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Klimavorlesung Wintersemester 2016/17 Professor Römer Kapitel Thema 0 Einführung 1 Aufbau der Atmosphäre 2 Solares Klima 3 Strahlung 4 Energieflüsse 5 Klimaelemente und Messgeräte 6 Schicht...

Klimavorlesung Wintersemester 2016/17 Professor Römer Kapitel Thema 0 Einführung 1 Aufbau der Atmosphäre 2 Solares Klima 3 Strahlung 4 Energieflüsse 5 Klimaelemente und Messgeräte 6 Schichtung und mesoskalige Windsysteme 7 Planetarische Zirkulation * 8 9 Regionales Klima & Klimaklassifikation Atmosphärische Gefahren nicht enthalten ↑ 10 Stadtklima 11 Klimamodellierung 12 Klimawandel 1 Kapitel 0: Einführung Sphären der Erde 1. Atmosphäre 2. Hydrosphäre: Seen, Flüsse, Ozeane 3. Biosphäre: Vegetation, Böden 4. Kryosphäre: Gletscher, Meereis, polare Eiskappen 5. Anthroposphäre: durch Menschen Komponenten des Klimasystems Ozean: 71 % Land, oberster Bereich: 29 % Kryosphäre: 8 % Biosphäre: 20 % Definition Wetter, Witterung, Klima Wetter: augenblicklicher Zustand der Atmosphäre, gekennzeichnet durch meterologische Elemente Luftdruck, Wind, Niederschlag, Strahlung -> kurzfristig Witterung: Periode mit ähnlichen Wetterabläufen bei unveränderter Großwetterlage; mindestens einige Tage bis höchstens wenige Wochen -> mittelfristig Klima: langfristig, im Jahresrhytmus regelmäßig wiederkehrende Ausprägung der Klimaelemente. Klima eines Raumes wird durch Häufigkeiten, Variabiltät und Mitelwerten der Klimaelemente beschrieben -> langfristig Klimatologie - raumbezogene Wissenschaft befasst sich mit: - Zusammenschau physikalische Zustandsgrößen der Atmosphäre ( Wetter- oder Klimaelemente) - Zusammenfassung zeitlicher Abläufe in Mittelwerten, Extremwerten, Häufigkeiten, Perioden -> unter dem Aspekt ihrer Auswirkungen auf den Natur- und Lebensraum Klimathologie vs Meterologie Meterologie: Lehre vom Wetter; mikro- bis mesoskalische Phänomen; Wetter und Witterung Klimatologie: makroskalische Phänomene; Klimadaten über lange Zeit gesammelt und analysiert Klimanormalperiode: standardisierter Zeitraum: 30 Jahre (1991-2020) 2 Skalen Zeitliche Skalen Beispiel Räumliche Skale Beispiele Mikroklima Kurzlebig Windböe Von kleinräumigen Klima (wenige Wirkungen der bodennaher Sekunden bis Erdoberfläche Luftschichten, Stunden) lokal Mesoklima Mittelfristig Hang-/Talwind Von Geländeformen Stadtklima, (Stunden- Tage) und Beschaffenheit Hang-/ der Erdoberfläche Talwind, Land/Seeklima, regional Makroklima Langlebig El Nino Von großräumigen Allgemeien (mehrere Jahre) Bewegungsvorgängen Zirkulation, in der Atmospähre global bis zonal bestimmt Raumzeitliche Skala: Diagramm Klimatologie (48) Allgemeine Klimatologie Spezielle Klimatologie Regionale Klimatologie Klimaelemente physikalisch messbare und veränderliche Phänomene der Atmosphäre 1. Temperatur 2. Luftdruck 3. Niederschlag 4. Windrichtung, Windgeschwindigkeit 5. Strahlungsflüsse 6. Luftfeuchtigkeit 7. Verdunstung -> Klimaelemente werden vom Klima beeinflusst und verändert -> werden von Wetterstationen gemessen Klimafaktoren Parameter, welche das Klima beeinflussen - Geographische Breite: -> Strahlungsintensität -> Ausbildung der Klimazonen - Lage zum Meer: Temperaturamplitude, Niederschlagsaufkommen - Relief: Expositionsunterschiede (Sonnenhang, Schattenhang); Luv-Lee- Effekte; - Bodenbedeckung - Geländehöhe: i.d.R. je höher desto kälter und niederschlagsreicher - Klimafaktor Mensch 3 Kapitel 1: Die Atmosphäre Nachbarplaneten Sonne- Merkur- Venus- Erde- Mars – Jupiter- Saturn – Uranus – Neptun – (Pluto) Warum gibt es Leben auf der Erde? - Abstand zum Zentrum der Galaxis groß genug ( geringe Strahlung + geringe Sternendichte) - geeigneter Zentralstern ( weder zu heiß noch zu kalt) - Abstand zur Sonne weder zu groß noch zu klein - Masse der Erde hält Atmosphäre, ohne zu hohen Druck aufzubauen - komplexe Chemie möglich durch eine Vielzahl von chem. Elementen - Vorhandensein von Kohlenstoff - Schutz vor Metoriteneinschläge durch andere Planeten - starke gravitative Anziehung durch den Mond stabilisiert die Rotation der Erde - Aktive Plattentektonik als eine Art Termostat der Erde und als Materialförderband aus dem Erdinneren - aktiver hydrologischer Zyklus Definition Atmosphäre Durch die Gravitation festgehaltene und mitrotierende Gashülle der Erde - besteht aus Gasen, Hydrometeoren, Aerosolen - Mitführgeschwindigkeit: 0° Breite ca. 1670 km/h 90° Breite 0 km/h Masse der Atmosphäre 5 x 1015 t - 95 % der Atmosphärenmasse liegt unterhalb der Ozonschicht 4 Funktion der Atmosphäre - Schutz der Lebewesen vor schädlicher bzw. tödlicher Strahlung aus dem Weltraum ( Filter für UV- und Röntgenstrahlung der Sonne) - Schutz vor schneller Auskühlung und Überhitzung (z.B. Wärmeausgleich zw. Tag und Nacht) - Ermöglicht eine durchschnittliche Erdoberflächentemperatur von ca. + 15 ° C ( ohne Atmospähre – 18° C) - Transport von Energie (fühlbare Wärme) aus Äquatornähe in mittlere und höhere Breiten - Transport von Wasserdampf - Hauptspeicher für Stickstoff (für Pflanzen wichtig) - Reservoir für Kohlenstoffdioxid und Sauerstoff - einbezogen in verschiednene lebensnotwendige Stoffkreisläufe - Verteilung und Abbau von natürlichen und anthropogenen Emissionen - Schutz vor kleinen Meteoriten Zusammensetzung trockener (wasserdampffreie) und reine (aerosolfreie) Luft Atmosphärengas Volumen- % Stickstoff (N2) 78% Sauerstoff (O2) 21% Argon (Ar) 0,9 % Kohlendioxid (CO2) 0,033% - Stickstoff, N2: 78 % (permanent) - Sauerstoff, O2: 21% (permanent) - konstant - Entstehung durch Photosynthese - wird gebunden bei Oxidationsvorgängen Kohlendioxid, CO2: 0,04 % (variabel) - bedeutsam für den Energiehaushalt der Erde - Konzentration schwankt saisonal in den Mittelbreiten etwas - Absorption von terrestrischer Infrarotstrahlung - Anreicherung durch Verbrennung fossiler Energieträger - Treibhausgas - Jahresgang der Co2 Konzentration: (22) 5 Ozon, O3: 15- 50 Parts per Billion ppb (variabel) - angereichert in der Stratosphäre (20 – 50 km Höhe) - Strahlungsschutz für die Erdoberfläche - Konzentration über dem Äquator höher - gesundheitsschädlich - Treibhausgase Wasserdampf (gasförmiges H2O) - sehr variable (0,3-4 %) - bedeutenden Rolle für hygrische und thermische Prozesse - wichtigstes Treibhausgas - Anreicherung durch Verdunstung und Transpiration der Pflanzen Tropen Durchschnitt: 2,6 % Max.: 4 % Mittelbreiten Durchschnitt 0,9 % im Winter 0,4 % Andere Bestandteile: Hydrometeore - Wasser im festen oder flüssigen Aggregatzustand - z: B. Eiskörner, Regentropfen, Schneeflocken, Hagel Aerosole - nicht permanent - flüssige oder feste Partikel - natürliche sowie künstliche Quellen (Salzkristalle, Pollen, Staub, Ruß) - Kondensationskeime (Reinluft 2 Partikel pro cm3/ Großstadtluft mehrere Mio. Partikel pro cm3) 6 Die Vertikalgliederung der Atmosphäre Temperatur: - Troposphäre: Temp. Nimmt mit zunehmender Höhe ab - Tropopause: gleichbleibende Temperaturschicht - Stratosphäre: zunehmende Temperatur - Mesosphäre: Temperaturabnahme - Thermosphäre: Temperatur Anstieg - Exosphäre: Gravitaionskraft so gering -> Diffusionskraft in den Weltraum überwiegt Zusammensetzung: Schichtung der Gase - Homosphäre: alle Gase durchgemischt bis ca. 100 km - Heterosphäre: Ausschichtung der Gase nach ihrem Molekulargewicht Ionisierung: Gliederung nach Ionenkonzentration - Neutrosphäre: - Ionosphäre: starke elektrische Ladung - Protonosphäre: überwiegend Protonen (Wasserstoffkerne) Reibung 7 Troposphäre - unterstes Stockwerk der Atmosphäre - ¾ der gesamten Luftmasse - Sphäre des Wettergeschehens - enthält fast den gesamten atmosphärischen Wasserdampf - enthält fast alle Wolken - 0-8 km Höhe an den Polen - 0 -17 km Höhe am Äquator - Schicht