1.

Solares Klima / Strahlungshaushalt
 

-
-
-



-



-

Solarkonstante I0 = 1368 ± 0,7 W am oberen Rand der Atmosphäre
Mittlere Einstrahlung S0 = I0:4 (Kreisoberfläche -> Kugeloberfl.) = 342 W
Je höher die Temperatur eines strahlenden Körpers ist, desto mehr ist die Wellenlänge maximaler Energie ist zum kürzeren Spektralbereich verschoben (Wien´sches Verschiebungsgesetz) => Sonne strahlt im kurzwelligen (= 4000 nm), Erde im langwelligen Bereich (> 4000 nm)
Die Sonnenstrahlung unterliegt auf ihrem Weg durch die Atmosphäre einer wellenabhängigen Extinktion durch Absorption, Streuung und Reflexion. Die Durchlässigkeit der Atmosphäre für best. Spektralbereiche wird als Transmission bezeichnet.
Die in der Atmosphäre reflektierte, absorbierte (und reemittierte) und gestreute Strahlung wird als diffuse Himmelsstrahlung bezeichnet und bildet zusammen mit der direkten Sonnentstrahlung die Globalstrahlung.
 

1.1

Absorption

-

-

-

-

Wechselwirkung zw. Strahlung und Materie, Energieübergang Photon -> Elektron, Umwandlung elektromagnetische Wellenenergie -> Wärmeenergie
Da die Atmosphäre kälter als die Sonne ist, hat die von den absorbierenden Gasen reemittierte Strahlung viel größere Wellenlängen (Wien´sches Verscjiebungsgesetz)
Bestimmte Elemente/Gase (O2, O3, CO2, CH4, N2O) absorbieren in der Atmosphäre bestimmte Wellenlängen -> Absorptionsbanden
Die Absorption ist in der Atmosphäre rel. gering (19 %), an der Erdoberfläche rel. hoch
(˜ 50 %).
 

1.2

Streuung

-

-

-

Richtungsänderung der Strahlung, erhöhte Strahldivergenz. Gestreut werden sowohl einfallende (Sonne) als auch ausgehende (Eofl., Wolken) kurzwellige Strahlung.
Raleigh-Streuung: an Luftmolekülen Ø < (Wellenlänge) => Streuung des blauen Spektralbereichs, blauer Himmel
Mie-Streuung: an festen und flüssigen Aerosolteilchen, Wassertröpfchen Ø > => Wellenlängenabhängigkeit schwächer ausgeprägt, weißlich-grauer Himmel (Nebel etc.)
 

1.3

Reflexion

-

Sonderfall der Streuung, starke Richtungsänderung der Strahlung

-

-
-

Planetare Albedo (Atmosphärenoberrand) = 30-31%
Schnee 90%, Wasser (ruhig, hoher Sonnenstand) 5%, Wasser (bewegt, niedriger Sonnenstand) 50%
 

1.4

Strahlungsbilanz
 

-

Die mittlere Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist positiv, die der Atmosphäre negativ. QEo = - QA

2.

Wärmehaushalt
 

-

-
-

-

Der Ausgleich der Strahlungsbilanzen zw. Eofl. und Atmosphäre erfolgt durch turbulente Wärmeströme: fühlbare Wärme und latente (Kondensations-)Wärme
Der Transport fühlbarer Wärme spielt sich hauptsächlich in der unteren Troposphäre ab.
Der latente Wärmestrom bewirkt eine hochreichende Erwärmung in den Tropen und gleicht dort die Abkühlung infolge der negativen Strahlungsbilanz in der Atmosphäre aus.
Zwischen der Erwärmung in den Tropen und der Abkühlung in den Polargebieten ist ein kontinuierlicher meridionaler Energietransport vorhanden, der die allgemeine atmosphärische Zirkulation hervorruft.

3.

Vertikaler Luftmassentransport
 

3.1

Adiabatischer Aufstieg
 

3.1.1

Trockenadiabatischer Aufstieg
 

-

-

-

-

Aufsteigende Luft gelangt unter geringeren Außendruck und dehnt sich deshalb adiabatisch aus.
Ausdehnung (Volumenvergrößerung) erfordert Arbeit, diese wird aus der thermischen (inneren) Energie des Luftquantums bezogen.
Dadurch kühlt sich das Luftpaket ab, sinkt nach unten und erfährt durch den nun wieder zunehmenden Außendruck eine Volumenverkleinerung.
Die hierfür erbrachte Kompressionsarbeit wird im Inneren des Luftquantums in thermische Energie umgewandelt (Kompressionswärme). Das Luftpaket erwärmt sich wieder.
 

3.1.2

Feuchtadiabatischer Aufstieg
 

-
-


-

Tk ist der Temperaturbetrag der Kondensationswärme
Je größer die kondensierte Wasserdampfmenge ist, desto größer ist auch Tk.
=> die adiabatische Temperaturabnahme verringert sich mit zunehmendem Wasserdampfgehalt
Der Wasserdampfgehalt in der Luft ist abhängig von der Temperatur
(-> Sättigungsdampfdruck): Je niedriger die Temperatur, desto niedriger die aufnehmbare Wassermenge.
 

