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Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul
Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima:
Nachträge
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Zur Erinnerung: MODTRAN - Schwarzkörperspektren und Absorptionsspektrum der Atmosphäre für langwellige Strahlung
Wellenzahl
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• Was bedeutet die Wellenzahl?
11, cmn n
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Treibhauswirkung von CO2
• Ist der Effekt einer Erhöhung der CO2-
Konzentration heute (~375 ppm) um 5
ppm der gleiche wie während des letzten
Glazials (CO2-Konzentration ~200 ppm)?
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Bandsättigung
• Kern der CO2-Bandes gesättigt, Ränder
noch nicht
• Energieflussdichte wächst nicht linear mit
der CO2-Konzentration, sondern
proportional zum Logarithmus der CO2-
Konzentration
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• Wie sieht das Vertikalprofil von CO2 in der
Atmosphäre aus?
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MODTRAN: Profile der “1976 US Standard Atmosphere”
Vertikalprofil von Kohlendioxid (CO2)
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Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul
Energiehaushalt der Erdoberfläche
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Literatur
• Hartmann, Kapitel 4
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Berührungspunkt
• Die Erdoberfläche ist die gemeinsame
Grenzfläche zwischen Atmosphäre und
Ozean oder Land
• Unter Umständen (z. B. bei bewegter See,
unterschiedlichem Pflanzenbewuchs) ist
der genaue Berührungspunkt nur schwer
zu bestimmen
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Energiehaushalt der Erdoberfläche
eos
s
EG R LE SH F
t
Die Wärmehaushaltsgleichung für die Erdoberfläche lautet:
Anschauliche Beziehung zwischen den verschiedenen Beiträgen [Abbildung 4.1 aus Hartmann (1994)]:
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sR
LE
SH
/sE t G
eoF
Wärmegewinn aus dem Strahlungsumsatz (absorbierte Sonnen- und Himmelsstrahlung minus effektive Ausstrahlung)
Wärmeverlust durch Verdunstung (oder Wärmegewinn durch Kondensation)
Wärmeverlust durch direkte (konvektive) Übertragung fühlbarer Wärme an die Luft (oder Wärmegewinn durch Wärmeübertragung von der Luft auf das Wasser)
Wärmespeicherung unter der Erdoberfläche
Wärmeverlust durch Divergenz des horizontalen Wärmeflusses unter der Erdoberfläche (z. B. bei Wärmetransport durch Meeresströmungen)
Energiehaushalt der Erdoberfläche
Bedeutung der Symbole
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eosR LE SH F
Im Gleichgewicht (z. B. im Jahresmittel für die Meeresoberfläche und im Tagesmittel für die Landoberfläche) gilt
Energiehaushalt der Erdoberfläche
In den meisten Fällen stellt der Strahlungsumsatz einen Wärmegewinn und die Verdunstung, direkte Wärmeübertragung und die Differenz des horizontalen Wärmeflusses einen Wärmeverlust für die Erdoberfläche dar.
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Vernachlässigte Glieder in der Wärmehaushaltsgleichung
• Wärmeverlust durch Schnee- und Eisschmelze
• Umwandlung kinetischer Energie (Wind, Wellen) in Reibungswärme
• Wärmeübertragung durch Niederschlag
• Wärmeverlust durch Photosynthese (oder Wärmegewinn durch Oxydation)
• Wärmezufuhr aus dem Erdinneren (geothermer Wärmefluss)
• Wärmegwinn aus Zerfall radioaktiver Stoffe
• Wärmegewinn z. B. aus Kraftwerken
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Wärmespeicherung an der Erdoberfläche
• Die „effektive“ Wärmekapazität hängt ab von
– den physikalischen Eigenschaften der
Oberfläche
– der Tiefe (obere Meter des Bodens oder, je
nach Jahreszeit, obere 50-200 m des Meeres)
eo eosE C Tgespeicherte Energie
sE
eoCeffektive Wärmekapazität des Land-Ozean-Systems
eoT effektive Temperatur
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[Tabelle 4.1 aus Hartmann (1994), nach Brutsaert (1982)]
Wenn Wasser in poröses Material eindringt und die Luft verdrängt, nimmt die Wärmekapazität deutlich zu.
