Klimawandel - Benutzerbeiträge [de-formal]

Starkniederschläge und Hochwasser

2013-09-20T17:55:33Z

Christian W.: /* Weblinks */

Starkniederschläge und Hochwasser gehören mit [[Dürren]], [[Hitzewellen]], [[Tropische Wirbelstürme|Tropischen Wirbelstürmen]] und [[Außertropische Stürme|Außertropischen Stürmen]] zu den Wetterextremen, die möglicherweise durch den [[Klimawandel]] verstärkt oder häufiger auftreten werden.
[[Bild:Feuchte_Tage1951-2003.jpg|thumb|480px|Beobachtete Änderungen des Anteils von sehr feuchten Tagen an den jährlichen Gesamtniederschlägen 1951-2003 in %. Trends wurden nur für Gebiete gebildet, für die Daten für mindestens 40 Jahre vorlagen.]]

== Hochwasserereignisse ==

Bilder von Hochwasserkatastrophen haben in letzter Zeit immer wieder für Betroffenheit gesorgt und sind in den Medien häufig mit dem Klimawandel in Verbindung gesetzt worden. In Deutschland ist noch die Jahrhundertflut (manche sprachen auch von einer „Jahrtausendflut“) an Donau, Moldau und Elbe im Jahre 2002 mit 37 Todesopfern und ca. 15 Milliarden Euro an ökonomischen Verlusten gut in Erinnerung. 11 Jahre später, im Juni 2013, kämpfen Süd- und Ostdeutschland schon wieder mit der nächsten Jahrhundertflut. Hauptursache sind 'Jahrhundertniederschläge', wie der Deutsche Wetterdienst feststellt.<ref>DWD (2013): [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&T98029gsbDocumentPath=Content%2FPresse%2FPressemitteilungen%2F2013%2F20130606__HochwasserJuni__news.html&_pageLabel=dwdwww_menu2_presse&switchLang=de Juni-Hochwasser im Süden und Osten Deutschlands]</ref> In Sachsen fielen stellenweise über 200, in Bayern über 400 l/m2 in 90 Stunden (normal sind in Deutschland ca. 700 l/m2 in einem Jahr). In beiden Fällen handelt es sich um Sommer-Hochwasser, die in den letzten Jahren häufiger aufgetreten sind, so im Juli 1997 an der Oder, im Mai 1999 an der Donau, im August 2005 wiederum an der Donau und im Mai 2010 an Oder und Weichsel.

Weltweit gab es in den vergangenen Jahren und Jahrzehnten allerdings wesentlich verheerendere Überschwemmungen wie das gewaltige Hochwasser 1998 am chinesischen Yangtse mit über 3000 Toten, 14 Millionen Obdachlosen und Sachschäden von 36 Milliarden US$ oder die katastrophalen Monsunfluten im selben Jahr in Bangladesch und Indien mit ebenfalls ca. 3000 Todesopfern. Im Sommer 2010 hat das [[Starkregen Südasien|Hochwasser in Pakistan]], das schätzungsweise 20 % des Landes unter Wasser setzte, fast 2000 Tote verursacht, insgesamt waren 20 Millionen Menschen davon betroffen, und der Schaden wird auf 40 Milliarden US$ geschätzt.<ref>Webster, P.J., et al. (2011): Were the 2010 Pakistan floods predictable?, Geophysical Research Letters 38, doi:10.1029/2010GL046346</ref>

== Definition Starkniederschlag ==

Im Allgemeinen kann Starkniederschlag als selten auftretender [[Niederschlag]] mit zerstörerischer Wirkung (z.B. Überflutungen) bezeichnet werden. Es gibt jedoch feste Definitionen hierfür. Diese sind abhängig von der jeweiligen Fragestellung. Bei der Wettervorhersage hat zum Beispiel der Deutsche Wetterdienst (DWD) die Warnkriterien für Starkniederschlag auf Niederschlag von 25 mm in einer Stunde und 35 mm in 6 Stunden festgelegt.<ref>Deutscher Wetterdienst: [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=_dwdwww_wetter_warnungen_warnungen&T169600781711254206874155gsbDocumentPath=Navigation%2FOeffentlichkeit%2FWetter__Warnungen%2FWarnungen%2FAmtliche__Warnungen%2FKriterien__Unwetterkriterien__node.html%3F__nnn%3Dtrue Warnkriterien für Unwetterwarnungen des DWD]</ref> In der Klimaforschung wird hingegen meist der Tagesniederschlag betrachtet. Hier werden dann wieder Schwellwerte definiert, bei deren Überschreitung man von Starkniederschlag spricht. Für die Festlegung dieser Schwellwerte gibt es unterschiedliche Ansätze. Einige Wissenschaftler definieren einen festen Schwellwert (z.B. 30 mm, 50,8 mm oder 101,6 mm pro Tag)<ref>Groisman, P.Y., T.R. Karl, D.R. Easterling, R.W. Knight, P.F. Jamason, K.J. Hennessy, R. Suppiah, C.M. Page, J. Wibig, K. Fortuniak, V.N. Razuvaev, A. Douglas, E. Føtland and P.-M. Zhai (1999): Changes in the probability of heavy precipitation: Important indicators of climate change, Climate Change 42: 243-283 </ref>, welcher mehr oder weniger willkürlich festgelegt wird. Andere nehmen die größten 5% der Tagesniederschläge einer Periode (z.B. 30 Jahre). Eine ähnliche Definition ist die der Wiederkehrrate. Hierbei richtet sich der Schwellwert nach einer Tagesniederschlagsmenge, welche nur in bestimmten Abständen verzeichnet wird, z.B. einmal in 5 Jahren. Alle vorher genannten Definitionen basieren nur auf den gemessenen Daten. Es gibt aber auch statistische Ansätze, bei der zuerst die statistische Verteilungsfunktion des Niederschlags bestimmt wird und dann die größten 5% dieser Verteilungsfunktion als Starkniederschlag definiert werden.

[[Bild:Wasserkreislauf.gif|thumb|320 px|Durch die zunehmende Konzentration von Treibhausgasen wird die Atmosphäre erwärmt. Dadurch erhöhen sich die Verdunstung und die atmosphärische Wasserdampfkapazität. Die Folgen sind einerseits [[Dürren]] und andererseits mehr Wasserdampf in der Atmosphäre und stärkere Niederschläge.]]

== Veränderung des Wasserkreislaufs ==

Einige Beispiele der jüngsten Zeit wie die Winterhochwasser in Süddeutschland oder die Sommerfluten in Mitteleuropa legen die Annahme nahe, dass es in einem wärmeren Klima zu stärkeren [[Niederschlag|Niederschlägen]] und Hochwasserereignissen kommen kann. Rein physikalische Überlegungen sprechen dafür, dass bei einer globalen Erwärmung in einigen Gebieten die Niederschläge und vor allem die Starkniederschläge zunehmen werden, in anderen allerdings Trockenheit und [[Dürren]]. Höhere [[Lufttemperatur|Lufttemperaturen]] haben zwei entscheidende Folgen:
# eine Verstärkung der [[Verdunstung]] und
# eine Erhöhung der Wasserdampfkapazität der Atmosphäre.
Die Zunahme der atmosphärischen Wasserdampfkapazität von 7 % pro Grad Celsius und die höhere Verdunstung erhöhen den absoluten Wasserdampfgehalt der Luft. Die relative Feuchtigkeit verändert sich dagegen nur geringfügig. Dadurch ändert sich in einem wärmeren Klima die Niederschlagshäufigkeit nur wenig. Pro Niederschlagsereignis steht aber mehr Wasserdampf zur Verfügung, und deshalb kommt es zu häufigeren Extremereignissen mit größeren Niederschlagsmengen. Allgemein sollte es in vielen Regionen durch die globale Erwärmung eine Abnahme von leichten und moderaten Regenfällen geben und/oder eine Abnahme in der Häufigkeit von Niederschlagsereignissen, aber häufigere und intensivere Starkregen.

== Regen oder Schnee ==
[[Bild:Schneedecke.gif|thumb|320px|Relativer Trend der mittleren Anzahl der Tage mit einer Schneedecke (Schneedeckendauer) in Baden-Württemberg und Bayern, 1951/52 bis 1995/96]]
Wo die höhere Verdunstung nicht durch mehr Niederschläge ersetzt wird, kommt es zu erhöhter Trockenheit. In bestimmten Regionen spielt auch die Art der Niederschläge eine Rolle. In den Gebirgen der mittleren Breiten bilden die winterlichen Schneemassen eine Wasserreserve im Frühjahr und Sommer, wenn der Schnee schmilzt. Eine Erwärmung verursacht eine kürzere Schneesaison. Es fällt mehr [[Niederschlag]] in Form von Regen als in Form von Schnee, und der Schnee schmilzt früher. Im Frühjahr und Sommer steht weniger Bodenfeuchtigkeit zur Verfügung, was Trockenheit zur Folge haben kann. Dem wirkt allerdings entgegen, dass zumindest in den mittleren Breiten die Wolkenbedeckung zunimmt, wodurch die [[Verdunstung]] verringert werden kann.

Schneedecken regulieren die Grundwasserneubildung und den Abfluss. Bei einer lange liegenden Schneedecke und allmählichen Tauvorgängen versickert ein größerer Teil der Niederschläge, während der andere langsam abfließt. Damit kommt es selten zu Hochwasserereignissen in den Wintermonaten und eher zu gemäßigten Hochwassern im Frühjahr während der Schneeschmelze. In den letzten Jahrzehnten ist diese Situation etwa in Süddeutschland jedoch immer seltener geworden. Die Schneedeckendauer in Baden-Württemberg und Bayern ging fast flächendeckend deutlich zurück, in den tiefer liegenden Gebieten (< 300 m ü. NN) um 30 bis 40% und mehr, was etwa 25 Tagen entspricht. In den mittleren Höhenlagen verringert sich der Rückgang um 10 bis 20%, in den höher gelegenen Gebieten (> 800 m ü.NN) um weniger als 10%, bzw. es kam hier aufgrund des stärkeren Schneefalls auch zu leichten Zunahmen. Die Folge ist ein sofortiges Abfließen der reichlicher fallenden Regen-Niederschläge mit Hochwassergefahren schon im Winter.

== Aerosole ==

Eine entgegengesetzte Wirkung auf den hydrologischen Zyklus als die Treibhauserwärmung besitzen jedoch die [[Aerosole]], kleinste Schwebstoffteilchen, deren atmosphärische Konzentration ebenfalls in letzter Zeit durch menschliches Einwirken zugenommen hat. Beobachtungen zeigen eine Zunahme der Verdunstung über den relativ aerosolfreien Gebieten der Ozeane, jedoch eine Abnahme trotz eines höheren Temperaturanstiegs über dem Land. Der Grund liegt in der Verringerung der am Boden ankommenden [[Sonnenenergie|Solarstrahlung]] infolge der zunehmenden Aerosolbelastung der [[Atmosphäre]]. Dieses als "global dimming" bekannte Phänomen hat dazu geführt, dass die Sonneneinstrahlung in den letzten Jahrzehnten weltweit um mehr als 10% abgenommen hat, wodurch sich die Verdunstung abschwächt. Hinzu kommt, dass aufgrund der indirekten Wirkung der [[Aerosole]] auf die [[Wolken]]bildung bei der [[Kondensation]] eher kleine als größere Tröpfchen entstehen, was die Niederschlagsneigung schwächt. Da der Wasserdampf für die Niederschläge über dem Land zu einem großen Teil von den Ozeanen herantransportiert wird, sollte der Aerosoleffekt auf die Niederschläge aber auch nicht überschätzt werden.

== Wasserdampftransport und Zikulationssysteme ==

Ob es in einem bestimmten Gebiet viel, wenig oder gar nicht regnet, hängt nur zu einem geringen Teil von Temperatur und Verdunstung in diesem Gebiet ab. Die Wassermenge bestimmter Niederschlagsereignisse stammt im globalen Mittel zu ca. 90% aus Wasserdampf, der aus mehr oder weniger größerer Entfernung herantransportiert wurde.<ref>Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen and D.B. Parsons (2003): The Changing Character of Precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society 84, 1205-1217</ref> So kommt etwa der Wasserdampf, der in einer außertropischen Zyklone in einem Radius von 800 km fällt, aus Entfernungen von bis zu 3200 km. Der Anteil des herantransportierten Wasserdampfes an dem gesamten Wasserdampf, der sich über einem bestimmten Gebiet in Niederschlag umwandelt, ist über dem Land höher als über den Ozeanen und im Winter höher als im Sommer. Für den Wasserdampftransport sind atmosphärische Zirkulationssysteme von entscheidender Bedeutung, z.B. die tropischen Monsune und subtropischen Passate in den niederen Breiten und in den mittleren und höheren Breiten die durch den Jetstream gesteuerten Zugbahnen der Tiefdruckgebiete.

In Nord- und Westeuropa sind es die nordatlantischen [[Tiefdruckgebiet|Tiefdrucksysteme]], die, wie oben gezeigt, vor allem im Winter den Niederschlag regulieren und selbst wiederum von der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] (NAO) beeinflusst werden. Der NAO-Index hat in den 1980er und 1990er Jahren eine Tendenz zu auffällig hohen Werte gezeigt, die seit Mitte der 1990er Jahren jedoch wieder zurückgehen. Ein stärkerer NAO-Index ist in der Regel im nördlichen Europa mit mehr Niederschlägen und im südlichen Europa mit geringeren Niederschlägen verbunden. Die in jüngster Zeit beobachtete Zunahme zyklonaler [[Großwetterlagen]], die im wesentlichen durch eine Verstärkung des NAO-Index hervorgerufen wurde, lässt einen Zusammenhang mit der globalen Erwärmung als möglich erscheinen, kann aber auch durch eine natürliche Dekaden-Schwankung der NAO verursacht sein.

Ähnlich liegt der Fall bei einer anderen einflussreichen Klimavariabilität, bei dem [[ENSO|El-Niño]]-Phänomen, das für Extremniederschläge mit der Gefahr von Hochwasser an der südamerikanischen Westküste, in Ostafrika, im Südwesten der USA und extreme Trockenheit mit der Gefahr von Dürren in Indonesien, Australien, Südafrika und Nordost-Brasilien verantwortlich ist. Auch die Stärke von El-Niño-Ereignissen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, bis hin zu dem "Jahrhundert"-El-Niño von 1997/98. Auch hier wird ein Zusammenhang mit der globalen Erwärmung angenommen und wird von manchen Forschern eine Zunahme von starken El-Niño-Ereignissen für die Zukunft erwartet. Andere bezweifeln jedoch auch eine Verbindung zwischen El Niño und dem anthropogenen Treibhauseffekt.

Zumindest ist die beobachtete Zunahme von Niederschlagsextremen nicht inkonsistent zu den erwarteten Veränderungen durch den anthropogenen Antrieb. Die Frage nach den definitiven Ursachen bleibt aber, wenn es um Festlegungen für ganz bestimmte regionale Ereignisse geht, unbeantwortet. Eine jüngere Untersuchung über die Häufigkeit von Extremereignissen in den USA seit dem Ende des 19. Jahrhunderts, die erstmals digitalisierte Daten von 1895-2000 von 1076 Stationen auswerten konnte, zeigt, dass die natürlichen Schwankungen auch auf Zeitskalen von Dekaden relativ groß sind und als mögliche Ursache oder eine der Ursachen auch für den Anstieg von Extremniederschlägen Ende des 20. Jahrhunderts nicht außer Acht gelassen werden können.<ref>Kunkel, K.E. (2003): North American Trends in Extreme Precipitation, Natural Hazards 29, 291-305</ref>

== Projektionen für das 21. Jahrhundert ==
Klima ist ein komplexes, nichtlineares System, bei dem eine Ableitung über das Vorkommen von einzelnen Ereignissen allein aus physikalischen Grundprinzipien nicht genügen kann. [[Klimamodelle|Modellberechnungen]], die an wirklichen Klimaentwicklungen geeicht sind, stützen jedoch die theoretischen Überlegungen.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York , 9.3.6.2</ref> Schon die frühesten Modellsimulationen kamen zu dem Ergebnis, dass bei einer Zunahme der [[Treibhausgase|Treibhausgaskonzentration]] die Intensität von Niederschlagsereignissen gesteigert und der prozentuale Anstieg von extremen Niederschlägen höher ausfallen wird als der Anstieg der durchschnittlichen Niederschläge. Die regionalen Unterschiede sind allerdings groß, und es ist schwierig, mit Hilfe von Klimamodellsimulationen aufgrund der immer noch zu geringen Auflösung der Computermodelle, zuverlässige Prognosen für einzelne Regionen zu liefern.

Eine Auswertung von neun globalen Modellrechnungen zeigt mit wenigen regionalen Ausnahmen eine Zunahme der Niederschlagsintensität im 21. Jahrhundert in den meisten Regionen der Erde, insbesondere über Nordeuropa, Nordasien und im Nordwesten Nordamerikas, aber auch an der Ostküste Asiens, im nordöstlichen Nordamerika, in Südost-Australien und in den meisten tropischen Gebieten. In diesen Regionen nehmen auch die mittleren Niederschläge zu. Nur im Südwesten der USA, im mediterranen Raum und in Südwest-Australien nehmen die mittleren Niederschläge ab, die Intensität aber (wenn auch geringfügig) zu. Untersuchungen über die Veränderung von starken Niederschlägen über den USA bei einer Verdoppelung der CO2-Konzentration der Atmosphäre kommen ähnlich zu dem Ergebnis, dass die Niederschlagstage zwar um etwa 3% abnehmen, die Summe des Niederschlags pro Tag aber deutlich zunimmt.<ref>Chen, M., M., Huiting, R. Talbot, D. Pollard (2005): Changes in precipitation characteristics over North America for doubled CO2, Geophysical Research Letters 32, L19716, doi:10.1029/2005GL024535 </ref>

Auch in Europa muss man davon ausgehen, dass der Trend der letzten Jahrzehnte mit zunehmender Erwärmung sich verstärken wird. Insbesondere ist damit zu rechnen, dass trotz abnehmender Sommerniederschläge in weiten Teilen Europas (nach dem A2-Szenarion um 20% und mehr) die sommerlichen Starkniederschläge aufgrund der höheren Wasserdampfkapazität häufiger und intensiver werden.<ref>Christensen, J.H., and O.B. Christensen (2003): Climate modelling: Severe summertime flooding in Europe. Even as summers become drier, the incidence of severe precipitation could increase, Nature 421, 806-807</ref> Und auch im Winter nimmt die Gefahr von Starkniederschlägen in den meisten Regionen deutlich zu. So kommt eine Auswertung der Ergebnisse von 19 Klimamodellen zu der Schlussfolgerung, dass bis gegen Ende des 21. Jahrhunderts sehr niederschlagsreiche Winter für große Teile von Mittel- und Nordeuropa bis zu fünf Mal häufiger vorkommen werden als heute.<ref>Schnur, R. (2002): The investment forecast, Nature 415, 483-484 </ref>

Für viele Regionen ist der Einfluss einer höheren Treibhausgas-Konzentration auf die natürliche Dynamik des Klimasystems von besonderer Bedeutung. So werden [[ENSO|El-Niño]]-Ereignisse künftig nach den meisten Modellprognosen zunehmen und damit auch die davon abhängigen Extremereignisse. Ebenso wird mit einer Verstärkung der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] gerechnet und in der Folge mit feuchteren Wintern in Europa. Auch eine Intensivierung des [[Indischer Monsun|indischen Monsuns]] wird von den Klimamodellen prognostiziert, so dass sich die Überflutungsgefahr auf dem indischen Subkontinent erhöhen wird.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Houghton, J.T. et al., eds), Cambridge and New York , 9.3.5 </ref> Die ebenfalls prognostizierte [[Erwärmung des Ozeans|Erwärmung der Ozeane]] wird die Niederschlagsextreme auf den Kontinenten stark beeinflussen.

== Einzelnachweise ==
<references/>
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== Literatur ==
* D. Kasang (2011): [http://www.climate-service-center.de/imperia/md/content/csc/warnsignalklima/Warnsignal_Klima_Kap3.1_3.1.13_Kasang_Kasper.pdf Veränderung regionaler Niederschlagsextreme], in Lozan, J.L., H. Graßl, P. Hupfer, L. Menzel, C.-D. Schönwiese: Warnsignal Klima: Genug Wasser für alle? Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, 351-357 (Neuauflage 2011)
* Jacob, D. & S. Hagemann (2005): Verstärkung und Schwächung des regionalen Wasserkreislaufs - wichtiges Kennzeichen des Klimawandels, in Lozan, J.L., H. Graßl, P. Hupfer, L. Menzel, C.-D. Schönwiese: Warnsignal Klima: Genug Wasser für alle? Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, 167-170
* Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen and D.B. Parsons (2003): The Changing Character of Precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society 84, 1205-1217

== Weblinks ==
* [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU23/besondere__ereignisse__deutschland/niederschlaege/20070816__MetAnalyseHochwasser2002,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/20070816_MetAnalyseHochwasser2002.pdf Starkniederschläge in Sachsen im August 2002] DWD-Artikel von 2007
* [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU23/besondere__ereignisse__deutschland/niederschlaege/Fruehjahrshochwasser__2006__Ru__Ma,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/Fruehjahrshochwasser_2006_Ru_Ma.pdf Frühjahrshochwasser der Elbe 2006] DWD-Artikel
* [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU23/rcc-cm/products/BesondereWetterereignisse/European/20100616__hochwasser,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/20100616_hochwasser.pdf Hochwasser im östlichen Mitteleuropa im Mai 2010] DWD-Artikel
* [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU23/rcc-cm/products/BesondereWetterereignisse/European/eveu__centuryflood__200208,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/eveu_centuryflood_200208.pdf Die Jahrhundertflut der Elbe im August 2002] DWD-Artikel (engl.)
* B. Rudolf, J. Rapp: [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU22/klimastatusbericht/einzelne__berichte/ksb2002__pdf/15__2002,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/15_2002.pdf Das Jahrhunderthochwasser der Elbe: Synoptische Wetterentwicklung und klimatologische Aspekte] aus Klimastatusbericht des DWD 2002
* J. Grieser, C. Beck: [http://www.dwd.de/bvbw/generator/DWDWWW/Content/Oeffentlichkeit/KU/KU2/KU22/klimastatusbericht/einzelne__berichte/ksb2002__pdf/12__2002,templateId=raw,property=publicationFile.pdf/12_2002.pdf Extremniederschläge in Deutschland - Zufall oder Zeichen?] aus Klimastatusbericht des DWD 2002
* [http://www.kliwa.de/index.php?pos=ergebnisse/hefte/ KLIWA-Heft 12] Sonnenscheindauer und Globalstrahlung sowie von Verdunstung und klimatischer Wasserbilanz in Baden Württemberg und Bayern
* [http://www.kliwa.de/download/klimawandel_hochwasser.pdf Klimawandel und Hochwasser] Künftige Hochwasser in Baden Württemberg und Bayern
* H.J. Caspary: [http://www.kliwa.de/download/KLIWAHeft15.pdf Großwetterlagen und hydrometeorologische Extreme] S. 115-134 der PDF-Datei des 4. KLIWA-Symposiums
* D. Prellberg: [http://www.kliwa.de/download/KLIWAHeft15.pdf Langjährige Hochwasserabflüsse in Rheinland-Pfalz] S. 107-114 der PDF-Datei des 4. KLIWA-Symposiums

== Lizenzhinweis ==

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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Wetterextreme, Extremereignisse, Niederschlag, Regen, Wasserkreislauf</metakeywords>

[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]

Malaria

2013-09-20T17:50:03Z

Christian W.:

[[Bild:Malaria_Verbreitung.png|thumb|520 px|Verbreitungsgebiete von Malaria]]
== Verbreitung ==

Bei der Malaria handelt es sich um eine fieberhafte Erkrankung, die durch Plasmodien verursacht wird, in Europa vor allem durch Plasmodium vivax, in den Tropen durch Plasmodium falciparum. Als Überträger wirken die zahlreichen Arten der Anopheles-Mücke. Anopheles-Mücken gibt es auch in Deutschland, die jedoch gegenwärtig nicht infiziert sind.

Laut Weltgesundheitsorganisation WHO leben heute ca. 3 Milliarden Menschen, das sind 48 % der Weltbevölkerung, in malariagefährdeten Gebieten. Jährlich kommt es zu ca. 400-500 Millionen Infektionsfällen mit mehr als einer Million Toten, vor allem bei Kindern.<ref name="Lieshout">Lieshout, M. van, R.S. Kovats, M.T.J. Livermore, P. Martens (2004): Climate Change and malaria: analysis of the SRES Climate and socio-economic scenarios, Global Environmental Change 14, 87-99</ref> Nach Schätzungen der WHO werden die Infektionsfälle allein durch das Bevölkerungswachstum bis 2050 auf 750 bis 1100 Millionen zunehmen.<ref>Ebert, B., und B. Fleischer (2005): Globale Erwärmung und Ausbreitung von Infektionskrankheiten, Bundesgesundheitsbl - Gesundheitsforsch - Gesundheitsschutz 48, 55-62</ref>

== Malaria in Deutschland und Europa ==
Bis ins 19. Jahrhundert war Malaria auch in Deutschland und Europa weit verbreitet. Sogar während der sog. [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Entwicklung_des_Klimas_in_Europa|„Kleinen Eiszeit“]] im 16. und 17. Jahrhundert, der kältesten Periode in Europa seit dem Mittelalter, gab es Malaria-Epidemien in weiten Teilen Europas, so z. B. auch in Skandinavien und Großbritannien. In Deutschland erreichte die Malariaverbreitung ihren Höhepunkt in der ersten Hälfte de 19. Jahrhunderts. Die Vorkommen lagen vor allem im Küstengebiet, aber auch entlang von Rhein und Donau. 1826 z.B. kam es an der Nordsee zu einer Epidemie mit ca. 10 000 Krankheitsfällen und vielen Toten. Außer im Mittelmeerraum war die Malaria in Europa Ende des 19. Jahrhunderts dann weitgehend verschwunden.

Die Gründe für die weitgehende Ausrottung der Malaria in Europa lagen nicht in klimatischen Änderungen, die durch die allmähliche Erwärmung eher das Gegenteil hätten bewirken sollen. Vielmehr wurden die Lebensbedingungen der Anopheles-Mücken durch menschliche Maßnahmen zunehmend eingeschränkt. Eine entscheidende Rolle spielten die Trockenlegung von Feuchtgebieten, die Begradigung von Flüssen und der Ausbau von Kanalisationssystemen, durch die Mückenbrutplätze erheblich reduziert wurden. Außerdem lebten die Menschen durch Migration in die Städte oder durch verbesserte Wohnbedingungen auf dem Land zunehmend weniger in enger Gemeinschaft mit Nutztieren, die vielen Mücken als Wirt dienten. Hinzu kam ab Mitte des 20. Jahrhunderts die Vernichtung der Anophelesmücken durch das Insektenbekämpfungsmittel DDT.<ref>Meyer, C.G. (2008): Malaria in Europa: Ein historischer Rückblick, in: Lozán, J.L. (Hg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen. Hamburg, Freiburg, Bonn, List/Sylt, 165-168</ref> Von 1900 bis 2002 wurden auf diese Weise die Risikogebiete von 53 % der globalen Landoberfläche auf 27 % verringert.<ref>Ebert, B., und B. Fleischer (2005): Globale Erwärmung und Ausbreitung von Infektionskrankheiten, Bundesgesundheitsbl - Gesundheitsforsch - Gesundheitsschutz 48, 55-62</ref>

Zu einem gewissen Wiederaufleben von Malariaerkrankungen in Deutschland kam es im und unmittelbar nach dem 2. Weltkrieg. Die Kriegsereignisse begünstigten die Verbreitung der Malariaerreger durch Flüchtlings- und Truppenbewegungen und die Brutbedingungen der Anopheles-Mücken durch Bombentrichter u.a. Landschaftszerstörungen. Seit Mitte der 1950er Jahre gilt die Malaria in Deutschland als ausgerottet. Entscheidend war die Verwendung des Insektizids DDT. Vereinzelt wieder aufgetretene Fälle sind durch den weltweiten Tourismus und Warentransport und das damit einhergehende Einschleppen von infizierten fremden Vektoren bedingt. Seit den 1990er Jahren belaufen sich diese Fälle auf ca. 1000 Erkrankungen pro Jahr. Malaria gilt damit als die bedeutendste Importkrankheit in Deutschland.<ref>Maier, W.A. (2003): Mögliche Auswirkungen von Klimaänderungen auf die Ausbreitung von primär humanmedizinisch relevanten Krankheitserregern über tierische Vektoren sowie auf wichtige Humanparasiten in Deutschland, Umweltforschungsplan des Bundesministeriums für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit, Climate Change 05/03, S. 172 ff.</ref>

[[Bild:AnophelesGambiaemosquito.jpg|thumb|250 px|Anopheles gambiae]]
== Bedeutung des Klimas ==
[[Bild:Plasmodium falciparum Ringformen.jpg|thumb|250 px|Plasmodium falciparum (violette Ringformen)]]
Auch wenn die Geschichte der Malaria in Europa vor allem durch soziale und ökologische Faktoren geprägt war, ist weltweit gesehen das Klima für die Verbreitung der Malaria von entscheidender Bedeutung. Der Grund ist die hohe Abhängigkeit sowohl der Vektoren wie der Erreger von klimatischen Faktoren. So ist die Lebensaktivitäten der Anopheles-Arten einerseits an bestimmte Temperaturen, andererseits aber auch an ausreichende Feuchtigkeit gebunden. Bei den meisten Arten beginnt mit 10 °C die Entwicklung, die bei 25-30 °C das Optimum erreicht und ab 35 °C zum Absterben führt. Mit [[Aktuelle Klimaänderungen|steigender Temperaturen]] erhöht sich auch die Blutverdauungsrate, wodurch die Stechfrequenz erhöht wird und die Infektionsgefahr zunimmt. Andererseits sind höhere Temperaturen oft mit größerer Trockenheit verbunden, die zur Austrocknung der Mücken führen kann und somit ihre Lebensbedingungen verschlechtert. Trockenheit kann aber auch zur Entstehung von Wasserlachen etwa als Überbleibsel von Flüssen führen, die ideale Brutplätze von Anopheles-Mücken sind. Und starke Regenfälle, die einerseits neue Brutplätze schaffen, können andererseits stehende Gewässer in Flüsse verwandeln, die die Mückenbrut wegschwemmen.

Auch die Entwicklung der Krankheitserreger in der Mücke ist temperaturabhängig.<ref name="Kampen">Kampen, H., und W.A. Maier (2008): Wird die Malaria wieder eine Gefahr für Europa?, in: Lozán, J.L. (Hg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen. Hamburg, Freiburg, Bonn, List/Sylt, 169-172</ref> Der tropische Erreger Plasmodium falciparum braucht eine Minimaltemperatur von 18-20 °C bis zur Reife, in Europa verbreitete Erreger von 16,5 °C. Die Entwicklung zum infektiösen Stadium beschleunigt sich mit zunehmender Temperatur. So braucht das Plasmodium vivat 17 Tage bei einer Umgebungstemperatur von 20 °C, aber nur noch 9 Tage bei 25 °C. Bei Temperaturen über 32-34 °C kommt es zum Absterben der Erreger.<ref name="Lieshout" />

== Klimaprojektionen und Malaria ==
[[Bild:ModellMalaria.gif|thumb|550 px|Modell zur Beurteilung der Auswirkungen einer Klimaänderung auf das Übertragungspotential von Malaria]]
=== Deutschland und Europa ===
Es gibt jedoch keine einfache Beziehung zwischen Klimafaktoren und der Ausbreitung der Malaria. Eine Abschätzung der möglichen Malariaausbreitung unter veränderten Klimabedingungen in der Zukunft ist daher mit großen Unsicherheiten verbunden. Die Hauptschwierigkeit besteht in den fehlenden Daten über die gegenwärtige Abhängigkeit von Malariaerregern und -vektoren von klimatischen Faktoren. In Deutschland wie in vielen anderen Staaten ist dafür nicht zuletzt das Zurückschrauben der Forschung auf diesem Gebiet verantwortlich, da die Malaria als ausgerottet angesehen wurde. Da die Daten die Grundlage für die Entwicklung von [[Klimamodelle|Modellen]] bilden, die eine künftige Ausbreitung der Malaria projizieren, ist auf deren Ergebnisse nur begrenzt Verlass.

Viele Modellrechnungen berücksichtigen außerdem oft nur die Temperatur als beeinflussenden Klimafaktor. Wenn neben der Mitteltemperatur auch die Minimum- und Maximumtemperatur, Niederschlag und Luftfeuchtigkeit beachtet werden, die für das Überleben von Vektor und Patogen ebenfalls eine wichtige Rolle spielen, ist in den gemäßigten Zonen eher nicht mit einer nennenswerten Ausbreitung der Malaria aufgrund klimatischer Änderungen zu rechnen. Hinzu kommt, dass das Klima, wie die Geschichte der Malariaverbreitung in Europa gezeigt hat, wahrscheinlich nur eine sekundäre Rolle gegenüber menschlichen Maßnahmen und Aktivitäten spielen wird. Bei dem gegenwärtigen Stand des Gesundheitssysteme z.B. in der EU ist daher eine Ausbreitung der Malaria mit der globalen Erwärmung auf lange Sicht höchst unwahrscheinlich.<ref name="Kampen" />

[[Bild:Malariaprojektionen.jpg|thumb|550 px|Von Malaria durch den Klimawandel zusätzliche betroffene Menschen in Millionen nach verschiedenen [[Klimaszenarien|Szenarien]].]]
=== Tropen ===
Weltweit ist die Situation allerdings anders einzuschätzen. Eine globale Simulation der Bevölkerung, die bis in die 2080er Jahre durch den Klimawandel zusätzlich dem Malaria-Risiko ausgesetzt sein wird, zeigt ein sehr differenziertes Bild je nach Klima-Szenario und Region.<ref name="Lieshout" /> So zeigen die Szenarien A1Fl und B2 eine Zunahme der Risikobevölkerung, die während einer Zeit von mehr als drei Monaten im Jahr der Gefahr einer Malariainfektion ausgesetzt sein wird, um 100 bzw. 31 Millionen Menschen, während A2 und B1 eine deutliche Abnahme von 141 bzw. 153 Millionen zeigen. Die Abnahmen sind im wesentlichen bedingt durch geringere Niederschläge, die z.B. im Amazonasgebiet, Mittelamerika und Pakistan erwartet werden. Gerade in den ärmeren Regionen, die heute relativ stark der Malariagefahr ausgesetzt sind, wird der Klimawandel das Malariarisiko eher verringern, da sich hier die Bedingungen für die Vektoren verschlechtern. Zu einem höheren Risiko kommt es dagegen in den Hochlandgebieten in Ostafrika, in Mittelasien und China.

Obwohl die [[Gesundheitsrisiken_in_Afrika#Malaria|afrikanischen Malaria-Gebiete]] weniger als die Hälfte der weltweiten Risiko-Gebiete ausmachen, sind gegenwärtig ca. 85 % der Erkrankungen und Todesfälle in Afrika zu beklagen. Eine Untersuchung über die zukünftigen Malaria-Risiken in Afrika kommt zu dem Ergebnis, dass die durch Malaria gefährdeten Gebiete sich bis 2100 nur um 5-7 % ausweiten werden.<ref name="Lieshout" /> Die Vergrößerung der Risikogebiete wird danach hauptsächlich durch eine Ausdehnung in die Höhe erfolgen (z.B. Äthiopien und Zimbabwe), während die Ausdehnung nach Norden und Süden, hier vor allem in Südafrika, nur gering ausfällt. Die Zunahme der Risikobevölkerung zeigt dagegen mit 16-28 % wesentlich höhere Werte. Der Grund liegt zum einen in der saisonalen Ausweitung des Infektionsrisikos in schon bestehenden Risikogebieten. Zum anderen sind die künftig durch Malaria geföhrdeten Gebiete dichter besiedelt als die gegenwärtigen Malaria-Gebiete. Und drittens ist die dort lebende Bevölkerung gegenüber der Krankheit nicht immunisiert.<ref>Ermert,V., A.H. Fink, A.P. Morse, and H. Paeth (2012). The Impact of Regional Climate Change on Malaria Risk due to Greenhouse Forcing and Land-Use Changes in Tropical Africa, Environmental Health Perspectives 120, 77-84</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Lizenzhinweis ==

{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Teil von=Klimawandel und Gesundheit
|Teil von=Indirekte Auswirkungen des Klimawandels auf die Gesundheit
|beeinflusst von=Klimawandel
|ähnlich wie=Dengue
|ähnlich wie=Lyme-Borreliose
|ähnlich wie=Frühsommer-Meningoenzephalitis (FSME)
|Regionales Beispiel=Gesundheitsrisiken_in_Afrika
}}
<metakeywords>Klimawandel und Gesundheit, Indirekte Auswirkungen des Klimawandels auf die Gesundheit, Klimawandel, Dengue, Lyme-Borreliose, Frühsommer-Meningoenzephalitis (FSME), Gesundheitsrisiken_in_Afrika#Malaria, Gesundheit, Ökosysteme, Biosphäre</metakeywords>

[[Kategorie:Gesundheit]]
[[Kategorie:Ökosysteme]]
[[Kategorie:Biosphäre]]

Malaria

2013-09-20T17:49:25Z

Christian W.:

[[Bild:Malaria_Verbreitung.png|thumb|520 px|Verbreitungsgebiete von Malaria]]
== Verbreitung ==

Bei der Malaria handelt es sich um eine fieberhafte Erkrankung, die durch Plasmodien verursacht wird, in Europa vor allem durch Plasmodium vivax, in den Tropen durch Plasmodium falciparum. Als Überträger wirken die zahlreichen Arten der Anopheles-Mücke. Anopheles-Mücken gibt es auch in Deutschland, die jedoch gegenwärtig nicht infiziert sind.

Laut Weltgesundheitsorganisation WHO leben heute ca. 3 Milliarden Menschen, das sind 48 % der Weltbevölkerung, in malariagefährdeten Gebieten. Jährlich kommt es zu ca. 400-500 Millionen Infektionsfällen mit mehr als einer Million Toten, vor allem bei Kindern.<ref name="Lieshout">Lieshout, M. van, R.S. Kovats, M.T.J. Livermore, P. Martens (2004): Climate Change and malaria: analysis of the SRES Climate and socio-economic scenarios, Global Environmental Change 14, 87-99</ref> Nach Schätzungen der WHO werden die Infektionsfälle allein durch das Bevölkerungswachstum bis 2050 auf 750 bis 1100 Millionen zunehmen.<ref>Ebert, B., und B. Fleischer (2005): Globale Erwärmung und Ausbreitung von Infektionskrankheiten, Bundesgesundheitsbl - Gesundheitsforsch - Gesundheitsschutz 48, 55-62</ref>

== Malaria in Deutschland und Europa ==
Bis ins 19. Jahrhundert war Malaria auch in Deutschland und Europa weit verbreitet. Sogar während der sog. [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Entwicklung_des_Klimas_in_Europa|„Kleinen Eiszeit“]] im 16. und 17. Jahrhundert, der kältesten Periode in Europa seit dem Mittelalter, gab es Malaria-Epidemien in weiten Teilen Europas, so z. B. auch in Skandinavien und Großbritannien. In Deutschland erreichte die Malariaverbreitung ihren Höhepunkt in der ersten Hälfte de 19. Jahrhunderts. Die Vorkommen lagen vor allem im Küstengebiet, aber auch entlang von Rhein und Donau. 1826 z.B. kam es an der Nordsee zu einer Epidemie mit ca. 10 000 Krankheitsfällen und vielen Toten. Außer im Mittelmeerraum war die Malaria in Europa Ende des 19. Jahrhunderts dann weitgehend verschwunden.

Die Gründe für die weitgehende Ausrottung der Malaria in Europa lagen nicht in klimatischen Änderungen, die durch die allmähliche Erwärmung eher das Gegenteil hätten bewirken sollen. Vielmehr wurden die Lebensbedingungen der Anopheles-Mücken durch menschliche Maßnahmen zunehmend eingeschränkt. Eine entscheidende Rolle spielten die Trockenlegung von Feuchtgebieten, die Begradigung von Flüssen und der Ausbau von Kanalisationssystemen, durch die Mückenbrutplätze erheblich reduziert wurden. Außerdem lebten die Menschen durch Migration in die Städte oder durch verbesserte Wohnbedingungen auf dem Land zunehmend weniger in enger Gemeinschaft mit Nutztieren, die vielen Mücken als Wirt dienten. Hinzu kam ab Mitte des 20. Jahrhunderts die Vernichtung der Anophelesmücken durch das Insektenbekämpfungsmittel DDT.<ref>Meyer, C.G. (2008): Malaria in Europa: Ein historischer Rückblick, in: Lozán, J.L. (Hg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen. Hamburg, Freiburg, Bonn, List/Sylt, 165-168</ref> Von 1900 bis 2002 wurden auf diese Weise die Risikogebiete von 53 % der globalen Landoberfläche auf 27 % verringert.<ref>Ebert, B., und B. Fleischer (2005): Globale Erwärmung und Ausbreitung von Infektionskrankheiten, Bundesgesundheitsbl - Gesundheitsforsch - Gesundheitsschutz 48, 55-62</ref>

Zu einem gewissen Wiederaufleben von Malariaerkrankungen in Deutschland kam es im und unmittelbar nach dem 2. Weltkrieg. Die Kriegsereignisse begünstigten die Verbreitung der Malariaerreger durch Flüchtlings- und Truppenbewegungen und die Brutbedingungen der Anopheles-Mücken durch Bombentrichter u.a. Landschaftszerstörungen. Seit Mitte der 1950er Jahre gilt die Malaria in Deutschland als ausgerottet. Entscheidend war die Verwendung des Insektizids DDT. Vereinzelt wieder aufgetretene Fälle sind durch den weltweiten Tourismus und Warentransport und das damit einhergehende Einschleppen von infizierten fremden Vektoren bedingt. Seit den 1990er Jahren belaufen sich diese Fälle auf ca. 1000 Erkrankungen pro Jahr. Malaria gilt damit als die bedeutendste Importkrankheit in Deutschland.<ref>Maier, W.A. (2003): Mögliche Auswirkungen von Klimaänderungen auf die Ausbreitung von primär humanmedizinisch relevanten Krankheitserregern über tierische Vektoren sowie auf wichtige Humanparasiten in Deutschland, Umweltforschungsplan des Bundesministeriums für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit, Climate Change 05/03, S. 172 ff.</ref>

[[Bild:AnophelesGambiaemosquito.jpg|thumb|250 px|Anopheles gambiae]]
== Bedeutung des Klimas ==
[[Bild:Plasmodium falciparum Ringformen.jpg|thumb|250 px|Plasmodium falciparum (violette Ringformen)]]
Auch wenn die Geschichte der Malaria in Europa vor allem durch soziale und ökologische Faktoren geprägt war, ist weltweit gesehen das Klima für die Verbreitung der Malaria von entscheidender Bedeutung. Der Grund ist die hohe Abhängigkeit sowohl der Vektoren wie der Erreger von klimatischen Faktoren. So ist die Lebensaktivitäten der Anopheles-Arten einerseits an bestimmte Temperaturen, andererseits aber auch an ausreichende Feuchtigkeit gebunden. Bei den meisten Arten beginnt mit 10 °C die Entwicklung, die bei 25-30 °C das Optimum erreicht und ab 35 °C zum Absterben führt. Mit [[Aktuelle Klimaänderungen|steigender Temperaturen]] erhöht sich auch die Blutverdauungsrate, wodurch die Stechfrequenz erhöht wird und die Infektionsgefahr zunimmt. Andererseits sind höhere Temperaturen oft mit größerer Trockenheit verbunden, die zur Austrocknung der Mücken führen kann und somit ihre Lebensbedingungen verschlechtert. Trockenheit kann aber auch zur Entstehung von Wasserlachen etwa als Überbleibsel von Flüssen führen, die ideale Brutplätze von Anopheles-Mücken sind. Und starke Regenfälle, die einerseits neue Brutplätze schaffen, können andererseits stehende Gewässer in Flüsse verwandeln, die die Mückenbrut wegschwemmen.

Auch die Entwicklung der Krankheitserreger in der Mücke ist temperaturabhängig.<ref name="Kampen">Kampen, H., und W.A. Maier (2008): Wird die Malaria wieder eine Gefahr für Europa?, in: Lozán, J.L. (Hg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen. Hamburg, Freiburg, Bonn, List/Sylt, 169-172</ref> Der tropische Erreger Plasmodium falciparum braucht eine Minimaltemperatur von 18-20 °C bis zur Reife, in Europa verbreitete Erreger von 16,5 °C. Die Entwicklung zum infektiösen Stadium beschleunigt sich mit zunehmender Temperatur. So braucht das Plasmodium vivat 17 Tage bei einer Umgebungstemperatur von 20 °C, aber nur noch 9 Tage bei 25 °C. Bei Temperaturen über 32-34 °C kommt es zum Absterben der Erreger.<ref name="Lieshout" />

== Klimaprojektionen und Malaria ==
[[Bild:ModellMalaria.gif|thumb|550 px|Modell zur Beurteilung der Auswirkungen einer Klimaänderung auf das Übertragungspotential von Malaria]]
=== Deutschland und Europa ===
Es gibt jedoch keine einfache Beziehung zwischen Klimafaktoren und der Ausbreitung der Malaria. Eine Abschätzung der möglichen Malariaausbreitung unter veränderten Klimabedingungen in der Zukunft ist daher mit großen Unsicherheiten verbunden. Die Hauptschwierigkeit besteht in den fehlenden Daten über die gegenwärtige Abhängigkeit von Malariaerregern und -vektoren von klimatischen Faktoren. In Deutschland wie in vielen anderen Staaten ist dafür nicht zuletzt das Zurückschrauben der Forschung auf diesem Gebiet verantwortlich, da die Malaria als ausgerottet angesehen wurde. Da die Daten die Grundlage für die Entwicklung von [[Klimamodelle|Modellen]] bilden, die eine künftige Ausbreitung der Malaria projizieren, ist auf deren Ergebnisse nur begrenzt Verlass.

Viele Modellrechnungen berücksichtigen außerdem oft nur die Temperatur als beeinflussenden Klimafaktor. Wenn neben der Mitteltemperatur auch die Minimum- und Maximumtemperatur, Niederschlag und Luftfeuchtigkeit beachtet werden, die für das Überleben von Vektor und Patogen ebenfalls eine wichtige Rolle spielen, ist in den gemäßigten Zonen eher nicht mit einer nennenswerten Ausbreitung der Malaria aufgrund klimatischer Änderungen zu rechnen. Hinzu kommt, dass das Klima, wie die Geschichte der Malariaverbreitung in Europa gezeigt hat, wahrscheinlich nur eine sekundäre Rolle gegenüber menschlichen Maßnahmen und Aktivitäten spielen wird. Bei dem gegenwärtigen Stand des Gesundheitssysteme z.B. in der EU ist daher eine Ausbreitung der Malaria mit der globalen Erwärmung auf lange Sicht höchst unwahrscheinlich.<ref name="Kampen" />

[[Bild:Malariaprojektionen.jpg|thumb|550 px|Von Malaria durch den Klimawandel zusätzliche betroffene Menschen in Millionen nach verschiedenen [[Klimaszenarien|Szenarien]].]]
=== Tropen ===
Weltweit ist die Situation allerdings anders einzuschätzen. Eine globale Simulation der Bevölkerung, die bis in die 2080er Jahre durch den Klimawandel zusätzlich dem Malaria-Risiko ausgesetzt sein wird, zeigt ein sehr differenziertes Bild je nach Klima-Szenario und Region.<ref name="Lieshout" /> So zeigen die Szenarien A1Fl und B2 eine Zunahme der Risikobevölkerung, die während einer Zeit von mehr als drei Monaten im Jahr der Gefahr einer Malariainfektion ausgesetzt sein wird, um 100 bzw. 31 Millionen Menschen, während A2 und B1 eine deutliche Abnahme von 141 bzw. 153 Millionen zeigen. Die Abnahmen sind im wesentlichen bedingt durch geringere Niederschläge, die z.B. im Amazonasgebiet, Mittelamerika und Pakistan erwartet werden. Gerade in den ärmeren Regionen, die heute relativ stark der Malariagefahr ausgesetzt sind, wird der Klimawandel das Malariarisiko eher verringern, da sich hier die Bedingungen für die Vektoren verschlechtern. Zu einem höheren Risiko kommt es dagegen in den Hochlandgebieten in Ostafrika, in Mittelasien und China.

Obwohl die [[Gesundheitsrisiken_in_Afrika#Malaria|afrikanischen Malaria-Gebiete]] weniger als die Hälfte der weltweiten Risiko-Gebiete ausmachen, sind gegenwärtig ca. 85 % der Erkrankungen und Todesfälle in Afrika zu beklagen. Eine Untersuchung über die zukünftigen Malaria-Risiken in Afrika kommt zu dem Ergebnis, dass die durch Malaria gefährdeten Gebiete sich bis 2100 nur um 5-7 % ausweiten werden.<ref name="Lieshout" /> Die Vergrößerung der Risikogebiete wird danach hauptsächlich durch eine Ausdehnung in die Höhe erfolgen (z.B. Äthiopien und Zimbabwe), während die Ausdehnung nach Norden und Süden, hier vor allem in Südafrika, nur gering ausfällt. Die Zunahme der Risikobevölkerung zeigt dagegen mit 16-28 % wesentlich höhere Werte. Der Grund liegt zum einen in der saisonalen Ausweitung des Infektionsrisikos in schon bestehenden Risikogebieten. Zum anderen sind die künftig durch Malaria geföhrdeten Gebiete dichter besiedelt als die gegenwärtigen Malaria-Gebiete. Und drittens ist die dort lebende Bevölkerung gegenüber der Krankheit nicht immunisiert.<ref>Ermert,V., A.H. Fink, A.P. Morse, and H. Paeth (2012). The Impact of Regional Climate Change on Malaria Risk due to Greenhouse Forcing and Land-Use Changes in Tropical Africa, Environmental Health Perspectives 120, 77-84</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Lizenzhinweis ==

{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Teil von=Klimawandel und Gesundheit
|Teil von=Indirekte Auswirkungen des Klimawandels auf die Gesundheit
|beeinflusst von=Klimawandel

|ähnlich wie=Dengue
|ähnlich wie=Lyme-Borreliose
|ähnlich wie=Frühsommer-Meningoenzephalitis (FSME)
|Regionales Beispiel=Gesundheitsrisiken_in_Afrika
}}
<metakeywords>Klimawandel und Gesundheit, Indirekte Auswirkungen des Klimawandels auf die Gesundheit, Klimawandel, Dengue, Lyme-Borreliose, Frühsommer-Meningoenzephalitis (FSME), Gesundheitsrisiken_in_Afrika#Malaria, Gesundheit, Ökosysteme, Biosphäre</metakeywords>

[[Kategorie:Gesundheit]]
[[Kategorie:Ökosysteme]]
[[Kategorie:Biosphäre]]

Malaria

2013-09-20T17:48:54Z

Christian W.:

[[Bild:Malaria_Verbreitung.png|thumb|520 px|Verbreitungsgebiete von Malaria]]
== Verbreitung ==

Bei der Malaria handelt es sich um eine fieberhafte Erkrankung, die durch Plasmodien verursacht wird, in Europa vor allem durch Plasmodium vivax, in den Tropen durch Plasmodium falciparum. Als Überträger wirken die zahlreichen Arten der Anopheles-Mücke. Anopheles-Mücken gibt es auch in Deutschland, die jedoch gegenwärtig nicht infiziert sind.

