Die Präsentation wird geladen. Bitte warten

Die Präsentation wird geladen. Bitte warten

Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima: Nachträge.

Ähnliche Präsentationen


Präsentation zum Thema: "Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima: Nachträge."—  Präsentation transkript:

1 Das Klimasystem und seine Modellierung ( ) – André Paul Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima: Nachträge

2 Zur Erinnerung: MODTRAN - Schwarzkörperspektren und Absorptionsspektrum der Atmosphäre für langwellige Strahlung Wellenzahl

3 Was bedeutet die Wellenzahl?

4 Treibhauswirkung von CO 2 Ist der Effekt einer Erhöhung der CO 2 - Konzentration heute (~375 ppm) um 5 ppm der gleiche wie während des letzten Glazials (CO 2 -Konzentration ~200 ppm)?

5 Bandsättigung Kern der CO 2 -Bandes gesättigt, Ränder noch nicht Energieflussdichte wächst nicht linear mit der CO 2 -Konzentration, sondern proportional zum Logarithmus der CO 2 - Konzentration

6 Wie sieht das Vertikalprofil von CO 2 in der Atmosphäre aus?

7 MODTRAN: Profile der 1976 US Standard Atmosphere Vertikalprofil von Kohlendioxid (CO 2 )

8 Das Klimasystem und seine Modellierung ( ) – André Paul Energiehaushalt der Erdoberfläche

9 Literatur Hartmann, Kapitel 4

10 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

11 Energiehaushalt der Erdoberfläche Die Wärmehaushaltsgleichung für die Erdoberfläche lautet: Anschauliche Beziehung zwischen den verschiedenen Beiträgen [Abbildung 4.1 aus Hartmann (1994)]:

12 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

13 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.

14 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

15 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 m des Meeres) gespeicherte Energie effektive Wärmekapazität des Land-Ozean- Systems effektive Temperatur

16 [Tabelle 4.1 aus Hartmann (1994), nach Brutsaert (1982)] Wenn Wasser in poröses Material eindringt und die Luft verdrängt, nimmt die Wärmekapazität deutlich zu.

17 Wärmespeicherung im Boden Vertikaler Energiefluss durch Wärmeleitung proportional zum vertikalen Temperaturgradienten Wärmehaushalt im Boden bestimmt durch Wärmespeicherung und Konvergenz des diffusiven Wärmeflusses Einfache Diffusionsgleichung falls Wärmeleitfähigkeit K T temperaturunabhängig Eindringtiefe einer Temperaturanomalie hängt ab von Zeitskala der periodischen Anregung und thermischem Diffusionskeoffizienten D T =K T /C s.

18 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 D T : m 2 s -1. Typische Werte für die Eindringtiefe h T : für tägliche Schwankungen rund 10 cm, für jährliche Schwankungen ungefähr 1.5 m für Schwankungen auf einer Zeitskala von 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).

19 Bodentemperatur in verschiedenen Tiefen unter einer Grasfläche in ONeill, 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.

20 Erwärmung der Erdoberfläche durch Strahlung Sonnenstrahlung reflektierte Sonnenstrahlung atmosphärische Gegenstrahlung Ausstrahlung Wärmegewinn aus dem Strahlungsumsatz durch Einstrahlung und Ausstrahlung:

21

22 Wärmeumsatz durch Einstrahlung 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

23 Albedo für verschiedene Oberflächen in Prozent [Tabelle 4.2 aus Hartmann (1994)]

24 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.

25 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

26 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%).

27 Albedo vieler Oberflächen hängt von der Wellenlänge der Einstrahlung ab. Pflanzen wie Sudangras und Alfalfa brauchen Sonnenstrahlung der Wellenlänge m für Photosythese. Höhere Albedos für Wellenlängen länger als 0.7 m helfen, die Blätter kühl zu halten [Abbildung 4.5 aus Hartmann (1994)]

28 Wärmeumsatz durch Ausstrahlung 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%.

29 Zur Erinnerung: Definition des schwarzen Körpers Ein (idealer oder perfekter) schwarzer Körper absorbiert Strahlung jeder Wellenlänge vollständig.

30 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

31 Emissionsvermögen Emissionsvermögen oder Emissivität : Verhältnis der tatsächlichen Ausstrahlung eines Körpers oder Gasvolumens E R zur Schwarzkörperstrahlung E BB gleicher Temperatur

32 Erdoberfläche Atmosphäre von der Erde aus gesehen Atmosphäre vom Weltall ausgesehen Berechnung der Schwarzkörpertemperatur

33 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

34 Struktur einer konvektiven atmosphärischen Grenzschicht: potentielle Temperatur, Luftfeuchtigkeit, Impuls und die entsprechenden vertikalen turbulenten Flüsse Abbildung 4.6 aus Hartmann (1994)]. Wenn die Grenzschicht instabil ist und Auftriebs- oder Scherkräfte Turbulenz erzeugen, bildet sich eine gut durchmischte Schicht aus.

35 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.

36 Lufttemperaturen zu verschiedenen lokalen Zeiten in den unteren 1500 m der Atmosphäre in ONeill, 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

37 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

38 Neutrale Grenzschicht Dimensionsbetrachtung führt auf logarithmisches Geschwindigkeitspotential U(z): Reibungsgeschwindigkeit: charaketeristische Windgeschwindigkeit 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 z 0

39 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): wobei der Reibungskoeffizient für die Bezugshöhe z r ist.

40 Stratifizierte Grenzschicht Dimensionsbetrachtung schließt Wärmefluss und Auftrieb mit ein Vertikale Stabilität wird durch Richardson- Zahl charakterisiert: g: Erdbeschleunigung T 0 : Bezugstemperatur hängt von vertikalen Ableitungen der potentiellen Temperatur und der Windgeschwindigkeit U ab.

41 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

42 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.

43 Oberfläche Turbulente Wärmeflüsse Atmosphäre T A, q A T S, q S Ansatz z.B.: Flüsse proportional zu Temperatur- und Feuchtegradienten

44 Flüsse fühlbarer und latenter Wärme in der atmosphärischen Grenzschicht Fluss fühlbarer Wärme: Fluss latenter Wärme: C DH und C DE 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.

45 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

46

47 Relative Luftfeuchtigkeit: Spezifische Luftfeuchtigkeit in der Bezugshöhe ausgedrückt mit Hilfe der relativen Luftfeuchtigkeit: Fluss latenter Wärme, ausgedrückt in der Temperaturdifferenz und der relativen Luftfeuchtigkeit :


Herunterladen ppt "Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima: Nachträge."

Ähnliche Präsentationen


Google-Anzeigen