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Wärmespeicherung im Boden
s T
TF K
z
s s T
T TC F K
t z z z
2
2T
T TD
t z
T Th D
Vertikaler Energiefluss durch Wärmeleitung proportional zum vertikalen Temperaturgradienten
Wärmehaushalt im Boden bestimmt durch Wärmespeicherung und Konvergenz des diffusiven Wärmeflusses
Einfache Diffusionsgleichung falls Wärmeleitfähigkeit KT temperaturunabhängig
Eindringtiefe einer Temperaturanomalie hängt ab von Zeitskala der periodischen Anregung und thermischem Diffusionskeoffizienten DT=KT/Cs.
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Typische Werte für die Wärmeleitfähigkeit : 0.1 W m-1 K-1 (trockener Torf) bis 2.5 W m-1 K-1 (Sand).
Typischer Wert für den thermischen Diffusionskoeffizienten DT : 510-7 m2s-1.
Typische Werte für die Eindringtiefe hT: für tägliche Schwankungen rund 10 cm,für jährliche Schwankungen ungefähr 1.5 mfür Schwankungen auf einer Zeitskala von 10000 Jahren gut 150 m
Aus tief in den Boden reichenden Temperaturprofilen können Schwankungen der Oberflächentemperatur auf Zeitskalen von hunderten bis tausenden von Jahren rekonstruiert werden (ähnlich wie in Eiskernen).
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Bodentemperatur in verschiedenen Tiefen unter einer Grasfläche in O‘Neill, Nebraska an einem klaren Sommertag (13. August 1951) [Abbildung 4.2 aus Hartmann (1994)]. Tiefer im Boden nehmen die Amplituden ab und verspäten sich die Extreme. In 40 cm Tiefe ist der Tagesgang fast verschwunden.
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Erwärmung der Erdoberfläche durch Strahlung
(0) (0) (0) (0)sR S S F F
(0)S
(0)S
(0)F
(0)F
Sonnenstrahlung
reflektierte Sonnenstrahlung
atmosphärische Gegenstrahlung
Ausstrahlung
Wärmegewinn aus dem Strahlungsumsatz durch Einstrahlung und Ausstrahlung:
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(0)S
(0)S
(0)F (0)F
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Wärmeumsatz durch Einstrahlung
(0) (0) (0) 1 sS S S
• Die Sonnenstrahlung setzt sich aus der
gerichteten, direkten Sonnenstrahlung und
der diffusen Himmelsstrahlung zusammen.
• Der Wärmeumsatz lässt sich schreiben als
Produkt von Einstrahlung und
Absorptionsvermögen der Oberfläche:
mit s: Oberflächenalbedo
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Albedo für verschiedene Oberflächen in Prozent[Tabelle 4.2 aus Hartmann (1994)]
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Oberflächenalbedo
• Schwankt zwischen 5% (oder noch weniger) für
die Meeresoberfläche bei ruhiger See und 90%
für trockenen Neuschnee
• Reflexion an der Meeresoberfläche hängt ab von
Sonnenhöhe (Zenitwinkel), Bewölkung, Seegang
und Trübung
• Reines Wasser reflektiert am meisten blaues
Licht. Natürliches Wasser enthält Schwebstoffe,
die bevorzugt grünes Licht reflektieren.
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Oberflächenalbedo
• Das Minimum der Gesamtschwächung der
Sonnenstrahlung im Wasser liegt bei einer
Wellenlänge von 0.48 m, was genau der
Wellenlänge für das Maximum der
Sonnenstrahlung entspricht.
denkbar günstigste Bedingungen für
Photosynthese und organische Produktion
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Abhängigkeit der Albedo einer Wasseroberfläche von Zenitwinkel und Bewölkungsgrad Abbildung 4.4 aus Hartmann (1994)]
Bei wolkenlosem Himmel und tiefstehender Sonne ist die Reflexion besonders ausgeprägt.