Laut Weltgesundheitsorganisation WHO leben heute ca. 3 Milliarden Menschen, das sind 48 % der Weltbevölkerung, in malariagefährdeten Gebieten. Jährlich kommt es zu ca. 400-500 Millionen Infektionsfällen mit mehr als einer Million Toten, vor allem bei Kindern.<ref name="Lieshout">Lieshout, M. van, R.S. Kovats, M.T.J. Livermore, P. Martens (2004): Climate Change and malaria: analysis of the SRES Climate and socio-economic scenarios, Global Environmental Change 14, 87-99</ref> Nach Schätzungen der WHO werden die Infektionsfälle allein durch das Bevölkerungswachstum bis 2050 auf 750 bis 1100 Millionen zunehmen.<ref>Ebert, B., und B. Fleischer (2005): Globale Erwärmung und Ausbreitung von Infektionskrankheiten, Bundesgesundheitsbl - Gesundheitsforsch - Gesundheitsschutz 48, 55-62</ref>

== Malaria in Deutschland und Europa ==
Bis ins 19. Jahrhundert war Malaria auch in Deutschland und Europa weit verbreitet. Sogar während der sog. [[Klima_der_letzten_1000_Jahre#Entwicklung_des_Klimas_in_Europa|„Kleinen Eiszeit“]] im 16. und 17. Jahrhundert, der kältesten Periode in Europa seit dem Mittelalter, gab es Malaria-Epidemien in weiten Teilen Europas, so z. B. auch in Skandinavien und Großbritannien. In Deutschland erreichte die Malariaverbreitung ihren Höhepunkt in der ersten Hälfte de 19. Jahrhunderts. Die Vorkommen lagen vor allem im Küstengebiet, aber auch entlang von Rhein und Donau. 1826 z.B. kam es an der Nordsee zu einer Epidemie mit ca. 10 000 Krankheitsfällen und vielen Toten. Außer im Mittelmeerraum war die Malaria in Europa Ende des 19. Jahrhunderts dann weitgehend verschwunden.

Die Gründe für die weitgehende Ausrottung der Malaria in Europa lagen nicht in klimatischen Änderungen, die durch die allmähliche Erwärmung eher das Gegenteil hätten bewirken sollen. Vielmehr wurden die Lebensbedingungen der Anopheles-Mücken durch menschliche Maßnahmen zunehmend eingeschränkt. Eine entscheidende Rolle spielten die Trockenlegung von Feuchtgebieten, die Begradigung von Flüssen und der Ausbau von Kanalisationssystemen, durch die Mückenbrutplätze erheblich reduziert wurden. Außerdem lebten die Menschen durch Migration in die Städte oder durch verbesserte Wohnbedingungen auf dem Land zunehmend weniger in enger Gemeinschaft mit Nutztieren, die vielen Mücken als Wirt dienten. Hinzu kam ab Mitte des 20. Jahrhunderts die Vernichtung der Anophelesmücken durch das Insektenbekämpfungsmittel DDT.<ref>Meyer, C.G. (2008): Malaria in Europa: Ein historischer Rückblick, in: Lozán, J.L. (Hg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen. Hamburg, Freiburg, Bonn, List/Sylt, 165-168</ref> Von 1900 bis 2002 wurden auf diese Weise die Risikogebiete von 53 % der globalen Landoberfläche auf 27 % verringert.<ref>Ebert, B., und B. Fleischer (2005): Globale Erwärmung und Ausbreitung von Infektionskrankheiten, Bundesgesundheitsbl - Gesundheitsforsch - Gesundheitsschutz 48, 55-62</ref>

Zu einem gewissen Wiederaufleben von Malariaerkrankungen in Deutschland kam es im und unmittelbar nach dem 2. Weltkrieg. Die Kriegsereignisse begünstigten die Verbreitung der Malariaerreger durch Flüchtlings- und Truppenbewegungen und die Brutbedingungen der Anopheles-Mücken durch Bombentrichter u.a. Landschaftszerstörungen. Seit Mitte der 1950er Jahre gilt die Malaria in Deutschland als ausgerottet. Entscheidend war die Verwendung des Insektizids DDT. Vereinzelt wieder aufgetretene Fälle sind durch den weltweiten Tourismus und Warentransport und das damit einhergehende Einschleppen von infizierten fremden Vektoren bedingt. Seit den 1990er Jahren belaufen sich diese Fälle auf ca. 1000 Erkrankungen pro Jahr. Malaria gilt damit als die bedeutendste Importkrankheit in Deutschland.<ref>Maier, W.A. (2003): Mögliche Auswirkungen von Klimaänderungen auf die Ausbreitung von primär humanmedizinisch relevanten Krankheitserregern über tierische Vektoren sowie auf wichtige Humanparasiten in Deutschland, Umweltforschungsplan des Bundesministeriums für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit, Climate Change 05/03, S. 172 ff.</ref>

[[Bild:AnophelesGambiaemosquito.jpg|thumb|250 px|Anopheles gambiae]]
== Bedeutung des Klimas ==
[[Bild:Plasmodium falciparum Ringformen.jpg|thumb|250 px|Plasmodium falciparum (violette Ringformen)]]
Auch wenn die Geschichte der Malaria in Europa vor allem durch soziale und ökologische Faktoren geprägt war, ist weltweit gesehen das Klima für die Verbreitung der Malaria von entscheidender Bedeutung. Der Grund ist die hohe Abhängigkeit sowohl der Vektoren wie der Erreger von klimatischen Faktoren. So ist die Lebensaktivitäten der Anopheles-Arten einerseits an bestimmte Temperaturen, andererseits aber auch an ausreichende Feuchtigkeit gebunden. Bei den meisten Arten beginnt mit 10 °C die Entwicklung, die bei 25-30 °C das Optimum erreicht und ab 35 °C zum Absterben führt. Mit [[Aktuelle Klimaänderungen|steigender Temperaturen]] erhöht sich auch die Blutverdauungsrate, wodurch die Stechfrequenz erhöht wird und die Infektionsgefahr zunimmt. Andererseits sind höhere Temperaturen oft mit größerer Trockenheit verbunden, die zur Austrocknung der Mücken führen kann und somit ihre Lebensbedingungen verschlechtert. Trockenheit kann aber auch zur Entstehung von Wasserlachen etwa als Überbleibsel von Flüssen führen, die ideale Brutplätze von Anopheles-Mücken sind. Und starke Regenfälle, die einerseits neue Brutplätze schaffen, können andererseits stehende Gewässer in Flüsse verwandeln, die die Mückenbrut wegschwemmen.

Auch die Entwicklung der Krankheitserreger in der Mücke ist temperaturabhängig.<ref name="Kampen">Kampen, H., und W.A. Maier (2008): Wird die Malaria wieder eine Gefahr für Europa?, in: Lozán, J.L. (Hg.): Warnsignal Klima. Gesundheitsrisiken. Gefahren für Pflanzen, Tiere und Menschen. Hamburg, Freiburg, Bonn, List/Sylt, 169-172</ref> Der tropische Erreger Plasmodium falciparum braucht eine Minimaltemperatur von 18-20 °C bis zur Reife, in Europa verbreitete Erreger von 16,5 °C. Die Entwicklung zum infektiösen Stadium beschleunigt sich mit zunehmender Temperatur. So braucht das Plasmodium vivat 17 Tage bei einer Umgebungstemperatur von 20 °C, aber nur noch 9 Tage bei 25 °C. Bei Temperaturen über 32-34 °C kommt es zum Absterben der Erreger.<ref name="Lieshout" />

== Klimaprojektionen und Malaria ==
[[Bild:ModellMalaria.gif|thumb|550 px|Modell zur Beurteilung der Auswirkungen einer Klimaänderung auf das Übertragungspotential von Malaria]]
=== Deutschland und Europa ===
Es gibt jedoch keine einfache Beziehung zwischen Klimafaktoren und der Ausbreitung der Malaria. Eine Abschätzung der möglichen Malariaausbreitung unter veränderten Klimabedingungen in der Zukunft ist daher mit großen Unsicherheiten verbunden. Die Hauptschwierigkeit besteht in den fehlenden Daten über die gegenwärtige Abhängigkeit von Malariaerregern und -vektoren von klimatischen Faktoren. In Deutschland wie in vielen anderen Staaten ist dafür nicht zuletzt das Zurückschrauben der Forschung auf diesem Gebiet verantwortlich, da die Malaria als ausgerottet angesehen wurde. Da die Daten die Grundlage für die Entwicklung von [[Klimamodelle|Modellen]] bilden, die eine künftige Ausbreitung der Malaria projizieren, ist auf deren Ergebnisse nur begrenzt Verlass.

Viele Modellrechnungen berücksichtigen außerdem oft nur die Temperatur als beeinflussenden Klimafaktor. Wenn neben der Mitteltemperatur auch die Minimum- und Maximumtemperatur, Niederschlag und Luftfeuchtigkeit beachtet werden, die für das Überleben von Vektor und Patogen ebenfalls eine wichtige Rolle spielen, ist in den gemäßigten Zonen eher nicht mit einer nennenswerten Ausbreitung der Malaria aufgrund klimatischer Änderungen zu rechnen. Hinzu kommt, dass das Klima, wie die Geschichte der Malariaverbreitung in Europa gezeigt hat, wahrscheinlich nur eine sekundäre Rolle gegenüber menschlichen Maßnahmen und Aktivitäten spielen wird. Bei dem gegenwärtigen Stand des Gesundheitssysteme z.B. in der EU ist daher eine Ausbreitung der Malaria mit der globalen Erwärmung auf lange Sicht höchst unwahrscheinlich.<ref name="Kampen" />

[[Bild:Malariaprojektionen.jpg|thumb|550 px|Von Malaria durch den Klimawandel zusätzliche betroffene Menschen in Millionen nach verschiedenen [[Klimaszenarien|Szenarien]].]]
=== Tropen ===
Weltweit ist die Situation allerdings anders einzuschätzen. Eine globale Simulation der Bevölkerung, die bis in die 2080er Jahre durch den Klimawandel zusätzlich dem Malaria-Risiko ausgesetzt sein wird, zeigt ein sehr differenziertes Bild je nach Klima-Szenario und Region.<ref name="Lieshout" /> So zeigen die Szenarien A1Fl und B2 eine Zunahme der Risikobevölkerung, die während einer Zeit von mehr als drei Monaten im Jahr der Gefahr einer Malariainfektion ausgesetzt sein wird, um 100 bzw. 31 Millionen Menschen, während A2 und B1 eine deutliche Abnahme von 141 bzw. 153 Millionen zeigen. Die Abnahmen sind im wesentlichen bedingt durch geringere Niederschläge, die z.B. im Amazonasgebiet, Mittelamerika und Pakistan erwartet werden. Gerade in den ärmeren Regionen, die heute relativ stark der Malariagefahr ausgesetzt sind, wird der Klimawandel das Malariarisiko eher verringern, da sich hier die Bedingungen für die Vektoren verschlechtern. Zu einem höheren Risiko kommt es dagegen in den Hochlandgebieten in Ostafrika, in Mittelasien und China.

Obwohl die [[Gesundheitsrisiken_in_Afrika#Malaria|afrikanischen Malaria-Gebiete]] weniger als die Hälfte der weltweiten Risiko-Gebiete ausmachen, sind gegenwärtig ca. 85 % der Erkrankungen und Todesfälle in Afrika zu beklagen. Eine Untersuchung über die zukünftigen Malaria-Risiken in Afrika kommt zu dem Ergebnis, dass die durch Malaria gefährdeten Gebiete sich bis 2100 nur um 5-7 % ausweiten werden.<ref name="Lieshout" /> Die Vergrößerung der Risikogebiete wird danach hauptsächlich durch eine Ausdehnung in die Höhe erfolgen (z.B. Äthiopien und Zimbabwe), während die Ausdehnung nach Norden und Süden, hier vor allem in Südafrika, nur gering ausfällt. Die Zunahme der Risikobevölkerung zeigt dagegen mit 16-28 % wesentlich höhere Werte. Der Grund liegt zum einen in der saisonalen Ausweitung des Infektionsrisikos in schon bestehenden Risikogebieten. Zum anderen sind die künftig durch Malaria geföhrdeten Gebiete dichter besiedelt als die gegenwärtigen Malaria-Gebiete. Und drittens ist die dort lebende Bevölkerung gegenüber der Krankheit nicht immunisiert.<ref>Ermert,V., A.H. Fink, A.P. Morse, and H. Paeth (2012). The Impact of Regional Climate Change on Malaria Risk due to Greenhouse Forcing and Land-Use Changes in Tropical Africa, Environmental Health Perspectives 120, 77-84</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Lizenzhinweis ==

{{CC-Lizenz}}
{{Kontakt}}
{{#set:
Teil von=Klimawandel und Gesundheit
|Teil von=Indirekte Auswirkungen des Klimawandels auf die Gesundheit
|beeinflusst von=Klimawandel
|Regionales Beispiel=Gesundheitsrisiken_in_Afrika
|ähnlich wie=Dengue
|ähnlich wie=Lyme-Borreliose
|ähnlich wie=Frühsommer-Meningoenzephalitis (FSME)

}}
<metakeywords>Klimawandel und Gesundheit, Indirekte Auswirkungen des Klimawandels auf die Gesundheit, Klimawandel, Dengue, Lyme-Borreliose, Frühsommer-Meningoenzephalitis (FSME), Gesundheitsrisiken_in_Afrika#Malaria, Gesundheit, Ökosysteme, Biosphäre</metakeywords>

[[Kategorie:Gesundheit]]
[[Kategorie:Ökosysteme]]
[[Kategorie:Biosphäre]]

Meeresspiegeländerungen

2013-09-20T17:37:13Z

Christian W.: /* Bedeutung des aktuellen Meeresspiegelanstiegs */

== Bedeutung des aktuellen Meeresspiegelanstiegs ==

Eine der wichtigsten Folgen des anthropogenen Klimawandels ist ohne Zweifel der Anstieg des globalen Meeresspiegels. Wie der Übergang von der letzten Kaltzeit zum gegenwärtigen [[Holozän]] gezeigt hat, reagiert der globale Meeresspiegel stark auf klimatische Veränderungen. Es ist daher nicht verwunderlich, dass zu Beginn der öffentlichen Diskussion um den anthropogenen [[Treibhauseffekt]] gerade die Anhebung des Meeresspiegelniveaus die Medien zu Katastrophenszenarien veranlasst hat. So zeigte etwa als Beleg für die kommende "Klimakatastrophe" das Titelbild der Nr. 44 des Magazins ''Der Spiegel'' von 1986 den Kölner Dom bis zu einem Drittel seiner Höhe im Meer versunken.<ref name="Titelbild">Vgl. Grafik: [http://www.hamburger-bildungsserver.de/welcome.phtml?unten=/klima/klimafolgen/meeresspiegel/einleitung.html Titelbild des Magazins "Der Spiegel", Nr. 44/1986] (Hamburger Bildungsserver)</ref> Zu einem so extremen Szenario würde es allerdings nur kommen, wenn sämtliches Eis der Erde abschmelzen und der Meeresspiegel um ca. 70 m ansteigen würde - ein im Rahmen des anthropogenen Klimawandels sehr unwahrscheinlicher Fall. Aber auch schon ein Meeresspiegelanstieg um nur 1 m würde für die zahlreichen dicht besiedelten Küstenregionen der Erde weit reichende Konsequenzen haben. Und so hat sich auch die Wissenschaft mit diesem Thema eingehend befasst, wie etwa die Sachstandsberichte des [[IPCC]] oder das Sondergutachten des Wissenschaftlicher Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen <ref>Wissenschaftlicher Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen [http://www.wbgu.de WBGU]</ref> über die Zukunft der Meeere <ref>[http://www.wbgu.de/fileadmin/templates/dateien/veroeffentlichungen/sondergutachten/sn2006/wbgu_sn2006.pdf Die Zukunft der Meeere - zu warm, zu hoch, zu sauer]</ref> belegen.
[[Bild:Meeresspiegelanstieg_nacheiszeit.gif|thumb|420 px|Veränderung des globalen Meeresspiegelanstiegs in den letzten 24 000 Jahren]]

== Ursachen von Änderungen des Meeresspiegels ==
* Hauptartikel: [[Ursachen des aktuellen Meeresspiegelanstiegs]]
Grundsätzlich kann sich das Niveau des Meeresspiegels aus zwei Gründen verändern:
# durch eine Veränderung von Form und Volumen der Meeresbecken und
# durch eine Zu- bzw. Abnahme des Wasservolumens in den Weltmeeren.
::* Das Wasservolumen kann einmal durch Änderungen der Dichte zu oder abnehmen.
::* Zum anderen kann es sich durch Zu- und Abnahme der Masse des Meerwassers ändern.

Ursache für eine Veränderung der Meeresbecken können Sedimentationsprozesse sein oder die tektonische Anhebung oder Senkung von Landmassen, Vorgänge, die sich in der Regel über größere Zeiträume erstrecken und in ihren direkten Auswirkungen regional begrenzt sind. Daneben gibt es aber auch durch Vulkanismus, Seebeben oder Sackungsvorgänge verursachte kurzfristige Landbewegungen, die zu lokalen Veränderungen des Meeresspiegelniveaus führen können.

Die Änderung der Dichte des Wassers kann durch Erwärmung oder Abkühlung des Wassers verursacht sein. Auch der Salzgehalt spielt eine, wenn auch geringe Rolle. Die Masse des Meerwassers wird vor allem durch Schmelzen oder Bildung von Eis auf dem Land verändert

== Meeresspiegeländerungen der Vergangenheit ==

Globale Konsequenzen haben dagegen die klimatisch bedingten Meeresspiegelschwankungen. Der Wechsels zwischen Warm- und Kaltzeiten im gegenwärtigen [[Eiszeitalter]] hat die kontinentalen Eisschilde abschmelzen und sich wieder bilden lassen, mit gravierenden Folgen für den Meeresspiegel. Während des Höhepunktes der letzten Kaltzeit vor rund 20 000 Jahren, als die globalen Temperaturen um 4-7 °C unter den heutigen lagen, war der Meeresspiegel um ca. 120 m niedriger als heute. Ein erheblicher Teil des Meerwassers (84 Mio km3 gegenüber 32 Mio km3 heute) war damals in den großen Landeismassen gebunden. In der davor liegenden Warmzeit, dem Eem, vor etwa 120 000 Jahren, als es um über 1 °C wärmer als heute war, lag der globale Meeresspiegel nach Schätzungen 4-6 m höher als in der Gegenwart. Und vor 3 Mio. Jahren, im Pliozän<ref name="Pliozän">Vgl. dazu auch die Tabelle im Wikipedia-Artikel [http://de.wikipedia.org/wiki/Pliozän Pliozän]</ref>, befand sich das Niveau des Meeresspiegels bei 2-3 °C höheren Temperaturen sogar um 25-35 m höher und vor etwa 35 Millionen Jahren, im Eozän<ref name="Pliozän" />, etwa 70 Meter höher als heute.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Unterricht ==
* [http://www.lehrer-online.de/meeresspiegelanstieg.php Simulation des Meeresspiegelanstieges mit GIS] Unterrichtseinheit bei Lehrer-online

== Literatur ==
* IPCC 2007: The Physical Science Basis, Chapter 5: Oceanic Climate Change and Sea Level; auch als [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch05.pdf Download]
* Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere - zu warm, zu hoch, zu sauer, Sondergutachten, Berlin, S. 33; auch als [http://www.wbgu.de/wbgu_sn2006.pdf Download]

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[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Meeresspiegel]]

Meeresspiegeländerungen

2013-09-20T17:36:45Z

Christian W.: /* Bedeutung des aktuellen Meeresspiegelanstiegs */

== Bedeutung des aktuellen Meeresspiegelanstiegs ==

Eine der wichtigsten Folgen des anthropogenen Klimawandels ist ohne Zweifel der Anstieg des globalen Meeresspiegels. Wie der Übergang von der letzten Kaltzeit zum gegenwärtigen [[Holozän]] gezeigt hat, reagiert der globale Meeresspiegel stark auf klimatische Veränderungen. Es ist daher nicht verwunderlich, dass zu Beginn der öffentlichen Diskussion um den anthropogenen [[Treibhauseffekt]] gerade die Anhebung des Meeresspiegelniveaus die Medien zu Katastrophenszenarien veranlasst hat. So zeigte etwa als Beleg für die kommende "Klimakatastrophe" das Titelbild der Nr. 44 des Magazins ''Der Spiegel'' von 1986 den Kölner Dom bis zu einem Drittel seiner Höhe im Meer versunken.<ref name="Titelbild">Vgl. Grafik: [http://www.hamburger-bildungsserver.de/welcome.phtml?unten=/klima/klimafolgen/meeresspiegel/einleitung.html Titelbild des Magazins "Der Spiegel", Nr. 44/1986] (Hamburger Bildungsserver)</ref> Zu einem so extremen Szenario würde es allerdings nur kommen, wenn sämtliches Eis der Erde abschmelzen und der Meeresspiegel um ca. 70 m ansteigen würde - ein im Rahmen des anthropogenen Klimawandels sehr unwahrscheinlicher Fall. Aber auch schon ein Meeresspiegelanstieg um nur 1 m würde für die zahlreichen dicht besiedelten Küstenregionen der Erde weit reichende Konsequenzen haben. Und so hat sich auch die Wissenschaft mit diesem Thema eingehend befasst, wie etwa die Sachstandsberichte des [[IPCC]] oder das Sondergutachten des Wissenschaftlicher Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen <ref>Wissenschaftlicher Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen [http://www.wbgu.de/fileadmin/templates/dateien/veroeffentlichungen/sondergutachten/sn2006/wbgu_sn2006.pdf WBGU]</ref> über die Zukunft der Meeere <ref>[http://www.wbgu.de/fileadmin/templates/dateien/veroeffentlichungen/sondergutachten/sn2006/wbgu_sn2006.pdf Die Zukunft der Meeere - zu warm, zu hoch, zu sauer]</ref> belegen.
[[Bild:Meeresspiegelanstieg_nacheiszeit.gif|thumb|420 px|Veränderung des globalen Meeresspiegelanstiegs in den letzten 24 000 Jahren]]

== Ursachen von Änderungen des Meeresspiegels ==
* Hauptartikel: [[Ursachen des aktuellen Meeresspiegelanstiegs]]
Grundsätzlich kann sich das Niveau des Meeresspiegels aus zwei Gründen verändern:
# durch eine Veränderung von Form und Volumen der Meeresbecken und
# durch eine Zu- bzw. Abnahme des Wasservolumens in den Weltmeeren.
::* Das Wasservolumen kann einmal durch Änderungen der Dichte zu oder abnehmen.
::* Zum anderen kann es sich durch Zu- und Abnahme der Masse des Meerwassers ändern.

Ursache für eine Veränderung der Meeresbecken können Sedimentationsprozesse sein oder die tektonische Anhebung oder Senkung von Landmassen, Vorgänge, die sich in der Regel über größere Zeiträume erstrecken und in ihren direkten Auswirkungen regional begrenzt sind. Daneben gibt es aber auch durch Vulkanismus, Seebeben oder Sackungsvorgänge verursachte kurzfristige Landbewegungen, die zu lokalen Veränderungen des Meeresspiegelniveaus führen können.

Die Änderung der Dichte des Wassers kann durch Erwärmung oder Abkühlung des Wassers verursacht sein. Auch der Salzgehalt spielt eine, wenn auch geringe Rolle. Die Masse des Meerwassers wird vor allem durch Schmelzen oder Bildung von Eis auf dem Land verändert

== Meeresspiegeländerungen der Vergangenheit ==

Globale Konsequenzen haben dagegen die klimatisch bedingten Meeresspiegelschwankungen. Der Wechsels zwischen Warm- und Kaltzeiten im gegenwärtigen [[Eiszeitalter]] hat die kontinentalen Eisschilde abschmelzen und sich wieder bilden lassen, mit gravierenden Folgen für den Meeresspiegel. Während des Höhepunktes der letzten Kaltzeit vor rund 20 000 Jahren, als die globalen Temperaturen um 4-7 °C unter den heutigen lagen, war der Meeresspiegel um ca. 120 m niedriger als heute. Ein erheblicher Teil des Meerwassers (84 Mio km3 gegenüber 32 Mio km3 heute) war damals in den großen Landeismassen gebunden. In der davor liegenden Warmzeit, dem Eem, vor etwa 120 000 Jahren, als es um über 1 °C wärmer als heute war, lag der globale Meeresspiegel nach Schätzungen 4-6 m höher als in der Gegenwart. Und vor 3 Mio. Jahren, im Pliozän<ref name="Pliozän">Vgl. dazu auch die Tabelle im Wikipedia-Artikel [http://de.wikipedia.org/wiki/Pliozän Pliozän]</ref>, befand sich das Niveau des Meeresspiegels bei 2-3 °C höheren Temperaturen sogar um 25-35 m höher und vor etwa 35 Millionen Jahren, im Eozän<ref name="Pliozän" />, etwa 70 Meter höher als heute.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Unterricht ==
* [http://www.lehrer-online.de/meeresspiegelanstieg.php Simulation des Meeresspiegelanstieges mit GIS] Unterrichtseinheit bei Lehrer-online

== Literatur ==
* IPCC 2007: The Physical Science Basis, Chapter 5: Oceanic Climate Change and Sea Level; auch als [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch05.pdf Download]
* Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere - zu warm, zu hoch, zu sauer, Sondergutachten, Berlin, S. 33; auch als [http://www.wbgu.de/wbgu_sn2006.pdf Download]

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{{#set:
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[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Meeresspiegel]]

Meeresspiegeländerungen

2013-09-20T17:35:45Z

Christian W.: /* Bedeutung des aktuellen Meeresspiegelanstiegs */

== Bedeutung des aktuellen Meeresspiegelanstiegs ==

Eine der wichtigsten Folgen des anthropogenen Klimawandels ist ohne Zweifel der Anstieg des globalen Meeresspiegels. Wie der Übergang von der letzten Kaltzeit zum gegenwärtigen [[Holozän]] gezeigt hat, reagiert der globale Meeresspiegel stark auf klimatische Veränderungen. Es ist daher nicht verwunderlich, dass zu Beginn der öffentlichen Diskussion um den anthropogenen [[Treibhauseffekt]] gerade die Anhebung des Meeresspiegelniveaus die Medien zu Katastrophenszenarien veranlasst hat. So zeigte etwa als Beleg für die kommende "Klimakatastrophe" das Titelbild der Nr. 44 des Magazins ''Der Spiegel'' von 1986 den Kölner Dom bis zu einem Drittel seiner Höhe im Meer versunken.<ref name="Titelbild">Vgl. Grafik: [http://www.hamburger-bildungsserver.de/welcome.phtml?unten=/klima/klimafolgen/meeresspiegel/einleitung.html Titelbild des Magazins "Der Spiegel", Nr. 44/1986] (Hamburger Bildungsserver)</ref> Zu einem so extremen Szenario würde es allerdings nur kommen, wenn sämtliches Eis der Erde abschmelzen und der Meeresspiegel um ca. 70 m ansteigen würde - ein im Rahmen des anthropogenen Klimawandels sehr unwahrscheinlicher Fall. Aber auch schon ein Meeresspiegelanstieg um nur 1 m würde für die zahlreichen dicht besiedelten Küstenregionen der Erde weit reichende Konsequenzen haben. Und so hat sich auch die Wissenschaft mit diesem Thema eingehend befasst, wie etwa die Sachstandsberichte des [[IPCC]] oder das Sondergutachten des Wissenschaftlicher Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen <ref>Wissenschaftlicher Beirates der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen [http://www.wbgu.de/fileadmin/templates/dateien/veroeffentlichungen/sondergutachten/sn2006/wbgu_sn2006.pdf WBGU]</ref> über die Zukunft der Meeere <ref>[http://www.wbgu.de/wbgu_sn2006.pdf Die Zukunft der Meeere - zu warm, zu hoch, zu sauer]</ref> belegen.
[[Bild:Meeresspiegelanstieg_nacheiszeit.gif|thumb|420 px|Veränderung des globalen Meeresspiegelanstiegs in den letzten 24 000 Jahren]]

== Ursachen von Änderungen des Meeresspiegels ==
* Hauptartikel: [[Ursachen des aktuellen Meeresspiegelanstiegs]]
Grundsätzlich kann sich das Niveau des Meeresspiegels aus zwei Gründen verändern:
# durch eine Veränderung von Form und Volumen der Meeresbecken und
# durch eine Zu- bzw. Abnahme des Wasservolumens in den Weltmeeren.
::* Das Wasservolumen kann einmal durch Änderungen der Dichte zu oder abnehmen.
::* Zum anderen kann es sich durch Zu- und Abnahme der Masse des Meerwassers ändern.

Ursache für eine Veränderung der Meeresbecken können Sedimentationsprozesse sein oder die tektonische Anhebung oder Senkung von Landmassen, Vorgänge, die sich in der Regel über größere Zeiträume erstrecken und in ihren direkten Auswirkungen regional begrenzt sind. Daneben gibt es aber auch durch Vulkanismus, Seebeben oder Sackungsvorgänge verursachte kurzfristige Landbewegungen, die zu lokalen Veränderungen des Meeresspiegelniveaus führen können.

Die Änderung der Dichte des Wassers kann durch Erwärmung oder Abkühlung des Wassers verursacht sein. Auch der Salzgehalt spielt eine, wenn auch geringe Rolle. Die Masse des Meerwassers wird vor allem durch Schmelzen oder Bildung von Eis auf dem Land verändert

== Meeresspiegeländerungen der Vergangenheit ==

Globale Konsequenzen haben dagegen die klimatisch bedingten Meeresspiegelschwankungen. Der Wechsels zwischen Warm- und Kaltzeiten im gegenwärtigen [[Eiszeitalter]] hat die kontinentalen Eisschilde abschmelzen und sich wieder bilden lassen, mit gravierenden Folgen für den Meeresspiegel. Während des Höhepunktes der letzten Kaltzeit vor rund 20 000 Jahren, als die globalen Temperaturen um 4-7 °C unter den heutigen lagen, war der Meeresspiegel um ca. 120 m niedriger als heute. Ein erheblicher Teil des Meerwassers (84 Mio km3 gegenüber 32 Mio km3 heute) war damals in den großen Landeismassen gebunden. In der davor liegenden Warmzeit, dem Eem, vor etwa 120 000 Jahren, als es um über 1 °C wärmer als heute war, lag der globale Meeresspiegel nach Schätzungen 4-6 m höher als in der Gegenwart. Und vor 3 Mio. Jahren, im Pliozän<ref name="Pliozän">Vgl. dazu auch die Tabelle im Wikipedia-Artikel [http://de.wikipedia.org/wiki/Pliozän Pliozän]</ref>, befand sich das Niveau des Meeresspiegels bei 2-3 °C höheren Temperaturen sogar um 25-35 m höher und vor etwa 35 Millionen Jahren, im Eozän<ref name="Pliozän" />, etwa 70 Meter höher als heute.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Unterricht ==
* [http://www.lehrer-online.de/meeresspiegelanstieg.php Simulation des Meeresspiegelanstieges mit GIS] Unterrichtseinheit bei Lehrer-online

== Literatur ==
* IPCC 2007: The Physical Science Basis, Chapter 5: Oceanic Climate Change and Sea Level; auch als [http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/Report/AR4WG1_Print_Ch05.pdf Download]
* Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere - zu warm, zu hoch, zu sauer, Sondergutachten, Berlin, S. 33; auch als [http://www.wbgu.de/wbgu_sn2006.pdf Download]

{{CC-Lizenz}}

{{#set:
Folge von=Ursachen des Meeresspiegelanstiegs
|verursacht=Folgen des Meeresspiegelanstiegs
|zukünftige Entwicklung=Meeresspiegel der Zukunft
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<metakeywords>DBS-Wiki-KW, Ursachen des Meeresspiegelanstiegs, Folgen des Meeresspiegelanstiegs, Meeresspiegel der Zukunft, Aktueller Meeresspiegelanstieg, Meeresspiegelanstieg in tropischen Inselstaaten, Meeresspiegelanstieg in Afrika, Meeresspiegelanstieg in Asien, Meeresspiegelanstieg in Europa, Ozean</metakeywords>

[[Kategorie:Ozean]]
[[Kategorie:Meeresspiegel]]

Klimaänderungen in Hessen

2013-09-20T17:28:45Z

Christian W.: /* Weblinks */

Das Klima des Bundeslands Hessen steht unter relativ starkem ozeanischen Einfluss, der jedoch von Nordwesten nach Südosten merklich abnimmt. Die Winter sind relativ milde und die Sommer warm. Die regionalen Unterschiede sind verhältnismäßig groß. In den höheren Lagen im Norden liegen die Jahresmittelwerte bei 6-7 °C, im tiefer gelegenen Rhein-Main-Gebiet weiter im Süden bei 10-11 °C. Auch die Niederschläge werden stark durch die Topographie geprägt. Sie erreichen in Höhenlagen 1000 mm und mehr, im Rheintal dagegen nur 500-600 mm.<ref>Hessisches Landesamt für Umwelt und Geologie (2009): [http://atlas.umwelt.hessen.de/atlas/ Umweltatlas Hessen]</ref>
[[Bild:Hessen_temp1901-2007.jpg|thumb|480px|Jahresmittelwerte der Temperaturen 1826-2005 in Frankfurt am Main (rot) mit Trendbalken für 1826-2005 und 1981-2000 (schwarz)]]

== Temperaturänderungen ==

Die klimatischen Änderungen sind in den letzten 100 Jahren in Hessen regional sehr unterschiedlich erfolgt. So haben sich die Jahresmittelwerte an verschiedenen Stationen zwischen 1901 und 2003 zwischen 0,7 °C und 1,8 °C erhöht.<ref>Diese und die weiteren Daten nach: Schönwiese, C.-D., T. Staeger, H. Steiner und S. Brinckmann (2006): [http://www.geo.uni-frankfurt.de/fb/fb11/iau/klima/PDF_Dateien/InstBer3_pdf.pdf Analyse der Klimaverhältnisse in Hessen für den Zeitraum 1901 bis 2003], Bericht Nr. 3, Inst. Atmosph. Umwelt, Univ. Frankfurt/Main</ref> Da die Datenreihen vor ca. 1950 häufig zu lückenhaft und inkonsistent sind, um einen Flächenmittelwert zu bilden, ist erst eine Betrachtung der zweiten ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts sinnvoll. In den 50 Jahren von 1951 bis 2000 stiegen die Jahresmittelwerte um 0,9 °C (über ganz Hessen gemittelt), wobei sich der Winter mit 1,6 °C am stärksten erwärmte.

Als Beispiel für eine Station mit einer langen Zeitreihe für die bodennahe Lufttemperatur kann Frankfurt am Main dienen. Hier liegen Daten seit 1826 vor. Bis 2005 betrug der Temperaturanstieg 1,8° C. In den letzten ca. 100 Jahren nahm die Temperatur um 1,1 °C zu und lag damit geringfügig über dem Anstieg des Flächenmittels von Deutschland (1,0 °C). Besonders stark war die Zunahme mit 1,5 °C in den letzten 20 Jahren des 20. Jahrhunderts, was einem 100jährigen Trend von 7,5 °C entsprechen würde. Über den gesamten Zeitraum von 1826 bis 2005 nahmen auch in Frankfurt am Main die Wintertemperaturen mit 2,9 °C deutlich stärker zu als die Sommertemperaturen mit 0,9 °C.

== Niederschlagsänderungen ==

Auch bei den Niederschlägen lässt sich als Jahresmittel und Durchschnitt für Hessen insgesamt in den Jahren 1951-2000 mit 8-9 % ein merklicher Anstieg feststellen. Dabei gibt es jedoch einen deutlichen Unterschied zwischen dem Sommer und allen anderen Jahreszeiten. Während im Sommer die Niederschläge in dem genannten Zeitraum um 17,8 % fielen, stiegen sie im Frühling, Herbst und Winter um 20 % und mehr an. Dabei waren die Zunahmen in den letzten 30 Jahren des 20. Jahrhunderts im Herbst (31,5 %) und Winter (22,8 %) besonders stark. Die Sommer sind in Hessen also trockener geworden, Herbst und Winter deutlich feuchter.

Allerdings folgen nicht alle Messstationen diesem Trend, und es gibt vor allem in den einzelnen Monaten große regionale Unterschiede. So zeigen sich 1951-2000 im Juli im Norden Hessens Niederschlagsabnahmen bis ca. 40 %, im Süden dagegen Zunahmen bis über 50 %. Auch im Mai hat der Niederschlag im Norden deutlich ab-, im Süden hingegen zugenommen.

== Einzelnachweise ==
<references/>
== Weblinks ==
* C. Weder (2012): [http://klimawandel.hlug.de/fileadmin/dokumente/klima/bachelor/extremereignisse.pdf Erstellung einer Statistik uber Extremereignisse und Klimaveranderungen in Hessen] , i. A. Hessisches Landesamt für Umwelt und Geologie

== Lizenzhinweis ==
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{{Kontakt}}

{{#set:
räumlich Teil von=Klimaänderungen in Deutschland
|ähnlich wie=Klimaänderungen in Hamburg
|ähnlich wie=Klimaänderungen in Sachsen
|ähnlich wie=Klimaänderungen in Nordrhein-Westfalen
|beeinflusst von=Nordatlantische Oszillation
}}
<metakeywords>Klimaänderungen in Deutschland, Klimaänderungen in Hamburg, Klimaänderungen in Sachsen, Klimaänderungen in Nordrhein-Westfalen, Nordatlantische Oszillation, Regionale Klimaänderungen, Klimaänderungen</metakeywords>

[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Hessen

2013-09-20T17:27:33Z

Christian W.: /* Weblinks */

Das Klima des Bundeslands Hessen steht unter relativ starkem ozeanischen Einfluss, der jedoch von Nordwesten nach Südosten merklich abnimmt. Die Winter sind relativ milde und die Sommer warm. Die regionalen Unterschiede sind verhältnismäßig groß. In den höheren Lagen im Norden liegen die Jahresmittelwerte bei 6-7 °C, im tiefer gelegenen Rhein-Main-Gebiet weiter im Süden bei 10-11 °C. Auch die Niederschläge werden stark durch die Topographie geprägt. Sie erreichen in Höhenlagen 1000 mm und mehr, im Rheintal dagegen nur 500-600 mm.<ref>Hessisches Landesamt für Umwelt und Geologie (2009): [http://atlas.umwelt.hessen.de/atlas/ Umweltatlas Hessen]</ref>
[[Bild:Hessen_temp1901-2007.jpg|thumb|480px|Jahresmittelwerte der Temperaturen 1826-2005 in Frankfurt am Main (rot) mit Trendbalken für 1826-2005 und 1981-2000 (schwarz)]]

== Temperaturänderungen ==

Die klimatischen Änderungen sind in den letzten 100 Jahren in Hessen regional sehr unterschiedlich erfolgt. So haben sich die Jahresmittelwerte an verschiedenen Stationen zwischen 1901 und 2003 zwischen 0,7 °C und 1,8 °C erhöht.<ref>Diese und die weiteren Daten nach: Schönwiese, C.-D., T. Staeger, H. Steiner und S. Brinckmann (2006): [http://www.geo.uni-frankfurt.de/fb/fb11/iau/klima/PDF_Dateien/InstBer3_pdf.pdf Analyse der Klimaverhältnisse in Hessen für den Zeitraum 1901 bis 2003], Bericht Nr. 3, Inst. Atmosph. Umwelt, Univ. Frankfurt/Main</ref> Da die Datenreihen vor ca. 1950 häufig zu lückenhaft und inkonsistent sind, um einen Flächenmittelwert zu bilden, ist erst eine Betrachtung der zweiten ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts sinnvoll. In den 50 Jahren von 1951 bis 2000 stiegen die Jahresmittelwerte um 0,9 °C (über ganz Hessen gemittelt), wobei sich der Winter mit 1,6 °C am stärksten erwärmte.

Als Beispiel für eine Station mit einer langen Zeitreihe für die bodennahe Lufttemperatur kann Frankfurt am Main dienen. Hier liegen Daten seit 1826 vor. Bis 2005 betrug der Temperaturanstieg 1,8° C. In den letzten ca. 100 Jahren nahm die Temperatur um 1,1 °C zu und lag damit geringfügig über dem Anstieg des Flächenmittels von Deutschland (1,0 °C). Besonders stark war die Zunahme mit 1,5 °C in den letzten 20 Jahren des 20. Jahrhunderts, was einem 100jährigen Trend von 7,5 °C entsprechen würde. Über den gesamten Zeitraum von 1826 bis 2005 nahmen auch in Frankfurt am Main die Wintertemperaturen mit 2,9 °C deutlich stärker zu als die Sommertemperaturen mit 0,9 °C.

== Niederschlagsänderungen ==

Auch bei den Niederschlägen lässt sich als Jahresmittel und Durchschnitt für Hessen insgesamt in den Jahren 1951-2000 mit 8-9 % ein merklicher Anstieg feststellen. Dabei gibt es jedoch einen deutlichen Unterschied zwischen dem Sommer und allen anderen Jahreszeiten. Während im Sommer die Niederschläge in dem genannten Zeitraum um 17,8 % fielen, stiegen sie im Frühling, Herbst und Winter um 20 % und mehr an. Dabei waren die Zunahmen in den letzten 30 Jahren des 20. Jahrhunderts im Herbst (31,5 %) und Winter (22,8 %) besonders stark. Die Sommer sind in Hessen also trockener geworden, Herbst und Winter deutlich feuchter.

Allerdings folgen nicht alle Messstationen diesem Trend, und es gibt vor allem in den einzelnen Monaten große regionale Unterschiede. So zeigen sich 1951-2000 im Juli im Norden Hessens Niederschlagsabnahmen bis ca. 40 %, im Süden dagegen Zunahmen bis über 50 %. Auch im Mai hat der Niederschlag im Norden deutlich ab-, im Süden hingegen zugenommen.

== Einzelnachweise ==
<references/>
== Weblinks ==
* C.Weder (2012): [http://klimawandel.hlug.de/fileadmin/dokumente/klima/bachelor/extremereignisse.pdf Erstellung einer Statistik uber
Extremereignisse und
Klimaveranderungen in Hessen], i. A. Hessisches Landesamt für Umwelt und Geologie

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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Hessen

2013-09-20T17:24:30Z

Christian W.:

Das Klima des Bundeslands Hessen steht unter relativ starkem ozeanischen Einfluss, der jedoch von Nordwesten nach Südosten merklich abnimmt. Die Winter sind relativ milde und die Sommer warm. Die regionalen Unterschiede sind verhältnismäßig groß. In den höheren Lagen im Norden liegen die Jahresmittelwerte bei 6-7 °C, im tiefer gelegenen Rhein-Main-Gebiet weiter im Süden bei 10-11 °C. Auch die Niederschläge werden stark durch die Topographie geprägt. Sie erreichen in Höhenlagen 1000 mm und mehr, im Rheintal dagegen nur 500-600 mm.<ref>Hessisches Landesamt für Umwelt und Geologie (2009): [http://atlas.umwelt.hessen.de/atlas/ Umweltatlas Hessen]</ref>
[[Bild:Hessen_temp1901-2007.jpg|thumb|480px|Jahresmittelwerte der Temperaturen 1826-2005 in Frankfurt am Main (rot) mit Trendbalken für 1826-2005 und 1981-2000 (schwarz)]]

== Temperaturänderungen ==

Die klimatischen Änderungen sind in den letzten 100 Jahren in Hessen regional sehr unterschiedlich erfolgt. So haben sich die Jahresmittelwerte an verschiedenen Stationen zwischen 1901 und 2003 zwischen 0,7 °C und 1,8 °C erhöht.<ref>Diese und die weiteren Daten nach: Schönwiese, C.-D., T. Staeger, H. Steiner und S. Brinckmann (2006): [http://www.geo.uni-frankfurt.de/fb/fb11/iau/klima/PDF_Dateien/InstBer3_pdf.pdf Analyse der Klimaverhältnisse in Hessen für den Zeitraum 1901 bis 2003], Bericht Nr. 3, Inst. Atmosph. Umwelt, Univ. Frankfurt/Main</ref> Da die Datenreihen vor ca. 1950 häufig zu lückenhaft und inkonsistent sind, um einen Flächenmittelwert zu bilden, ist erst eine Betrachtung der zweiten ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts sinnvoll. In den 50 Jahren von 1951 bis 2000 stiegen die Jahresmittelwerte um 0,9 °C (über ganz Hessen gemittelt), wobei sich der Winter mit 1,6 °C am stärksten erwärmte.

Als Beispiel für eine Station mit einer langen Zeitreihe für die bodennahe Lufttemperatur kann Frankfurt am Main dienen. Hier liegen Daten seit 1826 vor. Bis 2005 betrug der Temperaturanstieg 1,8° C. In den letzten ca. 100 Jahren nahm die Temperatur um 1,1 °C zu und lag damit geringfügig über dem Anstieg des Flächenmittels von Deutschland (1,0 °C). Besonders stark war die Zunahme mit 1,5 °C in den letzten 20 Jahren des 20. Jahrhunderts, was einem 100jährigen Trend von 7,5 °C entsprechen würde. Über den gesamten Zeitraum von 1826 bis 2005 nahmen auch in Frankfurt am Main die Wintertemperaturen mit 2,9 °C deutlich stärker zu als die Sommertemperaturen mit 0,9 °C.

== Niederschlagsänderungen ==

Auch bei den Niederschlägen lässt sich als Jahresmittel und Durchschnitt für Hessen insgesamt in den Jahren 1951-2000 mit 8-9 % ein merklicher Anstieg feststellen. Dabei gibt es jedoch einen deutlichen Unterschied zwischen dem Sommer und allen anderen Jahreszeiten. Während im Sommer die Niederschläge in dem genannten Zeitraum um 17,8 % fielen, stiegen sie im Frühling, Herbst und Winter um 20 % und mehr an. Dabei waren die Zunahmen in den letzten 30 Jahren des 20. Jahrhunderts im Herbst (31,5 %) und Winter (22,8 %) besonders stark. Die Sommer sind in Hessen also trockener geworden, Herbst und Winter deutlich feuchter.

Allerdings folgen nicht alle Messstationen diesem Trend, und es gibt vor allem in den einzelnen Monaten große regionale Unterschiede. So zeigen sich 1951-2000 im Juli im Norden Hessens Niederschlagsabnahmen bis ca. 40 %, im Süden dagegen Zunahmen bis über 50 %. Auch im Mai hat der Niederschlag im Norden deutlich ab-, im Süden hingegen zugenommen.

== Einzelnachweise ==
<references/>
== Weblinks ==

== Lizenzhinweis ==
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[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Klimaänderungen in Hamburg

2013-09-20T17:20:55Z

Christian W.: /* Weblinks */

[[Bild:Luftmassen_stadt.jpg|thumb|520px|Schematische Darstellung der urbanen Atmosphäre ]]
Hamburg hat als Stadtstaat 1,7 Millionen Einwohner, in der Metropolregion Hamburg leben ca. 4,3 Millionen Menschen. Die Metropolregion Hamburg umfasst das Bundesland Hamburg und Teile der Bundesländer Schleswig-Holstein und Niedersachsen.<ref>[http://metropolregion.hamburg.de/karte/ Karte der Metropolregion Hamburg]</ref>

== Großräumige Lage ==

Die Metropolregion Hamburg befindet sich im Grenzbereich zwischen den kalten polaren Gebieten und den warmen Subtropen. In diesem Bereich vermischen außertropische Tiefdruckgebiete polare und subtropische Luftmassen. Durch die für die Breite typische Westwinddrift wandern die [[Tiefdruckgebiet]]e in Richtung Osten. Die Westwinde stehen unter dem Einfluss des [[Globales_Förderband#Nordatlantikstrom|Nordatlantikstroms]] und der [[Nordatlantische Oszillation]] (NAO) und unterliegen unregelmäßigen Schwankungen. Das Wetter in der Metropolregion Hamburg ist daher sehr unbeständig. Die Region steht außerdem unter dem maritimen Einfluss der Nord- und Ostsee. In südöstlicher Richtung verstärken sich die kontinentalen Züge des Klimas. Die Sommer sind mäßig warm und feucht, die Winter durch den Einfluss der NAO mild. Die Jahresmitteltemperatur beträgt für Hamburg 8,8 °C, die mittleren Niederschläge liegen bei 749 mm im Jahr.

== Hamburger Stadtklima ==

Trotz der überregionalen Einflüsse und obwohl Hamburg relativ viele Grün- und Wasserflächen besitzt, zeigt es typische Merkmale eines Stadtklimas. So lässt sich in den dichter besiedelten Gebieten wie z.B. in St. Pauli der für größere Städte typische Wärmeinseleffekt feststellen, vor allem weil die sommerliche Wärmeeinstrahlung von den Gebäuden gespeichert und nachts abgegeben wird. Dieser beträgt für Hamburg im Mittel eine um 1,2 °C höhere Temperatur im Vergleich zum Umland, bei den Nachttemperaturen im Sommer sogar 3 °C. Die höheren Temperaturen sind vor allem nachts feststellbar. Nach Sonnenaufgang erwärmt sich das Umland schneller, und erst am Nachmittag ist der Wärmeinseleffekt der Stadt wieder spürbar.

