ Ist kurzfristig und variiert von Stunde zu Stunde. ◦ Klima: ▪ Beschreibt den mittleren Zustand des Wetters über einen langen Zeitraum (typischerweise 30 Jahre als Bezugszeitraum). ▪ Beinhaltet nicht nur den Mittelwert, sondern auch statistische Abweichungen und Extremwerte. ◦ Bekanntes Zitat: ▪ „Climate is what we expect, weather is what we get.“ (Mark Twain) Bedeutung der statistischen Betrachtung: ◦ Für eine vollständige Klimabeschreibung müssen neben Mittelwerten auch die Wahrscheinlichkeit von Extremereignissen angegeben werden. 3. Klimaelemente und Erfassung Wesentliche Klimaelemente: ◦ Atmosphärische Parameter: ▪ Temperatur, Luftfeuchtigkeit, Luftdruck, Wind (Richtung und Geschwindigkeit), Niederschlag und Strahlung. ◦ Weitere Parameter: ▪ Bodentemperatur, Albedo (Rückstrahlvermögen), fühlbarer und latenter Wärmestrom, Konzentrationen von Spurengasen und weiteren Größen, die Ein uss auf die Energiebilanz haben. Messung und Bedeutung: ◦ Die Erfassung dieser Größen erfolgt über verschiedene Messinstrumente (z. B. Radiosonden, Wetterstationen, Anemometer). ◦ Diese Daten dienen als Grundlage für das Verständnis klimatischer Prozesse und werden für Modellrechnungen und Klimavorhersagen verwendet. fi fl fl  4. Aufbau und Schichtung der Erdatmosphäre Atmosphärische Schichten: ◦ Troposphäre (0–ca. 12 km): ▪ Hier ndet das gesamte Wettergeschehen statt. ▪ Die Temperatur nimmt mit der Höhe ab; starke vertikale Durchmischung durch Konvektion und Turbulenzen. ▪ Etwa 90 % der gesamten Luftmasse be nden sich in dieser Schicht. ◦ Stratosphäre (ca. 12–50 km): ▪ Charakterisiert durch die Ozonschicht und eine relativ stabile Schichtung ohne starke vertikale Durchmischung. ◦ Mesosphäre und Thermosphäre (über ca. 50 km): ▪ Diese Schichten sind dünner und spielen vor allem in physikalisch- technischen Fragestellungen (z. B. Satellitenkommunikation) eine Rolle. Wichtige Begriffe: ◦ Tropopause: ▪ Die Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, deren Höhe je nach geogra scher Breite variiert (höher in den Tropen, niedriger in den Polarregionen). 5. Strahlung und der globale Energiehaushalt 5.1. Grundlagen der Strahlung Eigenschaften elektromagnetischer Strahlung: ◦ Strahlung kann sowohl als Welle als auch als Teilchen beschrieben werden. ◦ Sie transportiert Energie und Impuls und benötigt im Vakuum kein Medium. Der Schwarze Körper als Modell: ◦ Ein idealisierter Körper, der sämtliche einfallende Strahlung absorbiert und somit als ideale thermische Strahlungsquelle dient. ◦ Die Konzepte von Plancksches Strahlungsgesetz und Stefan-Boltzmann-Gesetz basieren auf dem Modell des Schwarzen Körpers. 5.2. Wichtige Strahlungsgesetze Plancksches Strahlungsgesetz: ◦ Beschreibt die spektrale Verteilung der abgestrahlten Energie in Abhängigkeit von Temperatur und Wellenlänge. ◦ Zeigt, dass heiße Körper bei kürzeren Wellenlängen (z. B. im sichtbaren Bereich) mehr Energie abstrahlen als kältere Körper. Stefan-Boltzmann-Gesetz: ◦ Besagt, dass die gesamte von einem Körper abgestrahlte Leistung proportional zur vierten Potenz seiner absoluten Temperatur ist. fi fi fi  ◦ Dies erklärt, warum bereits kleine Temperaturänderungen zu erheblichen Unterschieden in der abgestrahlten Energie führen können. Kirchhoffsches Gesetz: ◦ Verbindet Absorptionsvermögen und Emissionsvermögen: Ein Körper, der in einem bestimmten Wellenlängenbereich wenig absorbiert, emittiert auch weniger. 