Vorlesung Klimatologie chatgpt PDF

27 Externe Einflüsse Interne Wechselwirkungen Komponenten (IPCC 2001)  Teilbereiche der Klimatologie 32 Klimatologie Allgemeine Speziell...

27 Externe Einflüsse Interne Wechselwirkungen Komponenten (IPCC 2001)  Teilbereiche der Klimatologie 32 Klimatologie Allgemeine Spezielle Regionale Klimatologie Klimatologie Klimatologie Natürliche synoptische und Klimatologie Separative Klimaschwankungen individueller dynamische Klimatologie anthropogene Erdräume Klimatologie Klimamodifikation Grundlagen der dynamischen Regionalisierung und synoptischen globaler Prozesse Klimatologie Lokalklimatologie und und Phänomene angewandte Klimatologie  35 Was verstehen wir unter Klima?  36 „Der Ausdruck Klima bezeichnet in seinem allgemeinen Sinne alle Veränderungen in der Atmosphäre, die unsere Organe merklich afficieren: die Temperatur, die Feuchtigkeit, die Veränderungen des barometrischen Druckes, den ruhigen Luftzustand oder die Wirkungen gleichnamiger Winde, die Größe der electrischen Spannung, die Reinheit der Atmosphäre oder die Vermengung mit mehr oder minder schädlichen gasförmigen Exhalationen, endlich den Grad habitueller Durchsichtigkeit und Heiterkeit des Himmels, welcher nicht bloß wichtig ist für die vermehrte Wärmestrahlung des Bodens, die organische Entwicklung der Gewächse und die Reifung der Früchte, sondern auch für die Gefühle und ganze Seelenstimmung des Menschen.“ (Humboldt 1845)  37 „Climate in a narrow sense is usually defined as the average weather, or more rigorously, as the statistical description in terms of the mean and variability of relevant quantities over a period of time ranging from months to thousands or millions of years. The classical period for averaging these variables is 30 years, as defined by the World Meteorological Organization. The relevant quantities are most often surface variables such as temperature, precipitation and wind. Climate in a wider sense is the state, including a statistical description, of the climate system“ (IPCC 2023)  40 Wetter – Witterung - Klima Wetter: Gesamtzustand der Atmosphäre an einem bestimmten Ort zu einem bestimmten Zeitpunkt = Momentanzustand der Atmosphäre  41 Wetter – Witterung - Klima Witterung: Längerer Zeitabschnitt (einige Tage bis wenige Wochen) mit einheitlichem Grundcharakter der kurzfristigen Wetterentwicklung (über einem größeren Raum)  42 Wetter – Witterung - Klima Klima: unterschiedliche Definitionen 1) Klassische Klimatologie Klima (eines Ortes) als mittlerer Zustand der Atmosphäre über einen längeren Zeitraum (z.B. 30- jährige „Normalperioden“)  43 Wetter – Witterung - Klima Klima: unterschiedliche Definitionen 1) Klassische Klimatologie Klima (eines Ortes) als mittlerer Zustand der Atmosphäre über einen längeren Zeitraum (z.B. 30- jährige „Normalperioden“) (www.klimadiagramme.de)  44 Wetter – Witterung - Klima Klima: unterschiedliche Definitionen 2) Synoptische Klimatologie Klima als Ergebnis der Abfolge typischer Witterungslagen während eines längeren Zeitraums in charakteristischer Häufigkeitsverteilung  45 Wetter – Witterung - Klima Klima: unterschiedliche Definitionen 3) Dynamische Klimatologie Klima als „Zustand“ eines dynamischen Systems (des Klimasystems) in problembezogenen Zeiteinheiten innerhalb des langperiodischen Teils des atmosphärischen Variabilitätsspektrums Keine Fixierung auf bestimmte Zeitintervalle Längerfristige Werte dienen v. a. als Referenzgrösse  49 Räumliche Größenordnungen (Beck 2007)  51 Räumliche Größenordnungen (Beck 2007)  52 Räumliche und zeitliche Größenordnungen (Schönwiese 2003)  Einstrahlung kann variieren Stellt gesamte Energie bereit  Klimatologie 16.10.24 Atmosphere, Weather and Climate; Barry R.G. & Chorley R.J. (2009); 9. Aufl., London/ New York Bendix J. & Luterbacher J (2009): Klimatologie. Westermann (Das Geographische Seminar), 3. Aufl. Malberg H. (2006): Meteorlogie und Klimatologie - Eine Einführung, 5. Aufl., Berlin Weischet W. & endlicher W. (2018): Einführung in die allgemeine Klimatologie. Borntraeger, 9. Aufl. Humboldt: Menschenbezogene Definition -> Klima betrifft v.a. Auch Menschen IPCC: Klassische Klimadefinition Klimaelemente 17.10.24 Klimaelement: Klimafaktor: physikalisch messbare Erscheinung in der Atmosphähre eine das Klima beeinflussende Größe z.B. z.B. Strahlung geographische Höhenlage Temperatur Kontinentalität (wie stark wie schwach der Luftfeuchtigkeit Einfluss der großen Wasserflächen) Niederschlag Relief (z.B. Exposition) Luftdruck Erdoberflächenbeschaffenheit (Vegetaion, Boden) Wind -> Unterschied z.B. Wärme Wasserfläche, Etc. Landfläche Etc.  