Die städtische Wärmeinsel führt zur Ausbildung typischer Luftmassen über und im Umfeld einer Stadt (siehe Abb.). In der urbanen Hindernisschicht sind die oben benannten Merkmale besonders ausgebildet. In der urbanen Grenzschicht vermischen sich Einflüsse der Stadt wie wärmere Luftmassen und Schmutzpartikel mit der übrigen Atmosphäre. Im Lee der Stadt bildet sich eine ländliche Grenzschicht, die u.a. durch [[Aerosole]] (kleine, in der Luft schwebende Partikel) ebenfalls noch unter dem Einfluss der Stadt steht. Im Lee von großen Städten wurden häufig höhere Niederschläge beobachtet als in den übrigen Gebieten. Die Aerosole, die als Kondensationskerne fungieren, begünstigen die Niederschlagsbildung. Außerdem strömen vom Land her Luftmassen in die Wärmeinsel, werden hier erwärmt, steigen auf und kühlen sich wieder ab, wodurch es zur [[Kondensation]] kommt.

== Atmosphärische Zirkulation und Wind ==

Zirkulationsereignisse über dem Nordatlantik bestimmen in hohem Maße die klimatischen Veränderungen über Europa. Nachweislich gibt es deutliche Zusammenhänge zwischen der [[Nordatlantische Oszillation|NAO]] und Norddeutschland im Winter. Für den Sommer wurden bis jetzt keine gesicherten Zusammenhänge festgestellt. Bei einem positiven [[NAO-Index]], d.h. bei großen Druckunterschieden im Nordatlantik zwischen dem Azoren-Hoch und dem Island-Tief, bilden sich kräftigere Westwinde, die verstärkt milde Atlantikluft nach Norddeutschland transportieren. In diesem Fall werden in der Metropolregion Hamburg stärkere Winterstürme, aber auch milde Winter mit hoher Feuchtigkeit beobachtet. Bei einem negativen NAO-Index, also bei schwachen Druckunterschieden in Teilen des Nordatlantik, gewinnen Winde aus Osten an Einfluss. Der Osteuropäische Kältehoch dehnt sich aus und sorgt in diesem Fall für die Zufuhr von trockener Kaltluft. Bei Betrachtung des NAO-Indexes fällt auf, dass er von Jahr zu Jahr sehr variabel ist und dass sich kein langfristiger Trend parallel zum Temperaturanstieg in den letzten Jahrzehnten entwickelt hat.

Signifikante Entwicklungen in den Windverhältnissen über die letzten Jahrzehnte können derzeit nicht ermittelt werden. Dies liegt am Mangel an zuverlässigen Messungen des Windes. Nur auf indirektem Weg lässt sich aus Druckdaten ableiten, dass die Windaktivität von Jahr zu Jahr stark variiert. Und über längere Zeiträume betrachtet, machen sich einige ausgeprägt ruhigere und aktivere Jahrzehnte bemerkbar. Über die letzten 100 Jahre ist jedoch kein Windgeschwindigkeitstrend feststellbar.

== Temperaturveränderungen ==
[[Bild:HH_temp1901-2007.jpg|thumb|380px|Veränderung der Jahresmitteltemperatur in der Metropolregion Hamburg 1901-2007]]
Zwischen 1891 und 2007 hat sich die [[Temperatur]] um 0,07 °C pro Jahrzehnt erhöht. Der Temperaturanstieg beschleunigte sich im Laufe der letzten 100 Jahre deutlich: 1948-2007 betrug die Temperaturerhöhung 0,19 °C/Jahrzehnt, 1978-2007 dagegen schon 0,6 °C pro Jahrzehnt.<ref name="Schlünzen">Schlünzen, K.H., P. Hoffmann, G. Rosenhagen and W. Riecke (2009): Long-term changes and regional differences in temperature and precipitation in the metropolitan area of Hamburg, International Journal of Climatology, DOI: 10.1002/joc</ref> Letzteres würde auf 100 Jahre umgerechnet eine Erwärmung um 6 °C bedeuten. Nach den Daten der Station Hamburg-Fuhlsbüttel war das Jahrzehnt 1991-2000 mit einem Jahresmittelwert von 9,4 °C mit Abstand das wärmste Jahrzehnt seit 1881.<ref>H. v. Storch, M. Claußen (2009): Klimabericht für die Metropolregion Hamburg (Entwurf), 2.1.5</ref> Jahreszeitlich zeigte sich die Temperaturerhöhung über den gesamten Zeitraum vor allem im Herbst und Winter und am wenigsten im Sommer. Während der letzten 30 Jahre gab es jedoch einen bedeutenden Wechsel: Im Herbst wurde die Erwärmung am schwächsten, im Winter dagegen mit 0,9 °C pro Jahrzehnt deutlich am stärksten.

== Niederschlagsveränderungen ==
[[Bild:HH_prec.jpg|thumb|380px|Veränderung der Jahresniederschläge in der Metropolregion Hamburg 1901-2007]]
In der Metropolregion liegen die mittleren Jahresniederschläge je nach Küstennähe relativ weit auseinander. So fallen an der Nordseeküste in Cuxhaven fast 800 mm [[Niederschlag]] im Jahr, in Lüchow, im Südosten der Region, dagegen nur wenig über 500 mm. Auch die Niederschläge haben sich in Hamburg signifikant erhöht. Für den gesamten Zeitraum 1891-2007 betrug die Erhöhung der Jahresniederschläge 0,8 mm/Jahr. Die stärkste Erhöhung gab es im Herbst und Winter, während der Sommer eine leichte Abnahme der Niederschläge zeigte. In den letzten 30 Jahren (1978-2007) erhöhten sich die Niederschläge vor allem im Zeitraum November bis März, aber auch im Juni, während sie sonst im April und im Sommer abnahmen.<ref name="Schlünzen" /> Grundsätzlich ist die Zunahme im Winter und die Abnahme der Niederschläge im Sommer eine Entwicklung, die durch den anthropogenen Treibhauseffekt nach Modellberechnungen auch in Zukunft für die Region zu erwarten ist. Das deutet darauf hin, dass sich darin bereits der Klimawandel bemerkbar macht.

== Einzelnachweise ==
<references/>

==Weblinks==
* G. Rosenhagen und M. Schatzmann (2008): [http://www.springer.com/cda/content/document/cda_downloaddocument/9783642160349-c2.pdf‎ Das Klima der Metropolregion auf Grundlage meteorologischer Messungen und Beobachtungen]
* Norddeutsches Klimabüro (2009): [http://www.klimabericht-hamburg.de Klimabericht für die Metropolregion Hamburg]
* Peter Hoffmann (2009): [http://www.mi.uni-hamburg.de/fileadmin/files/forschung/techmet/nummod/diplomarbeit_peter_hoffmann.pdf Modifikation von Starkniederschlägen durch urbane Gebiete]
* H. Schlünzen: [http://www.mi.uni-hamburg.de/fileadmin/files/forschung/techmet/nummod/KleinraeumigeWirkungKlimawandel_Freiflaechen_091026.pdf Kleinräumige Betrachtung des Klimawandels und die Wirkung auf Freiflächen] Vortrag
* Wilfried Endlicher: [http://www.kleingaertnerkongress.de/assets/Uploads/PDF/Referate/Endlicher.pdf Die Bedeutung von Stadtgrün für das Stadtklima und den Klimawandel], Humboldt-Universität zu Berlin
* Wilhelm Kuttler (2004): [http://www.uni-due.de/imperia/md/content/geographie/klimatologie/kuttler2004b.pdf Stadtklima - Phänomene und Wirkungen]
* Umweltministerium NRW: [http://www.umwelt.nrw.de/klima/klimawandel/anpassungspolitik/projekte/staedte_und_ballungsraeume/projektseite_01/index.php Handbuch Stadtklima] Probleme durch den Klimawandel und Handlungskonzepte
* L. Katzschner (2009): [http://www.baufachinformation.de/aufsatz.jsp?ul=2009121000333 THERMAL COMFORT EVALUATION FOR PLANNING IN CITIES UNDER CONSIDERATION OF GLOBAL CLIMATE CHANGE], University Kassel
* [http://www.hamburg.de/hamburg-ist-gruen/3519286/stadtklima.html Stadtklimatische Bestandsaufnahme] Die heutige Klimasituation in Hamburg sowie die voraussichtlichen Veränderung bis zum Jahr 2050.

== Lizenzhinweis ==
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<metakeywords>Klimaänderungen in Deutschland, Klimaänderungen in Hessen, Klimaänderungen in Sachsen, Klimaänderungen in Nordrhein-Westfalen, Nordatlantische Oszillation, Regionale Klimaänderungen, Klimaänderungen</metakeywords>

[[Kategorie:Regionale Klimaänderungen]]
[[Kategorie:Klimaänderungen]]

Benutzer:Christian W.

2010-08-04T14:04:12Z

Christian W.:

* Redaktionelle Betreuung des Klima-Wiki
* Student der Meteorologie, Universität Hamburg, derzeit 4. Semester
* christianweder(a)cmwmedia.net

Diskussion:Lufttemperatur

2010-08-04T14:03:38Z

Christian W.: /* Jahreszeitliche klimatische Schwankungen */

== Jahreszeitliche klimatische Schwankungen ==
* [http://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Intensit%C3%A4t_(Physik)&oldid=69647602#Intensit.C3.A4t_einer_Punktquelle Intensität einer Punktquelle]:
''<blockquote style="border: 2px solid blue; padding: 1em;">[...] Strahlt eine Punktquelle, beispielsweise eine Schallquelle, Energie in drei Dimensionen aus und gibt es keinen Energieverlust, dann fällt die Intensität mit dem Abstand ''r'' vom Objekt mit <math>1/r^2</math> ab: [...]</blockquote>''
* Bezüglich der Strahlungsintensität der Sonne steht - demgegenüber - in der de:WP (vgl. [http://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Jahreszeit&oldid=70991701#Allgemeines Jahreszeit#Allgemeines]):
''<blockquote style="border: 2px solid red; padding: 1em;"> [...] Der im Jahresverlauf leicht '''veränderliche Abstand der Erde von der Sonne ist ''nicht'' die Ursache für die Jahreszeiten.''' Er macht lediglich die Südwinter etwas strenger und die Nordwinter etwas milder als sie bei kreisförmiger Erdbahn wären. Die Erde ist nämlich im Nordwinter an ihrem sonnennächsten Punkt ([http://de.wikipedia.org/wiki/Apsis_(Astronomie) Perihel], ca. 3. Januar), während sie im Südwinter etwas weiter von der Sonne entfernt ist ([http://de.wikipedia.org/wiki/Apsis_(Astronomie) Aphel], ca. 5. Juli). Stattdessen liegt der Grund für die Jahreszeiten im Winkel und der Dauer der Sonneneinstrahlung. Für Mitteldeutschland (geographische Breite 50°) beträgt der Winkel im Sommer 63,5° und die Sonnenscheindauer 16-17 Stunden, im Winter sind es hingegen 7-8 Stunden bei einem Winkel von 16,5°. [...]</blockquote>''
{| class="wikitable"
|-
! Änderung der Sonnenstrahlungsleistung im Jahresverlauf|| Jahreszeitlicher Temperaturverlauf
|-
|[[Bild:Jahreszeitliche klimatische Schwankungen.jpg|thumb|390px|left|Juli '''(Minimum):''' Aphel = sonnenfernster Punkt der Planetenbahn Dezember '''(MAXIMUM):''' Perihel = sonnennächster Punkt der Planetenbahn. 
Datenpunkte: jeweils der 21. des Monats.]]
|[[Bild:Lufttemperatur jahreszeitlicher Temperaturverlauf.jpg|thumb|350px|left|Kurvenverlauf berechnet auf Basis der von Jones et. al. publizierten Daten<ref name="SAT">P. D. Jones et. al.: [http://seaice.apl.washington.edu/Papers/JonesEtal99-SAT150.pdf SURFACE AIR TEMPERATURE AND ITS CHANGES OVER THE PAST 150 YEARS, Figure 7 (Seite 24 von 28 der PDF-Datei)]</ref> (Mittelwerte + Magnitude).]]
|-
|}
Erstaunlich ist, dass der '''- globale - Temperaturverlauf''' (vgl. Jones et al., a.a.O) anscheinend "phasenversetzt" (''um eine halbe Schwingungsdauer'') gegenüber der - infolge des variierenden Abstands der Erde zur Sonne - Änderung der Sonnenstrahlungsleistung PA verläuft.
* '''FRAGE Nr.1:''' Wie ist dieser - scheinbare - Widerspruch (qualitativ sowie quantitativ) zu erklären (nämlich der anhand der Grafiken zu erkennende Sachverhalt, dass bei der globalen Lufttemperatur SATGLOBAL ein Maximum DANN zu verzeichnen ist, wenn bei der Sonnenstrahlungsleistung PA ein Minimum auftritt) ?
--[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 11:23, 7. Mär. 2010 (UTC)

:Die NH erwärmt sich im Sommer stärker und kühlt sich im Winter stärker ab als die SH. Der Grund sind die größeren Landmassen auf der NH und die größeren Meeresoberflächen auf der SH. Durch den Land-Meer-Gegensatz wird die globale Mitteltemperatur stärker beeinflusst als durch die jahreszeitlichen Schwankungen der Solarstrahlung. 
: [[Benutzer:Dieter Kasang|Dieter Kasang]] 26.3.2010, 20:55

:: Wir sprechen hier – ganz offensichtlich – über ein [http://de.wikipedia.org/wiki/Phänomen „Phänomen“] bzw. über einen Sachverhalt, den ich persönlich zu den '''„essentials“''' zählen würde, wenn es um den Unterrichtsstoff „Klima“ geht. (Und wenn ich Dich korrigieren darf, denn die von Dir gewählte Formulierung ist ausgesprochen unpräzise – aus der Grafik ist mitnichten zu entnehmen, dass sich die Nordhalbkugel INSGESAMT im Nordsommer stärker erwärmen würde etc. pp. Vielmehr zeigt die Grafik von Jones et al. – lediglich (!) – die Lufttemperatur (engl.: [http://en.wikipedia.org/wiki/Temperature_measurement#Surface_air_temperature ''Surface air temperature'']).
:: '''Allerdings blieb meine Frage unbeantwortet:''' wie erklärt die Klimaforschung ''(ganz konkret und Punkt für Punkt - Stichwörter: [[Absorption]]; Remission; [[Konvektion]] pp. [[Verdunstung]])'' in einer naturwissenschaftlich nachvollziehbaren Art und Weise diesen – scheinbaren – Widerspruch? Denn es gilt ja bei konstanter Masse - grundsätzlich ''(zu beachten ist [http://de.wikipedia.org/wiki/Phasenübergang dies])'' - folgende physikalische Gesetzmäßigkeit: [http://de.wikipedia.org/wiki/Temperatur#Temperatur_und_W.C3.A4rme '''Δ E ~ Δ T'''] Besten Gruß:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 07:02, 28. Mär. 2010 (UTC) '''P.S.:''' Um nur EIN (beliebtes) Beispiel aus der Physik zu nennen: ein - scheinbarer (!) - Widerspruch: das „Phänomen“ Eislaufen wird [http://de.wikipedia.org/wiki/Schlittschuh#Funktionsweise ''z. Bsp. hier (qualitativ)'' erklärt].
:::Als globale bzw. hemisphärische Mitteltemperatur wird die mittlere 'Lufttemperatur' aller Punkte bzw. realiter aller gemittelten Messpunkte in 2m Höhe über dem Land wie über dem Meer verstanden. Sie wird entscheidend durch die Temperaturschwankungen der Unterlage (Wasser, Boden...) bestimmt (daneben durch Luftmassenaustausch), die jahreszeitlich (und auch zwischen Tag und Nacht) bei Wasser deutlich geringer sind als bei Gestein o.ä. Warum das so ist, hängt mit dem Dipol des Wassermoleküls und mit der Konvektion der Ozeane zusammen (was ich im einzelnen hier aber nicht erklären möchte). Daher erwärmt sich die Luft über dem Land im Sommer stärker und kühlt sich im Winter stärker ab als über dem Meer (sichtbar auch im Unterschied zwischen maritimem und kontinentalem Klima), und die Sommer-Winter-Amplitude ist auf der NH ca. doppelt so groß wie auf der SH mit ihren viel größeren Wasserflächen. Dieser Effekt wirkt sich auf die globale Mitteltemperatur offensichtlich stärker aus als die jahreszeitlichen Schwankungen der Sonneneinstrahlung. Also der von dir angesprochene Widerspruch ist tatsächlich ein scheinbarer, da die Temperatur nicht nur durch die Solarstrahlung beeinflusst wird.
:::[[Benutzer:Dieter Kasang|Dieter Kasang]] 28.3.2010, 15:26

{| style="width: 650px;" border=1; align="center"
|-
! colspan="2" style="background: #b3b7ff;" | ständig absorbierte [http://de.wikipedia.org/wiki/Leistung_(Physik) Strahlungsleistung]:
|-
! colspan="2" | Die die Erde erreichenden 122.000 TW verteilen sich nach Schätzung im Mittel auf folgende vier Bereiche:
|- align="center"
| 81.000 TW || Erwärmung von Festland- und Wasserflächen
|- align="center"
|41.000 TW ||Verdunstung von Wasserflächen (Ozeane)
|- align="center"
|370 TW || Wind und Wellen (kinetische Energie)
|- style="background-color:#BEF28C;" align="center"
|40 TW || [http://de.wikipedia.org/wiki/Photosynthese Photosynthese] (CO2-Senke, O2-Quelle).
|- align="center"
|14 TW || Die von der Menschheit letztlich als „Abwärme“ produzierten 14 TW liegen im 0,1 Promille-Bereich der natürlichen absorbierten Sonnenstrahlungsleistung PA, die selbst im Jahr wegen der elliptischen Umlaufbahn mit ±3% schwankt.
|-
| colspan="2" style="background-color:#eeeefe;" | ''Der heute geringe Photosynthese-Anteil ist auch ein Ausdruck der rückläufigen Bewaldung der Erde verglichen mit prähistorischen Zeiten. Wiederaufforstung sollte deshalb global überall Priorität haben (Fn.3). [...] Aus der '''Verdunstungsleistung von 41.000 TW''' lässt sich ein jährlicher Wassermengen-Transport in die Atmosphäre von MH2O = 560.000 · 109 t abschätzen. Diese Menge kommt nach Kondensation und Abgabe der Kondensationswärme in Niederschlägen wieder zu Boden und durch Abfluss über Gewässer zurück in die Ozeane. [...]''
|-
| colspan="2" style="background-color:#E0E0E0" |'''Quelle:''' Hans H. Brand, [http://www.lhft.e-technik.uni-erlangen.de/de/mitarbeiter/publikationen/hans/Klimawandel.pdf Klimawandel, Kohlendioxid und die Energiebilanz unserer Erde (PDF-Datei, 4 Seiten)]
|- style="background-color:#FFE7BA;" align="center"
| ... TW || [http://de.wikipedia.org/wiki/Weltenergiebedarf Weltenergiebedarf]: 107.000 Tera-Wattstunden (TWh) pro Jahr
|- style="text-align:left"
| colspan="2" |Max-Planck-Instituts für Meteorologie ([http://www.mpimet.mpg.de/wissenswertes/faqs.html Klima-FAQ):] <center>[http://www.mpimet.mpg.de/presse/faqs/ist-die-abwaerme-der-menschen-wichtig-fuer-das-klima.html Ist die Abwärme der Menschen wichtig für das Klima?]</center>
|-
|}
Hallo Dieter, wäre es Dir unter Umständen möglich, zumindest einige wissenschaftliche Publikationen zu benennen (und ggf. zu verlinken), in denen der hier in Rede stehende Sachverhalt - '''en détail''' - erklärt wird? Ich persönlich finde es ein wenig "irritierend", dass in der Literatur zum Thema »Klima« und speziell zum Thema »Klimawandel« im Prinzip '''KEINE quantitativen Angaben''' darüber zu finden sind, wie groß bzw. gering der Anteil der Sonnenstrahlungsleistung ist (vgl. Tabelle), '''der zur Erwärmung der (bodennahen) Luft "erforderlich" ist.'''
* Vgl. hierzu: [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft#Andere_Werte Spezifische Wärmekapazität von Luft]
:# ''Die gesamte globale Luftmasse = [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft#Zusammensetzung rund 5,148 · 1015 t]''
:# ''Aus diesen Angaben lässt sich errechnen bzw. abschätzen, wie viel Energie benötigt wird, um die Temperatur der (gesamten '''!''') globalen Luft-Masse um 1 °C zu erhöhen: = (isobar:) 1,43 · 1015 kWh = rund 1 500 Tera-Wattstunden (TWh)''
:# '''Zum Vergleich:''' ''der [http://de.wikipedia.org/wiki/Weltenergiebedarf Weltenergiebedarf] beträgt: ca. 107.000 Tera-Wattstunden (TWh) pro Jahr.''
Herzliche Grüße:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 08:33, 3. Apr. 2010 (UTC) '''''P.S.:''' Frohe Ostern!''
: Hallo Sandra, die direkte Sonneneinstrahlung macht nur einen geringen Teil der Erwärmung der bodennnahen Luftschicht auf ca. 15 °C im globalen Mittel aus, nämlich 67 W/m2 von 342 W/m2, die die Erdatmosphäre insgesamt von der Sonne empfängt. Die restliche Erwärmung leisten die (durch die Einstrahlung erwärmte) Erdoberfläche und die Atmosphäre einschließlich natürlichem Treibhauseffekt. Näheres unter [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] und [[Treibhauseffekt]]. Literatur: IPCC 2007, Chapter 1, FAQ 1.1; M. Latif: Klimawandel und Klimadynamik, UTB, Stuttgart 2009, 1.4 und 1.5. 
:Auch dir etwas verspätete Ostergrüße. 
:[[Benutzer:Dieter Kasang|Dieter Kasang]] 4.4.2010, 18:33

:: Servus Dieter, noch einmal die Bitte: wäre es Dir unter Umständen möglich, zumindest einige wissenschaftliche Publikationen zu benennen (und ggf. zu verlinken), in denen der hier in Rede stehende Sachverhalt - '''en détail''' - erklärt wird?
:: Es geht mir insbesondere um die ''- nach wie vor unbeantwortete -'' '''FRAGE Nr.1:'''
::* Wie ist dieser - scheinbare - Widerspruch (qualitativ sowie quantitativ) zu erklären (nämlich der anhand der Grafiken zu erkennende Sachverhalt, dass bei der globalen Lufttemperatur SATGLOBAL ein Maximum DANN zu verzeichnen ist, wenn bei der Sonnenstrahlungsleistung PA ein Minimum auftritt) ?
:: Liebe Grüße:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 19:30, 12. Apr. 2010 (UTC)
Hallo, also Dieter hat bereits ausführlich die Gründe für diesen Sachverhalt dargestellt. Es handelt sich dabei um Lehrbuchwissen, da die Fakten dieses Phänomens wissenschaftlich erwiesen sind. Somit existiert keine aktuelle wissenschaftliche Publikation.
Aber beispielsweise Stefan Rahmstorf und Hanns-Joachim Schnellnhuber erklären in ihrem Buch Der Klimawandel ausführlich die Wichtigkeit des Treibhauseffektes im Vergleich zur direkt einfallenden Sonnenstrahlung.(S.30ff) Gäbe es keinen Treibhauseffekt würde die Erde aufgrund der empfangenen Sonneneinstrahlung 242W/m² nach Berücksichtigung der Albedo nur eine mittlere Temperatur von -18°C. (Stefan-Boltzmann) Da sie aber im Mittel 15°C warm ist, resultieren die 33°C aus der Rückstrahlung der langwelligen Strahlung der Erde an der Atmosphäre. Sie erklären auch, dass die Venus eine 30fach höhere Durchschnittstemperatur hat als die Erde(96% CO2),obwohl 80% der einfallenden Sonnenstrahlung reflektiert wird. Dies unterstreicht die Wichtigkeit des Treibhauseffektes auf die Temperatur. In dem Lehrbuch Atmospheric Science von Wallace /Hobbs ist auch erklärt und grafisch dargestellt, dass die Temperaturdifferenz im Jahresgang zwischen Juli-Januar in kontinentalen Gebieten wie Sibirien oder Nordamerika bis zu 40°C beträgt, während sie in maritimen Klimazonen nur um 5-10°C im Jahresgang schwankt.(S.423ff) Denn der Ozean erwärmt sich nur sehr langsam bedingt durch die hohe spezifische Wärmekapazität von 4187J/Kkg, während Boden ca. eine spez. Wärmekapazität von
800J/kgK (Asphalt:920J/kgK) hat. Der Boden erwärmt sich somit stärker als das Wasser, somit ist die rückgestrahlte Strahlung der Erde energiereicher und der Treibhauseffekt sorgt für die Rückstrahlung.
Aufgrund des unterschiedlichen Sonnenabstands schwankt die Solarkonstante im Jahresgang zwischen 1420W/m²(Aphel, Juli) und 1328 W/m² (Perihel, Januar).(Helmut Kraus, Die Atmosphäre der Erde,S.123)Da nur ein Viertel der Leistung die Atmosphärenobergrenze erreicht(siehe Strahlungsbilanz) beträgt die effektive Schwankung 24,5 W/m². Das macht allerdings im Vergleich zum Treibhauseffekt nur einen verschwindend geringen Anteil aus.
Viele Grüße
[[Benutzer:Christian W.|Christian W.]] 20:44, 22. Apr. 2010 (UTC)

: Servus Christian, Du schreibst (ZITAT): ''"Dieter hat bereits ausführlich die Gründe für diesen Sachverhalt dargestellt."'' In seiner Antwort vom 28.3.2010, 15:26 schrieb Dieter (vgl. [http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php?title=Diskussion%3ALufttemperatur&diff=9485&oldid=9484 diff]) hingegen: ''<blockquote style="border: 2px solid red; padding: 1em;">Als globale bzw. hemisphärische Mitteltemperatur wird die mittlere 'Lufttemperatur' aller Punkte bzw. realiter aller gemittelten Messpunkte in 2m Höhe über dem Land wie über dem Meer verstanden. Sie wird entscheidend durch die Temperaturschwankungen der Unterlage (Wasser, Boden...) bestimmt (daneben durch Luftmassenaustausch), die jahreszeitlich (und auch zwischen Tag und Nacht) bei Wasser deutlich geringer sind als bei Gestein o.ä. Warum das so ist, hängt mit dem Dipol des Wassermoleküls und mit der Konvektion der Ozeane zusammen '''(was ich im einzelnen hier aber nicht erklären möchte).''' Daher erwärmt sich die Luft über dem Land im Sommer stärker und kühlt sich im Winter stärker ab als über dem Meer (sichtbar auch im Unterschied zwischen maritimem und kontinentalem Klima), und die Sommer-Winter-Amplitude ist auf der NH ca. doppelt so groß wie auf der SH mit ihren viel größeren Wasserflächen. Dieser Effekt wirkt sich auf die globale Mitteltemperatur offensichtlich stärker aus als die jahreszeitlichen Schwankungen der Sonneneinstrahlung. Also der von dir angesprochene Widerspruch ist tatsächlich ein scheinbarer, da die Temperatur nicht nur durch die Solarstrahlung beeinflusst wird.</blockquote>
: Wenn es sich doch - wie Du schreibst - dabei um Lehrbuchwissen handelt (da die Fakten dieses Phänomens wissenschaftlich erwiesen sind), dann dürfte es doch kein Problem sein, meiner Bitte zu entsprechen, nämlich (siehe oben): zumindest einige wissenschaftliche Publikationen zu benennen (und ggf. zu verlinken), in denen der hier in Rede stehende Sachverhalt - '''en détail''' - erklärt wird. Darüber hinaus rege ich an, hier (im Bildungswiki "Klimawandel") eine Seite zu erstellen, die dieses Lehrbuchwissen in verständlicher Form aufbereitet. Herzliche Grüße:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 07:59, 15. Mai 2010 (UTC)
Hallo Sandra, tut mir leid, dass ich mich erst jetzt melde. Ich habe nun aus zwei Büchern von renommierten Klimaforschern Kapitel gefunden, die auf die thermische Trägheit des Ozeans eingehen und die differentielle Erwärmung infolge der Land-See-Verteilung erklären.

Mojib Latif: Klimawandel und Klimadynamik:Kapitel Physikalische Grundlagen/Klimasystem S.17-30. Abschnitt Ozean: hier geht Prof. Latif auf das dipolförmige Wassermolekül ein, was verantwortlich ist für die Dichteanomalie bei 4°C sowie die hohe Wärmekapazität, die für die thermische Trägheit verantwortlich ist. Somit ist ja klar, dass die von Ozean geprägten Landmassen einen gedämpften Temperaturjahresgang haben. Auf jeder Weltkarte kann man sehen, dass die Südhalbkugel von Ozean dominiert wird. Somit erklärt sich die differentielle Erwärmung von Land- und Meermassen und somit von Nord- und Südhalbkugel.

Eine zweite Quelle, in der der Sachverhalt dargestellt wird, ist das Buch "Wie bedroht sind die Ozeane?" von Stefan Rahmstorf und Katherine Richardson. In dem Kapitel Wie das Meer das Klima beeinflusst S. 43ff wird ebenfalls erklärt, dass der Ozean durch die hohe Wärmekapazität ein "Wärmepuffer" ist und die jahreszeitlichen Schwankungen im maritimen Klima deutlich geringer sind als jene des kontinentalen Klimas.

Ich hoffe, dass deine Frage nun hinreichend beantwortet ist, in jenen Büchern wird der Sachverhalt jedenfalls gut verständlich dargestellt.
Mit freundlichen Grüßen
--[[Benutzer:Christian W.|Christian Weder]] 16:00, 4. August 2010

Diskussion:Lufttemperatur

2010-08-04T13:56:53Z

Christian W.:

Diskussion:Lufttemperatur

2010-04-22T18:44:10Z

Christian W.:

Diskussion:Lufttemperatur

2010-04-22T18:43:02Z

Christian W.:

Diskussion:Lufttemperatur

2010-04-22T18:24:33Z

Christian W.:

Diskussion:Lufttemperatur

2010-04-22T18:01:12Z

Christian W.:

== Jahreszeitliche klimatische Schwankungen ==
* [http://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Intensit%C3%A4t_(Physik)&oldid=69647602#Intensit.C3.A4t_einer_Punktquelle Intensität einer Punktquelle]:
''<blockquote style="border: 2px solid blue; padding: 1em;">[...] Strahlt eine Punktquelle, beispielsweise eine Schallquelle, Energie in drei Dimensionen aus und gibt es keinen Energieverlust, dann fällt die Intensität mit dem Abstand ''r'' vom Objekt mit <math>1/r^2</math> ab: [...]</blockquote>''
* Bezüglich der Strahlungsintensität der Sonne steht - demgegenüber - in der de:WP (vgl. [http://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Jahreszeit&oldid=70991701#Allgemeines Jahreszeit#Allgemeines]):
''<blockquote style="border: 2px solid red; padding: 1em;"> [...] Der im Jahresverlauf leicht '''veränderliche Abstand der Erde von der Sonne ist ''nicht'' die Ursache für die Jahreszeiten.''' Er macht lediglich die Südwinter etwas strenger und die Nordwinter etwas milder als sie bei kreisförmiger Erdbahn wären. Die Erde ist nämlich im Nordwinter an ihrem sonnennächsten Punkt ([http://de.wikipedia.org/wiki/Apsis_(Astronomie) Perihel], ca. 3. Januar), während sie im Südwinter etwas weiter von der Sonne entfernt ist ([http://de.wikipedia.org/wiki/Apsis_(Astronomie) Aphel], ca. 5. Juli). Stattdessen liegt der Grund für die Jahreszeiten im Winkel und der Dauer der Sonneneinstrahlung. Für Mitteldeutschland (geographische Breite 50°) beträgt der Winkel im Sommer 63,5° und die Sonnenscheindauer 16-17 Stunden, im Winter sind es hingegen 7-8 Stunden bei einem Winkel von 16,5°. [...]</blockquote>''
{| class="wikitable"
|-
! Änderung der Sonnenstrahlungsleistung im Jahresverlauf|| Jahreszeitlicher Temperaturverlauf
|-
|[[Bild:Jahreszeitliche klimatische Schwankungen.jpg|thumb|390px|left|Juli '''(Minimum):''' Aphel = sonnenfernster Punkt der Planetenbahn Dezember '''(MAXIMUM):''' Perihel = sonnennächster Punkt der Planetenbahn. 
Datenpunkte: jeweils der 21. des Monats.]]
|[[Bild:Lufttemperatur jahreszeitlicher Temperaturverlauf.jpg|thumb|350px|left|Kurvenverlauf berechnet auf Basis der von Jones et. al. publizierten Daten<ref name="SAT">P. D. Jones et. al.: [http://seaice.apl.washington.edu/Papers/JonesEtal99-SAT150.pdf SURFACE AIR TEMPERATURE AND ITS CHANGES OVER THE PAST 150 YEARS, Figure 7 (Seite 24 von 28 der PDF-Datei)]</ref> (Mittelwerte + Magnitude).]]
|-
|}
Erstaunlich ist, dass der '''- globale - Temperaturverlauf''' (vgl. Jones et al., a.a.O) anscheinend "phasenversetzt" (''um eine halbe Schwingungsdauer'') gegenüber der - infolge des variierenden Abstands der Erde zur Sonne - Änderung der Sonnenstrahlungsleistung PA verläuft.
* '''FRAGE Nr.1:''' Wie ist dieser - scheinbare - Widerspruch (qualitativ sowie quantitativ) zu erklären (nämlich der anhand der Grafiken zu erkennende Sachverhalt, dass bei der globalen Lufttemperatur SATGLOBAL ein Maximum DANN zu verzeichnen ist, wenn bei der Sonnenstrahlungsleistung PA ein Minimum auftritt) ?
--[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 11:23, 7. Mär. 2010 (UTC)

:Die NH erwärmt sich im Sommer stärker und kühlt sich im Winter stärker ab als die SH. Der Grund sind die größeren Landmassen auf der NH und die größeren Meeresoberflächen auf der SH. Durch den Land-Meer-Gegensatz wird die globale Mitteltemperatur stärker beeinflusst als durch die jahreszeitlichen Schwankungen der Solarstrahlung. 
: [[Benutzer:Dieter Kasang|Dieter Kasang]] 26.3.2010, 20:55

:: Wir sprechen hier – ganz offensichtlich – über ein [http://de.wikipedia.org/wiki/Phänomen „Phänomen“] bzw. über einen Sachverhalt, den ich persönlich zu den '''„essentials“''' zählen würde, wenn es um den Unterrichtsstoff „Klima“ geht. (Und wenn ich Dich korrigieren darf, denn die von Dir gewählte Formulierung ist ausgesprochen unpräzise – aus der Grafik ist mitnichten zu entnehmen, dass sich die Nordhalbkugel INSGESAMT im Nordsommer stärker erwärmen würde etc. pp. Vielmehr zeigt die Grafik von Jones et al. – lediglich (!) – die Lufttemperatur (engl.: [http://en.wikipedia.org/wiki/Temperature_measurement#Surface_air_temperature ''Surface air temperature'']).
:: '''Allerdings blieb meine Frage unbeantwortet:''' wie erklärt die Klimaforschung ''(ganz konkret und Punkt für Punkt - Stichwörter: [[Absorption]]; Remission; [[Konvektion]] pp. [[Verdunstung]])'' in einer naturwissenschaftlich nachvollziehbaren Art und Weise diesen – scheinbaren – Widerspruch? Denn es gilt ja bei konstanter Masse - grundsätzlich ''(zu beachten ist [http://de.wikipedia.org/wiki/Phasenübergang dies])'' - folgende physikalische Gesetzmäßigkeit: [http://de.wikipedia.org/wiki/Temperatur#Temperatur_und_W.C3.A4rme '''Δ E ~ Δ T'''] Besten Gruß:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 07:02, 28. Mär. 2010 (UTC) '''P.S.:''' Um nur EIN (beliebtes) Beispiel aus der Physik zu nennen: ein - scheinbarer (!) - Widerspruch: das „Phänomen“ Eislaufen wird [http://de.wikipedia.org/wiki/Schlittschuh#Funktionsweise ''z. Bsp. hier (qualitativ)'' erklärt].
:::Als globale bzw. hemisphärische Mitteltemperatur wird die mittlere 'Lufttemperatur' aller Punkte bzw. realiter aller gemittelten Messpunkte in 2m Höhe über dem Land wie über dem Meer verstanden. Sie wird entscheidend durch die Temperaturschwankungen der Unterlage (Wasser, Boden...) bestimmt (daneben durch Luftmassenaustausch), die jahreszeitlich (und auch zwischen Tag und Nacht) bei Wasser deutlich geringer sind als bei Gestein o.ä. Warum das so ist, hängt mit dem Dipol des Wassermoleküls und mit der Konvektion der Ozeane zusammen (was ich im einzelnen hier aber nicht erklären möchte). Daher erwärmt sich die Luft über dem Land im Sommer stärker und kühlt sich im Winter stärker ab als über dem Meer (sichtbar auch im Unterschied zwischen maritimem und kontinentalem Klima), und die Sommer-Winter-Amplitude ist auf der NH ca. doppelt so groß wie auf der SH mit ihren viel größeren Wasserflächen. Dieser Effekt wirkt sich auf die globale Mitteltemperatur offensichtlich stärker aus als die jahreszeitlichen Schwankungen der Sonneneinstrahlung. Also der von dir angesprochene Widerspruch ist tatsächlich ein scheinbarer, da die Temperatur nicht nur durch die Solarstrahlung beeinflusst wird.
:::[[Benutzer:Dieter Kasang|Dieter Kasang]] 28.3.2010, 15:26

{| style="width: 650px;" border=1; align="center"
|-
! colspan="2" style="background: #b3b7ff;" | ständig absorbierte [http://de.wikipedia.org/wiki/Leistung_(Physik) Strahlungsleistung]:
|-
! colspan="2" | Die die Erde erreichenden 122.000 TW verteilen sich nach Schätzung im Mittel auf folgende vier Bereiche:
|- align="center"
| 81.000 TW || Erwärmung von Festland- und Wasserflächen
|- align="center"
|41.000 TW ||Verdunstung von Wasserflächen (Ozeane)
|- align="center"
|370 TW || Wind und Wellen (kinetische Energie)
|- style="background-color:#BEF28C;" align="center"
|40 TW || [http://de.wikipedia.org/wiki/Photosynthese Photosynthese] (CO2-Senke, O2-Quelle).
|- align="center"
|14 TW || Die von der Menschheit letztlich als „Abwärme“ produzierten 14 TW liegen im 0,1 Promille-Bereich der natürlichen absorbierten Sonnenstrahlungsleistung PA, die selbst im Jahr wegen der elliptischen Umlaufbahn mit ±3% schwankt.
|-
| colspan="2" style="background-color:#eeeefe;" | ''Der heute geringe Photosynthese-Anteil ist auch ein Ausdruck der rückläufigen Bewaldung der Erde verglichen mit prähistorischen Zeiten. Wiederaufforstung sollte deshalb global überall Priorität haben (Fn.3). [...] Aus der '''Verdunstungsleistung von 41.000 TW''' lässt sich ein jährlicher Wassermengen-Transport in die Atmosphäre von MH2O = 560.000 · 109 t abschätzen. Diese Menge kommt nach Kondensation und Abgabe der Kondensationswärme in Niederschlägen wieder zu Boden und durch Abfluss über Gewässer zurück in die Ozeane. [...]''
|-
| colspan="2" style="background-color:#E0E0E0" |'''Quelle:''' Hans H. Brand, [http://www.lhft.e-technik.uni-erlangen.de/de/mitarbeiter/publikationen/hans/Klimawandel.pdf Klimawandel, Kohlendioxid und die Energiebilanz unserer Erde (PDF-Datei, 4 Seiten)]
|- style="background-color:#FFE7BA;" align="center"
| ... TW || [http://de.wikipedia.org/wiki/Weltenergiebedarf Weltenergiebedarf]: 107.000 Tera-Wattstunden (TWh) pro Jahr
|- style="text-align:left"
| colspan="2" |Max-Planck-Instituts für Meteorologie ([http://www.mpimet.mpg.de/wissenswertes/faqs.html Klima-FAQ):] <center>[http://www.mpimet.mpg.de/presse/faqs/ist-die-abwaerme-der-menschen-wichtig-fuer-das-klima.html Ist die Abwärme der Menschen wichtig für das Klima?]</center>
|-
|}
Hallo Dieter, wäre es Dir unter Umständen möglich, zumindest einige wissenschaftliche Publikationen zu benennen (und ggf. zu verlinken), in denen der hier in Rede stehende Sachverhalt - '''en détail''' - erklärt wird? Ich persönlich finde es ein wenig "irritierend", dass in der Literatur zum Thema »Klima« und speziell zum Thema »Klimawandel« im Prinzip '''KEINE quantitativen Angaben''' darüber zu finden sind, wie groß bzw. gering der Anteil der Sonnenstrahlungsleistung ist (vgl. Tabelle), '''der zur Erwärmung der (bodennahen) Luft "erforderlich" ist.'''
* Vgl. hierzu: [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft#Andere_Werte Spezifische Wärmekapazität von Luft]
:# ''Die gesamte globale Luftmasse = [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft#Zusammensetzung rund 5,148 · 1015 t]''
:# ''Aus diesen Angaben lässt sich errechnen bzw. abschätzen, wie viel Energie benötigt wird, um die Temperatur der (gesamten '''!''') globalen Luft-Masse um 1 °C zu erhöhen: = (isobar:) 1,43 · 1015 kWh = rund 1 500 Tera-Wattstunden (TWh)''
:# '''Zum Vergleich:''' ''der [http://de.wikipedia.org/wiki/Weltenergiebedarf Weltenergiebedarf] beträgt: ca. 107.000 Tera-Wattstunden (TWh) pro Jahr.''
Herzliche Grüße:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 08:33, 3. Apr. 2010 (UTC) '''''P.S.:''' Frohe Ostern!''
: Hallo Sandra, die direkte Sonneneinstrahlung macht nur einen geringen Teil der Erwärmung der bodennnahen Luftschicht auf ca. 15 °C im globalen Mittel aus, nämlich 67 W/m2 von 342 W/m2, die die Erdatmosphäre insgesamt von der Sonne empfängt. Die restliche Erwärmung leisten die (durch die Einstrahlung erwärmte) Erdoberfläche und die Atmosphäre einschließlich natürlichem Treibhauseffekt. Näheres unter [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] und [[Treibhauseffekt]]. Literatur: IPCC 2007, Chapter 1, FAQ 1.1; M. Latif: Klimawandel und Klimadynamik, UTB, Stuttgart 2009, 1.4 und 1.5. 
:Auch dir etwas verspätete Ostergrüße. 
:[[Benutzer:Dieter Kasang|Dieter Kasang]] 4.4.2010, 18:33

:: Servus Dieter, noch einmal die Bitte: wäre es Dir unter Umständen möglich, zumindest einige wissenschaftliche Publikationen zu benennen (und ggf. zu verlinken), in denen der hier in Rede stehende Sachverhalt - '''en détail''' - erklärt wird?
:: Es geht mir insbesondere um die ''- nach wie vor unbeantwortete -'' '''FRAGE Nr.1:'''
::* Wie ist dieser - scheinbare - Widerspruch (qualitativ sowie quantitativ) zu erklären (nämlich der anhand der Grafiken zu erkennende Sachverhalt, dass bei der globalen Lufttemperatur SATGLOBAL ein Maximum DANN zu verzeichnen ist, wenn bei der Sonnenstrahlungsleistung PA ein Minimum auftritt) ?
:: Liebe Grüße:. --[[Benutzer:Sandra Burger|Sandra Burger]] 19:30, 12. Apr. 2010 (UTC)
Hallo, also Dieter hat bereits ausführlich die Gründe für diesen Sachverhalt dargestellt. Es handelt sich dabei um Lehrbuchwissen, da die Fakten dieses Phänomens wissenschaftlich erwiesen sind. Somit existiert keine aktuelle wissenschaftliche Publikation.
Aber beispielsweise Stefan Rahmstorf und Hanns-Joachim Schnellnhuber erklären in ihrem Buch Der Klimawandel ausführlich die Wichtigkeit des Treibhauseffektes (S.30ff) Gäbe es keinen Treibhauseffekt würde die Erde aufgrund der empfangenen Sonneneinstrahlung 242W/m² nach Berücksichtigung der Albedo nur eine mittlere Temperatur von -18°C. (Stefan-Boltzmann) Da sie aber im Mittel 15°C warm ist, resultieren die 33°C aus der Rückstrahlung der langwelligen Strahlung der Erde an der Atmosphäre. Sie erklären auch, dass die Venus eine 30fach höhere Durchschnittstemperatur hat als die Erde(96% CO2),obwohl 80% der einfallenden Sonnenstrahlung reflektiert wird. Dies unterstreicht die Wichtigkeit des Treibhauseffektes auf die Temperatur.

Jetstream

2010-04-18T18:57:39Z

Christian W.: /* Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung */

Ein '''Jetstream''' (engl.: jet stream, jet) bzw. '''Strahlstrom''' ist ein schmales Starkwindband im Bereich der oberen [[Troposphäre]] bis zur [[Stratosphäre]]. Jetstreams bilden sich infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregionen bzw. Hoch- und Tiefdruckgebieten und stellen die stärksten natürlich auftretenden Winde dar, wobei sie im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und stabil in ihrem Auftreten sind. Allgemeiner definiert handelt es sich um atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse (Jetachse) und Windspitzen von bis zu 150 m/s (540 km/h), wobei die Windgeschwindigkeit – sowohl vertikal als auch horizontal – mit zunehmender Entfernung zum Strömungszentrum rasch abfällt. Sie gehören näherungsweise zur Gruppe der geostrophischen Winde, bei welchen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und [[Corioliskraft]] herrscht.

== Entdeckungsgeschichte ==

Im späten 19. Jahrhundert gelangte man durch die Beobachtung von hochgelegenen Wolkenformationen zu dem Schluss, dass es in deren Umgebung starke Höhenwinde geben müsse. Diese konnten jedoch nur in sehr unregelmäßigen Abständen beobachtet werden, so dass ihre Regelmäßigkeit und vergleichsweise gleich bleibende Stärke noch nicht erkannt wurden. Diese Eigenschaften wurden erstmals bei der aus großer Höhe durchgeführten Bombardierung Japans durch B-29 Bomber und den damit einher gehenden Wetterbeobachtungen der Piloten deutlich. Bei vielen Flügen in westlicher Richtung traten hierbei Windgeschwindigkeiten in Gegenrichtung auf, die jenen der Flugzeuge entsprachen. Die Jetstreams spielen daher schon historisch sowohl in der Meteorologie als auch in der Luftfahrt eine entscheidende Rolle, wobei der Begriff des Jetstreams selbst aus dem Jahr 1944 stammt und sich hiernach schnell verbreitete. Die deutsche Bezeichnung Strahlstrom wurde bereits in den 1930er Jahren genutzt.

== Auftreten und Arten ==

Es gibt vier wesentliche Jetstreams, wobei man zwischen zwei verschiedenen Arten und ihrer jeweiligen Erdhalbkugel unterscheiden muss. Da sie in großen Höhen auftreten, werden sie in isobaren Höhenwetterkarten dargestellt bzw. ausgewertet.

* Der polare Strahlstrom (PFJ - '''Polarfrontjetstream''') verläuft je nach Großwetterlage zwischen 40° und 60° geographischer Breite im Bereich der 249- bis 300-hPa-Isobare im Verbund mit der oft bis zum Boden reichenden Polarfront. Er erreicht im Kernstrom, also seinem Zentrum, Geschwindigkeiten von 200 - 500 km/h (absolutes Maximum ~1970 in Japan 650 km/h) und stellt den wichtigsten Jetstream Strahlstrom dar, wobei er gerade auch für das europäische Wetter von maßgeblicher Bedeutung ist. Da sich in den mittleren Breiten aufgrund des Aufeinandertreffens von kalter Polarluft und gemäßigten wärmeren Luftmassen ein vergleichsweise starker horizontaler Temperaturgradient ausbildet, tritt der PFJ ganzjährig auf. Sein Maximum liegt jedoch im Winter, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede der Luft größer sind als im Sommer. Durch dynamische Effekte in der Erdatmosphäre tritt der Polarfrontjetstream nur in relativ kurzen Bändern von wenigen tausend Kilometern Länge auf.

* Der subtropische Strahlstrom (STJ - '''Subtropenjetstream''') ist ebenso ein Westwind Strahlstrom - Jetstream in der Nähe der Wendekreise bzw. der Subtropen, also im Bereich von 20° bis 30° geographischer Breite und im Bereich der 150 bis 200 hPa Isobare. Er tritt an der Obergrenze des abfallenden Astes der Hadley-Zelle auf, also über dem subtropischen Hochdruckgürtel, und entwickelt sich aus dem Antipassat. Der STJ ist schwächer als der PFJ und kommt oft nur in den jeweiligen Wintermonaten zur Ausbildung. Wie der PFJ ist er eng verknüpft mit einem großen horizontalen Temperaturgradienten, der sogenannten Subtropenfront, die sich jedoch im Gegensatz zur Polarfront im Allgemeinen nicht bis zum Boden ausdehnt. Obwohl er schwächer ist als der Polarfrontjetstream, zeigt er eine wesentlich größere Beständigkeit in Position und Intensität und erstreckt sich zudem geschlossen um den gesamten Globus.

