Die globale Energiebilanz

Präsentation zum Thema: "Die globale Energiebilanz"—  Präsentation transkript:

1 Die globale Energiebilanz
Das Klimasystem und seine Modellierung ( ) – André Paul

2 Website

3 Vorlesungsplan Einführung in das Klimasystem Die globale Energiebilanz
Konzeptionelle Klimamodelle: Das 0-dimensionale Energiebilanzmodell Atmosphärischer Strahlungstransport und Klima Konzeptionelle Klimamodelle: Das Strahlungs-Konvektions-Modell Wärmehaushalt der Erde Wasserhaushalt der Erde (hydrologischer Kreislauf)

4 Vorlesungsplan Klimaempfindlichkeit und Rückkopplungsmechanismen
Allgemeine atmosphärische Zirkulation und Klima Allgemeine ozeanische Zirkulation und Klima Konzeptionelle Klimamodelle: Das 1-dimensionale Energiebilanzmodell Realitätsnahe globale Klimamodelle

5 Website

6 Die globale Energiebilanz
Wärme und Energie Sonne und Bahnbewegung der Planeten Energiebilanz der Erde Strahlungstemperatur der Erde Treibhauseffekt Globale Bilanz der Strahlungs- und Energieflüsse Verteilung der Sonneneinstrahlung Energiebilanz am Außenrand der Atmosphäre Polwärts gerichteter Energietransport

7 1. Wärme und Energie Die Temperatur T ist ein Maß für die innere Energie U eines Systems, die in der Bewegung seiner Atome oder Moleküle enthalten ist: Um zu verstehen, wie die Temperatur aufrecht erhalten wird, muss man die Energiebilanz betrachten, die formal ihren Ausdruck im Ersten Hauptsatz der Thermodynamik findet.

8 2. Sonne und Bahnbewegung der Planeten
Die Leuchtkraft der Sonne L0 ist die pro Zeiteinheit insgesamt abgestrahlte Energie, d. h. die Strahlungsleistung der Sonne in allen Bereichen des Spektrums. Theorien der Sternentwicklung zufolge ist die Leuchtkraft der Sonne während der Lebensdauer der Erde (~5 Milliarden Jahre) um 30% angestiegen Die Erde umrundet die Sonne in einem nahzu konstanten Abstand, so dass die Sonne für uns eine stabile und komfortable Quelle von Wärme und Licht ist. Die Photosphäre ist die Region der Sonne, von der der größte Teil der Strahlungsenergie in den Weltraum gelangt. Leuchtkraft aus Wikipedia, der freien Enzyklopädie Wechseln zu: Navigation, Suche Die Leuchtkraft ist ein Maß für die Energieemission eines Sterns in Form von elektromagnetischer Strahlung, die von seiner Temperatur und dem Radius abhängt. Sie wird in der abgestrahlten Energiemenge pro Sekunde angegeben. Unter der Leuchtkraft L versteht man die pro Sekunde insgesamt abgestrahlte Energie, d. h. die (Strahlungs-) Leistung in allen Bereichen des Spektrums. Sie wird in Watt gemessen, in der Astronomie oft aber auch in Einheiten der Sonnenleuchtkraft angegeben. Die Leuchtkraft der Sonne kann durch die Bestimmung der Solarkonstante direkt gemessen werden. Siehe auch: Absolute Helligkeit, Scheinbare Helligkeit, Bolometrische Helligkeit, Entfernungsbestimmung. [Bearbeiten] Leuchtkraftklassen Sterne werden gemäß ihrer Leuchtkraft in Leuchtkraftklassen eingeteilt. Siehe auch: Hertzsprung-Russell-Diagramm, Hauptreihe, Riesenstern Leuchtkraft der Sonne Durch Messung der Solarkonstante, bei der sich 1370 W/m² ergibt, kann die Leuchtkraft L der Sonne wie folgt bestimmt werden: In der Entfernung R = 1 AE = 1,496·1011 m vom Sonnenmittelpunkt trifft pro Sekunde auf 1 m² Erdoberfläche die Energie 1370 J von der Sonne ein. Diese entstammt einer winzigen Fläche der Sonnenphotosphäre Die gesamte Strahlung der Sonne durchsetzt aber nicht nur die Fläche 1 m², sondern die gesamte Kugeloberfläche O einer Kugel um die Sonne mit dem Radius R = 1 AE . Auf jedem Quadratmeter dieser Fläche trifft pro Sekunde eine Energie von 1370 J ein. Die Energieabgabe der gesamten Sonnenoberfläche pro Sekunde beträgt also Dies ist die Leuchtkraft der Sonne. Von "