Solarkonstante: Aufgrund der Kugelgestalt der Erde und dass eine Hälfte immer der Sonne abgewandt ist, steht im Durchschnitt nur ca ein Viertel des Wertes zur Verfügung: Was uns von der Sonne erreicht = Energieinput Strahlungsintensität Einfallwinkel Solarkonstante: Kein Faktor kann globale Klimaveränderungen oder Eiszeit auslösen Aber es ergeben sich Konstellationen, die z.B. Eiszeiten initiieren können Vilankowic Zyklen -> über lange Zeiträume (10 - 100000 Jahren) -> Ob und wie stark jahreszietliche Differenzierungen ausgeprägt sind Elipsenform -> jahreszieltiche Differenzierung -> Nähe der Erde an der Sonne Solare Beleuchtungszonen der Erde Sonnenbestrahlung 24h -> Nordhemisphärischer Polartag Sonnenbestrahlung 0 h -> Polarnacht auf Südhemisphäre  18 Solarklimatische Zonierung 1-2 maliger Solarklimatische Gebiet zwischen Zenitstand der Tropen den Wendekreisen Einfalsswinkel der Sonne 90 Grad 23,5 Nord; Süd Sonne pro Jahr weder Zenitstand Solarklimatische Gebiet zw. Wende- noch Mittelbreiten und Polarkreisen Polartag/Polarnacht 66,5 Solarklimatisches Gebiet polwärts der Polartag und Polargebiet Polarkreise Polarnacht am Polarkreis: jeweils einmal im Jahr Polartag und Polarnacht am Pol: jeweils für ein halbes Jahr Polartag bzw. Polarnacht  20 Solarklimatische Zonierung Differenzierung der solarklimatischen Mittelbreiten Hohe Mittelbreiten: Keine festen Breitenbereiche Hochsommer u. Hochwinter mit ausgeprägten Übergangsjahreszeiten Hochsommer mit sehr langen Tagen und hoher Mittagssonne Hochwinter mit sehr kurzen Tagen und niedriger Mittagssonne Niedere Mittelbreiten: Hochwinter fehlt Winter mit relativ langen Tagen und gemäßigt niedriger Mittagssonne Sommer mit sehr hoher Mittagssonne, aber relativ langer Nacht  21 Polartag Jahreszeiten Breitengrade Polarnacht (Lauer 1995)  25 Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre (in Bodennähe, bei trockener, aerosolfreier Luft) Stickstoff N2 Aerosole: luftgetragene Sauerstoff O2 feste oder flüssige Teilchen Argon Ar 20.95% 78.08% 0.93% Kohlendioxid CO2: 400 ppm Methan CH4: 2 ppm Distickstoffoxid N2O: 0.5 ppm Ozon O3: 0.03 ppm ppm: parts per million Konzentrationsspitze/ Ozonschicht: Ozon in 20-30 km Höhe: 10 ppm Wasserdampf in feuchter Luft: bis 4 Vol. % (  bei 2.6% ) Aerosole: (  bei 1.6 ppm )  26 Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre Aktuelle Version der „Keeling-Kurve“ Globaler CO2 Gehalt The red lines and symbols represent the monthly mean values, centered on the middle of each month. The black lines and symbols represent the same, after correction for the average seasonal cycle. (https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/)  28 Peplosphäre bodennächster Bereich Höhe: ca 0,5-4 km -> variabel Reibungseinfluss der Erdoberfläche auf Bewegungsvorgänge der Atmosphäre -> unter Peplopause: reibungsbeeinflusste sphäre -> über Peplopause: reibungslose Sphäre Pausen = Obergrenzen der Sphären Bis 10/12 km -> Wetter findet statt Temperatur  29 Zusammensetzung und Aufbau der Atmosphäre In unterschiedlichen Höhen sind unterschiedliche Bestandteile konzentriert Bestandteile gut durchmischt /Peplosphäre (Gebhardt et al. 2007)  31 Strahlung und Atmosphäreneinfluss Energieverteilungsspektrum der Sonnenstrahlung an der Atmosphärenobergrenze / an der Erdoberfläche Nicht von Atmossphäre beeinflusst Nachdem die Strahlung atmosphäre überwunden hat E λ [µm] 0.4 0.8 1.2 1.6 2.0 2.4 2.8 3.2 ultra- sicht- nahes Infrarot violett bar Sonnenstrahlung: 0.1 – 5.0 μm = 10-6m Erdausstrahlung: 3.0 – 60 Sichtbares Licht: 0.38 – 0.76  32 Übersicht des elektromagnetischen Spektrums und Vergleich mit atmosphärischen Teilchengrößen Elek- Atom- Wasserstoff- Mole- Dunst Wolken Regen Hagel Teilchengrößen tron kern atom küle Aerosole klimarelevante solar Strahlung terr. ~ 100 nm ~ 370 nm ~ 280 nm ~ 380 nm ~ 315 nm ~ 60 m ~ 300 pm ~ 0,1 pm ~ 10 nm ~ 10 pm ~ 1 mm ~ 1 dm 3m ~1m Rundfunk UVC UVD UVA Licht Kosmische Gamma- Röntgen- Wärme Mikro Radar UVB Strahlung strahlen strahlen (IR) wellen (mm-, cm-, Fernsehen dm-Wellen) UV Frequenz Wellenlänge fm pm ° A nm m mm (Schönwiese 2003)  35 Strahlung und Atmosphäreneinfluss ⇦ Strahlungsextinktion durch Selektive Absorption (vergl. Absorptionsbanden) Streuung /Reflexion als Spezialfall der Streuung (⇨ diffuse Himmelsstrahlung – fiktive Obergrenze zur EOF gerichtete der Atmosphäre Streustrahlungskompo nente) ⇦ Transmission (⇨ direkte Atmosphäre Sonnenstrahlung) Erdoberfläche direkte Sonnenstrahlung (S) + Sonnenstrahlung geht nach Streuunsprozessen durch diffuse Himmelsstrahlung (H) Sonnenstrahlung geht ungehindert durch = Globalstrahlung (Schönwiese 2003)  38 Strahlung und Atmosphäreneinfluss selektive Absorption:  Absorptionsbanden Ozon 0.2 - 0.31 bei 9.6 Wieviel Prozent der Bestandteile wird H2O 2.5-3.0 5.0 – 8.0 > 14 absorbiet CO2 bei 2.5 bei 4.2 bei 15 CH4 bei 3.0 bei 7.5 N2O bei 4.5 bei 7.5 Sonnenstrahlung: 0.1 – 5.0 Erdausstrahlung: 3.0 – 60 Absorptionsbanden Sichtbares Licht: 0.38 – 0.76 [in μm = 10-6m] (Schönwiese 2003)  40 Strahlung und Atmosphäreneinfluss 23.10.24 Streuung in der Atmosphäre in „reiner“ Luft, bevorzugt Streuung der kurzwelligen Strahlung durch Rayleigh-Streuung an Luftmolekülen (mit Durchmesser ca. 1/100-1/20 der Wellenlänge) k diffuse Reflexion (nach RAYLEIGH): Str= 4 λ Str: molekularer Streuungskoeffizient λ: Wellenlänge k: Proportionalitätskonstante  41 Strahlung und Atmosphäreneinfluss Streuung in der Atmosphäre in „reiner“ Luft, bevorzugt Streuung der kurzwelligen Strahlung durch Rayleigh-Streuung an Luftmolekülen (mit Durchmesser ca. 1/100-1/20 der Wellenlänge) k diffuse Reflexion (nach RAYLEIGH): Str= 4 λ Str: molekularer Streuungskoeffizient λ: Wellenlänge k: Proportionalitätskonstante bei Anwesenheit von Beimengungen (Aerosole, Wassertropfen) größeren Durchmessers, Mie-Streuung mit geringerer Wellenlängen- abhängigkeit der Streustrahlung (an Teilchen mit Durchmesser etwa gleich der Wellenlänge).  