Neben den bekannten großen Jetstreams gibt es aber auch noch
* den '''Tropical Easterly Jet''' (TEJ):
Er erstreckt sich ausgehend von der tibetischen Hochebene bis zur innertropischen Konvergenzzone (ITC) und ist hier vor allem als Höhenostwind bis in den Norden Afrikas wetterwirksam. Insbesondere handelt es sich also nicht um einen Westwind wie beim PFJ oder STJ, sondern um einen Ostwind. Seine stärkste Ausprägung erfährt er im Nordsommer, also während des indischen Sommermonsuns.
* die '''low altitude jets''':
Sie treten in der Nähe von Wirbelstürmen auf (low altitude = niedrige Höhe).
* den '''nocturnal jet''':
Ein nächtlicher low-altitude-Jetstream.
* '''stratosphärische''' bzw. '''mesosphärische Jetstreams'''
* Ein '''Supersturm''' ist eine Jetstreamverwirbelung aus einem polaren Strahlstrom (PFJ - Polarfrontjetstream)und einem subtropischen Strahlstrom (STJ - Subtropenjetstream).

== Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung ==

Die vergleichsweise starke [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] am Äquator sorgt hier für eine Erwärmung der bodennahen Luftmassen und eine positive Energiebilanz, während diese an den Polen aufgrund der Breitengradabhängigkeit der durch die Sonne bedingten Strahlungsenergie negativ ist. Es handelt sich folglich im bodennahen Bereich des Äquators um relativ warme Luftmassen, die im Vergleich zu den kälteren Luftmassen der Pole eine geringere Dichte besitzen. Die Luft der Troposphäre ist aufgrund dessen entlang der den ganzen Erdball umspannenden [[innertropische Konvergenzzone|innertropischen Konvergenzzone]] (ITC) lockerer gepackt als an den Polen, was zur Folge hat, dass der vertikale Druckgradient wesentlich geringer ist als bei niedrigen Temperaturen und der Luftdruck daher langsamer mit der Höhe sinkt als südlich oder nördlich der ITC. Die Troposphäre kann unter anderem aufgrund dessen entlang des Äquators bis in eine Höhe von ungefähr 16 km reichen, während sie an den Polen nur eine durchschnittliche Mächtigkeit von 8 km erreicht. Diese Luftdichteverminderung am Äquator ist dabei mit einer relativen Druckerniedrigung und somit einem stabilen Tiefdruckgürtel verbunden, eben der schon angesprochenen intertropischen Konvergenzzone, wobei eine Unterscheidung zwischen ITC und Äquator nötig ist.

In der Höhe hingegen herrscht aufgrund des geringen Druckgradienten ein Hochdruckgebiet, weshalb man am Äquator zwischen Bodentief und Höhenhoch unterscheidet. Über den Polen sind die Luftmassen wesentlich dichter gepackt. Durch die geringe [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] ist die Luft hier kalt und lagert aufgrund der höheren Dichte schwerer auf der Erdoberfläche. Der Druckgradient ist hier folglich wesentlich stärker ausgeprägt und es existieren stabile Hochdruckgebiete am Boden. Man spricht deshalb von einem Bodenhoch und dementsprechend auch von einem Höhentief.

Die Luftdruck- bzw. Temperaturunterschiede zwischen dem Äquator und den Polen sind also thermisch bedingt. Sie resultieren aus der Breitenabhängigkeit der Sonneneinstrahlung, die sich rein geometrisch aus den verschieden großen Einfallswinkeln der Sonnenstrahlung ergibt. Der Antriebsmotor des entstehenden dynamischen Wetter- und Windsystems und somit auch der Jetstreams lässt sich demnach, trotz aller anderen Einflussfaktoren, in der Sonne finden.

===Druckgradientkraft===

Zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten stellt sich eine Ausgleichskraft ein, die man als Gradientkraft oder auch Druckgradientkraft bezeichnet. Im Bestreben, die Druck- bzw. Temperaturunterschiede auszugleichen, bewegt sich die Höhenluft, der Gradientkraft folgend, über die Breitengrade hinweg vom Höhenhoch des Äquators in Richtung des Höhentiefs der Pole, also vom Ort des höheren zum Ort des niedrigeren Druckes. Je stärker nun diese Druck- und Temperaturunterschiede sind, desto stärker ist auch die Gradientkraft und der aus ihr resultierende Wind. Diese Unterschiede sind nur selten, etwa bei tropischen Wirbelstürmen, groß genug, um die Luft in Nähe des Erdbodens ausreichend zu beschleunigen und führen hierbei auch meist nur zu Rotationsbewegungen, welche jedoch sehr unbeständig sind und aufgrund der fehlenden horizontalen Strömungsachse, trotz teilweise hoher Drehgeschwindigkeiten, keine Jetstreams darstellen. Jetstreams selbst können sich nur bei den mit der Höhe zunehmenden Druckunterschieden und ohne Reibungseinflüsse (Freie Atmosphäre) bilden. Die Druckunterschiede nehmen jedoch auch nahe der Tropopause bzw. in der Stratosphäre wieder stark ab. Dies erklärt, warum sich die sehr starken Jetstreams vor allem an scharfen Luftmassengrenzen entwickeln und zudem vertikal auf eine bestimmte Höhe begrenzt sind, im Endeffekt also die Erscheinungsform eines Windschlauches besitzen. Diese idealisierte Darstellung muss jedoch um den sogenannten Corioliseffekt erweitert werden.

===Corioliseffekt===

Bewegungen auf der Oberfläche einer sich drehenden Kugel können nur unter Berücksichtigung der Drehung eben jener Kugel betrachtet werden. Eine Verlagerung in oder entgegen der Drehrichtung tritt auf, weil zu unterschiedlichen Breitengraden eine unterschiedliche Umfangsgeschwindigkeit gehört. Es wird sozusagen die Umfangsgeschwindigkeit vom Startort zum Zielort mitgenommen. Dabei ist die Winkelgeschwindigkeit überall gleich. Durch die Differenz der Umfangsgeschwindigkeiten entsteht der Ablenkungseffekt, Coriolis-Effekt genannt. Dieser ist keine Kraft sondern ein Effekt, der bei Bewegungen auf rotierenden Kugeln auftritt, wenn sich während der Bewegung der Abstand zur Drehachse ändert.

Der Easterly Jet, welcher oberhalb der ITC auftritt, lässt sich mit dem Coriolis-Effekt sehr gut erklären. Die in den Gewittern heftig aufsteigenden Luftmassen nehmen ihre Umfangsgeschwindigkeit vom Boden mit in die Höhe, wo die (relativ zur Erdoberfläche) ruhende Luft eine höhere Umfangsgeschwindigkeit hat. Dadurch erfahren die aufsteigenden Luftmassen scheinbar eine Beschleunigung entgegen der Drehrichtung, also Richtung Westen. Das entspricht einem Ostwind, womit die Besonderheit des einzigen Jets mit Ostwind erklärbar ist. Diese Beschleunigung ist aber nur ein Effekt, denn nach Newton wird hierbei kein Körper beschleunigt, also wirken auch keine Kräfte. Die Bewegungen treten durch Veränderungen im Koordinatensystem auf. Man spricht auch von einer "Scheinkraft".

Die folgende Darstellung veranschaulicht die traditionelle Erklärung, welche nur die Erscheinungen und damit nicht die Ursachen betrachtet. Bewegen sich Luftmassen vom Äquator aus, entsprechend der Gradientkraft, zu den Polen hin, wird die [[Corioliskraft]] oder richtig gesagt der Corioliseffekt in Richtung der mittleren Breiten zunehmend stärker und lenkt die Winde in Bewegungsrichtung mehr und mehr nach Osten ab, bis sie schließlich - parallel zu den Breitengraden - zu einer sehr starken Westwindströmung, einem Jetstream, werden. Die [[Corioliskraft]] ist somit eine wesentliche Einflussgröße in Bezug auf die Entstehung und Erscheinung der Jetstreams, spiegelt jedoch im Gegensatz zur Gradientkraft keinen energetischen Antriebsmotor wider. Die Ablenkung der der Gradientkraft folgenden Winde wiederholt sich hierbei und resultiert zunächst im Subtropenjetstream und in höheren Breiten im Polarfrontjetstream. Die schematischen Darstellungen sind aufgrund dessen auch nicht vollständig und dienen lediglich der Veranschaulichung der Grundlagen. Der Einfluss der Erdrotation und die damit verbundene 'Mitnahme' der leichteren Luftteilchen in den oberen Atmosphärenschichten auf die Bildung von Jetstrams ist noch nicht geklärt. Ein solcher Einfluss lässt sich durch das häufige Auftreten von Jetstreams im Bereich des Wendekreises (verbunden mit den Luftströmungen von Süd nach Nord) logisch folgern.

===Auswirkungen auf Wetter und Klima===

Jetstreams sind maßgeblich für die Luftdruckverteilung und somit für die Ausbildung der Wind- und Luftdruckgürtel auf der Erde verantwortlich. Sie stellen also die wesentliche Ursache für die Wetterentwicklung und ein wichtiges Element für den globalen Wärmeübergang zwischen Tropen und Polen dar: Bei ausreichend großen Temperaturunterschieden der Luftmassen aus den Subtropen (z. B. Wüsten) und den Polen wird der Windstrom an der Polarfront stark abgelenkt, er mäandriert. Dies liegt in der höheren Dynamik der Polarfront begründet und wird durch kontinentale Hindernisse wie beispielsweise hohe Gebirgsketten (Himalaya und Rocky Mountains) noch wesentlich verstärkt. Dieser Effekt führt zur Ausbildung der sogenannten Rossby-Wellen, die in der oberen Abbildung vereinfacht blau dargestellt sind. Die Darstellung ist hierbei idealisiert, da die Faltung des Jetstreams in der Realität uneinheitlich ist und sich der Polarfrontjetstream auch nicht geschlossen um die gesamte Erde windet. Der Jetstream befindet sich außerdem zwischen warmer Luft mittlerer Breiten und kalter Luft höherer Breiten. Ein realistischeres und aktuelles Bild der mäandrierenden Bänder des PFJ ist in den Weblinks einsehbar.

Der Jetstream reißt zusätzlich die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den „Wellentälern“, sogenannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den „Wellenbergen“, so genannte Rücken) ausscheren. Zu beachten ist hierbei, dass lediglich der polare Strahlstrom zur Ausbildung von Rossby-Wellen tendiert und diese auch in der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, da sich auf der nördlichen Hemisphäre deutlich mehr kontinentale Hindernisse befinden.

== Bedeutung für die Luftfahrt ==

Besonders auf Linienflügen über größere Entfernungen, beispielsweise zwischen Nordamerika und Europa, ist der Effekt des Jetstreams deutlich spürbar. Da es sich um einen starken und recht verlässlichen Höhenwind handelt, können Flugzeuge ihn nutzen, um eine höhere Geschwindigkeit und auch einen niedrigeren Treibstoffverbrauch zu erreichen. Sowohl Flughöhen als auch Reiserouten werden deshalb an den Verlauf des Jetstreams so angepasst, dass man ihn als Rückenwind nutzen oder als Gegenwind meiden kann. Er ist also unter anderem dafür verantwortlich, dass Flughöhen von 10 bis 12 Kilometer, je nach Höhe des Jetstreams, und Reiserouten weit abseits einer direkten „Luftlinie“ favorisiert werden. Bei einem Flug über den Atlantik nach Europa beispielsweise verläuft die Route abseits der Orthodrome (Großkreise), was eine Zeitersparnis von mehreren Stunden nach sich ziehen kann. Daraus leiten sich jedoch auch negative Effekte auf die Navigation und Flugsicherung ab.

Eine weitere interessante Anwendung der Jetstreams ergibt sich für die Ballonfahrt. Japan konnte nur unter Ausnutzung dieser Streams am Ende des Zweiten Weltkriegs das amerikanische Festland mit sprengstoffführenden Ballons angreifen und auch die Ballon-Weltumrundung von Bertrand Piccard war ebenfalls nur durch diese überhaupt erst möglich.

Die den Jetstreams folgenden Turbulenzgebiete und daraus folgenden Belastungen haben erhebliche Auswirkungen auf die Stabilität eines Flugzeugs und vieler seiner Bauteile und damit letztlich auf die Sicherheit des Fliegens. Besonders Teile der Flügel und ihrer Anschlüsse an den Rumpf werden dort starken Kräften ausgesetzt.

Fluggeschwindigkeiten wurden und werden in der Luftfahrt typischerweise zunächst nur als Staudruck über ein Pitotrohr gemessen. Ein Gegenwind wird nicht angezeigt, da nur die unkorrigierte Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft gemessen wird. Nun kann eine hohe angezeigte Fluggeschwindigkeit (engl. Indicated Air Speed, IAS) zu einer geringen Geschwindigkeit über Grund (engl. Ground speed, GS) führen, welche früher mangels anderer Messmethoden unter Umständen nicht bemerkt wurde. Dies führte vermutlich auch zu einem der mysteriösesten Unfälle der frühen Luftfahrtgeschichte, dem Absturz der Star Dust über den Anden.

Bei entsprechender Flugzeugausstattung können heutzutage mehrere Geschwindigkeiten angezeigt werden:
# die unkorrigierte relative Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft (IAS),
# die um den Instrumentenfehler korrigierte, kalibrierte Geschwindigkeit (englisch: Calibrated air speed, CAS),
# die zusätzlich um die Luftdichte in größerer Flughöhe korrigierte, wahre Geschwindigkeit (englisch: True air speed, TAS),
# die weiterhin noch um den Wind korrigierte Geschwindigkeit über Grund (englisch: Ground speed, GS),
# die Äquivalenzgeschwindigkeit (englisch: Equivalent air speed, EAS) als die um die Kompressibilität korrigierte wahre Geschwindigkeit.

{{Vorlage:Lizenzhinweis}}
[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]

Jetstream

2010-04-18T18:56:56Z

Christian W.: /* Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung */

Ein '''Jetstream''' (engl.: jet stream, jet) bzw. '''Strahlstrom''' ist ein schmales Starkwindband im Bereich der oberen [[Troposphäre]] bis zur [[Stratosphäre]]. Jetstreams bilden sich infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregionen bzw. Hoch- und Tiefdruckgebieten und stellen die stärksten natürlich auftretenden Winde dar, wobei sie im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und stabil in ihrem Auftreten sind. Allgemeiner definiert handelt es sich um atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse (Jetachse) und Windspitzen von bis zu 150 m/s (540 km/h), wobei die Windgeschwindigkeit – sowohl vertikal als auch horizontal – mit zunehmender Entfernung zum Strömungszentrum rasch abfällt. Sie gehören näherungsweise zur Gruppe der geostrophischen Winde, bei welchen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und [[Corioliskraft]] herrscht.

== Entdeckungsgeschichte ==

Im späten 19. Jahrhundert gelangte man durch die Beobachtung von hochgelegenen Wolkenformationen zu dem Schluss, dass es in deren Umgebung starke Höhenwinde geben müsse. Diese konnten jedoch nur in sehr unregelmäßigen Abständen beobachtet werden, so dass ihre Regelmäßigkeit und vergleichsweise gleich bleibende Stärke noch nicht erkannt wurden. Diese Eigenschaften wurden erstmals bei der aus großer Höhe durchgeführten Bombardierung Japans durch B-29 Bomber und den damit einher gehenden Wetterbeobachtungen der Piloten deutlich. Bei vielen Flügen in westlicher Richtung traten hierbei Windgeschwindigkeiten in Gegenrichtung auf, die jenen der Flugzeuge entsprachen. Die Jetstreams spielen daher schon historisch sowohl in der Meteorologie als auch in der Luftfahrt eine entscheidende Rolle, wobei der Begriff des Jetstreams selbst aus dem Jahr 1944 stammt und sich hiernach schnell verbreitete. Die deutsche Bezeichnung Strahlstrom wurde bereits in den 1930er Jahren genutzt.

== Auftreten und Arten ==

Es gibt vier wesentliche Jetstreams, wobei man zwischen zwei verschiedenen Arten und ihrer jeweiligen Erdhalbkugel unterscheiden muss. Da sie in großen Höhen auftreten, werden sie in isobaren Höhenwetterkarten dargestellt bzw. ausgewertet.

* Der polare Strahlstrom (PFJ - '''Polarfrontjetstream''') verläuft je nach Großwetterlage zwischen 40° und 60° geographischer Breite im Bereich der 249- bis 300-hPa-Isobare im Verbund mit der oft bis zum Boden reichenden Polarfront. Er erreicht im Kernstrom, also seinem Zentrum, Geschwindigkeiten von 200 - 500 km/h (absolutes Maximum ~1970 in Japan 650 km/h) und stellt den wichtigsten Jetstream Strahlstrom dar, wobei er gerade auch für das europäische Wetter von maßgeblicher Bedeutung ist. Da sich in den mittleren Breiten aufgrund des Aufeinandertreffens von kalter Polarluft und gemäßigten wärmeren Luftmassen ein vergleichsweise starker horizontaler Temperaturgradient ausbildet, tritt der PFJ ganzjährig auf. Sein Maximum liegt jedoch im Winter, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede der Luft größer sind als im Sommer. Durch dynamische Effekte in der Erdatmosphäre tritt der Polarfrontjetstream nur in relativ kurzen Bändern von wenigen tausend Kilometern Länge auf.

* Der subtropische Strahlstrom (STJ - '''Subtropenjetstream''') ist ebenso ein Westwind Strahlstrom - Jetstream in der Nähe der Wendekreise bzw. der Subtropen, also im Bereich von 20° bis 30° geographischer Breite und im Bereich der 150 bis 200 hPa Isobare. Er tritt an der Obergrenze des abfallenden Astes der Hadley-Zelle auf, also über dem subtropischen Hochdruckgürtel, und entwickelt sich aus dem Antipassat. Der STJ ist schwächer als der PFJ und kommt oft nur in den jeweiligen Wintermonaten zur Ausbildung. Wie der PFJ ist er eng verknüpft mit einem großen horizontalen Temperaturgradienten, der sogenannten Subtropenfront, die sich jedoch im Gegensatz zur Polarfront im Allgemeinen nicht bis zum Boden ausdehnt. Obwohl er schwächer ist als der Polarfrontjetstream, zeigt er eine wesentlich größere Beständigkeit in Position und Intensität und erstreckt sich zudem geschlossen um den gesamten Globus.

Neben den bekannten großen Jetstreams gibt es aber auch noch
* den '''Tropical Easterly Jet''' (TEJ):
Er erstreckt sich ausgehend von der tibetischen Hochebene bis zur innertropischen Konvergenzzone (ITC) und ist hier vor allem als Höhenostwind bis in den Norden Afrikas wetterwirksam. Insbesondere handelt es sich also nicht um einen Westwind wie beim PFJ oder STJ, sondern um einen Ostwind. Seine stärkste Ausprägung erfährt er im Nordsommer, also während des indischen Sommermonsuns.
* die '''low altitude jets''':
Sie treten in der Nähe von Wirbelstürmen auf (low altitude = niedrige Höhe).
* den '''nocturnal jet''':
Ein nächtlicher low-altitude-Jetstream.
* '''stratosphärische''' bzw. '''mesosphärische Jetstreams'''
* Ein '''Supersturm''' ist eine Jetstreamverwirbelung aus einem polaren Strahlstrom (PFJ - Polarfrontjetstream)und einem subtropischen Strahlstrom (STJ - Subtropenjetstream).

== Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung ==

Die vergleichsweise starke [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] am Äquator sorgt hier für eine Erwärmung der bodennahen Luftmassen und eine positive Energiebilanz, während diese an den Polen aufgrund der Breitengradabhängigkeit der durch die Sonne bedingten Strahlungsenergie negativ ist. Es handelt sich folglich im bodennahen Bereich des Äquators um relativ warme Luftmassen, die im Vergleich zu den kälteren Luftmassen der Pole eine geringere Dichte besitzen. Die Luft der Troposphäre ist aufgrund dessen entlang der den ganzen Erdball umspannenden [[innertropischen Konvergenzzone]] (ITC) lockerer gepackt als an den Polen, was zur Folge hat, dass der vertikale Druckgradient wesentlich geringer ist als bei niedrigen Temperaturen und der Luftdruck daher langsamer mit der Höhe sinkt als südlich oder nördlich der ITC. Die Troposphäre kann unter anderem aufgrund dessen entlang des Äquators bis in eine Höhe von ungefähr 16 km reichen, während sie an den Polen nur eine durchschnittliche Mächtigkeit von 8 km erreicht. Diese Luftdichteverminderung am Äquator ist dabei mit einer relativen Druckerniedrigung und somit einem stabilen Tiefdruckgürtel verbunden, eben der schon angesprochenen intertropischen Konvergenzzone, wobei eine Unterscheidung zwischen ITC und Äquator nötig ist.

In der Höhe hingegen herrscht aufgrund des geringen Druckgradienten ein Hochdruckgebiet, weshalb man am Äquator zwischen Bodentief und Höhenhoch unterscheidet. Über den Polen sind die Luftmassen wesentlich dichter gepackt. Durch die geringe [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] ist die Luft hier kalt und lagert aufgrund der höheren Dichte schwerer auf der Erdoberfläche. Der Druckgradient ist hier folglich wesentlich stärker ausgeprägt und es existieren stabile Hochdruckgebiete am Boden. Man spricht deshalb von einem Bodenhoch und dementsprechend auch von einem Höhentief.

Die Luftdruck- bzw. Temperaturunterschiede zwischen dem Äquator und den Polen sind also thermisch bedingt. Sie resultieren aus der Breitenabhängigkeit der Sonneneinstrahlung, die sich rein geometrisch aus den verschieden großen Einfallswinkeln der Sonnenstrahlung ergibt. Der Antriebsmotor des entstehenden dynamischen Wetter- und Windsystems und somit auch der Jetstreams lässt sich demnach, trotz aller anderen Einflussfaktoren, in der Sonne finden.

===Druckgradientkraft===

Zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten stellt sich eine Ausgleichskraft ein, die man als Gradientkraft oder auch Druckgradientkraft bezeichnet. Im Bestreben, die Druck- bzw. Temperaturunterschiede auszugleichen, bewegt sich die Höhenluft, der Gradientkraft folgend, über die Breitengrade hinweg vom Höhenhoch des Äquators in Richtung des Höhentiefs der Pole, also vom Ort des höheren zum Ort des niedrigeren Druckes. Je stärker nun diese Druck- und Temperaturunterschiede sind, desto stärker ist auch die Gradientkraft und der aus ihr resultierende Wind. Diese Unterschiede sind nur selten, etwa bei tropischen Wirbelstürmen, groß genug, um die Luft in Nähe des Erdbodens ausreichend zu beschleunigen und führen hierbei auch meist nur zu Rotationsbewegungen, welche jedoch sehr unbeständig sind und aufgrund der fehlenden horizontalen Strömungsachse, trotz teilweise hoher Drehgeschwindigkeiten, keine Jetstreams darstellen. Jetstreams selbst können sich nur bei den mit der Höhe zunehmenden Druckunterschieden und ohne Reibungseinflüsse (Freie Atmosphäre) bilden. Die Druckunterschiede nehmen jedoch auch nahe der Tropopause bzw. in der Stratosphäre wieder stark ab. Dies erklärt, warum sich die sehr starken Jetstreams vor allem an scharfen Luftmassengrenzen entwickeln und zudem vertikal auf eine bestimmte Höhe begrenzt sind, im Endeffekt also die Erscheinungsform eines Windschlauches besitzen. Diese idealisierte Darstellung muss jedoch um den sogenannten Corioliseffekt erweitert werden.

===Corioliseffekt===

Bewegungen auf der Oberfläche einer sich drehenden Kugel können nur unter Berücksichtigung der Drehung eben jener Kugel betrachtet werden. Eine Verlagerung in oder entgegen der Drehrichtung tritt auf, weil zu unterschiedlichen Breitengraden eine unterschiedliche Umfangsgeschwindigkeit gehört. Es wird sozusagen die Umfangsgeschwindigkeit vom Startort zum Zielort mitgenommen. Dabei ist die Winkelgeschwindigkeit überall gleich. Durch die Differenz der Umfangsgeschwindigkeiten entsteht der Ablenkungseffekt, Coriolis-Effekt genannt. Dieser ist keine Kraft sondern ein Effekt, der bei Bewegungen auf rotierenden Kugeln auftritt, wenn sich während der Bewegung der Abstand zur Drehachse ändert.

Der Easterly Jet, welcher oberhalb der ITC auftritt, lässt sich mit dem Coriolis-Effekt sehr gut erklären. Die in den Gewittern heftig aufsteigenden Luftmassen nehmen ihre Umfangsgeschwindigkeit vom Boden mit in die Höhe, wo die (relativ zur Erdoberfläche) ruhende Luft eine höhere Umfangsgeschwindigkeit hat. Dadurch erfahren die aufsteigenden Luftmassen scheinbar eine Beschleunigung entgegen der Drehrichtung, also Richtung Westen. Das entspricht einem Ostwind, womit die Besonderheit des einzigen Jets mit Ostwind erklärbar ist. Diese Beschleunigung ist aber nur ein Effekt, denn nach Newton wird hierbei kein Körper beschleunigt, also wirken auch keine Kräfte. Die Bewegungen treten durch Veränderungen im Koordinatensystem auf. Man spricht auch von einer "Scheinkraft".

Die folgende Darstellung veranschaulicht die traditionelle Erklärung, welche nur die Erscheinungen und damit nicht die Ursachen betrachtet. Bewegen sich Luftmassen vom Äquator aus, entsprechend der Gradientkraft, zu den Polen hin, wird die [[Corioliskraft]] oder richtig gesagt der Corioliseffekt in Richtung der mittleren Breiten zunehmend stärker und lenkt die Winde in Bewegungsrichtung mehr und mehr nach Osten ab, bis sie schließlich - parallel zu den Breitengraden - zu einer sehr starken Westwindströmung, einem Jetstream, werden. Die [[Corioliskraft]] ist somit eine wesentliche Einflussgröße in Bezug auf die Entstehung und Erscheinung der Jetstreams, spiegelt jedoch im Gegensatz zur Gradientkraft keinen energetischen Antriebsmotor wider. Die Ablenkung der der Gradientkraft folgenden Winde wiederholt sich hierbei und resultiert zunächst im Subtropenjetstream und in höheren Breiten im Polarfrontjetstream. Die schematischen Darstellungen sind aufgrund dessen auch nicht vollständig und dienen lediglich der Veranschaulichung der Grundlagen. Der Einfluss der Erdrotation und die damit verbundene 'Mitnahme' der leichteren Luftteilchen in den oberen Atmosphärenschichten auf die Bildung von Jetstrams ist noch nicht geklärt. Ein solcher Einfluss lässt sich durch das häufige Auftreten von Jetstreams im Bereich des Wendekreises (verbunden mit den Luftströmungen von Süd nach Nord) logisch folgern.

===Auswirkungen auf Wetter und Klima===

Jetstreams sind maßgeblich für die Luftdruckverteilung und somit für die Ausbildung der Wind- und Luftdruckgürtel auf der Erde verantwortlich. Sie stellen also die wesentliche Ursache für die Wetterentwicklung und ein wichtiges Element für den globalen Wärmeübergang zwischen Tropen und Polen dar: Bei ausreichend großen Temperaturunterschieden der Luftmassen aus den Subtropen (z. B. Wüsten) und den Polen wird der Windstrom an der Polarfront stark abgelenkt, er mäandriert. Dies liegt in der höheren Dynamik der Polarfront begründet und wird durch kontinentale Hindernisse wie beispielsweise hohe Gebirgsketten (Himalaya und Rocky Mountains) noch wesentlich verstärkt. Dieser Effekt führt zur Ausbildung der sogenannten Rossby-Wellen, die in der oberen Abbildung vereinfacht blau dargestellt sind. Die Darstellung ist hierbei idealisiert, da die Faltung des Jetstreams in der Realität uneinheitlich ist und sich der Polarfrontjetstream auch nicht geschlossen um die gesamte Erde windet. Der Jetstream befindet sich außerdem zwischen warmer Luft mittlerer Breiten und kalter Luft höherer Breiten. Ein realistischeres und aktuelles Bild der mäandrierenden Bänder des PFJ ist in den Weblinks einsehbar.

Der Jetstream reißt zusätzlich die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den „Wellentälern“, sogenannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den „Wellenbergen“, so genannte Rücken) ausscheren. Zu beachten ist hierbei, dass lediglich der polare Strahlstrom zur Ausbildung von Rossby-Wellen tendiert und diese auch in der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, da sich auf der nördlichen Hemisphäre deutlich mehr kontinentale Hindernisse befinden.

== Bedeutung für die Luftfahrt ==

Besonders auf Linienflügen über größere Entfernungen, beispielsweise zwischen Nordamerika und Europa, ist der Effekt des Jetstreams deutlich spürbar. Da es sich um einen starken und recht verlässlichen Höhenwind handelt, können Flugzeuge ihn nutzen, um eine höhere Geschwindigkeit und auch einen niedrigeren Treibstoffverbrauch zu erreichen. Sowohl Flughöhen als auch Reiserouten werden deshalb an den Verlauf des Jetstreams so angepasst, dass man ihn als Rückenwind nutzen oder als Gegenwind meiden kann. Er ist also unter anderem dafür verantwortlich, dass Flughöhen von 10 bis 12 Kilometer, je nach Höhe des Jetstreams, und Reiserouten weit abseits einer direkten „Luftlinie“ favorisiert werden. Bei einem Flug über den Atlantik nach Europa beispielsweise verläuft die Route abseits der Orthodrome (Großkreise), was eine Zeitersparnis von mehreren Stunden nach sich ziehen kann. Daraus leiten sich jedoch auch negative Effekte auf die Navigation und Flugsicherung ab.

Eine weitere interessante Anwendung der Jetstreams ergibt sich für die Ballonfahrt. Japan konnte nur unter Ausnutzung dieser Streams am Ende des Zweiten Weltkriegs das amerikanische Festland mit sprengstoffführenden Ballons angreifen und auch die Ballon-Weltumrundung von Bertrand Piccard war ebenfalls nur durch diese überhaupt erst möglich.

Die den Jetstreams folgenden Turbulenzgebiete und daraus folgenden Belastungen haben erhebliche Auswirkungen auf die Stabilität eines Flugzeugs und vieler seiner Bauteile und damit letztlich auf die Sicherheit des Fliegens. Besonders Teile der Flügel und ihrer Anschlüsse an den Rumpf werden dort starken Kräften ausgesetzt.

Fluggeschwindigkeiten wurden und werden in der Luftfahrt typischerweise zunächst nur als Staudruck über ein Pitotrohr gemessen. Ein Gegenwind wird nicht angezeigt, da nur die unkorrigierte Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft gemessen wird. Nun kann eine hohe angezeigte Fluggeschwindigkeit (engl. Indicated Air Speed, IAS) zu einer geringen Geschwindigkeit über Grund (engl. Ground speed, GS) führen, welche früher mangels anderer Messmethoden unter Umständen nicht bemerkt wurde. Dies führte vermutlich auch zu einem der mysteriösesten Unfälle der frühen Luftfahrtgeschichte, dem Absturz der Star Dust über den Anden.

Bei entsprechender Flugzeugausstattung können heutzutage mehrere Geschwindigkeiten angezeigt werden:
# die unkorrigierte relative Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft (IAS),
# die um den Instrumentenfehler korrigierte, kalibrierte Geschwindigkeit (englisch: Calibrated air speed, CAS),
# die zusätzlich um die Luftdichte in größerer Flughöhe korrigierte, wahre Geschwindigkeit (englisch: True air speed, TAS),
# die weiterhin noch um den Wind korrigierte Geschwindigkeit über Grund (englisch: Ground speed, GS),
# die Äquivalenzgeschwindigkeit (englisch: Equivalent air speed, EAS) als die um die Kompressibilität korrigierte wahre Geschwindigkeit.

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[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]

Jetstream

2010-04-18T18:54:39Z

Christian W.: /* Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung */

Ein '''Jetstream''' (engl.: jet stream, jet) bzw. '''Strahlstrom''' ist ein schmales Starkwindband im Bereich der oberen [[Troposphäre]] bis zur [[Stratosphäre]]. Jetstreams bilden sich infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregionen bzw. Hoch- und Tiefdruckgebieten und stellen die stärksten natürlich auftretenden Winde dar, wobei sie im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und stabil in ihrem Auftreten sind. Allgemeiner definiert handelt es sich um atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse (Jetachse) und Windspitzen von bis zu 150 m/s (540 km/h), wobei die Windgeschwindigkeit – sowohl vertikal als auch horizontal – mit zunehmender Entfernung zum Strömungszentrum rasch abfällt. Sie gehören näherungsweise zur Gruppe der geostrophischen Winde, bei welchen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und [[Corioliskraft]] herrscht.

== Entdeckungsgeschichte ==

Im späten 19. Jahrhundert gelangte man durch die Beobachtung von hochgelegenen Wolkenformationen zu dem Schluss, dass es in deren Umgebung starke Höhenwinde geben müsse. Diese konnten jedoch nur in sehr unregelmäßigen Abständen beobachtet werden, so dass ihre Regelmäßigkeit und vergleichsweise gleich bleibende Stärke noch nicht erkannt wurden. Diese Eigenschaften wurden erstmals bei der aus großer Höhe durchgeführten Bombardierung Japans durch B-29 Bomber und den damit einher gehenden Wetterbeobachtungen der Piloten deutlich. Bei vielen Flügen in westlicher Richtung traten hierbei Windgeschwindigkeiten in Gegenrichtung auf, die jenen der Flugzeuge entsprachen. Die Jetstreams spielen daher schon historisch sowohl in der Meteorologie als auch in der Luftfahrt eine entscheidende Rolle, wobei der Begriff des Jetstreams selbst aus dem Jahr 1944 stammt und sich hiernach schnell verbreitete. Die deutsche Bezeichnung Strahlstrom wurde bereits in den 1930er Jahren genutzt.

== Auftreten und Arten ==

Es gibt vier wesentliche Jetstreams, wobei man zwischen zwei verschiedenen Arten und ihrer jeweiligen Erdhalbkugel unterscheiden muss. Da sie in großen Höhen auftreten, werden sie in isobaren Höhenwetterkarten dargestellt bzw. ausgewertet.

* Der polare Strahlstrom (PFJ - '''Polarfrontjetstream''') verläuft je nach Großwetterlage zwischen 40° und 60° geographischer Breite im Bereich der 249- bis 300-hPa-Isobare im Verbund mit der oft bis zum Boden reichenden Polarfront. Er erreicht im Kernstrom, also seinem Zentrum, Geschwindigkeiten von 200 - 500 km/h (absolutes Maximum ~1970 in Japan 650 km/h) und stellt den wichtigsten Jetstream Strahlstrom dar, wobei er gerade auch für das europäische Wetter von maßgeblicher Bedeutung ist. Da sich in den mittleren Breiten aufgrund des Aufeinandertreffens von kalter Polarluft und gemäßigten wärmeren Luftmassen ein vergleichsweise starker horizontaler Temperaturgradient ausbildet, tritt der PFJ ganzjährig auf. Sein Maximum liegt jedoch im Winter, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede der Luft größer sind als im Sommer. Durch dynamische Effekte in der Erdatmosphäre tritt der Polarfrontjetstream nur in relativ kurzen Bändern von wenigen tausend Kilometern Länge auf.

* Der subtropische Strahlstrom (STJ - '''Subtropenjetstream''') ist ebenso ein Westwind Strahlstrom - Jetstream in der Nähe der Wendekreise bzw. der Subtropen, also im Bereich von 20° bis 30° geographischer Breite und im Bereich der 150 bis 200 hPa Isobare. Er tritt an der Obergrenze des abfallenden Astes der Hadley-Zelle auf, also über dem subtropischen Hochdruckgürtel, und entwickelt sich aus dem Antipassat. Der STJ ist schwächer als der PFJ und kommt oft nur in den jeweiligen Wintermonaten zur Ausbildung. Wie der PFJ ist er eng verknüpft mit einem großen horizontalen Temperaturgradienten, der sogenannten Subtropenfront, die sich jedoch im Gegensatz zur Polarfront im Allgemeinen nicht bis zum Boden ausdehnt. Obwohl er schwächer ist als der Polarfrontjetstream, zeigt er eine wesentlich größere Beständigkeit in Position und Intensität und erstreckt sich zudem geschlossen um den gesamten Globus.

Neben den bekannten großen Jetstreams gibt es aber auch noch
* den '''Tropical Easterly Jet''' (TEJ):
Er erstreckt sich ausgehend von der tibetischen Hochebene bis zur innertropischen Konvergenzzone (ITC) und ist hier vor allem als Höhenostwind bis in den Norden Afrikas wetterwirksam. Insbesondere handelt es sich also nicht um einen Westwind wie beim PFJ oder STJ, sondern um einen Ostwind. Seine stärkste Ausprägung erfährt er im Nordsommer, also während des indischen Sommermonsuns.
* die '''low altitude jets''':
Sie treten in der Nähe von Wirbelstürmen auf (low altitude = niedrige Höhe).
* den '''nocturnal jet''':
Ein nächtlicher low-altitude-Jetstream.
* '''stratosphärische''' bzw. '''mesosphärische Jetstreams'''
* Ein '''Supersturm''' ist eine Jetstreamverwirbelung aus einem polaren Strahlstrom (PFJ - Polarfrontjetstream)und einem subtropischen Strahlstrom (STJ - Subtropenjetstream).

== Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung ==

Die vergleichsweise starke [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] am Äquator sorgt hier für eine Erwärmung der bodennahen Luftmassen und eine positive Energiebilanz, während diese an den Polen aufgrund der Breitengradabhängigkeit der durch die Sonne bedingten Strahlungsenergie negativ ist. Es handelt sich folglich im bodennahen Bereich des Äquators um relativ warme Luftmassen, die im Vergleich zu den kälteren Luftmassen der Pole eine geringere Dichte besitzen. Die Luft der Troposphäre ist aufgrund dessen entlang der den ganzen Erdball umspannenden innertropischen Konvergenzzone (ITC) lockerer gepackt als an den Polen, was zur Folge hat, dass der vertikale Druckgradient wesentlich geringer ist als bei niedrigen Temperaturen und der Luftdruck daher langsamer mit der Höhe sinkt als südlich oder nördlich der ITC. Die Troposphäre kann unter anderem aufgrund dessen entlang des Äquators bis in eine Höhe von ungefähr 16 km reichen, während sie an den Polen nur eine durchschnittliche Mächtigkeit von 8 km erreicht. Diese Luftdichteverminderung am Äquator ist dabei mit einer relativen Druckerniedrigung und somit einem stabilen Tiefdruckgürtel verbunden, eben der schon angesprochenen [[inntertropischen Konvergenzzone]], wobei eine Unterscheidung zwischen ITC und Äquator nötig ist.

In der Höhe hingegen herrscht aufgrund des geringen Druckgradienten ein Hochdruckgebiet, weshalb man am Äquator zwischen Bodentief und Höhenhoch unterscheidet. Über den Polen sind die Luftmassen wesentlich dichter gepackt. Durch die geringe [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] ist die Luft hier kalt und lagert aufgrund der höheren Dichte schwerer auf der Erdoberfläche. Der Druckgradient ist hier folglich wesentlich stärker ausgeprägt und es existieren stabile Hochdruckgebiete am Boden. Man spricht deshalb von einem Bodenhoch und dementsprechend auch von einem Höhentief.

Die Luftdruck- bzw. Temperaturunterschiede zwischen dem Äquator und den Polen sind also thermisch bedingt. Sie resultieren aus der Breitenabhängigkeit der Sonneneinstrahlung, die sich rein geometrisch aus den verschieden großen Einfallswinkeln der Sonnenstrahlung ergibt. Der Antriebsmotor des entstehenden dynamischen Wetter- und Windsystems und somit auch der Jetstreams lässt sich demnach, trotz aller anderen Einflussfaktoren, in der Sonne finden.

===Druckgradientkraft===

Zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten stellt sich eine Ausgleichskraft ein, die man als Gradientkraft oder auch Druckgradientkraft bezeichnet. Im Bestreben, die Druck- bzw. Temperaturunterschiede auszugleichen, bewegt sich die Höhenluft, der Gradientkraft folgend, über die Breitengrade hinweg vom Höhenhoch des Äquators in Richtung des Höhentiefs der Pole, also vom Ort des höheren zum Ort des niedrigeren Druckes. Je stärker nun diese Druck- und Temperaturunterschiede sind, desto stärker ist auch die Gradientkraft und der aus ihr resultierende Wind. Diese Unterschiede sind nur selten, etwa bei tropischen Wirbelstürmen, groß genug, um die Luft in Nähe des Erdbodens ausreichend zu beschleunigen und führen hierbei auch meist nur zu Rotationsbewegungen, welche jedoch sehr unbeständig sind und aufgrund der fehlenden horizontalen Strömungsachse, trotz teilweise hoher Drehgeschwindigkeiten, keine Jetstreams darstellen. Jetstreams selbst können sich nur bei den mit der Höhe zunehmenden Druckunterschieden und ohne Reibungseinflüsse (Freie Atmosphäre) bilden. Die Druckunterschiede nehmen jedoch auch nahe der Tropopause bzw. in der Stratosphäre wieder stark ab. Dies erklärt, warum sich die sehr starken Jetstreams vor allem an scharfen Luftmassengrenzen entwickeln und zudem vertikal auf eine bestimmte Höhe begrenzt sind, im Endeffekt also die Erscheinungsform eines Windschlauches besitzen. Diese idealisierte Darstellung muss jedoch um den sogenannten Corioliseffekt erweitert werden.

===Corioliseffekt===

Bewegungen auf der Oberfläche einer sich drehenden Kugel können nur unter Berücksichtigung der Drehung eben jener Kugel betrachtet werden. Eine Verlagerung in oder entgegen der Drehrichtung tritt auf, weil zu unterschiedlichen Breitengraden eine unterschiedliche Umfangsgeschwindigkeit gehört. Es wird sozusagen die Umfangsgeschwindigkeit vom Startort zum Zielort mitgenommen. Dabei ist die Winkelgeschwindigkeit überall gleich. Durch die Differenz der Umfangsgeschwindigkeiten entsteht der Ablenkungseffekt, Coriolis-Effekt genannt. Dieser ist keine Kraft sondern ein Effekt, der bei Bewegungen auf rotierenden Kugeln auftritt, wenn sich während der Bewegung der Abstand zur Drehachse ändert.

Der Easterly Jet, welcher oberhalb der ITC auftritt, lässt sich mit dem Coriolis-Effekt sehr gut erklären. Die in den Gewittern heftig aufsteigenden Luftmassen nehmen ihre Umfangsgeschwindigkeit vom Boden mit in die Höhe, wo die (relativ zur Erdoberfläche) ruhende Luft eine höhere Umfangsgeschwindigkeit hat. Dadurch erfahren die aufsteigenden Luftmassen scheinbar eine Beschleunigung entgegen der Drehrichtung, also Richtung Westen. Das entspricht einem Ostwind, womit die Besonderheit des einzigen Jets mit Ostwind erklärbar ist. Diese Beschleunigung ist aber nur ein Effekt, denn nach Newton wird hierbei kein Körper beschleunigt, also wirken auch keine Kräfte. Die Bewegungen treten durch Veränderungen im Koordinatensystem auf. Man spricht auch von einer "Scheinkraft".

Die folgende Darstellung veranschaulicht die traditionelle Erklärung, welche nur die Erscheinungen und damit nicht die Ursachen betrachtet. Bewegen sich Luftmassen vom Äquator aus, entsprechend der Gradientkraft, zu den Polen hin, wird die [[Corioliskraft]] oder richtig gesagt der Corioliseffekt in Richtung der mittleren Breiten zunehmend stärker und lenkt die Winde in Bewegungsrichtung mehr und mehr nach Osten ab, bis sie schließlich - parallel zu den Breitengraden - zu einer sehr starken Westwindströmung, einem Jetstream, werden. Die [[Corioliskraft]] ist somit eine wesentliche Einflussgröße in Bezug auf die Entstehung und Erscheinung der Jetstreams, spiegelt jedoch im Gegensatz zur Gradientkraft keinen energetischen Antriebsmotor wider. Die Ablenkung der der Gradientkraft folgenden Winde wiederholt sich hierbei und resultiert zunächst im Subtropenjetstream und in höheren Breiten im Polarfrontjetstream. Die schematischen Darstellungen sind aufgrund dessen auch nicht vollständig und dienen lediglich der Veranschaulichung der Grundlagen. Der Einfluss der Erdrotation und die damit verbundene 'Mitnahme' der leichteren Luftteilchen in den oberen Atmosphärenschichten auf die Bildung von Jetstrams ist noch nicht geklärt. Ein solcher Einfluss lässt sich durch das häufige Auftreten von Jetstreams im Bereich des Wendekreises (verbunden mit den Luftströmungen von Süd nach Nord) logisch folgern.

===Auswirkungen auf Wetter und Klima===

Jetstreams sind maßgeblich für die Luftdruckverteilung und somit für die Ausbildung der Wind- und Luftdruckgürtel auf der Erde verantwortlich. Sie stellen also die wesentliche Ursache für die Wetterentwicklung und ein wichtiges Element für den globalen Wärmeübergang zwischen Tropen und Polen dar: Bei ausreichend großen Temperaturunterschieden der Luftmassen aus den Subtropen (z. B. Wüsten) und den Polen wird der Windstrom an der Polarfront stark abgelenkt, er mäandriert. Dies liegt in der höheren Dynamik der Polarfront begründet und wird durch kontinentale Hindernisse wie beispielsweise hohe Gebirgsketten (Himalaya und Rocky Mountains) noch wesentlich verstärkt. Dieser Effekt führt zur Ausbildung der sogenannten Rossby-Wellen, die in der oberen Abbildung vereinfacht blau dargestellt sind. Die Darstellung ist hierbei idealisiert, da die Faltung des Jetstreams in der Realität uneinheitlich ist und sich der Polarfrontjetstream auch nicht geschlossen um die gesamte Erde windet. Der Jetstream befindet sich außerdem zwischen warmer Luft mittlerer Breiten und kalter Luft höherer Breiten. Ein realistischeres und aktuelles Bild der mäandrierenden Bänder des PFJ ist in den Weblinks einsehbar.

Der Jetstream reißt zusätzlich die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den „Wellentälern“, sogenannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den „Wellenbergen“, so genannte Rücken) ausscheren. Zu beachten ist hierbei, dass lediglich der polare Strahlstrom zur Ausbildung von Rossby-Wellen tendiert und diese auch in der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, da sich auf der nördlichen Hemisphäre deutlich mehr kontinentale Hindernisse befinden.

== Bedeutung für die Luftfahrt ==

Besonders auf Linienflügen über größere Entfernungen, beispielsweise zwischen Nordamerika und Europa, ist der Effekt des Jetstreams deutlich spürbar. Da es sich um einen starken und recht verlässlichen Höhenwind handelt, können Flugzeuge ihn nutzen, um eine höhere Geschwindigkeit und auch einen niedrigeren Treibstoffverbrauch zu erreichen. Sowohl Flughöhen als auch Reiserouten werden deshalb an den Verlauf des Jetstreams so angepasst, dass man ihn als Rückenwind nutzen oder als Gegenwind meiden kann. Er ist also unter anderem dafür verantwortlich, dass Flughöhen von 10 bis 12 Kilometer, je nach Höhe des Jetstreams, und Reiserouten weit abseits einer direkten „Luftlinie“ favorisiert werden. Bei einem Flug über den Atlantik nach Europa beispielsweise verläuft die Route abseits der Orthodrome (Großkreise), was eine Zeitersparnis von mehreren Stunden nach sich ziehen kann. Daraus leiten sich jedoch auch negative Effekte auf die Navigation und Flugsicherung ab.

Eine weitere interessante Anwendung der Jetstreams ergibt sich für die Ballonfahrt. Japan konnte nur unter Ausnutzung dieser Streams am Ende des Zweiten Weltkriegs das amerikanische Festland mit sprengstoffführenden Ballons angreifen und auch die Ballon-Weltumrundung von Bertrand Piccard war ebenfalls nur durch diese überhaupt erst möglich.

Die den Jetstreams folgenden Turbulenzgebiete und daraus folgenden Belastungen haben erhebliche Auswirkungen auf die Stabilität eines Flugzeugs und vieler seiner Bauteile und damit letztlich auf die Sicherheit des Fliegens. Besonders Teile der Flügel und ihrer Anschlüsse an den Rumpf werden dort starken Kräften ausgesetzt.

Fluggeschwindigkeiten wurden und werden in der Luftfahrt typischerweise zunächst nur als Staudruck über ein Pitotrohr gemessen. Ein Gegenwind wird nicht angezeigt, da nur die unkorrigierte Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft gemessen wird. Nun kann eine hohe angezeigte Fluggeschwindigkeit (engl. Indicated Air Speed, IAS) zu einer geringen Geschwindigkeit über Grund (engl. Ground speed, GS) führen, welche früher mangels anderer Messmethoden unter Umständen nicht bemerkt wurde. Dies führte vermutlich auch zu einem der mysteriösesten Unfälle der frühen Luftfahrtgeschichte, dem Absturz der Star Dust über den Anden.

Bei entsprechender Flugzeugausstattung können heutzutage mehrere Geschwindigkeiten angezeigt werden:
# die unkorrigierte relative Geschwindigkeit gegenüber der umgebenden Luft (IAS),
# die um den Instrumentenfehler korrigierte, kalibrierte Geschwindigkeit (englisch: Calibrated air speed, CAS),
# die zusätzlich um die Luftdichte in größerer Flughöhe korrigierte, wahre Geschwindigkeit (englisch: True air speed, TAS),
# die weiterhin noch um den Wind korrigierte Geschwindigkeit über Grund (englisch: Ground speed, GS),
# die Äquivalenzgeschwindigkeit (englisch: Equivalent air speed, EAS) als die um die Kompressibilität korrigierte wahre Geschwindigkeit.

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[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]

Stratosphärisches Ozon und Klimawandel

2010-04-18T18:52:34Z

Christian W.:

[[Bild:ozonKlimafolgen.gif|thumb|420 px|Klimafolgen der stratosphärischen Ozonabnahme]]

Die Beziehungen zwischen Klima und stratosphärischem [[Ozon]] sind sehr komplex. Es lassen sich grob drei Aspekte unterscheiden:
# ein Einfluss troposphärischer Klimaänderungen auf die klimatischen Bedingungen in der Stratosphäre und in der Folge auf die stratosphärische Ozonveränderung,
# ein Einfluss der stratosphärischen Ozonveränderung auf das stratosphärische Klima mit Rückwirkungen auf die Ozonveränderung selbst,
# ein Einfluss der stratosphärischen Ozonveränderung auf das troposphärische Klima.