5.3. Spektrale Unterschiede und die Energiebilanz der Erde Solare (kurzwellige) Strahlung: ◦ Hauptsächlich im UV-, sichtbaren und nahen Infrarotbereich. ◦ Die Solarkonstante beträgt ca. 1370 W/m²; jedoch erreicht auf der Erdbodenober äche wegen der kugelförmigen Geometrie im Durchschnitt ca. 342 W/m². Terrestrische (langwellige) Strahlung: ◦ Die Erde gibt im Infrarotbereich Energie ab, da ihre Temperatur deutlich niedriger ist als die der Sonne. Albedo und Re exion: ◦ Ein Teil der eintreffenden Sonnenstrahlung wird re ektiert. ◦ Der Anteil der re ektierten Strahlung (globale Albedo) liegt etwa bei 30 %. Treibhauseffekt: ◦ Natürlicher Treibhauseffekt: ▪ Treibhausgase (wie Wasserdampf und Kohlendioxid) absorbieren einen Teil der langwelligen Wärmestrahlung und leiten sie als Gegenstrahlung zurück zur Erdober äche. ▪ Ohne diesen Effekt wären die Durchschnittstemperaturen der Erde ca. -18 °C. ◦ Anthropogener Treibhauseffekt: ▪ Durch menschliche Aktivitäten (Industrie, Verkehr, Landwirtschaft) steigt die Konzentration von Treibhausgasen, was zu einer zusätzlichen Erwärmung der Erde führt. 6. Thermische Zirkulation und lokale Luftbewegungen 6.1. Grundlagen der thermischen Zirkulation Ursache: ◦ Unterschiedliche physikalische Eigenschaften von Land und Wasser bewirken, dass sich diese Flächen unterschiedlich schnell erwärmen bzw. abkühlen. Beispiel Land-See-Wind: ◦ Tagsüber: ▪ Land erwärmt sich schneller als das Meer. ▪ Warme Luft dehnt sich aus, steigt auf und erzeugt in Bodennähe einen relativen Hochdruck, während über dem kühleren Meer ein Tiefdruck entsteht. ▪ Daraus resultiert eine Ausgleichsbewegung, bei der kühle Luft vom Meer zum Land strömt (Seebrise). ◦ Nachts: ▪ Das Land kühlt schneller ab als das Meer. fl fl fl fl fl  ▪ Dadurch kehrt sich das Druckgefälle um, und es entsteht ein Landwind, bei dem Luft vom Land zum Meer strömt. 6.2. Dynamik der thermischen Zirkulation Geschlossene Kreisläufe: ◦ Die Aufwärtsbewegung der warmen Luft über dem Land und die Abwärtsbewegung der kühlen Luft über dem Meer bilden einen geschlossenen Konvektionskreislauf. Folgen: ◦ Solche lokalen Zirkulationssysteme beein ussen nicht nur das Wetter vor Ort, sondern tragen auch zur großräumigen Verteilung von Wärme und Feuchtigkeit bei. 7. Organisatorische Hinweise und Literatur Aufbau des Moduls: ◦ Das Modul erstreckt sich über mehrere Semester (Klimatologie I und II, Übung, Seminar) und schließt mit einer Klausur ab. ◦ Die Vorlesungsfolien werden einen Tag vor der Veranstaltung online bereitgestellt. Literaturempfehlungen: ◦ Fachbücher und weiterführende Literatur (z. B. von Bendix, Malberg, Schönwiese, Weischet/Endlicher) bieten vertiefende Einblicke in die Klimatologie. ◦ Zusätzliche Literatur zu spezi schen Themen wie der Ozeanographie, tropischen Wirbelstürmen und Klimaschutz runden