Klimatologie Teil 2 PDF

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 Wasserd...

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 - Latentem Wärmestrom - Bodenwärmestrom (- 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 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 - 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 44 Thermische Schichtungen der Luft Luftkörper Labil geschichtet: Wenn ein Luftquantum beim Aufsteigen in eine neue Umgebung wärmer wird als die dort vorhandene Luft Stabil geschichtet: Wenn ein Luftquantum beim Aufsteigen in eine neue Umgebung kühler wird als die dort vorhandene Luft Indifferent geschichtet: wenn die Luft die gleiche Temperatur annimmt wie die Umgebung 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 Wolkenstockwerke: 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 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 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 -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 Ageostropischer Wind: - Wind in Richtung des Druckgefälles zum Druckausgleich - 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