== Einfluss troposphärischer Klimaänderungen ==

Auf den Einfluss des anthropogenen Klimawandels auf die Ozonzerstörung in der [[Stratosphäre]] wurde bereits an verschiedenen Stellen eingegangen. Die Erwärmung in den unteren Schichten der [[Aufbau der Atmosphäre|Atmosphäre]] durch die Emission von [[Treibhausgase]]n hat eine Abkühlung in der [[Stratosphäre]] zur Folge. Insbesondere [[Kohlendioxid]] absorbiert Wärme[[strahlung|strahlung]] sehr stark bereits in der unteren Troposphäre, wodurch nur noch ein geringer Teil davon die Stratosphäre erreicht. Diese Abkühlung fördert die Ozonzerstörung über den Polen durch die Bildung von PSC und begünstigt die Chlorchemie im allgemeinen. Die globale Erwärmung hat außerdem Auswirkungen auf die atmosphärische Dynamik, die allerdings noch wenig geklärt sind. So könnte es z.B. auf der Nordhalbkugel zu einer Verstärkung der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation (NAO)]] bzw. der [[Arktische Oszillation|Arktischen Oszillation (AO)]] und zur Abschwächung von planetaren Wellen kommen, wodurch im Winter das Eindringen wärmerer und ozonreicherer Luft in die polare Stratosphäre geschwächt würde. Auch auf der Südhalbkugel könnte durch Veränderungen der atmosphärischen Zirkulation (hier der Antarkischen Oszillation AAO) die klimatische Isolation der Stratosphäre über der Antarktis verstärkt werden. Insgesamt verstärkt die globale Erwärmung die Ozonzerstörung und wird die Wiederherstellung der Ozonschicht nach einer deutlichen Reduzierung der stratosphärischen Chlor- und Bromkonzentration verzögern.

== Einfluss auf das stratosphärische Klima ==
[[Bild:Stratosphaeretemp.gif|thumb|420 px|Temperaturveränderung der unteren Stratosphäre 1958-2000 (die senkrechten Pfeile markieren klimawirksame [[Vulkanismus|Vulkanausbrüche]])]]
Das stratosphärische Ozon absorbiert nicht nur die kurzwellige Solarstrahlung, sondern ist darüber hinaus in der Stratosphäre wie in der Troposphäre ein Treibhausgas. Jede Veränderung in der Ozonmenge wirkt sich daher auch auf die Temperaturen in der Stratosphäre aus. Ein Ozonverlust in der Stratosphäre hat wie die Zunahme von Kohlendioxid in der Troposphäre eine Abkühlung der Stratosphäre zur Folge. Dieser Abkühlungseffekt ist in der unteren Stratosphäre (bei ca. 15 km Höhe) sogar stärker als der durch die Zunahme der troposphärischen [[Treibhausgase]] und wird für die Zeit von 1979 bis 1991 auf -0,5 °C pro Dekade geschätzt. In der oberen Stratosphäre spielt dagegen die Wirkung der [[Treibhausgase]] die dominierende Rolle für die dort deutlich stärkere Abkühlungstendenz von -0,8 °C pro Dekade in 20-35 km und -2,5 °C pro Dekade bei 50 km Höhe.<ref>IPCC (2001): Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of the Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge and New York, 2.2.4</ref>

Die Abkühlung der Stratosphäre durch Ozonabnahme ist dort am größten, wo der Ozonverlust am stärksten ist, d.h. über den Polen. So hat die Temperatur in den höheren Breiten der Südhalbkugel in den 30 Jahren von 1969-1998 um 6 °C bei ca. 18 km Höhe abgenommen. Die untere polare Stratosphäre hat sich im Oktober-November seit 1985 sogar um 10 °C abgekühlt.<ref>Thompson, D.W.J., and S. Solomon (2002): Interpretation of Recent Southern Hemisphere Climate Change, Science 296, 895-899</ref> Diese Temperaturveränderungen haben auch Auswirkungen auf die atmosphärische Dynamik. So ist eine deutliche Verstärkung des polaren Vortex festgestellt worden und eine Verschiebung des Zeitpunkts seines Zusammenbruchs vom frühen November während der 1970er Jahrre auf den späten Dezember in den 1990er Jahren. Durch diesen positiven Rückkopplungseffekt verstärkt der Ozonverlust die Bedingungen für die Ozonvernichtung.

== Auswirkungen auf das troposphärische Klima ==
[[Bild:StrahlungsantriebTreibhausgase.gif|thumb|420 px|Die Strahlungswirkung der stratosphärischen Ozonabnahme im Vergleich zur Zunahme der Strahlungswirkung der langlebigen [[Treibhausgase]] und des troposphärischen Ozons]]
Entgegen einer in der Öffentlichkeit verbreiteten Vorstellung führt die Ozonabnahme in der Stratosphäre nicht zu einer Erwärmung in den bodennahen Luftschichten und ist schon gar nicht Ursache für den menschengemachten [[Treibhauseffekt]]. Das Gegenteil ist der Fall: Die stratosphärische Ozonabnahme hat in der unteren Troposphäre eine - wenn auch geringfügige - Temperaturabnahme zur Folge. Zwar gelangt durch die stratosphärische Ozonabnahme mehr UVB-Strahlung in die bodennahe Luftschichten und auf die Erdoberfläche. Dieser Effekt ist jedoch sehr geringfügig und wird übertroffen von der Abnahme der Wärmestrahlung aus der Stratosphäre Richtung untere Troposphäre durch den Ozonverlust. Während die Ozonzunahme in der Troposphäre den natürlichen Treibhauseffekt verstärkt und zur globalen Erwärmung beiträgt, verringert die Ozonabnahme in der Stratosphäre den Treibhauseffekt.

== Regionale klimatische Auswirkungen ==

Neben diesem sehr allgemeinen Effekt wirkt sich die stratosphärischen Ozonabnahme in der Troposphäre aber auch regional aus. Die Verstärkung des polaren Vortex durch die Ozonzerstörung im Frühjahr der Südhalbkugel wird mit 1-2 Monaten Verzögerung auch auf die troposphärische Zirkulation übertragen. Die das außertropische Klima in den höheren Breiten der Südhemisphäre stark beeinflussenden zirkumpolaren Westwinde (bzw. Antarktische Oszillation, AAO), die vergleichbar mit der AO bzw. NAO sind, zeigen infolgedessen in den Sommermonaten Dezember und Januar eine besonders starke Intensität. Dadurch kommt es zu einer Abkühlung über der Antarktis, mit Ausnahme der westantarktischen Halbinsel, wo die starken Westwinde den Abfluss der polaren Kaltluft aus dem Inneren der Antarktis einschränken. So wurden an den Stationen der Ostantarktis von 1979 bis 2000 eine Abkühlung um -1,1 °C und über der antarktischen Halbinsel eine Erwärmung um 1,4 °C gemessen, die nicht allein, aber in hohem Maße auf die Verstärkung des Polarwirbels und der Antarktische Oszillation zurückzuführen sind.<ref>Thompson, D.W.J., and S. Solomon (2002): Interpretation of Recent Southern Hemisphere Climate Change, Science 296, 895-899</ref> Die innerantarktische Abkühlung ist außerdem auch eine Folge der geringeren langwelligen Strahlung aus der Stratosphäre, die aus der stratosphärischen Ozonabnahme folgt. Eine Modellstudie konnte auch quantitativ zeigen, dass die Verstärkung der zirkumpolaren Strömung vor allem durch die Ozonzerstörung in der Stratosphäre hervorgerufen wird, daneben aber auch durch die Zunahme von [[Treibhausgase]]n.<ref>
Gillett, N.P., and D.W.J. Thompson (2003): Simulation of Recent Southern Hemisphere Climate Change, Science 302, 273-275</ref> Ähnliche Folgen zeigen Modellrechnungen auch für die polaren Breiten der Nordhalbkugel. Allerdings sind hier die Veränderungen aufgrund der geringeren Ozonabnahme weniger stark und wegen der höheren Variabilität der nordhemisphärischen Zirkulation weniger eindeutig bestimmten Ursachen zuzuordnen.<ref>Kindem, I.T., and B. Christiansen (2001): Tropospheric Response to Stratospheric Ozone Loss, Geophys. Res. Lett. 28 , 1547-1550</ref>
Die Verstärkung der Zirkulation um die Antarktis hat zudem eine Verringerung des Niederschlags zwischen 35° und 50° S zur Folge. So haben sich die Winterniederschläge im südwestlichen Westaustralien in den letzten 50 Jahren um 15-20 % reduziert. Unmittelbare Ursache ist eine Südverschiebung der niederschlagsbringenden Zyklonen. Der Anteil der stratosphärischen Ozonabnahme und des polaren Vortex an diesen Veränderungen zeigt die Bedeutung der Stratosphäre auch für das Klima in Bodennähe. Offensichtlich ist aber auch die globale Erwärmung daran beteiligt.<ref>Karoly, D.J. (2003): Ozone and Climate Change, Science 302, 236-237</ref>

== Siehe auch ==

* [[Troposphärisches Ozon]]
* [[Aufbau der Atmosphäre]]
* [[Stratosphärisches Ozon]]
* [[Ozonabbau in der Stratosphäre]]
* [[Ozonabbau über der Arktis]]
* [[Ozonloch über der Antarktis]]

== Einzelnachweise ==

<references/>

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[[Kategorie:Ozon]]

Stratosphärisches Ozon

2010-04-18T18:51:56Z

Christian W.: /* Verteilung von stratosphärischem Ozon */

== Entstehung von stratosphärischem Ozon ==

[[Bild:ozonprofil.gif|thumb|420 px|Vertikale Verteilung des Ozons und Veränderung der Temperatur. Die schwarzen Pfeile deuten Veränderungstrends durch den anthropogenen Einfluss an.]]

Das [[Ozon]] in der [[Stratosphäre]] hat für das Leben auf der Erde eine elementare Bedeutung. Es verhindert, dass die harte und sehr energiereiche UV-B-Strahlung der Sonne (im Wellenlängenbereich zwischen 280 und 320 nm), die die Zerstörung von Biomolekülen wie DNA und Proteinen bewirken kann, ungehindert in die [[Atmosphäre]] dringt. Gefährdet durch UV-B sind besonders Pflanzen und der Mensch, während viele Tiere durch Felle und Federn sowie eine nächtliche und verborgene Lebensweise geschützt sind. Beim Menschen kann eine erhöhte UV-B-Strahlung Hautkrebs hervorrufen und das Immunsystem schwächen. Auch das Leben im Ozean ist je nach Tiefe und Wassertrübung betroffen. Im offenen Ozean, der normalerweise nur eine geringe Trübung aufweist, kann die UV-B-Strahlung bis in eine Tiefe von 20 m vordringen. In Küstennähe ist die Eindringtiefe dagegen wegen des stärkeren Stoffeintrags wesentlich geringer. Besonders gefährdet ist im Meer das empfindliche Phytoplankton, das in aquatischen Ökosystemen die Grundlage der Nahrungskette bildet. Der Lebensraum des Phytoplanktons befindet sich nahe der Wasseroberfläche, wo noch ausreichend sichtbares Licht zur Photosynthese zur Verfügung steht.

Aufgrund der [[Absorption]] von kurzwelliger und langwelliger Strahlung hat das stratosphärische Ozon auch einen wichtigen Einfluss auf die vertikale Temperaturverteilung. Während in der Troposphäre die Temperatur von 15 °C am Boden auf weniger als -50 °C an der Tropopause abnimmt, hat die Absorption von Strahlung durch Ozon eine deutlich Erwärmung bis zu 0 °C in 50 km Höhe zur Folge. Eine wichtige Konsequenz ist eine hohe dynamische Stabilität der Stratosphäre und die Begrenzung stärkerer vertikaler Luftbewegungen im wesentlichen auf die Troposphäre.

Ozon entsteht in der Stratosphäre durch die Verbindung eines Sauerstoffatoms (O) mit einem Sauerstoffmolekül (O2). Das Sauerstoffatom geht in der Stratosphäre vor allem über den Tropen aus der Zerstörung von Sauerstoffmolekülen durch ultraviolette Strahlung hervor (Photolyse): 
:'''O2 + ''hv'' -> O + O'''
:'''O + O2 -> O3''' (2x)
In der unteren Stratosphäre entsteht Ozon auch durch die Photolyse von Stickstoffdioxid:
:'''NO2 + ''hv'' -> NO + O'''
:'''O + O2 -> O3'''
Das stratosphärische Ozon wird durch ultraviolette Strahlung auch wieder in ein Sauerstoffatom und ein Sauerstoffmolekül abgebaut:
:'''O3 + ''hv'' -> O2 + O'''

Daneben spielen katalytische Reaktionen mit natürlichen Radikalen wie Stickstoffmonoxid (NO), Chlor (Cl), Brom (Br) u.a. eine Rolle, die in der Stratosphäre unter Einwirkung von UV-Strahlung aus ursprünglich troposphärischen Spurengase wie [[Lachgas]] (N2O), [[Methan]] (CH4) und Methylchlorid (CH3Cl) entstehen. Entstehung und Zerstörung von Ozon halten sich in natürlichen Prozessen über längere Zeiträume gesehen weitgehend die Waage. Über Perioden von einigen Jahren hingegen kann das Ozongleichgewicht auch durch Schwankungen der [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] oder durch [[Vulkanismus|Vulkanausbrüche]] gestört werden.

== Verteilung von stratosphärischem Ozon ==

[[Bild:Ozonverteilung.gif|thumb|400 px|Entstehung und Transport von stratospärischem Ozon]]
[[Bild:Zirkulation der Stratosphaere.gif|thumb|400 px|Zirkulation der Stratosphäre]]
[[Bild:Jahresgang-ozon.gif|thumb|400 px|Jahresgang des Gesamtozons in der Nordhemisphäre]]

Die vertikale Ozonverteilung in der Atmosphäre ist sehr ungleich. Nur 10% des Ozons befinden sich in der Troposphäre, 90% dagegen in der Stratosphäre, d.h. in einer Höhe von 12 bis 50 km. 75% der gesamten Ozonmenge sind dabei allein auf den Höhenbereich 15-30 km konzentriert und bilden hier die sogenannte Ozonschicht. Aber auch horizontal ist die Ozon-Verteilung zwischen dem Äquator und den Polen sehr unterschiedlich. Verantwortlich für die horizontale Ozonverteilung sind sowohl Strahlungsvorgänge wie dynamische Prozess. Während das Ozons aufgrund der höheren [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] vor allem beiderseits des Äquators gebildet wird, findet sich die Hauptmenge des Ozons in höheren Breiten. So sind beiderseits des Äquators nur ca. 280 DU (Dobson-Einheit: 1 DU = 2,7 x 1016 O3-Moleküle/cm2) zu finden, bei 60°N und 60°S aber über 400 bzw. 360 DU.

Der Grund für die geographische Ozonverteilung liegt in der stratospärischen Zirkulation. Der mittlere meridionale Luftmassentransport in der Stratosphäre wird durch die Brewer-Dobson-Zirkulation bestimmt (weiß-blaue Pfeile). Sie besteht aus einem aufsteigenden Ast beiderseits des Äquators, der durch die hochreichende tropische [[Konvektion]] angetrieben wird, und einem absteigenden Ast über den Polen, der durch die Strahlungsabkühlung verursacht wird. Der polare Abkühlungsvorgang, der in der Winterhemisphäre stärker als in der Sommerhemisphäre ausgebildet ist, ist dabei der eigentliche Motor der Brewer-Dobson-Zirkulation. Er ist entscheidend daran beteiligt, dass ozonreiche Luft aus den tropischen Entstehungsgebieten Richtung Pol transportiert wird. Im Winterhalbjahr sinkt stratosphärische Luft über dem Pol bis in die Troposphäre ab und erzeugt einen stationären Polarwirbel. Der Polarwirbel bildet in 15-30 km Höhe eine Transportbarriere (grüner, vertikaler Balken) für meridionale Strömungen. Über turbulente Austauschprozesse wird Luft auch in mittleren und höheren Breiten über die Tropopause transportiert (rote Pfeile), ähnlich auch meridional in der Stratosphäre selbst.

Da Bildung und Zerstörung von Ozon stark von der [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] und der Transport von jahreszeitlich schwankenden Wetterregimen abhängen, unterliegt die stratosphärische Ozonkonzentration auch jahreszeitlichen Schwankungen. So zeigen sich auf der Nordhalbkugel polwärts von 60°N aufgrund der höheren Transportdynamik Höchstwerte von über 400 DU im Nordfrühjahr, während das Ozon im Spätsommer auf 300 DU fällt.

Hinzu kommt, dass das Gesamtozon auch von Jahr zu Jahr deutlich schwanken kann. Besonders ausgeprägt sind diese Schwankungen nördlich 50°N in den Wintermonaten. Im Winter ist in höheren Breiten der stratosphärische Ozongehalt weitgehend von der Zufuhr aus niederen Breiten abhängig, da die photolytische Bildung wegen abnehmender oder fehlender Sonneneinstrahlung fast oder ganz zum Erliegen kommt. Die hohen winterlichen Temperaturunterschiede zwischen Pol und Tropen verstärken die großräumige atmosphärische Zirkulation. Als Folge sind troposphärische und stratosphärische Zirkulation enger gekoppelt als im Sommer. In Abhängigkeit von den planetaren Wellen in den mittleren Breiten kann die winterliche Zirkulation stärker zonal oder deutlicher meridional ausgerichtet sein. Planetare Wellen sind weiträumige Wellenbewegungen der Atmosphäre, die durch Gebirge, Temperaturgegensätze (z.B. zwischen Land und Meer) oder Tiefdruckzellen in der Troposphäre angeregt werden. Ihre Ausprägung hängt außerdem von der [[Arktische Oszillation|Arktischen (AO)]] bzw. [[NAO|Nordatlantischen Oszillation (NAO)]] ab. Eine starke AO führt zu schwachen planetaren Wellen, da sie die Luftströmungen auf einen zonalen Weg zwingt, eine schwache AO entsprechend zu starken planetaren Wellen. Bei starken planetaren Wellen ist die winterliche Zirkulation stärker meridional ausgerichtet, was einen stärkeren Ozontransport in Richtung Pol ermöglicht. Bei einer stark zonalen Ausrichtung wird nur wenig ozonreiche Luft Richtung Winterpol transportiert.<ref>Weber, M., S. Dhomse, F. Wittrock, A.s Richter, B.-M. Sinnhuber und J. Burrows (2003): Der Einfluss der Dynamik auf den Ozontransport und die Ozonchemie in hohen Breiten, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 93</ref>

== Abbau von stratosphärischem Ozon ==
* ''Hauptartikel: [[Ozonabbau in der Stratosphäre]]''

Seit Ende der 1970er Jahre wird das Gleichgewicht zwischen Ozonbildung und Ozonabbau zunehmend durch menschliche Einflüsse gestört. Ursache ist die anthropogene Emission von halogenierten Kohlenwasserstoffen (FCKW), die Chlor und Brom enthalten. FCKW-Moleküle gelangen erst nach mehreren Jahren bis in die Stratosphäre. Sie werden dort durch die starke UV-Strahlung der Sonne zerstört, wobei Chlor (bzw. Brom) frei wird, das dann die Ozonmoleküle angreift. Die Ozonabnahme ist in der gesamten Stratosphäre nachweisbar. Über den Polen ist sie jedoch am ausgeprägtesten. Die besonders starke Abnahme der Ozonkonzentration im Süd-Frühjahr über dem Südpol wird als [[Ozonloch über der Antarktis|Ozonloch]] bezeichnet.

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Siehe auch ==
* [[Troposphärisches Ozon]]
* [[Aufbau der Atmosphäre]]
* [[Ozonloch über der Antarktis]]
* [[Ozonabbau über der Arktis]]
* [[Stratosphärisches Ozon und Klimawandel]]

== Weblinks ==
* [http://www.esrl.noaa.gov/gmd/dv/spo_oz/ South Pole Ozone Hole] Visualisierung von Daten zum Ozon über der Antarktis

{{CC-Lizenz}}
[[Kategorie:Ozon]]

Passat

2010-04-18T18:50:13Z

Christian W.: /* Verschiebungen im Jahresverlauf */

[[Bild:ITC.jpg|thumb|300px|Die Innertropische Konvergenzzone]]
Ein Passat ist ein mäßig starker und sehr beständiger Wind, der in [[Tropen|tropischen]] Seegebieten bis zu etwa 23,5° geographischer Breite rund um den Erdball auftritt. Man unterscheidet hierbei zwei Passate mit unterschiedlichen Hauptwindrichtungen:

* Nordost-Passat auf der Nordhalbkugel
* Südost-Passat auf der Südhalbkugel

Die Richtung, aus der ein Wind weht, verleiht ihm den Namen. Der Nordost-Passat weht also aus nordöstlicher, der Südostpassat aus südöstlicher Richtung.

Zwischen den Passatzonen liegt die [[Innertropische Konvergenzzone|innertropische Konvergenzzone]], in der der Wind meist schwach und aus unterschiedlichen Richtungen weht (siehe [[Walker-Zirkulation]]).

Der Passat ist meist ein trockener Wind, doch kann er je nach Beschaffenheit der überstrichenen Erdoberfläche auch andere Eigenschaften haben. Weht er über Wasserflächen, kann er viel Feuchtigkeit aufnehmen und bringt als auflandiger Wind den Küstengebieten hohe Niederschläge. Überstreicht er jedoch große Landmassen, bleibt sein Feuchtigkeitsgehalt sehr gering und er verursacht trockenes Klima.

== Entstehung der Passatwinde: Grundprinzipien ==

Äquatornah steht die Sonne tagsüber höher (bis zu 90° Einstrahlungswinkel, d. h. Stand im Zenit) und erwärmt dadurch die Luft über dem Boden sehr stark, obwohl die Tage nur 12 bis maximal 13,5 Stunden lang sind. Die erwärmte Luft verliert an Dichte und steigt auf, wodurch darunter (entlang der so genannten innertropischen Konvergenzzone - ITC) über dem Erdboden eine „Tiefdruckrinne“ entsteht.

Beim Aufsteigen kühlt sich die Luft [[Adiabatische Prozesse|adiabatisch]] ab, so dass Wasser kondensiert (Wolkenbildung) und oft heftige Gewittergüsse niedergehen. Über die Verdunstung am Boden und die Kondensation in der Höhe, die Wärme freisetzt, wird zusätzliche Wärmeenergie von der Erdoberfläche in die Höhe befördert. An der Tropopause (in etwa 15–18 Kilometer Höhe) strömt die Luft nach Norden und Süden vom Äquator weg. Dabei kühlt die Luft zwar weiter ab, bleibt aber im Vergleich zu den Luftmassen der höheren Breiten dennoch relativ warm. Durch die Temperaturschichtung von der sehr warmen, aus der ITC stammenden Luft über der vergleichsweise weniger warmen Luft der höheren Breiten entsteht die stabile Passatinversion, die den vertikalen Luftaustausch weitgehend verhindert. Bei der Bewegung polwärts werden die Luftmassen auf einen engeren Raum zusammengedrängt, weil sich die Meridiane vom Äquator bis zu den Polen einander immer weiter annähern (zum Vergleich: Abstand zweier Meridiane am Äquator rund 111 km, beim 30. Breitengrad rund 96 km). Diese räumliche Einengung drängt auch die Luftmassen zusammen und zwingt sie näher Richtung Boden. Ein Großteil der polwärts strömenden Luftmassen sinkt im Bereich um ca. 30° Nord bzw. 30° Süd ab. Dadurch entstehen in diesen Regionen stabile Hochdruckgebiete. Beim Absinken erwärmt sich die Luft.

Die aus dem Hochdruckgebiet ausströmende Luft folgt nun wieder dem Luftdruckgefälle, Hauptströmungen wehen daher zur Äquatorialen Tiefdruckrinne. Diese Winde sind relativ stabil, jedoch werden sie aufgrund der Erdrotation zu leicht östlichen Winden abgelenkt, nämlich auf der Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links. So entstehen die Nordost- respektive Südost-Passate, die sich allerdings im Jahreslauf verändern (siehe unten). Diese Winde sind in ihrer Richtung, Stärke und in Temperatur- und Niederschlagsverhältnissen so charakteristisch, dass sie schon früh namentlich bezeichnet und ihre Entstehung untersucht wurden.

Das Zusammenströmen der Passate gibt der Innertropischen Konvergenzzone ihren Namen.

== Verschiebungen im Jahresverlauf ==

Aufgrund der Schiefe der Ekliptik verändert sich der Zenitalstand der Sonne im Jahreslauf. Diese veränderlichen Strahlungsverhältnisse verlagern die ITC und mit ihr das Windsystem der Passatzirkulationen je nach Jahreszeit nach Norden oder Süden. Dadurch geraten viele tropische Regionen im Jahresverlauf regelmäßig unter den Einfluss unterschiedlicher Winde bzw. Passate. Wechselt der Passat jahreszeitlich bedingt stark die Richtung, so wird er als Monsun bezeichnet.

Der Verlauf der Innertropischen Konvergenzzone kann jedoch aufgrund der Verteilung von Land und Wasser bzw. deren unterschiedlichen Erwärmungsverhaltens beeinflusst werden, über Nordpakistan verlagert sich die Innertropische Konvergenzzone im Nordsommer sogar bis über 35° N hinaus.

Ein Wechsel der Niederschlagseigenschaften des Passats ist z. B. am Golf von Guinea in Westafrika zu beobachten, wo der Wind jahreszeitlich bedingt die Richtung ändert. Die Regenzeit der Monate Mai bis Juli verdanken die Küstenregionen hauptsächlich dem Südostpassat, der freilich beim Übertritt auf die Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts abgelenkt und damit zum Südwestmonsun wird. Dieser Wind bringt hier reichlichen Niederschlag, da er zuvor über dem Golf von Guinea Feuchtigkeit aufnehmen konnte. Während der übrigen Monate weht in den meisten dieser Regionen jedoch der Nordost-Passat aus den Trockengebieten Nordafrikas und Asiens.

Geschichte der Passate Die Passatzirkulation, also die die Passatwinde umfassende erdumspannende Luftströmungen. Sie wurden erstmals 1735 von George Hadley sachlich richtig beschrieben, rund einhundert Jahre bevor Gaspard Gustave de Coriolis die [[Corioliskraft]] allgemeiner als Ursache der Bewegungsablenkung erkannte. Die Corioliskraft bewirkt dass die Passate eine besonderer Richtung folgen. Das Luftkreislaufsystem („Zirkulationssystem“), dem die Passate entspringen, wird daher Hadley-Zelle genannt.

== Bedeutung für die Schifffahrt ==

Wegen der Beständigkeit wurde und wird er von Segelschiffen zur zügigen Überquerung der Ozeane genutzt. Das traf in besonderem Maße zur Zeit der Segelschiffe zu, die aufgrund von Rahsegeln schlecht gegen den Wind kreuzen konnten und stattdessen bei achterlichen Winden (Rückenwind) deutlich höhere Geschwindigkeiten erzielten. Aber auch heute noch planen viele Segelschiffe und -boote wegen der Passatregionen mit relativ vorhersagbaren Windrichtungen oft „Umwege“ ein, die zwar die zu segelnde Strecke verlängern, aber durch die Ausnutzung der Passatwinde dennoch die Überfahrten verkürzen.

Der Nordost-Passat machte auch den Atlantischen Dreieckshandel der frühen Neuzeit möglich. Europäische Segelschiffe segelten an der afrikanischen Westküste nach Süden, bis sie auf den Nordost-Passat trafen, der sie nach Westen trieb. Dort nutzten sie die Meeresströmungen, um aus dem Golf von Mexiko nach Norden zu kommen, von wo die Westwinde der Nordhalbkugel sie wieder nach Europa zurückbrachten.
== Siehe auch ==
* [[Innertropische Konvergenzzone]]
* [[Atmosphärische Zirkulation]]
* [[Walker-Zirkulation]]

== Unterricht ==
* [http://www.educ.ethz.ch/lehrpersonen/geographie/unterrichtsmaterialien_geo/klimatologie_meteorologie/passatkreislauf/index Passatkreislauf] Unterrichtseinheit für die 9. Klasse (ETH Zürich)

==Lizenzhinweise==
{{Vorlage:Lizenzhinweis}}

[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]

Starkniederschläge und Hochwasser

2010-04-18T18:49:11Z

Christian W.: /* Veränderung des Wasserkreislaufs */

== Definition Starkniederschlag ==

Im Allgemeinen kann Starkniederschlag als selten auftretender [[Niederschlag]] mit zerstörerischer Wirkung (z.B. Überflutungen) bezeichnet werden. Es gibt jedoch feste Definitionen hierfür. Diese sind abhängig von der jeweiligen Fragestellung. Bei der Wettervorhersage hat zum Beispiel der Deutsche Wetterdienst (DWD) die Warnkriterien für Starkniederschlag auf Niederschlag von 25 mm in einer Stunde und 35 mm in 6 Stunden festgelegt.<ref>Deutscher Wetterdienst - Warnkriterien [[http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_windowLabel=T14600649251144330032285&_urlType=action&_pageLabel=_dwdwww_wetter_warnungen_warnungen&WEEKLY_REPORT_VIEW=false&TIME=x&SHOW_HEIGHT_SEL=true&MAP_VIEW=true&STATIC_CONTENT_ID=22&MOVIE_VIEW=false&TABLE_VIEW=false&HEIGHT=x&SHOW_TIME_SEL=true&STATIC_CONTENT_VIEW=true&WARNING_TYPE=0&REPORT_VIEW=false&LAND_CODE=DE]]</ref> In der Klimaforschung wird hingegen meist der Tagesniederschlag betrachtet. Hier werden dann wieder Schwellwerte definiert, bei deren Überschreitung man von Starkniederschlag spricht. Für die Festlegung dieser Schwellwerte gibt es unterschiedliche Ansätze. Einige Wissenschaftler definieren einen festen Schwellwert (z.B. 30 mm, 50,8 mm oder 101,6 mm pro Tag)<ref>Groisman, P.Y., T.R. Karl, D.R. Easterling, R.W. Knight, P.F. Jamason, K.J. Hennessy, R. Suppiah, C.M. Page, J. Wibig, K. Fortuniak, V.N. Razuvaev, A. Douglas, E. Føtland and P.-M. Zhai (1999): Changes in the probability of heavy precipitation: Important indicators of climate change, Climate Change 42: 243-283 </ref>, welcher mehr oder weniger willkürlich festgelegt wird. Andere nehmen die größten 5% der Tagesniederschläge einer Periode (z.B. 30 Jahre). Eine ähnliche Definition ist die der Wiederkehrrate. Hierbei richtet sich der Schwellwert nach einer Tagesniederschlagsmenge, welche nur in bestimmten Abständen verzeichnet wird, z.B. einmal in 5 Jahren. Alle vorher genannten Definitionen basieren nur auf den gemessen Daten. Es gibt aber auch statistische Ansätze, bei der zuerst die statistische Verteilungsfunktion des Niederschlags bestimmt wird und dann die größten 5% dieser Verteilungsfunktion als Starkniederschlag definiert werden.

[[Bild:Wasserkreislauf.gif|thumb|320 px|Durch die zunehmende Konzentration von Treibhausgasen wird die Atmosphäre erwärmt. Dadurch erhöhen sich die Verdunstung und die atmosphärische Wasserdampfkapazität. Die Folgen sind einerseits [[Dürren]] und andererseits mehr Wasserdampf in der Atmosphäre und stärkere Niederschläge.]]

== Veränderung des Wasserkreislaufs ==

Einige Beispiele der jüngsten Zeit wie die Winterhochwasser in Süddeutschland oder die Sommerfluten in Mitteleuropa legen die Annahme nahe, dass es in einem wärmeren Klima zu stärkeren [[Niederschlag|Niederschlägen]] und Hochwasserereignissen kommen kann. Rein physikalische Überlegungen sprechen dafür, dass bei einer globalen Erwärmung in einigen Gebieten die Niederschläge und vor allem die Starkniederschläge zunehmen werden, in anderen allerdings Trockenheit und [[Dürren]]. Höhere [[Lufttemperatur|Lufttemperaturen]] haben zwei entscheidende Folgen:
# eine Verstärkung der [[Verdunstung]] und
# eine Erhöhung der Wasserdampfkapazität der Atmosphäre.
Die Zunahme der atmosphärischen Wasserdampfkapazität von 7 % pro Grad Celsius und die höhere Verdunstung erhöhen den absoluten Wasserdampfgehalt der Luft. Die relative Feuchtigkeit verändert sich dagegen nur geringfügig. Dadurch ändert sich in einem wärmeren Klima die Niederschlagshäufigkeit nur wenig. Pro Niederschlagsereignis steht aber mehr Wasserdampf zur Verfügung, und deshalb kommt es zu häufigeren Extremereignissen mit größeren Niederschlagsmengen. Allgemein sollte es in vielen Regionen durch die globale Erwärmung eine Abnahme von leichten und moderaten Regenfällen geben und/oder eine Abnahme in der Häufigkeit von Niederschlagsereignissen, aber häufigere und intensivere Starkregen.

== Regen oder Schnee ==
[[Bild:Schneedecke.gif|thumb|320px|Relativer Trend der mittleren Anzahl der Tage mit einer Schneedecke (Schneedeckendauer) in Baden-Württemberg und Bayern, 1951/52 bis 1995/96]]
Wo die höhere Verdunstung nicht durch mehr Niederschläge ersetzt wird, kommt es zu erhöhter Trockenheit. In bestimmten Regionen spielt auch die Art der Niederschläge eine Rolle. In den Gebirgen der mittleren Breiten bilden die winterlichen Schneemassen eine Wasserreserve im Frühjahr und Sommer, wenn der Schnee schmilzt. Eine Erwärmung verursacht eine kürzere Schneesaison, und es fällt mehr [[Niederschlag]] in Form von Regen als in Form von Schnee, und der Schnee schmilzt früher. Im Frühjahr und Sommer steht weniger Bodenfeuchtigkeit zur Verfügung, was Trockenheit zur Folge haben kann. Dem wirkt allerdings entgegen, dass zumindest in den mittleren Breiten die Wolkenbedeckung zunimmt, was die [[Verdunstung]] verringern kann.

Schneedecken regulieren die Grundwasserneubildung und den Abfluss. Bei einer lange liegenden Schneedecke und allmählichen Tauvorgängen versickert ein größerer Teil der Niederschläge, während der andere langsam abfließt. Damit kommt es selten zu Hochwasserereignissen in den Wintermonaten und eher zu gemäßigten Hochwassern im Frühjahr während der Schneeschmelze. In den letzten Jahrzehnten ist diese Situation etwa in Süddeutschland jedoch immer seltener geworden. Die Schneedeckendauer in Baden-Württemberg und Bayern ging fast flächendeckend deutlich zurück, in den tiefer liegenden Gebieten (< 300 m ü. NN) um 30 bis 40% und mehr, was etwa 25 Tagen entspricht. In den mittleren Höhenlagen verringert sich der Rückgang um 10 bis 20%, in den höher gelegenen Gebieten (> 800 m ü.NN) um weniger als 10%, bzw. es kam hier aufgrund des stärkeren Schneefalls auch zu leichten Zunahmen. Die Folge ist ein sofortiges Abfließen der reichlicher fallenden Regen-Niederschläge mit Hochwassergefahren schon im Winter.

== Aerosole ==

Eine entgegengesetzte Wirkung auf den hydrologischen Zyklus als die Treibhauserwärmung besitzen jedoch die [[Aerosole]], kleinste Schwebstoffteilchen, deren atmosphärische Konzentration ebenfalls in letzter Zeit durch menschliches Einwirken zugenommen hat. Beobachtungen zeigen eine Zunahme der Verdunstung über den relativ aerosolfreien Gebieten der Ozeane, jedoch eine Abnahme trotz eines höheren Temperaturanstiegs über dem Land. Der Grund liegt in der Verringerung der am Boden ankommenden [[Sonnenenergie|Solarstrahlung]] infolge der zunehmenden Aerosolbelastung der [[Atmosphäre]]. Dieses als "global dimming" bekannte Phänomen hat dazu geführt, dass die Sonneneinstrahlung in den letzten Jahrzehnten weltweit um mehr als 10% abgenommen hat, wodurch sich die Verdunstung abschwächt. Hinzu kommt, dass aufgrund der indirekten Wirkung der [[Aerosole]] auf die [[Wolken]]bildung bei der [[Kondensation]] eher kleine als größere Tröpfchen entstehen, was die Niederschlagsneigung schwächt. Da der Wasserdampf für die Niederschläge über dem Land weitgehend von den Ozeanen herantransportiert wird, sollte der Aerosoleffekt auf die Niederschläge aber auch nicht überschätzt werden.

== Wasserdampftransport und Zikulationssysteme ==

Ob es in einem bestimmten Gebiet viel, wenig oder gar nicht regnet, hängt nur zu einem geringen Teil von Temperatur und Verdunstung in diesem Gebiet ab. Die Wassermenge bestimmter Niederschlagsereignisse stammt im globalen Mittel zu ca. 90% aus Wasserdampf, der aus mehr oder weniger größerer Entfernung herantransportiert wurde.<ref>Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen and D.B. Parsons (2003): The Changing Character of Precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society 84, 1205-1217</ref> So kommt etwa der Wasserdampf, der in einer außertropischen Zyklone in einem Radius von 800 km fällt, aus Entfernungen von bis zu 3200 km. Der Anteil des herantransportierten Wasserdampfes an dem gesamten Wasserdampf, der sich über einem bestimmten Gebiet in Niederschlag umwandelt, ist über dem Land höher als über den Ozeanen und im Winter höher als im Sommer. Für den Wasserdampftransport sind atmosphärische Zirkulationssysteme von entscheidender Bedeutung, z.B. die tropischen Monsune und subtropischen Passate in den niederen Breiten und in den mittleren und höheren Breiten die durch den Jetstream gesteuerten Zugbahnen der Tiefdruckgebiete.

In Nord- und Westeuropa sind es die nordatlantischen Tiefdrucksysteme, die, wie oben gezeigt, vor allem im Winter den Niederschlag regulieren und selbst wiederum von der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] (NAO) beeinflusst werden. Der NAO-Index hat in den 1980er und 1990er Jahren eine Tendenz zu auffällig hohen Werte gezeigt. Ein stärkerer NAO-Index ist in der Regel im nördlichen Europa mit mehr Niederschlägen und im südlichen Europa mit geringeren Niederschlägen verbunden. Die in jüngster Zeit beobachtete Zunahme zyklonaler Großwetterlagen, die im wesentlichen durch eine Verstärkung des NAO-Index hervorgerufen wurde, lässt einen Zusammenhang mit der globalen Erwärmung als wahrscheinlich erscheinen, kann aber auch durch eine natürliche Dekaden-Schwankung der NAO verursacht sein. Eine Verstärkung der Nordatlantischen Oszillation infolge des menschengemachten [[Treibhauseffekt | Treibhauseffekts]] gilt allerdings als wahrscheinlich.

Ähnlich liegt der Fall bei einer anderen einflussreichen Klimavariabilität, bei dem [[ENSO|El-Niño]]-Phänomen, das für Extremniederschläge mit der Gefahr von Hochwasser an der südamerikanischen Westküste, in Ostafrika, im Südwesten der USA und extreme Trockenheit mit der Gefahr von Dürren in Indonesien, Australien, Südafrika und Nordost-Brasilien verantwortlich ist. Auch die Stärke von El-Niño-Ereignissen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, bis hin zu dem "Jahrhundert"-El-Niño von 1997/98. Auch hier wird ein Zusammenhang mit der globalen Erwärmung angenommen und wird von manchen Forschern eine Zunahme von starken El-Niño-Ereignissen für die Zukunft erwartet. Andere bezweifeln jedoch auch eine Verbindung zwischen El Niño und dem anthropogenen Treibhauseffekt.

Zumindest ist die beobachtete Zunahme von Niederschlagsextremen nicht inkonsistent zu den erwarteten Veränderungen durch den anthropogenen Antrieb. Die Frage nach den definitiven Ursachen bleibt aber, wenn es um Festlegungen für ganz bestimmte regionale Ereignisse geht, unbeantwortet. Eine jüngere Untersuchung über die Häufigkeit von Extremereignissen in den USA seit dem Ende des 19. Jahrhunderts, die erstmals digitalisierte Daten von 1895-2000 von 1076 Stationen auswerten konnte, zeigt, dass die natürlichen Schwankungen auch auf Zeitskalen von Dekaden relativ groß sind und als mögliche Ursache oder eine der Ursachen auch für den Anstieg von Extremniederschlägen Ende des 20. Jahrhunderts nicht außer Acht gelassen werden können.<ref>Kunkel, K.E. (2003): North American Trends in Extreme Precipitation, Natural Hazards 29, 291-305</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* Jacob, D. & S. Hagemann (2005): Verstärkung und Schwächung des regionalen Wasserkreislaufs - wichtiges Kennzeichen des Klimawandels, in Lozan, J.L., H. Graßl, P. Hupfer, L. Menzel, C.-D. Schönwiese: Warnsignal Klima: Genug Wasser für alle? Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, 167-170
* Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen and D.B. Parsons (2003): The Changing Character of Precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society 84, 1205-1217

== Weblinks ==
* [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=dwdwww_klima_umwelt&T76004gsbDocumentPath=Navigation%2FOeffentlichkeit%2FKlima__Umwelt%2FBesondere__Ereignisse%2FBesondere__Ereignisse__Deutschland%2Fniederschlaege__node.html__nnn%3Dtrue Extreme Niederschlagsereignisse] Artikel des Deutschen Wetterdienstes über extreme Niederschlagsereignisse in Deutschland
* [http://www.kliwa.de/index.php?pos=ergebnisse/hefte/ KLIWA-Heft 12] Sonnenscheindauer und Globalstrahlung sowie von Verdunstung und klimatischer Wasserbilanz in Baden Württemberg und Bayern

== Siehe auch ==
* [[Wetterextreme]]

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[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie: Wasserkreislauf]]

Treibhauseffekt

2010-04-18T18:48:08Z

Christian W.: /* Strahlungshaushalt */

Einfacher Artikel: [[Treibhauseffekt (einfach)]]

[[Bild:Treibhauseffekt.gif|thumb|420 px|Der natürliche Treibhauseffekt]]
== Der natürliche Treibhauseffekt ==
[[Bild:Absorption.gif|thumb|420 px|'''links (a):''' theoretische Ausstrahlung (Wärmeabstrahlung) der Erdoberfläche ohne Treibhauswirkung (rote Kurve) und tatsächliche Ausstrahlung (Wärmeabstrahlung) aufgrund der Wirkung der [[Treibhausgase]] (blaue Fläche); '''rechts (b): '''IR-Spektren der Treibhausgase; dem jeweiligen IR-Spektum sind die Wellenlängenbereiche zu entnehmen, in denen die genannten Treibhausgase die Wärmestrahlung absorbieren. Der [[Absorption]]skoeffizient gibt die Intensität dieser Absorption an.]]

===Wärmestau in der unteren Atmosphäre===
Von entscheidender klimatischer Bedeutung ist bei den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungsvorgängen in der Atmosphäre]], dass die langwellige Wärmestrahlung der erwärmten Erdoberfläche die Atmosphäre größtenteils nicht auf direktem Wege verlässt, sondern von atmosphärischen Spurengasen, den natürlichen [[Treibhausgase|Treibhausgasen]], und Wolken zunächst absorbiert wird. Spurengase und Wolken emittieren diese Energie einerseits an den Weltraum und strahlen sie andererseits in Richtung Erdoberfläche zurück, die dadurch zusätzlich aufgeheizt wird und wiederum langwellige Strahlung an die Atmosphäre emittiert, die diese wieder Richtung Erdoberfläche abstrahlt usw. Der auf diese Weise hervorgerufene Wärmestau in der unteren Atmosphäre bewirkt einen Temperaturunterschied gegenüber dem Fall ohne Treibhausgase von +33 °C, bzw. eine Erwärmung von -18 °C ''(durch einfache Modellrechnungen ermittelte Erdoberflächentemperatur bei Annahme einer planetaren [[Albedo]] von 30 %, wie sie für das System Erde/Atmosphäre gilt<ref name="DMG">Stellungnahme der Deutschen Meteorologischen Gesellschaft zu den Grundlagen des Treibhauseffektes: [http://www.dmg-ev.de/gesellschaft/aktivitaeten/pdf/treibhauseffekt.pdf Die Basis des anthropogenen Treibhauseffektes (Fußnote 1 auf Seite 1 von 4 der PDF-Datei)]</ref>)'' auf eine [[Lufttemperatur]] von +14 °C<ref name="Jones-et-al">P. D. Jones et. al.: [http://seaice.apl.washington.edu/Papers/JonesEtal99-SAT150.pdf SURFACE AIR TEMPERATURE AND ITS CHANGES OVER THE PAST 150 YEARS (PDF-Datei)]</ref>, und ermöglicht damit überhaupt erst Leben auf der Erde.

===Strahlungshaushalt===
Die Erdoberfläche erhält durch die Sonneneinstrahlung und den Treibhauseffekt insgesamt eine Energie von 492 W/m2 (168 W/m2 Solarstrahlung + 324 W/m2 atmosphärische Wärmestrahlung) und gibt an die Atmospäre 350 W/m2 als Wärmeausstrahlung wieder ab. Der resultierende Energieüberschuss von 142 W/m2 wird zum einen dadurch ausgeglichen, dass ein geringer Teil der Wärmeausstrahlung (40 W/m2) von den Treibhausgasen nicht absorbiert wird und durch das sogenannte [[Absorption]]sfenster in den Weltraum entweicht. Zum anderen gibt die Erdoberfläche im Mittel etwa 24 W/m2 als fühlbare Wärme und 78 W/m2 als latente Wärme an die Atmosphäre ab. Der Fluss fühlbarer Wärme transportiert Energie vom erwärmten Erdboden durch das Aufsteigen warmer Luft in die untere Atmosphäre. Latente Wärme wird durch Wasserdampf in die Atmosphäre transportiert, indem durch [[Verdunstung]] von Wasser der Umgebung zunächst Energie entzogen wird, die dann bei der [[Kondensation]] in größerer Höhe wieder frei gesetzt wird (siehe auch [http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Lufttemperatur#Einfl.C3.BCsse Lufttemperatur]).

==="Treibhauseffekt"===
In Anlehnung an das Garten-Treibhaus bezeichnet man den Wärmestau in der unteren Atmosphäre als "Treibhauseffekt". Die Vergleichbarkeit zwischen beiden 'Treibhäusern' ist allerdings begrenzt. Die Glasabdeckung des echten Treibhauses lässt wie die Atmosphäre kurzwellige Sonnenstrahlen weitgehend passieren. Das Innere des Treibhauses wird dadurch erwärmt und emittiert langwellige Wärmestrahlung, die vom Glas ähnlich wie von den Treibhausgasen der Atmosphäre absorbiert wird. Das Glas unterbindet aber im Gegensatz zu den Treibhausgasen der Atmosphäre auch den Luft- und Wasserdampftransport und damit weitgehend den Fluss fühlbarer und latenter Wärme.

===Treibhausgase===
Die eigentlichen Verursacher des Treibhauseffektes sind Wasserdampf (H2O) und eine Reihe von Spurengasen wie [[Kohlendioxid]] (CO2), [[Methan]] (CH4), [[Lachgas|Distickstoffoxid]](N2O), [[Troposphärisches Ozon]] (O3) u.a., deren Anteil an der Gesamtmasse der Atmosphäre zusammen weniger als 1% ausmacht. Diese [[Treibhausgase]] lassen die kurzwellige Solarstrahlung weitgehend passieren, absorbieren aber die langwellige Wärmestrahlung der Erdoberfläche im Infrarotbereich; sie tun das ab ca. 3µm. Dabei absorbieren die einzelnen Spurengase in unterschiedlichen Absorptionsbanden, das sind bestimmte Wellenlängenbereiche, in denen die Absorption stark ist. Der Grund liegt darin, dass die Moleküle dieser Gase schwingen und rotieren können. Entspricht die Energie des einfallenden Lichts genau dem Energieunterschied einer ihrer Schwingungen und Rotationen, wird das Licht absorbiert und wieder abgestrahlt. Die Moleküle wirken also wie eine kleine Antenne, die nur auf bestimmte Wellenlängen reagiert (wie ein Radio, das auf einen Sender eingestellt werden muss). Zwischen den Absorptionsbanden (die aus vielen einzelnen Linien bestehen, eine Linie für jede Energie der Schwingungen und Rotationen) befinden sich Wellenlängenbereiche, auf die diese Gase nicht reagieren. Da die Strahlung dort ungehindert passieren kann, heißen diese Bereiche auch "Fenster", nur dass eben Infrarotstrahlung gemeint ist und nicht sichtbare Strahlung, wie sie durch ein tatsächliches Fenster gelangen kann. Ein bedeutendes Fenster in der Atmosphäre liegt etwa zwischen 8 und 12 µm Wellenlänge, nur unterbrochen von einer Ozon-Absorptionsbande bei 9,6 µm.

Das wichtigste natürliche Treibhausgas ist Wasserdampf, das für fast zwei Drittel des natürlichen Treibhauseffekts verantwortlich ist.<ref name="FzJülich">Forschungszentrum Jülich (31. Mai 2001): [http://www.fz-juelich.de/portal/index.php?cmd=show&index=163&mid=89 Wasserdampf ist Treibhausgas Nr. 1]</ref> <ref name="RadiationBudget"> J.T Kiehl, K.E. Trenberth (1997): [http://www.atmo.arizona.edu/students/courselinks/spring04/atmo451b/pdf/RadiationBudget.pdf Earth's annaul global mean energy budget, in: American Meteorological Society, Vol. 78, S. 197-208 (PDF-Datei)]</ref> Es absorbiert in breiten Spektralbereichen um 3 µm, 5 µm und 20 µm nahezu vollständig. In anderen Wellenlängenbereichen wie um 4 µm und um 10 µm lässt es die Infrarotstrahlung aber nahezu vollständig passieren. In diesen Bereichen wirken dagegen die anderen Treibhausgase. So absorbiert das zweitwichtigste natürliche Treibhausgas, das Kohlendioxid, gerade um 4 µm und 15 µm. Ozon, Distickstoffoxid und Methan füllen weitere Lücken des Wellenlängenspektrums ''(vgl. die IR-Spektren in [[Treibhauseffekt#W.C3.A4rmestau_in_der_unteren_Atmosph.C3.A4re|der obigen Grafik "Absorption.gif"]] - In der Literatur findet sich für den eben beschriebenen Effekt relativ häufig die Formulierung, CO2 schließe "das Strahlungsfenster".<ref name ="Kehl">''Vgl. dazu auch:''
[http://www2.tu-berlin.de/~kehl/project/lv-twk/002-electromagnet_radabsorption.htm Elektromagnetisches Spektrum, Strahlungsenergie und Absorption (H. Kehl, TU-Berlin, Inst. f. Ökologie)]</ref>)'' Natürlich kommt es auch zu Überlappungen, d.h. Bereichen im Spektrum, wo mehrere Gase gleichzeitig absorbieren. Wenn dies eintritt oder ein Gas schon stark vorhanden ist, kann das dazu führen, dass die Strahlung einer solchen Wellenlänge gar nicht mehr durch die Atmosphäre gelangen kann. Zusätzliche Gase führen dann nicht mehr zu einer stärkeren Absorption. Trotzdem steigt aber der Treibhauseffekt noch etwas, weil an den Rändern der Linien die Absorption noch zunimmt. Die Vorstellung, zusätzliches Kohlendioxid in der Atmosphäre habe wegen dieser "Sättigung" gar keinen Effekt mehr, ist daher falsch.

== Der anthropogene Treibhauseffekt ==

[[Bild:Strahlungsantrieb.gif|thumb|420 px|Mittlerer globaler und jährlicher [[Strahlungsantrieb]] durch Treibhausgase, [[Aerosole]] und Solarvariabilität (1750-2000)]]

Seit [[Industrielle Revolution|Beginn des Industriezeitalters]] beeinflusst der Mensch die klimatische Wirksamkeit der Atmosphäre durch einen zusätzlichen Treibhauseffekt. Durch unterschiedliche menschliche Aktivitäten wird einerseits die Konzentration der natürlichen Treibhausgase wie Kohlendioxid, Methan, Distickstoffoxid usw. erhöht, andererseits werden mit den [[FCKW]]s neue Treibhausgase in die Atmosphäre emittiert. Die Wirksamkeit der anthropogenen Beiträge hängt u.a. davon ab, wie stark die jeweiligen Absorptionsbanden durch die Wirkung der natürlichen Treibhausgase bereits gesättigt sind.

Da eine Temperaturerhöhung auch zu einer höheren Verdunstung führt, erhöht sich durch die menschliche Klimabeeinflussung auch der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre.<ref name="Rahmstorf-APuZ-47-2007">Stefan Rahmstorf: [http://www.bpb.de/publikationen/MQNZOC,2,0,Klimawandel_einige_Fakten.html Klimawandel - einige Fakten] in: Aus Politik und Zeitgeschichte (APuZ 47/2007)</ref> Die Temperaturwirksamkeit des zusätzlichen Wasserdampfes ist jedoch relativ gering, da die Absorptionsbanden von Wasserdampf nahezu gesättigt sind. Einen etwas größeren Temperatureffekt hat die Erhöhung des CO2-Gehalts durch die Verbrennung von fossilen Energierohstoffen und Veränderungen in der [[Landnutzung]]. Aber auch hier ist die wichtigste Absorptionsbande bei 15 µm weitgehend gesättigt und nur die gewaltige Menge an anthropogener CO2-Zufuhr von über 9 Milliarden Tonnen pro Jahr bewirkt, dass CO2 für weit über die Hälfte des anthropogenen Treibhauseffekts verantwortlich ist.

Bei den übrigen anthropogenen Treibhausgasen sind die natürlichen Absorptionsbanden dagegen nur bis zu einem geringen Grad bzw. (bei den FCKWs) gar nicht gesättigt. Außerdem reagieren verschiedene Molekülsorten (also verschiedene Gase) unterschiedlich stark auf die einfallende Strahlung. Ein Molekül von FCWK-12 z.B. absorbiert etwa 23000 Mal stärker als ein Molekül Kohlendioxid. Für die Treibhauswirkung ist aber auch entscheidend, wie viele Moleküle in der Atmosphäre vorhanden sind und wie lange sie dort verbleiben, d.h. wie hoch die "Lebensdauer" des Gases ist. Berechnet man diese Lebensdauer mit ein, so besitzt z.B. ein Kilogramm Methan das 25fache und ein Kilogramm des erwähnten FCKW-12-Moleküls das 10900fache Treibhauspotential eines kg CO2. Man spricht bei diesen Zahlen vom [[Global Warming Potential]] (GWP).

Die Verweildauer ergibt sich aus der Menge selbst und aus den Senken, die steuern, wie schnell ein Stoff aus der Atmosphäre wieder entfernt wird. Kohlendioxid wird durch sehr unterschiedliche Prozesse, z.B. durch die Photosynthese der Pflanzen, die Lösung im Ozean oder die Aufnahme im Boden, wieder aus der Atmosphäre entfernt und besitzt daher keine eindeutige mittlere Verweilzeit in der Atmosphäre. Demgegenüber wird etwa die atmosphärische Lebensdauer von Methan fast ausschließlich durch die Oxidation mit OH in der Atmosphäre kontrolliert, woraus ein mittlerer Verbleib in der Atmosphäre von 12 Jahren resultiert. Die lange Verweilzeit von Distickstoffoxid von 114 Jahren erklärt sich daraus, dass dieses Treibhausgas fast nur durch Photolyse in der Stratosphäre entfernt wird.

Im Gegensatz zu den langlebigen Treibhausgasen, die Jahrzehnte und länger in der Atmosphäre verbleiben und daher auch rund um den Globus eine gute Durchmischung aufweisen, beträgt die Lebensdauer des bodennahen Ozons nur wenige Stunden bis Tage. Ozon entsteht durch Photo-Oxidation von Kohlenmonoxid, Methan und anderen Hydrokarbonaten unter Beteiligung von NOx und wird zerstört durch ultraviolette Photolyse und Reaktion mit OH-Radikalen. Seine Konzentration variiert daher stark, sowohl räumlich wie zeitlich. Während die anthropogen bedingte Ozon-Zunahme in der [[Troposphäre]] einen (lokalen) Erwärmungseffekt besitzt, wirkt die stratosphärische Ozonzerstörung durch anthropogene FCKW-Emission abkühlend.

Die Emissionsmenge, das relative Treibhauspotential und die atmosphärische Verweilzeit bestimmen den Anteil der einzelnen Gase am gesamten zusätzlichen Treibhauseffekt. Die seit dem vorigen Jahrhundert zu beobachtende Zunahme der Konzentration treibhauswirksamer Spurengase führt zu einer Veränderung des Strahlungsgleichgewichts der Atmosphäre und damit zu einem Klimawandel. Die Störung des Strahlungshaushalts bzw. der [[Strahlungsantrieb]] (engl. "radiative forcing") durch den anthropogenen Treibhauseffekt seit Beginn der Industrialisierung wird durch die Veränderung der Nettostrahlungsflussdichte an der Tropopause in Watt pro m2 angegeben. Die langlebigen und gleichmäßig verteilten Treibhausgase haben zu einem Strahlungsantrieb von etwa 2,7 Wm-2 (± 10 %) seit dem Anfang des Industriezeitalters geführt. Daran ist die Zunahme des Kohlendixids mit 1,66 Wm-2 beteiligt, die von Methan mit 0,58 Wm-2, die von Distickstoffoxid mit 0,16 Wm-2 und mit 0,3 Wm-2 die der halogenierten Kohlenwasserstoffe (FCKW's) und anderer langlebiger Treibhausgase. Der Strahlungsantrieb des troposphärischen Ozons ist wegen der ungleichen Verteilung und der Kurzlebigkeit dieses Treibhausgases nur sehr schwer zu quantifizieren und wird auf 0,25-0,65 Wm-2 geschätzt.

Die Abnahme des O3-Gehalts in der Stratosphäre hat dagegen einen negativen [[Strahlungsantrieb]] von -0,15 Wm-2. Dem anthropogenen Treibhauseffekt entgegen wirkt auch die vom Menschen verursachte Erhöhung der Aerosolkonzentration in der Atmosphäre, die ihre Ursache hauptsächlich in der Verbrennung fossiler Energierohstoffe hat und einer starken räumlichen und zeitlichen Variation unterliegt, da die anthropogen verursachten [[Aerosole]] nur für wenige Tage in der Nähe der Entstehungszentren in der Luft schweben und dann wieder absinken oder mit dem Regen ausgewaschen werden. Aerosole sind erstens direkt strahlungsaktiv, indem sie Sonnenlicht reflektieren oder auch absorbieren, und zweitens indirekt, da sie einen Einfluss auf die Wolkenbildung besitzen. Beide Effekte, besonders der letzte, sind schwer abzuschätzen. Gegenüber den anthropogen verursachten Veränderungen der Strahlungsbilanz nimmt sich die Wirkung der Erhöhung der Solarstrahlung auf den Strahlungsantrieb von ca. 0,12 Wm-2 seit 1750 sehr bescheiden aus.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Siehe auch ==
* [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre|Strahlungshaushalt]]
* [[Treibhausgase]]

== Unterricht ==


* [http://www.tivi.de/infosundtipps/wissen/artikel/19539/index.html Was ist der Treibhauseffekt?] Kindgemäße Erklärung mit Video von [http://www.tivi.de/index.html ZDFtivi]
* [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/6256cd93c2236e4e9ad6132042733fe9,0/2__Strahlung___Treibhausgase/__Arbeitsblatt_2_2sk.html Modellversuch zum Treibhauseffekt] Der Versuch weist den Treibhauseffekt von Kohlendioxid nach.
* Schülerarbeitsblatt (Klasse 11): [http://www.familie-schuon.de/multimed/treibh_a.htm ''"Der anthropogene Treibhauseffekt"''] (StD Th. Schuon, Heinrich-Heine-Gymnasium, Ostfildern)
* Prof. Blumes Bildungsserver für Chemie: [http://www.chemieunterricht.de/dc2/auto/trheff-k.htm Der Treibhauseffekt - kurz und bündig] (aus den Unterrichtsmaterialien [http://www.chemieunterricht.de/dc2/energie/inhalt1.htm Energie und Chemie - Ein Paar, das zusammengehört])
* [http://www.chemievorlesung.uni-kiel.de/1992_umweltbelastung/ozon5.htm Treibhauseffekt und Treibhausgase] Prof. Dr. Reinhard Demuth, Uni Kiel, Institut für die Pädagogik der Naturwissenschaften (IPN) (Vorlesung [http://www.chemievorlesung.uni-kiel.de/1992_umweltbelastung/ Chemie und Umweltbelastung])
* NASA: [http://www.nasa.gov/audience/forstudents/5-8/features/F_The_Role_of_Clouds.html The Role of Clouds] The Earth's Energy Budget (die Energiebilanz der Erde)

== Weblinks ==
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Treibhauseffekt Treibhauseffekt] Wikipedia-Artikel
* [http://www.waldundklima.net/klima/treibhaus_01.php Der Treibhauseffekt] Einführungsartikel bei "Wald und Klima": Entstehung der Erdatmosphäre, Natürlicher Treibhauseffekt, Einfluss des Menschen

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[[Kategorie:Klimasystem]]
[[Kategorie:Treibhausgase]]

ENSO Erklärungsversuche

2010-04-18T18:47:25Z

Christian W.: /* ENSO als "Wärmepumpe" */

== Southern Oscillation und der Wasserstau im Westpazifik ==
[[Bild:Southern_oscillation.jpg|thumb|520px|Luftdruckkorrelation der Southern Oscillation. Dargestellt ist die Korrelation der jährlichen Oberflächendruckanomalien mit denen in Djakarta (Indonesien). Gelbe bis braune Linien deuten positive, blaue Linien negative Korrelationen an. "1" bedeutet vollständige positive Korrelation, "-1" vollständige negative Korrelation.]]

===Die Luftdruckschaukel===
Von der Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre, die für die Entstehung von El-Niño-Ereignissen verantwortlich ist, wurde zuerst die atmosphärische Komponente [[Meteorologie|meteorologisch]] erforscht. Bereits in den 1920er Jahren beschrieb der britische Meteorologe Sir Gilbert Walker die Southern Oscillation, eine Art Luftdruckschaukel zwischen dem Rossbreiten-Hoch über dem Südostpazifik und dem Tief über Indonesien, unter deren Einfluss die [[Passate]] stehen. Entscheidend ist dabei der Druckunterschied zwischen dem Hochdruckgebiet im südöstlichen Pazifik (als Meßwert wird der Bodendruck von Tahiti genommen) und dem asiatisch-australischen Tiefdrucksystem (Meßwert von Djakarta, Indonesien). Dieser Druckunterschied unterliegt charakteristischen Schwankungen, die als Southern Oscillation bezeichnet werden. Die nebenstehende Abbildung zeigt die Korrelation der globalen Luftdruckverhältnisse mit dem Luftdruck über Djakarta. Die positiven Werte zeigen die Intensität der gleichsinnigen Korrelation an (Djakarta=1), die negativen Werte die einer gegenläufigen Korrelation. D.h. bei einem steigenden [[Luftdruck]] in dem [[Tiefdruckgebiet]] über Indonesien fällt der Luftdruck in dem südostpazifischen [[Hochdruckgebiet]] und die Differenz zwischen beiden Drucksystemen verringert sich; im umgekehrten Fall nimmt der Druckunterschied zu. Den Druckunterschied zwischen Tahiti und Djakarta bezeichnet man als Southern Oscillation Index (SOI). Der SOI weist zum El Niño eine negative Korrelation auf, d.h. dass in El-Niño-Phasen der SOI eine negative Abweichung vom Mittelwert zeigt, also gering ist, und in La-Niña-Phasen eine positive Abweichung. Die Abbildung zeigt das sehr auffällig an dem El Niño von 1982/83. Da der El Niño eng mit der Southern Oscillation verknüpft ist, spricht man auch vom El Niño/Southern Oscillation (ENSO) Phänomen.

===Die Walkerzirkulation===
* ''Hauptartikel: [[Walker-Zirkulation]]''
Dass es zwischen dieser Luftdruckschaukel und dem Ozean eine Verbindung gab, war Walker allerdings noch unbekannt. Diese Verbindung wurde erst in den 1960er und 1970er Jahren von dem norwegischen Meteorologen Jacob Bjerknes entdeckt. Bjerknes erkannte erstens neben der [[Hadley-Zelle|Hadley-Zirkulation]] der Passate eine atmosphärische Ost-West-Zirkulation, der er den Namen Walker-Zirkulation gab, und war zweitens der erste, der die Kopplung zwischen Veränderungen im Ozean und der atmosphärischen Zirkulation erkannte. In dem Konzept von Bjerknes verstärken sich kalte und warme Phasen, La Niñas und El Niños, durch eine positive Rückkopplung: Eine Abkühlung der SST im Ostpazifik verstärkt die Walkerzirkulation, die den Auftrieb antreibt, wodurch die SST sich weiter abkühlt. Eine ostpazifische Erwärmung schwächt die Walkerzirkulation und unterdrückt den Auftrieb, wodurch die Ostwinde weiter geschwächt werden usw. D.h. eine großes Temperaturgefälle zwischen West- und Ostpazifik verstärkt die Passate, die wiederum das Temperaturgefälle verstärken, und umgekehrt. Dieser positive Feedback-Mechanismus erklärte wesentliche Vorgänge des ENSO-Phänomens. Es blieb allerdings unklar, wodurch die eine Phase in die andere übergehen konnte. Was stoppt z.B. die sich durch positive Rückkopplung ständig steigernde Erwärmung während eines El Niños? Warum dauert ein El Niño typischerweise nur 12-18 Monate? Und warum endet ein El Niño-Ereignis dann plötzlich und wird von einem kalten Ereignis, einer La Niña, abgelöst?

===Wasserstau am Westrand des Pazifik===
Den Übergangsmechanismus von einer ENSO-Phase in die nächste versucht das Erklärungsmodell des deutschen Ozeanographen Wyrtki verständlich zu machen. Hiernach sind Aufbau und Abbau von warmen Wassermassen am Westrand des Pazifik die entscheidenden Antriebskräfte. Bei starken Passaten transportiert der Windschub mit dem Nord- und Südäquatorialstrom warmes Oberflächenwasser an den Westrand des Pazifiks, wo infolgedessen der Meeresspiegel bis zu 50 cm über dem des Ostpazifik liegt. Wenn sich hier eine kritische Menge von Warmwasser angesammelt hat, kann eine leichte Abschwächung der Passate das warme Wasser zum Abfluss nach Osten veranlassen und zur weiteren Schwächung der Passatwinde führen. Hat das warme Oberflächenwasser den südamerikanischen Kontinent erreicht, weicht es vor der Küste nach Norden und Süden aus, wodurch dem tropischen Ozean große Wärmemengen verloren gehen. Eine Abkühlung des äquatorialen Oberflächenwassers im Ostpazifik, und das heißt eine La Niña, ist nach dem Versiegen des Zuflusses von Warmwasser von Westen her die Folge. Über dem kalten Wasser kühlt sich auch die Luft ab, wodurch die Passate wiederbelebt werden. Erst ein erneuter Stau von Warmwasser am Westrand des Pazifik durch die wieder stärkeren Passatwinde schafft die Voraussetzung für ein erneutes Warm-Ereignis, den nächsten El Niño.

== Rossby- und Kelvinwellen oder der "Delayed Oscillator" ==
[[Bild:ENSO_wellen.jpg|thumb|420px|Schematische Darstellung des "delayed oscillator". Dargestellt sind verschiedene Phasen des ENSO-Zyklus.]]
Eine Weiterentwicklung der Wasserstau-These von Wyrtki stellt die Delayed-Oscillator-Theorie dar, die den Wassertransport differenzierter erklären konnte und weithin Anerkennung fand. Die englische Bezeichnung drückt aus, dass es sich um einen Prozess handelt, bei dem zeitlich verzögerte Signale eine Rolle spielen. Der Wassertransport wird nicht wie bei Wyrtki als einfache Schaukel gesehen, sondern als ein Mechanismus, der durch zwei unterschiedliche ozeanische Wellen bestimmt wird, die schnelle, entlang des Äquators von West nach Ost wandernde Kelvinwelle, die faktisch auch den Wassertransport bei Wyrtki begleitet, und die langsame, nördlich und südlich des Äquators von Ost nach West wandernde Rossbywelle. Durch beide Wellen wird warmes und kaltes Wasser zonal transportiert. Die Kelvinwellen bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von 2-3 m/sec ostwärts und brauchen für die Überquerung des pazifischen Beckens etwa zwei Monate, die Rossbywellen mit 0,6-0,8 m/sec westwärts und benötigen 1-2 Jahre vom Ost- zum Westrand des Pazifiks.

Bei einer angenommenen Abschwächung der Passate im Ostpazifik wird der Auftrieb von kaltem Wasser vor der südamerikanischen Küste abgeschwächt und damit der Temperaturunterschied zwischen Ost- und Westpazifik verringert. Der verminderte Wind löst Kelvinwellen im Westpazifik aus, die Richtung Südamerika warmes Wasser transportieren, hier die Thermokline absenken und den Auftrieb unterdrücken und somit einen El Niño auslösen. Das warme Wasser wird entlang der Küste nach Norden und Süden abgelenkt, kühlt sich ab und wird von Rossbywellen nach Westen transportiert. Am Westrand des Pazifik werden diese Rossbywellen als Kelvinwellen reflektiert und transportieren jetzt relativ kaltes Wasser nach Osten, wodurch eine La Niña ausgelöst wird. Der Abstand zwischen einer El-Niño- und einer La Niña-Phase wird durch die Zeit bestimmt, die die Wellen für die Überquerung des Pazifik brauchen.

Der Delayed Oscillator ist ein stark vereinfachtes Modell, das mit einigen der beobachteten Eigenschaften von ENSO übereinstimmt, aber z.B. nicht die eher unregelmäßige Abfolge von Warm- und Kaltphasen zu erklären vermag. [[Klimamodelle]], die auf diesem Mechanismus beruhen, zeigen eine sehr regelmäßige Abfolge von El-Niño- und La-Niña-Ereignissen, die nicht vollständig mit der Wirklichkeit übereinstimmt. In Beobachtungsstudien konnte zwar gezeigt werden, dass das Ende eines El Niño konsistent mit der Delayed-Oscillator-Theorie erfolgte, sein Beginn jedoch aus dem Nichts zu kommen schien und nur, kurz bevor die Anomalien offensichtlich waren, vorhergesagt werden konnte.<ref>vgl. Kessler, W.S. (2002): Is ENSO a cycle or a series of events?, Geophysical Research Letters 29, 40-1 bis 40-4</ref>

== Divergenz und Konvergenz ==
[[Bild:Divergenz_Konvergenz.gif|thumb|520px|Darstellung des Divergenz/Konvergenz-Mechanismus. Gezeigt ist die Divergenzphase, bei der es während eines El-Niño-Ereignisses zum polwärtigen Abfluss von Warmwasser im zentralen und östlichen äquatorialen Pazifik kommt.]]
Eine Variante der Delayed-Oscillator-Theorie stellt die Divergenz/Konvergenz-Theorie dar. Als der entscheidende Mechanismus wird bei diesem Konzept die Ansammlung von warmen Wassermassen im zentralen und östlichen Pazifik und als entscheidender Übergangsmechanismus zwischen den verschiedenen Phasen das meridionale Auseinander- und Zusammenfließen von Warmwasser in der Deckschicht des äquatorialen Pazifik gesehen, und zwar nicht nur vor der südamerikanischen Küste, sondern bis hin zur Mitte des Ozean-Beckens. Für diese Theorie spielen weder die Windzirkulation noch der zonale Wellenmechanismus von Kelvin- und Rossbywellen die entscheidende Rolle, sondern die etwa bei 20 °C liegende Grenze zwischen warmem Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser, die Thermokline. Während normalerweise die Thermokline im Westen deutlich tiefer als im Osten liegt, wo die flache Thermokline den Auftrieb von kaltem Wasser ermöglicht, ist die Thermokline im Ostpazifik während eines El Niños deutlich abgesenkt und liegt während einer La Niña deutlich über dem normalen Niveau. Der Grund liegt für die Divergenz/Konvergenz-Theorie nicht im zonalen Kelvin-Transport, sondern im meridionalen Zu- und Abfluss von warmem Oberflächenwasser in der jeweils vorhergehenden Phase. D.h. die Divergenz von Warmwasser während eines El Niños bereitet das nächste La-Niña-Ereignis vor und die Konvergenz während einer La-Niña das nächste El-Niño-Ereignis.

Im einzelnen sehen die Zusammenhänge folgendermaßen aus: Eine tiefe Thermokline, im Falle eines El Niños, bewirkt einen leicht erhöhten Meeresspiegel, da der darüber liegende Warmwasserkörpers durch seine geringere Dichte den Meeresspiegel anhebt, und und leitet damit einen polwärtigen Wasser-Transport (Divergenz) ein, eine flache Thermokline entsprechend einen äquatorwärtigen Transport (Konvergenz). Hinzu kommt, dass sich bei tiefer Thermokline über dem Warmwaser im Ostpazifik [[Konvektion]] und [[Niederschlag]] verstärken und dieser den Salzgehalt des Oberflächenwassers senkt und damit seine Dichte weiter verringert. Die zum El Niño führende positive Rückkopplung, wonach eine warme Meeresoberflächentemperatur durch Abschwächung der Ostwinde weiter erwärmt wird usw., wird letztlich durch durch den Effekt der Divergenz von Warmwasser übertroffen. Der divergierende, polwärts gerichtete Warmwassertransport während eines El Niños wird so zum Anfang des Endes von El Niño und leitet die entgegengesetzte Phase, eine La Niña, ein. Denn der divergierende Transport von Warmwasser entzieht dem äquatorialen Pazifik Energie, verringert den Warmwasserkörper und hebt die Thermokline an, wodurch der Auftrieb von kaltem Tiefenwasser wieder leichter möglich wird. Das Absinken der Meeresoberflächentemperatur verstärkt östliche Winde (Passate), die den Auftrieb von Kaltwasser weiter befördern usw. Bei einer La Niña bereiten die umgekehrten Prozesse einen neuen El Niño vor. Die ausgeprägte Kaltwasserzunge ist mit einer Absenkung des Meeresspiegels verbunden. Die Folge ist ein meridionaler Transport von warmem Wasser Richtung Äquator, der über Rückkopplungen mit den sich abschwächenden Passatwinden die Erwärmung des Oberflächenwassers, eine Absenkung der Thermokline und damit den nächsten El Niño einleitet.

Jüngere Beobachtungen über nahezu zwei Jahrzehnte Warmwassertransport entlang des äquatorialen Pazifik (Meinen, McPhaden) bestätigten weitgehend die Phasen der Divergenz/Konvergenz-Theorie. Erkennbar war deutlich die Phasen-Folge: Konvergenz -> El Niño -> Divergenz -> La Niña. Zumindest der größte Teil des Zyklus zeigte auch miteinander verbundene Amplituden: Auf eine starke Konvergenz folgt eine hohe El-Niño-SST-Anomalie und anschließend eine starke Divergenz.<ref>Meinen, C.S., and M.J. McPhaden (2000): Observations of Warm Water Volume Changes in the Equatorial Pacific and Their Relationship to El Niño and La Niña, Journal of Climate 13, 3551-3559</ref> Andererseits zeigte sich nur ein schwacher Zusammenhang zwischen der Stärke der Divergenz und der nachfolgenden La Niña und überhaupt keine Verbindung zwischen der Amplitude der La-Niña-Anomalien und der der nachfolgenden Konvergenz oder des folgenden El-Niño-Ereignisses. Der Übergang von einer Phase in die andere fand nicht in der erwarteten Regelmäßigkeit statt. Das ließ an der Zwangsläufigkeit des Systems Zweifel entstehen und die Frage aufkommen, ob ENSO ein Zyklus oder eine Serie von Ereignissen sei.<ref>Kessler, W.S. (2002): Is ENSO a cycle or a series of events?, Geophysical Research Letters 29, 40-1 bis 40-4</ref>

== ENSO als "Wärmepumpe" ==
[[Bild:ENSO_waermepumpe.jpg|thumb|420px|ENSO als globale Wärmepumpe: Die durch hohe Einstrahlung entstehende Wärme im Ostpazifik wird in La-Niña- und "normalen" Phasen nach Westen abtransportiert. Der hier entstehende Wärmepool wird zu Beginn eines El Niños nach Osten verfrachtet und anschließend polwärts verteilt.]]
Ein weitergehendes Verständnis des ENSO-Mechanismus erlaubt die These von ENSO als "Wärmepumpe", die die Schwankung des äquatorialen Pazifik in einen größeren Zusammenhang stellt und ihr eine wichtige Funktion in der globalen Energieverteilung zuspricht. Danach sind El-Niño-Ereignisse entscheidend an dem Transport von Energie aus den Gebieten mit hoher Einstrahlung in niederen Breiten in die höheren Breiten beteiligt und tragen so zum Energieausgleich auf der Erde bei. Das durch hohe Einstrahlung besonders stark erwärmte Wasser des östlichen äquatorialen Pazifik wird hiernach durch die "normale" westwärtige Strömung und besonders durch La-Niña-Phasen an den westlichen äquatorialen Pazifikrand getrieben; bei El-Niño-Ereignissen wird die Wärme abgebaut und in höhere Breiten verteilt. Dieses Konzept stützt sich im wesentlichen auf Beobachtungen, deren Interpretation durch Modellrechnungen untermauert wurden.<ref>Sun, D.-Z. (2003): A Possible Effect of an Increase in the Warm-Pool SST on the Magnitude of El Niño Warming, Journal of Climate 16, 185-205</ref>

Der Mechanismus sieht folgendermaßen aus: Der Pazifik wird durch die Sonneneinstrahlung in der äquatorialen Region stark erhitzt und in höheren Breiten abgekühlt. Daraus folgt ein Wärmetransport aus niederen in höhere Breiten. Dieser Transport geschieht eher episodisch als stetig. Und dieser episodische Transport wird primär durch El Niño geleistet. Allen El Niños ist der Aufbau eines Wärmepools im westlichen äquatorialen Pazifik vorhergegangen. Bei den "Jahrhundert"-El-Niños von 1982/83 und 1997/98 war das am stärksten der Fall. Alle El Niños wurden durch einen Abbau dieses Wärmepools durch einen ungewöhnlichen Wärmetransport nach Osten eingeleitet, auf den während eines El Niños ein polwärtiger Transport folgte. Es scheint also, dass El Niño als Regulator des Wärmegehalts im oberen Ozean fungiert. Je höher der Aufbau von Wärme im äquatorialen Westpazifik, desto stärker ist die nachfolgende El-Niño-Erwärmung und desto stärker der polwärtige Wärmetransport und konsequenterweise der Wärmeverlust im westlichen und im gesamten äquatorialen Pazifik. El Niños regeln also den Abbau des Wärmepools im westlichen äquatorialen Pazifik und fungieren damit zugleich als als Stabilisator des Systems.

Die äquatoriale Kaltzunge im östlichen Pazifik korrespondiert mit einem lokalen Maximum an solarer Einstrahlung in den Ozean. Der Grund liegt in dem absteigende Ast der Walker-Zirkulation, dessen trockene Atmosphäre ein Maximum an Sonneneinstrahlung in Breiten erlaubt, in denen normalerweise [[Konvektion]] und [[Kondensation]] die Erdoberfläche vor der Solarstrahlung stark abschirmen. Andererseits sorgt das kalte Auftriebswasser dafür, dass weniger Wärme durch [[Verdunstung]] verloren geht als in Warmwasserregionen. Die Einstrahlungsenergie im östlichen Pazifik wird durch westlich gerichtete Strömungen unmittelbar in den westlichen Pazifik transportiert, besonders stark während eines La-Niña-Ereignisses. Je stärker der äquatoriale zonale SST-Kontrast, desto stärker der zonale Wind, der die zusätzliche, an der Oberfläche des östlichen Pazifik empfangene Wärme in die Deckschicht des westlichen Pazifik drückt und dabei die Thermoklinenneigung verstärkt und die Thermokline im Westen vertieft. Die nachfolgende schnelle zonale Umverteilung von Wärme resultiert in einer thermalen Struktur, die den polwärtigen Wärmetransport quer über das ozeanische Becken verstärkt. Die starke Wärmeabgabe während eines El Niño stürtzt das System in einen kalten Status, und der ENSO-Zyklus startet erneut.

== Externer Antrieb/Stochastische Dynamik ==
Alle bisher besprochenen Theorien gehen davon aus, dass ENSO ein grundlegend deterministisches Phänomen ist, bei dem die wesentliche Physik in der gekoppelten Ozean-Atmosphäre-Dynamik des äquatorialen Pazifik gefunden werden kann. In dieser Sicht entstehen die ENSO-Schwankungen, weil das System dynamisch instabil ist, und die ENSO-Unregelmäßigkeiten als Folge eines deterministischen Chaos. Die Dominanz dieser Sichtweise ist weitgehend durch gewisse Erfolge von gekoppelten Modellen, die auf diesem Konzept aufbauen, bei der Erklärung der ENSO-Physik und bei der (begrenzten) Vorhersage des El Niños von 1997/98 bedingt.

Jüngere Beobachtungen über 22 Jahre und sechs El-Niño-Ereignisse von 1980 bis 2002 kommen allerdings zu dem Ergebnis, dass ENSO kein Zyklus ist, in dem sämtliche Phasen aus der jeweils vorhergehenden zwangsläufig entstehen und die eine Phase in jedem Fall schon den Keim der nächstfolgenden in sich trägt.<ref> Kessler, W.S. (2002): Is ENSO a cycle or a series of events?, Geophysical Research Letters 29, 40-1 bis 40-4 </ref> Zwar scheint in Übereinstimmung mit der Divergenz/Konvergenz-Theorie eine gewisse Zwangsläufigkeit vom Zusammenfließen der Wassermassen Richtung Äquator über eine El-Niño-Phase und das polwärtige Auseinanderfließen bis zur La-Niña-Phase zu bestehen. Aber dann macht das System offensichtlich eine Pause von sehr variabler Länge, die sich über 6 bis 42 Monate erstrecken kann. Das anschließende Einsetzen eines erneuten Zusammenfließens von Warmwasser Richtung Äquator mit nachfolgendem El Niño scheint zu den vorhergehenden Phasen in keiner kausalen Beziehung zu stehen. Es geschieht deutlich, nachdem La Niña den Höhepunkt überschritten hat und scheint eher ein Neuanfang ohne erkennbare Beziehung zur vorhergehenden La Niña zu sein. Es gibt offenbar vor dem Einsetzen eines warmen Ereignisses einen Bruch in dem vorher konsequenten Ablauf des Systems. Das steht im Widerspruch zu der Vorstellung, dass ENSO letztlich ein sich selbst erhaltender Zyklus ist, in dem jede Phase den Antrieb für die Entwicklung der folgenden hervorbringt.

D. h. das System scheint in dieser sehr unterschiedlich langen Pause sein ,Gedächtnis" verloren zu haben. Nach bisherigen Vorstellungen liegt das "Gedächtnis" des Systems in dem gegenüber der Atmosphäre langsam reagierenden Ozean. Die Atmosphäre reagiert z.B. auf Veränderungen der SST unmittelbar mit aufsteigender bzw. absinkender Luft und Niederschlag bzw. Trockenheit, wobei der eine Zustand direkt durch den anderen ersetzt, d.h. schnell "vergessen" werden kann. Anpassungen des Ozeans an atmosphärische Bedingungen, z.B. der Meeresströmungen an die Passatwinde, halten dagegen relativ lange an, auch wenn sich die atmosphärischen Bedingungen längst geändert haben. So treibt der Windschub der Passate nach der Delayed-Oscillator-Theorie, z.B. in einer La-Niña-Phase, warmes Wasser nach Westen. Bei einem Nachlassen der Passatwinde verschwindet dieses Warmwasser nicht einfach, sondern wandert nach Osten und "erinnert" hier an den einstigen starken Passat bzw. erzeugt El Niño aus dem "Gedächtnis" an La Niña.

Die jüngeren Beobachtungen nähren aber den Zweifel gerade an diesem Zusammenhang und scheinen eher dafür zu sprechen, dass ENSO nach einer La Niña ihr ozeanisches Gedächtnis verliert und eines neuen Anstoßes durch zufällige externe Kräfte bedarf, um einen neuen El Niño zu erzeugen. Der Initiator ist unbekannt, scheint aber im Widerspruch zu der Delayed-Oscillator- und der Divergenz/Konvergenz-Theorie von den vorhergehenden Bedingungen des ENSO-Systems unabhängig zu sein. Die Spekulationen reichen von den Aktivitäten der sogenannten Madden-Julian-Oszillation (MJO), einer atmosphärischen Schwankung mit Ursprung im Indischen Ozean, bis hin zu Einflüssen durch die winterliche Variabilität in den mittleren Breiten. Die MJO hat, wie oben ausgeführt, bei der Entstehung des El Niño von 1997/98 eine Rolle gespielt und könnte der entscheidende Anstoß für die Schwächung der Passate sein. Erst nach der Intensivierung der MJO über dem westlichen Pazifik begann die Entwicklung zu dem 1997-98-Ereignis.<ref> vgl. McPhaden, M.J. (1999): Genesis and Evolution of the 1997-98 El Niño, Science 283, 950-954</ref> In Frage kommen aber auch Einflüsse durch tropische Zyklonen oder Ausbrüche von kalter Luft aus höheren Breiten. Treffen solche chaotischen Wetterereignisse wie die MJO oder andere zum richtigen Zeitpunkt auf geeignete ozeanische Zustände, kann dadurch eine neue ENSO-Kette ausgelöst werden. So traf vor dem 1997/98-El-Niño eine besonders energiereiche MJO-Störung auf eine durch überdurchschnittliche Passate 1995/96 verursachte besonders starke Ansammlung von Warmwasser im westlichen Pazifik.<ref>McPhaden, M.J. (1999): The child prodigy of 1997-98, Nature 398, 559-562</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

{{CC-Lizenz}}
[[Kategorie:Ozean]]

ENSO Erklärungsversuche

2010-04-18T18:46:20Z

Christian W.:

== Southern Oscillation und der Wasserstau im Westpazifik ==
[[Bild:Southern_oscillation.jpg|thumb|520px|Luftdruckkorrelation der Southern Oscillation. Dargestellt ist die Korrelation der jährlichen Oberflächendruckanomalien mit denen in Djakarta (Indonesien). Gelbe bis braune Linien deuten positive, blaue Linien negative Korrelationen an. "1" bedeutet vollständige positive Korrelation, "-1" vollständige negative Korrelation.]]

===Die Luftdruckschaukel===
Von der Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre, die für die Entstehung von El-Niño-Ereignissen verantwortlich ist, wurde zuerst die atmosphärische Komponente [[Meteorologie|meteorologisch]] erforscht. Bereits in den 1920er Jahren beschrieb der britische Meteorologe Sir Gilbert Walker die Southern Oscillation, eine Art Luftdruckschaukel zwischen dem Rossbreiten-Hoch über dem Südostpazifik und dem Tief über Indonesien, unter deren Einfluss die [[Passate]] stehen. Entscheidend ist dabei der Druckunterschied zwischen dem Hochdruckgebiet im südöstlichen Pazifik (als Meßwert wird der Bodendruck von Tahiti genommen) und dem asiatisch-australischen Tiefdrucksystem (Meßwert von Djakarta, Indonesien). Dieser Druckunterschied unterliegt charakteristischen Schwankungen, die als Southern Oscillation bezeichnet werden. Die nebenstehende Abbildung zeigt die Korrelation der globalen Luftdruckverhältnisse mit dem Luftdruck über Djakarta. Die positiven Werte zeigen die Intensität der gleichsinnigen Korrelation an (Djakarta=1), die negativen Werte die einer gegenläufigen Korrelation. D.h. bei einem steigenden [[Luftdruck]] in dem [[Tiefdruckgebiet]] über Indonesien fällt der Luftdruck in dem südostpazifischen [[Hochdruckgebiet]] und die Differenz zwischen beiden Drucksystemen verringert sich; im umgekehrten Fall nimmt der Druckunterschied zu. Den Druckunterschied zwischen Tahiti und Djakarta bezeichnet man als Southern Oscillation Index (SOI). Der SOI weist zum El Niño eine negative Korrelation auf, d.h. dass in El-Niño-Phasen der SOI eine negative Abweichung vom Mittelwert zeigt, also gering ist, und in La-Niña-Phasen eine positive Abweichung. Die Abbildung zeigt das sehr auffällig an dem El Niño von 1982/83. Da der El Niño eng mit der Southern Oscillation verknüpft ist, spricht man auch vom El Niño/Southern Oscillation (ENSO) Phänomen.

===Die Walkerzirkulation===
* ''Hauptartikel: [[Walker-Zirkulation]]''
Dass es zwischen dieser Luftdruckschaukel und dem Ozean eine Verbindung gab, war Walker allerdings noch unbekannt. Diese Verbindung wurde erst in den 1960er und 1970er Jahren von dem norwegischen Meteorologen Jacob Bjerknes entdeckt. Bjerknes erkannte erstens neben der [[Hadley-Zelle|Hadley-Zirkulation]] der Passate eine atmosphärische Ost-West-Zirkulation, der er den Namen Walker-Zirkulation gab, und war zweitens der erste, der die Kopplung zwischen Veränderungen im Ozean und der atmosphärischen Zirkulation erkannte. In dem Konzept von Bjerknes verstärken sich kalte und warme Phasen, La Niñas und El Niños, durch eine positive Rückkopplung: Eine Abkühlung der SST im Ostpazifik verstärkt die Walkerzirkulation, die den Auftrieb antreibt, wodurch die SST sich weiter abkühlt. Eine ostpazifische Erwärmung schwächt die Walkerzirkulation und unterdrückt den Auftrieb, wodurch die Ostwinde weiter geschwächt werden usw. D.h. eine großes Temperaturgefälle zwischen West- und Ostpazifik verstärkt die Passate, die wiederum das Temperaturgefälle verstärken, und umgekehrt. Dieser positive Feedback-Mechanismus erklärte wesentliche Vorgänge des ENSO-Phänomens. Es blieb allerdings unklar, wodurch die eine Phase in die andere übergehen konnte. Was stoppt z.B. die sich durch positive Rückkopplung ständig steigernde Erwärmung während eines El Niños? Warum dauert ein El Niño typischerweise nur 12-18 Monate? Und warum endet ein El Niño-Ereignis dann plötzlich und wird von einem kalten Ereignis, einer La Niña, abgelöst?

===Wasserstau am Westrand des Pazifik===
Den Übergangsmechanismus von einer ENSO-Phase in die nächste versucht das Erklärungsmodell des deutschen Ozeanographen Wyrtki verständlich zu machen. Hiernach sind Aufbau und Abbau von warmen Wassermassen am Westrand des Pazifik die entscheidenden Antriebskräfte. Bei starken Passaten transportiert der Windschub mit dem Nord- und Südäquatorialstrom warmes Oberflächenwasser an den Westrand des Pazifiks, wo infolgedessen der Meeresspiegel bis zu 50 cm über dem des Ostpazifik liegt. Wenn sich hier eine kritische Menge von Warmwasser angesammelt hat, kann eine leichte Abschwächung der Passate das warme Wasser zum Abfluss nach Osten veranlassen und zur weiteren Schwächung der Passatwinde führen. Hat das warme Oberflächenwasser den südamerikanischen Kontinent erreicht, weicht es vor der Küste nach Norden und Süden aus, wodurch dem tropischen Ozean große Wärmemengen verloren gehen. Eine Abkühlung des äquatorialen Oberflächenwassers im Ostpazifik, und das heißt eine La Niña, ist nach dem Versiegen des Zuflusses von Warmwasser von Westen her die Folge. Über dem kalten Wasser kühlt sich auch die Luft ab, wodurch die Passate wiederbelebt werden. Erst ein erneuter Stau von Warmwasser am Westrand des Pazifik durch die wieder stärkeren Passatwinde schafft die Voraussetzung für ein erneutes Warm-Ereignis, den nächsten El Niño.

== Rossby- und Kelvinwellen oder der "Delayed Oscillator" ==
[[Bild:ENSO_wellen.jpg|thumb|420px|Schematische Darstellung des "delayed oscillator". Dargestellt sind verschiedene Phasen des ENSO-Zyklus.]]
Eine Weiterentwicklung der Wasserstau-These von Wyrtki stellt die Delayed-Oscillator-Theorie dar, die den Wassertransport differenzierter erklären konnte und weithin Anerkennung fand. Die englische Bezeichnung drückt aus, dass es sich um einen Prozess handelt, bei dem zeitlich verzögerte Signale eine Rolle spielen. Der Wassertransport wird nicht wie bei Wyrtki als einfache Schaukel gesehen, sondern als ein Mechanismus, der durch zwei unterschiedliche ozeanische Wellen bestimmt wird, die schnelle, entlang des Äquators von West nach Ost wandernde Kelvinwelle, die faktisch auch den Wassertransport bei Wyrtki begleitet, und die langsame, nördlich und südlich des Äquators von Ost nach West wandernde Rossbywelle. Durch beide Wellen wird warmes und kaltes Wasser zonal transportiert. Die Kelvinwellen bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von 2-3 m/sec ostwärts und brauchen für die Überquerung des pazifischen Beckens etwa zwei Monate, die Rossbywellen mit 0,6-0,8 m/sec westwärts und benötigen 1-2 Jahre vom Ost- zum Westrand des Pazifiks.

Bei einer angenommenen Abschwächung der Passate im Ostpazifik wird der Auftrieb von kaltem Wasser vor der südamerikanischen Küste abgeschwächt und damit der Temperaturunterschied zwischen Ost- und Westpazifik verringert. Der verminderte Wind löst Kelvinwellen im Westpazifik aus, die Richtung Südamerika warmes Wasser transportieren, hier die Thermokline absenken und den Auftrieb unterdrücken und somit einen El Niño auslösen. Das warme Wasser wird entlang der Küste nach Norden und Süden abgelenkt, kühlt sich ab und wird von Rossbywellen nach Westen transportiert. Am Westrand des Pazifik werden diese Rossbywellen als Kelvinwellen reflektiert und transportieren jetzt relativ kaltes Wasser nach Osten, wodurch eine La Niña ausgelöst wird. Der Abstand zwischen einer El-Niño- und einer La Niña-Phase wird durch die Zeit bestimmt, die die Wellen für die Überquerung des Pazifik brauchen.

Der Delayed Oscillator ist ein stark vereinfachtes Modell, das mit einigen der beobachteten Eigenschaften von ENSO übereinstimmt, aber z.B. nicht die eher unregelmäßige Abfolge von Warm- und Kaltphasen zu erklären vermag. [[Klimamodelle]], die auf diesem Mechanismus beruhen, zeigen eine sehr regelmäßige Abfolge von El-Niño- und La-Niña-Ereignissen, die nicht vollständig mit der Wirklichkeit übereinstimmt. In Beobachtungsstudien konnte zwar gezeigt werden, dass das Ende eines El Niño konsistent mit der Delayed-Oscillator-Theorie erfolgte, sein Beginn jedoch aus dem Nichts zu kommen schien und nur, kurz bevor die Anomalien offensichtlich waren, vorhergesagt werden konnte.<ref>vgl. Kessler, W.S. (2002): Is ENSO a cycle or a series of events?, Geophysical Research Letters 29, 40-1 bis 40-4</ref>

== Divergenz und Konvergenz ==
[[Bild:Divergenz_Konvergenz.gif|thumb|520px|Darstellung des Divergenz/Konvergenz-Mechanismus. Gezeigt ist die Divergenzphase, bei der es während eines El-Niño-Ereignisses zum polwärtigen Abfluss von Warmwasser im zentralen und östlichen äquatorialen Pazifik kommt.]]
Eine Variante der Delayed-Oscillator-Theorie stellt die Divergenz/Konvergenz-Theorie dar. Als der entscheidende Mechanismus wird bei diesem Konzept die Ansammlung von warmen Wassermassen im zentralen und östlichen Pazifik und als entscheidender Übergangsmechanismus zwischen den verschiedenen Phasen das meridionale Auseinander- und Zusammenfließen von Warmwasser in der Deckschicht des äquatorialen Pazifik gesehen, und zwar nicht nur vor der südamerikanischen Küste, sondern bis hin zur Mitte des Ozean-Beckens. Für diese Theorie spielen weder die Windzirkulation noch der zonale Wellenmechanismus von Kelvin- und Rossbywellen die entscheidende Rolle, sondern die etwa bei 20 °C liegende Grenze zwischen warmem Oberflächenwasser und kaltem Tiefenwasser, die Thermokline. Während normalerweise die Thermokline im Westen deutlich tiefer als im Osten liegt, wo die flache Thermokline den Auftrieb von kaltem Wasser ermöglicht, ist die Thermokline im Ostpazifik während eines El Niños deutlich abgesenkt und liegt während einer La Niña deutlich über dem normalen Niveau. Der Grund liegt für die Divergenz/Konvergenz-Theorie nicht im zonalen Kelvin-Transport, sondern im meridionalen Zu- und Abfluss von warmem Oberflächenwasser in der jeweils vorhergehenden Phase. D.h. die Divergenz von Warmwasser während eines El Niños bereitet das nächste La-Niña-Ereignis vor und die Konvergenz während einer La-Niña das nächste El-Niño-Ereignis.

Im einzelnen sehen die Zusammenhänge folgendermaßen aus: Eine tiefe Thermokline, im Falle eines El Niños, bewirkt einen leicht erhöhten Meeresspiegel, da der darüber liegende Warmwasserkörpers durch seine geringere Dichte den Meeresspiegel anhebt, und und leitet damit einen polwärtigen Wasser-Transport (Divergenz) ein, eine flache Thermokline entsprechend einen äquatorwärtigen Transport (Konvergenz). Hinzu kommt, dass sich bei tiefer Thermokline über dem Warmwaser im Ostpazifik [[Konvektion]] und [[Niederschlag]] verstärken und dieser den Salzgehalt des Oberflächenwassers senkt und damit seine Dichte weiter verringert. Die zum El Niño führende positive Rückkopplung, wonach eine warme Meeresoberflächentemperatur durch Abschwächung der Ostwinde weiter erwärmt wird usw., wird letztlich durch durch den Effekt der Divergenz von Warmwasser übertroffen. Der divergierende, polwärts gerichtete Warmwassertransport während eines El Niños wird so zum Anfang des Endes von El Niño und leitet die entgegengesetzte Phase, eine La Niña, ein. Denn der divergierende Transport von Warmwasser entzieht dem äquatorialen Pazifik Energie, verringert den Warmwasserkörper und hebt die Thermokline an, wodurch der Auftrieb von kaltem Tiefenwasser wieder leichter möglich wird. Das Absinken der Meeresoberflächentemperatur verstärkt östliche Winde (Passate), die den Auftrieb von Kaltwasser weiter befördern usw. Bei einer La Niña bereiten die umgekehrten Prozesse einen neuen El Niño vor. Die ausgeprägte Kaltwasserzunge ist mit einer Absenkung des Meeresspiegels verbunden. Die Folge ist ein meridionaler Transport von warmem Wasser Richtung Äquator, der über Rückkopplungen mit den sich abschwächenden Passatwinden die Erwärmung des Oberflächenwassers, eine Absenkung der Thermokline und damit den nächsten El Niño einleitet.

Jüngere Beobachtungen über nahezu zwei Jahrzehnte Warmwassertransport entlang des äquatorialen Pazifik (Meinen, McPhaden) bestätigten weitgehend die Phasen der Divergenz/Konvergenz-Theorie. Erkennbar war deutlich die Phasen-Folge: Konvergenz -> El Niño -> Divergenz -> La Niña. Zumindest der größte Teil des Zyklus zeigte auch miteinander verbundene Amplituden: Auf eine starke Konvergenz folgt eine hohe El-Niño-SST-Anomalie und anschließend eine starke Divergenz.<ref>Meinen, C.S., and M.J. McPhaden (2000): Observations of Warm Water Volume Changes in the Equatorial Pacific and Their Relationship to El Niño and La Niña, Journal of Climate 13, 3551-3559</ref> Andererseits zeigte sich nur ein schwacher Zusammenhang zwischen der Stärke der Divergenz und der nachfolgenden La Niña und überhaupt keine Verbindung zwischen der Amplitude der La-Niña-Anomalien und der der nachfolgenden Konvergenz oder des folgenden El-Niño-Ereignisses. Der Übergang von einer Phase in die andere fand nicht in der erwarteten Regelmäßigkeit statt. Das ließ an der Zwangsläufigkeit des Systems Zweifel entstehen und die Frage aufkommen, ob ENSO ein Zyklus oder eine Serie von Ereignissen sei.<ref>Kessler, W.S. (2002): Is ENSO a cycle or a series of events?, Geophysical Research Letters 29, 40-1 bis 40-4</ref>

== ENSO als "Wärmepumpe" ==
[[Bild:ENSO_waermepumpe.jpg|thumb|420px|ENSO als globale Wärmepumpe: Die durch hohe Einstrahlung entstehende Wärme im Ostpazifik wird in La-Niña- und "normalen" Phasen nach Westen abtransportiert. Der hier entstehende Wärmepool wird zu Beginn eines El Niños nach Osten verfrachtet und anschließend polwärts verteilt.]]
Ein weitergehendes Verständnis des ENSO-Mechanismus erlaubt die These von ENSO als "Wärmepumpe", die die Schwankung des äquatorialen Pazifik in einen größeren Zusammenhang stellt und ihr eine wichtige Funktion in der globalen Energieverteilung zuspricht. Danach sind El-Niño-Ereignisse entscheidend an dem Transport von Energie aus den Gebieten mit hoher Einstrahlung in niederen Breiten in die höheren Breiten beteiligt und tragen so zum Energieausgleich auf der Erde bei. Das durch hohe Einstrahlung besonders stark erwärmte Wasser des östlichen äquatorialen Pazifik wird hiernach durch die "normale" westwärtige Strömung und besonders durch La-Niña-Phasen an den westlichen äquatorialen Pazifikrand getrieben; bei El-Niño-Ereignissen wird die Wärme abgebaut und in höhere Breiten verteilt. Dieses Konzept stützt sich im wesentlichen auf Beobachtungen, deren Interpretation durch Modellrechnungen untermauert wurden.<ref>Sun, D.-Z. (2003): A Possible Effect of an Increase in the Warm-Pool SST on the Magnitude of El Niño Warming, Journal of Climate 16, 185-205</ref>

Der Mechanismus sieht folgendermaßen aus: Der Pazifik wird durch die Sonneneinstrahlung in der äquatorialen Region stark erhitzt und in höheren Breiten abgekühlt. Daraus folgt ein Wärmetransport aus niederen in höhere Breiten. Dieser Transport geschieht eher episodisch als stetig. Und dieser episodische Transport wird primär durch El Niño geleistet. Allen El Niños ist der Aufbau eines Wärmepools im westlichen äquatorialen Pazifik vorhergegangen. Bei den "Jahrhundert"-El-Niños von 1982/83 und 1997/98 war das am stärksten der Fall. Alle El Niños wurden durch einen Abbau dieses Wärmepools durch einen ungewöhnlichen Wärmetransport nach Osten eingeleitet, auf den während eines El Niños ein polwärtiger Transport folgte. Es scheint also, dass El Niño als Regulator des Wärmegehalts im oberen Ozean fungiert. Je höher der Aufbau von Wärme im äquatorialen Westpazifik, desto stärker ist die nachfolgende El-Niño-Erwärmung und desto stärker der polwärtige Wärmetransport und konsequenterweise der Wärmeverlust im westlichen und im gesamten äquatorialen Pazifik. El Niños regeln also den Abbau des Wärmepools im westlichen äquatorialen Pazifik und fungieren damit zugleich als als Stabilisator des Systems.

Die äquatoriale Kaltzunge im östlichen Pazifik korrespondiert mit einem lokalen Maximum an solarer Einstrahlung in den Ozean. Der Grund liegt in dem absteigende Ast der Walker-Zirkulation, dessen trockene Atmosphäre ein Maximum an Sonneneinstrahlung in Breiten erlaubt, in denen normalerweise [[Konvektion]] und [[Kondensation]] die Erdoberfläche vor der Solarstrahlung stark abschirmen. Andererseits sorgt das kalte Auftriebswasser dafür, dass weniger Wärme durch Verdunstung verloren geht als in Warmwasserregionen. Die Einstrahlungsenergie im östlichen Pazifik wird durch westlich gerichtete Strömungen unmittelbar in den westlichen Pazifik transportiert, besonders stark während eines La-Niña-Ereignisses. Je stärker der äquatoriale zonale SST-Kontrast, desto stärker der zonale Wind, der die zusätzliche, an der Oberfläche des östlichen Pazifik empfangene Wärme in die Deckschicht des westlichen Pazifik drückt und dabei die Thermoklinenneigung verstärkt und die Thermokline im Westen vertieft. Die nachfolgende schnelle zonale Umverteilung von Wärme resultiert in einer thermalen Struktur, die den polwärtigen Wärmetransport quer über das ozeanische Becken verstärkt. Die starke Wärmeabgabe während eines El Niño stürtzt das System in einen kalten Status, und der ENSO-Zyklus startet erneut.

== Externer Antrieb/Stochastische Dynamik ==
Alle bisher besprochenen Theorien gehen davon aus, dass ENSO ein grundlegend deterministisches Phänomen ist, bei dem die wesentliche Physik in der gekoppelten Ozean-Atmosphäre-Dynamik des äquatorialen Pazifik gefunden werden kann. In dieser Sicht entstehen die ENSO-Schwankungen, weil das System dynamisch instabil ist, und die ENSO-Unregelmäßigkeiten als Folge eines deterministischen Chaos. Die Dominanz dieser Sichtweise ist weitgehend durch gewisse Erfolge von gekoppelten Modellen, die auf diesem Konzept aufbauen, bei der Erklärung der ENSO-Physik und bei der (begrenzten) Vorhersage des El Niños von 1997/98 bedingt.

Jüngere Beobachtungen über 22 Jahre und sechs El-Niño-Ereignisse von 1980 bis 2002 kommen allerdings zu dem Ergebnis, dass ENSO kein Zyklus ist, in dem sämtliche Phasen aus der jeweils vorhergehenden zwangsläufig entstehen und die eine Phase in jedem Fall schon den Keim der nächstfolgenden in sich trägt.<ref> Kessler, W.S. (2002): Is ENSO a cycle or a series of events?, Geophysical Research Letters 29, 40-1 bis 40-4 </ref> Zwar scheint in Übereinstimmung mit der Divergenz/Konvergenz-Theorie eine gewisse Zwangsläufigkeit vom Zusammenfließen der Wassermassen Richtung Äquator über eine El-Niño-Phase und das polwärtige Auseinanderfließen bis zur La-Niña-Phase zu bestehen. Aber dann macht das System offensichtlich eine Pause von sehr variabler Länge, die sich über 6 bis 42 Monate erstrecken kann. Das anschließende Einsetzen eines erneuten Zusammenfließens von Warmwasser Richtung Äquator mit nachfolgendem El Niño scheint zu den vorhergehenden Phasen in keiner kausalen Beziehung zu stehen. Es geschieht deutlich, nachdem La Niña den Höhepunkt überschritten hat und scheint eher ein Neuanfang ohne erkennbare Beziehung zur vorhergehenden La Niña zu sein. Es gibt offenbar vor dem Einsetzen eines warmen Ereignisses einen Bruch in dem vorher konsequenten Ablauf des Systems. Das steht im Widerspruch zu der Vorstellung, dass ENSO letztlich ein sich selbst erhaltender Zyklus ist, in dem jede Phase den Antrieb für die Entwicklung der folgenden hervorbringt.

D. h. das System scheint in dieser sehr unterschiedlich langen Pause sein ,Gedächtnis" verloren zu haben. Nach bisherigen Vorstellungen liegt das "Gedächtnis" des Systems in dem gegenüber der Atmosphäre langsam reagierenden Ozean. Die Atmosphäre reagiert z.B. auf Veränderungen der SST unmittelbar mit aufsteigender bzw. absinkender Luft und Niederschlag bzw. Trockenheit, wobei der eine Zustand direkt durch den anderen ersetzt, d.h. schnell "vergessen" werden kann. Anpassungen des Ozeans an atmosphärische Bedingungen, z.B. der Meeresströmungen an die Passatwinde, halten dagegen relativ lange an, auch wenn sich die atmosphärischen Bedingungen längst geändert haben. So treibt der Windschub der Passate nach der Delayed-Oscillator-Theorie, z.B. in einer La-Niña-Phase, warmes Wasser nach Westen. Bei einem Nachlassen der Passatwinde verschwindet dieses Warmwasser nicht einfach, sondern wandert nach Osten und "erinnert" hier an den einstigen starken Passat bzw. erzeugt El Niño aus dem "Gedächtnis" an La Niña.

Die jüngeren Beobachtungen nähren aber den Zweifel gerade an diesem Zusammenhang und scheinen eher dafür zu sprechen, dass ENSO nach einer La Niña ihr ozeanisches Gedächtnis verliert und eines neuen Anstoßes durch zufällige externe Kräfte bedarf, um einen neuen El Niño zu erzeugen. Der Initiator ist unbekannt, scheint aber im Widerspruch zu der Delayed-Oscillator- und der Divergenz/Konvergenz-Theorie von den vorhergehenden Bedingungen des ENSO-Systems unabhängig zu sein. Die Spekulationen reichen von den Aktivitäten der sogenannten Madden-Julian-Oszillation (MJO), einer atmosphärischen Schwankung mit Ursprung im Indischen Ozean, bis hin zu Einflüssen durch die winterliche Variabilität in den mittleren Breiten. Die MJO hat, wie oben ausgeführt, bei der Entstehung des El Niño von 1997/98 eine Rolle gespielt und könnte der entscheidende Anstoß für die Schwächung der Passate sein. Erst nach der Intensivierung der MJO über dem westlichen Pazifik begann die Entwicklung zu dem 1997-98-Ereignis.<ref> vgl. McPhaden, M.J. (1999): Genesis and Evolution of the 1997-98 El Niño, Science 283, 950-954</ref> In Frage kommen aber auch Einflüsse durch tropische Zyklonen oder Ausbrüche von kalter Luft aus höheren Breiten. Treffen solche chaotischen Wetterereignisse wie die MJO oder andere zum richtigen Zeitpunkt auf geeignete ozeanische Zustände, kann dadurch eine neue ENSO-Kette ausgelöst werden. So traf vor dem 1997/98-El-Niño eine besonders energiereiche MJO-Störung auf eine durch überdurchschnittliche Passate 1995/96 verursachte besonders starke Ansammlung von Warmwasser im westlichen Pazifik.<ref>McPhaden, M.J. (1999): The child prodigy of 1997-98, Nature 398, 559-562</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

{{CC-Lizenz}}
[[Kategorie:Ozean]]

Aufbau der Atmosphäre

2010-04-18T18:42:13Z

Christian W.:

[[Bild:Aufbau der Atmosphäre.gif|thumb|420 px|Abb. 1: Der Stockwerkaufbau der Atmosphäre]]
== Die Stockwerke der Atmosphäre ==

Die Atmosphäre ist die dünne Gas-Hülle der Erdkugel. Die Schichtdicke der Atmosphäre bis zur Obergrenze der Stratosphäre (50 km) beträgt weniger als 1 % des Erdradius (6 378 km). Die Gesamt-Luftmasse der Erdatmosphäre beträgt 5,13 × 1015 t (das ist ca. ein Dreihundertstel der [[Wasserressourcen|Wassermasse der Ozeane]] bzw. ca. ein Millionstel der Erdmasse).<ref name="Gericke"> K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel II. Atmosphärenchemie - [http://www.pci.tu-bs.de/aggericke/PC5/Kap_II/Atmosphaere.htm Die Atmosphäre als Hülle der Erde]</ref>

Charakteristisch ist der vertikale Aufbau, der einen wesentlichen Einfluss darauf hat, wie Wetter- und Klimaprozesse ablaufen. Man kann den Aufbau der Atmosphäre natürlich je nach der Art der Klassifikation verschieden darstellen, je nachdem ob man die chemischen, dynamischen, thermischen, optischen oder andere Eigenschaften betrachtet. In der [[Meteorologie]] macht es aber am meisten Sinn, den Temperaturverlauf mit der Höhe als entscheidendes Kriterium heranzuziehen, weil dadurch auch die Wetterphänomene bestimmt sind.

Von unten nach oben gliedert sich die Atmosphäre demnach in die "Stockwerke" [[Troposphäre]], Stratosphäre, Mesosphäre, Ionosphäre und Exosphäre. Klimatisch bedeutsam sind allerdings nur die beiden unteren Stockwerke, da sich hier 99 % der Masse der Luft befinden. Ein wichtiger Grund ist die rasche Abnahme der Luftdichte nach oben. Sie beträgt am Boden 1,225 kg pro m3, an der Tropopause, der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, nur noch 0,36 kg pro m3. Entsprechend nimmt der [[Luftdruck]] von 1013 hPa am Boden auf etwa 200 hPa an der Tropopause und 1 hPa an der Stratopause, der Obergrenze der Stratospäre, ab. Allerdings ist hierbei zu beachten, dass diese Genzen eben über den Temperaturverlauf definiert sind und sich daher je nach Wetterlage Druck und Dichte dort stark ändern können. In extremen Ausnahmefällen kann die Tropopause in mittleren und höheren Breiten durchaus schon bei 500 hPa liegen. (Die genannten Zahlen sind nicht etwa Konstanten, sondern vielmehr als "typische" Werte zu betrachten.)

== Chemische Zusammensetzung ==
{| border="2" cellspacing="0" align="right" width="400" cellpadding="4" rules="all" style="border-collapse:collapse; empty-cells:show; margin: 1em 0em 1em 1em; border: solid 1px #aaaaaa;"
|+ '''Zusammensetzung der Luft'''<ref name="Luft">Amt für Umweltschutz: [http://www.stadtklima.de/stuttgart/s-luft/zusammensetzung.htm Natürliche Zusammensetzung der Luft]</ref><ref>Wikipedia: [http://de.wikipedia.org/wiki/Luft Luft]</ref>
|- style="background-color:#E0EEEE;" align="center"
! Gas
! Formel || Volumenanteil<ref>'''''Beachte:''' Volumenanteil '''≠''' Massenanteil! *) ppm = parts per million (Anteile pro Million) 
Umrechnung (ppm in Prozent): 1 ppm = 0,0001 %</ref><ref name="Ruess">''Die Anteilsgrößen (Massenanteil; Volumenanteil; Stoffmengenanteil) sind dimensionslos, das heißt sie haben keine Einheit. Zur Angabe aller Anteile sind Kürzel wie % , ‰, ppm, ppb usw. erlaubt bzw. üblich, wobei in diesem Fall die Bezeichnung der jeweiligen '''Anteilsgröße zwingend erforderlich''' ist. Zur Vermeidung von Missverständnissen (resp. Berechnungsfehlern) ist es sinnvoll, Einheits-Quotienten z.B. µg/g , µmol/mol , ml/m3 zu verwenden.'' - Vgl.: Klaus-Peter Rueß (Institut für Analytische Chemie, Uni Regensburg, Oktober 2006): [http://www-analytik.chemie.uni-regensburg.de/ruess/ruess1-Dateien/0_Stoech-SB-Gesamt-Vorlesung.pdf Stöchiometrisches Rechnen mit Größengleichungen, Seite 34 ff. von 112(PDF-Datei)]</ref>
! Massenanteil
|- style="background-color:#E4F4B3;" align="center"
| colspan="4" | '''''Hauptbestandteile der trockenen Luft bei Normalnull'''''
|-
| Stickstoff || N2 ||align="right"| 78,084 % ||align="right"| 75,518 %
|-
| Sauerstoff || O2 ||align="right"| 20,942 % ||align="right"| 23,135 %
|-
| Argon || Ar ||align="right"| 0,934 % ||align="right"| 1,288 %
|-
|colspan="2" align="center" | Zwischensummen ||align="right"| 99,960 % ||align="right"| 98,941 %

|- style="background-color:#E4F4B3;" align="center"
| colspan="4" | '''''Gehalt an Spurengasen'''''
|-
| Wasserdampf || H2O ||align="right"| 0,4 % ||align="right"| 0,4 %
|-
| Kohlenstoffdioxid || CO2 ||align="right"| 0,038 % ||align="right"| 0,058 %
|-
| Neon || Ne ||align="right"| 18,180 ppm ||align="right"| 12,67 ppm
|-
| Helium || He ||align="right"| 5,240 ppm ||align="right"| 0,72 ppm
|-
| Methan || CH4 ||align="right"| 1,760 ppm ||align="right"| 0,97 ppm
|-
| Krypton || Kr ||align="right"| 1,140 ppm ||align="right"| 3,30 ppm
|-
| Wasserstoff || H2 ||align="right"| ~500 ppb ||align="right"| 36 ppb
|-
| Distickstoffoxid || N2O ||align="right"| 317 ppb ||align="right"| 480 ppb
|-
| Kohlenstoffmonoxid || CO ||align="right"| 50–200 ppb ||align="right"| 50–200 ppb
|-
| Xenon || Xe ||align="right"| 87 ppb||align="right"| 400 ppb
|-
|}

Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre ist ein weiterer wichtiger Klimafaktor, da sie einen entscheidenden Einfluss auf den [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre]] besitzt. Die Atmosphäre setzt sich hauptsächlich aus Stickstoff (Volumenanteil = 78,1 %), Sauerstoff (Volumenanteil = 20,9 %) und Argon (Volumenanteil = 0,93 %) zusammen. Klimawirksam sind allerdings nur die sogenannten Spurengase wie Wasserdampf (H2O), [[Kohlendioxid]] (CO2), [[Methan]] (CH4), [[Lachgas | Distickstoffoxid]] (N2O) und [[Troposphärisches Ozon | Ozon]] (O3), deren Anteil zusammen unter 1 % liegt. Der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre ist regional und zeitlich aber sehr verschieden und liegt im Mittel bei etwa 1 %.

Die Spurengase [[Absorption|absorbieren]] zum Teil die kurzwellige Solarstrahlung und vor allem die [[Terrestrisch|terrestrische]] Infrarotstrahlung und tragen damit über den natürlichen [[Treibhauseffekt]] entscheidend zur Erwärmung der Atmosphäre bei. Ohne die Wirksamkeit dieser Spurengase wäre es in Bodennähe um 33 °C kälter; d.h. wir hätten auf der Erde statt der gegenwärtigen +15 °C eine globale Durchschnittstemperatur von -18 °C. Mit Ausnahme des Ozons befinden sich diese Spurengase vor allem in der unteren Troposphäre, da ja dort die Luftdichte am größten ist. Da die untere Atmosphäre so gut durchmischt ist, ist die Zusammensetzung mit Ausnahme von Wasserdampf und Ozon dort etwa gleich. Erst in Höhen von ca. 100 km beginnen die Gase sich gemäß ihrem Gewicht zu schichten, d.h. leichte Gase sind in großen Höhen stärker konzentriert als schwere. Außerdem herrscht in solchen Höhen eine starke UV-[[Strahlung]], die Moleküle spalten kann und so die Zusammensetzung der Luft mit prägt.

Zu den klimawirksamen Bestandteilen der Atmosphäre gehören auch die [[Aerosole]], kleine, in der Luft schwebende feste und flüssige Partikel, die aus verschiedensten Ausgangsprozessen (Vulkanausbrüchen, Verbrennungen, Staub, Eiskristallen) entstehen oder von der Erdoberfläche aufgewirbelt werden. Sie wirken im wesentlichen abkühlend, da sie Sonnenstrahlen zurückstreuen. Außerdem spielen Aerosole als [[Kondensation]]skerne bei der Wolkenbildung eine wichtige Rolle, und einige Aerosole absorbieren auch Strahlung. Klimatisch von besonderer Bedeutung sind die bei Vulkanausbrüchen bis in die untere Stratosphäre geschleuderten Sulfat-Aerosole, die über einige Jahre durch [[Absorption]] von Solarstrahlung die Temperatur in der unteren Stratosphäre erhöhen und am Erdboden absenken können. Anthropogene Aerosole, die durch Verbrennung fossiler Energieträger entstehen, haben insgesamt einen abkühlenden Effekt, da sie Sonnenstrahlen in der [[Troposphäre]] reflektieren. Ähnlich wirken sich [[anthropogen]]e Aerosole durch ihre Rolle bei der Wolkenbildung aus, auch wenn die Mechanismen hier noch weitgehend ungeklärt sind.

== Temperaturprofil der Atmosphäre ==

Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre bestimmt teilweise das charakteristische vertikale Temperaturprofil der Atmosphäre. In der Troposphäre nimmt die Temperatur vom Erdboden bis zur Tropopause, der Obergrenze der Troposphäre, von im Mittel 15 °C auf -50 °C ab (s. Abb. 1). Der Grund liegt einerseits darin, dass die Troposphäre durch die Absorption der Solarstrahlung durch die Erdoberfläche primär von unten erwärmt wird. Andererseits werden die von der Erdoberfläche ausgesandten Wärmestrahlen in der unteren Troposphäre von den hier besonders stark konzentrierten [[Treibhausgase]]n absorbiert. In der darüber liegenden Stratosphäre nimmt die Temperatur wieder zu, da ein Teil der Sonnenstrahlen in der Stratosphäre von dem hier konzentrierten [[Stratosphärisches Ozon|(stratosphärischen) Ozon]] absorbiert wird. Das Ozon wird hier aus der Photolyse (d.h. Spaltung durch UV-Strahlung) von Sauerstoffmolekülen erzeugt. Die gegenüber der oberen Troposphäre höheren Temperaturen in der Stratosphäre begrenzen vertikale Luftbewegungen und schränken damit das Wettergeschehen auf die Troposphäre ein.

== Wasserdampf ==

Wesentliche Prozesse des Wettergeschehens sind [[Verdunstung]] und [[Kondensation]] und die durch Temperaturunterschiede bedingte atmosphärische Dynamik. Bei Erwärmung von feuchten Oberflächen entsteht durch Verdunstung Wasserdampf, der mit der erwärmten Luft aufsteigt und bei Abkühlung durch Kondensation in flüssiges Wasser übergeht, wodurch es zur Bildung von [[Wolken]] und [[Niederschlag]] kommt. Bei der Verdunstung wird Energie verbraucht, die in dem entstehenden Wasserdampf gespeichert wird, als [[latente Wärme]] mit der Luft aufsteigt und bei Kondensation wieder frei wird. Wolken spielen eine wichtige Rolle im Energiehaushalt und sind hochgradig klimawirksam. Sie absorbieren und reflektieren sowohl die kurzwellige Sonnenstrahlung wie die langwellige Wärmestrahlung. Ihr Nettoeffekt auf den Energiehaushalt der Erde ist eine leichte Abkühlung. Dabei wirken die niedrigen Wolken deutlich abkühlend, da bei ihnen die Reflexion der Solarstrahlung überwiegt, während die hohen Eiswolken (Cirren) einen erwärmenden Effekt haben, da sie wie [[Treibhausgase]] die Sonnenstrahlung eher durchlassen, die Wärmestrahlung aber absorbieren.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Unterricht ==
* [http://www.lehrer-online.de/stratosphaere.php?sid=76046581756024410023428172820370 Aufbau der Atmosphäre] Unterrichtseinheit bei Lehrer Online
* ESPERE Klimaenzyklopädie: [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/9c0ca987e42688ad5f91d8072835c98e,0/1__Aufbau___Zusammensetzung/__Arbeitsblatt_1_2sa.html Arbeitsblatt 1: Luft und Temperatur]

== Siehe auch ==
* [[Atmosphäre im Klimasystem]]
* [[Atmosphärische Zirkulation]]
* [[Geschichte der Erdatmosphäre]]
* [[Stratosphäre]]
* [[Troposphäre]]

== Weblinks ==
* K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel [http://www.pci.tu-bs.de/aggericke/PC5/#II II. Atmosphärenchemie]

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[[Kategorie:Atmosphäre]]

Starkniederschläge und Hochwasser

2010-04-18T18:39:45Z

Christian W.:

== Definition Starkniederschlag ==

Im Allgemeinen kann Starkniederschlag als selten auftretender [[Niederschlag]] mit zerstörerischer Wirkung (z.B. Überflutungen) bezeichnet werden. Es gibt jedoch feste Definitionen hierfür. Diese sind abhängig von der jeweiligen Fragestellung. Bei der Wettervorhersage hat zum Beispiel der Deutsche Wetterdienst (DWD) die Warnkriterien für Starkniederschlag auf Niederschlag von 25 mm in einer Stunde und 35 mm in 6 Stunden festgelegt.<ref>Deutscher Wetterdienst - Warnkriterien [[http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_windowLabel=T14600649251144330032285&_urlType=action&_pageLabel=_dwdwww_wetter_warnungen_warnungen&WEEKLY_REPORT_VIEW=false&TIME=x&SHOW_HEIGHT_SEL=true&MAP_VIEW=true&STATIC_CONTENT_ID=22&MOVIE_VIEW=false&TABLE_VIEW=false&HEIGHT=x&SHOW_TIME_SEL=true&STATIC_CONTENT_VIEW=true&WARNING_TYPE=0&REPORT_VIEW=false&LAND_CODE=DE]]</ref> In der Klimaforschung wird hingegen meist der Tagesniederschlag betrachtet. Hier werden dann wieder Schwellwerte definiert, bei deren Überschreitung man von Starkniederschlag spricht. Für die Festlegung dieser Schwellwerte gibt es unterschiedliche Ansätze. Einige Wissenschaftler definieren einen festen Schwellwert (z.B. 30 mm, 50,8 mm oder 101,6 mm pro Tag)<ref>Groisman, P.Y., T.R. Karl, D.R. Easterling, R.W. Knight, P.F. Jamason, K.J. Hennessy, R. Suppiah, C.M. Page, J. Wibig, K. Fortuniak, V.N. Razuvaev, A. Douglas, E. Føtland and P.-M. Zhai (1999): Changes in the probability of heavy precipitation: Important indicators of climate change, Climate Change 42: 243-283 </ref>, welcher mehr oder weniger willkürlich festgelegt wird. Andere nehmen die größten 5% der Tagesniederschläge einer Periode (z.B. 30 Jahre). Eine ähnliche Definition ist die der Wiederkehrrate. Hierbei richtet sich der Schwellwert nach einer Tagesniederschlagsmenge, welche nur in bestimmten Abständen verzeichnet wird, z.B. einmal in 5 Jahren. Alle vorher genannten Definitionen basieren nur auf den gemessen Daten. Es gibt aber auch statistische Ansätze, bei der zuerst die statistische Verteilungsfunktion des Niederschlags bestimmt wird und dann die größten 5% dieser Verteilungsfunktion als Starkniederschlag definiert werden.

[[Bild:Wasserkreislauf.gif|thumb|320 px|Durch die zunehmende Konzentration von Treibhausgasen wird die Atmosphäre erwärmt. Dadurch erhöhen sich die Verdunstung und die atmosphärische Wasserdampfkapazität. Die Folgen sind einerseits [[Dürren]] und andererseits mehr Wasserdampf in der Atmosphäre und stärkere Niederschläge.]]

== Veränderung des Wasserkreislaufs ==

Einige Beispiele der jüngsten Zeit wie die Winterhochwasser in Süddeutschland oder die Sommerfluten in Mitteleuropa legen die Annahme nahe, dass es in einem wärmeren Klima zu stärkeren [[Niederschlag|Niederschlägen]] und Hochwasserereignissen kommen kann. Rein physikalische Überlegungen sprechen dafür, dass bei einer globalen Erwärmung in einigen Gebieten die Niederschläge und vor allem die Starkniederschläge zunehmen werden, in anderen allerdings Trockenheit und [[Dürren]]. Höhere [[Lufttemperatur|Lufttemperaturen]] haben zwei entscheidende Folgen:
# eine Verstärkung der Verdunstung und
# eine Erhöhung der Wasserdampfkapazität der Atmosphäre.
Die Zunahme der atmosphärischen Wasserdampfkapazität von 7 % pro Grad Celsius und die höhere Verdunstung erhöhen den absoluten Wasserdampfgehalt der Luft. Die relative Feuchtigkeit verändert sich dagegen nur geringfügig. Dadurch ändert sich in einem wärmeren Klima die Niederschlagshäufigkeit nur wenig. Pro Niederschlagsereignis steht aber mehr Wasserdampf zur Verfügung, und deshalb kommt es zu häufigeren Extremereignissen mit größeren Niederschlagsmengen. Allgemein sollte es in vielen Regionen durch die globale Erwärmung eine Abnahme von leichten und moderaten Regenfällen geben und/oder eine Abnahme in der Häufigkeit von Niederschlagsereignissen, aber häufigere und intensivere Starkregen.

== Regen oder Schnee ==
[[Bild:Schneedecke.gif|thumb|320px|Relativer Trend der mittleren Anzahl der Tage mit einer Schneedecke (Schneedeckendauer) in Baden-Württemberg und Bayern, 1951/52 bis 1995/96]]
Wo die höhere Verdunstung nicht durch mehr Niederschläge ersetzt wird, kommt es zu erhöhter Trockenheit. In bestimmten Regionen spielt auch die Art der Niederschläge eine Rolle. In den Gebirgen der mittleren Breiten bilden die winterlichen Schneemassen eine Wasserreserve im Frühjahr und Sommer, wenn der Schnee schmilzt. Eine Erwärmung verursacht eine kürzere Schneesaison, und es fällt mehr [[Niederschlag]] in Form von Regen als in Form von Schnee, und der Schnee schmilzt früher. Im Frühjahr und Sommer steht weniger Bodenfeuchtigkeit zur Verfügung, was Trockenheit zur Folge haben kann. Dem wirkt allerdings entgegen, dass zumindest in den mittleren Breiten die Wolkenbedeckung zunimmt, was die [[Verdunstung]] verringern kann.

Schneedecken regulieren die Grundwasserneubildung und den Abfluss. Bei einer lange liegenden Schneedecke und allmählichen Tauvorgängen versickert ein größerer Teil der Niederschläge, während der andere langsam abfließt. Damit kommt es selten zu Hochwasserereignissen in den Wintermonaten und eher zu gemäßigten Hochwassern im Frühjahr während der Schneeschmelze. In den letzten Jahrzehnten ist diese Situation etwa in Süddeutschland jedoch immer seltener geworden. Die Schneedeckendauer in Baden-Württemberg und Bayern ging fast flächendeckend deutlich zurück, in den tiefer liegenden Gebieten (< 300 m ü. NN) um 30 bis 40% und mehr, was etwa 25 Tagen entspricht. In den mittleren Höhenlagen verringert sich der Rückgang um 10 bis 20%, in den höher gelegenen Gebieten (> 800 m ü.NN) um weniger als 10%, bzw. es kam hier aufgrund des stärkeren Schneefalls auch zu leichten Zunahmen. Die Folge ist ein sofortiges Abfließen der reichlicher fallenden Regen-Niederschläge mit Hochwassergefahren schon im Winter.

== Aerosole ==

Eine entgegengesetzte Wirkung auf den hydrologischen Zyklus als die Treibhauserwärmung besitzen jedoch die [[Aerosole]], kleinste Schwebstoffteilchen, deren atmosphärische Konzentration ebenfalls in letzter Zeit durch menschliches Einwirken zugenommen hat. Beobachtungen zeigen eine Zunahme der Verdunstung über den relativ aerosolfreien Gebieten der Ozeane, jedoch eine Abnahme trotz eines höheren Temperaturanstiegs über dem Land. Der Grund liegt in der Verringerung der am Boden ankommenden [[Sonnenenergie|Solarstrahlung]] infolge der zunehmenden Aerosolbelastung der [[Atmosphäre]]. Dieses als "global dimming" bekannte Phänomen hat dazu geführt, dass die Sonneneinstrahlung in den letzten Jahrzehnten weltweit um mehr als 10% abgenommen hat, wodurch sich die Verdunstung abschwächt. Hinzu kommt, dass aufgrund der indirekten Wirkung der [[Aerosole]] auf die [[Wolken]]bildung bei der [[Kondensation]] eher kleine als größere Tröpfchen entstehen, was die Niederschlagsneigung schwächt. Da der Wasserdampf für die Niederschläge über dem Land weitgehend von den Ozeanen herantransportiert wird, sollte der Aerosoleffekt auf die Niederschläge aber auch nicht überschätzt werden.

== Wasserdampftransport und Zikulationssysteme ==

Ob es in einem bestimmten Gebiet viel, wenig oder gar nicht regnet, hängt nur zu einem geringen Teil von Temperatur und Verdunstung in diesem Gebiet ab. Die Wassermenge bestimmter Niederschlagsereignisse stammt im globalen Mittel zu ca. 90% aus Wasserdampf, der aus mehr oder weniger größerer Entfernung herantransportiert wurde.<ref>Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen and D.B. Parsons (2003): The Changing Character of Precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society 84, 1205-1217</ref> So kommt etwa der Wasserdampf, der in einer außertropischen Zyklone in einem Radius von 800 km fällt, aus Entfernungen von bis zu 3200 km. Der Anteil des herantransportierten Wasserdampfes an dem gesamten Wasserdampf, der sich über einem bestimmten Gebiet in Niederschlag umwandelt, ist über dem Land höher als über den Ozeanen und im Winter höher als im Sommer. Für den Wasserdampftransport sind atmosphärische Zirkulationssysteme von entscheidender Bedeutung, z.B. die tropischen Monsune und subtropischen Passate in den niederen Breiten und in den mittleren und höheren Breiten die durch den Jetstream gesteuerten Zugbahnen der Tiefdruckgebiete.

In Nord- und Westeuropa sind es die nordatlantischen Tiefdrucksysteme, die, wie oben gezeigt, vor allem im Winter den Niederschlag regulieren und selbst wiederum von der [[Nordatlantische Oszillation|Nordatlantischen Oszillation]] (NAO) beeinflusst werden. Der NAO-Index hat in den 1980er und 1990er Jahren eine Tendenz zu auffällig hohen Werte gezeigt. Ein stärkerer NAO-Index ist in der Regel im nördlichen Europa mit mehr Niederschlägen und im südlichen Europa mit geringeren Niederschlägen verbunden. Die in jüngster Zeit beobachtete Zunahme zyklonaler Großwetterlagen, die im wesentlichen durch eine Verstärkung des NAO-Index hervorgerufen wurde, lässt einen Zusammenhang mit der globalen Erwärmung als wahrscheinlich erscheinen, kann aber auch durch eine natürliche Dekaden-Schwankung der NAO verursacht sein. Eine Verstärkung der Nordatlantischen Oszillation infolge des menschengemachten [[Treibhauseffekt | Treibhauseffekts]] gilt allerdings als wahrscheinlich.

Ähnlich liegt der Fall bei einer anderen einflussreichen Klimavariabilität, bei dem [[ENSO|El-Niño]]-Phänomen, das für Extremniederschläge mit der Gefahr von Hochwasser an der südamerikanischen Westküste, in Ostafrika, im Südwesten der USA und extreme Trockenheit mit der Gefahr von Dürren in Indonesien, Australien, Südafrika und Nordost-Brasilien verantwortlich ist. Auch die Stärke von El-Niño-Ereignissen hat in den letzten Jahrzehnten zugenommen, bis hin zu dem "Jahrhundert"-El-Niño von 1997/98. Auch hier wird ein Zusammenhang mit der globalen Erwärmung angenommen und wird von manchen Forschern eine Zunahme von starken El-Niño-Ereignissen für die Zukunft erwartet. Andere bezweifeln jedoch auch eine Verbindung zwischen El Niño und dem anthropogenen Treibhauseffekt.

Zumindest ist die beobachtete Zunahme von Niederschlagsextremen nicht inkonsistent zu den erwarteten Veränderungen durch den anthropogenen Antrieb. Die Frage nach den definitiven Ursachen bleibt aber, wenn es um Festlegungen für ganz bestimmte regionale Ereignisse geht, unbeantwortet. Eine jüngere Untersuchung über die Häufigkeit von Extremereignissen in den USA seit dem Ende des 19. Jahrhunderts, die erstmals digitalisierte Daten von 1895-2000 von 1076 Stationen auswerten konnte, zeigt, dass die natürlichen Schwankungen auch auf Zeitskalen von Dekaden relativ groß sind und als mögliche Ursache oder eine der Ursachen auch für den Anstieg von Extremniederschlägen Ende des 20. Jahrhunderts nicht außer Acht gelassen werden können.<ref>Kunkel, K.E. (2003): North American Trends in Extreme Precipitation, Natural Hazards 29, 291-305</ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* Jacob, D. & S. Hagemann (2005): Verstärkung und Schwächung des regionalen Wasserkreislaufs - wichtiges Kennzeichen des Klimawandels, in Lozan, J.L., H. Graßl, P. Hupfer, L. Menzel, C.-D. Schönwiese: Warnsignal Klima: Genug Wasser für alle? Wissenschaftliche Fakten, Hamburg, 167-170
* Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen and D.B. Parsons (2003): The Changing Character of Precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society 84, 1205-1217

== Weblinks ==
* [http://www.dwd.de/bvbw/appmanager/bvbw/dwdwwwDesktop?_nfpb=true&_pageLabel=dwdwww_klima_umwelt&T76004gsbDocumentPath=Navigation%2FOeffentlichkeit%2FKlima__Umwelt%2FBesondere__Ereignisse%2FBesondere__Ereignisse__Deutschland%2Fniederschlaege__node.html__nnn%3Dtrue Extreme Niederschlagsereignisse] Artikel des Deutschen Wetterdienstes über extreme Niederschlagsereignisse in Deutschland
* [http://www.kliwa.de/index.php?pos=ergebnisse/hefte/ KLIWA-Heft 12] Sonnenscheindauer und Globalstrahlung sowie von Verdunstung und klimatischer Wasserbilanz in Baden Württemberg und Bayern

== Siehe auch ==
* [[Wetterextreme]]

{{CC-Lizenz}}
[[Kategorie:Extremereignisse]]
[[Kategorie: Wasserkreislauf]]

Hadley-Zelle

2010-04-18T18:33:49Z

Christian W.:

[[Bild:Hadley-Zelle.jpg|thumb|520px|Schematische Darstellung der Hadley-Zirkulation]]
Die '''Hadley-Zirkulation''' ist eine planetarische, thermisch bedingte Vertikalzirkulation
zwischen dem [[Subtropen]]-Hochdruckgürtel und der äquatorialen Tiefdruckrinne. In
Beobachtungen ist sie recht gut zu erfassen, zeigen doch Wolkenkonvektion, Lage des
[[Jetstream|Subtropenjets]] oder die permanent wehenden [[Passat]]winde stets die Ausdehnung der Zelle an.

Die mit der geographischen Breite variable Strahlungsbilanz bewirkt ein permanentes
Temperaturgefälle zwischen den äquatorialen und den polaren Gebieten der Erde. Zum
Ausgleich muss ein meridionaler Energietransport stattfinden, der sowohl über die Ozeane als
auch über die [[Atmosphäre]] erfolgt. Beobachtungen zeigen, dass diese thermisch angeregte
Zirkulation jedoch nicht von den [[Tropen]] bis zu den [[Polargebiete|Polen]] reicht, sondern nur bis ca. 30°
geographischer Breite realisiert ist. Diese Strömung wird Passatzirkulation oder auch Hadley-
Zirkulation genannt und in einfachen, idealisierten Beschreibungen als eine geschlossene
Zelle angesehen.

Im Bereich des [[Subtropen]]-Hochdruckgürtels sinkt trockene Luft ab (absteigender Ast der
Hadley-Zelle) und fließt bodennah in den sogenannten Passatwinden zum Äquator. Dabei nimmt sie vor allem über den Ozeanen große Mengen an thermischer Energie in Form von
fühlbarer und latenter Wärme auf. Im Bereich der äquatorialen Tiefdruckrinne (ITC) wird sie
durch Konvergenz zum Aufsteigen gezwungen, was schnell zu Sättigung und anschließender
[[Kondensation]] führt. Folglich ist der aufsteigende Ast der Hadley-Zelle durch starke
Quellbewölkung und ergiebige konvektive [[Niederschlag|Niederschläge]] geprägt (tropische Regenzone). Die
Energie wird über die [[Konvektion]] in die polwärts gerichteten Höhenströme (Antipassate)
eingeführt. Der mit ihnen vollzogene Energietransfer erfolgt sowohl über einen Wärme- als
auch über einen Drehimpulstransport, denn aus der Äquatornähe stammende Luftpakete
haben infolge des größeren Abstandes zur Rotationsachse einen stärkeren Drehimpuls als die
Luft der Höheren Breiten. Auf dem Weg zu den Polen kühlt die Luft ab und sinkt.

Für die Begrenzung der Hadley-Zelle ist die [[Corioliskraft]] verantwortlich. Sie lenkt die
zunächst meridional gerichteten Antipassate mit wachsender Entfernung vom Äquator
zunehmend wirksamer ab, bis diese im Bereich von 30° geographischer Breite zu einer zonal
gerichteten Westströmung werden. Die äquatorwärts wehenden Passate erfahren
gleichermaßen eine Rechts-Ablenkung, sodass sie aus östlicher Richtung zum Äquator
strömen. Da die Einstrahlung durch die Sonne sich mit den Jahreszeiten ändert, ist die Position der Hadleyzelle unterschiedlich. Besonders gut erkennbar ist sie während der Sommer- und Wintermonate, der Bereich des Absinkens liegt dabei immer auf der Winterhemisphäre. Mittelt man die Strömung also über ein ganzes Jahr, so sieht man einen aufsteigenden und zwei absinkende Äste, die aber in Wahrheit immer nur abwechselnd aktiv sind, da die Zelle hin- und her wandert.

Ein großer Teil des meridionalen Temperaturgefälles wird innerhalb der Hadley-Zelle
weitgehend abgebaut. Durch ihre Begrenzung erfolgt dieser Ausgleich jedoch nicht über die
gesamte Hemisphäre, wodurch sich der Temperaturgegensatz der anschließenden Zonen auf
einen relativ schmalen und dadurch stark baroklinen Bereich verdichtet. In dieser Zone findet
der weitere meridionale Energietransport durch horizontale zyklonale (entgegen dem Uhrzeigersinn drehende) und [[antizyklonal]]e (mit dem Uhrzeigersinn drehende)
Wirbel statt, die durch die Instabilitäten der oberen Westwindströmung ausgelöst werden.

== Siehe auch ==
[[Hadley-Zelle (einfach)]] [[Atmosphärische Zirkulation]]

== Unterricht ==
* [http://www.webgeo.de/beispiele/de/rahmen.php?string=de;1;k_774;1 Hadley-Zirkulation] Lehrmodul über das klassische Modell und seine Modifizierungen

==Lizenzhinweis==
{{CC-Lizenz}}

[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]

Innertropische Konvergenzzone

2010-04-18T18:32:51Z

Christian W.:

Die '''Innertropische-''' oder '''Intertropische Konvergenzzone''' (ITC für ''Inter Tropic Convergence'' oder ITCZ für ''Inter-Tropical Convergence Zone''), auch Doldrums oder Kalmenzone genannt, ist eine wenige hundert Kilometer breite [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckrinne]] in Äquatornähe im Bereich der von Norden und Süden aufeinander treffenden Passatwinde. Sie ist durch Konvektionserscheinungen und eine in der Regel starke Quellbewölkung gekennzeichnet.

== Entstehung und jahreszeitliche Verlagerung ==

In der Nähe des Äquators, überall dort, wo die Sonne mittags senkrecht (das heißt im Zenit) steht, wird die Luft durch die dortige starke [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] stark erhitzt, woraufhin diese expandiert.

Die erwärmte und expandierende Luft konvektiert (thermische Advektion, vertikal) und muss hierbei Arbeit leisten, weshalb sie mit zunehmender Höhe abkühlt (Joule-Thomson-Effekt). Mit der Unterschreitung der [[Taupunkt]]temperatur bilden sich aufgrund der dabei sinkenden Wasserdampfkapazität der Luft, im Verbund mit der in ihr enthaltenen meist hohen Luftfeuchtigkeit, hochreichende und massive Wolkenformationen. Diese führen zu starken Niederschlägen (den so genannten Zenitalregen). Bei der [[Kondensation]] wird in der Höhe Wärme frei, die der Luft bei der Verdunstung am Boden als „[[latente Wärme]]“ beigegeben wurde.
[[Bild:ITC.jpg|thumb|300px|Die Innertropische Konvergenzzone]]
In der Höhe fließt die Luft seitlich (d.h. nach Norden und Süden) ab. In der Folge des Ausdehnens, Aufsteigens und seitlich Abfließens der Luft, sinken sowohl die Luftdichte als auch der [[Luftdruck]] am Boden stark ab. Es bildet sich also eine den gesamten Globus umspannende Zone stabiler [[Tiefdruckgebiet]]e sehr großen Ausmaßes, sowohl vertikal als auch horizontal, welche als Tiefdruckrinne bezeichnet wird.

Da sich [[Luftdruck|Luftdruckunterschiede]] durch Massenströme ausgleichen und in der Tiefdruckrinne am Boden kein Vakuum entstehen kann, fließt horizontal von Norden und Süden Luft nach, was man als Konvergenz bezeichnet. Dieser Massenstrom, hier Wind genannt, ist in Richtung und Stärke relativ konstant. Er wird durch die [[Corioliskraft]], eine Scheinkraft, auf der Nordhalbkugel in Bewegungsrichtung nach rechts und auf der Südhalbkugel in Bewegungsrichtung nach links abgelenkt, weshalb die resultierenden Winde, die [[Passate]], eine Ostkomponente besitzen. Durch die starke [[Konvektion]] liegt die Tropopause in der ITC höher.

Im Bereich der ITC wirkt ferner die Walkerzirkulation, die u.a. für den [[El Niño]] mitverantwortlich ist. Allerdings ist in der äquatorialen Tiefdruckrinne häufig Windstille, weshalb das Passieren dieses „Kalmengürtels“ für die segelnden Seefahrer früherer Zeiten problematisch war.

Die Innertropische Konvergenzzone bildet sich im Bereich der größten Erwärmung der Erdoberfläche. Daher folgt sie tendenziell dem Zenitstand der Sonne, welcher von der Jahreszeit abhängt. Dies geschieht mit einer Verzögerung von etwa einem Monat.

Die unterschiedliche Erwärmung von Land- und Meeresflächen beeinflusst die Lage der ITC stark. Die ungleiche Verteilung der Landflächen bewirkt, dass die Mittellage der ITC sich bei ungefähr 5° nördl. Breite befindet. Über Pazifik und Atlantik verschiebt sie sich im Jahresverlauf nur um wenige Grade, über Südamerika vor allem im Südsommer deutlich, wegen der südwärts gelegenen größeren Landmasse. Wegen des dreiseitigen Landeinschlusses des Indischen Ozeans ist die Verschiebung über dem sich daraus ergebenden asiatisch-afrikanischen [[Monsun]]gebiet besonders ausgeprägt. Hier wird der Wendekreis wegen der Wirkung des Himalaya nach Norden teilweise sogar knapp überschritten.

[[Bild:-IntertropicalConvergenceZone-EO.jpg|thumb|420px|Die Innertropische Konvergenzzone im Ostpazifik.]]
Der Verlauf der ITC und seine jahreszeitliche Änderung beeinflusst somit auch die Klimazonierung. Ohne 'störende' Landmassen würde die Zonierung der [[Klimazonen]] deutlich stärker einem globalen Gürtelmuster ähneln.

Wenn die ITC sich nach dem 21. März nach Norden sowie nach dem 23. September vom Äquator nach Süden verlagert, entsteht am Äquator eine sekundäre ITC.

== Folgen: Wetter im Bereich der ITC ==

Die Folgen der aufsteigenden Luft sind hierbei starke Wolkenbildung (Cumulonimbus), wolkenbruchartige Schauer und Gewitter. Dies liegt darin begründet, dass die schon recht feuchte Luft beim Aufsteigen langsam abkühlt und als Folge die Wasserdampfkapazität derselben sinkt. Die relative Luftfeuchtigkeit nimmt dabei immer weiter zu. Wird der [[Taupunkt]] unterschritten, so kommt es als Folge recht schnell zur Kondensation, die aufgrund der Ausmaße der Konvektionsströmung enorme Mengen flüssigen Wassers hervorbringt und so zu häufigen starken Gewittergüssen führt.

== Siehe auch ==
* [[Tropen]]
* [[Passate]]

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[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Grundbegriffe]]

Tornados

2010-04-18T18:29:52Z

Christian W.:

[[Bild:Tornado.jpg|thumb|420px|Tornado in Channing, Texas]]

'''Tornados''' (spanisch tornar „umkehren, wenden“, Partizip tornado; tornear „wirbeln, drechseln“) sind sehr schnell rotierende Luftwirbel, welche den Boden berühren. Sie befinden sich entweder unter einer [[Konvektion|konvektiven]] Wolke (Cumuluswolke) oder sind mit ihr verbunden. Manchmal, aber nicht immer, sind sie als Rüssel sichtbar. Dies geschieht, wenn der [[Luftdruck|Luftdruck]] im Inneren so niedrig ist, dass Wasserdampf kondensiert. Ist die Luft zu trocken, ist ein Tornado nur durch rotierenden Staub oder Trümmer sichtbar. Die Verweildauer liegt zwischen einigen Sekunden bis zu einer Stunde und länger, wobei die meisten Tornados ca. 10 Minuten andauern. Der durchschnittliche Durchmesser ist meistens 200 m, kann aber zwischen ca. 10 m und ca. 2 km variieren. Durch ihre hohen Windgeschwindigkeiten von 70 km/h bis 500 km/h können sie sehr großen Schaden anrichten. Diese Geschwindigkeiten verursachen auch einen sehr großen Druckgradient, welcher mehr als 100 hPa auf einigen Metern betragen kann. Damit sind Tornados die stärksten Tiefdruckgebiete auf der Welt. Ihre Rotationsrichtung ist allerdings nicht ausschließlich entgegen dem Uhrzeigersinn ([[zyklonal]]), sonder in seltenen Fällen auch im Uhrzeigersinn ([[antizyklonal]]), da die [[Corioliskraft]] anders als bei [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckgebieten]] und [[Hurrikane|Hurrikanen]] für die Enstehung von Tornados keine Rolle spielt. Tornados können über jedem Gelände auftreten.<ref>Bluestein, H.B. (2007): Advances of physics of fluids to severe weather, Reports on Progress in Physics, 1259-1323</ref> Über Wasser werden sie als Wasserhosen bezeichnet.