des Wettergeschehens - endet mit dem Beginn der Tropopause 8 Tropopause - Grenzschicht zur Stratosphäre - Konvektive Wettervorgänge enden hier - oft durch hohe Gewitterwolken zu erahnen Stratosphäre - erst Stagnation, dann starke Temperaturzunahme -> Grund: stratosphärisches Ozon - Ozonschicht - eingeschränkt finden sich Wetterphänomene Ozon in der Atmosphäre - Ozonschicht: 20-30 km in der Stratosphäre 5-10 ppm - Troposphärisches Ozon Anstieg durch Luftverschmutzung - Ozonenkonzentration darstellen: Einheit Dobson (DU= Dobson Unit) DU= Stoffmenge Ozon zu Fläche 100 DU= 1mm Ozon Stratosphärische und mesosphärische Wolken Perlmuttwolken: Stratosphäre 22-29 km; Temperatur unter -78 °C ; bestehen aus Schwefelsäuren oder Salpetersäure Nachtleuchtende Wolken: Eiskristalle oberhalb der Mesosphäre in der Mesopause; 81- 85 km 9 Physikalische Größen Barometrische Höhenformel - mittlerer planetarer Luftdruck im Meeresniveau: 1013 hPa - mit wachsender Höhe sinkt der Luftdruck exponentiell - Faustregel: Bei einer Höhenänderung um 80 m ändert sich der Luftdruck um etwa 1 % des Ausgangsluftdruckes. Die Luft dehnt sich bei Hebung aus, weil der Umgebungsdruck abnimmt. -> Abkühlung der Luft, da zur Ausdehnung Arbeit aufgewendet werden muss In der Höhe: nur noch ein Teil der Luftsäule lastet auf, geringer Luftdruck, geringe Luftdichte IN Bodennähe: gesamte Luftsäule: hoher Luftdruck, hohe Luftdichte Problem: Dichte der Luft ist abhängig vom Wasserdampfgehalt -> Konzept virtuelle Temperatur: Die virtuelle T. ist diejenige T., die trockene Luft haben muss, damit sie dieselbe Dichte hat wie feuchte Luft mit gegebener (also messbarer) Temperatur. 10 Was ist Druck - Kraft, die pro Flächeneinheit auf eine Fläche wirkt - 1 hPa = 100 Pa - Hydrostatischer Druck: Druck, der innerhalb eines ruhenden Fluids (Flüssigkeiten und Gase) durch die Gravitation entsteht (zB. Wasser- und Luftdruck) - Luftdruck: Gewicht der Luftsäule pro Fläche, die sich in vertikaler Richtung über der Fläche in der Atmosphäre befindet Geopotential Das Geopotential an einem Punkt der Atmospähre ist die Arbeit, die gegen das Gravitationsfeld der Erde verrichtet werden muss, um eine Masse von 1 kg vom Meeresniveau zu diesem Punkt zu heben. Zusammenfassung Kapitel 02: Solares Klima Sonne als Energiequelle der Erde - Der Energie der Sonne ist der primäre Antrieb für alle klimatischen Vorgänge - Radius der Sonne: 6,69 x 105 km - Masse 1,98 x 1030 kg - G = 274 m/s2 Im Inneren: Kernfusion von Protonen zu Helium Ionen unter starker Energieabstrahlung Photosphäre: sichtbare Sonnenoberfläche Oberflächentemperatur 5526,85 C° 11 Stefan- Boltzmann – Gesetz Bei einem schwarzen Strahler ist die Energieausstrahlung der Oberfläche proportional der 4. Potenz der absoluten Temperatur. -> Die von einem Körper ausgestrahlte Energie hängt von seiner Oberflächentemperatur ab. Sonne Energieflussdichte (Watt pro qm): 6,3 x 107 W/m2 Formel… Sonnenflecken - Heiße Materie strömt aus dem Sonneninneren an die Oberfläche (Konvektion) -> Änderung im Magnetfeld -> Behinderung der Konvektion -> relativ kältere Stellen (Sonnenflecken) - Anzahl der Sonnenflecken schwankt in Abhängigkeit er Sonnenaktivität Die Sonne als Energiequelle der Erde Schwankungen der Sonnenaktivität sind für das Klima der Erde eher unwesentlich -> Wichtig sind indirekte Veränderungen der Sonneneinstrahlung Erdrotation - Drehung der Erde um die eigene Achse von West nach Ost Sterntag: ca. 23 h 56 min 4 s -> bewirkt den Tagesgang der Klimaelemente Erdrevolution: Umlauf der Erde um die Sonne entlang einer annähernd kreisförmigen Ellipse Dauer: 365,25 Tage -> bewirkt die Jahreszeiten der mittleren und höheren Breiten Exzentrizität Form der Erdumlaufbahn wechselt von mehr elliptisch zu mehr kreisförmig Periodizität: 100.000 und 400.000 Jahre Schiefe (Obliquität) Kippwinkel der Erdachse schwankt zwischen 22 ° und 24,5° Periodizität: 40.000 Jahre Präzessionsbewegung Richtungsänderung der Erdachse, Neigung konstant Periodizität:19000- 230000 -> Grund für Wechsel zwischen Kalt und Warmzeiten Keplersche Gesetze: (1571-1630) 1. Umlaufbahn aller Planeten haben die Form einer Ellipse, in deren Brennpunkt die Sonne steht 12  2. Die Verbindungslinien von der Sonne zu einem Planeten überstreicht in gleichen Zeitintervallen gleiche Flächen. - > Planet bewegt sich unterschiedlich schnell; in Sonnennähe schneller -> Erde: Im Sommer (Nordhalbkugel) langsamer weil weiter entfernt von der Sonne -> + größere Strecke -> Sommer 9 Tage länger 3. (Das Verhältnis er Quadrate der Umlaufzeit zweier Planeten ist genauso groß wie das Verhältnis der dritten Potenzen ihrer großen Halbachsen.) Definition Erdjahr Siderisches Jahr: 1 Tag = 23 h 56 min 4 Sek. ???? Tropisches Jahr 365 Tage + ¼ Tag Ebene der Ekliptik: Ebene durch Erdbahn und Mittelpunkt der Sonne Erde mit 66,5 ° gegen die Ekliptikebene Erdachse Neigung 23,5 = = - T 8 = Kühler Apsidenlinie Wärmer = · · Abbildung: Aphel Sonnenfernster Stand 3.Juli Perihel Sonnennächster Stand 3.JAnuar Sommersolstitium Sommersonnenwende 21. Juni 13  - Sonne im Zenit 23,5° N - Polartag Nordpol - Polarnacht Südpol Wintersolstitium Wintersonnenwende 22. Dezember - Sonne im Zenit 23,5° S - Polartag Südpol - Polarnacht Nordpol Äquinoktien Tag und Nacht Gleiche 23. September + 21. März - Sonne Zenit Äquator Aphel und Perihel Nordhemisphäre erhält in der Perihel (sonnennächster Stand) mehr Wärme als die Südhemisphäre, obwohl Winter ist. Grund: 1. Keplersche Gesetz: Geschwindigkeit der Erde in der Perihel Situation höher -> Winter auf der Nordhalbkugel eine Woche kürzer als auf der Südhalbkugel Äquinoktium -Sonne geht genau im Osten auf und im Westen unter - überall auf der Erde, ausgenommen an den Polen 12h Tag 12 h Nacht - Veränderung der Sonnenhöhe entlang eines Meridians entspricht um 12 h der geographischen Breite Äquinoktien: 90°- Einfallswinkel= geographische Breite Sommersolstitium: 90° - Einfallswinkel + 23,5 ° Wintersolstitium: 90°- Einfallswinkel – 23,5°= 14 Äquinoktien: immer durch Ost- West Scheinbare Sonnenbahnen an verschiedenen Breitenlagen Schiefe der Ekliptik: -> Erdoberfläche wird an verschiedenen Positionen der Erdumlaufbahn unterschiedlich bestrahlt -> Strahlungsklimatische Zonierung in Jahreszeiten Klimate und Tageszeitenklimate mit unterschiedlichen Sonnenscheindauern und – höhen 15 Strahlungsklimatische Zonen Tropen - zwischen beiden Wendekreisen - Sonnenstand: max. 90° (2x im Jahr), min. 43° zu den Solstitien - Variation der Tageslänge max. 3 Stunden - Mitteltemperatur des kältesten Monats im Schnitt nicht unter 18° C - weitere Aufteilung in eine wendekreisnahe und äquatornahe Zone - Dominanz der Tagesschwankungen gegenüber den jährlichen Schwankungen -> Tageszeitenklima Mittelbreiten - Erstreckung zwischen Wendekreis und Polarkreis - Unterschiedliche Strahlungsverhältnisse -> zusätzliche Einteilung niedere Mittelbreiten (23,5°- 45°) und hohe Mittelbreiten (45°- 66,5°) 16 Niedere Mittelbreiten - Sonnenstand: max. 90° (am Wendekreis im Sommer), min 21,5° (bei 45° Breite im Winter) -Variation der Tageslängen: Im Sommer deutlich länger als im Winter - Dominanz der jährlichen Schwankungen: Sommer fast tropische Temperaturen bei höchsten Sonnenstand Winter bei tiefen Sonnenstand kühl -> Jahreszeitenklima Hohe Mittelbreiten - Sonnenstand: max. 68,5 ° (bei 45° Breite im Sommer), min. 0° (am Polarkreis am Winter) - Variationen der Tageslängen: Hochsommer mit langen Tagen (bis 15 Stunden) und Hochwinter sehr kurze Tage, charakteristische Übergangsjahreszeiten (Frühling und Herbst) bei mittelhohem Sonnenstand -> Jahreszeitenklima 17 Polarzone - Erstreckung zwischen Polarkreis und Pol - Sonnenstand: max. 47° (am