9 Die Strahlungsflussdichte der Sonne, von der ein Planeten erfasst wird, hängt ab von
seinem mittleren Abstand der Exzentrizität e seiner Umlaufbahn Bahnparameter: Der mittlere Abstand legt das Jahresmittel der Strahlungsflussdichte (die Solarkonstante) fest, die einen Planeten erreicht. Darüberhinaus bestimmt er die Dauer eines planetaren Jahres. Die Exzentrizität ist ein Maß für die Abweichung der Planetenbahn von einem Kreis. Sie bestimmt den Jahresgang der Strahlungsflussdichte während eines Umlaufs um die Sonne. Parameter der Planetenrotation und ihrer Beziehung zur Planetenbahn: Die Rotationsgeschwindigkeit eines Planeten bestimmt den Tagesgang der Einstrahlung in einem Punkt auf der Oberfläche des Planeten und beeinflusst die Wind- und Strömungsmuster in Atmosphäre und Ozean, die sich als Antwort auf die Einstrahlung einstellen. Die Neigung oder Schiefe ist der Winkel, den die Rotationsachse mit der Senkrechten zur Bahnebene einschließt. Sie beeinflusst die jahreszeitlichen Schwankungen der Einstrahlung in hohen Breiten sowie das Jahresmittel der Einstrahlung in den Polregionen. Gegenwärtig beträgt die Neigung (Schiefe) der Erdachse rund 23.45°. Die Länge des Perihels misst die Phase der Jahreszeiten relativ zur Position des Planeten auf seiner Umlaufbahn. Zur Zeit passiert die Erde die sonnennächste Position (den Perihel) im Südsommer, und zwar ungefähr am 5. Januar.

10 Die Sonneneinstrahlung an der Oberfläche eines Planeten wird darüber hinaus beeinflusst von
der Neigung der RotationsachseF zur Bahnebene (gegenwärtig 23.45°) der Lage des Perihels L auf der Umlaufbahn (bezüglich des Frühlingspunkts) Bahnparameter: Der mittlere Abstand legt das Jahresmittel der Strahlungsflussdichte (die Solarkonstante) fest, die einen Planeten erreicht. Darüberhinaus bestimmt er die Dauer eines planetaren Jahres. Die Exzentrizität ist ein Maß für die Abweichung der Planetenbahn von einem Kreis. Sie bestimmt den Jahresgang der Strahlungsflussdichte während eines Umlaufs um die Sonne. Parameter der Planetenrotation und ihrer Beziehung zur Planetenbahn: Die Rotationsgeschwindigkeit eines Planeten bestimmt den Tagesgang der Einstrahlung in einem Punkt auf der Oberfläche des Planeten und beeinflusst die Wind- und Strömungsmuster in Atmosphäre und Ozean, die sich als Antwort auf die Einstrahlung einstellen. Die Neigung oder Schiefe ist der Winkel, den die Rotationsachse mit der Senkrechten zur Bahnebene einschließt. Sie beeinflusst die jahreszeitlichen Schwankungen der Einstrahlung in hohen Breiten sowie das Jahresmittel der Einstrahlung in den Polregionen. Gegenwärtig beträgt die Neigung (Schiefe) der Erdachse rund 23.45°. Die Länge des Perihels misst die Phase der Jahreszeiten relativ zur Position des Planeten auf seiner Umlaufbahn. Zur Zeit passiert die Erde die sonnennächste Position (den Perihel) im Südsommer, und zwar ungefähr am 5. Januar.