Bei bedecktem Himmel ist die Reflexion der diffusen Himmelstrahlung nahezu konstant(ungefähr 6.6%).
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Albedo vieler Oberflächen hängt von der Wellenlänge der Einstrahlung ab. Pflanzen wie Sudangras und Alfalfa brauchen Sonnenstrahlung der Wellenlänge 0.4-0.7 m für Photosythese.Höhere Albedos für Wellenlängen länger als 0.7 m helfen, die Blätter kühl zu halten [Abbildung 4.5 aus Hartmann (1994)]
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Wärmeumsatz durch Ausstrahlung
4(0) 1 (0) sF F T
4(0) (0) (0) sF F F T
Wenn die Wellenlängen der absorbierten und emittierten langwelligen Strahlung übereinstimmen, dann ist das effektive Absorptionsvermögen einer Oberfläche gleich ihrem Emissionsvermögen .
Daher kann man schreiben:
Das Emissionsvermögen der meisten natürlichen Oberflächen liegt zwischen 90 und 98%.
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Zur Erinnerung: Definition des schwarzen Körpers
• Ein („idealer“ oder „perfekter“) schwarzer
Körper absorbiert Strahlung jeder
Wellenlänge vollständig.
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4 8 2 4; 5.67 10 Wm K .BBE T
Zur Erinnerung: Hohlraum- oder Schwarzkörperstrahlung
• Stefan-Boltzmann-Gesetz:
Strahlungsflussdichte im inneren eines
Hohlraums, der sich im thermodynamischen
Gleichgewicht befindet:
• Entspricht der langwelligen Ausstrahlung eines
idealen schwarzen Körpers
Korrigierter Zahlenwert
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Emissionsvermögen
• Emissionsvermögen oder Emissivität : Verhältnis der tatsächlichen Ausstrahlung eines
Körpers oder Gasvolumens ER zur
Schwarzkörperstrahlung EBB gleicher Temperatur
.4TEE
ER
BB
R
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Erdoberfläche
Atmosphäre von der Erde aus gesehen
Atmosphäre vom Weltall ausgesehen
• Berechnung der Schwarzkörpertemperatur
4 .BBET
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Atmosphärische Grenzschicht
• Niedrigster Teil der Troposphäre, in dem Wind, Temperatur und Luftfeuchtigkeit stark von der Oberfläche beeinflusst sind.
• Typische Tiefe 1 km
• Reagiert schnell auf Änderungen in den Oberflächenbedingungen
• Masse, Impuls und Energie werden durch turbulente Bewegungen transportiert
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Struktur einer konvektiven atmosphärischen Grenzschicht: potentielle Temperatur, Luftfeuchtigkeit, Impuls und die entsprechenden vertikalen turbulenten FlüsseAbbildung 4.6 aus Hartmann (1994)]. Wenn die Grenzschicht instabil ist und Auftriebs- oder Scherkräfte Turbulenz erzeugen, bildet sich eine „gut durchmischte Schicht“ aus.
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Mittlere Profile für Windgeschwindigkeit, potentielle Temperatur, Richardson-Zahl und vertikale turbulente Flüsse von potentieller Temperatur und horizontalem Impuls aus nächtlichen Beobachtungen in Haswell, Colorado, am 24. März 1974 [Abbildung 4.7 aus Hartmann (1994)]. Auskühlung durch Ausstrahlung setzt die Turbulenz stark herab.