Polarkreis im Sommer) Min. -23,5° (am Pol im Winter) - halbjährlicher Wechsel zwischen Polarnacht und Polartag Dauer: am Pol ein halbes Jahr, am Polarkreis nur am Solstitium -> Jahreszeitenklima Energiezufuhr ins System Erde - entscheidende Größe für klimatische Vorgänge: Energiemenge (wird durch solare Strahlung in das System Erde inklusive der Atmosphäre eingetragen) - Betrachtung der Erde ohne Atmosphäre; Energiezufuhr hängt von ab: 1. Energieinhalt der Sonnenstrahlung 2. Einstrahlungswinkel 3. Beleuchtungsdauer - Die Bestrahlungsstärke an der oberen Atmosphärengrenze, die sogenannte extraterrestrische Strahlung, kann als weitgehend konstant angesehen werden ????? Solarkonstante (So) Auf 1 m2 bestrahlte Fläche an der oberen Atmosphärengrenze, die senkrecht zur Richtung der Strahlung steht, trifft bei mittleren Abstand zur Sonne von 1,496 x 10 8 km eine Wärmeenergie von 1.368 W (=1368 J/s). Also: S0= 1368 w/m2 = 1,37 KW/m2 Schwankungen durch Erdrevolution: Perihel: So= 1420 W/m2 Aphel S0= 1319 W/m2 Lambertsche Kosinusgesetz - weiterer Einfluss auf einfallende Energie: Einfallswinkel - Einfallswinkel 90° = Solarkonstante - Einfallswinkel -> sinkt der Winkel -> sinkt die einfallende Energie pro m2 -> jeder Breitengrad und jede Jahreszeit angepasste Solarkonstante - Grund: gleiche Strahlungsmenge verteilt sich auf eine größere Fläche Lambertsche Kosinusgesetz: - Strahlungsmenge für jede Horizontale Fläche berechnen 18  Lamberts Kosinusgesetz, nach J.H. Lambert (1728-1777) benanntes Gesetz, das besagt, dass die Bestrahlungsstärke einer zur senkrechten Einstrahlung um einen Winkel α geneigten Fläche um den Faktor cos α kleiner ist, als die Bestrahlungsstärke bei senkrechtem Strahlungseinfall. ( Spektrum) ~ Tagessummer der Sonnenenstrahlungsenergie an der Atmosphärengrenze - Höchste Tagessumme: an den Polen zum Solstitium -> Polartag ( Intensität eher gering aber Dauer 24 h ) - Niedrigste Tagessumme: an den Polen zum Solstitium -> Polarnacht Solares Klima und Energiezufuhr – Zusammenfassung Polregionen + hohe Mittelbreiten Schwankungsbreite der Energiezufuhr sehr hoch (Polartag/Nacht, Jahreszeiten, Sonnenstand) Äquinoktien Beide Hemisphären nahezu symmetrische Verteilung der Strahlungsmengen, mit Max. am Äquator (überall 12h Tag/ 12h Nacht) Aber: in Richtung Äquator nimmt die Sonnenhöhe zu 19  Sommersolstitium Maximum der Energiezufuhr in den Polargebieten (24 h Tag) Südhalbkugel im Sommer Als Folge der Perihel Situation -> höhere Tageswerte der Energiezufuhr als Nordhalbkugel im Sommer ->Unterschied hebt sich durch die geringere Dauer des Sommers auf der Südhalbkugel wieder auf Andere Einflüsse auf das Klima jenseits der Solarstrahlung - Kleine Jahresamplitude der Temperaturen am Meer und große Jahresamplitude in den Kontinenten (Ozeanität und Kontinentalität) - Abweichung der realen Tropengrenze vom Breitenkreis und die Unterschiede der Tagesamplitude der Temperatur innerhalb der Tropen???? - Klima wird zusätzlich beeinflusst von: - Oberflächenbeschaffenheit - Land-/ Meer- Verteilung - Atmosphäre - Relief 20 Kapitel 03: Strahlungs- und Wärmehaushalt der Erde Strahlung ist ein physikalischer Vorgang, bei dem Energie ohne materielle Träger transportiert wird. Damit besitzt die Strahlung die Möglichkeit, Energie durch den „luftleeren“ Weltraum von der Sonne auf die Erde zu übertragen. Ohne Strahlungsenergie Erde kalter, unbelebter Brocken Materie. - Elektromagnetische Strahlung entsteht durch die Bewegung elektrischer Ladung ↳ elektrisch ↳ periodische · magnetisch Auf- und Abschwingung - Durch die Brownsche Molekularbewegung gibt es in Materie immer bewegte elektrische Ladung Teich h an unregelmäßigeZickzackartige ↳ Bewegung von -> Materie sendet elektromagnetische Strahlung aus - elektromagnetische Strahlung breitet sich im Vakuum mit rund 300.00 km/s aus Einfluss der Atmosphäre auf die solare Strahlung - Sonnenstrahlung verliert auf dem Weg durch die Erdatmosphäre eine Energie (Extinktion) - Energieverlust ist wellenlängenabhägig Extinktion: Schwächung der Strahlung beim Durchgang Energieverlust: durch ein Medium (z.B. Atmosphäre) durch 1. Schwächung der Gesamtenergie Absorbtion und Streuung 21  -> Ursache: Streuung der Strahlung in der Atmosphäre 2. Tiefe Energieeinbrüche in bestimmten Wellenlängenbereichen (weitgehende Auslöschung) -> Ursache: Absorption der Strahlung in der Atmosphäre Ankommender Strahlungsfluss Absorption: Strahlungsmenge wird von der Materie aufgenommen und in andere Energieformen übergeführt; Erwärmung des absorbierenden Stoffes Reflexion: Richtungsänderung der Strahlung, keine Energieaufnahme der reflektierten Materie, keine Änderung der Wellenlänge Transmission: Strahlung dringt durch die Materie, keine Energieaufnahme Emission: Abstrahlung elektromagnetischer Energie Einfallende Strahlung= Reflexion + Absorption + Transmission Albedo:Ist der Anteil des von der Oberfläche reflektierten Lichts oder der Strahlung im Vergleich zur eingestrahlten Menge. Der Wert liegt immer zwischen 0 und 1 (in Prozent: 0 - 100%) Streuung Streuung: Änderung der Ausbreitungsrichtung von Strahlung, wenn diese auf Streukörper trifft. Wellenlänge und Frequenz der Strahlung bleiben erhalten, nur ihre Fortpflanzung in vorgegebene Richtung wird aufgehoben - in der Atmosphäre wird ein Teil der Sonnenstrahlung gestreut -> von dieser gestrahlten Sonnenstrahlung erreicht 50 % die Erdoberfläche = diffuse Himmelsstrahlung (andere Teil wird in den Weltraum zurückgelenkt) Ohne Streuung: Himmel tagsüber schwarz Streuungskörper: Luftmoleküle, Wasser Tröpfchen, Eiskristalle, Aerosole Rayleigh Streuung beschreibt den physikalischen Prozess, bei dem Rayleigh- Streuung Licht oder eine andere elektromagnetische Welle durch Partikel gestreut wird, die viel kleiner als die Wellenlänge sind - Streuung an einem Streukörper, dessen Durchmesser klein ist im Verhältnis zur Wellenlänge der Strahlung - > Luftmoleküle, kleine Aerosolteilchen - Streuungseffekt hängt stark von der Wellenlänge der Strahlung ab - > kurzwellige Strahlung wird stärker gestreut als langwellige Mie-Streuung beschreibt den Prozess bei dem elektromagnetische Strahlung durch Mie- Streuung Partikel der gleichen Größenordnung wie die Wellenlänge der auftretenden Strahlung ist. Streuung an einem Streukörper, dessen Durchmesser nicht klein im Verhältnis zur Wellenlänge der Strahlung -> Wolken-, Nebel Tröpfchen, Eisnadeln, große Aerosolteilchen - nur gering abhängig von der Wellenlänge Warum ist der Himmel blau? —> Wellenlängenabhängigkeit der Rayleigh-Streuung Himmel klar und blau -> kaum Wassertröpfchen, nur Luftmoleküle -> Rayleigh- Strahlung Bündel weißes Sonnenlicht (umfasst Spektrum von Farben) trifft auf die Atmosphäre- > wird an Luftmolekülen gestreut -> Streuung erfolgt in Abhängigkeit der Wellenlänge (Rayleigh Strahlung) Strahlung mit kürzerer Wellenlänge wird stärker gestreut als Strahlung LW. 22  Blaues licht hat eine kürzere Wellenlänge als rotes licht, wird daher stärker gestreut -> Aus Bündel mit weißen Sonnenlichts wird blaue Strahlung 16 mal stärker gestreut als rote. Da die Streuung im blauen Spektralbereich sehr viel größer ist -> Sonnenlicht hauptsächlich blaue Anteile Wolken weiß: Wassertropfen -> Mie Strahlung (wellenlängenunabhägig)- > alles wird gestreut -> weiß Abendrot: solare Strahlung lange Strecke -> KW blau und grüne Strahlung stärker von der Streuung betroffen -> stark abgeschwächt -> Rot dominiert Auswirkungen auf die Ankommende Sonnenstrahlung - Weglänge der Sonnenstrahlung von Bedeutung (verschiedene Höhen über NN: ankommende Energie nimmt mit wachsender Höhe zu -> Strahlungsverlust größer wenn Sonne tiefer steht (längerer Weg) Energieverteilungsspektrum