11 Schema der elliptischen Bahn der Erde um die Sonne
[Abbildung 11.9 aus Hartmann (1994)].

12 3. Energiebilanz der Erde: Erster Hauptsatz der Thermodynamik
wobei: Betrag der zugeführten Wärme Änderung der inneren Energie des Systems dem System entzogene Energie (vom System geleistete Arbeit)

13 Formen des Energieaustauschs
Wärme kann auf drei Weisen einem System zugführt oder ihm entzogen werden: Strahlung Kein Masseaustausch, kein Medium erforderlich Leitung Kein Masseaustausch, aber Medium erforderlich für Übertragung von Bewegungsenergie zwischen Atomen oder Molekülen Konvektion Masse wird ausgetauscht, Nettomassentransport kann stattfinden, aber häufig tauschen Pakete unterschiedlichen Energieinhalts nur ihre Plätze

14 Wolken: Ausdruck von Konvektion
transportieren Wärme und Feuchte in der Vertikalen (durch Konvektion) beeinflussen Strahlungs-gang in der Atmosphäre können positive Strahlungsbilanz (~100 W m-2) am Erdboden ausgleichen weisen komplexe dreidimensionale Struktur auf werfen Schatten gibt es in vielen Formen und Größen Siehe auch Kraus, Abschnitt II.5.B Cumulonimbuswolken über Zaire, fotografiert aus dem Shuttle 6 der NASA, April 1983 [Abbildung 1.1 aus Hartmann (1994)]

15 Solarkonstante Strahlungsflussdichte in einem bestimmten Abstand von der Sonne: Im mittleren Abstand der Erde von der Sonne (d = 1.496x1011 m): (Wert nach Hartmann 1994)

16 Solarkonstante von hoch fliegenden Flugzeugen, Ballons, Raketen oder Satelliten aus gemessen in engen Grenzen variabel, durch Messfehler etwas unsicher nach Satellitenmessungen (z. B. Fröhlich 2000; Lean 2001; Holton et al. 2003): Nach Kiehl und Trenberth (1997) beträgt die Änderung der Solarkonstanten während eines Sonnenzyklus 1.3 W m-2. Nach Hartmann (1994, Abschnitt 11.2) stimmen Abschätzungen über den Betrag der Schwankung über einen Sonnenzyklus besser miteinander überein als Abschätzungen der mittleren Solarkonstanten.

17 Berechnung der Leuchtkraft der Sonne
Die gesamte Strahlung der Sonne durchsetzt die Oberfläche einer Kugel um die Sonne mit dem Radius d. Unter der Annahme einer homogenen Strahlungsflussdichte kann die Leuchtkraft der Sonne durch Messung der Solarkonstanten bestimmt werden:

18 Aus der Leuchtkraft der Sonne folgt ihre mittlere Strahlungsflussdichte am Außenrand der Photosphäre:

19 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

20 Berechnung der Strahlungstemperatur der Sonne
Gleichsetzen der Strahlungsflussdichte an der Oberfläche der Photopshäre mit dem Stefan-Boltzmann-Gesetz liefert für die ihre Strahlungstemperatur (Temperatur der Photosphäre):

21 Emissionsvermögen Emissionsvermögen oder Emissivität e: Verhältnis der tatsächlichen Ausstrahlung eines Körpers oder Gasvolumens ER zur Schwarzkörperstrahlung EBB gleicher Temperatur

22 4. Strahlungstemperatur eines Planeten
Die Strahlungstemperatur eines Planeten ist die Temperatur, mit der er strahlen muss, damit die Energiebilanz erfüllt wird: Die Sonnenenergie, die auf einen Planeten trifft, ist gleich der Solöarkonstanten mal der Fläche, die der Planet aus dem parallelen Strahlungsbündel der Sonne herausschneidet.

23 Planetare Albedo Planetare Albedo (lat. „Weißheit“) ap, Reflexionsvermögen eines Planeten: Ein Teil der Sonnenenergie wird nicht absorbiert, sondern zurück in den Weltraum reflektiert und geht daher nicht in die planetare Energiebilanz ein. (von Satelliten aus gemessene Werte liegen meist bei 0.30 oder 0.31)

24 Ein kugelförmiger Planet blendet aus dem Strahlungsfluss der Sonne gerade die Schattenfläche aus [Abbildung 2.2 aus Hartmann (1994)]. Die Erde empfängt Sonnenstrahlung nur auf einer Halbkugel und so auf dem Empfänger-Querschnitt pi R_Erde^2 einen Strahlungsfluss I_K pi R_Erde^2 (Kraus, Abschnitt 9.3, S. 109).