das Angebot ab. 8. Zusammenfassung und Ausblick Kernbotschaften der Vorlesung: ◦ Grundverständnis: Das Klima ist das Resultat komplexer Wechselwirkungen zwischen Strahlung, atmosphärischer Schichtung, thermischen Prozessen und der Wechselwirkung mit der Erdober äche. ◦ Energiebilanz: Die Balance zwischen einfallender Sonnenstrahlung, re ektierter Energie (Albedo) und abgestrahlter Wärmestrahlung bestimmt das Klima und ist entscheidend für den natürlichen Treibhauseffekt. ◦ Lokale und globale Prozesse: Lokale Phänomene wie der Land-See-Wind sind Ausdruck größerer klimatischer Zusammenhänge, während globale Prozesse (z. B. der anthropogene Treibhauseffekt) weitreichende Folgen für das gesamte Klimasystem haben. Ausblick: ◦ In den weiteren Vorlesungen werden Themen wie die detaillierte Betrachtung der Strahlung (inklusive Planck’scher und Stefan-Boltzmann’scher Gesetze), dynamische Prozesse (z. B. Corioliskraft, geostropher Wind) und der Ein uss der Ozeanographie vertieft behandelt. ◦ Auch aktuelle Herausforderungen wie Tipping Points und Geoengineering werden diskutiert. fi fl fl fl fl 1. Strahlung und der globale Energiehaushalt 1.1. Grundlagen der Strahlung Elektromagnetische Strahlung: ◦ Besitzt sowohl Wellen- als auch Teilcheneigenschaften, transportiert Energie und Impuls. ◦ Kann von materiellen Körpern absorbiert, emittiert, re ektiert, transmittiert oder gestreut werden. Modell des Schwarzen Körpers: ◦ Ein idealisierter Körper, der bei allen Wellenlängen die gesamte einfallende Strahlung absorbiert. ◦ Dient als theoretische Grundlage zur Herleitung der Planckschen Strahlungsgesetz und des Stefan-Boltzmann-Gesetzes. 1.2. Wichtige Strahlungsgesetze Plancksches Strahlungsgesetz: ◦ Beschreibt die spektrale Verteilung der abgestrahlten Energie in Abhängigkeit von Temperatur und Wellenlänge. ◦ Erklärt, warum heiße Körper (z. B. die Sonne, ca. 6000 K) im Kurzwellenspektrum (UV bis sichtbares Licht) dominieren, während kältere Körper (z. B. die Erde, ca. 288 K) vor allem im langwelligen Infrarotbereich abstrahlen. Stefan-Boltzmann-Gesetz: ◦ Bestimmt die Gesamtstrahlungsleistung eines Körpers: E=σT4 E=σT4. ◦ Zeigt, dass schon kleine Temperaturunterschiede zu erheblichen Unterschieden in der abgestrahlten Energie führen. Kirchhoffsches Gesetz: ◦ Verbindet das Absorptionsvermögen mit dem Emissionsvermögen: Ein Körper, der in einem Wellenlängenbereich wenig absorbiert, emittiert dort auch weniger. 1.3. Solare vs. Terrestrische Strahlung Solare Strahlung (kurzwellige Strahlung): ◦ Umfasst UV-, sichtbares und nahes Infrarotlicht. ◦ Die Solarkonstante liegt bei ca. 1370 W/m², jedoch erreicht wegen geometrischer Faktoren an der Erdbodenober äche im Mittel ca. 342 W/m². Terrestrische Strahlung (langwellige Wärmestrahlung): ◦ Die Erde gibt im Infrarotbereich Energie ab, weil sie deutlich kälter als die Sonne ist. ◦ Aufgrund des „atmosphärischen Fensters“ (Bereiche, in denen die Atmosphäre wenig absorbiert) entweicht nur ein Teil dieser Wärmestrahlung direkt in den Weltraum. Albedo und Rückstrahlung: ◦ Ein Teil der solaren Einstrahlung wird re ektiert (globale Albedo ca. 30 %). fl fl fl  ◦ Treibhausgase in der Atmosphäre absorbieren einen Teil der langwelligen Strahlung und senden sie als Gegenstrahlung zurück zur Erdober äche, was den natürlichen Treibhauseffekt erzeugt. 