der Sonnenstrahlung vor und nach dem Durchgang durch die Atmosphäre und Abb. die theoretische Energieverteilung für einen schwarzen Körper mit der Oberflächentemperatur der Sonne Ganz links: komplette Absorption der Sonnenstrahlung < 0,3 um durch das Ozon -> wirksamer Uv- Filter (Ozonschicht macht Leben auf der Erde erst möglich -> Absorption der besonders gefährlichen kurzwelligen UV Strahlung (Uv-C, Uv-b) Mitte: Energieverlust hautsächlich durch Streuung Rechts: Energieverlust hauptsächlich durch Absorption (Kohlendioxid und Wasserdampf) Konsequenzen: - Sonnenstrahlung Energiemaximum z. 0,5 und 0,6 um - rasche Abnahme der UV-Strahlung - bestimmte Wellenlängenbereiche tiefe Einbrüche - mit zunehmender Höhe über der Erdoberfläche Energieverlust kleiner - Sonnenstrahlung bei Durchgang durch die Atmosphäre Schwächung Gesamtenergie - partielle Auslöschung in bestimmten Abschnitten (UV und IR) 23  Wolkenfreie Atmosphäre die kurzwellige solarerer langwellige terrestrisches Strahlung nahezu ohne Schwächung zur Atmosphärische Fenster Erdoberfläche bzw. In den Weltraum durchlässt Spektralbereiche, innerhalb derer die Atmosphäre für solare Ein- bzw. terrestrische Ausstrahlung durchlässig ist, nennt man atmosphärische Fenster Absorptionsverhalten wichtiger Atmosphärengase - Gase absorbieren Strahlung nur in bestimmten Frequenzen - > Moleküle des jeweiligen Gases nehmen die Strahlungsenergie auf - Die Absorptionsbanden von Methan (CH4) und Distickstoffoxid (N2O) liegen im Wellenlängenbereich > 3 um. Die Gase sind daher für die Absorption der solaren Strahlung nicht von Bedeutung. Sie tragen jedoch zur Absorption der LW terrestrischen Strahlung bei und spielen somit für den Treibhauseffekt eine Rolle. - Solare Strahlung bis 3 um Absorbtionsbande, Absorptionsbande Wellenlängenintervalle, in denen die in der Atmosphäre Co2: 2,5-3,0 4,2-4,4 um 12-16um enthaltenen Gase die kurz- und H2O: 2,5-3,0 um 5,5-8,0um >14 um langwellige Strahlung selektiv absorbieren. O3 0,22-0,3 um Atmosphärische Fenster (Infrarotfenster) Kleines Fenster: 4,5-5,5 um Großes Fenster: 8,0-13 um Methan Lachgas Sauerstoff Ozon Kohlenstoffdioxid Wasserdampf 24 VL-Abbildung  Jeder Körper mit einer Temperatur größer als der absolute Nullpunkt sendet elektromagnetische Strahlung aus, die in Relation zur Planck’sche Strahlungsgesetz V Temperatur des Körpers und zur Wellenlänge steht. - Jeder Körper sendet Wärmestrahlung (Energie) aus. Sie ist abhängig von der Temperatur des strahlenden Körpers -> je heißer ein Körper, umso mehr emittiert er Schwarzer Körper ist ein idealisierter Körper, der alle auf ihn treffende Strahlung absorbiert und im Schwarzer Strahler thermischen Gleichgewicht charakteristische Strahlung ausdehnt, die ausschließlich von seiner Temperatur abhängt. - Körper, der die auftreffende Elektromagnetische Strahlung vollständig absorbiert - emittiert bei der jeweiligen Temperatur mit maximal möglicher Strahlungsintensität - im Bereich des mittleren und fernen IR verhalten sich natürliche Landoberflächen angenähert wie schwarze Strahler ! Am Schwarzen Körper wird KEINE Strahlung reflektiert oder gestreut Wien & Boltzmann - Kurve beschreibt die Verteilung der Energie in unterschiedlichen Wellenlängen - Fläche unter der Kurve Menge der abgestrahlten Energie - Stefan- Boltzmann- Gesetz: abgestrahlte Temperatur ist temperaturabhängig, nämlich in der 4. Potenz der absoluten Temperatur - Wiensches Verschiebungsgesetz: Lage des Emissionsmaximums verschiebt sich mit steigenden Temperaturen zu immer kürzeren Wellenlängen. Das Produkt aus Temperatur und Wellenlänge des Strahlungsmaximums ist konstant. Wiensches Verschiebungsgesetz: beschreibt, wie sich die Wellenlänge der maximalen Emmisionsintensität eines Schwarzen Körpers in Abhängigkeit von seiner Temperatur verschiebt. Dieses Gesetz ist ein zentraler Aspekt der Schwarzkörperstrahlung und steht im Zusammenhang mit dem Plankschen Strahlungsgesetz, das die thermische Strahlungsgesetze umfassend erklärt. Stefan-Boltzman- Gesetz: Berechnung der thermische abgestrahlten Leistung eines idealen schwarzen Körpers bei einer bestimmten Temperatur. —> Zusammenhang zwischen Strahlungsleistung und Temeratur eines idealen schwarzen Körper, daher eines rein thermisch ausstrahlenden Körpers 25  = > ? Zu Planck: Wärmestrahlung: elektromagnetische Strahlung in Wellenlängen zw 0,1 und 100 um (jeder Körper sendet Wärmestrahlung) Sichtbares Licht: 0,36-0.76 um - Flächen die auftreffendes Licht vollständig (diffus) reflektieren, sind weiß. - Flächen, die auftreffendes Licht vollständig absorbieren sind schwarz. - Gilt dies für alle Wellenlängen, so heißt die Fläche absolut weiß bzw. absolut schwarz (Idealisierung) - Idealfall schwarzer Strahler: Wärmeausstrahlung folgt dem planckschen Strahlungsgesetz - schwarzer Strahler Energieausstrahlung proportional der 4. Potenz… (Boltzmann) - bei schwarzem Strahler Produkt aus Wellenlänge… (Winesches) Schwarzer Körper: - Verdopplung Temperatur - 16- fache Energieabgabe - Halbierte Wellenlänge des Strahlungsmaximums 26 Strahlungsflussdichte Die Strahlungsflussdichte beschreibt die Intensität der elektromagnetischen Strahlung pro Flächeneinheit und Wellenlängeneinheit. Die Abbildungen zeigen die spektrale Verteilung der solaren und terrestrischen Strahlung, also die Energieverteilung über verschiedene Wellenlängen. 1. Erste Abbildung – Vergleich der solaren und terrestrischen Strahlung Die solare Strahlung (orange Linie) zeigt das Emissionsspektrum der Sonne, das der Strahlung eines Schwarzen Körpers mit einer Temperatur von etwa 5.778 K entspricht. Die terrestrische Strahlung (grüne Linie) repräsentiert die von der Erde abgegebene Wärmestrahlung, die eine viel niedrigere Temperatur hat (~288 K). Der Bereich des elektromagnetischen Spektrums ist auf der x-Achse als Wellenlänge λ (Mikrometer, µm) dargestellt. Die y-Achse gibt die Intensität der Strahlung in Watt pro Quadratmeter und Mikrometer (W/m²/µm) an. 2. Zweite Abbildung (unten) – Detaillierter Vergleich der Emissionen Die rote Linie zeigt die Emission der Sonnenoberfläche (10⁷ W/m²/ µm). Die gelbe Linie zeigt die Strahlung, die nach Abschwächung durch die Atmosphäre tatsächlich die Erdoberfläche erreicht (~2 × 10⁶ W/m²/µm). Die Differenz zwischen diesen beiden Linien resultiert aus Absorption und Streuung durch die Atmosphäre. Der blaue Bereich zeigt den Anteil der solaren Strahlung, der von der Atmosphäre absorbiert wird. Wichtige Zusammenhänge: Die Sonne emittiert hauptsächlich kurzwellige Strahlung (UV, sichtbares Licht, nahes Infrarot). Die Erde absorbiert diese Energie und gibt sie als langwellige Infrarotstrahlung (Wärmestrahlung) wieder ab. Strahlungsanteile auf der Erde (KW,LW) Die Atmosphäre beeinflusst die Strahlung durch **Absorption, Reflexion und Streuung**. Wellenlängen unter 4 µm: Die solare Strahlung dominiert. Wellenlängen über 4-5 µm: Die terrestrische Strahlung überwiegt. Zusammenfassend veranschaulichen die Abbildungen den Strahlungshaushalt der Erde und den Einfluss der An der Erdoberfläche: Atmosphäre auf die Verteilung der Energie. - Energie von der Sonne überwiegt gegenüber derjenigen, die von Erdoberfläche, Luft und Wolken stammt, im Bereich bis 4 um - Wellenlängen größer als etwa 4-5 um: terrestrische Strahlung überwiegt 27 Albedo - Anteil KW solarer Strahlung, der von der Erdoberfläche reflektiert wird (Werte zw. 0 und 1) - Albedo (lat). = Weißheit - Helle Oberflächen: z.B. Schnee -> reflektieren stark - Dunkle Oberflächen: z.B. dunkler Erdboden -> absorbieren stark - Planetare Albedo: 0,3 = 30 % des Sonnenlichts, das die Erde erreicht wird zurück in den Weltraum geworfen Albedo Reflexion Absorption