25 Für die Schattenfläche eines Planeten mt Radius rp gilt:
Für die Oberfläche eines Planeten mit Radius rp gilt: Teilen durch prp2 liefert die globale Energiebilanz: Die Strahlungsmenge, die einen Planeten erreicht, ist gleich dem Produkt der Solarkonstanten und der Fläche, die der Planet aus dem Bündel paralleler Sonnenstrahlen ausscneidet.

26  Einfachstes „globales Energiebilanzmodell“
Auflösen der globalen Energiebilanz führt auf die Strahlungstemperatur eines Planeten:  Einfachstes „globales Energiebilanzmodell“ Der Faktor ¼ vor der Solarkonstanten rührt von dem Verhältnis zwischen der Oberfläche einer Kugel und ihrer Querschnittsfläche her, die die Fläche eines Kreises mit demselben Radius ist. S0/4 ist die auf einen Quadratmeter der sich drehenden Erdkugel bezogene Sonneneinstrahlung. Die Emissionstemperatur ist nicht die Oberflächen- oder Atmosphärentemperatur eines Planeten, sondern nur die Temperatur, die ein Planet annehmen muss, um als Schwarzkörperstrahler die Sonneneinstrahlung auszugleichen.

27 Beispiel: Strahlungsstemperatur der Erde
Te = 255 K entspricht globalen Mittel der Temperatur in ~5000 m Höhe oder bei ~550 hPa  “Mitte der Atmosphäre” Großteil der Ausstrahlung erfolgt in der Tat durch Wasserdampf und Wolken

28 Beispiel: Strahlungsstemperatur der Erde
Te = 255 K viel niedriger als das beobachtete globale Mittel der Oberflächentemperatur von Ts ~ 15°C Treibhauseffekt muss berücksichtigt werden

29 5. Treibhauseffekt Einfache Erweiterung des Energiebilanzmodells zur Berechnung der Strahlungstemperatur. Da die Sonneeinstrahlung im Sichtbaren oder im nahen Infrarot liegt, aber die Erde hauptsächlich thermische Infrarotstrahlung emittiert, kann die Atmosphäre die solare und die terrestrische Strahlung sehr verschieden beeinflussen. Die Atmosphäre als idealer schwarzer Körper: Energiefluss eines Planeten mit einer Atmosphäre, die kurzwellige Strahlung durchlässt, aber langwellige Strahlung vollständig absorbiert (e = 1) [Abbildung 2.3 aus Hartmann (1994)].

30 Energiebilanz an der Außengrenze der Atmosphäre:
In diesem Modell rührt die Strahlung, die in das Weltall ausgesandt wird, allein von der Atmosphäre her.

31 Energiebilanz für die Atmosphäre:
Energiebilanz für die Erdoberfläche: Die Oberflächentemperatur (Ts ~303 K~30°C) ist erhöht, weil die Erdoberfläche nicht nur von der Sonneneinstrahlung, sondern auch von der atmosphärischen Gegenstrahlung erwärmt wird.

32 6. Globale Bilanz der Strahlungs- und Energieflüsse
Der vertikale Strahlungstransport ist einer der wichtigsten Prozesse im Klimasystem. Die Strahlungsflussdichten und turbulenten Flussdichten zwischen Oberfläche, Atmosphäre und Weltraum bestimmen das Klima. Die Leichtigkeit, mit der die solare Strahlung die Atmosphäre durchdringt und die Schwierigkeit, mit der die terrestrische Strahlung die Atmosphäre passieren kann, legen die Stärke des Treibhauseffekts fest. Die Erde absorbiert 70% der Sonneneinstrahlung und reflekiert 30%. 50% der am Oberrand der Atmosphäre verfügbaren solaren Strahlung erreichen die Oberfläche und werden dort absorbiert. 3% werden in der Stratosphäre absorbiert (hauptsächlich durch Ozon und molekularen Sauerstoff - Kohlendioxid und Wasserdampf machen 0.5% aus). 17% werden in der Troposphäre absorbiert, hauptsächlich durch Wasserdampf (13%) und Wolken (3%), während Kohlendioxid, Ozon und Sauerstoff zusammen genommen die restlichen 1% beitragen. Auffällig ist der interne Austausch zwischen Oberfläche und Atmosphäre durch langwellige Strahlungsflüsse, die vom Betrag her sogar größer sind als die Sonneneinstrahlung am Außenrand der Atmosphäre. Zum Treibhauseffekt tragen bei: Wasserdampf, Wolken, Kohlendioxid, Ozon, Stickstoffoxid, Methan und weitere weniger wichtige Gase. Wasserdampf und Wolken erzeugen 80% des gegenwärtigen Treibhauseffekts. Linke Spalte des langwelligen Strahlungstransports: nur 10 der 110 vom Boden ausgesandten Strahlung entweichen direkt in das Weltall, ohne absorbiert und re-emittiert zu werden. Die Troposphäre erhält 149 Einheiten aus Strahlungsquellen und anderen Energiequellen: 103 (98+5) Einheiten aus der Absorption langwelliger Strahlung, 24 aus Umwandlung latenter Wärme, 17 aus der Absorption kurzwelliger Strahlung und 5 aus der Übertragung fühlbarer Wärme von der Erdoberfläche. Die Troposphäre re-emittiert 89 Einheiten zurück zur Erdoberfläche und 60 in die Stratosphäre und das Weltall. Die sehr starke langwellige Gegenstrahlung der Atmosphäre ist auch von entscheidender Bedeutung für die Dämpfung des Tagesgangs in der Oberflächentemperatur. Schema der Strahlungs- und Energieflüsse in der Atmosphäre und an der Oberfläche der Erde. Alle Angaben in Prozent der global gemittelten Einstrahlung (100 Einheiten = 342 W m-2) [Abbildung 2.4 aus Hartmann (1994)].

33 7. Verteilung der Einstrahlung
Die Sonneneinstrahlung am Oberrand der Atmosphäre hängt ab von der geographischen Breite Jahreszeit Tageszeit Die reflektierte Strahlung hängt ab von dem Zenitwinkel (oder Zenitdistanz) der Oberflächen- und Wolkenalbedo Hartmann, S. 28ff: Jahreszeitliche und breitenabhängige Schwankungen in der Temperatur werden in erster Linie durch Schwankungen in der Stärke der Sonneneinstrahlung und dem mittleren Zenitwinkel hervorgerufen. Die Stärke der Sonneneinstrahlung, die am Außenrand der Atmosphäre (TOA, „top of atmosphere“) eintrifft, hängt ihrerseits von der geographischen Breite, der Jahreszeit und der Tageszeit ab. Der Anteil an der Sonneneinstrahlung, der ohne absorbiert zu werden in das Weltall reflektiert wird, wird (z. B. im Fall einer Wasseroberfläche) vom Zenitwinkel und den Eigenschaften der lokalen Oberfläche und Atmosphäre bestimmt. Die Strahlungsflussdichte, die der Solarkonstanten entspricht, bezieht sich auf eine Fläche senkrecht zur Sonneneinstrahlung. Weil aber die Erde näherungsweise Kugelgestalt hat, ist der größte Teil der Erdoberfläche gegen die Sonneneinstrahlung geneigt. In diesem Fall verteilt sich die Einstrahlung über eine größere Fläche und die Strahlungsflussdichte verringert sich.

34 Zenitwinkel qS: Winkel zwischen der Senkrechten zur Erdoberfläche und einer Geraden, die durch einen Punkt auf der Erdoberfläche und die Sonne verläuft. Zusammenhang zwischen Zenitwinkel und Einstrahlung für eine Ebene parallel zur Oberfläche eines Planeten. Das Verhältnis von Schattenfläche zu Oberfläche ist gleich dem Kosinus des Zenitwinkels qS [Abbildung 2.5 aus Hartmann (1994)]

35 Einstrahlung, Bestrahlung oder Insolation
Für die Einstrahlung als Funktion des Zenitwinkels qS gilt: wobei mittlerer Abstand zwischen Erde und Sonne und tatsächlicher Abstand zwischen Erde und Sonne und

36 Deklination Die Abhängigkeit von der Jahreszeit kann mit Hilfe der Deklination d ausgedrückt werden: Deklination = geographische Breite des Punktes auf der Erdoberfläche, der sich mittags genau unter der Sonne befindet („subsolarer Punkt“) schwankt gegenwärtig zwischen 23.45° zur Zeit der nördlichen Sommersonnenwende (21. Juni) und ° zur Zeit der nördlichen Wintersonnenwende (21. Dezember)

37 Stundenwinkel Stundenwinkel h = geographische Länge des subsolaren Punktes relativ zu seiner Lage am Mittag Beispiele: h = 0 für 12 Uhr mittags h = 45° für 15 Uhr nachmittags

38 Zenitwinkel oder Zenitdistanz
Sphärische Geometrie zur Berechnung des Zenitwinkels im Punkt X=(f,l) [Abbildung 2.2 aus Fiedler (2003)].

39 Zenitwinkel oder Zenitdistanz
Sphärische Geometrie zur Berechnung des Zenitwinkels im Punkt X. Der „subsolare Punkt“ ist mit ss bezeichnet [Abbildung A.1 aus Hartmann (1994)].

40 Der Kosinussatz der sphärischen Trigonometrie ergibt für den Zenitwinkel qS:

41 Ist der Kosinus des Zenitwinkels negativ, befindet sich die Sonne unter dem Horizont.
Sonnenaufgang und Sonnenuntergang finden statt, wenn der Zenitwinkel gerade 90° ist: h0: Stundenwinkel des Sonnenaufgangs oder Sonnenuntergangs

42 Polarnacht und Polartag
Polarnacht: Falls φ und d von entgegen gesetztem Vorzeichen sind (Winter), ist es polwärts von 90°-|d| ständig dunkel. Polartag: Falls φ und d vom selben Vorzeichen sind (Sommer), ist es polwärts von 90°-|d| ständig hell.

43 Tägliche Einstrahlung am Oberrand der Atmosphäre
Einsetzen der trigonometrischen Formel für den Zenitwinkel in die Gleichung für die Einstrahlung, Integrieren von Sonnenaufgang bis Sonnenuntergang, Teilen durch 24 Stunden  Der Stundenwinkel zur Zeit des Sonnenauf- und –untergangs h0 muss im Bogenmaß angegeben werden. Die Bahn der Erde um die Sonne ist nicht exakt kreisförmig. Gegenwärtig kommt die Erde der Sonne im Südsommer etwas näher als im Nordsommer. Daher ist das Maximum der Einstrahlung auf der Südhalbkugel ungefähr 6.9% größer als auf der Nordhalbkugel. Wegen der langen Tage ist zur Zeit der Sommersonnenwende die Einstrahlung in hohen Breiten größer als in der Nähe des Äquators.

44 Die gestrichelte Linie bezeichnet die Deklination der Sonne, d. h
Die gestrichelte Linie bezeichnet die Deklination der Sonne, d.h. die geographische Breite des Ortes, an dem die Sonne mittags im Zenit steht Mittlere tägliche Einstrahlung an der Außengrenze der Atmosphäre in Abhängigkeit von der Jahreszeit und geographischen Breite. Der Isolinienabstand beträgt 50 W m-2 [Abbildung 2.6 aus Hartmann (1994)].

45 Sonneneinstrahlung im Jahresmittel und zu Zeiten der Winter- und Sommersonnenwenden (Solstitialen) in Abhängigkeit von der geographischen Breite [Abbildung 2.7 aus Hartmann (1994)] Im Jahresmittel ist die Einstrahlung am Außenrand der Atmosphäre an den Polen nicht einmal halb so groß wie am Äquator.

46 Wichtung des mittleren Zenitwinkels mit der Einstrahlung
Nicht nur die verfügbare Sonneneinstrahlung, sondern auch die lokale Albedo der Erde hängen vom Zenitwinkel ab. Tagesmittel des Zenitwinkels:

47 Abhängigkeit der Ozeanalbedo vom Zenitwinkel. [Abbildung 2
Abhängigkeit der Ozeanalbedo vom Zenitwinkel. [Abbildung 2.6 aus Ruddiman (2001)]

48 Tagesmittel des Zenitwinkels, gewichtet mit der Einstrahlung und in Abhängigkeit von der geographischen Breite [Abbildung 2.8 aus Hartmann (1994)]. Der durchschnittliche Zenitwinkel besitzt ein Minimum von gegenwärtig 38.3° auf der subsolaren Breite und erreicht 90° an der Grenze zur Polarnacht. An den Polen wird der Minimalwert zur Zeit der Sommersonnenwende angenommen. Er beträgt dann φ-δ=66.55°.  Wegen des viel größeren mittleren Zeniwinkels wird von den hohen Breiten mehr Sonnenlicht reflektiert als von einer vergleichbaren Oberfläche in den Tropen.

49 8. Energiebilanz am Außenrand der Atmosphäre
reine Strahlungsbilanz kann von Satelliten aus genau gemessen werden

50 Albedo Messung der kurzwelligen Strahlung, die von einer bestimmten Region der Erde reflektiert wird Vergleich mit der ebenfalls messbaren Sonneneinstrahlung

51 (b) Nordsommer (Juni-Juli-August, JJA) und
Weltkarten der planetaren Albedo in der flächentreuen Hammer-Projektion im (a) Jahresmittel, (b) Nordsommer (Juni-Juli-August, JJA) und (c) Nordwinter (Dezember-Januar-Februar, DJF). Der Isolinienabstand beträgt Werte größer als 0.4 sind dunkel schattiert. Werte kleiner als 0.2 sind hell schattiert [Abbildung 2.9 aus Hartmann (1994)]. Geographische Verteilung: Maxima in den Polarregionen (dichte Wolken- und Schneedecke, großer mittlerer Zenitwinkel) Sekundäre Maxima in tropischen und subtropischen Regionen (mächtige Wolken, Wüsten wie z.B. die Sahara) Minima in Gebieten des tropischen Ozeans mit wenig Wolken (geringe intrinsische Albedo der Meeresoberfläche)

52 Langwellige Ausstrahlung
Messung der langwelligen Strahlung, die von einer bestimmten Region der Erde emittiert wird hängt ab von der Temperatur der strahlenden Substanz am größten dort, wo eine warme Oberfläche unter einer trockenen, wolkenlosen Atmosphäre liegt

53 Weltkarten der langwelligen Ausstrahlung im (a) Jahresmittel,
(b) Nordsommer (Juni-Juli-August, JJA) und (c) Nordwinter (Dezember-Januar-Februar, DJF). Der Isolinienabstand beträgt 10 W m-2. Werte größer als 280 W m-2 sind hell schattiert, und Werte kleiner als 240 W m-2 sind dunkel schattiert [Abbildung 2.10 aus Hartmann (1994)]. Maxima über den heißen Wüsten und Gebieten des tropischen Ozeans mit geringer Wolkendeckung Minima in den Polarregionen und Gebieten in den Tropen mit großer Wolkenbedeckung

54 Netto-Strahlungsbilanz
kurzwellige Einstrahlung minus langwellige Ausstrahlung Negativ in Polnähe und positiv in den Tropen Maxima von 120 W m-2 finden sich über den subtropischen Ozeanen auf der Sommerhalbkugel, wo starke Einstrahlung und geringe Albedo zusammentreffen. Zu den größten Energieverluste kommt es in der Polarnacht auf der Winterhalbkugel, wenn die langwellige Ausstrahlung nicht von kurzwelliger Einstrahlung kompensiert wird. Trockene Wüsten wie die Sahara in Nordafrika verlieren im Jahresmittel Energie, weil sie eine hohe Albedo aufweisen und eine große langwellige Ausstrahlung besitzen (trockene Atmosphäre über einer warmen Oberfläche).

55 Weltkarten der Netto-Strahlungsbilanz (kurzwellige Einstrahlung minus langwellige Ausstrahlung) am Außenrand der Atmosphäre im (a) Jahresmittel, (b) Nordsommer (Juni-Juli-August, JJA) und (c) Nordwinter (Dezember-Januar-Februar, DJF). Der Isolinienabstand beträgt 20 W m-2. Werte größer als 80 W m-2 sind hell schattiert, und Werte kleiner als 0 W m-2 sind dunkel schattiert [Abbildung 2.11 aus Hartmann (1994)].

