Einführung in die Allgemeine Klimatologie - ReadingSample · 2018. 3. 25. · Einführung in die Allgemeine Klimatologie Bearbeitet von Wolfgang Weischet, Wilfried Endlicher 8.,

Einführung in die Allgemeine Klimatologie

Bearbeitet vonWolfgang Weischet, Wilfried Endlicher

8., durchgesehene Auflage 2012. Buch. 342 S. KartoniertISBN 978 3 443 07148 6

Format (B x L): 14,2 x 20,9 cmGewicht: 510 g

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Wolfgang Weischet / Wilfried Endlicher

Einführung in dieAllgemeine Klimatologie

�Borntraeger

Studienbücher der Geographie

8., durchgesehene Au� age

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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“

Studienbücher der Weischet / EndlicherGeographie Einführung in die Allgemeine Klimatologie

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Studienbücher der

Geographie(Früher: Teubner Studienbücher der Geographie)

Die Studienbücher der Geographie behandeln wichtige Teilgebiete, Problemeund Methoden des Faches, insbesondere der Allgemeinen Geographie. ÜberTeildisziplinen hinweggreifende Fragestellungen sollen die vielseitigen Verknüp-fungen der Problemkreise sichtbar machen. Je nach der Thematik oder dem For-schungsstand werden einige Sachgebiete in theoretischer Analyse oder in welt-weiten Übersichten, andere hingegen stärker aus regionaler Sicht behandelt.Den Herausgebern liegt besonders daran, Problemstellungen und Denkansätzedeutlich werden zu lassen. Großer Wert wird deshalb auf didaktische Verarbei-tung sowie klare und verständliche Darstellung gelegt. Die Reihe dient den Stu-dierenden zum ergänzenden Eigenstudium, den Lehrern des Faches zur Fortbil-dung und den an Einzelthemen interessierten Angehörigen anderer Fächer zurEinführung in Teilgebiete der Geographie

��Jörg Bendix, Marburg��Hans Gebhardt, Heidelberg��

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Einführungin die Allgemeine Klimatologie

8., durchgesehene Auflage

von

Dr. rer. nat. Wolfgang WeischetProfessor an der Universität Freiburg i.Br.

und

Dr. rer. nat. Wilfried EndlicherProfessor an der Humboldt-Universität zu Berlin

Mit 109 Figuren, 13 Tabellen und einer �afel

Gebr. Borntraeger VerlagsbuchhandlungBerlin · Stuttgart 2012

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Weischet /Endlicher: Einführung in die Allgemeine Klimatologie

Prof. Dr. rer. nat. Wolfgang WeischetGeboren 1921 in Solingen-Ohligs. 1940–1942 Studium der Meteorologie und Geophysik in Ham-burg und Berlin. Diplom-Meteorologe, Assessor im Reichswetterdienst. 1945–1948 Studium derGeographie, Physik und Mathematik in Bonn. 1948 Promotion bei Prof. Troll in Bonn. Anschlie-ßend Wiss. Assistent von Prof. Louis, zunächst in Köln, ab 1951 in München. 1954 Habilitation fürGeographie in München. 1955/56 Gastforscher an der Universidad de Chile, Santiago. 1959-1961Prof. für Geographie und Direktor des Instituto de Geografia y Geologia, Universidad Austral deChile in Valdivia. Seit 1961 o. Prof. und Direktor des Institutes für Physische Geographie der Uni-versität Freiburg/Br.; 1969/70 Visiting Prof. University of Wisconsin, Milwaukee. 1982 Mit-glied in der Deutschen Akademie der Naturforscher und Ärzte LEOPOLDINA. März 1989 Emeritie-rung. Gestorben am 13. Januar 1998.

Prof. Dr. rer. nat. Wilfried EndlicherGeboren 1947 in Heidenheim/Brenz. 1969–1975 Studium der Geographie, Romanistik und Meteo-rologie in Freiburg/Br. und Grenoble. Staatsexamen 1975, anschließend Wiss. Mit. am Inst. fürPhys. Geogr. der Universität Freiburg; 1979 Promotion bei Wolfgang Weischet mit einer Diss. zumWeinbauklima des Kaiserstuhls. 1982–84 DAAD-Gastdozent an der Universidad de Concepción/Chile, 1985 Habilitation in Freiburg mit einer Schrift zur Landschaftsdegradation in Chile. 1986 Do-zent an der Univ. Erlangen-Nürnberg, 1987 Heisenberg-Stipendiat der DFG und Visiting Professoran der Univ. of Florida in Gainesville. 1988–1997 Prof. für Geoökologie am Fachbereich Geogra-phie der Univ. Marburg, seit 1998 Prof. für Klimageographie am Geogr. Inst. der Humboldt-Univer-sität zu Berlin. 2004 Mitglied in der Deutschen Akademie der Naturforscher und Ärzte LEOPOLDINA.

7. vollständig neu bearb. Auflage. Borntraeger 20086. überarb. Auflage, unveränderter Nachdruck. Borntraeger, 20026. überarb. Auflage. Teubner, 19955. überarb. u. erweiterte Auflage. Teubner, 19914. überarb. u. erweiterte Auflage. Teubner, 19993. überarb. u. erweiterte Auflage. Teubner, 19832. durchgesehene Auflage. Teubner, 19791. Auflage, Teubner. 1997

ISBN 978-3-443-07148-6ISSN 1618-9175Information on this title: www.borntraeger-cramer.de/9783443071486

© 2012 Gebr. Borntraeger, Berlin, StuttgartGedruckt auf alterungsbeständigem Papier nach ISO 9706-1994

Das Werk einschließlich aller seiner Teile ist urheberrechtlich geschützt. Jede Verwertung außer-halb der engen Grenzen des Urheberrechtsgesetzes ist ohne Zustimmung des Verlages unzulässigund strafbar. Das gilt besonders für Vervielfältigungen, Übersetzungen, Mikroverfilmungen unddie Einspeicherung und Verarbeitung in elektronischen Systemen.

Verlag: Gebr. Borntraeger Verlagsbuchhandlung, Johannesstr. 3A, D-70176 Stuttgart, [email protected]

Satz: Satzpunkt Ursula Ewert GmbH, BayreuthPrinted in Germany by: Gottlob Hartmann GmbH, Stuttgart

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Vorwort zur 1. Auflage

Der vorliegende Text ist – über einige Jahre verteilt und wiederholt verändert – mitdem Ziel abgefasst worden, auch all jenen Geographen, Geographiestudenten und an-deren Interessenten, die von der Schule her keinen engeren Bezug zu den Naturwissen-schaften mitbringen, den Einstieg in die physikalische Betrachtungsweise der Klima-tologie zu ermöglichen. Mit dem klimageographischen Faktenwissen allein kommtman nämlich auf die Dauer nicht recht weiter. Der künftige Geographielehrer wirdvielmehr im Zusammenhang mit Fragen der Umweltbelastung, den tatsächlichen oderbehaupteten anthropogenen Klimabeeinflussungen und den ökologischen Schlüssel-funktionen des Klimas in den Lebensräumen der Erde zunehmend mehr auf gründlicheEinsichten in die geophysikalischen Prozesse und deren entscheidende Einflußfakto-ren angewiesen sein. Viele der Kurzschlüsse über die Dominanz sozio-ökonomischerBezüge oder den geringen Stellenwert physisch-geographischer Gegebenheiten beru-hen nämlich darauf, daß die naturwissenschaftlichen Zusammenhänge nicht genügendtief und genau erkannt werden und oberflächliches Faktenwissen einem gar nicht dieMöglichkeit gibt, in eine echte kritische Prüfung der Alternativen einzutreten.

Natürlich ist der dargebotene Stoff nicht umfassend und vollständig. Da ich z. Z.gleichzeitig an einer Neuauflage der umfangreichen Klimageographie des verstorbenenKollegen Blüthgen arbeite, glaube ich sogar ziemlich genau zu wissen, was alles fehlt.Jedoch, bevor ich eine Ableitung durch das Hinzufügen von allen möglichen Er-scheinungen aus der klimageographischen Substanz belaste, die nicht in eine gene-tisch konzipierte Gedankenführung hineinpassen, lasse ich sie lieber weg. Mein Bemü-hen galt nicht der Vollständigkeit, sondern der konsequenten Herleitung vonEinsichten in physikalische Grundlagen und atmosphärische Prozesse, welche bei derGenese des Klimas eines Raumes die entscheidende Rolle spielen. Damit soll die Basisgeschaffen werden für das Verständnis der Klimadifferenzierung auf der Erde auf gene-tischer Grundlage. Diese regionalklimatologische Differenzierung wird in Verknüp-fung von geographisch charakteristischen Klimaeffekten und dynamisch konzipierterKlimagenese in einem gesonderten Band behandelt. Am Schluss des vorliegendenTextes steht die Darstellung der Allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre.

Es kann natürlich sein, dass manchen Leser die physikalische Materie zunächst hart an-geht und dass er manche Sätze beim ersten Lesen nicht auf Anhieb versteht. Lassen Siesich davon nicht gleich abschrecken. Die Sätze müssen zuweilen im Interesse der Ein-deutigkeit konstruiert werden und wirken dann überladen, schwerverdaulich. Sie habenaber den Vorteil, dass sie letztlich rekonstruierbar sind und einen eindeutigen Sinn er-geben. Den benötigt man für eine konsequente Ableitung. Auch Formeln sind − richtigverstanden − keine Zumutung oder Belastung, sondern eine Erleichterung, stellen siedoch nichts weiter als eine verkürzte, auf Eindeutigkeit abgestellte Ausdrucksweisedar. Was sie aussagen, ist zudem jeweils in einfachen Worten noch hinzugefügt.

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6 Vorwort zur 1. Auflage


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Die behandelte Materie gehört seit langem zum gesicherten Grundlagenwissen derGeowissenschaften. Dementsprechend sind im Text keine Literaturbezüge enthalten.Ich möchte aber meinen Lehrern und Autorenkollegen meinen herzlichen Dank für alldas abstatten, was ich durch Wort und Schrift von ihnen gelernt habe und ich nun in mei-ner Sicht der Dinge und meiner Vorstellung von ihrer didaktisch adäquaten Präsentati-on weiterzugeben versuche. Die Bücher, aus denen ich gelernt habe, sind nachstehendaufgeführt.

Zu großem Dank verpflichtet bin ich auch meinen Mitarbeitern im Geographischen In-stitut I der Universität Freiburg: H. Goßmann und W. Nübler für manchen kritischenHinweis, W. Hoppe für die sorgfältige kartographische Arbeit an den zahlreichen Figu-ren, Frau Beil und Frau Ohr für die stete Hilfe bei der Erstellung des Manuskriptes.

Der Deutschen Forschungsgemeinschaft verdanke ich eine finanzielle Unterstützungwährend eines Forschungssemesters in der University of Wisconsin, wo ich be-sonders von den Kollegen David H. Miller und Werner Schwerdtfeger dankenswerterWeise manche Anregungen erhalten habe.