Offene 0,06 6% 94% Wasseroberfläche (weg ist weiter - Angaben der Albedo in % der einfallenden Strahlung zw 0 (komplett schwarze Oberfläche) und 1 (komplett weiße Oberfläche) - Angaben Emmisionsvermögen in % in Bezug auf den idealen schwarzen Strahler oder mit Werten zw 0 und 1 Merke: Emmissivität ungefähr das gleiche Absorptionsvermögen in der jeweiligen Wellenlänge (Kirchoffsches Gesetz) 28  Strahlungsbilanz Strahlungsbilanz beschreibt das Gleichgewicht zwischen einfallender und ausstehender Strahlung auf der Erdoberfläche. Sie setzt sich aus verschiedenen Komponeneten zusammen, die bestimmen, wie viel Energie von ersonnen aufgenommen und wie viel wieder abgegeben wird & Direkte Sonneneinstrahlung: nicht gestreut Diffuse Sonnenstrahlung: gestreute Strahlung Reflektierte Sonnenstrahlung: Sonnenstrahlung die and der Erde reflektiert wird und zurück in die Atmosphäre geht Ausstrahlung der Erde: Energie die von der Erdoberfläche ausgestrahlt wird Atmosphärische Gegenstrahlung: Strahlung die von den Wolken zurückgestrahlt wird Positive Strahlungsbilanz = mehr Energie wird aufgenommen statt abgegeben —> Erwärmung Negative Strahlungsbilanz = mehr Energie wird abgegeben als aufgenommen wird. —> Abkühlung 29  Kapitel 04: Energieflüsse- Energiebilanz Wärmeflüsse: Verdunstung & Kondensation -> Energieübertragung in Form vom turbulenten Strom latenter Wärme Latente Wärme: die bei Verdunstung des in der Luft enthaltenen Wasserdampfes verbrauchte Energie bezeichne, die beider Kondensation des Wasserdampfes in fühlbare Wärme überführt wird. Turbulenter Strom : Unregelmäßige, chaotische Strömung, die Energie und Stoffe (wie Wärme oder Feuchtigkeit) vertikal oder horizontal transportiert 30 Spezifische Wärme und Wärmekapazität Wärmekapazität: Verhältnis der aufgenommenen Energie zur Erwärmungsrate Spezifische Wärme: Wärmekapazität pro Masse -> Die vier Grundmaterialien (Wasser, Luft, Gestein, organische Pflanzensubstanzen) große Unterschiede bei speifische Wärme, molare Wärmekapazität, Wärmeleitfähigkeit, Wärmespeicherung - Erwärmen von 1 m³ Wasser 5mal mehr Energie als für Gestein - Wärmeleitfähigkeit: Wasser leitet Wärme etwa 4-5 mal schlechter als Gestein; Luft 25 mal schlechter als Wasser - strak isolierende Materialien sind Stoffe die wenig von der absorbierten Strahlungsenergie als Wärme in tiefere Schichten weiterleiten z.B. trockener Torf, trockene Sand) -> Tempo. An der Oberfläche wird sehr hoch -> wenn kein Nachschub herrscht wird Energie schnell wieder abgestrahlt Speicher- bzw. Bodenwärmestrom Höchste und tiefste Tempo. In verschiedenen Tiefen zweier benachbarter, unterschiedlich leitender Böden am gleichen Tag 31 - Tag: je tiefer der Boden, desto länger braucht er um sich zu erwärmen; an der Oberfläche stärkste Erwärmung -Nacht: je tiefer der Boden, desto länger braucht es bis er die Wärme ausstrahlt Turbulente Wärmeströme - Transport der Lufteigenschaft (Wärmeinhalt, Wasserdampfgehalt, Impuls, Drehimpuls) mit der Strömung: Vertikaler Transport in Form von Wirbeln -> turbulente Wärme Beschreibt den Transport von Wärmeenergie durch turbulente Strömungen in einem Flui. Wird durch turbulente Strömungen die Wä durch größere, chaotische Wirbelbewegungen (Eddy-Strukturen) transportiert Merkmale: 1. Chaotischer Transport: Wärme ungleichmäßig und stark schwankend 2. Effiziente Durchmischung: Große Luft- oder Wasserwirbel transportieren Wärme schnell über größere Entfernungen. 3. Abhängigkeit von Geschwindigkeit und Temeraturgradienten: Je Stärker die Strömung und je größer der Temperaturunterschied, desto stärker der Wärmetransport - Peplopause: Übergang zwischen bodennahe Grenzschicht (starke Bodenreibung) und freier Atmosphäre 32 Wärmetausch Transfer fühlbarer Wärme in verschiedenen Schichten unterschiedlich: - laminare Grenzschicht: Wärmetransport durch molekulare Leitung - darüber: Wärmenachschub vom Boden noch sehr groß, so dass häufig ein „überadiabatischer“ Temperaturgradient (> 1°C) vorhanden ist - erst oberhalb der bodennahen Grenzschicht stellt sich ein großräumiges Temperaturgefälle Bremsung des Windes: das logarithmische Windprofil 1. Turbulenter Transport von Wärme (sensibler Wärmefluss H) - Gasse oder Flüssigkeiten werden erwärmt und transportieren aufgenommene Energie mit der Strömung weg Wärmetransport abhängig: - von Temperaturgradient zwischen Erdoberfläche und Luft - von der Rauigkeit der Erdoberfläche (-> Größe der Grenzfläche zw. Boden und Luft, Erzeugung von Turbulenzen) - vom Luftaustausch (-> Windgeschwindigkeit, Luftschichtung= Stabilität der Atmosphäre) - von der Wärmekapazität der Luft und der Luftdichte -> Energieübertragung in Form von turbulenten Strom sensibler Wärme 33 Wärmeaustausch - Ist die Luft kälter als die Erdoberfläche wird Wärme von der Oberfläche in die Luft transportiert - Ist die Luft wärmer als die Erdoberfläche, wird Wärme von der Luft zur Erdoberfläche transportiert - Ist die über der Erdoberfläche liegende gesättigt (und wärmer als die Erdoberfläche), wird auch latente Wärme von der Luft zur Erdoberfläche transportiert (-> Tau- oder Reifbildung) INFO: - Fühlbare/sensible Wärme: Luft wird durch den Kontakt mit der Erdoberfläche erwärmt, wodurch der Atmosphäre Energie zugeführt wird; lässt sich durch Thermostat messen - Latente Wärme: An der Erdoberfläche wird Wasser zu Wasserdampf umgewandelt, dafür wird Energie benötigt. -> Sie wird bei der Kondensation in der Atmosphäre wieder frei; je größer die Luftfeuchtigkeit, desto größer die latente Wärmeenergie = der versteckte Energietransport durch Aggregatzustandsänderungen des Wassers von der Erdoberfläche in die Atmosphäre wird latenter Wärmestrom genannt (bei dem Tau – und Reifbildung aber umgekehrt) 2. Wärmeleitung durch Änderung des Aggregatzustandes (latenter Wärmestrom E) -> Schmelz- und Verdunstungswärme Latenter Wärmestrom in der Luft hängt ab: - von Sättigungsdefizit der Luft - vom vertikalen Gradienten des Wasserdampfdruckes - von der Rauigkeit der Erdoberfläche - vom Luftaustausch (Windgeschwindigkeit, Luftschichtung= Stabilität der Atmosphäre) - von der Verdunstungswärme (lv), der Luftdichte, Luftdruck 34 Energiebilanz Setzt sich zusammen: - Strahlungsbilanz (KW+LW) - Fühlbarer Wärmestrom Luft wird im Kontakt mit der Erdoberfläche erwärmt - Latentem Wärmestrom im Wasserdampf/ enthaltene Energie Kondensation - Bodenwärmestrom Wärme im Erdinneren : Wärme ErdschichtTa aus heißerenTiefe Nacht bewegt sich nach oben Kühlere : (- anthropogene Abwärme) a) über einem Kiefernwald - Strahlungsbilanz bei wolkenlosen Himmel tagsüber positiv, nachts sehr klein - latente Wärme: Tag: starke Energieabfuhr (sie wird von der Strahlungsbilanz und der Transpiration der Pflanzen gesteuert) Nachmittag: Rückgang durch Schließung der Stomata -> Transpiration verringert - fühlbarer Wärmestrom: Energieabfuhr von der Oberfläche. Die Luft wird unten erwärmt, besonders ab 13 Uhr (weil mehr Energie durch den Rückgang des latenten Wärmestroms zur Verfügung steht) - Speicherterm (Energieleitung von der Erdoberfläche in Boden, Gestein etc.) ist tagsüber in den Bestand hinein und nachts aus ihm heraus gerichtet b) Über einem Wüstenboden - Böden über Wüsten nur wenig Feuchtigkeit -> latenter Energiestrom gering - meiste Energie: fühlbarer Wärmestrom - Speicherterm tagsüber in Boden hinein; nachts nach oben gerichtet 35 Energiebilanz- Stadt – Land - Globalstrahlung durch die Dunstglocke über der Stadt gegenüber dem Freiland etwas vermindert - Stadtbebauung verursacht höheren Schattenwurf - Albedo kaum Unterschiede - Verdunstung in der Stadt gegenüber dem Freiland herabgesetzt (weniger Vegeation, Kanalsysteme) -> weniger Energie für latente Wärme benötigt, dafür