42 Strahlung und Atmosphäreneinfluss Absorption und Streuung in der Atmosphäre Energieinput in der Oberfläche etwa 50% der kurzwelligen Einstrahlung am oberen Rand der Atmosphäre erreichen die EOF (direkte Sonnenstrahlung und diffuse Himmelsstrahlung) = Globalstrahlung  43 Räumliche Differenzierung der Globalstrahlung Wieso unterschiedliche Gloabalstrahlung entlang einer Linie? Wasserdampf/ Wolken in der Atmosphäre -> Absorption z.B. Trockengebiete in Afrika  3 Strahlungsumsatz an der Erdoberfläche Globalstrahlung unterliegt an der EOF Reflexion und Absorption Albedo = Verhältnis von reflektierter zu einfallender Strahlung Albedo = Verhältnis von reflektierter zu einfallender Strahlung9 Albedowerte (in % der auftreffenden Globalstrahlung) Höhere Feuchtigkeit reduziert Albedo Geringere Feuchtigkeit, stärkere Rückstrahlung -> stärkere Albedowerte Wasser: 7 – 25 Braunerden feucht: 7 – 12 Schnee: 75 – 95 Braunerden trocken: 20 – 23 Wüste: 25 – 30 Betondecke: 17 – 27 In Stadt: Höhere Lufttemperatur ggü Umland Getreide: 15 – 25 Asphalt: 5 – 10 Savanne: 15 – 20 Schichtwolken: Große räumliche Streckung 40 – 60 Wald: 5 – 20 Haufenwolken: 70 – 90 Räumlich konzentriert Zahlenwerte nicht auf Nachkommastelle genau nehmen -> variieren in versch. Quellen Planetarische Albedo (ca. 30%) = atmosphärische (Wolken) Albedo + Albedo der Erdoberfläche  10 Raumzeitliche Variabilität der Albedo Nordpolar Südpolar Schnee Sommer Winter -> Änderung der gesamten Strahlungsbilanz -> Ändeurng der Albedowerte Eis- (blau) und Schnee- (grau) Bedeckung (nach Hantel 1989 aus Schönwiese 2003)  11 Strahlungsabsorption an der Erdoberfläche Absorption = Umwandlung elektromagnetischer Wellenenergie in Wärmeenergie Umsatz absorbierter Energie in Abhängigkeit von: Wärmestrom durch einen Stoff; Transport von Wärme durch ein Medium Fähigkeit, Wärme zu speichern spezifischer Wärme und Wärmeleitfähigkeitskoeffizient J*g *K -1 -1 W*m-1*K-1  15 Strahlungsabsorption an der Erdoberfläche Joul, Gramm, Kalvin spezifische Wärme Wärmeleitfähigkeit [J*g-1*K-1] [W*m-1*K-1 ] Luft 1.0 0.02 In Wasser kann sich sehr hoch -> viel Wasser 4.18 0.60 Energie um Wasser zu Wärme gut verteilen, erwärmen Wasser erwärmt sich langsam Eis 2.1 2.10 Holz 1.3 0.10 – 0.20 Humus 1.7 1.30 Sand (trocken) 0.8 0.35 Sandstein 0.7 1.60 – 2.10 Granit 0.8 2.10 – 2.90 Beton 0.9 1.00 – 1.30 Z.B. Ist Luft oder Wasser ein besserer Leiter -> nicht genaue Zahlenwert Aber: wie hoch ist die atmosphärische Konzentration von CO2 Aktuelle globale Mitteltemperatur Thermische Ausgleichswirkung von Wasserkörpern  17 Thermische Ausgleichswirkung von Wasserkörpern ⇨geringer Oberflächenwärmegewinn:  große spezifische Wärme  Verteilung der Absorptionsenergie auf rel. großes Volumen ⇨Eindringtiefe der Einstrahlung ⇨turbulente Durchmischung Wasser erwärmt sich weniger stark als Landoberfläche ⇨geringe Abkühlung: - vergleichsweise geringe (temperaturabhängige) Ausstrahlung - allmähliche Zufuhr gespeicherter Energie Geringere Abkühlung bei Ausstrahlung  19 Ausstrahlung terrestrischer Oberflächen Gesamtenergie, die ausgestrahlt wird: Stefan – Boltzmann – Gesetz: Die Energie, die ein Körper ausstrahlt abhängig von seiner Temperatur 4 E=σ∗ε∗T Strahlungsleistung eines Körpers ist proportional zur vierten Potenz seiner Temperatur E: Ausstrahlung T: abs. Temperatur des ausstrahlenden Körpers σ: Stefan-Boltzmann-Konstante (5.67 * 10-8) ε: Emissionsvermögen  21 Ausstrahlung terrestrischer Oberflächen Erfolgt im langweligen Bereich Wellenlänge maximaler Energie: Wien‘sches Verschiebungsgesetz: λ max∗T=const. λmax: Wellenlänge maximaler Energie T: abs. Temperatur des ausstrahlenden Körpers ⇨ langwellige terrestrische Ausstrahlung (E)  24 Atmosphärische Gegenstrahlung Weitgehende Absorption der terrestrischen Ausstrahlung (E) an Atmosphärenbestandteilen und allseitige Ausstrahlung ⇨atmosphärische Rückstrahlung (Gegenstrahlung GA) zur Erdoberfläche Geht an die Erdoberfläche zurück, Energieabgabe wird reduziert für Erdoberfläche Ausstrahlung an die Erdoberfläche (G) reduziert sich, um atmosphärische Gegenstrahlung E – GA = effektive terrestrische Ausstrahlung Terrestrische Ausstrahlung Atmosphärische Gegenstrahlung Reduzierung der terrestrischen Ausstrahlung durch Gegenstrahlung ⇨ „Treibhauseffekt“  26 Zusammenfassung der Strahlungsterme an der Erdoberfläche S: Direkte Sonnenstrahlung Globalstrahlung (kurzwellig) H: Diffuse Himmelsstrahlung a: Albedo E: Terrestrische Ausstrahlung (langwellig) GA: Atmosphärische Gegenstrahlung Q = (S + H) * (1 - a) – E + GA Q = Strahlungsbilanz (an der Erdoberfläche)  27 Global und vieljährig gemittelte prozentuale Energieflüsse im System Atmosphäre-Erdoberfläche (Schönwiese 2024; nach IPCC 2023)  31 Solarkonstante (S0) = 1368 W*m-2 Terrestrische Wärmeabstrahlung (QE) = 390 W*m-2 (unter Annahme eines idealen schwarzen Körpers) ? S0 wirkt auf Querschnittsfläche (π*R2) der Erde QE erfolgt über die gesamte Kugeloberfläche (4π*R2) Für Strahlungsbilanzierung muss S0/4 in Relation zu QE gesetzt werden: QE / (S0/4) = 390 / (1368/4) = 390 / 342 = 114% Langwellige terrestrische Ausstrahlung zunächst höher als solare Einstrahlung!  32 Global und vieljährig gemittelte prozentuale Energieflüsse im System Atmosphäre-Erdoberfläche (Schönwiese 2024; nach IPCC 2023)  34 Nach Bilanzierung der Strahlungsterme -27% +27% (Gebhardt et al. 2007)  35 Räumliche Differenzierung der Strahlungsbilanz Weltkarte der Strahlungsbilanz nach Satellitenmessungen, Jahresmittelwerte in W/m² (nach Peixoto und Oort 1992 und nach Hantel 1997, aus Schönwiese 2024)  36 Raumzeitliche Differenzierung der Strahlungsbilanz Monatsmittelwerte der Strahlungsbilanz für die Breitenkreise [kcal * cm-2 * Monat-1] (nach Kessler 1968) J F M A M J J A S O N D N90 -2,5 -2,6 -1,6 0,3 3,6 6,2 6,4 3,8 0,2 -2,4 -2,7 -2,7 60 -1,6 -0,8 0,5 2,4 5,6 7,9 7,3 5,5 2,8 0,0 -1,2 -1,7 50 -0,9 0,1 1,8 5,0 7,0 7,6 7,3 5,8 4,0 1,6 -0,4 -1,0 40 0,9 2,3 4,4 7,1 8,3 8,7 8,8 8,0 6,1 3,7 1,6 0,6 30 3,3 4,9 6,8 8,6 9,6 10,1 10,4 9,7 8,3 6,2 3,9 3,0 20 6,1 7,8 9,3 10,2 10,7 10,6 10,4 9,7 9,3 8,5 6,7 5,7 10 7,6 9,0 10,0 9,9 9,6 8,9 8,8 8,7 8,7 8,8 8,0 7,5 0 8,3 8,8 9,1 8,7 8,4 8,3 7,9 8,3 8,9 9,2 8,7 8,5 10 10,1 10,2 9,5 9,0 7,9 7,3 7,1 8,1 9,2 10,0 10,1 10,1 20 11,1 10,6 9,4 7,7 5,9 5,0 5,3 6,5 8,1 9,4 10,6 11,1 30 11,5 10,1 8,2 5,7 3,7 3,0 3,4 4,7 6,6 8,3 10,2 11,7 40 10,8 8,3 6,2 3,7 1,5 0,9 1,6 2,9 4,8 6,8 9,4 11,2 50 7,8 5,9 3,8 1,8 -0,4 -0,8 -0,3 0,7 2,9 5,1 7,5 8,4 60 7,0 5,0 2,9 1,0 -1,5 -2,3 -2,2 -1,1 1,2 4,0 7,0 7,5 2,4 0,5 -0,4 -1,6 -1,9 -2,0 -2,0 -1,7 -1,3 -0,6 0,6 2,2 S90  37 Raumzeitliche Differenzierung der Strahlungsbilanz (Gebhardt et al. 2007)  39 Flüsse sensibler und latenter Wärme Positive Strahlungsbilanz der EOF (ca. +29%) Negative Strahlungsbilanz der Atmosphäre (ca. -29%) ⇨ Wärmeflüsse zwischen EOF und Atmosphäre Wärme wird durch Kollision von Molekülen weitergegeben -> Moleküle in wärmeren Berecihen bewegen sich schneller und übertragen Energie an benachbarte, kälzere Moleküle molekulare Wärmeleitung Fühlbare/ messbare Wärme -> Wärmeenergie wird durch Temperaturunterschiede zwischen zwei Bereichen übertragen Fluss sensibler Wärme (ca. 4%) ⇦ turbulente Wärmeleitung Entsteht durch unregelmäßige großräumige Bewegungen von Luftpaketen (Turbulenzen). Diese vermikschen wärme und kühle Luftschichten und transportieren so die Wärme vertikal und horizontale Richtungen Aggregatzustandsänderungen Fluss latenter Wärme (ca. 25%) ⇦ von H O 2 Wörmetransport, der mit Phasenwechsel von Wasser z.B. Verdunstung / Kondensation verbunden ist z.B. Wärmeentzug (EOF) ⇦ Verdunstung/Schmelzen Wärmezufuhr (Atmosphäre) ⇦ Kondensation/Gefrieren (Wolkenbildung)  40 Aggregatzustände von H2O Verdunstungsenergie EV in Abhängigkeit von der Temperatur T: T [°C] -10 0 10 20 30 40 100 EV [J/g] 2524 2498 2478 2452 2427 2394 2256  41 Flüsse sensibler und latenter Wärme Raum-zeitlich variables Verhältnis von sensiblem Wärmestrom (W) und latentem Wärmestrom (V) W Bowen-Verhältnis: β= V ß > 1: Größerer Anteil der Energie wird als sensible Wärme abgegeben ß < 1: Größerer Anteil der Energie wird als latente Wärme abgegeben  42 (Wärme)-Energiebilanz der Erdoberfläche 24.10.24 Energiebilanz: Q + A = W + V + Sp + Ph Q: Strahlungsbilanz A: Anthropogener Wärmestrom W: Fühlbarer Wärmestrom V: Latenter Wärmestrom Sp: Speicherterm Ph: Photosynthese  43 (Wärme)-Energiebilanz der Erdoberfläche Kiefernwald Wüste Wasser (Freiburg/Br.) (Gobi) (Trop. Atlantik) Energietransport +: Zur Oberfläche hin Gemeinsamkeiten: während Nachtstunden wird Strahlungsbilanz negativ -: Von Oberfläche weg Speicherterm tagsüber negativ (Wärme wird gespeichert), nachts Positiv: Energiegewinn, positive Werte -> Nachlieferung von der Wärme tagsüber an die negativ: Energieverlust Oberfläche Unterschiede: bei Kiefernwald latenter Wärmestrom, fühlbarer Wärmestrom tagsbüber sehr ausgeptägt im negativen Bereich -> tagsüber nahe bei 0 Wüste: latenter Wärmestrom ist deutlich schwächer ausgeprägt -> reduziert Wasserverfügbarkeit, Mangel an Vegetation Wasser: tagsüber sehr ausgeprägter Speicherterm im negativen Bereich -> sehr viel Wärme wird gespeichert; nachts durch turbulente Durchmischung an die Oberfläche (Gebhardt et al. 2007)  45 Anthropogene Modifikationen des Strahlungs- und Energiehaushalts Eingriff Auswirkung auf... Stratosphärischer Ozonabbau (durch FCKW, Halone u.a.) AbSo, S+H Erhöhung der Aerosolkonzentration RA, AbSo, S+H (z.B. Sulfat-Aerosol H2SO4) Landnutzung REOF, EEOF, W, V (z.B. Waldrodung) Städtische Baukörper REOF,EEOF,W,V,Sp (z.B. Oberflächenversiegelung) Freisetzung strahlungswirksamer AbEEOF, GA Spurengase Anthropogen verstärkter Treibhauseffekt  47 Natürlicher und anthropogen verstärkter Treibhauseffekt vorw. kurzwellige solare Einstrahlung gelangt zum grossen Teil ungehindert an die Erdoberfläche vorw. langwellige terrestrische Ausstrahlung wird zum größten Teil von atmosphärischen Spurengasen absorbiert und gelangt in erheblichem Umfang als atmosphärische Gegenstrahlung wieder in den bodennahen Bereich Natürliche Herkunft Anthropogener Eintrag  48 Wichtige klimarelevante Spurengase in Meeresspiegelniveau in 11 km Höhe Absorptionsbanden in Meeresspiegelniveau (Schönwiese 2003) Beitrag atmosph. Spurengase zum natürlichen Treibhauseffekt 50 Gas Temp.-Erhöhung in °C %-Anteil nach KONDRATYEV Wasserdampf 20.6 & MOSKALENKO, 1984 62 Kohlendioxid 7.2 22 Ozon (bodennah) 2.4 7 Distickstoffoxid 1.4 4 Methan 0.8 3 weitere 0.8 2 ⇨gesamter natürlicher Treibhauseffekt: ca. 30°C Beitrag atmosph. Spurengase zum anthropogenen Treibhauseffekt Gas Konz.-Erhöhung in %/a %-Anteil Kohlendioxid 0.4 60 Methan 0.6 15 Fluorchlorkohlenwasserstoffe FCKW 0 11 Ozon (bodennah) (5) 8 Distickstoffoxid 0.2 4 weitere ? 2 ⇨bisheriger anthropogener Treibhauseffekt: 0.8 – 1.2 °C  51 Viele Prozess sind in ihrer Langzeitwirkung noch unsicher -> Experimente im Klimahaushalt gefährlich Z.B. Aerosolerhöhung in der Atmosphäre, Landwirtschaftsänderung -> Abkühlungseffekte -> wirkt negativ auf Erwärmung (IPCC 2021)  52 Langzeitliche Veränderungen der CO2-Konzentration ?  1 Wintersemester 2024/2025 Physische Geographie 1 (Grundkursvorlesung PG 1 – Vorlesungsteil Klimatologie) Prof. Dr. Christoph Beck Lehrstuhl für Physische Geographie mit Schwerpunkt Klimaforschung Institut für Geographie Universität Augsburg  4 Lufttemperatur ⇨ Maß für den Wärmezustand der Luft ⇦ Definiert über die mittlere molekulare Bewegungsenergie eines Luftquantums Maßeinheit der Temperatur: - Kelvin (K) – orientiert am absoluten Nullpunkt (-273.15°C, entspr. molekularkinetische Bewegung v = 0) - Grad Celsius (°C) – orientiert an Gefrier- und Siedepunkt des Wassers (0° bzw. 100°C) K = °C + 273 bzw. °C = K - 273 Daneben: Fahrenheit-Skala, Reaumur-Skala  5 Lufttemperatur Messung der Lufttemperatur Meßinstrumente: Quecksilberthermometer Bimetallthermometer Elektrische Widerstandsthermometer (www.lambrecht.net) (www.ahlborn.com)  6 Lufttemperatur Messung der Lufttemperatur Meßvoraussetzungen: außerhalb der bodennahen Luftschicht (2m über Grund) Strahlungsschutz Ventilation Schaffen Raum für Unterbringung unterschiedlicher Messgeräte (z.B. Quecksilberthermometer, Aspirationspsychometer; Hütte weiß -> Lamellenwände -> Belüftung -> Temperatur der umgebenden Luft wird gemessen ⇨ Englische Wetterhütte (www.zamg.ac.at)  7 Lufttemperatur Tagesgang der Lufttemperatur Temperaturmaximun hinkt Sonnenhöchstand hinterher -> bodennah einsetzende Erwärmung braucht Zeit (Bauer 2002) Tagesgang abhängig von: - Witterungssituation - Oberflächencharakteristik  9 Lufttemperatur Tagesgang der Lufttemperatur über verschiedenen Oberflächen (Buschlinger 2020)  10 Lufttemperatur Bestimmung des Tagesmittels der Lufttemperatur Abschätzung des Tagesmittels aus den „Mannheimer Stunden“ ⇩ (Bauer 2002) T 7 Uhr +T 14Uhr +2∗T 21 Uhr T̄ = 4  11 Lufttemperatur Tages- und jahreszeitliche Variationen der Lufttemperatur ⇨ Darstellung in Form von Thermoisoplethendiagrammen Zwei Zeitachsen zur gleichzeitigen Darstellung von Tagesgang und Jahresgang der Temperatur. Tageszeit von 0 Uhr bis 24 Uhr Jahreszeit von Juli bis Juni od. Jan. bis Dez.  12 Lufttemperatur Tages- und jahreszeitliche Variationen der Lufttemperatur in räumlicher Differenzierung Thermisches Tageszeitenklima Deutlich a (Gebhardt et al. 2007)  13 Lufttemperatur Wichtig für Klausur auch Atlas Tages- und jahreszeitliche Variationen der Lufttemperatur in räumlicher Differenzierung Ausgeprägtes Jahreszeitenklima (Gebhardt et al. 2007)  14 Lufttemperatur Tages- und jahreszeitliche Variationen der Lufttemperatur in räumlicher Differenzierung Deutlich reduzierte Tages-/ Jahreszeitenschwankungen Jahreszeitenklima der Mittelbreiten Deutlich ausgeprägtes Tages-/ Jahreszeitenklima (Gebhardt et al. 2007)  16 Lufttemperatur Hypsometrischer Temperaturgradient Maß für die vertikale Temperaturabnahme ⇨ meist zwischen 0.5 und 0.8°C pro 100m 22,0°C 1000m hypsometr. T-gradient hier: 0.8°C / 100m Höhe 0m 30°C Temperatur Ursache: Primäre Erwärmung der Atmosphäre an der Erdoberfläche  18 Lufttemperatur Hypsometrischer Temperaturgradient -5°C isotherme Flächen 0°C 5°C Deutlich näher an Wärmeumsatzfläche -> isotherme Flächen weichen nach oben ab -> reduzierten geometrischen 10°C Temperaturgradienten 15°C Berg EOF 20°C NN Massenerhebungseffekt ⇦ hochgelegene Heiz/ächen  21 Luftdruck Definiert als: Kraft, die die Atmosphäre oberhalb eines bestimmten Niveaus pro Fläche ausübt (Strahler & Strahler 1999) Maßeinheit: 1 hPa = 100 Pa = 100 N*m-2 Druckabnahme mit der Höhe: - durchschnittlicher Bodenluftdruck in Meeresniveau (SLP: sea level pressure): 1013 hPa - in ca. 5,5km Höhe über NN: 500 hPa - in ca. 11km Höhe über NN: 250 hPa ⇨ nicht-lineare Funktion der vertikalen Luftdruckabnahme!  23 Luftdruck Hydrostatische Grundgleichung: ⇦ beschreibt Beziehungen zwischen Luftdruck und Höhe Änderung des Lutdrucks mit der - dp = g * ρ * dz Höhe: dp: Änderung des Luftdrucks p dz: Änderung der Höhe g: Erdbeschleunigung Zustandsgleichung idealer Gase: ρ: Luftdichte (Boyle – Mariotte – Gay – Lussac) Luftdichte: p * V = R * T p: Druck V: Volumen R: Gaskonstante T: absolute Temperatur ρ = p / (R * T) ρ: Dichte  24 Luftdruck Hydrostatische Grundgleichung: ⇦ beschreibt Beziehungen zwischen Luftdruck und Höhe - dp = g * (p/(R*T)) * dz dp: Änderung des Luftdrucks p dz: Änderung der Höhe g: Erdbeschleunigung Zustandsgleichung idealer Gase: ρ: Luftdichte (Boyle – Mariotte – Gay – Lussac) p * V = R * T p: Druck V: Volumen R: Gaskonstante T: absolute Temperatur ρ = p / (R * T) ρ: Dichte  27 Luftdruck Hydrostatische Grundgleichung: ⇦ beschreibt Beziehungen zwischen Luftdruck und Höhe - dp = g * (p/(R*T)) * dz Folgerungen: ⇨ der Luftdruck nimmt in einer kalten Atmosphäre Bei gleichem Druck am Boden: ⇦ mit zunehmender Höhe schneller ab als in einer in Kaltluft: Schneller warmen Atmosphäre. In der Höhe relativ tiefer Druck Höhentief ⇨ je höher der Ausgangsluftdruck, umso stärker ist die vertikale in Warmluft: Langsamer Luftdruckabnahme In der Höhe relativ hoher Druck Höhenhoch  28 Luftdruck Hydrostatische Grundgleichung: ⇦ beschreibt Beziehungen zwischen Luftdruck und Höhe - dp = g * (p/(R*T)) * dz Anwendungen: Formen der barometrischen Höhenformel: −( g /R⋅T )⋅z p=p0⋅e ⇨ Bestimmung des Druckes in vorgegebenen Höhen z=( R⋅T /g )⋅ln( p0 / p) ⇨ Bestimmung der Höhendifferenz zwischen zwei Druckniveaus z = Höhendifferenz p = Luftdruck in der Höhe p0 = Luftdruck am Boden  30 Luftfeuchtigkeit definiert als: Anteil des Wasserdampfs am Luftgemisch ⇦ abhängig von Wasserverfügbarkeit und Lufttemperatur Verschiedene Feuchtemaße: Dampfdruck e: Partialdruck des Wasserdampfs [hPa] Taupunkttemperatur : Temperatur, bei der der tatsächliche Dampfdruck (e) dem Sättigungsdampfdruck (E) entspricht  32 Luftfeuchtigkeit Temperaturabhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks E [hPa] 30 20 10 T [°C] -20 -10 0 10 20 30 Magnus Formel: Nicht auswendig -> nur wissen dass es eine Formel gibt  33 Luftfeuchtigkeit definiert als: Anteil des Wasserdampfs am Luftgemisch ⇦ abhängig von Wasserverfügbarkeit und Lufttemperatur Verschiedene Feuchtemaße: Dampfdruck e: Partialdruck des Wasserdampfs [hPa] Taupunkttemperatur : Temperatur, bei der der tatsächliche Dampfdruck (e) dem Sättigungsdampfdruck (E) entspricht Sättigungsdefizit: E – e relative Luftfeuchtigkeit: (e/E) * 100 [%] absolute Luftfeuchtigkeit: Wasserdampfmasse pro Luftvolumen [g/m³] spezifische Feuchte: Wasserdampfmasse pro Masse feuchter Luft [g/kg] Mischungsverhältnis: Wasserdampfmasse pro Masse trockener Luft [g/kg] Feuchttemperatur: Temperatur an befeuchtetem Fühler  34 Luftfeuchtigkeit 30.10.24 Messung der Luftfeuchtigkeit: Belüftungseinrichtung - z.B. Haarhygrometer, … -zuverlässigste Messung mit Psychrometer ⇦ Psychrometrische Differenz In Rohren wird Temperatur/ zwischen Trocken- und Wasserdampfaufnahmefähigkeit der Luft Feuchttemperatur als Maß gemessen für die Luftfeuchtigkeit Zwei Temperaturen: Trockentemperatur und Feuchttemperatur (beruht darauf, dass das eine Thermometer von dem darunter befindlichen Wassertank ständig befeuchtet Feuchte Temperatur niedriger als trockene -> Wasser verdunstet -> latenter Wärmestrom -> Abkühlung Je mehr Verdunstung stattfindet, desto stärker kühlt es an Differenz ist Maß der Aufnahmefähigkeit der Luft von Wasser (psychometrische Differenz)  36 Verdunstung ⇦ Übergang von H20 vom flüssigen (festen ⇨ Sublimation) in den gasförmigen Aggregatzustand Verdunstung abhängig von: Wasserverfügbarkeit verfügbarer Strahlungsenergie Wassertemperatur Lufttemperatur Sättigungsdefizit der Luft Windgeschwindigkeit Höhere Windgeschwindigkeit befördern die Verdunstungsmöglichekeit Erdoberflächenbeschaffenheit vertikalem Temperaturgradient vertikalem Dampfdruckgradient  37 Verdunstung Arten der Verdunstung: Evaporation (EB) Verdunstung freier Wasserflächen oder unbewachsener Oberflächen Verdunstung durch Lebewesen Transpiration (ET) (insbes. Pflanzen) Aus pflanzlichem Wasserhaushalt Interzeption(sverdunstung) (EI) Verdunstung von pflanzlichen Oberflächen Direkte Verdunstung z.B. Wasser auf Blättern durch Regen Gesamtverdunstung = Evapotranspiration (EV) EV = EB + ET + EI  38 Verdunstung Arten der Verdunstung: EV = EB + ET + EI Prozentuale Aufteilung für Mitteleuropa EB ET EI (nach Baumgartner & Liebscher 1996)  40 Verdunstung Arten der Verdunstung: Aktuelle (reale) Evapotranspiration: Potentielle (mögliche) Evapotranspiration: EA EP Wasservolumen, das bei den Wasservolumen, das eine ganz oder gegebenen klimatischen teilweise mit Vegetation bedeckte, Randbedingungen und tatsächlichem unter optimaler Wasser- und Wasserangebot an die Atmosphäre Nährstoffversorgung stehende abgegeben wird. Fläche bei ungehindertem Wassernachschub unter den gegebenen Randbedingungen pro Zeiteinheit maximal an die Atmosphäre abgeben kann.  41 Verdunstung Verdunstungsverhältnis: Verdunstungsverhältnis: Ea Wie viel des gefallenen Niederschlags einer Fläche wird verdunstet: N N: Niederschlag III.4. Verdunstung... Verdunstungsverhältnis für verschiedene Oberflächenbedeckungsarten (nach Baumgartner & Liebscher 1996)  42 Verdunstung Verdunstungsmessung Messung des z.B. Verdunstungsanspruchs der Piché-Evaporimeter Atmosphäre Inst. f. Pflanzenbauwissenschaften HU Berlin (http://www.rfuess-mueller.de)  43 Verdunstung Verdunstungsmessung Messung der Verdunstung z.B. offener Wasseroberflächen Class A Pan Inst. f. Pflanzenbauwissenschaften HU Berlin (www.environdata.com.au) (http://www.fao.org)  44 Verdunstung Verdunstungsmessung Einzige Möglichkeit Verdunstung für spezifische Orte genau zu messen Verdunstung ist messtechnisch sehr schwieirig zu erfassen Jeweils unglaublich logistischer Aufwand z.B. Messung der Sickerwasser-Lysimeter Verdunstung fester wägbare Lysimeter Bodenvolumina Geht unter Oberfläche weiter (http://www.iac.ethz.ch) Muss gleiche Bedingungen haben wie die Umgebung Waaage unter Erde -> Messen von Gewichtsveränderung und Niederschlagsmessung -> Verdunstung kann erfasst werden Wägbare Lysimeteranlage  46 Verdunstung Verdunstungsberechnung: Berechnung der aktuellen (realen) Verdunstung: EA = N - A N = Niederschlag A = Abfluß Wasserbilanz ⇨ Vorlesungsteil zur Hydrologie  47 Verdunstung Verdunstungsberechnung: Verdunstungsformel (nach Haude) - Berechnung der potentiellen Verdunstung Nicht auswendig lernen, aber Namen Haude kennen wissen, dass es Verdunsgungsberechnnungen gibt RF was in idese Formeln eingeht: Sättigungsdampfdruck, Dampfdruck und relative Luftfeuchte V=k∗( E−e )=k∗E∗(1− ) 100 E: Sättigungsdampfdruck um 14 Uhr RF: rel. Luftfeuchte um 14 Uhr e: Dampfdruck um 14 Uhr Monatswerte des Koeffizienten k: J F M A M J J A S O N D 0,20 0,20 0,21 0,29 0,29 0,28 0,26 0,25 0,23 0,22 0,20 0,20 Geringere Verdunstung im Winter Minimale Werte im Winter höhere im Sommer -> weil im Sommer die Transpiration durch die vorhandene Vegetation dazukommt weitere Ansätze zur Verdunstungsberechnung: nach Wagner, Turc, Penman,...  48 Verdunstung Verdunstungsberechnung: Verdunstungsformel (nach Haude) - Berechnung der potentiellen Verdunstung Werte für den Haude-Koeffizienten k: (nach Häckel 1999)  33 Horizontale Luftbewegungen Charakterisierung horizontaler Luftbewegungen: Zweidimensionaler (horizontaler) Windvektor W W α = 0°  N-Wind α = 90°  O-Wind α α = 180°  S-Wind α = 270°  W-Wind 1.) W = { WR ; WG } {Windrichtung; Windgeschwindigkeit} WR = α WG = | W | 3  44 Horizontale Luftbewegungen Charakterisierung horizontaler Luftbewegungen: Zweidimensionaler (horizontaler) Windvektor W W α = 0° N-Wind >  v α = 90°  O-Wind α > α = 180°  S-Wind u α = 270°  W-Wind 1.) W = { WR ; WG } {Windrichtung; Windgeschwindigkeit} WR = α WG = | W | 2.) W = (u,v) u: zonale Windkomponente v: meridionale Windkomponente 4  55 Horizontale Luftbewegungen Charakterisierung horizontaler Luftbewegungen: Maßeinheiten und Messung Windgeschwindigkeit: - m/s, kn - Beaufort-Skala (www.dwd.de) 5  66 Horizontale Luftbewegungen Charakterisierung horizontaler Luftbewegungen: Maßeinheiten und Messung Windgeschwindigkeit: - m/s, kn - Beaufort-Skala Windrichtung: Angabe der Richtung, aus der der Wind kommt In der Klimatologie – nach achtteiliger Windrose (www.dwd.de) Im Rahmen der Wetterbeobachtung – nach 360°-Skala in 10°-Schritten 6  77 Horizontale Luftbewegungen Charakterisierung horizontaler Luftbewegungen: Maßeinheiten und Messung Messgeräte: Geringer Wind kann mit solchen Geräten nur schwierig gemessen werden - Schalenkreuzanemometer - Hitzdrahtanemometer (thermische Anemometrie) - Windfahne - Windsack Windgeschwindigkeit kann gemessen werden Keine quantitative Beschreibung des Winds 7  99 Horizontale Luftbewegungen Ursache horizontaler Luftbewegungen: ⇦ Horizontale Luftdruckunterschiede (Luftdruckgradienten) lösen Luftbewegungen aus (Wind). Entstehung horizontaler Luftdruckunterschiede: Thermische Druckgebilde (siehe kleinräumige Windsysteme) Dynamische Druckgebilde (siehe Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre) Hochdruckgebiete = Gebiete relativ hohen Luftdrucks Tiefdruckgebiete = Gebiete relativ geringen Luftdrucks 9  10 10 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige – großräumige horizontale Luftbewegungen: 1.) kleinräumig (Einfluss der Erdrotation kann unberücksichtigt bleiben) ⇦ direkte thermische Ausgleichszirkulation z.B. Land-Seewind-System, 2.) großräumig (Einfluss der Erdrotation muss berücksichtigt werden) 10  11 11 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige Windsysteme Beispiel: Land-See-Windsystem Tagesperiodisches Phänomen wechselnde Ausbildung thermischer Hochs und Tiefs und daraus resultierender Winde Ausprägung bei großräumig ungestörten Bedingungen Vertikalerstreckung bis ca. 0.5-2km Horizontalerstreckung bis ca. 30-100km 11  12 12 Land-Seewind-System Höhe isobare Flächen barotrope Schichtung: Höhe H T barokline Schichtung: Meer Land Einstrahlungsbedingungen 12  13 13 Thermische Ausgleichszirkulation (schematisch) Höhe T H Ausgleichsniveau H T Meer Land Tag-Situation 13  14 14 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige Windsysteme Beispiel: Land-See-Windsystem Tag-Situation 14  15 15 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige Windsysteme Beispiel: Land-See-Windsystem Tag-Situation Nacht-Situation (Beck 2007) 15  16 16 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige – großräumige horizontale Luftbewegungen: 1.) kleinräumig (Einfluss der Erdrotation kann unberücksichtigt bleiben) ⇦ direkte thermische Ausgleichszirkulation z.B. Land-Seewind-System, Berg-Talwind-System, urbane Flurwinde 2.) großräumig (Einfluss der Erdrotation muss berücksichtigt werden) 16  17 17 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige – großräumige horizontale Luftbewegungen: 2.) großräumig (Einfluss der Erdrotation muss berücksichtigt werden) - (zunächst) für den Fall unbeschleunigter (stationärer) Bewegung (konst. Geschwindigkeit) - in der höheren Atmosphäre (nahezu reibungsfrei)  geostrophischer Wind 17  18 18 Horizontale Luftbewegungen Kleinräumige – großräumige horizontale Luftbewegungen: 2.) großräumig (Einfluss der Erdrotation muss berücksichtigt werden) - (zunächst) für den Fall unbeschleunigter (stationärer) Bewegung (konst. Geschwindigkeit) - in der höheren Atmosphäre (nahezu reibungsfrei)  geostrophischer Wind - in der Peplosphäre (mit Reibungseinfluss)  geotriptischer Wind 18  19 19 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation > 2π > Winkelgeschwindigkeit ω= 1d > Mitführungsgeschwindigkeit 2π∗R∗cos ϕ > V ϕ= =ω∗R∗cos ϕ 1d R : Erdradius > : geograph. Breite 19  20 20 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation Breiten-Unterschiede der Mitführungsgeschwindigkeit: am Äquator: 1 670 km/h auf 30° Breite: 1 450 km/h auf 60° Breite: 835 km/h an den Polen: 0 km/h 20  21 21 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation Coriolisbeschleunigung ⇦Ablenkende Kraft der Erdrotation in Folge von Massenträgheit gegenüber unterschiedlichen Mitführungsgeschwindigkeiten Breiten-Unterschiede