Freiburg i. Br., im Frühjahr 1976 Wolfgang Weischet

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Wolfgang Weischet hat diese Einführung mehrfach überarbeitet und auf den jeweilsneuesten Stand der Wissenschaft gebracht, letztmals 1995. In den seither vergange-nen Jahren hat die Forschung über den anthropogen induzierten Klimawandel, dieseMenschheitsherausforderung, neue Einsichten gewonnen. Die nunmehr bekannten Fak-ten sowie die naturwissenschaftlichen Grundlagen der ablaufenden Prozesse sind inzwei Kapiteln angefügt worden. Außerdem rechtfertigte die Relevanz der mesoska-laren Dimension des Klimas ein zusätzliches Kapitel, d. h. Stadt- und Geländeklimawerden mit behandelt. Bei den gesicherten klimatologischen Sachverhalten, alsodem weitaus größten Teil des Buches, wurden einige wenige Kürzungen und Ergän-zungen sowie Überarbeitungen der Figuren vorgenommen. Eine Einleitung mit De-finitionen und Ausführungen zum Klima als System, ebenfalls eine Erkenntnis derletzten Jahre, wurde vorangestellt. Das Literaturverzeichnis wurde erweitert und In-ternetquellen kamen neu hinzu. Auch eine andere Zitierweise und ein Verzeichnisvon Maßeinheiten und Umrechnungsformeln schienen mir hilfreich. Diese Einfüh-rung behandelt die Allgemeine Klimatologie. Detaillierte Ausführungen zur Regio-nalen Klimatologie haben beide Autoren bereits 1996 bzw. 2000 vorgelegt.

Mein Dank gilt den Kollegen Eberhard Parlow, Lutz Jäger und Christian-DietrichSchönwiese, die instruktive Diagramme zur Verfügung stellten, sowie dem KollegenJörg Bendix für seine Herausgebertätigkeit. Mein Dank gilt v. a. aber meinen Mitar-beitern Dr. Thomas Draheim, Dr. Reinhard Kleßen, Dr. Marcel Langner und Dipl.-Geogr. Anja Pagenkopf für ihre kritischen Hinweise zur Neuauflage. Frau SylviaZinke-Friedrich, Herr Matthias Baumann und Herr Matthias Grätz unterstütztenmich bei der Herstellung und Herrn Gerd Schilling bin ich für die sorgfältige karto-graphische Arbeit zu Dank verpflichtet. Nicht zuletzt danke ich auch Dr. Nägele vomVerlag Schweizerbart für das Angebot der Neubearbeitung.

Berlin, im Sommer 2007 Wilfried EndlicherLese

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8 Vorwort zur 1. Auflage


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Je besser wir den komplexen Mechanismus unseres Klimas verstehen und je sichererwir die Eingriffe des Menschen in dieses System beurteilen können, desto größerwird die damit verbundene Verantwortung für unsere Erde, von der globalen bis zurlokalen Skala. Derartige Fragen beschäftigen Wissenschaft, Zivilgesellschaft undPolitik gleichermaßen. Thematisch einschlägige Studienbücher müssen deshalb un-ablässig an den aktuellen Wissensstand angepasst werden. In dieser durchgesehenenNeuauflage wurden einige Fehler beseitigt, verschiedene Abschnitte etwas gestrafftund einzelne Kapitel und Diagramme durch aktuelle Daten ergänzt. Dies betrifft ins-besondere die Thematik des Klimawandels. Die Literatur- und Internet-Verzeichnis-se wurden überarbeitet. Mein Dank gilt auch dieses Mal dem gleichen Personenkreiswie bei der voran gegangenen Auflage, insbesondere aber meinen Mitarbeiterinnenund Mitarbeitern am Lehrstuhl für Klimageographie des Geographischen Institutsder Humboldt-Universität zu Berlin, die mir in vielfacher Hinsicht den Rücken freihielten und die Arbeit an dieser Neuauflage erst ermöglichten. Ich würde mich freu-en, wenn das Studienbuch auch weiterhin zu einem besseren Verständnis des Klimasunseres „blauen Planeten“ beitragen würde.

Berlin, im Frühjahr 2012 Wilfried Endlicher

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Inhalt

Vorwort zur ersten Auflage ......................................................................................5

Vorwort zur siebten Auflage ....................................................................................7

Vorwort zur achten Auflage .....................................................................................8

1 Das Klima mit seinen Raum- und Zeitdimensionen ................................... 15

2 Erddimensionen und Beleuchtungsklimazonen .......................................... 23

2.1 Erddimensionen ......................................................................................23

2.2 Himmelsmechanische Tatsachen ............................................................ 23

2.3 Jahreszeiten .............................................................................................25

3 Die Sonne als Energiequelle und die Ableitung des solaren Klimas ......... 32

3.1 Energiequelle und Solarkonstante .......................................................... 32

3.2 Fakten des solaren Klimas ...................................................................... 32

4 Die Atmosphäre, ihre Zusammensetzung und Gliederung ........................ 39

4.1 Die Zusammensetzung der Atmosphäre ................................................. 39

4.2 Die vertikale Struktur der Atmosphäre ................................................... 41

4.3 Die Masse der Atmosphäre ..................................................................... 45

5 Die solaren Strahlungsströme unter dem Einfluss der Atmosphäre ......... 46

5.1 Das Sonnenspektrum am Grunde der Atmosphäre ................................. 46

5.2 Die diffuse Reflexion ..............................................................................48

5.3 Die selektive Absorption ........................................................................ 51

5.4 Das Problem der stratosphärischen Ozonabnahme und des „Ozonlochs“ ............................................................................................52

5.5 Regionale Abwandlung des solaren Klimas bei Annahme einer homogenen Atmosphäre ......................................................................... 56

5.6 Die Globalstrahlung, ihre Komponenten und der Einfluss der geographischen Breite ............................................................................58

5.7 Das Verhältnis von direkter und diffuser Einstrahlung in verschie-denen Klimazonen und seine Folgen ...................................................... 60

5.8 Die mittlere Verteilung der Globalstrahlung .......................................... 62

5.9 Der Strahlungsumsatz an der Erdoberfläche .......................................... 63

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10 Inhalt


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5.9.1 Der reflektierte Teil der Solarstrahlung: die Albedo ................... 635.9.2 Strahlungsabsorption, Wärme, Wärmeverteilung ........................ 655.9.3 Umsatz kurzwelliger Strahlung und Wärmeverteilung in

unbewachsenem Boden ............................................................... 665.9.4 Umsatz kurzwelliger Strahlung und Wärmeverteilung im

Wasser ......................................................................................... 685.9.5 Strahlungsumsatz und Wärmeverteilung in einer Schnee-

decke ........................................................................................... 725.9.6 Strahlungsumsatz und Wärmeverteilung in der Vegetation ....... 72

6 Die terrestrischen Strahlungsströme und der Treibhauseffekt der Atmosphäre ............................................................................................. 74

6.1 Die Ausstrahlung der Erdoberfläche und die Gegenstrahlung der Atmosphäre ...................................................................................... 74

6.2 Die natürliche Glashauswirkung der Atmosphäre ................................. 78

6.3 Die Emission von Spurengasen und der anthropogene Zusatztreib-hauseffekt ............................................................................................... 80

7 Die Strahlungsbilanz, lokal, regional und global ....................................... 85

7.1 Die Strahlungsbilanz des Gesamtsystems Erde und Atmosphäre ......... 85

7.2 Tages- und Jahresgang von Strahlungsflüssen und -bilanz ................... 88

7.3 Grundzüge der regionalen Differenzierung der Strahlungsbilanz an der Erdoberfläche .............................................................................. 89

8 Tages- und Jahresgänge der Energiebilanz an der Erdoberfläche .......... 96

8.1 Tagesgänge der Energieflüsse ............................................................... 97

8.2 Jahresgänge der Energieflüsse und klimatologische Breitenzonen-Mittel ..................................................................................................... 99

9 Lufttemperatur und Temperaturverteilung in der Atmosphäre ............. 101

9.1 Messvorkehrungen, klimatologische Beobachtungstermine, wahre Tagesmittel .................................................................................101

9.2 Regionale Differenzierung der Tages- und Jahresgänge der Lufttemperatur ......................................................................................105

9.3 Die vertikale Verteilung der Lufttemperatur ........................................ 108

9.4 Die horizontale Verteilung der Lufttemperatur .................................... 111

9.5 Die planetarische Frontalzone .............................................................. 116

10 Der Luftdruck, seine Messung und Darstellung ....................................... 121

10.1 Die Wirkungsweise von Flüssigkeits- bzw. Gasdruck ......................... 121

10.2 Der Luftdruck und seine Messung ........................................................ 122

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Inhalt 11

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10.3 Luftdruckangaben in Hektopascal ........................................................ 125

10.4 Die Hydrostatische Grundgleichung, die Allgemeine Gasgleichung und ihre Anwendung in der Barometrischen Höhenformel .................. 125

10.5 Konstruktion von Höhenluftdruckkarten als Hauptanwendung der Barometrischen Höhenformel ........................................................ 129

11 Horizontale Luftdruckunterschiede und die Entstehung von Wind ....... 134

11.1 Die thermische Entstehung horizontaler Luftdruckunterschiede in der Höhe ...........................................................................................134

11.2 Horizontale Luftdruckgradienten als Ursache der Einleitung horizontaler Luftbewegung ................................................................... 137

11.3 Die Rückwirkung auf das Luftdruckfeld am Boden (Bodendruckfeld) und das Prinzip thermisch bedingter Ausgleichswinde ........................ 138

11.4 Die unterschiedlichen Dimensionen thermisch bedingter Luftdruck-gegensätze und Ausgleichszirkulationen .............................................. 139

11.5 Horizontale Luftbewegung ohne Reibungseinfluss in einem Luftdruckfeld mit geradlinigen Isobaren (geostrophischer Wind) ....... 147

11.6 Horizontale Luftbewegung ohne Reibungseinfluss bei gekrümmten Isobaren (geostrophisch-zyklostrophischer Wind) ............................... 149

11.7 Der Einfluss der Reibung auf die Luftbewegung: Reibungswind ........ 150

11.8 Die Luftbewegung bei konvergierenden und divergierenden Isobaren sowie die Entstehung der dynamischen Druckgebilde ......................... 155

11.9 Maßgrößen der Luftbewegung ............................................................. 158

12 Der Wasserdampf in der Atmosphäre ....................................................... 160

12.1 Die physikalische Sonderstellung des Wasserdampfes ........................ 160

12.2 Maßeinheiten und Messung der Luftfeuchte ........................................ 166

12.3 Mittlere horizontale und vertikale Verteilung des Wasserdampfes in der Atmosphäre ................................................................................168

12.4 Das Problem der Verdunstung, Humidität und Aridität ....................... 170

13 Vertikale Luftbewegungen und ihre Konsequenzen ................................ 178

13.1 Der vertikale Austausch ........................................................................ 178

13.2 Die dynamische Turbulenz ................................................................... 179

13.3 Die thermische Konvektion .................................................................. 180

13.4 Die trockenadiabatische Zustandsänderung bei vertikalen Luftbewegungen ...................................................................................182

13.5 Taupunktstemperatur, Kondensationspunkt, Kondensationsniveau und die kondensations-(feucht-)adiabatische Zustandsänderung ......... 185

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13.6 Die Umkehr adiabatischer Prozesse bei absteigender Luftbewegung und ihre Konsequenzen ........................................................................ 191