ist mehr Energie für fühlbare Wärme vorhanden - langwellige Emission höher in der Stadt - dreidimensionale Stadtstruktur (Hauswände..) -> mehr Energie wird in den Untergrund abgeführt -> Nachts ausgestrahlt - Stadt: zusätzliche Wärmeströme z.B. Abwärme, Kraftwerke, Motoren Zonale Verteilung der Strahlungsbilanz des Gesamtsystems - die Strahlungsbilanz der hohen Atmosphäre ist nicht überall positiv, sondern etwa ab einer Breite von 35 ° C negativ 36 - Konsequenz wäre eine permanente Abkühlung der hohen Breiten und eine permanente Erwärmung der Tropen und Randtropen - Zum Ausgleich der Differenzen des Strahlungshaushaltes von niederen und hohen Breiten sind horizontale Massen- und Energieflüsse erforderlich !!! Die Unterschiede im Energiehaushalt treiben die TMOSPHÄRISCHE Zirkulation an und sind damit für die Wetterabläufe verantwortlich!!!! Zusammenfassung Strahlungsbilanz der Erde/ Energiehaushalt - im Jahresmittel passieren durchschnittlich 30 % der zugestrahlten Sonnenenergie die Atmosphäre und erreichen als direkte Sonnenstrahlung die Erdoberfläche - 25 % der Sonnenenergie werden in der Atmosphäre absorbiert - 45% werden in Vorgänge der diffusen Reflektion einbezogen (30 % Wolken, 15% Luftmoleküle, 20 % Aerosol) - Von den 45 % diffuser Reflexion gehen 20 % als diffuse Himmelslicht zur Erdoberfläche, die restlichen 25 % werden in den Weltraum abgestrahlt - Insgesamt erreichen also 30% direkte Sonnenstrahlung und 20 % diffuse Strahlung die Erdoberfläche (=30%+20%=50%). Von diesen 50 % werden 5 % von der Erdoberfläche reflektiert und in den Weltraum abgestrahlt. Insgesamt erreichen damit 45 % die Erdoberfläche. Zusammen mit der 25% der in der Atmosphäre in den Wolken, Wasserdampf, Co2 und Aerosole absorbieren Sonnenenergie stehen also 70 % (45 %+25%) im Gesamtsystem Erdoberfläche Atmosphäre für Vorgänge des Wärmeumsatzes zur Verfügung. - 25 % der diffusen Reflektion in der Atmosphäre und 5 % von der Erdoberfläche werden also direkt, ohne irgendeine Wirkung gehabt zu haben in den Weltraum abgestrahlt. Diese 30 % werden als Globalmittel der Erdalbedo oder als planetarische Albedo bezeichnet. Für die Gleichgewichtsbedingungen ist eine Abgabe der Energie notwendig. Diese erfolgt in Form langwelliger Strahlung in den Weltraum - von den insgesamt 70 % ausgestrahlter langwelliger Strahlung kommen nur etwa 14% von der Erdoberfläche. Der wesentlich größere Anteil stammt aus den Wolken, dem Wasserdampf, dem O3 und dem Aerosol der Atmosphäre - Die Heizfläche der Atmosphäre befindet sich daher in ihrem Grunde, während die Hauptausgabestelle darüber in der Atmosphäre befindet - Diese Unterschiede erzeugen ein Energiedefizit, dass den Antrieb für vertikale Transporte fühlbarere und latenter Wärme von der Erdoberfläche in die Atmosphäre erzeugt. 37 Kapitel 05: Klimaelemente & Messmethoden Mess- und Standortbedingungen - repräsentativ für eine größere Umgebung, kein Sonderklima (Innenhof.) - außerhalb der bodennahen Störungszone - 2m für Lufttemperatur & - feuchte - Wind: 10 m über höchstem Hindernis der Umgebung - Untergrund vergleichbar (Ebene) Zeitraum: - Messzeitraum für klimatologische Aussagen 30 Jahre - kritisches Klimaelement: Niederschlag z.T. auch ab 10 Jahre ausreichend Englische Hütte: -> Verwendung für Klimamessnetze - Messung in 2 m Höhe über kurzem Gras - weißer Anstrich als Strahlungsschutz; Lamellen zur Belüftung - Ausstattung: Psychrometer, Min-/Max- Thermometer, Thermograph, Barograph Festlegung der Klimatermine: Mannheimer Stunden: - Messung verschiedener Klimaelemente täglich zum gleichen Zeitpunkt (7.00, 14:00, 21.00) - Empfehlung internationale Meterologische Organisation: 1:00, 7:00, 13:00, 19:00 Klimaelemente - Lufttemperatur - Luftdruck - Luftfeuchte - Niederschlag - Verdunstung - Wind - Strahlung 38 Lufttemperatur - Temperatur: Energiezustand der Teilchen einer Volumeneinheit, also mittlere molekularkinetische Energie - langsame Teilchen -> geringe Temperatur - schnelle Teilchen -> hohe Temperatur - Änderung der Materie ausdehnen und zusammenzeihen -> Messung von Tempo möglich - Einheiten: Kelvin Celcius Fahrenheit Definition durch Temperaturmaxima.. - Eistag: T max. < 0° C Eistag T Max < 0°C Frosttag T Min < 0° C Sommertag T max. > 25°C Hitzetag T max. > 30 °C Tropennacht T min > 20 °C 39 Wasserhaushalt Wasserdampf: - einziger Stoff, der in allen drei Phasen auftritt - unsichtbar - macht fast das gesamte Wasser in der Troposphäre aus; Wolken (= Wassertröpfchen oder Eiskristalle) sind die „Ausnahme“ Wdh: Spezifische Wärmekapazität ist die Wärmemenge, die erforderlich ist um die Substanzmasse m = 1 kg um 1 K bzw. 1 C° zu erwärmen. - Erwärmung von Wasser von 0° auf 100° braucht etwa 420 Ws pro Gramm - Verdunstung von kochendem Wasser braucht etwa den 5,5, fachen Energiebetrag Feuchtemaße: - Zur Beschreibung des Wassergehalts verschiedene Feuchtemaße (sie geben den unsichtbaren Anteil des Wasserdampfes an, keine Wolken) - absolute Feuchte - Wasserdampfdruck - Sättigungsdampfdruck - relative Feuchte - Taupunktstemperatur bzw. Kondensationsniveau - Mischungsverhältnis Verhalten bei Absinken und steigen beschreiben 40 Sättigungskurve: -> Abhängigkeit des maximalen Wasserdampfgehaltes der Luft von der Temperatur -> Abkühlungs- & Mischungskondesation - Je kälter die Luft, desto weniger Wasser kann die Luft aufnehmen?? Faustregel: ab 1,5 hPa steigt der Sättigungsdruck pro 10 K auf etwa den doppelten Wert an Luftfeuchtigkeit Messprinzipien: Luftdruck: - Luftdruck pro Flächeneinheit berechnete Gewicht der Luftsäule, die sich in vertikaler Richtung über der Fläche in der Atmosphäre befindet - Messprinzip: Quecksilberbarometer, Balkenwaage - siehe Oben Änderung Luftdruck Höhe, Barometrische Höhenformel Niederschlag: - besteht aus Hydrometeoren - Bewölkung besteht aus schwebenden Hydrometeoren - Niederschlag fällt aus, wenn die Fallgeschwindigkeit der Partikel größer ist als die Aufwärtsbewegung 41 Verdunstung/ Evaporation - Evatranspiration: Wasserverlust an der Oberfläche, der durch den Übergang vom flüssigen in den gasförmigen Zustand ohne Mitwirkung eines Lebewesens erfolgt - potenzielle Verdunstung: - warme Wasserflächen können mehr verdunsten als kalte - Die Verdunstung kann zeitlich u. räumlich umso größer sein, je mehr Strahlungsenergie zur Verfügung steht - Tatsächliche Verdunstung hängt ab … -Feuchte der über der verdunstenden Fläche liegenden Luft -Vom vertikalen Dampfdruckgefälle -Von der Wasserdampfmenge, die pro Zeiteinheit von der Atmosphäre aufgenommen werden kann -… weitere wichtige Faktoren: - Wasserverfügbarkeit - Oberflächenrauigkeit - Vegetationsbedeckung -> Evapotranspiration Wind - vektorielle Größe (d.h. Wind ist gerichtet) - gemessen nur horizontale Komponente des Windes (Richtung und Betrag) - Wind entsteht durch horizontale Luftdruckunterschiede z.B. zwischen einem Hoch und einem Tiefdruckgebiet Wind ist ein wahrnehmbarer Luftmassenfluss Strahlung - die an der Außenseite der Atmosphäre ankommende Solarstrahlung ist der Motor für das Klimageschehen auf der Erde - Teil der Strahlung wird absorbiert, reflektiert, gestreut - die ankommende Strahlung führt zur Erwärmung der Erdoberfläche Datenquellen für klimatologische Betrachtungen - Wetterstationen - Schiffe - Messungen Wettersatelliten - Wetterkarten 42 Wettersatelliten - geostationäre Satelliten: hohe zeitliche Auflösung - Abstand zur Erdoberfläche 36000 km - Meteosat: erste Generation ab 1977, ab 2015 dritte Generation Phänologie - Erfassung und Interpretation von Beginn und Ende bestimmter Wachstumsphasen von Natur – und Kulturpflanzen innerhalb der Vegetationsperiode Kapitel 06: Thermische Schichtung, Wolken & Mesoskalige Windsysteme Adiabatische Prozesse —> wichtig für das Wetter und Klima; Entstehung von Wolke, Niederschlag und Windsysteme - Luftdruck nimmt mit der Höhe ab -> aufsteigende Luft dehnt sich aus - Zustandsänderung einer Gasmenge ohne Wärmetransport aus der bzw. in die Umgebung Kernaussage: Kompression bewirkt Erwärmung des Luftpakets, Expansion (Ausdehnung) bewirkt Abkühlung Vertikaler Massenfluss in der Atmosphäre in zwei Varianten: Es geht um den Temperatur Wechsel von Luftmassen, die 1. ohne Wolkenbildung -> trockenadiabatisch schnarch oben oder unten bewegen, OHNE mit der 2. mit Wolkenbildung -> feuchtadiabatisch Umgebung Wärme auszutauschen. -Die Temperatur, bei der die Luft 100 % relative Feuchtigkeit aufweist, heißt Taupunkt. -Die Höhe ü. NN, in der die Luft diese Temperatur hat, nennt man Kondensationsniveau. - Kondensation setzt Energie frei, die das Luftpaket erwärmt Wenn sich die Temperatur der Luft ändert, ohne dass Energie zugeführt wird oder verloren geht, spricht L man von adiabatischer Temperaturänderung. 1. Luft steigt auf -> Abkühlung adiabatisch 43  2. Bevor sie den Taupunkt erreich, ist sie noch nicht Wasserdampf gesättigt -> man spricht von trockenadiabatischer Temperaturänderung (1°C pro 100 m) -> linear 3. Nachdem der Taupunkt erreicht ist -> Wasserdampf kondensiert -> Wolken bilden sich 4. Luft wasserdampfgesättigt -> Temperaturänderung feuchtadiabatisch -> nicht linear 5. Bei der Kondensation wird latente Energie frei -> wirkt der Abkühlung entgegen 6. Feuchtadiabatische Abkühlungsrate 0,4 ° C- 0,8 °C pro 100 m abhängig vom Wasserdampfgehalt der Luft: mehr Kondensation -> mehr latente Energie -> geringere Abkühlung 7. Abstieg: Luft erwärmt sich, durch das abregnen beim Aufstieg ist weniger Wasser vorhanden, das nach kurzer Zeit verdunstet ist -> die feuchtadiabatische Phase geht rasch in die trockenadiabatische Temperaturänderung über -> Wolken lösen sich auf, Temperatur stiegt kurz hinter dem Kamm um ca. 1 ° C pro 100m 3 - Feuchtadiabate ist nicht linear: Konsequenzen: - Tropen (hohe Temperatur): kleiner feuchtadiabatischer Gradient - Hohe Breiten (geringe Temperatur): feuchtadiabatischer Gradient nähert sich trockenadiabatischem Gradient an - obere Troposphäre (sehr geringe Temperatur): feuchtadiabatischer Gradient nähert sich trockenadiabatischem Gradient an ·guten 44  Thermische Schichtungen der Luft 1 Luftkörper Labil geschichtet: Wenn ein Luftquantum beim Aufsteigen in eine neue Umgebung wärmer wird als die dort vorhandene Luft > - Erwärmung 2 Stabil geschichtet: Wenn ein Luftquantum beim Aufsteigen in eine neue Umgebung kühler wird als die dort vorhandene Luft Abkühlung 3 Indifferent geschichtet: wenn die Luft die gleiche Temperatur annimmt wie die Umgebung > ausgleich - Inversionswetterlage: obere Luftschichten sind wärmer als untere Luftschichten Feuchtlabil: wenn ein Luftquantum beim Aufsteigen in eine neue Umgebung (mit Wolkenbildung) wärmer wird als die dort vorhandene Luft Trockenstabil: Wenn ein Luftquantum beim Aufsteigen in eine neue Umgebung (ohne Wolkenbildung) kühler wird als die dort vorhandene Luft Grafiken und Ergänzungen 45  Wolken - bestehen aus feinsten Wassertröpfchen oder Eiskristallen/Schneeflocken - Luftmasse, mit einem rel. Feuchtigkeitsgehalt von 100 % (Taupunkt) -> Abkühlung -> Kondensation überschüssiger Flüssigkeit -> Wolkenbildung, denn kältere Luft kann weniger Feuchtigkeit speichern als wärmere Luft - Förderung der Wolkenbildung durch Kondensationskerne: Feinste Wassertröpfchen kondensieren an Kondensationskernen (Aerosole), nach und nach entstehen durch Anlagerung größere Tröpfchen Konvektion: wenn warme Luft vom Boden aufsteigt, sich abkühlt und kondensiert. Mehrere Arten der Wolkenbildung: Advektion:horizontale Transport von Luftmasse mit unterschiedlichen Temperaturen 1. Durch Konvektion/Advektion (Konvergenz) Staubwolken—> Wolken die sich an der Luv-Seite von 2. Durch Topographie verursachte Wolken Gebirgen stauen 3. Mischung von Luftmassen gebildete Wolken —> Luftmassen mit unterschiedlichen Temperaturen und Feuchtigkeitsgehalt treffen aufeinander und 1. Konvektion- vertikales Aufsteigen der Luft: Mischen sich - Sonneneinstrahlung -> Absorption & Erwärmung am Boden -> durch fühlbaren Wärmestrom wird die Luft über dem Boden erwärmt -> Aufsteigen der Luft -> Ausdehnung und Abkühlung -> Taupunkt wird unterschritten -> Kondensation der Luftfeuchtigkeit -> Wolken entstehen 2. Advektion- Horizontales Aufgleiten der Luft - Wolkenbildung, wenn wärmere auf kältere Luft aufgleitet 46 - führt zu strukturlosen Stratuswolken und -nebeln # 47  den · I W zusmenfasser Wolkenstockwerke: kurz 1. Hohe Wolken (5-14 km) - Cirrus - Cirrocumulus - Cirrostratus 2. Mittelhohe Wolken (2-7 km) - Altocumulus - Altostratus Mischwolken- mittleres Stockwerk: - Temperaturbereich zw. -10°C und -35°C - enthalten unterkühlte Wassertröpfchen- Eiskristalle - geringe Sichtweite u. Lichtdurchlässigkeit - bei rel. Luftfeuchte 100 %: - Sättigungsdampfruck über Eis geringer als unter Wasser - große Wasserdampfübersättigung bezüglich der Eiskristalle - Deposition des übersättigten Wasserdampfes an den Eiskristallen -> Wachstum der Eiskristalle auf Kosten des Wassertröpfchen (Bergeron- Findeisen- Prozess) -> Mischwolken bilden in unseren Breiten eine wesentliche Voraussetzung für Niederschläge 48 3. Tiefe Wolken (0-2 km) - Stratocumulus - Stratus - Cumulus humilis 4. Wolken in allen Stockwerken (0-13 km) - Cumulus congestus - Cumulonimbus (große vertikale Ausdehnung) - Nimbostraus (große vertikale Ausdehnung) 49  > - Mesoskalige Windsysteme P Druckgradient= Druckdifferenz/ Distanz Gradientkraft: Durch den Druckgradient wird auf jeden Kubikmeter Luft eine Kraft in Richtung des Druckgefälles ausgeübt. Sie wird als Gradientkraft bezeichnet; Differenz der vom Luftdruck auf beide Seiten des Würfels ausgeübte Kräfte - zunehmende Höhe -> Luftdruck nimmt ab -> Masse eines Kubikmeters Luft nimmt ab - > beschleunigte Gradientkraft bleibt gleich, weil sich das Volumen nicht verändert -> bei gleicher Kraft und geringerer Masse -> höhere Gradientbeschleunigung Unterscheidung zwischen horizontalen und vertikalen Druckgradient: Horizontaler Luftdruckgradient: - von der Wettersituation abhängig -> je größer der Gradient, desto stärker der resultierende Wind Vertikaler Luftdruckgradient: - Folge der Luftdruckabnehme mit der Höhe 50 X & 51  Tagsüber erwärmt sich das Land schneller als das Wasser, wodurch Tag: aufsteigende Luftmassen über dem Land ein Tiefdruckgebiet erzeugen, das Kühlere Luft vom Meer anzieht (SEEWIND) - Boden geringere Wärmekapazität)?) -> raschere Erwärmung als Wasser -> aufsteigende Luftbewegungen -> am Boden ein thermisches Tief - über dem Meer ein thermisches Hoch -> Wind weht immer von Hoch zu Tief Nachts: Nachts kehr das System um: Das Land kühlt schneller ab als das Wasser, wodurch ein Landwind entsteht - Landoberfläche schnellere Abkühlung -> Landwind - Seewind stärker ausgeprägt als der Landwind Hang- und Berg- Tal- Windsystem Tag: - am Hang stärkere Erwärmung (variieren nach Hangneigung und Exposition) -> thermisches Tief -> Tagsüber Talaufwind Tagsüber erwärmt sich die Hänge schneller und steigt entlang der Hänge auf; Tiefdruck entsteht im Tal, Kühle Luft steift dem Hang entlang nach (TALWIND) Nachts kühlt sich die Luft ab und strömt hangabwärts ins Tal (BERGWIND) 52  a) Sonnenaufgang: - durch Erwärmung -> Talaufwinde und ergänzend kaltluftbedingte Bergwinde b) Bei weiterer Sonneneinstrahlung: -> Talwind c) Talwind hält noch an, die Hangzirkulation dreht sich d) Durch die Strömungsrichtung der Kaltluft verursachtes System von Hangabwinden und Bergwinden Föhn Ob -warmer trockener Fallwind in den Alpen - Alpennordseite (wenn er von Süden kommt) -> Süd Föhn - Alpensüdseite (wenn er von Norden kommt) -> Nord Föhn Entstehung von Föhn Luft wird vor dem Gebirge (LUV) zum Aufstieg gezwungen - Trockenadiabatische Abkühlung der Luft (1 K je 100m) -> Sättigungsdampfdruck sinkt, absolute Luftfeuchte bleibt konstant - Folge: Anstieg der relativen Feuchte -> Wasser kondensiert bei Erreichen des Taupunktes -> Wolkenbildung ab dem Kondensationsniveau Weiterer Aufstieg: Abkühlung der Luft feuchtadiabatisch (0,5 K pro 100m) -> wird die Wolken zu „schwer“ -> Niederschlag - Luftmassen sinken wieder ab ->kurz hinter dem Kamm noch feuchtadiabatisch, anschließend trockenadiabatisch 53  Horizontale Luftbewegungen 3Ageostropischer Wind: - Wind in Richtung des Druckgefälles zum Druckausgleich 1 - Windrichtung steht senkrecht zu den Isobaren -> Ageostropischer Wind - Erdrotation nimmt keinen Einfluss auf die Windrichtung - Bodennahem Wind in Äquatornähe - kleinräumigen Windsystemen ………… Ageostrophischer Wind. Tritt auf, wenn Atmosphäre instabil ist oder wenn Reibungseffekte(Gelände oder Wolken) vorhanden sind, die das Windmuster verändern können. 54  - alle Windbewegungen erfahren auf der Nordhalbkugel eine Rechtsablenkung, SHK: Linksablenkung - Coriolisbeschleunigung ist proportional zur Eigengeschwindigkeit der Teilmasse und zum Sinus der geographischen Breite. - Ablenkung: am Äquator 0, an den Polen maximal - Sowohl Winde als auch Meeresströmungen betroffen Winde werden aus dem NORDEN nach RECHTS und aus dem SÜDEN nach LINKS gelenkt Corioliskraft - Scheinkraft die diese Ablenkung bewirkt: Corioliskraft -> resultiert aus der Ablenkende Kraft (aufgrund von unterschiedlichen Bahngeschwindigkeiten) Bahngeschwindigkeit bleibt erhalten wenn sich Objekte nach Norden oder Süden bewegen Auf der Nordhalbkügel ist die Ablenkung 55 immer nach rechts  Winde Geostrophischer Wind: idealisierter Wind, der in einer stabilen, ausgewogenen Atmosphäre entlang der Isobaren bewegt (unter Vernachlässigung von Reibungseffenkten) Corioliskraft setzt mit dem Beginn der Luftbewegung zeitverzögert ein -> erst ageostropischer Wind, dann steigende Ablenkung Ein Kräftegleichgewicht bildet sich zwischen Gradientkraft und Corioliskraft -> Isobarenparallele Windrichtung -> Geostropischer Wind Voraussetzungen: - geradliniger Isobarenverlauf - kein Reibungseinfluss Geostrophischer Wind: Corioliskraft bewirkt ein geostropisches Gleichgewicht, durch die sich eine isobarenparallele Windrichtung bei einem geradlinigen Isobarenverlauf einstellt. Geotriptischer Wind: (Reibungswind): allgemein= ageostropische Windkomponente. Es erfolgt ein Ablenken des Windes zum tiefsten Druck Zyklostrophischer Wind: bei kreisförmigen Isobaren. Bei großen Druckgebilden, auf die die Corioliskraft Geotriptischer Wind (Reibungswind) 56  - Reibungskraft wirkt entgegengesetzt zur Bewegungsrichtung - Gradientkraft wird durch die Resultierende aus Corioliskraft und Reibungskraft ausbalanciert - Folge: ageostrophische Komponente, d.h. Ablenkung zum Tief hin -> Geotriptischer Wind Voraussetzungen: - Reibung vorhanden, also z.B. in der reibungsbeeinflussten unteren Atmosphäre - Gradlinige Isobaren Ekman- Spirale in der reibungsbeeinflussten Atmosphäre Ablenkungswinkel abhängig von: - Stärke der Reibungskraft -> in der Höhe geringer - Breitengrad -> Stärke der Corioliskraft nimmt zum Pol hin zu Daher: - Bodennähe höchste Ablenkung durch Reibung - zunehmende Höhe sukzessive Abnahme der Ablenkung und steigende Windgeschwindigkeit 57  Geostropischer Wind - vom Hoch zum Tief gerichtete Gradientkraft -> Luftbewegung -> unterliegt der Coriolisablenkung (nach rechts Nordhalbkugel; nach links Südhalbkugel) - wenn Gradientkraft und Corioliskraft Gleichgewicht erreichen -> isobarenparallele Strömung (geostropischer Wind) Geostrophisch- zyklostrophischer Wind 58 - zum Zentrum wirkt der Druckgradient (bzw. Von Hoch zu Tief) - nach außen wirkt die Zentrifugalkraft - bei größeren Druckgebilden kann die Corioliskraft nicht mehr vernachlässigt werden - gleiche Windgeschwindigkeit setzt bei Antizyklonen einen kleineren Luftdruckgradienten voraus als bei Zyklonen ! Sowohl geostrophische als auch geostrophisch- zyklostrophische Luftbewegungen können keinen Druckausgleich herbeiführen! Strömungsverhältnisse im bodennahen Luftdruckfeld: - Reibungskraft wirkt - Luftmassen (folgend den Druckgradienten von Hoch zu Tief) strömen aus dem Hochdruckgebiet aus. Sie unterliegender Corioliskraft -> antizyklonale Umströmung des Hochdruckkerns (im Uhrzeigersinn NK) - aus dem bodennahen Reibungsfluss -> Einströmung ins Tiefgebiet -> zyklonale Rotation (andersrum wie Antizyklonal) Zusammenfassung Winde: - Durch Reibung: Verminderung Windgeschwindigkeit und somit Corioliskraft - da Corioliskraft immer senkrecht zur Bewegungsrichtung ist -> Wind wird von der isobarenparallelen Richtung in Richtung des tieferen Drucks abgelenkt - Ablenkung umso größer, je größer die Reibung  Windgeschwindigkeit nimmt in der Höhe zu  Land Zunahme der Windgesch. Mit der Höhe größer als über Meer  Mit der Höhe dreht die Windgeschwindigkeit in Abhängigkeit der geogr. Breite (Corioliskraft nimmt zum Pol hin zu) o Mittelbreiten: Ablenkungswinkel von isobarenparallele Richtung 25-40° (Land) 15- 30° (Meer) o Tropen: Ablenkungswinkel 45° (Meer) wegen geringere Corioliskraft  Nordhalbkugel Wind dreht nach rechts  Südhalbkugel: Wind dreht nach links  Reibungsbedingte Ablenkung der Luftströmung erlaubt Druckausgleich Antizyklonaler Drehsinn: Strömung divergiert 59  Zyklonaler Drehsinn: Strömung konvergiert Topographie Absolute Topographie: - absolute Höhe einer Geopotentialfläche - Höhenangabe in geopotentiellen Dekameter (gpdm) Vier absolute Topographien wesentliche Bedeutung: - Druckpotential, welches sich in einer von der Temperatur abhängigen Höhe befindet - Luftdruck sinkt mit zunehmender Höhe (barometrische Höhenformel) Relative Topographie: - stellt die Geopotentialänderung mit der Höhe dar - am gebräuchlichsten relative Topographie zw. 500 hPa und 1000 hPa - die von beiden Druckflächen eingeschlossene, vertikale Schichtdicke ist von deren mittleren Temperaturen abhängig - die Änderung der geopotentiellen Höhe der relativen Topographie ist mit einer Änderung der Schichtdicke gleichzusetzten Abbildungen: Je kleiner der Abstand der isobaren Flächen, desto tiefer ist die Mitteltemperatur der durch si eingeschlossenen Luftschicht. Faustregel: 2 dgm der relativen Topographie 500/1000 hPa entsprechen 1 K Temperaturdifferenz. 60 Geopotential Kapitel 07: Planetarische Zirkulation Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre (AZA): System aller globalen Luftströmungen - Betrachtung des im statistischen Mittel entstehenden Bewegungsmechanismus Antrieb der Strömungen: räumlich unterschiedliche Energiezufuhr durch die Sonne -> Ausgleich der energetischen Unterschiede durch Luftaustausch Hypothetisch thermische Zirkulation einer nicht rotierenden Erde Einfluss der Erdrotation: „träge Luft“ bleibt zurück -> Corioliskraft Ablenkung Luftströme: Nordhalbkugel: nach rechts Südhalbkugel: nach links Hauptkomponenten des Bodendruckfeldes und Windsystem Hauptkomponenten im Bodendruckfeld: 2 Konvergenzzonen: - Äquatoriale Tiefdruckrinne Subpolare Tiefdruckrinne 2 Divergenzzonen: - Polarhoch - Subtropischer Hochdruckgürtel Hauptkomponenten hemisphärisches Windsystem: - Polare Ostwinde - Westwinde der mittleren Breiten - Tropische Ostwinde 61 Ferrelsche Druckgebilde bilden einen Kreislauf -> in der oberen Troposhäre immer entgegengesetzte Windrichtung zum bodennahen Wind 62  Thermische und dynamische Drucksysteme Schwarze Linien: Isobaren (Flächen gleichen Luftdrucks) 63