56 Positiv äquatorwärts von 40° Negative polwärts von 40°
Strahlungsbilanz: Positiv äquatorwärts von 40° Negative polwärts von 40° Im zonalen Mittel spiegeln die Komponenten der Energiebilanz am Außenrand der Atmosphäre den Einfluss der breitenabhängigen Einstrahlung wieder. Die Abnahme der absorbierten kurzwelligen Energie zu den Polen hin ist sogar noch stärker als die der Sonneneinstrahlung, weil die Albedo mit der Breite zunimmt. Zenitwinkel, Bewölkungsgrad und Schneebedeckung nehmen alle mit der geographischen Breite zu. In den Tropen überwiegt die Sonneneinstrahlung die langwellige Ausstrahlung. Polwärts von etwa 40° ist die Sonneneinstrahlung kleiner als die langwellige Ausstrahlung: Die Nettostrahlungsbilanz ist negativ und das Klimasystem verliert Energie an das Weltall. Der Unterschied zwischen der jährlichen Einstrahlung in den Tropen und hohen Breiten muss durch einen polwärts gerichteten Energietransport ausgeglichen werden. Absorbierte kurzwellige Strahlung (Sonneneinstrahlung), emittierte langwellige Strahlung (Ausstrahlung) und Strahlungsbilanz am Außenrand der Atmosphäre, gemittelt über das Jahr und den Breitenkreis [Abbildung 2.12 aus Hartmann (1994)].

57 9. Polwärts gerichteter Energietransport
Die Unterschiede zwischen der Netto-Strahlungsbilanz in den Tropen und in den hohen Breiten müssen durch einen polwärts gerichteten Energietransport ausgeglichen werden. Der Energietransport in der Atmosphäre kann aus Ballon- und Satellitenbeobachtungen von Wind, Temperatur und Luftfeuchtigkeit abgeschätzt werden. Zieht man diesen Transport vom Gesamttransport ab, erhält man einen Anhaltswert für den ozeanischen Energietransports. Ohne den polwärts gerichteten Enrgietransport der Luft- und Wasserhülle der Erde wären die Tropen wärmer und die Polarregionen viel kälte.

58 Austausch an der Außengrenze der Atmosphäre
Transport über die lateralen Grenzen der betrachten Region durch Atmosphäre und Ozean zeitliche Änderungsrate der in der Region gespeicherten Energie Der Energieaustausch mit der festen Erde kann vernachlässigt werden. Schema der Energiebilanz des Klimasystems [Abbildung 2.13 aus Hartmann (1994)].

59 Energiebilanz des Klimasystems
Im Jahresmittel gleichen sich Gewinn und Verlust an gespeicherter Energie nahezu aus, und es stellt sich ein Gleichgewicht zwischen Strahlungsfluss an der Außengrenze der Atmosphäre und dem horizontalen Energietransport ein:

60 Berechnung der meridionalen Energietransporte
Gesamttransport: Integration der Netto-Strahlungsbilanz über eine Polkappe Atmosphärischer Transport: aus Ballon- und Satellitenbeobachtungen von Wind, Temperatur und Luftfeuchtigkeit abgeschätzt Ozeanischer Transport: durch Differenzbildung Der Energietransport in der Atmosphäre kann aus Ballon- und Satellitenbeobachtungen von Wind, Temperatur und Luftfeuchtigkeit abgeschätzt werden. Zieht man diesen Transport vom Gesamttransport ab, erhält man einen Anhaltswert für den ozeanischen Energietransports. Ohne den polwärts gerichteten Enrgietransport der Luft- und Wasserhülle der Erde wären die Tropen wärmer und die Polarregionen viel kälter.

61 Berechnung der meridionalen Energietransporte
Integration der Netto-Strahlungsbilanz, beginnend am Nordpol

62 Gesamttransport: Maximum ~5 PW in mittleren Breiten Atmosphärischer und ozeanischer Transport sind von vergleichbarer Größe jeweils ~2.5 PW auf 30°N Meridionale Energietransporte im Jahresmittel. Der Strahlungsantrieb und der atmosphärische Transport wurden aus Beobachtungen abgeschätzt. Der ozeanische Transport wurde aus der Energiebilanz berechnet [Abbildung 2.14 aus Hartmann (1994)].

63 Maximaler Transport auf einer Breite von 20°N
(~1.2 PW im Atlantischen Ozean aus direkten hydrograpischen Messungen) Abschätzung des meridionalen Energietransports für den globalen, Atlantischen, Pazifischen und Indischen Ozean im Jahresmittel, abgeleitet aus der Oberflächenenergiebilanz [Abbildung 7.17 aus Hartmann (1994), Daten von Hsiung (1985)].