13.7 Stabilitätskriterien und ihre klimatologischen Konsequenzen für turbulenten Austausch und konvektive Prozesse .................................. 195

13.8 Das Prinzip von Stau und Föhn ............................................................ 198

13.9 Vertikalbewegungen im Bereich von Fronten ...................................... 20�

14 Wolken und Niederschlag ............................................................................204

14.1 Kondensation und Sublimation in der Atmosphäre .............................. 204

14.2 Genetische Wolkentypen und die Grundregeln ihrer regionalen Verteilung .............................................................................................212

14.3 Niederschlagsbildung und Niederschlagsarten ..................................... 223

14.4 Niederschlagsmessung .......................................................................... 227

14.5 Grundregeln der regionalen Verteilung der Niederschläge .................. 228

15 Makroklima: Die Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre und die klimatische Gliederung der Erde .................................................. 235

15.1 Die Dynamik der planetarischen Höhenwestwindzone und ihre Konsequenzen .......................................................................................235

15.2 Die planetarischen Luftdruckgürtel im Meeresniveau und ihre tellurische Aufgliederung ..................................................................... 246

15.3 Der tropische Zirkulationsmechanismus und seine klimatischen Folgen ....................................................................................................251

15.4 Die Zirkulation in den unteren Schichten der außertropischen Atmosphäre ...........................................................................................272

15.5 Die Glieder der Allgemeinen Zirkulation im Satellitenbild ................. 279

15.6 Zusammenfassender Überblick mit schematischer Gliederung der Klimate der Erde .............................................................................282

16 Mesoklima: Stadt- und Geländeklima ....................................................... 286

16.1 Stadtklima .............................................................................................286

16.2 Luftqualität ...........................................................................................290

16.3 Geländeklima ........................................................................................292

17 Atmosphärische Gefahren ........................................................................... 293

18 Der Klimawandel – das größte Umweltproblem des 21. Jahr-hunderts ........................................................................................................305

18.1 Natürliche Klimaschwankungen ........................................................... 305

18.2 Klimaveränderung durch menschliche Einflüsse ................................. 306

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18.3 Bisherige Folgen des anthropogen induzierten Klimawandels ............ 310

18.4 Die zukünftige Entwicklung von Emissionen und Konzentrationen der Treibhausgase und die Folgen ........................................................ 311

18.5 Reaktionen auf den Klimawandel: Strategien der Emissions-vermeidung und der Anpassung ........................................................... 316

Literaturverzeichnis ...........................................................................................321

Verzeichnis der Internetadressen ..................................................................... 330

Maßeinheiten und Umrechnungsformeln ........................................................ 331

Sachregister ........................................................................................................334

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1 Das Klima mit seinen Raum- und Zeitdimen-sionen

Klimatologie ist die Wissenschaft vom Klima. Die Beschäftigung mit dem Klima istso alt wie die Menschheit selbst. Von den sintflutartigen Niederschlägen der Gene-sis, über die Stürme der Odyssee und den Turm der Winde im klassischen Athen –das griechische κλινω (= klino) bedeutet „ich neige“ und bezieht sich auf die unter-schiedlichen Winkel, unter denen die Sonnenstrahlen an verschiedenen Orten imLaufe des Jahres die Erde erreichen – bis zum heutigen „climate change“ hat sichder Mensch immer mit den charakteristischen Qualitäten der Atmosphäre über ei-nem Ort oder einer Region auseinander gesetzt. In den vergangenen 2 Jahrhundertensind so eine ganze Reihe von Klimadefinitionen geprägt worden, die diesen Sachver-halt aus verschiedenen Richtungen beleuchten:

Alexander von Humboldt (1817): Der Ausdruck Klima bezeichnet in seinem allge-meinen Sinne alle Veränderungen in der Atmosphäre, die unsere Organe merklichaffizieren ...

Julius von Hann (1883): Unter Klima verstehen wir die Gesamtheit der meteorolo-gischen Erscheinungen, die den mittleren Zustand der Atmosphäre an irgend einerStelle der Erdoberfläche kennzeichnen. Was wir Witterung nennen, ist nur eine Pha-se, ein einzelner Akt aus der Aufeinanderfolge der Erscheinungen, derer voller, Jahrfür Jahr mehr oder minder gleichartiger Ablauf das Klima eines Ortes bildet. DasKlima ist die Gesamtheit der „Witterungen“ eines längeren oder kürzeren Zeitab-schnittes, wie sie durchschnittlich zu dieser Zeit des Jahres einzutreten pflegen.

Wladimir Köppen (1923): Unter Klima verstehen wir den mittleren Zustand und ge-wöhnlichen Verlauf der Witterung an einem gegebenen Ort. Eine doppelte Abstrak-tion ist es, die uns zum Begriff des Klimas führt, nämlich eine Zusammenfassung ei-nerseits der wechselnden Witterungen, andererseits der einzelnen meteorologischenElemente zu einem Gesamtbilde.

B. P. Alissow, O. A. Drozdow und E. S. Rubinstein (1956): Unter dem Klima einesgegebenen Ortes versteht man den langjährigen Durchschnitt seiner charakteristi-schen Witterungen, der durch die Sonneneinstrahlung, die Eigenart der Unterlageund die damit verknüpfte atmosphärische Zirkulation verursacht wird.

Rudolf Geiger (1961): Der Begriff „Klima“ ist abstrakt ... Denn das Klima umfasstdie Gesamtheit aller meteorologischen Einzelvorgänge, die wir Wettervorgängenennen, an einem gegebenen Ort, also die durchschnittlichen Zustände und den re-gelmäßigen Ablauf des Wetters einschließlich der wiederholt beobachteten Son-dererscheinungen, wie etwa Tornados, Staubstürme oder Spätfröste. Man kannalso das Klima nicht verstehen, wenn man mit den Wettererscheinungen nicht ver-traut ist.

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16 1 Das Klima mit seinen Raum- und Zeitdimensionen


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K. Schneider-Carius (1961): Das Klima ist die für einen Ort geltende Zusammenfas-sung der meteorologischen Zustände und Vorgänge während einer Zeit, die hinrei-chend lang sein muß, um alle für diesen Ort bezeichnenden atmosphärischen Vor-kommnisse in charakteristischer Häufigkeitsverteilung zu enthalten.

Joachim Blüthgen (1966): Das geographische Klima ist die für einen Ort, eine Land-schaft oder einen größeren Raum typische Zusammenfassung der erdnahen und dieErdoberfläche beeinflussenden atmosphärischen Zustände und Witterungsvorgängewährend eines längeren Zeitraumes in charakteristischer Verteilung der häufigsten,der mittleren und der extremen Werte.

World Meteorological Organization (1979): Klima ist die Synthese des Wetters übereinen Zeitraum, der lang genug ist, um statistische Eigenschaften bestimmen zu kön-nen.

W. L. Gates (1979): Klima wird in drei verschiedenen Kategorien definiert, nämlichKlimasystem, Klimazustand und Klimaänderung. Das Klimasystem besteht aus At-mosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre, Lithosphäre und Biosphäre. Ein Klimazustandwird durch die vollständige Beschreibung des statistischen Zustandes des internenKlimasystems beschrieben. Eine Klimaänderung ist die Differenz zweier Klimazu-stände der gleichen Art.

Alexander von Humboldt setzt in einer erstaunlich aktuellen Definition den Mensch inden Mittelpunkt. Julius von Hann definiert Klima als den mittleren Zustand der Atmo-sphäre an irgendeiner Stelle der Erdoberfläche und trennt den in der deutschen Sprachebesonderen Begriff der Witterung vom Klima ab. Wladimir Köppen hebt hervor, dassKlima ein abstrakter Begriff ist, der nicht direkt messtechnisch erfasst und beobachtetwerden kann, sondern dass einzelne Klimaelemente erst zu einem Gesamtbild zusam-mengefasst werden müssen. Alissow, Drozdow & Rubinstein verweisen auf die her-vorragende Bedeutung der Strahlungsprozesse und den dynamischen Aspekt des Kli-mas, der in der atmosphärischen Zirkulation deutlich wird. Rudolf Geiger betont, dassman das Klima nicht verstehen kann, wenn man mit den Wettererscheinungen nichtvertraut ist. Bei Schneider-Carius wird erstmals deutlich, dass Klimatologie eine sta-tistische Komponente beinhaltet, mit der die Messdaten zu bearbeiten sind. Der Geo-graph Joachim Blüthgen akzentuiert vor allem die Raumaspekte des Klimas und merktan, dass nicht nur Mittel-, sondern auch Extremwerte das Klima eines Ortes prägen.Die statistische Betrachtungsweise hat sich auch die Weltorganisation für Meteorolo-gie (WMO) auf der 1. Weltklimakonferenz im Jahre 1979 zu eigen gemacht, die aufdie Überlegungen von Gates (1979) zurückgeht. Dieser Klimamodellierer definiertKlima in drei verschiedenen Kategorien, nämlich als System, Zustand und Änderung.Zum Klimasystem zählen danach die Atmosphäre (Gashülle des Planeten inklusive derAerosole), Hydrosphäre (flüssiges Wasser an und nahe der Oberfläche), Kryosphäre(Schnee und Eis), Geosphäre (mit Gestein und Boden) sowie Biosphäre mit Pflanzen-und Tierwelt und dem Menschen (Fig. 1.1). Das Klimasystem unseres Planeten be-schränkt sich also nicht nur auf die Atmosphäre, sondern bezieht alle, für die Genesedes Klimas wichtigen Sphären oder Teilsysteme mit ein.

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Die zentrale Komponente des Klimasystems ist das Subsystem Atmosphäre, dieGashülle unseres Planeten. Sie steht z. B. über Prozesse wie Niederschlag und Ver-dunstung in enger Wechselwirkung mit der Wasserhülle der Erde, der Hydrosphäre(Tab. 1.1). Die Weltozeane bedecken allein ohne Meereis 70,8 % der Erdoberfläche.Die Verteilung von Land und Wasser ist auf beiden Halbkugeln dabei ungleich; derWasseranteil beträgt auf der Nordhalbkugel nur ca. 61 %, auf der Südhalbkugel, der„Wasserhalbkugel“ dagegen 81 %. Zur Hydrosphäre zählen auch die Süßwasserge-biete der Erde. Die meiste Zeit in den 4,6 Milliarden Jahren seit seiner Entstehungbesaß unser Planet keine Kryosphäre, d. h. er war völlig eisfrei. Landeis in Form dergroßen Eisschilde auf Grönland und der Antarktis sowie der Gebirgsgletscher nimmtaktuell 2,8 % der Erdoberfläche ein. Das Meereis, v.a. des arktischen Meeresbeckens,bedeckt als Pack- und Drifteis 5,1 %. Die Kryosphäre umfasst auch die Schneebede-ckung (Chionosphäre). Auf das feste Land, die Geosphäre, entfallen nur etwa 29,2 %der gesamten Erdoberfläche. Sie lässt sich in die oberste Schicht oder den Boden, diePedosphäre und das Festgestein, die Lithosphäre unterteilen. Die Biosphäre, der mitLeben erfüllte Teil unseres Planeten, insbesondere die Vegetation, ist auf 69 % derLandfläche verbreitet. Der Mensch ist Teil der Biosphäre; da er aber als Akteur aktivund inzwischen auch wissentlich in die Subsysteme des Klimasystems eingreift(z. B. indem er die Zusammensetzung der Atmosphäre verändert oder die Biosphäre

BIOSPHÄRE

Lithosphäre

KRYOSPHÄRE

ATMOSPHÄRE

HYDROSPHÄRE

Wind

Wärme-austausch

Niederschlag

Verdunstung

Atmosphäre - Ozean KopplungEis - OzeanKopplung

Tiefsee (~1500 a)

Meereismit Binnengewässer

Luft - Eis KopplungSchnee

Luft - Biosphäre - Land Kopplung

Grundwasser (10 - 104a)

H2O, N2, O2, CO2, O3 usw.

Terrestrische Strahlungu.a. Aerosole

Terrestrische Strahlung

Wolken

Gravitationskräfte der Himmelskörper(z.B. Gezeiten u. Erdbahnparameter)

Kosmische Materie(z.B. Meteoriteneinfall)

Gletscher

Wasser = 71 % der ErdoberflächeLand = 29 % der Erdoberfläche

W E L T R A U M

Eisschilde

ANTHROPO-SPHÄRE

Treibeis

Land und Ozean(z.B. Kontinentaldrift,

Orographie)

Sonnenstrahlung(z.B. Intensitätsschwankung)

NatürlicheEmissionen

(z.B. Vulkane)

Vegetation(z.B.

Entwaldung)

Mensch(z.B. Zunahme

Energie-verbrauch)

Land(z.B.

Verwitterung)

Zusammensetzungdes Meerwassers(z.B. Salzgehalts-

schwankung)

Pedosphäre

GEOSPHÄRE

Fig. 1.1 Das Klimasystem der Erde mit physikalischen Prozessen (offene Pfeile) und Verände-rungen durch Systemeingriffe (geschlossene Pfeile). Quelle: National Academy of Sci-ence (1975) aus Gates (1979), verändert und ergänzt

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18 1 Das Klima mit seinen Raum- und Zeitdimensionen


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durch den Pflanzenbau modifiziert), kann man seinen Handlungsbereich auch alsAnthroposphäre definieren. Die verschiedenen Komponenten der Subsphären habencharakteristische und sehr unterschiedliche Umwälzzeiten, die von wenigen Tagenbis Millionen von Jahren reichen (Tab. 1.1).

Dieses einführende Buch konzentriert sich auf die Prozesse, die in der Atmosphäreablaufen. Als Klima wird der Komplex der charakteristischen Qualitäten des Luft-raumes über einer Erdstelle definiert, der durch ihre ganz spezifische Lage auf derErdoberfläche bestimmt ist. Als Lagekategorien sind dabei die Lage im System derBreitenkreise (solare Lage), die meteorologische Lage im Einflussbereich der All-gemeinen Zirkulation der Atmosphäre und die geographische oder tellurische Lageim Verbreitungsgefüge der Land- und Wasserflächen inklusive der Reliefgliederungund dem Bedeckungszustand der Erdoberfläche zu unterscheiden. Unter Klimaele-menten versteht man diejenigen Messgrößen, die durch ihr Zusammenwirken dasKlima kennzeichnen. Zu den wichtigsten zählen die Strahlung, bei der die von der

Tab. 1.1 Komponenten des Klimasystems und ihre charakteristischen Zeiten. Quelle: Hupfer1996, verändert

Komponente Grenzfläche zwischen Erdoberfläche und

Atmosphäre

Charakteristische (Umwälz-)Zeiten

106 km2 %

Atmosphäre Stratosphäre Troposphäre

510 1001 – 3 Jahre5 – 10 Tage

Hydrosphäre Flüsse, Seen Grundwasser Ozean. Deckschicht Tiefsee

361 70,8Tage – Monate10 – 10 000 Jahre100 Tage100 – 1 000 Jahre

Geosphäre feste Erde, Landflächen Pedosphäre Lithosphäre

149 29,2Tage – Monate – Jahrhunderte100 000 – Mill. Jahre

Kryosphäre Schneedecke Landeis Gebirgsgletscher Eisschilde Meer- u. Packeis

14,5

26

2,8

5,1

Stunden – Tage

1 – 100 Jahre1 000 – 10 000 JahreMonate – Jahre

Biosphäre lebende Biota tote Biomasse

103 20,2Tage – Jahre1 – 100 JahreLe

sepro

be

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2 Erddimensionen und Beleuchtungsklimazonen

2.1 Erddimensionen

Im klimatologischen Ableitungszusammenhang kann die Erde mit hinlänglicher Ge-nauigkeit als Kugel mit einem mittleren Radius von rm = 6 371,23 km angesehenwerden. In Wirklichkeit ist sie ein schwach abgeplattetes Rotationsellipsoid, bei demder Radius längs der Erdachse (polarer Radius) nur rp = 6 356,80 km, längs der Äqua-torebene (äquatorialer Radius) aber rä = 6378,18 km misst.

Nach den Gesetzen der Geometrie lassen sich berechnen:

der Äquatorumfang zu Uä = 2 rä π ≈ 2 ⋅ 6378,18 km ⋅ 3,1415 ≈ 40 075 km,

die Oberfläche der Erdkugel zu FErde = 4 rm2 π ≈ 4 ⋅ 6 371,23 km ⋅ 6 371,23 km ⋅ 3,1415 ≈ 510,1 Mio. km2.

2.2 Himmelsmechanische Tatsachen

Sowohl die Jahreszeiten als auch die strahlungsklimatische Großgliederung der Erdein Tropen, Mittelbreiten und Polarkalotten haben wie viele davon ableitbare klima-tologische Phänomene ihre Ursache in drei (miteinander verbundenen) himmelsme-chanischen Tatsachen (s. Fig. 2.1):

1. in der Erdrevolution, d. h. im Umlauf der Erde um die Sonne (Nikolaus Koperni-kus 1473–1543),

2. in der sog. Schiefe der Ekliptik, d. h. dem Faktum, dass die Erdachse nicht senk-recht auf der Ekliptik steht, sondern mit deren Flächennormalen einen Winkel vonungefähr 231/2° bildet, also schief auf der Ekliptik steht, und dass

3. diese Schiefe nur so kleinen periodischen Schwankungen unterliegt, dass sie ak-tual-klimatologisch ohne Konsequenzen sind. In erdgeschichtlichen Zeiträumen hin-gegen sind diese Schwankungen aber relevant und einer der Auslöser für natürlicheKlimaschwankungen.

zu 1. Die Umlaufzeit um die Sonne beträgt genau 365 Tage, 5 Stunden, 48 Minutenund 46 Sekunden. Bei einem Jahr von 365 Tagen muss deshalb alle 4 Jahre einSchaltjahr mit 366 Tagen eingefügt werden, wobei zu den Jahrhundertwenden derSchalttag in der Regel ausfällt. Wie alle Planetenbahnen ist auch die der Erde eineEllipse, in deren einem Brennpunkt die Sonne steht (1. Keplersches Gesetz; Johan-nes Kepler 1571–1630). Die Abweichung von einer idealen Kreisbahn, d. h. die Ex-zentrizität der Erdbahn, ist aber nur sehr gering. Ihre langfristige Variation spielt beiden natürlichen Klimaschwankungen aber eine Rolle. Auf der großen Achse (= Ap-

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3 Die Sonne als Energiequelle und die Ableitung des solaren Klimas

3.1 Energiequelle und Solarkonstante

Die Quelle, aus der praktisch die gesamte Energie stammt, die den Zirkulationsme-chanismus der Atmosphäre mit all seinen klimatologischen Erscheinungen in Bewe-gung setzt, die außerdem das ganze organische Leben auf der Erde ermöglicht unddie alle Arbeit zur physikalischen und chemischen Veränderung an der festen Erdo-berfläche liefert, ist die Sonne (Maßeinheit für Energie = Joule). Der Wärmestromaus dem Erdinneren ist nur lokal für Heizzwecke von Bedeutung.

Die Sonne, die astronomisch zu den gelben Zwergsternen zählt, ist ein riesiger Gas-ball mit einem Radius von ca. 696 Tausend km, d. h. dem 109fachen des Erdhalbmes-sers. Gewaltige Energiemengen werden im Inneren durch Kernfusionsprozesse er-zeugt. Die Sonne ist ca. 150 Mio. km von der Erde entfernt. Das System Sonne–Erdekann man sich maßstabsgerecht (109 : l) verkleinert ungefähr so vorstellen, dass in ei-nem Tor eines etwas vergrößerten Fußballplatzes (ca. 150 m lang) ein (Sonnen-)Ballvon 1,4 m Durchmesser und im gegenüberliegenden Tor ein (Erd-)Kügelchen vonnicht ganz 1,4 cm Durchmesser liegt.

Die Sonnenenergie gelangt in Form von elektromagnetischer Strahlung auf die Erde.Darunter versteht man einen Energiefluss in Form elektromagnetischer Wellen oderauch schneller Teilchen (Strahlungsfluss = Energie/Zeit = J/s = Watt). Die Gesamt-energiedichte (Strahlungsflussdichte = Energie/Fläche ⋅ Zeit; Einheit J/m2 ⋅ s = W/m2oder W m–2) der Ausstrahlung eines physikalisch schwarzen Körpers hängt dabeivon der vierten Potenz seiner Oberflächentemperatur ab. Diesen Zusammenhangverdeutlicht das Gesetz von Stefan-Boltzmann (nach Jozef Stefan 1835–1893 undLudwig Eduard Boltzmann 1844–1906):

S = σ ⋅ T4 S = Gesamtenergiedichte (W m-2)

T = Absolute Oberflächentemperatur eines physikalisch schwarzen Strahlers in Kelvin(K)

σ = 5,67051 ⋅10-8 (W m-2 K-4) = Stefan-Boltzmann-Konstante

Warme Körper strahlen also sehr viel intensiver als kalte. Für die Sonne lässt sicheine Strahlungsflussdichte von Qsonne ≈ 6,3 ⋅ 107 W m-2 berechnen. Die effektiveOberflächentemperatur beträgt ≈ 5785 K. Von der kugelsymmetrisch in den Welt-raum abgestrahlten Gesamtenergie trifft auf die 150 Mill. km entfernte Erde nur eineTeilmenge von rd. 2 Milliardstel. Ihre regionale und zeitliche Verteilung und Umset-zung im System Erde + Atmosphäre bildet das Fundament der klimatischen Diffe-renzierungen.

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4 Die Atmosphäre, ihre Zusammensetzung und Gliederung

4.1 Die Zusammensetzung der Atmosphäre

Unter Atmosphäre versteht man allgemein eine von der Schwerkraft eines Himmels-körpers festgehaltene Gashülle. Ihre Zusammensetzung kann sehr verschieden seinund hängt wesentlich von Temperatur, Größe und Masse des Himmelskörpers ab.Die Erdatmosphäre setzt sich zusammen aus unsichtbaren Gasen (Luft, v. a. Stick-stoff und Sauerstoff sowie Wasserdampf), Hydrometeoren (Wasser im festenZustand als Schnee und Eis und im flüssigen Zustand als Wolkentröpfchen oderNiederschlagstropfen) und Aerosolen, d. h. festen und z. T. auch flüssigen, anorgani-schen und organischen Schwebpartikeln (z. B. Mineralbruchstücke, Pollen, Salzkris-talle, Ruß). Die Grundmasse, die trockene reine Luft, besteht aus einem Gemischvon Gasen, die unter atmosphärischen Bedingungen nicht in die flüssige oder festePhase übergehen können (= permanente Gase), weil ihre Verflüssigungs- bzw. Er-starrungstemperaturen weit unterhalb der in der Atmosphäre vorkommenden Tem-peraturen liegen. Die Mischung besteht aus

75,53 Gewichts-% Stickstoff (N2) (78,08 Volumen-%)23,14 Gewichts-% Sauerstoff (O2) (20,95 Volumen-%) 1,28 Gewichts-% Argon (Ar) (0,93 Volumen-%) 0,05 Gewichts-% Kohlendioxid (CO2) (0,03 Volumen-%)

und außerdem in Spuren mit (ebenso genau bestimmten) %-Sätzen von Tausendstelbis Milliardstel einer Reihe von Edelgasen wie Neon (Ne), Helium (He), Krypton(Kr) und Xenon (X) sowie Ozon (O3) und Wasserstoff (H2), wobei die zwei letztge-nannten in ihren Anteilen zeitlich und örtlich variieren (Tab. 4.1).

Da die Einzelgase zum Teil stark unterschiedliche Massen haben, müssen sie unterder Wirkung der Schwerebeschleunigung einer ständigen Tendenz zur schichtigenAnordnung der schweren unten und der leichten oben unterliegen. Dass trotzdem inWirklichkeit das Mischungsverhältnis bis in große Höhen konstant ist, ist Folge dersehr effektiven turbulenten Durchmischung (s. Kap. 1.3). Besonders bemerkenswertist die Konstanz des Sauerstoffanteils (O2), wenn man bedenkt, dass der Sauerstoffdoch einerseits bei der Photosynthese von Pflanzen erzeugt werden muss und ande-rerseits bei Oxidationsprozessen (Atmung und Verbrennung gehören dazu) gebun-den wird. In der Natur wird also ein sog. Fließgleichgewicht aufrechterhalten. Selbstin den großen Industrieagglomerationen, wo rechnerisch mehr O2 gebunden als er-zeugt wird, hat man bisher noch keinen Rückgang des Sauerstoff-Anteiles an derLuft feststellen können.

Der Kohlendioxidgehalt (CO2) unterliegt dagegen als Folge der zunehmenden Ver-brennungsprozesse bereits einer messbaren regionalen und zeitlichen Veränderung.

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5 Die solaren Strahlungsströme unter dem Ein-fluss der Atmosphäre

Das oben abgeleitete solare Klima wird erheblich abgewandelt durch den Einfluss,den die Erdatmosphäre auf die einfallende Sonnenstrahlung ausübt. Dieser Einflusshat eine quantitative und qualitative Veränderung der die Erdoberfläche erreichen-den Strahlung zur Folge. Als ersten Schritt zur Ableitung des wirklichen, durch dieAtmosphäre mitgestalteten Strahlungsklimas auf der Erdoberfläche sei als Randbe-dingung eine völlig homogene Atmosphäre angenommen.

5.1 Das Sonnenspektrum am Grunde der Atmosphäre

Lässt man einen Sonnenstrahl durch ein geeignetes Prisma gehen, so kann man dasweiße Sonnenlicht in seine Spektralfarben aufspalten. Das ist der Ausdruck der phy-sikalischen Tatsache, dass die einfallende Sonnenstrahlung ein Bündel elektromag-netischer Wellen unterschiedlicher Wellenlänge ist. Ihre Einbettung in das Gesamt-spektrum elektromagnetischer Wellenstrahlung zeigt Fig. 5.1.

Die Wellenlänge des Ausstrahlungsmaximums der Strahlung hängt von der Ober-flächentemperatur des Strahlers ab. Mit niedrigen Temperaturen eines Strahlersverschiebt sich das Maximum zu größeren Wellenlängen, mit höheren Temperatu-ren zu kleineren Wellenlängen. Die Temperaturabhängigkeit der Lage des Maxi-

μm

TeilchengrößenHa-gel

RegenWolkenDunstAerosole

Mole-küle

Wasserstoff- atom

Atom-kern

Elek-tron

solar

terr.

klimarelevanteStrahlung

10-15 10-14 10-13 10-12 10-11 10-10 10-9 10-8 10-7 10-6 10-5 10-4 10-3 10-2 10-1 1 10

Lic

ht

UV

UV

A

UV

C

UV

D

UV

B

Wellenlänge (l)

KosmischeStrahlen

0,1

pm

10

pm

30

0 p

m

10

nm

10

0 n

m2

80

nm

31

5 n

m3

80

nm

78

0 n

m3

μm

60

μm

1 m

m

1 d

m

~1

m

~ ~ ~~ ~ ~

Gamma-strahlen

Röntgen-strahlen

Wärme(IR)

Mikro-wellen

RADAR(mm-, cm-,dm-Wellen)

Rundfunk

Fern-sehen

μmnmpmfm

(Wellen-länge)

Å

Fig. 5.1 Das Spektrum der elektromagnetischen Strahlung, Positionierung der Solarstrahlungund atmosphärische Teilchengröße (verschiedene Quellen, u.a. Schönwiese 2008,verändert)

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5.1 Das Sonnenspektrum am Grunde der Atmosphäre 47

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mums verdeutlicht das Wiensche Verschiebungsgesetz (Wilhelm Wien 1864–1928; Fig. 5.2)

λmax ⋅ T = b bzw. λmax = b/T

λmax = Wellenlänge des Ausstrahlungsmaximums (μm)T = absolute Temperatur des strahlenden Körpers (K), bei der Sonne z. B.

Tsonne ≈ 5785 K b = 2897,756 (μm K) = Wiensche Konstante

Die Wellenlängen werden in folgende Spektralbereiche unterteilt:

• Das sichtbare Licht zwischen 0,38 und 0,78 μm (1 μm = 1/1000 mm). Darin lie-gen, von den kürzeren zu den längeren Wellen gerechnet, die Spektralfarbenblau, grün, gelb und rot, die als Bündel zusammengenommen für das Auge dasEmpfinden farblos (= weiß) vermitteln.

• Den unsichtbaren ultravioletten Spektralbereich mit Wellenlängen unter 0,38 μm(UV-Strahlung).

• Den ebenfalls unsichtbaren infraroten Bereich oberhalb 0,78 μm mit der Unter-teilung des nahen (0,78–2 μm), mittleren (2–5 μm) und fernen Infrarots (5–60 μm), der sog. IR-Strahlung.

Am Grunde der Atmosphäre resultiert daraus die in der unteren Kurve der Fig. 5.3dargestellte Energieverteilung in Abhängigkeit von der Wellenlänge.

Die Energieverteilung innerhalb der am Grund der Atmosphäre ankommenden Son-nenstrahlung zeigt folgende charakteristischen Eigenschaften:

1. Das Energiemaximum liegt mitten im sichtbaren Spektralbereich bei 0,5 μm (grü-nes Licht). Übereinstimmung von Energiemaximum der Sonnenstrahlung und Emp-findlichkeitsmaximum des menschlichen Auges!2. Rasche Abnahme, fast abruptes Abbrechen der Energie zur Seite der harten (le-bensschädlichen) UV-Strahlung.3. Langsames Ausklingen der Energie im IR-Bereich.4. In bestimmten Wellenlängenbereichen sind tiefe Einbrüche in der Energievertei-lungskurve vorhanden („dunkle Bereiche“).5. Die dunklen Bereiche sind im sichtbaren Spektralbereich nur sehr klein und wer-den zum Infrarot hin laufend größer.

Werden vergleichbare Messungen in verschiedenen Höhen über Meer durchgeführt,so stellt sich heraus, dass mit wachsender Höhe die Energie aller Wellenbereichegrößer wird, und dass die Energieeinbrüche in den dunklen Bereichen geringer wer-den. Außerhalb der Atmosphäre hat die spektrale Energieverteilung den durch dieLinie 2 in Fig. 5.3 angegebenen Verlauf.

Aus dem Vergleich der Kurven folgt: Die Atmosphäre ist für die einfallende Sonnen-strahlung semitransparent; sie unterliegt beim Durchgang durch die Atmosphäre ei-nem Energieverlust, bestehend in einer Schwächung der Gesamtenergie und einer

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6 Die terrestrischen Strahlungsströme und der Treibhauseffekt der Atmosphäre

6.1 Die Ausstrahlung der Erdoberfläche und die Gegenstrah-lung der Atmosphäre

Gedankenexperiment mit der täglichen Erfahrung:

Wenn man in einer gut verdunkelten Küche die Heizplatte eines Elektroherdes an-und sich selbst in einer Entfernung von wenigen Metern daneben stellt, so fühlt mannach kurzer Zeit schon die Wärmestrahlung, man sieht die Platte aber noch nicht.Erst wenn sie sich weiter erwärmt hat, leuchtet sie allmählich auf – erst schwachdunkelrot, dann deutlicher in einem helleren Rot. Sie kann schließlich „weißglü-hend“ werden. Gleichzeitig ist die Empfindung der Wärmestrahlung wesentlich in-tensiver geworden. Hält man dann eine Glasscheibe zwischen Heizplatte und Ge-sicht, so sieht man die Platte zwar, fühlt aber keine Wärmestrahlung mehr.

Physikalisch bedeutet das: Je wärmer die Platte wird, umso intensiver wird die Ab-strahlung. Diese erfolgt bei relativ niedrigen Temperaturen noch im unsichtbaren In-frarot; erst bei genügender Erhitzung werden auch solche (kürzeren) Wellenlängenausgesendet, die unser Auge als Licht empfinden kann (zunächst rot und bei Hinzu-kommen auch der kürzeren Wellenlängen Übergang zu weiß).

In der Fig. 6.1 sind die Erfahrungen mit der sog. Wärmestrahlung quantifiziert, wo-bei als Bedingung gestellt ist, dass es sich um einen „physikalisch schwarzen Kör-per“ handelt. Die Energie ist spektral auf die verschiedenen Wellenlängen aufgeteiltund die von der jeweiligen Strahlungskurve umschlossene Fläche kann als Repräsen-tationsgröße für die bei der jeweiligen Oberflächentemperatur ausgestrahlte Gesamt-energie gewertet werden.

Die den Beziehungen zwischen absoluter Temperatur (T) des Körpers, gesamterAusstrahlungsenergie (S) von 1 cm2 seiner Oberfläche in einer Minute und Wellen-länge maximaler Strahlung (λmax) zugrundeliegenden Gesetzmäßigkeiten sind for-muliert im Planckschen Strahlungsgesetz (Max Planck 1858–1947) bzw. als Teil-aussage im Gesetz von Stefan und Boltzmann (s. Kap. 3.1) sowie im WienschenVerschiebungsgesetz (s. Kap. 5.1).

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7 Die Strahlungsbilanz, lokal, regional und global

Nach der Behandlung der einzelnen Teilvorgänge bei der Strahlungsumsetzung imSystem Erde + Atmosphäre kann nun die Bilanz für das Gesamtsystem, für charak-teristische Orte oder auch für bestimmte Regionen aufgemacht werden. Aus den Bi-lanzen sollen Einsichten in die Wirkungsweise des Antriebsmechanismus für die ge-samte großräumige Zirkulation der Atmosphäre und für die regionale Anordnungwichtiger Zirkulationsglieder gewonnen werden.

Die Strahlungsbilanzgleichung Q für jeden Einheitsausschnitt (aus der Atmosphäreoder von der Erdoberfläche) setzt sich aus folgenden Gliedern zusammen:

Die Strahlungsbilanzgleichung lautet:

Q = IS + IH – RK – E + A – RL

(Der kleinste Wert in der Gleichung ist RL. Die Reflexion langwelliger atmosphäri-scher Gegenstrahlung lässt sich messtechnisch schlecht getrennt erfassen und wirddeshalb bei der langwelligen Ausstrahlung E mit gemessen und mit dieser zusam-mengezogen.)

7.1 Die Strahlungsbilanz des Gesamtsystems Erde und Atmosphäre

In Fig. 7.1 sind die Teilglieder der Strahlungsbilanz für die Erde mit ihrer Atmosphä-re unter Voraussetzung globaler Mittelwerte von Albedo, Bewölkungsgrad, Wasser-dampf und Aerosolgehalt in ihrer Größenrelation und räumlichen Anordnung sche-matisch wiedergegeben [Werte jeweils in % der an der Obergrenze der Atmosphäreankommenden Sonnenstrahlung und absolut in W m-2].

Von der im Jahresmittel der Erde zugestrahlten Sonnenenergie passieren durch-schnittlich 30 % ungestört die Atmosphäre und erreichen als direkte Sonnenstrah-lung die Erdoberfläche. Nur 25 % werden in der Atmosphäre absorbiert. 45 % wer-

direkte kurzwellige Sonneneinstrahlung IS IS + IH = kurzwellige Global-strahlung;

diffuse kurzwellige Himmelsstrahlung IH IS + IH – RK = effektive Ein-strahlung

Reflexion der kurzwelligen Strahlung RKlangwellige Erdausstrahlung (Emission) E Differenz E – A = effektive

Ausstrahlunglangwellige atmosphär. Gegenstrahlung AReflexion der langwelligen Strahlung RL

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8 Tages- und Jahresgänge der Energiebilanz an der Erdoberfläche

In Fig. 7.1 sind neben den Strahlungsenergieflüssen auch noch die beiden Flüssefühlbarer und latenter Energie dargestellt; denn nach der Aufsummierung allerStrahlungsenergiezu- und -abfuhren bleibt an der Erdoberfläche ein Energieüber-schuss übrig. Dieser wird für diese beiden Prozesse verbraucht: Zum einen wird Luftdurch Kontakt mit der Erdoberfläche (Wärmeleitung) erwärmt, wodurch der Atmo-sphäre Energie zugeführt wird. Man bezeichnet dies als Fluss fühlbarer Wärme H (Hvon Heat), der in seltenen Fällen auch umgekehrt zur Erwärmung der Erdoberflächeführen kann. Dieser Energiefluss kann durch Messung des Energieinhaltes der Luft,d. h. der Lufttemperatur, erfasst werden. Zum anderen wird an der ErdoberflächeWasser in Wasserdampf umgewandelt. Für diesen Prozess der Verdunstung ist eineEnergie von ca. 2500 J pro g H2O notwendig (s. Kap. 12). Sie wird bei der Konden-sation in der Atmosphäre wieder frei. Dieser versteckte Energietransport durch Ag-gregatszustandsänderungen des Wassers von der Erdoberfläche in die Atmosphäre –bei der Tau- und Reifbildung aber auch umgekehrt – wird Fluss latenter Wärme Lgenannt. Die Sonnenenergie gelangt also nicht nur durch Absorption der direktenSonnenstrahlung, sondern noch viel stärker über den Umweg der Erdoberfläche, derAbsorption ihrer langwelligen Ausstrahlung zum ersten, der direkten Erwärmungder Luftmoleküle durch Kontakt an der Erdoberfläche zum zweiten und verstecktüber die Prozesse der Verdunstung und Kondensation zum dritten in die Atmosphä-re.

Strahlungsbilanz Q, fühlbarer und latenter Wärmestrom gehören zu den Kompo-nenten der Energiebilanz bzw. des Wärmehaushaltes der Erdoberfläche. Wie dieeinzelnen Strahlungsströme können auch sie für eine masselose Grenzfläche dar-gestellt werden. Als vierte Komponente kommt hierbei der Bodenwärmestromoder Speicherterm B hinzu, d. h. die Energieleitung von der Erdoberfläche in Bo-den, Gestein oder Baumaterial, aber auch in einen Pflanzenbestand oder ein Was-servolumen hinein oder aus ihm heraus. Diese Zusammenhänge wurden auchschon in den Unterkapiteln 5.9.3 bis 5.9.6 zur Wärmeverteilung im unbewachse-nen Boden, im Wasser, in einer Schneedecke und in der Vegetation behandelt.Auch in der Stadtklimatologie spielt der Speicherterm eine sehr wichtige Rolle (s.Kap. 16.1). (Energieflüsse im Photosyntheseprozess der Pflanzen und die kineti-sche Energie auf die Erdoberfläche fallender Tropfen sind so gering, dass sie hiervernachlässigt werden können.)

Zusammengefasst lautet die Energiebilanz-(Wärmehaushalts)-Gleichung, in der alleEnergieströme im Gleichgewicht sind, wie folgt:

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9 Lufttemperatur und Temperaturverteilung in der Atmosphäre

Die Lufttemperatur als Maß für den Wärmezustand der Luft an einem bestimmtenOrt in der Atmosphäre ist wohl die wichtigste unter allen klimatologischen Beobach-tungsgrößen. Ihre Messung erfolgt gemeinhin mit einem Thermometer. Solche In-strumente sind allgemein bekannt. Gleichwohl bietet die Temperaturmessung in derAtmosphäre, ob nahe dem Erdboden oder in größeren Höhen, und die Gewinnunguntereinander vergleichbarer Temperaturangaben prinzipielle Probleme.

9.1 Messvorkehrungen, klimatologische Beobachtungs-termine, wahre Tagesmittel

Das reine Messproblem hängt damit zusammen, dass die Luft eine extrem kleinespezifische Wärme pro Masseneinheit und eine fast ebenso extrem niedrige Wärme-leitfähigkeit besitzt. Demgegenüber hat der Messkörper eines Thermometers – zu-mal das Thermometergefäß der klassischen Quecksilberthermometer, aber ebenfallsin Glas eingeschlossene, elektrische Widerstandsthermometer – bei relativ großerMasse eine vergleichsweise große spezifische Wärme. Wenn der Messkörper nunbeim Messvorgang ins Wärmeleitungsgleichgewicht mit der Luft gebracht werdensoll, so ist eine große Menge Luft notwendig, um ihm die notwendige Energie zu-oder von ihm abzuführen. Deshalb müssen Luftthermometer immer ventiliert werden(z. B. durch vorbei strömende Luft). Weiter müssen Luftthermometer strahlungsge-schützt sein, um nicht allen möglichen Einflüssen der Energieübertragung durchStrahlung ausgesetzt zu sein (von der Sonne, von Hauswänden, vom Boden odervom Körper der messenden Person). Das wird einerseits durch weiße oder verchrom-te, spiegelnde Blenden um den Messkörper und andererseits durch Messung imSchatten erreicht. Lufttemperaturen sind grundsätzlich Schattentemperaturen. Eininternationales Standardinstrument ist das Aßmannsche Aspirationspsychrometer.„Psychrometer“ (griech. psychros = kalt) deshalb, weil neben einem normalen nochein sog. „feuchtes Thermometer“ eingebaut ist, über dessen Thermometergefäß einnasser Musselinstrumpf gezogen ist, der im durchgesaugten Luftstrom die Tempera-tur des feuchten Thermometers herabsetzt. Aus der Differenz der normalen „trocke-nen“ und der „feuchten Temperatur“ kann die relative Luftfeuchte ermittelt werden.Die Aspiration wird durch einen kleinen Motor besorgt, der einen Luftstrom mit2,5 m s-1 an dem Thermometergefäß vorbeisaugt. Die aus dem Wärmeleitungsgleich-gewicht mit strahlungsgeschützten Thermometern gewonnenen Temperaturangabenfür die Luft werden als „wahre Lufttemperatur“ bezeichnet.

Mit den reinen Messvorkehrungen allein ist es aber noch nicht getan. Um die Ver-gleichbarkeit von Angaben der wahren Lufttemperatur untereinander zu gewährleis-

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102 9 Lufttemperatur und Temperaturverteilung in der Atmosphäre


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ten, müssen noch andere international vereinbarte Normen beachtet werden, die jenach dem Verwendungsziel der Angaben verschieden sein können. Für alle großräu-migen Vergleiche, die über die lokalklimatische Dimension (z. B. ein Tal, ein Berg-rücken, eine Dorfflur, allenfalls eine Stadt) hinausgehen, muss der gewonnene Wertfür einen größeren Umkreis um die Messstelle repräsentativ sein. Das bedeutet zu-nächst einmal, dass die Messung außerhalb der „bodennahen Luftschicht“, alsooberhalb der untersten 1,5 bis 2 m erfolgt, da diese Schicht noch im unmittelbarenWirkungsbereich der Unterlage als Reibungs- und Heiz- bzw. Abkühlungsflächeliegt. In der bodennahen Luftschicht weisen die Temperatur und alle anderen klima-tologischen Parameter besonders starke Änderungen auf Meterdistanz auf, die zwarmikrometeorologisch bzw. -klimatologisch charakteristisch und von großem Inter-esse sind, für makroklimatologische Fragestellungen aber die Vergleichbarkeit derWerte beeinträchtigen. Außerdem soll die Messung möglichst oberhalb einer Rasen-fläche und in genügendem Abstand von Gebäuden, Bäumen und anderen Gegenstän-den erfolgen, welche den Luftraum einengen könnten. Die bisher genannten Mess-vorkehrungen finden ihren sichtbaren Ausdruck in der sog. „Wetterhütte“ in einem„meteorologischen Beobachtungsgarten“. Es ist ein weißgestrichener Holz- oderPlastikkasten, dessen Wände so aus Jalousien gebaut sind, dass zwar die Luft hin-durchstreichen, aber keine direkte Strahlung hineinfallen kann. Neuere Strahlungs-schutzvorrichtungen bestehen aus kleinen, runden Jalousiegehäusen. Das Gehäusewird auf einem schattenlosen Grasplatz so aufgestellt, dass sich die Instrumente imInnern in rund 2 m Höhe befinden. Für die Aufgaben des Wetter-(„synopti-schen“)Dienstes, bei denen die Lufttemperatur zu einer bestimmten Weltzeit gleich-zeitig überall auf der Erde beobachtet („synoptisch“ = gleichbeobachtend) wird, istmit den genannten Messvorschriften der Katalog der zu beachtenden Vorkehrungenerschöpft. Zurzeit ist lediglich für einige Länder, die in der englischen Beobach-tungstradition stehen, noch die Umrechnung von der Fahrenheit- auf die Celsius-Skala vorzunehmen. Da Daniel Gabriel Fahrenheit (1686–1736) den Nullpunkt sei-ner Skala als die tiefste damals in Königsberg beobachtete Temperatur als 0 °F ( =–17,8 °C) und die Körpertemperatur als 100°F ( = 37,8 °C) definierte, ergibt sich zurCelsius-Skala (nach Anders Celsius, 1701–1744) mit Gefrierpunkt des Wassersgleich Null und Siedepunkt gleich 100 folgende Rechenbeziehung: x°F = 5/9(x-32) °C (s. Fig. 9.1). Man muss also von den Fahrenheitangaben erst 32 abziehen unddann den Rest mit 5/9 multiplizieren. 32°F sind somit 0 °C. In thermodynamischenZusammenhängen wird die absolute Temperatur K (Kelvin nach Sir WilliamThompson, Lord Kelvin of Largs, 1824–1907) verwendet. Sie geht vom absolutenNullpunkt aus, der bei –273,15 °C liegt. 0 °C sind 273,15 K, die aktuelle globalemittlere Lufttemperatur von 15 °C entspricht also ungefähr 288 K.

Für die Klimatologie bleibt noch das Problem, Temperaturangaben für vergleichba-re Zeiten bzw. Zeitabschnitte zu normieren. Als Ausgangsbasis dient dazu der Ta-gesmittelwert der Temperatur. Wegen ihrer dominanten Abhängigkeit von denStrahlungseinflüssen weist die Lufttemperatur einen tagesperiodischen Gang auf.Als thermischen Repräsentationswert für einen Tag kann man aus dem arithmeti-

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10 Der Luftdruck, seine Messung und Darstellung

Unter dem Einfluss der Schwerkraft der Erde lastet die Masse der Atmosphäre mitihrem Gewicht auf der Erdoberfläche oder mit entsprechenden Teilbeträgen auf be-liebigen Niveaus in der Atmosphäre. Sie übt auf eine Unterlage oder die tiefer lie-genden Luftschichten einen bestimmten Druck (= Luftdruck) aus.

10.1 Die Wirkungsweise von Flüssigkeits- bzw. Gasdruck

Der Druck ist als das Verhältnis einer senkrecht auf eine Fläche wirkenden Kraft zurGröße dieser Fläche definiert. Im speziellen Fall der Schwerkraft-Wirkung der Erdeauch Gewichtskraft pro Flächeneinheit. Der Druck hat die Einheit 1 Nm-2 = 1 Pa(Pascal). Sie leitet sich wie folgt ab:Gewichtskraft = Masse ⋅ Schwerebeschleunigung (1 kg m s-2)Masse = Dichte (1 kg m-3) ⋅ Volumen (1 m3) Schwerebeschleunigung im Schwerefeld der Erde (45° Breite, Meeresniveau)= 9,80665 m s-2

Druck = Dichte ⋅ Volumen ⋅ Schwerebeschleunigung pro Fläche mit der Einheit(1 kg m-3 m3 m s-2 m-2 = 1 kg m m-2) = 1 N m-2 = 1 Pa. Während bei festen Körpern der Druck jeweils gerichtet übertragen wird, wirkt er inFlüssigkeiten und Gasen nach allen Richtungen. Die Auswirkungen dieses Gesetzesüber den Flüssigkeits- oder Gasdruck sind allgegenwärtig im täglichen Leben, nurmacht man es sich meistens nicht klar. (Wenn sich jemand auf eine aufgepumpteLuftmatratze plumpsen lässt, lupft es den Nachbarn, der schon darauf sitzt, nachoben, obwohl die verursachende Druckwirkung doch nach unten gerichtet war.)

Sinnfällig wird der Druck mit Hilfe der Vorstellungen der kinetischen Gastheorie:Danach kann man sich die Moleküle eines Gases (und einer Flüssigkeit) in ständigerungeregelter Bewegung vorstellen (Brownsche Molekularbewegung nach R. Brown1773–1858). Da in einem cm3 bei 0 °C und 1013 hPa Luftdruck 2,6868 ⋅ 1019 Mole-küle (Loschmidtsche Zahl nach J. Loschmidt 1821–1895) vorhanden sind, muss dieBewegung zu ständigen Zusammenstößen untereinander und mit den das Gas be-grenzenden Wänden (z. B. eines Behälters) führen. Die Druckkraft, die ein Gas aufeinen cm2 einer begrenzenden Wand ausübt, ist eine Folge der Stöße der Gasmole-küle gegen sie. Da die Molekularbewegung bei der riesigen Zahl von fast 27 Trilli-onen Teilchen in einem cm3 statistisch in allen Richtungen gleich verteilt ist, resul-tiert ein allseitig gleicher Druck. Wird in einem gegebenen Luftvolumen dieTemperatur erhöht, vergrößert sich die kinetische Energie der Moleküle und dieKraft der Stöße; → der Druck steigt. Volumenvergrößerung bedeutet weniger Mo-leküle pro Volumeneinheit und damit Verkleinerung der Zahl der Stöße pro Zeitein-heit; → der Druck auf die Wände fällt. Bei Volumenverkleinerung steigt er. Wenn

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11 Horizontale Luftdruckunterschiede und die Entstehung von Wind

Voraussetzung für die Einleitung von Luftbewegungen in der Horizontalebene isteine in derselben Ebene wirkende Antriebskraft. Es ist die Kraft des horizontalenLuftdruckgradienten.

Unter Gradient wird ganz allgemein die Änderung eines Messwertes pro Strecken-einheit in Richtung des stärksten Gefälles innerhalb des Wertefeldes verstanden. Esist somit eine Größe, die einen bestimmten Betrag und eine bestimmte Richtung imRaum hat („gerichtete Größe“ = Vektor).

Definition: Horizontaler Luftdruckgradient ist die Luftdruckabnahme (- dp = Diffe-renz von p) in einer Niveaufläche pro Streckeneinheit in der Richtung des stärkstenGefälles (dn = Distanz in Richtung senkrecht zu den Isobaren). Formelhaft geschrie-ben: grad p = –dp/dn. Horizontaler Luftdruckgradient setzt Druckunterschiede in derHorizontalebene voraus. Im Zusammenhang damit ist bereits der Einfluss der Tem-peratur einer Luftmasse auf die vertikale Luftdruckabnahme in ihr dargelegt worden.Daran ist nun anzuschließen, um die eine, die thermische, Entstehung von horizon-talen Luftdruckunterschieden abzuleiten. Die andere Ursache ist dynamischer Natur,resultierend aus bestimmten Charakteristika der Strömungsfelder in der Atmosphä-re, und wird später behandelt.

11.1 Die thermische Entstehung horizontaler Luftdruckunter-schiede in der Höhe

In der Fig. 11.1 sind in schematischem Nebeneinander von Vertikalschnitten die 3entscheidenden Stadien der Entwicklung eines Luftdruckfeldes wiedergegeben. Aufähnliche Art werden mit unterschiedlicher räumlicher Ausdehnung und zeitlicherAbfolge die Druckvoraussetzungen für den größten Teil aller Bewegungsvorgängein der Atmosphäre geschaffen.

Die Unterlage ist entsprechend den Hauptunterschieden des Energieumsatzes aufge-teilt in ein Nebeneinander von Wasser und festem Land. Über ihr sind die Schnitt-spuren der Flächen gleicher Höhe und der Flächen gleichen Luftdruckes eingetragen.H0 sei das Meeresniveau. Die Dimensionen in der horizontalen und vertikalen Rich-tung, also auch die Größenklassen der Druck- und Höhenwerte, werden noch an ei-ner bestimmten Stelle der Ableitung diskutiert. Zunächst genügt die Feststellung,dass die Ausdehnung in der Horizontalen wenigstens ein paar Kilometer, die in derVertikalen wenigstens ein paar hundert Meter beträgt, die Zeichnung also ungefährl0fach überhöht ist.

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Im Ausgangsstadium wird der Einfachheit halber thermo-, hygro- und barotropeSchichtung in der Atmosphäre angenommen, d. h. die Flächen gleicher Lufttempera-tur, gleicher -feuchte und gleichen -druckes sind im ganzen Vertikalschnitt parallelzu den Flächen gleicher Höhe. Es soll also keine horizontalen Temperatur-, Feuchte-und Druckunterschiede geben. Bei dieser Situation weist der Gesamtluftdruckgradi-ent senkrecht nach oben. Er hat keine horizontale Komponente und wirkt genau ent-gegengesetzt zur Schwerebeschleunigung. Die auf jedes Luftvolumen wirkendenKräfte Auftrieb und Schwerkraft heben sich deshalb gegenseitig auf. Es ist keinGrund für Bewegungen in irgendeiner Richtung vorhanden.

In diesem Stadium soll nun die Einstrahlung einsetzen. Dann wird die Luft über derLandfläche auf Grund der geringeren Wärmespeicherung im Boden und der stärkerenErwärmung der Oberfläche von unten her relativ stark angeheizt, über dem Wasser da-gegen fast nicht. Folge ist Ausdehnung der Luftsäule über dem Land und eine geringe-re vertikale Luftdruckabnahme pro Höhenzunahme. Luftvolumina, die in der Aus-gangssituation unterhalb einer der Flächen gleicher Höhe gelegen haben, geraten nachder Ausdehnung über sie und verstärken somit den Luftdruck in der betreffenden Flä-che gegenüber der Ausgangssituation. Im Vergleich zu der gleichen Höhe über demMeer, wo ja die Ausgangssituation erhalten geblieben ist, hat sich oberhalb des Ni-veaus H0 über Land ein relatives Hochdruckgebiet ausgebildet. Da der Ausdehnungs-effekt sich umso stärker auswirkt, je länger die Luftsäule ist, vergrößert sich der relati-ve Hochdruck mit wachsender Höhe. Denkt man sich z.B. zwischen denHauptdruckniveaus p2 und p3 die Zwischenniveaus in gleichen Druckintervallen (inder Zeichnung sind es 5) eingefügt, so ergeben sich auf der Schnittlinie der Niveauflä-che H3 von außen her gegen den Kern des Hochs Druckwerte von p3, p3' = p3 + 1/5 (p2– p3), p3" = p3 + 2/5 (p2 – p3) und p3'" = p3 + 3/5 (p2 – p3). Es ist leicht einzusehen, dassmit zunehmender Erhitzung von unten her der Kerndruck in den Höhenhochs größer,die Abfolge der Zwischenwerte zur Umgebung enger wird.

Fig. 11.1 Schema zur Entstehung thermisch bedingter horizontaler Druckunterschiede

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12 Der Wasserdampf in der Atmosphäre

In Kap. 4 wurde festgestellt, dass die Atmosphäre aus einem Gemisch von perma-nenten und nicht-permanenten Gasen sowie suspendiertem Aerosol besteht. Aufletztere wird speziell im Zusammenhang mit den Kondensationskernen noch zurück-zukommen sein. Hier ist der Wasserdampf in seiner physikalischen Sonderstellungals variabler Gasanteil der Atmosphäre, seiner Bedeutung in den Prozessen desEnergieausgleiches und der Niederschlagsbildung sowie in seiner horizontalen undvertikalen Verteilung in der Troposphäre zu besprechen.