3.2

Schichtung
 

3.2.1

Trockenlabile Schichtung
 

-

-

-

Ein aufwärts bewegtes Luftquantum ist immer wärmer als seine Umgebung, deshalb ist es immer leichter und kann beschleunigt aufsteigen.
Ein abwärts bewegtes Luftquantum ist immer kälter als seine Umgebung, deshalb ist es immer schwerer und sinkt beschleunigt ab.
Ein einmal aus seiner Ruhelage entferntes Luftpaket kann nicht mehr dorthin zurückkehren.
 

3.2.2

Trockenindifferente Schichtung
 

-

Ein Luftpaket ist immer im Gleichgewicht mit seiner Umgebung
 

3.2.3

Trockenstabile Schichtung
 

-

Ein aufwärts bewegtes Luftquantum ist immer kälter als seine Umgebung, deshalb ist es schwerer und muss in seine Ausgangslage zurückkehren.
 

3.2.4

Feuchtlabile Schichtung
 

-
-

unbehinderter, beschleunigter Aufstieg des Luftquantums (vgl. trockenlabile Schichtung)
Durch Kondensation kommt es zu hochreichender Wolkenbildung mit starken Aufwinden (Cumulus congestus, Cumulonimbus)
 

3.2.5

Feuchtindifferente Schichtung
 

-

vgl. trockenindifferente Schichtung
 

3.2.6

Feuchtstabile Schichtung
 

-

-

Ein aufwärts bewegtes Luftquantum ist immer kälter als seine Umgebung, deshalb ist es schwerer und muss in seine Ausgangslage zurückkehren.
Durch Kondensationsvorgänge bilden sich Schichtwolken (...-stratus)
 

3.2.7

Latente/bedingte Labilität
 

-

Die Zustands-/Temperaturänderungskurve eines Luftquantums liegt zwischen trocken- und feuchtadiabatisch, also:
 

1 K/100m < Zustandskurve < 0,5 K/100m
 

-
-

Daher liegt hier gleichzeitig trockenstabile und feuchtlabile Schichtung vor.
Die Stabilität herrscht solange, bis Kondensation eintritt. Dann kommt es zu verstärkter Vertikalbewegung des Luftquantums (latente/bedingte Labilität). Diese Schichtungsverhältnisse haben eine besondere Bedeutung im Falle von erzwungenem Aufstieg, bspw. an Hindernissen oder Fronten.
 

3.3

Inversion und Isothermie
 

-
-

Isothermie = gleichbleibende Temperatur mit zunehmender/abnehmender Höhe
Inversion = zunehmende Temperatur mit zunehmender Höhe => stark bis extrem stabile Schichtung, hemmend für Vertikalbewegungen (Sperrschicht)
 

3.3.1

Strahlungsinversion

-

Nächtliche Ausstrahlung bei wolkenarmer Witterung bewirkt eine starke Abkühlung der bodennahen Luftschichten, die sich jedoch nur langsam nach oben fortpflanzt.
-> Temperaturinversion -> Nebelbildung
 

3.3.2

Absinkinversion (Subsidenz- / Schrumpfungsinversion)

-

-


-

Bei dynamischen Absinkvorgängen in Hochdruckgebieten erwärmt sich die Luft adiabatisch um 1 K/100m und trocknet aus.
Dieses Absinken vollzieht sich bis zu einer bestimmten Höhe, die abhängig ist von der Thermik der unteren, bodennahen Luftschichten. Ab dieser Höhe erfolgt horizontales Ausbreiten der Luft.
Da die unteren Luftschichten aufsteigen (= sich abkühlen) und die oberen absinken (= sich erwärmen), entsteht eine Inversion.
 

3.3.3

Aufgleitinversion

-

entspr. Warmfront
 

3.3.4

Turbulenzinversion

-


-

-

-

Voraussetzung: auffrischender Wind (dynamische Inversion) in der Bodenschicht. Daraus resultiert ein turbulentes Auf- und Absteigen einzelner Luftpakete mit entspr. trockenadiabatischen Temperaturänderungen.
An der Obergrenze der turbulenten Schicht bildet sich eine Höheninversion, da die Luft hier eine niedrigere Temperatur aufweist, als darüber absinkende Luftpakete.
An der Obergrenze der durchmischten Schicht bilden sich Stratus und Stratocumulusschichten
Beispiel Passatinversion: In der bodennahen Schicht bildet sich ein kräftiger vertikaler Wasserdampftransport durch die turbulente Passatströmung. Die dadurch aufsteigenden Luftmassen sind kälter als der aus der Höhe absinkende Ast der Hadley-Zelle. An der Grenzschicht der beiden Strömungen bilden sich die charakteristischen Passatcumuli.
 

4.

Wasser in der Atmosphäre
 

-

-

Absolute Feuchte a: Wasserdampfgehalt in g/m3. Bei Vertikalbewegungen ist dieser Wert nicht konstant, da Luft unter geringerem Druck ihr Volumen ändert.
Spezifische Feuchte q: Wasserdampfmenge (g) in 1 kg Luft

-

-
 

-
-

-

Amax ist abhängig vom Taupunkt, der Temperatur, bei der Wasserdampfsättigung eintritt.
Dampfdruck e: Partialdruck des Wasserdampfes in der Luft (Luftdruck = aller Partialdrücke)
Sättigungsdampfdruck E: maximal möglicher Dampfdruck. Abhängig Temperatur (je höher T, desto höher E)