![Page 36: Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima: Nachträge](https://reader036.vdocuments.pub/reader036/viewer/2022062318/55204d6549795902118bb340/html5/thumbnails/36.jpg)
Lufttemperaturen zu verschiedenen lokalen Zeiten in den unteren 1500 m der Atmosphäre in O‘Neill, Nebraska, am 13. August 1951 [Abbildung 4.2 aus Hartmann (1994)]
Bei Sonnenaufgang: Oberfläche kälter als Luft in 1 km Höhe
Am Vormittag: Einstrahlung erwärmt Oberfläche und Temperaturinversion verschwindet
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Atmosphärische Grenzschicht
• Neutrale Grenzschicht
– Auftrieb spielt kaum eine Rolle
– Quelle für Turbulenz ist der mittlere Wind in
der freien Atmosphäre
• Stratifizierte Grenzschicht
– Dichteschichtung
– Auftrieb spielt eine wichtige Rolle
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*
0
( ) lnu z
U zz
Neutrale GrenzschichtDimensionsbetrachtung führt auf logarithmisches Geschwindigkeitspotential U(z):
u Reibungsgeschwindigkeit: charaketeristische Windgeschwindigkeit
0z
von Karmann-Konstante 0.4
Rauhigkeitshöhe: Höhe, in der die Windgeschwindigkeit den Wert null erreicht (ungefähr 1 mm für durchschnittlichen Seegang und mehr als 1 m für Städte mit hohen Gebäuden)
(gültig für Höhen z sehr viel größer als z0
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für die Reibungsgeschwindigkeit Setzt man den Ausdruck
in die Formel für das logarithmische Geschwindigkeitsprofil ein, erhält man folgende Gleichung für den vertikalen Impulsfluss an der Oberfläche (die Windschubspannung):
0u
20 D rC U
2
2
0
ln rD
zC
z
wobei
der Reibungskoeffizient für die Bezugshöhe zr ist.
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20
/Ri
/
g z
T U z
Stratifizierte Grenzschicht
• Dimensionsbetrachtung schließt Wärmefluss und
Auftrieb mit ein
• Vertikale Stabilität wird durch Richardson-Zahl
charakterisiert:
g: ErdbeschleunigungT0: Bezugstemperatur
hängt von vertikalen Ableitungen der potentiellen
Temperatur und der Windgeschwindigkeit U ab.
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02
0
( ) ( )Ri
( )r r
Br
z z zg
T U z
• „Bulk“-Richardson-Zahl für die atmosphärische
Grenzschicht:
• Anschaulich:
– Richardson-Zahl groß
potentielle Temperatur der oberflächennahen Luft
gegenüber der an der Oberfläche hoch
Atmosphäre stabil geschichtet
vertikaler Austausch unterdrückt
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Tagesgang der Windgeschwindigkeit, gemessen an einem Turm in Oklahoma City zwischen Juni 1966 und Mai 1967 [Abbildung 4.9 aus Hartmann (1994)]
Windgeschwindigkeiten nahe der Oberfläche nehmen in der Nacht ab, weil durch die größere vertikale Stabilität der Impulsaustausch mit der freien Atmosphäre unterdrückt ist.
In größeren Höhen nehmen sie zu, weil die Oberflächenreibung herabgesetzt ist.
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Oberfläche
Turbulente Wärmeflüsse
Atmosphäre
TA, qA
TS, qS
Ansatz z.B.: Flüsse proportional zu Temperatur- und Feuchtegradienten
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DHSH ( )p r s a rc C U T T z
DELE ( )r s a rL C U q q z
Flüsse fühlbarer und latenter Wärme in der atmosphärischen Grenzschicht
Fluss fühlbarer Wärme:
Fluss latenter Wärme:
CDH und CDE sind die Transportkoeffizienten für Temperatur und Luftfeuchtigkeit. Sie sind nahezu konstant und hängen nur schwach von der Oberflächenrauhigkeit, der Dichteschichtung (durch die Richardson-Zahl) und der Bezugshöhe ab.
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Fluss fühlbarer Wärme
• Meer überträgt Wärme direkt an darüber
liegende Luft, weniger durch physikalische
Wärmeleitung als vielmehr durch
Wärmeaustausch bei turbulenter Luft
(Dietrich et al., 1975)
• entspricht Wärmeverlust durch direkte
(konvektive) Wärmeübertragung
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SH LH
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RHq
q
Relative Luftfeuchtigkeit:
RHa s a s
qq q T T T
T
Spezifische Luftfeuchtigkeit in der Bezugshöhe ausgedrückt mit Hilfe der relativen Luftfeuchtigkeit:
1DELE 1 RH RH p
s e s a
cL C U q B T T
L
Fluss latenter Wärme, ausgedrückt in der Temperaturdifferenz und der relativen Luftfeuchtigkeit: