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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
schnell und portofrei erhältlich bei
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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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
Vorwort zur 7. Auflage
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
Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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Vorwort zur 8. Auflage
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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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
Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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12 Inhalt
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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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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14 Inhalt
Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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
Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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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1 Das Klima mit seinen Raum- und Zeitdimensionen 17
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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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
Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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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Borntraeger, Fr. Pfeifer, „Weischet, Klimatologie“
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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11.1 Die thermische Entstehung horizontaler
Luftdruckunterschiede 135
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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
Lese
probe
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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