2. Thermische Zirkulation und lokale Luftbewegungen 2.1. Differenzielle Erwärmung von Land und Wasser Grundprinzip: ◦ Unterschiedliche physikalische Eigenschaften bewirken, dass sich Land schneller aufheizt und auch schneller abkühlt als Wasser. ◦ Dies führt zu Temperaturunterschieden, die wiederum Druckunterschiede erzeugen. 2.2. Beispiel Land-See-Wind Tagsüber (Seebrise): ◦ Das trockene Land erwärmt sich stärker als das Meer. ◦ Die erwärmte Luft dehnt sich aus und steigt auf, was in Bodennähe einen relativen Hochdruck erzeugt, während über dem kühleren Meer ein Tiefdruckgebiet vorliegt. ◦ Folge: Luft strömt vom Meer (Tiefdruck) aufs Land, was als Seebrise bekannt ist. Nachts (Landwind): ◦ Das Land kühlt schneller ab als das Meer, sodass sich das Druckgefälle umkehrt. ◦ Luft strömt dann vom Land (nun relativ hohem Druck) zum Meer. 2.3. Geschlossene Zirkulationssysteme Konvektion: ◦ Die Aufwärtsbewegung der warmen Luft und das Absinken der kühlen Luft bilden einen geschlossenen Kreislauf. ◦ Diese lokale thermische Zirkulation trägt zur Verteilung von Wärme und Feuchtigkeit bei und kann das Wettergeschehen (z. B. Wolkenbildung, Schauer) in Küstenregionen maßgeblich beein ussen. 3. Dynamik der Atmosphäre: Corioliskraft und Wind 3.1. Grundlagen der Windentstehung Druckgradientkraft: ◦ Luft bewegt sich grundsätzlich von Regionen hohen Drucks zu Regionen niedrigen Drucks, um Druckunterschiede auszugleichen. ◦ Der Druckgradient (Differenz des Luftdrucks über eine bestimmte Strecke) ist dabei der ausschlaggebende Antrieb. 3.2. Corioliskraft Ursprung und Wirkung: ◦ Die Corioliskraft ist eine Scheinkraft, die in rotierenden Bezugssystemen (wie der Erde) auftritt. fl fl  ◦ Sie lenkt bewegte Luftmassen ab: Auf der Nordhalbkugel wird der Wind nach rechts, auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt. ◦ Formel: FC=2ωmvsinφ FC =2ωmvsinφ, wobei ω die Winkelgeschwindigkeit der Erde, v die Geschwindigkeit der Luftmasse und φ die geographische Breite ist. Bedeutung in der Atmosphäre: ◦ Ohne Reibung würde der Wind nicht direkt von Hoch- zu Tiefdruckgebieten strömen, sondern aufgrund der Corioliskraft entlang der Isobaren (Linien gleichen Luftdrucks) – dies nennt man geostrophischen Wind. 3.3. Geostrophischer und ageostrophischer Wind Geostrophischer Wind: ◦ Entsteht, wenn ein Gleichgewicht zwischen der Druckgradientkraft und der Corioliskraft besteht. ◦ Dieser Wind weht idealerweise parallel zu den Isobaren und ist vor allem in Höhenbereichen oberhalb der Reibungsschicht (etwa 0,5 bis 2 km) zu beobachten. Ein uss der Reibung: ◦ In Bodennähe wirkt die Erdober äche als Hindernis und verlangsamt den Wind (Reibungskraft). ◦ Dadurch weicht der tatsächliche Wind (ageostrophischer Wind) vom idealen geostrophischen Gleichgewicht ab. ◦ Der Grad der Ablenkung hängt von der Ober ächenbeschaffenheit ab (z. B. stärker an Land als über dem Wasser). Weitere dynamische Größen: ◦ Rossby-Zahl: ▪ Eine dimensionslose Zahl, die angibt, wie stark die Corioliskraft im Vergleich zur Trägheit wirkt. Kleine Rossby-Zahlen deuten auf einen starken Ein uss der Corioliskraft hin. ◦ Zentrifugalkraft: ▪ Bei gekrümmten Luftströmungen (z. B. in Wirbelgebieten) spielt die Zentrifugalkraft eine Rolle, die zusammen mit der Corioliskraft und der Druckgradientkraft das dynamische Gleichgewicht in Tief- und Hochdruckgebieten bestimmt. 3.4. Messung und Charakterisierung des Windes Dreidimensionaler Wind: ◦ Der Wind wird durch seine drei Komponenten beschrieben: ▪ u: Zonale Komponente (West-Ost-Achse; positive Werte = Westwind, da der Wind aus Westen kommt) ▪ v: Meridionale Komponente (Nord-Süd-Achse; positive Werte = Südwind) ▪ w: Vertikale Komponente (Auf- oder Absteigen; meist sehr klein im Vergleich zu u und v) Einheiten und Skalen: ◦ Windgeschwindigkeit wird in m/s, km/h oder Knoten angegeben. fl fl fl fl  ◦ Die Beaufort-Skala dient als anschauliches Modell, um Windstärken anhand visueller Merkmale (z. B. Bäume, Wellen) einzuordnen. Messinstrumente: ◦ Schalensternanemometer: Messen die Rotationsgeschwindigkeit eines sich drehenden Anemometers, die proportional zur Windgeschwindigkeit ist. ◦ Ultraschallanemometer: Erfassen Windgeschwindigkeit und -richtung, indem sie die Laufzeiten von Schallwellen messen, die von den Luftmolekülen gestreut werden. Phänomene wie Windböen: ◦ Windböen sind kurzzeitige, kräftige Windstöße, die durch instabile Luftströmungen, thermische Effekte oder lokale Turbulenzen entstehen. ◦ Sie können plötzlich auftreten und sind oft mit Richtungsänderungen verbunden. 4. Weitere praktische Aspekte und Beispiele Beispiele starker Windgebiete: ◦ In Deutschland etwa der Brocken (mit sehr hohen mittleren Windgeschwindigkeiten) ◦ In Europa und weltweit zählen Orte wie Tarifa (Spanien) oder die Commonwealth- Bucht zu den windigsten Regionen. Bedeutung für die Praxis: ◦ Die Kenntnis über Windverhältnisse ist nicht nur für die Meteorologie, sondern auch für die Luftfahrt, den Schiffverkehr und den Bau von Windenergieanlagen von großer Bedeutung. Zusammengefasst Strahlung: ◦ Die Balance zwischen einfallender Sonnenstrahlung und der abgestrahlten terrestrischen Wärmestrahlung ist zentral für das Klima der Erde. ◦ Gesetze wie das Plancksche und das Stefan-Boltzmann-Gesetz erklären, wie sich diese Strahlung in Abhängigkeit von der Temperatur verteilt. Thermische Zirkulation: ◦ Unterschiedliche Erwärmung von Land und Wasser führt zu lokalen Druckunterschieden, die konvektive Kreisläufe (z. B. Land-See-Wind) erzeugen und das regionale Wetter beein ussen. Wind und atmosphärische Dynamik: ◦ Neben der Druckgradientkraft spielt die Corioliskraft eine entscheidende Rolle bei der Ausrichtung der Windströmungen. ◦ In idealen (reibungslosen) Situationen führt dies zum geostrophen Wind, während reale Bedingungen durch Ober ächenreibung zu Abweichungen (ageostrophischer Wind) führen. ◦ Weitere Kräfte wie die Zentrifugalkraft und dynamische Parameter (z. B. die Rossby-Zahl) vervollständigen das Bild der komplexen atmosphärischen Dynamik fl fl