Wasserdampf ist ein unsichtbares Gas. Das, was man beim Ausströmen aus Kühl-türmen oder beim Ausatmen in kalter Luft sieht und im täglichen Sprachgebrauch als„Dampf“ bezeichnet, sind Schwaden, die außer dem tatsächlichen Wasserdampfauch seine Kondensationsprodukte in Form von kleinsten Wassertröpfchen enthal-ten. Sie sind vergleichbar mit Nebel oder Wolken. Gasförmige Wassermolekülemüssten eigentlich Wassergas heißen.

12.1 Die physikalische Sonderstellung des Wasserdampfes

Im Unterschied zu den anderen Bestandteilen der Atmosphäre kann Wasser bei den aufder Erde natürlicherweise vorkommenden Drücken und Temperaturen in allen dreiAggregatszuständen vorkommen, fest als Eis, flüssig als Wasser, gasförmig als Was-serdampf. Begründet ist der Unterschied gegenüber Stickstoff und Sauerstoff einfachdarin, dass die Umwandlungspunkte des Wassers im oder nahe am Druck- und Tem-peraturintervall der Atmosphäre, diejenigen der genannten permanenten Gase weitabvon diesem liegen. In Fig. 12.1 sind die entsprechenden Schmelz- (bzw. Erstarrungs-)und Siedepunkte für den atmosphärischen Normaldruck von 1013 hPa aufgetragen.Der Siedepunkt des Sauerstoffs als der nächstgelegene Umwandlungspunkt liegt rund100 Kelvin unterhalb der tiefsten Atmosphärentemperatur in Bodennähe.

Unterhalb des Schmelzpunktes kann eine Materie in fester und gasförmiger, zwi-schen Schmelz- und Siedepunkt in flüssiger und gasförmiger, oberhalb des Siede-punktes nur in gasförmiger Zustandsphase vorkommen (Fig. 12.2).

Fig. 12.1 Schmelz- und Siedepunkte für Stickstoff, Sauerstoff und Wasserdampf in °C

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12.1 Die physikalische Sonderstellung des Wasserdampfes 161

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Es mag verwundern, dass mit dem festen und flüssigen auch der gasförmige Zustandgleichzeitig vorkommt. Wenn dem nicht so wäre, gäbe es in der Atmosphäre keinenWasserdampf. Einsichtig werden die Fakten am besten mit den Vorstellungen der ki-netischen Gastheorie. Man denke sich eine wassergefüllte Schale mit großer Ober-fläche unter einer Glasglocke, an die man ein Druckmessgerät angeschlossen hat, umden Druck unter der Glocke bestimmen zu können. Im Wasser befinden sich alleMoleküle in einer ungeregelten Bewegung (Brownsche Molekularbewegung). Nachder mechanischen Wärmetheorie entspricht die Gesamtsumme der Bewegungsener-gie aller Moleküle dem Inhalt des Wassers an Wärmeenergie. Wenn man der Schaledurch Anheizen zusätzliche Energie zuführt, äußert sich das in einer Erhöhung derGeschwindigkeit und der mittleren freien Weglänge der Moleküle (freie Weglänge= Strecke zwischen zwei Zusammenstößen). Von den Wassermolekülen dicht an derOberfläche hat eine gewisse Anzahl die Bewegungsrichtung nach außen. Für einenTeil von ihnen reicht auch die freie Weglänge über die Oberfläche des Wassers hin-aus. Um tatsächlich hinaus zu kommen, muss die Oberflächenspannung überwundenwerden. Sie ist das Ergebnis der van der Waalsschen Anziehungskräfte der Moleküleuntereinander (J.D. van der Waals, 1837–1923). Innerhalb der Flüssigkeit, wo jedesMolekül ringsum von anderen umgeben ist, heben sich die Anziehungskräfte gegen-seitig auf; für die Moleküle in der Oberflächenschicht bleibt hingegen eine resultie-rende Kraft zum Inneren hin. Diese muss überwunden werden, bevor ein Molekülaus der Wasseroberfläche austreten kann. Zum Überwinden der Kraft ist Arbeit ausder Bewegungsenergie zu leisten, wodurch sich die Geschwindigkeit verringert. DasHindurchtreten durch die Oberfläche werden diejenigen Moleküle mit der größtenBewegungsenergie schaffen. Dadurch verarmt die Flüssigkeit an energiereichenMolekülen – ihre Wärmeenergie wird kleiner – sie kühlt sich ab.

Erstes Ergebnis: Mit dem Austritt von Wassermolekülen aus dem Verband des Was-sers in die Atmosphäre darüber ist ein Verlust an thermischer Energie für das Wasserverbunden.

Wenn der Vorgang eine gewisse Zeit gelaufen ist, befindet sich über der Wasser-schale unter der Glocke eine gewisse Menge von Molekülen, die auch alle die unge-regelte Brownsche Bewegung vollziehen. Ein Teil hat die Bewegungsrichtung gegendie Wasseroberfläche, wird beim Übergang durch die Oberfläche von den van derWaalsschen Kräften beschleunigt und kommt mit relativ großer Bewegungsenergiewieder im Verband der Flüssigkeit an, der dadurch Energie gewinnt und seine Tem-peratur erhöht.

Fig. 12.2 Zustandsphasen zwischen den Umwandlungspunkten, schematisch

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13 Vertikale Luftbewegungen und ihre Konsequenzen

Im Vergleich zu den horizontalen sind vertikale Luftbewegungen nach Geschwin-digkeit und räumlicher Erstreckung relativ klein. Dabei ist letzteres nicht lediglicheine Konsequenz der verhältnismäßig geringen Vertikalausdehnung der Atmosphä-re. Vielmehr ist aus noch zu besprechenden dynamischen Ursachen der größte Teilder vertikalen Luftbewegungen auf die unteren Schichten der Troposphäre be-schränkt. Die dabei auftretenden Vertikalgeschwindigkeiten liegen in der Größen-ordnung von einigen cm s-1 bis ein paar m s-1 (größte Werte in Gewitterstürmen mit10 bis 15 m s-1). Trotz der relativ kleinen Bewegungsgrößen sind die meteorologi-schen und klimatologischen Konsequenzen der Vertikalbewegungen erheblich undüben einen entscheidenden Einfluss auf die Gestaltung von Wetter und Klima aus.Das ist einerseits eine Folge der sehr effektiven Austauschleistung und hängt ande-rerseits mit den thermodynamischen Umwandlungsprozessen zusammen, die mitvertikalen Luftbewegungen verbunden sind.

13.1 Der vertikale Austausch

In allen Abschnitten über die geographische Verteilung der klimatologischen Ele-mente, ob es Temperatur, Feuchte, Luftdruck, Windgeschwindigkeit oder Luftver-unreinigungen waren, wurde eine unvergleichlich größere vertikale als horizontaleVeränderung in den Wertefeldern konstatiert. Folge muss sein, dass vertikale Verla-gerungen von Luftquanten auch bei kleiner Geschwindigkeit und relativ geringerAusdehnung der Bewegung einen erheblichen Effekt für den Austausch von Masse(z. B. Wasserdampf- und Aerosolgehalt), Wärme und Bewegungsenergie zwischentieferen und höheren Luftschichten haben.

In allgemeiner Form kann man sagen, dass der Austausch einer Eigenschaft abhängtvom mittleren vertikalen Massentransfer und der Vertikalkomponente des Gradien-ten der Eigenschaft. Der Massentransfer stellt die Luftmasse (in g oder kg) dar, diein der Zeiteinheit (s oder min) durch die Einheitsfläche (cm2 oder m2) nach obenbzw. nach unten geht. Er wird als Austauschkoeffizient bezeichnet und hat die Di-mension [g⋅cm-1⋅s-1]. Im zeitlichen Mittel muss natürlich genauso viel Masse nachoben wie nach unten gehen.

Die Größe des Austauschkoeffizienten liegt in der bodennahen Luftschicht am häu-figsten bei Werten zwischen 1 und 10 g cm-1 s-1. Er kann aber auch wesentlich klei-ner werden oder bis ca. 100 g cm-1 s-1 ansteigen. Das hängt im Einzelnen von derSteuerung der Ursachen der Vertikalbewegung ab. Als allgemeine empirische Regelgilt, dass die Größe des Austauschkoeffizienten linear mit der Windgeschwindigkeitwächst und der Austausch selbst nahe dem Boden linear mit der Höhe zunimmt. In

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13.2 Die dynamische Turbulenz 179

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größeren Höhen wird zwar der Austauschkoeffizient mit der Windgeschwindigkeitgrößer, der vertikale Austauscheffekt aber kleiner, da die Gradienten der Eigenschaf-ten stark zurückgehen. Der vertikale Austausch hat zwei Ursachen: 1. die dynamische Turbulenz und 2. die thermische Turbulenz oder Konvektion.

Beide wirken im bodennahen Luftraum meist gleichzeitig miteinander und lassensich nur selten voneinander trennen. Von der Genese, der Dimension der Bewe-gungsabläufe und einigen dominierenden Konsequenzen her ist die systematischeUnterscheidung aber angebracht.

13.2 Die dynamische Turbulenz

Definition: Unter dynamischer Turbulenz versteht man die hydro- oder aerodyna-misch bedingte Verwirbelung einer Strömung.

In Kap. 11 wurde als Ursache die Änderung der Windgeschwindigkeit und -richtungmit der Höhe infolge des Reibungseinflusses bereits besprochen. Da die Scherungzwischen Schichten verschiedener Horizontalbewegung im Wesentlichen in vertika-ler Richtung angeordnet ist, müssen die turbulenten Scherwirbel als Wirbel mit ho-rizontalen Achsen auftreten.

Für die Aufwärtsbewegung der Luftquanten muss dabei Arbeit gegen die Schwer-kraft geleistet werden, im abwärts gerichteten Ast des Wirbels wird Energie gewon-nen. Da aber im Normalfall die zu hebende Luft pro Volumeneinheit etwas schwererals die absinkende ist, wird in der Summe Energie benötigt. Sie wird geliefert aus derBewegungsenergie des horizontalen Strömungsfeldes. Die erforderliche Menge istumso größer, je größer der Unterschied des spezifischen Gewichtes der Luftschich-ten in verschiedenen Höhen ist. Liegt unten besonders kalte Luft, ist der Aufwandbesonders groß. Kalte Luft unten, wärmere oben bedeutet eine stabile Schichtung inder Atmosphäre (s. u.). Ergebnis: Die für turbulente Vertikalbewegungen benötigteEnergie wird vom horizontalen Strömungsfeld geliefert. Sie ist besonders groß beithermisch stabiler Schichtung der Luftmassen, d. h. bei sehr kleinem hypsometri-schen Temperaturgradienten oder gar bei einer Inversion. Die benötigte Energie wirdkleiner bei relativ labiler Luftschichtung.

Konsequenzen:

1. Nur starke horizontale Windfelder können eine turbulente Durchmischung einerthermisch stabil geschichteten Luftmasse bewirken.

Bezeichnendes Beispiel ist die sog. Kaltlufthaut, die sich nach winterlichen Frostla-gen mit einer Schneedec

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Einführung in die Allgemeine Klimatologie - ReadingSample · 2018. 3. 25. · Einführung in die Allgemeine Klimatologie Bearbeitet von Wolfgang Weischet, Wilfried Endlicher 8.,