der Mitführungsgeschwindigkeit: am Äquator: 1 670 km/h auf 30° Breite: 1 450 km/h auf 60° Breite: 835 km/h an den Polen: 0 km/h 21  22 22 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A >  B >  > > 22  23 23 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A >  B >  > > 23  24 24 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   B B‘ >   > > 24  25 25 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   B B‘ >   P > > 25  26 26 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   Rechtsablenkung B B‘ >   P > > 26  27 27 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   Rechtsablenkung B B‘ >   P B P    B‘ >  Linksablenkung  > A A‘ 27  28 28 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   Rechtsablenkung B B‘ >   P A   A‘ >  Linksablenkung  > B B‘ 28  29 29 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   Rechtsablenkung B B‘ >   P A   A‘ >  Linksablenkung  B B‘P > 29  30 30 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei meridionaler Luftbewegung A A‘ >   Rechtsablenkung B B‘ >   P A P   A‘ >  Linksablenkung  > B B‘ 30  31 31 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei zonaler Luftbewegung N C2 F2 F1 C1 φ φ F1: verstärkte Zentrifugalbeschleunigung bei Westwinden C1: Horizontalkomponente der Coriolisbeschleunigung 31  32 32 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Erdrotation bei zonaler Luftbewegung N C2 F2 F1 C1 φ φ F1: verstärkte Zentrifugalbeschleunigung bei Westwinden Verstärkung der Gravitationskraft F2: abgeschwächte Zentrifugalbeschleunigung bei Ostwinden C1: Horizontalkomponente der Coriolisbeschleunigung C2: Horizontalkomponente der Coriolisbeschleunigung 32  33 33 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Coriolisbeschleunigung Einfluß der Erdrotation C=2ω∗sin ϕ∗v v: velocity Vektorgröße (Geschwindigkeit und Richtung) Coriolisbeschleunigung Winkelgeschwindigkeit: Geschwindigkeit, mit der sich Objektum sich selbst dreht SinO: Breitengrad ⇦Ablenkende Kraft der Erdrotation in Folge von Massenträgheit gegenüber unterschiedlichen Mitführungsgeschwindigkeiten ⇨Ablenkung nach rechts auf der Nordhalbkugel / nach links auf der Südhalbkugel ⇨Breitenabhängigkeit der Coriolisbeschleunigung An den Polen am stärksten ⇨Coriolisbeschleunigung nimmt mit der Eigengeschwindigkeit zu ⇨kleiner Betrag der Coriolisbeschleunigung ⇨ wirkt erst über große Entfernungen 33  34 34 Auswirkung der Corioliskraft auf bewegte Luftmassen Schwarze Pfeile: Luftströmung ohne Erdrotation Blaue Pfeile: Luftströmung unter dem Einfluss der Erdrotation 34  35 35 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Geostrophischer Wind (vg) G: Druckgradientkraft C: Corioliskraft 35  36 36 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Geostrophischer Wind (vg) G: Druckgradientkraft C: Corioliskraft 36  37 37 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: G=C Geostrophischer Wind (vg) 1 dp G= ∗ ρ dn C=2ω∗sin ϕ∗v g : Luftdichte dp/dn: Druckgradient (Druckänderung senkrecht zu den Isobaren) Druckgradientenkraft = Kraft die aufgrund von Luftdruckunterschieden auf Luftmassen wirkt 37  38 38 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: G=C Geostrophischer Wind (vg) 1 dp G= ∗ ρ dn C=2ω∗sin ϕ∗v g : Luftdichte dp/dn: Druckgradient (Druckänderung senkrecht zu den Isobaren) 1 dp 1 v g= ∗ ∗ ρ dn 2ω∗sin ϕ Kehrwert des Coriolisparameters f 38  40 40 Horizontale Luftbewegungen 31.10.24 Nordhalbkugel Großräumige Luftbewegungen: Einfluß der Reibung Bei Reibungseinfluss eine Reduzierung der Luftgeschwindigkeit Geostrophischer Wind Geotriptischer Wind Tief Tief G Bewegungs- G Isobaren Isobaren Reibung richtung R C C Hoch Hoch ohne Reibungseinfluß mit Reibungseinfluß G: Druckgradientkraft C: Corioliskraft 40  43 43 Horizontale Luftbewegungen Nordhalbkugel Großräumige Luftbewegungen: Geostrophischer Wind Geotriptischer Wind ohne Reibungseinfluß: mit Reibungseinfluß: isobarenparallel Ablenkung zum tiefen Druck (30 – 45°) Aus der isobarenparallelen Richtung in die Richtung des tiefen Druckes, in die Richtung des Druckgradienten -> Druckausgleich findet statt Geostrophisch- zyklostrophischer Wind ohne Reibungseinfluß, bei kein Druckausgleich! gekrümmten Isobaren: Weil Isobarenparallel Und Senkrecht zum Druckgradienten isobarenparallel zusätzlicher Einfluss der Fliehkraft 43  45 45 Vertikalaufbau der reibungsbeein3ussten unteren Troposphäre: In Peplosphäre besteht Reibungseinfluss Glatte Oberflächen lösen weniger Reibungseinfluss aus als raue Reibungseinfluss ist in unterschiedlichen Höhenlagen der Peplosphäre unterschiedlich ausgeprägt: bodennah stärkste Ablenkung (stärkste Abbremsung); je weiter an Peplopause desto stärker nehmen Reibungseinflüsse ab Ekman-Schicht 45  47 47 Horizontale Luftbewegungen Strömung im bodennahen Luftdruckfeld Großräumige Luftbewegungen: Durch reibungslose Linksableitung Nordhemisphäre: Linksableitung durch Corioliskomponente Südhemisphäre: 47  49 49 Horizontale Luftbewegungen Großräumige Luftbewegungen: Charakteristika in Hoch- und Tiefdruckgebieten HOCH TIEF Bezieht sich auf unterschiedliche Rotationen von Hoch- und Tiefdruch Rotation antizyklonal zyklonal divergentes konvergentes bodennahe Strömung Ausströmen Einströmen Vertikalbewegung absinkend aufsteigend Bewölkung gering stark aber: Nebelbildung Hitzetiefs bei dyn. Höhenkonvergenz Höhendivergenz Druckgebilden 49