== Entstehung ==

Damit Tornados entstehen können, wird [[Konvektion|Feuchtekonvektion]] benötigt. Ideal Bedingungen hierfür sind eine starke Temperaturabnahme mit der Höhen (instabile Schichtung) und eine hohe Luftfeuchtigkeit in den unteren 1-2 km der [[Atmosphäre]]. Als Auslöser für die Konvektion dienen Prozesse, die zur Hebung führen. Dies können z.B. [[Front]]en, Hindernisse (Berge) oder einfach nur die Erwärmung des Bodens aufgrund der Sonneneinstrahlung sein. Steigt die Luft dann auf, kühlt sie so lange ab bis sie den Wasserdampf nicht mehr aufnehmen kann. Dieser [[Kondensation|kondensiert]] dann zu Wolkentropfen. Beim Kondensieren wird Energie frei ([[latente Wärme]]), welche die Luft erwärmt. Somit wird die Luft leichter als die Umgebungsluft und kann weiter aufsteigen. Je mehr Wasser kondensieren kann, umso stärker sind die Aufwinde. Auch Tornados beziehen ihre Energie aus der Umwandlung von Wasserdampf zu flüssigen Wasser. Bei den weiteren Entstehungsprozessen können Tornados in verschieden Typen unterteilt werden.

=== Mesozyklonale Tornados ===

Dies sind Tornados, die in Verbindung mit einer Mesozyklone eingebettet in einer Superzelle auftreten. Eine Superzelle ist ein Gewitter mit rotierenden Aufwinden. Damit Superzellen entstehen, muss zusätzlich zur instabil geschichteten Atmosphäre und auch vertikale Windscherung vorherrschen. Das heißt die Windgeschwindigkeit oder auch die Windrichtung ändern sich mit der Höhe. Durch die Windscherung bilden sich vertikal rotierende Luftwirbel, die dann durch Aufwinde aufgerichtet werden. Aufgrund der Rotation des Gewitters wird immer neue Feuchtigkeit herantransportiert, die dann die Lebensdauer der Superzelle verlängert. Superzellen sind zusätzlich zur Rotation auch durch starke Auf- und Abwinde gekennzeichnet, welche zu [[Hagel]], [[Starkniederschläge und Hochwasser|Starkniederschlag]] und starken Gewitterböen (Downbursts) führen. Der genaue Mechanismus, der zur Bildung eines Tornados aus einer Superzelle führt, ist immer noch nicht vollkommen verstanden und noch Gegenstand der aktuellen Forschung. Ein Ansatz ist, dass der Tornado aus der in der Superzelle vorhandenen Rotation entsteht, welche sich zum Boden hin fortesetzt. Viele Beobachtungen zeigen auch, dass Tornados in der nähe der starken Fallböen bilden. Durch die hohe Windscherung bilden sich starke Wirbel, die in die Aufwindzone der Superzelle gesogen werden und sich zu einem Tornado aufrichten.

=== Nicht-mesozyklonale Tornados ===

Nicht-mesozyklonale Tornados entstehen, wie der Name schon sagt, nicht im Zusammenhang mit Mesozyklonen. Sie bilden sich meist an Konvergenzlinien. Dies sind Gebiete in denen der Wind aus entgegengesetzten Richtungen aufeinander trifft. An der Grenzfläche bilden sich in einigen Fällen vertikale Wirbel, welche sich dann zu Tornados entwickeln können.

== Klassifizierung ==

Für die Klassifizierung wird in den meisten Ländern die 1971 entwickelte Fujita-Skala verwendet. Da die Windgeschwindigkeiten in einem Tornado schwer messbar sind, wird bei dieser Skala ein Tornado anhand seines angerichteten Schadens klassifiziert. Dem Schaden kann dann eine ungefähre Windgeschwindigkeit zugeordnet werden. Die Skala geht eigentlich von F0 bis F12 (Schallgeschwindigekeit). Allerdings sind die Werte von F6 bis F12 nur theoretisch. In Europa wird zusätzlich zur Fujita-Skala auch die 1972 entwickelte Torro-Skala verwendet. Diese ist feiner aufgeteilt und steigt anders als die Fujita-Skala linear mit der Windgeschwindigkeit.

{| style="background-color:#E0EEEE;" border=1; width="40%" align="center"|
|- style="background-color:#EEE9E9;"
! width="10%" valign="middle"| Kategorie
! width="90%" valign="middle"| Windgeschwindigkeit in km/h
|-
| align="center" | F0
| align="center" | 64–116
|-
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|-
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|-
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|-
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|-
| align="center" | F5
| align="center" | 419–512
|-
|}

== Tornados und Klimawandel ==

Ein Tornado ist ein kleinräumiges Phänomen, besitzt meist nur eine kurze Lebensdauer und ist somit nicht leicht zu beobachten. Auch neuere Techniken (z.B. Dopplerradar) können nicht alle Tornados detektieren. Aus diesem Grund gibt es keine vollständigen Datenreihen. Auch werden Tornados erst seit den 50er Jahren des letzten Jahrhunderts systematisch aufgezeichnet. Eine Ab- oder Zunahme aufgrund des [[Klimawandel|Klimawandels]] kann deshalb schwer bestimmt werden. Generell wurden in Europa in den letzten Jahrzehnten immer mehr Tornados beobachtet. In Deutschland wurde zum Beispiel eine Zunahme von meist schwachen Tornados beobachtet, doch ist dies vor allem auf den Anstieg der Bevölkerungsdichte, auf das größere öffentliche Interesse und auf neue Beobachtungstechniken zurück zu führen. In den USA hingegen hat die Häufigkeit von schweren Tornados gegenüber den 50er, 60er und 70er Jahren abgenommen. Der Grund hierfür ist allerdings eine veränderte Schadensbeurteilung der schweren Tornados seit diesem Zeitraum. Es gibt allerdings Ansätze die Auswirkungen des Klimawandels auf die Häufigkeit und Stärke von Tornados zu bestimmen, ohne auf die Beobachtungen zurück zu greifen. Hierfür werden meteorologische Parameter untersucht, welche für die Entstehung für Tornados wichtig sind. Dies sind vor allem vertikale Windscherung und Labilität der Atmosphäre, welche durch die "zur Konvektion verfügbare potentielle Energie" (CAPE) ausgedrückt wird. Aktuelle Untersuchungen von Beobachtungsdaten zeigen eine Zunahme von CAPE in einigen Regionen der Erde in den letzten Jahren.<ref>Riemann-Campe K., Fraedrich K. and Lunkeit F. (2008): Global climatology of Convective Available Potential Energy (CAPE) and Convective Inhibition (CIN) in ERA-40 reanalysis, Atmospheric Research, doi:10.1016/j.atmosres.2008.09.037 </ref> Simulationen mit Klimamodellen zeigen außerdem, dass in den USA die Tage mit Unwettern und damit auch Tage mit Tornados zunehmen werden. Grundlage für die Rechnungen war ein Anstieg der [[Treibhausgase]] nach dem A1B Szenario des [[IPCC|IPCC's]].<ref>Trapp R.J., Diffenbaugh N.S. and Gluhovsky A. (2009): Transient response of sever thunderstorms forcing to elevated greenhous gas concentrations. Geophysikal Research Letters, 36, L01703 </ref>

== Einzelnachweise ==
<references/>

== Literatur ==
* IPCC 2007: The Physical Science Basis, Chapter 3:Observations: Surfaces and Atmospheric Climate Change; auch als [http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg1/ar4-wg1-chapter3.pdf Download]

== Weblinks ==
* [http://www.naturgewalten.de/tornado.htm Tornados Weltweit] Thomas Sävert

== Lizenzhinweis ==
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[[Kategorie:Extremereignisse]]

Lufttemperatur

2010-04-18T18:27:40Z

Christian W.: /* Messmethoden und -instrumente */

Als '''Lufttemperatur''' wird die Temperatur der bodennahen Atmosphäre bezeichnet, wobei die Messung weder von Strahlung noch von Wärmeleitung beeinflusst sein darf.

Die genaue Definition durch Wissenschafter und Techniker ist je nach Fachgebiet etwas verschieden. In der Meteorologie wird die bodennahe Lufttemperatur in einer Höhe von zwei Metern gemessen, wofür die klassischen, weiß gestrichenen Wetterhütten in freier Umgebung dienen.

In der Physik wird die Temperatur in Kelvin angegeben. Eine Erwärmung um ein Kelvin entspricht dabei auch genau einer Erwärmung von einem Grad Celsius. Allerdings sind die Skalen gegeneinander verschoben, so dass die Temperatur in Kelvin immer um 273.15 höher ist als die Temperatur in Celsius. Der Vorteil ist, dass bei einer Kelvin-Skala nur positive Temperaturen vorkommen (physikalische Sonderfälle außer Acht gelassen), weil dann die Temperatur angibt, welche Bewegungsenergie die Teilchen eines Stoffes haben, und die Bewegungsenergie ist immer positiv. Ist ein Gegenstand (oder ein Gas wie die Luft) heiß, bewegen sich die Moleküle darin sehr schnell durcheinander. Ist er kalt, bewegen sie sich nur langsam.

== Einflüsse ==
Die wesentlichen Einflussfaktoren auf die Lufttemperatur sind der [[Strahlungshaushalt der Atmosphäre | Strahlungshaushalt]] der Erde bzw. dessen lokale Strahlungsbilanz, die Umwandlung von Schmelz- und Verdampfungswärme (so genannter latenter Wärme), sowie Transport- und Mischungseffekte durch den Wind.
Die Strahlungseffekte beinhalten hierbei die [[Sonnenenergie|Einstrahlung von der Sonne]], die dann von Stoffen in der Luft (insbesondere Wolken) zurückreflektiert oder absorbiert (aufgenommen) wird. Außerdem strahlen auch die Erde und die Luft langwellige (und damit nicht sichtbare) Energie ab, weil auch sie eine bestimmte Temperatur haben. Zählt man nun all diese Einflüsse zusammen, erhält man die so genannte Strahlungsbilanz, die angibt, ob durch Strahlungsprozesse insgesamt an einem Ort Energie verloren geht oder dazugewonnen wird. Wird Energie hinzugewonnen, erhöht sich die Temperatur, geht Energie verloren, sinkt die Temperatur. Das gilt natürlich nur, falls keine anderen Effekte auftreten.
Dies kann z.B. das Schmelzen von Eis und die [[Verdunstung]] von Wasser sein - oder auch die umgekehrten Prozesse: Kondensieren und Gefrieren.
Transport- und Mischungsprozesse sind dagegen nicht mit der Umwandlung von thermischer Energie verbunden. Stattdessen kommt es zu einer Temperaturänderung, wenn aufgrund der Wetterlage andere Luftmassen herangeführt werden. Im Normalfall bedeutet dann Wind aus südlichen Richtungen eine steigende Temperatur, Wind aus nördlichen Richtungen führt zu sinkender Temperatur, einfach weil die Luft nahe am Äquator wärmer ist als polare Luft. Auch zwischen Meer und Land kann es große Temperaturunterschiede geben und damit je nach dem, woher der Wind kommt und welche Luft er heranführt, auch Temperaturänderungen.
Es gibt aber auch vertikale Vermischung, d.h. Luft bewegt sich von oben nach unten und umgekehrt. Hierbei muss allerdings mit berücksichtigt werden, dass es dabei bereits durch die Druckänderungen zu Temperaturänderungen kommt.

All diesen Einflussfaktoren (Strahlung, Verdunsten, Transport und Mischung) kommt an verschiedenen Orten der Erde jedoch verschieden große Bedeutung zu.

== Variabilität ==
[[Bild:Jahreszeiten99 DE2.jpg|thumb|400px|right|Die Umlaufbahn der Erde um das Zentralgestirn Sonne. (Vgl. wikipedia - [http://de.wikipedia.org/wiki/Jahreszeit#Allgemeines Jahreszeit])]]
Die Lufttemperatur variiert im Laufe des Tages, der Jahreszeiten und von Klimaschwankungen. Die höchste in der Geschichte der Temperaturmessung aufgezeichnete bodennahe Lufttemperatur auf der Erde betrug 58°C, die niedrigste -88°C.

=== Tagesgang ===

Der Tagesgang der Lufttemperatur ist direkt an den Tagesgang der Globalstrahlung gekoppelt und zeigt daher einen ausgeprägten Abfall in der Nacht, also nach Sonnenuntergang. Das Minimum wird dabei am frühen Morgen bzw. kurz vor Sonnenaufgang erreicht. Diese Tendenz wird durch eine starke Bewölkung und auch Wind, besonders in Nähe größerer Wasseroberflächen, abgedämpft. Unterschreitet die Lufttemperatur dabei die Taupunktstemperatur, kann es zu Phänomenen wie Nebel, Tau oder Reif kommen. Nachdem die Temperatur ihr Tagesminimum durchschritten hat, steigt sie zunächst rasch und in den Mittagsstunden dann etwas langsamer an. Ihr Maximum erreicht sie nach dem Sonnenhöchststand, im Winter meist schon zwischen 13 und 14 Uhr, im Sommer zwischen 15 und 16 Uhr. Danach sinkt sie in den Abendstunden rasch und in der Nacht etwas langsamer ab, bis sie zu wiederum am frühen Morgen ihr Minimum erreicht. Dieser Normalfall des Tagesgangs gilt sowohl für den Sommer als auch für den Winter. Wolken oder auch dynamische Einflüsse wie ein Einbruch von Warm- oder Kaltluft können aber zu teils erheblichen Abweichungen und unter Umständen zu einer Umkehr des Temperaturverlaufs führen. In Küstennähe ist der Seewind dafür verantwortlich, dass die Tageshöchsttemperatur oft schon wesentlich früher um 12 bis 13 Uhr erreicht wird, die Temperatur im weiteren Tagesverlauf also nicht mehr zunimmt.

{| class="wikitable" align="right" style="width: 350px;"
|-
| [[Bild:Lufttemperatur jahreszeitlicher Temperaturverlauf.jpg|thumb|350px|right|Kurvenverlauf berechnet auf Basis der von Jones et. al. publizierten Daten<ref name="SAT">P. D. Jones et. al.: [http://seaice.apl.washington.edu/Papers/JonesEtal99-SAT150.pdf SURFACE AIR TEMPERATURE AND ITS CHANGES OVER THE PAST 150 YEARS, Figure 7 (Seite 24 von 28 der PDF-Datei)]</ref> (Mittelwerte + Magnitude).]]
|-
| [[Bild:Jones et. al. - Lufttemperatur.jpg|thumb|350px|right|Die Abbildung zeigt die von Jones et al. publizierte Grafik.<ref name="SAT" /> ]]
|-
|}
=== Jahresgang ===
Im Jahresgang, basierend auf entweder Tages- oder Monatsmitteln als langjährige Durchschnittswerte, zeigt sich für Mitteleuropa ''(NH = [http://de.wikipedia.org/wiki/Erdoberfläche nördliche Hemisphäre])'' ungefähr der folgende Verlauf. Der Januar bildet den kältesten Monat, von März bis Mai zeigt sich eine rasche Zunahme mit Maximum im Juli und von September bis Dezember eine ebenso rasche Abnahme der Temperaturen.

=== Abhängigkeit von der Höhe ===

Die Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe ist das am weitesten verbreitete Kriterium zur Einteilung der Erdatmosphäre in verschiedene Schichten. Die Troposphäre als unterste Schicht besitzt über Mitteleuropa eine Erstreckung von etwa 11 Kilometern. Sie zeigt dabei einen genähert linearen Temperaturabfall von durchschnittlich 10 °C am Boden auf 0 °C in zwei Kilometern, rund -20 °C in fünf Kilometern und schließlich -55 °C in zehn Kilometern Höhe. Für diesen Temperaturgradienten gibt es zwei dynamische Modellfälle, den feuchtadiabatischen und den trockenadiabatischen. Im Mittel beträgt die statische Temperaturabnahme etwa 0,65 Kelvin je hundert Meter, was man als geometrischen Temperaturgradienten bezeichnet. Kommt es zu keiner weiteren Temperaturabnahme, so hat man die Tropopause erreicht. Liegt diese wie in den Tropen besonders hoch, können sich in der Troposphäre auch Minimaltemperaturen von -80 °C ausbilden.

Im weiteren Verlauf steigt die Temperatur nach einer stationären Phase wieder an, im Normalfall etwa ab 25 km Höhe. Verantwortlich hierfür ist die relativ hohe Ozonkonzentration und die damit verbundene Strahlungsabsorption in dieser Atmosphärenschicht, die man als Stratosphäre bezeichnet. Das Temperaturmaximum wird mit etwa 0 °C in Höhe der Stratopause erreicht. In der sich hieran anschließenden Mesosphäre sinkt die Temperatur wieder und erreicht an der Mesopause mit -100 °C ein neues Minimum. Es folgt die Thermosphäre und schließlich die Exosphäre mit einer sich wiederum erhöhenden Temperatur, wobei man in diesen Höhen aber kaum noch von Luft sprechen kann und sie eigentlich schon zum Weltraum gehören. Zudem macht die Definition der Temperatur eine genügend hohe Teilchendichte erforderlich, welche in diesen Höhen so gering ist, dass selbst eine Temperatur von mehreren tausend Grad Celsius keine nennenswerten Wärmetransportprozesse bedingen würde - ein Mensch würde in einer solchen Umgebung dennoch erfrieren!

== Messmethoden und -instrumente ==

Die Messung der Lufttemperatur erfolgt meist durch Thermometer oder Messfühler. Erstere sind in der Ausführung als Ausdehnungsthermometer meist mit Alkohol oder Quecksilber gefüllt, während die Sensoren überwiegend mit Halbleiter- oder Thermoeffekt arbeiten. Für weniger genaue Messungen werden auch Bimetallstreifen verwendet.

Im Regelfall entspricht die Temperaturmessung einer Tauchmessung, die in der Technik oft durch Ventilation beschleunigt wird. Daher wird für rasche, aber genaue wissenschaftliche Messungen das Schleuderthermometer verwendet. Beim Ablesen muss man allerdings - wie auch bei anderen Skalen - darauf achten, rechtwinklig auf die Skala zu blicken, Andernfalls kann ein so genannter Parallaxen-Fehler von 1° und mehr entstehen. Auch beim Aspirationspsychrometer (Assmann-Psychrometer) wird ventiliert (im Luftstrom eines kleinen Flügelrades) gemessen, wodurch man auch die Feuchttemperatur sehr genau erhält.

Viele Messfehler entstehen durch das Anbringen des Thermometers an einer ungünstigen Stelle. So sollte ein Außenthermometer immer im Norden des Gebäudes montiert werden, doch könnte es auch hier im Sommer für 2x 1 Stunde in der Sonne sein. Neben der Eigenwärme des Gebäudes (gegen die schon einige Zentimeter Abstand vom Fensterglas helfen) kann auch die Rückstrahlung eines Nachbargebäudes die Messung um 1-2 °C verfälschen.

Die Angleichung eines Thermometers an die Lufttemperatur braucht eine gewisse Zeit, die von einigen Minuten bis zu einer halben Stunde dauern kann. Ist zum Beispiel mit einem relativ trägen Zimmerthermometer ein rasches Ergebnis nötig, kann man die Ablesung durch Schwenken des Thermometers mit gestreckter Hand beschleunigen. Die Halbwertszeit beträgt etwa 20 Sekunden, das heißt nach dieser Zeit hat der „künstliche Wind“ die Anzeige auf der Skala um 50 % dem wahren Wert angenähert.

Die Schätzung der Lufttemperatur kann bei Windstille und entsprechender Erfahrung auf 1-3 °C genau gelingen. Die gefühlte Temperatur bei Wind wird jedoch durch den "wind chill" erheblich kälter eingeschätzt.

Zum Vergleich von Temperaturwerten, die an unterschiedlichen Orten und Höhen gemessen wurden, bedient man sich der potentiellen Temperatur. Die potentielle Temperatur ist die Temperatur, die ein Luftpaket hätte, wenn man es auf ein Referenzniveau des Drucks (normalerweise 1000 hPa) bringen würde.
Möchte man den Effekt, den der Wasserdampf auf die Luftdichte hat herausrechnen, so benutzt man die virtuelle Temperatur. Die [[virtuelle Temperatur]] ist die Temperatur, die ein wasserdampffreies Luftpaket haben müsste, um dieselbe Dichte aufzuweisen wie die Luft mit Wasserdampf.

== Einflüsse auf die Messgenauigkeit ==

Eine Messung auf eine Dezimalstelle, also 0,1 Grad Celsius genau, ist die äußerste Messgenauigkeit, die im Freien noch möglich bzw. sinnvoll ist, denn bereits leichte Luftbewegungen haben einen Einfluss von einigen Zehntelgrad. Überdies herrschen auch bei Windstille horizontale Temperaturgradienten in der Größenordnung von 0,1 °C pro Meter, die mit Sonnenstand, Gestein und Bewuchs stark schwanken können und in Bodennähe auch mehrere Grad betragen können. Am stabilsten ist das so genannte Temperaturfeld bei einem stark bewölkten bis bedeckten Himmel und mittelstarkem Wind. Bei Schönwetter ist es hingegen am unruhigsten (siehe auch wolkenlos und Aufwind).

Wegen dieser Umstände erfordert eine verlässliche Messung der Lufttemperatur auf etwa 0,5 °C Genauigkeit bereits erhebliche Vorkehrungen, insbesondere eine gut hinterlüftete Abdeckung der Sonnenstrahlung und der Wärmestrahlung von Boden und Gebäuden. Der beste Aufstellungsort für einen Temperatursensor bzw. ein Thermometer ist deshalb eine schattige Stelle im Norden eines freistehenden Gebäudes.

Für Laien ist eine Messgenauigkeit von etwa 1 °C erreichbar, wenn obige Voraussetzungen gegeben und das Messgerät genähert geeicht sind. Andernfalls können Fehler bis zu 3 °C auftreten, bei mangelndem Strahlungsschutz auch über 5 °C.

Die Wetterstationen der Meteorologen messen die Temperatur in verschiedenen Höhen, einerseits um Aussagen über die Strahlungs- bzw. Energiebilanz zu erhalten, andererseits um die oben angeführten Effekte teilweise berücksichtigen zu können. Als Lufttemperatur wird die Temperatur bezeichnet, die in exakt 2 m Höhe in einer Wetterhütte strahlungsgeschützt gemessen wird. Zusätzlich wird die Bodentemperatur gemessen: Üblich sind die Messtiefen 5, 10, 20, 50 und 100 cm im Erdboden.

In der Astronomie und Geodäsie zählen die unvermeidlichen Anomalien des bodennahen Temperaturfeldes zu den unangenehmsten, weil nur schwer modellierbaren Störungen. Die Astronomische Refraktion lässt sich hingegen – als durchschnittliche, reguläre Strahlenbrechung – relativ gut aus 3-4 Luftparametern berechnen.

Die Astronomen nennen die Turbulenzen, welche die Richtung des Sternenlichts um 0,5 bis 5" ablenken, „Seeing“ (Luftunruhe) bzw. Szintillation („Flimmern“ der Sterne); das Lokalklima in der Kuppel einer Sternwarte kann eine sog. Saalrefraktion bewirken.
Die Geodäten fürchten diese Einflüsse weniger, weil sie als zufälliger Fehler bei längeren Messreihen herausfallen. Unangenehmer ist hingegen ein systematischer Fehler durch die Seitenrefraktion, die insbesondere in Tunneln und bei Visuren auftreten, die knapp an einer thermisch unterschiedlichen Fläche vorbeilaufen (zum Beispiel einer besonnten Hauswand). Auch wechselnde Windsysteme im Gebirge oder bei technischen Großprojekten können kritische systematische Einflüsse haben.

== Geschichtliches ==
In Florenz wurde am 15. Dezember 1654 mit der regelmäßigen Messung und Aufzeichnung der täglichen Temperatur begonnen.
Die längste zusammenhängende Messreihe der Temperatur ist jedoch die Central England Temperature (CET) - Messreihe, die im Jahr 1659 mit Monatsmitteln beginnt und seit 1772 auch tägliche Werte beinhaltet.

== Einzelnachweise ==
<references />

== Unterricht ==
* GLOBE-Lehrerhandbuch: [http://www.globe-germany.de/typo3/fileadmin/user_upload/pdf/Jahreszeiten.pdf „Jahreszeiten“ (PDF-Datei, 57 Seiten)]
: ''Übersetzung des Kapitels „Jahreszeiten“ aus dem englischsprachigen Lehrerhandbuch „GLOBE Program? Teachers Guide“ (Ausgabe 2000).''

== Siehe auch ==
* [[Boden im Klimasystem#Temperatur und Strahlung]]

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[[Kategorie:Grundbegriffe]]

Wolken

2010-04-18T18:26:10Z

Christian W.:

Wolken spielen bei Änderungen des Klimas eine besondere, schwer zu bestimmende Rolle. Ihre schnelle Veränderlichkeit, unterschiedliche Gestalt, verschiedene Höhe, differenzierte Reaktion auf Temperatur- und Strahlungsänderungen und ihre zahlreichen und gegensätzlichen Rückwirkungen auf [[Strahlung]] und [[Temperatur]] machen es äußerst schwierig, sie in Computermodellrechnungen angemessen zu berücksichtigen. Höhere Temperaturen können zur Wolkenauflösung führen. Andererseits kann eine wärmere [[Atmosphäre]] mehr Wasserdampf durch [[Verdunstung]] aufnehmen, was die Wolkenbildung begünstigen kann. Tiefe und dichte Stratuswolken reflektieren tagsüber die Sonnenstrahlung und wirken abkühlend, während sie nachts die Wärmestrahlung vom Erdboden reflektieren und erwärmend wirken. Hohe Cirruswolken lassen die Sonneneinstrahlung weitgehend passieren, nicht aber die von unten kommenden Wärmestrahlen.

== Definition ==
Wolken sind gemäß der Definition der Welt-Meteorologie-Organisation (WMO) so genannte Hydrometeore, woraus sich übrigens auch der Begriff „[[Meteorologie]]“ ableitet. Mit einem „Meteor“ sind alle Phänomene gemeint, welche in der [[Atmosphäre]] oder am Erdboden beobachtet werden können und aus flüssigen oder festen Partikeln bestehen, oder gar eine optische oder elektrische Erscheinung sind. Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen, Eiskristallen oder beidem, die frei in der Luft schweben und den Boden nicht berühren (ansonsten spricht man von Nebel). Allerdings besteht eine bestimmte Wolke nicht permanent aus genau denselben Partikeln. Eine Wolke ist also genau genommen kein Objekt, sondern ein Bereich in der Atmosphäre, wo Übersättigung erreicht wird. Von einer Wolke spricht man nur dann, wenn man die beteiligten Partikel auch sehen kann, d. h. wenn das gestreute Licht erkennbar verändert wird.
Das Erscheinungsbild von Wolken kann sehr unterschiedlich sein und hängt von der Farbe und Intensität des Lichts ab, welches auf die Wolke fällt und von den Positionen der Lichtquelle und des Betrachters relativ zur Wolke.<ref>World Meteorological Organization (1975): International Cloud Atlas. Volume I. Manual of the Observation of Clouds and other Meteors. Secretariat of the World Meteorological Organization, Genf.</ref>

==Kategorisierung==
[[Bild:Cirrus_uncinus.jpg|thumb|420px|Cirrus uncinus]] Wolken regen wohl seit jeher die Phantasie und den Forschergeist der Menschen an.<ref>Mehr zur Wissenschaftsgeschichte findet sich z. B. in dem Buch „Die Erfindung der Wolken“ (The Invention of Clouds) von Richard Hamblyn.</ref> Da sich Wolken ständig verändern und niemals genau gleich aussehen, gibt es erst seit Anfang des 19. Jahrhunderts eine wissenschaftliche Klassifikation. Die Namensgebung ist mit der von Pflanzen vergleichbar: Der Name eines Wolkentyps besteht aus einem Namen für die Gattung und einem Namen für die Art, evtl. gefolgt von einem dritten Begriff, der Unterarten unterscheidet; alle diese Namen sind dem Griechischen entlehnt. Die Gattungen orientieren sich an drei Grundbegriffen:
#Cumulus (Haufenwolken),
#Cirrus (Federwolken) und
#Stratus (Schichtwolken).
Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehungsart.
#Cumuluswolken sind die Folge von lokalem und meist schnellem Aufsteigen von Luftmassen und leicht durch ihre Blumenkohlstruktur zu erkennen.
#Cirruswolken sind hohe faserige und lichtdurchlässige Wolken, die aus Eiskristallen bestehen.
#Stratuswolken entstehen durch großräumiges Aufsteigen von Luft, in unseren Breiten meistens in Folge einer Front. Sie bedecken daher meist den ganzen Himmel und zeigen keine klare Struktur.

Außerdem gibt es Mischformen, z. B. Cirrocumulus oder Cirrostratus. Weiterhin geht in den Gattungsnamen oft ein, in welcher Höhe diese Wolken anzutreffen sind und ob es aus ihnen regnet.
Der Arten- und Unterartenname beschreiben dagegen das Aussehen der Wolke. Eine bebilderte Übersicht auf deutsch, die dem Internationalen Wolkenatlas der WMO entlehnt ist, findet sich bei [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia].

==Bedeutung im Klimasystem==
[[Bild:Cu congestus.JPG|thumb|420px|Cumulus congestus in Auflösung]] Wolken spielen in zweifacher Hinsicht eine wichtige Rolle im globalen Klima:
# Wolken haben einen bedeutenden Einfluss auf die kurzwellige (solare) und die langwellige (terrestrische) '''[[Strahlung]]'''. Das Sonnenlicht wird von ihnen aufgrund der vielen kleinen Teilchen in der Wolke gestreut, je nach Größe der Wolkenpartikel verschieden stark in verschiedene Richtungen. Dabei wird jede Wellenlänge des Sonnenlichts etwa gleich stark gestreut, daher sehen Wolken von oben immer weiß aus (von unten gelangt nicht immer genügend Licht ins Auge des Betrachters, dann ist es zu dunkel).
# Auch die langwellige Strahlung wird von Wolken nicht durchgelassen, sondern absorbiert. Je nach ihrer Temperatur (die stark von der Höhe der Wolke abhängt) emittieren die Wolken wiederum verschieden starke langwellige Strahlung in alle Richtungen, also auch zurück zur Erdoberfläche. In dieser Hinsicht wirken sie wie ein [[Treibhausgase|Treibhausgas]] und tragen auch zum [[Treibhauseffekt]] bei.
*Ob eine Wolke nun aber erwärmend wirkt, oder ob die Reflektion von Sonnenlicht überwiegt, so dass sie die Erde kühlt, hängt ganz entscheidend von der Art der Wolke ab. Z. B. haben Cirren eine erwärmende Wirkung, weil sie erstens recht lichtdurchlässig sind und zweitens in großer Höhe anzutreffen sind, wo es kalt ist. Ihre Abstrahlung in den Weltraum ist daher gering und die Erdoberfläche muss dieses Defizit ausgleichen, indem sie wärmer wird. Dies ist ein Grund dafür, warum die Kondensstreifen von Flugzeugen bereits ganz unabhängig von CO2-Emissionen zum Treibhauseffekt beitragen. Niedrige Stratuswolken dagegen geben fast dieselbe langwellige Strahlung in den Weltraum ab, lassen aber wenig Sonnenlicht zur Erde durch, so dass diese gekühlt wird. Außerdem muss beachtet werden, dass der Einfluss auch stark von der Tageszeit abhängt. Jeder weiß aus eigener Erfahrung, dass es an wolkenfreien Tagen besonders warm wird, da dann die Sonne scheint, während es nachts ohne Wolken aber eher kalt wird, weil die Erde dann diese Energie selbst wieder gut abstrahlen kann. Messungen der NASA zeigen, dass der global gemittelte langwellige (erwärmende) Effekt von Wolken bei ungefähr 30 W/m2, der kurzwellige (kühlende) bei ca. -50 W/m2 liegt. Der kurzwellige Einfluss überwiegt also um etwa 20 W/m2. Diese Bilanz fällt aber je nach Region unterschiedlich aus. In den Tropen heben sich beide Effekte nahezu auf<ref>Kiehl, J. T. (1994): On the Observed Near Cancellation between Longwave and Shortwave Cloud Forcing in Tropical Regions, Journal of Climate, 7, 559-565.</ref>, in den Polargebieten überwiegt sogar der langwellige Effekt.

* Die offensichtlichste Eigenschaft von Wolken aber ist die Ermöglichung von Niederschlag. Sie schließen damit den globalen '''[[Wasserkreislauf]]'''. Schließlich fällt Niederschlag nahezu immer aus Wolken, so dass es ohne Wolken an Land kaum Wasser und damit auch kein Leben gäbe. Die Menge an Wasser, die sich insgesamt in der Atmosphäre befindet ist im Vergleich mit den Ozeanen, Eisschilden und dem Grundwasser winzig (nämlich 0,0009 % der [[Wasserressourcen#Wassermengen_auf_der_Erde|globalen Wassermenge]]). Von diesem Wasser wiederum ist nur weniger als 1 % in Wolken gebunden. Allerdings ist die Durchflussrate hoch, so dass ein Wassermolekül typischerweise etwa 9 Tage in der Atmosphäre verbleibt, bis es als Niederschlag herunter fällt. Im Ozean beträgt die Verweildauer dagegen z. B. 37000 Jahre.

==Entstehung==
Die Entstehung einer Wolke folgt einem einfachen Grundprinzip: Sie kann nur geschehen, wenn die Luft übersättigt ist, d. h. wenn der tatsächliche Wasserdampfgehalt größer ist als jener, der über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers maximal möglich ist. Dieser maximal mögliche Wasserdampfgehalt (der als Dampfdruck angegeben wird und somit Sättigungsdampfdruck genannt wird) steigt mit steigender Temperatur stark an (siehe [[Verdunstung]]). Deshalb kann es dann zu Kondensation (der Bildung von flüssigem Wasser aus Wasserdampf) kommen, wenn eine Luftmasse abkühlt. Bei dieser Abkühlung bleibt der Partialdruck des Wasserdampfs zunächst konstant, aber der Sättigungsdampfdruck sinkt, bis beide gleich sind.
Das Abkühlen von Luftmassen kann im Prinzip durch drei Mechanismen geschehen:
* Durch Abgabe von Strahlung. Dies geschieht z. B. nachts, wenn keine Sonne scheint und die Luft aufgrund ihrer Abstrahlung Energie verliert. Meistens kommt es aber nicht zu Wolken-, sondern zu Nebelbildung, weil die Abstrahlung des Erdbodens größer ist.
* Durch die Vermischung von Luftmassen. Da die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks (also des Wasserdampf-Partialdrucks, bei dem die Luft gesättigt ist) von der Temperatur nicht-linear ist, kann die Vermischung zweier ungesättigter Luftmassen eine übersättigte Luftmasse zur Folge haben. Dies geschieht z. B. bei Kondensstreifen von Flugzeugen. Wenn man genau hinsieht, erkennt man, dass unmittelbar hinter einem Flugzeug noch kein Kondensstreifen existiert, sondern erst in einiger Entfernung, wenn sich die Abgasluft mit der Umgebungsluft vermischt hat.
* Durch das Aufsteigen von Luft. Dies ist mit Abstand der wichtigste Grund für die Wolkenentstehung. Die Hebung von Luftmassen kann wiederum verschiedene Ursachen haben. Dabei sind im Grunde die [[Konvektion]] und die großräumige Strömung der Atmosphäre zu unterscheiden. Wie oben erwähnt führt Konvektion zu Cumuluswolken, während das Aufgleiten warmer Luftmassen in Folge von Frontsystemen zu Stratuswolken führt.

Allerdings entsteht nicht automatisch auch eine Wolke, wenn der Sättigungspunkt überschritten wird. In einem reinen Gemisch aus Luft und Wasser würden sich Tropfen erst dann bilden, wenn dieser kritische Gehalt an Wasserdamf um ein Vielfaches überschritten ist, was in der Atmosphäre niemals vorkommt. Es ist nämlich zu unwahrscheinlich, dass sich ausreichend viele Moleküle gleichzeitig treffen, um einen Wassertropfen zu bilden, der groß genug ist um nicht gleich wieder zu verdunsten.
Für die Bildung einer Wolke sind deshalb zusätzlich immer noch [[Aerosole]] von bestimmter Größe und Zusammensetzung nötig, an denen sich die Wassermoleküle absetzen können und um die herum dann zunächst durch Kondensation ein Tropfen entstehen kann. Daher nennt man sie auch Kondensationskerne. Sie erleichtern die Tropfenbildung auf zweierlei Weise: Zum einen ist die Krümmung des Tropfens geringer, so dass der Sättigungsdampfdruck über dem Tropfen nicht zu hoch ist. Das liegt daran, dass Wasser von einer gekrümmten Oberfläche leichter verdunsten kann. Da jedes Molekül an der Oberfläche des Tropfens bei größerer Krümmung weniger Nachbarmoleküle hat, wird es durch deren Anziehungskraft nicht so stark zurückgehalten; Verdunstung kann daher leichter stattfinden.
Außerdem bestehen die Kondensationskerne aus Salzen, die wegen ihrer chemischen Eigenschaften und auch allein wegen ihres Platzbedarfs an der Oberfläche des Tropfens die Verdunstung des Wassers behindern und damit den Sättigungsdampfdruck senken. Beide Effekte müssen berücksichtigt werden, um zu bestimmen, unter welchen Bedingungen sich Wolkentropfen bilden können. Es zeigt sich dabei, dass ein Tropfen bestimmter Größe nur dann wachsen kann, wenn eine bestimmte Übersättigung erreicht ist (100 % Luftfeuchte reicht also nicht aus). Ein Kondensationskern dieser Größe wird dann „aktiviert“ und bildet einen Wolkentropfen. Deshalb hängt die Konzentration der Kondensationskerne in der Luft von der Übersättigung ab. In der Atmosphäre sind eigentlich immer so viele Kondensationskerne verfügbar, dass die relative Feuchte noch deutlich unter 101 % (also die Übersättigung unter 1 %) liegt. Die Größe dieser Teilchen liegt im Bereich von einem µm, also einem Millionstel Meter, ein typisches Wolkentröpfchen hat eine Größe von ca. 10 µm.
Allerdings gilt dies nicht für Eiskondensationskerne. Diese sind so selten, dass oft auch bei deutlich negativen Temperaturen flüssiges Wasser in der Atmosphäre vorzufinden ist. Erst unter -35 °C ist es kalt genug, dass Wassertropfen ohne solche Eiskerne gefrieren. An der Erdoberfläche ist dies nur deshalb nicht der Fall, weil das Wasser immer in Kontakt mit anderen Stoffen ist und dort ebene Oberflächen bildet.
Die Zahl der verfügbaren Kondensationskerne schwankt außerdem stark mit der Luftmasse, Tageszeit, Jahreszeit, Bewölkung und dem [[Niederschlag]].
Über den Ozeanen gibt es größenordnungsmäßig 100 Kerne pro cm3, über den Kontinenten, wo sich die wichtigsten Quellen befinden, um die 600, in Industriegebieten 3000 pro cm3.

Die einmal gebildeten Tropfen wachsen zunächst dadurch an, dass Wasserdampf durch Diffusion zu den Tropfen gelangt, wo der Dampfdruck geringer ist als in der Umgebung. Ein solches Diffusionswachstum ist jedoch zu langsam, um die rasche Entstehung von Regentropfen zu ermöglichen, welche eine Größe um 1 mm annehmen. Dazu bedarf es der Vereinigung vieler Wolkentröpfchen durch Kollisionen. Fällt ein Regentropfen aufgrund seiner Größe einmal innerhalb der Wolke herunter, so sammelt er auf seinem Weg viele kleine Tröpfchen ein und kann so sehr schnell anwachsen. Bei Eiskristallen ist das Diffusionswachtum oft deutlich schneller als bei flüssigem Wasser, da die Übersättigung der Luft wegen des Mangels an Kondensationskernen viel größer sein kann. Sie sind so selten (wenige Partikel pro Liter Luft), dass es Mechanismen geben muss, durch die sich die Kristalle vervielfältigen. Dazu zählt das Aneinanderprallen, das Abschmelzen der Kristallarme bei zwischenzeitlich wärmeren Temperaturen und das Aufbrechen aufgrund der Volumenvergrößerung beim Gefrieren. Die relative Bedeutung der verschiedenen Mechanismen ist aber bislang nicht restlos geklärt.

==Beeinflussung durch den Menschen==
Das Verhalten der Wolken im anthropogenen Klimawandel unterliegt großen Unsicherheiten, was einer der Hauptgründe dafür ist, dass die zukünftige Temperaturentwicklung auf der Erde nur ungenau abgeschätzt werden kann. Klimamodelle deuten darauf hin, dass die relative Feuchte (also das Verhältnis zwischen Partialdruck und Sättigungsdampfdruck) gleich bleibt. Da es global wärmer wird, steigt aber der Sättigungsdampfdruck und der Wasserkreislauf beschleunigt sich in dem Sinne, dass im globalen Mittel dann mehr Niederschlag fällt. Die räumliche und zeitliche Verteilung dieses Niederschlags wird allerdings von der heutigen abweichen. Z. B. ist davon auszugehen, dass eine Austrocknung des Mittelmeerraumes stattfinden wird, während in Nordeuropa mehr Niederschlag fallen wird.
Was die Strahlungsbilanz betrifft, sind die Auswirkungen des Klimawandels auf die Bewölkung kaum bekannt. Dazu müsste man nämlich wissen, wo und wann genau welche Typen von Wolken häufiger oder seltener auftreten, bzw. wie sich ihre Höhe, Ausdehnung und Dicke, sowie andere Eigenschaften verändern werden. Aufgrund all dieser Unsicherheiten steht nicht einmal das Vorzeichen der Wolken-Rückkopplung fest, d. h. es ist unklar, ob die Beeinflussung der Wolken den Klimawandel verstärken oder abschwächen wird. Berechnungen mit Modellen ergeben eine Spannbreite des [[Strahlungsantrieb|Strahlungsantriebs]] von ±0,75 W/m2.

Unabhängig von den Änderungen des Klimas an sich muss zudem beachtet werden, wie sich die Konzentrationen der Kondensationskerne ändern. Außer dem direkten Aerosol-Effekt, der in der Beeinflussung der Strahlung durch [[Aerosole]] selbst besteht und bisher einen [[Strahlungsantrieb]] von schätzungsweise zwischen -0,8 W/m2 und +0,05 W/m2 bewirkt hat<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>, unterscheidet man daher mehrere indirekte Effekte, welche die Beeinflussung der Wolkeneigenschaften durch Aerosole beschreiben.
Der erste indirekte Effekt besteht darin, dass die Tröpfchendichte bei einer größeren Verfügbarkeit an Kondensationskernen zunimmt. D. h. das vorhandene Wasser verteilt sich auf eine größere Anzahl an Tröpfchen, so dass jeder einzelne Tropfen kleiner ist. Dadurch wird aber die Querschnittsfläche dieser Tröpfchen insgesamt erhöht und damit auch die Streuwirkung der Wolke. Dieser Mechanismus wirkt also kühlend auf die Erdoberfläche, weil mehr Sonnenlicht zurückgestreut wird. Das IPCC gibt den Strahlungsantrieb dieses Effekts als zwischen -0,3 bis -1,8 W/m2 liegend an.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref> Gleichzeitig aber wird eine Wolke mit kleineren Tröpfchen eher mehr Zeit brauchen, um Niederschlag zu produzieren, so dass sich ihre Lebensdauer erhöht und die Wolke insgesamt mehr Wasser halten kann und hochreichender wird.
Dieser zweite indirekte Effekt konnte bisher aber nicht gut quantifiziert werden. Viele Modelle (aber nicht alle) zeigen, dass der erste indirekte Effekt größer als der zweite ist. Außerdem existiert auch ein semi-direkter Effekt: [[Aerosole]], welche kurzwellige Strahlung absorbieren, können sich auf Wolken absetzen und aufgrund ihrer Erwärmung die Eigenschaften der Luft, wie relative Feuchte und ihre Stabilität, beeinflussen. Auch dadurch kommt es zu einer Beeinflussung der Wolkenbildung und -lebensdauer.<ref name="AR4">IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 2.4.</ref>

==Einzelnachweise==
<references/>

==Siehe auch==
* [[Aerosole]]
* [[Konvektion]]
* [[Niederschlag]]
* [[Strahlung]]

==Weblinks==
* [http://de.wikipedia.org/wiki/Wolke Wikipedia-Artikel mit Klassifikation der Wolken und Beispiel-Bildern]
* Ergebnisse des [http://eos.atmos.washington.edu/erbe Earth Radiation Budget Experiment (ERBE)] der NASA in Form von globalen Karten, die die Beeinflussung der Strahlung durch Wolken zeigen

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Adiabatische Prozesse

2010-04-18T18:25:17Z

Christian W.:

Adiabatische Prozesse ist eine thermodynamische Bezeichnung für Prozesse in abgeschlossenen bzw. von ihrer Umgebung isolierten Systemen. In der [[Meteorologie]] stellt man sich darunter ein Luftpaket vor, welches keine Wärme mit seiner Umgebung austauscht und nicht durch äußere Energiequellen wie Sonnen- oder Wärme[[strahlung]] erwärmt wird. 
Nach dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik bedeutet adiabatisch, dass sich die Bewegungsenergie aus der temperaturbedingten Molekularbewegung (innere Energie) und die Ausdehnungsarbeit die Waage halten. 
Zugeführte Wärme = Änderung der inneren Energie – verrichteter Ausdehnungsarbeit 
Adiabatisch: Zugeführte Wärme = 0 --> Änderung der inneren Energie = verrichteter Ausdehnungsarbeit 
Steigt ein Luftpaket adiabatisch in die Höhe gerät es unter geringeren [[Luftdruck|Druck]] und dehnt sich aus. Die für die Ausdehnungsarbeit benötigte Energie wird der molekularen Bewegung entzogen, was wir als Abkühlung bemerken.(Joule-Thomson-Effekt)

== Trockenadiabatischer Temperaturgradient ==

Als Gradient einer Messgröße versteht man den Unterschied der Messungen pro Meter Abstand. Er gibt also die räumliche Zu- oder Abnahme der Messgröße an.
Nimmt die [[Lufttemperatur|Temperatur]] mit der Höhe trockenadiabatisch ab, so reduziert sie sich alle 100m um 1° C. Der Temperaturgradient beträgt also 1°C/100m. Kennt man die Bodentemperatur, lässt sich nun einfach die [[Temperatur]] in verschiedenen Höhen berechnen. Dies funktioniert allerdings nur, solange sich keine [[Wolken]] bilden und kein Wasserdampf kondensiert. Da wir hier von trockenadiabatischen Prozessen ausgehen, haben wir neben äußerer Wärmezufuhr auch Übergänge zwischen verschiedenen Aggregatszuständen ausgeschlossen.

== Feuchtadiabatischer Temperaturgradient ==

Setzt während des Luftaufstieges Kondensation ein, so wird die bei der Verdunstung von Wasser verbrauchte Energie wieder freigesetzt, die sogenannte [[latente Wärme]]. Diese ist so stark, dass sie den adiabatischen Abkühlungsprozess verlangsamt und der Temperaturgradient je nach Wasserdampfgehalt zwischen 0,6°C/100m und 0,5°C/100m beträgt. Werden in dem abgeschlossenen System Phasenübergänge (meistens von Wasser) zugelassen, so spricht man von feuchtadiabatischen oder auch sättigungsadiabatischen Prozessen.

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Adiabatische Prozesse

2010-04-18T18:24:51Z

Christian W.:

Adiabatische Prozesse ist eine thermodynamische Bezeichnung für Prozesse in abgeschlossenen bzw. von ihrer Umgebung isolierten Systemen. In der [[Meteorologie]] stellt man sich darunter ein Luftpaket vor, welches keine Wärme mit seiner Umgebung austauscht und nicht durch äußere Energiequellen wie Sonnen- oder Wärme[[strahlung]] erwärmt wird. 
Nach dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik bedeutet adiabatisch, dass sich die Bewegungsenergie aus der temperaturbedingten Molekularbewegung (innere Energie) und die Ausdehnungsarbeit die Waage halten. 
Zugeführte Wärme = Änderung der inneren Energie – verrichteter Ausdehnungsarbeit 
Adiabatisch: Zugeführte Wärme = 0 --> Änderung der inneren Energie = verrichteter Ausdehnungsarbeit 
Steigt ein Luftpaket adiabatisch in die Höhe gerät es unter geringeren [[Luftdruck|Druck]] und dehnt sich aus. Die für die Ausdehnungsarbeit benötigte Energie wird der molekularen Bewegung entzogen, was wir als Abkühlung bemerken.(Joule-Thomson-Effekt)

== Trockenadiabatischer Temperaturgradient ==

Als Gradient einer Messgröße versteht man den Unterschied der Messungen pro Meter Abstand. Er gibt also die räumliche Zu- oder Abnahme der Messgröße an.
Nimmt die Temperatur mit der Höhe trockenadiabatisch ab, so reduziert sie sich alle 100m um 1° C. Der Temperaturgradient beträgt also 1°C/100m. Kennt man die Bodentemperatur, lässt sich nun einfach die [[Temperatur]] in verschiedenen Höhen berechnen. Dies funktioniert allerdings nur, solange sich keine [[Wolken]] bilden und kein Wasserdampf kondensiert. Da wir hier von trockenadiabatischen Prozessen ausgehen, haben wir neben äußerer Wärmezufuhr auch Übergänge zwischen verschiedenen Aggregatszuständen ausgeschlossen.

== Feuchtadiabatischer Temperaturgradient ==

Setzt während des Luftaufstieges Kondensation ein, so wird die bei der Verdunstung von Wasser verbrauchte Energie wieder freigesetzt, die sogenannte [[latente Wärme]]. Diese ist so stark, dass sie den adiabatischen Abkühlungsprozess verlangsamt und der Temperaturgradient je nach Wasserdampfgehalt zwischen 0,6°C/100m und 0,5°C/100m beträgt. Werden in dem abgeschlossenen System Phasenübergänge (meistens von Wasser) zugelassen, so spricht man von feuchtadiabatischen oder auch sättigungsadiabatischen Prozessen.

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Inversion

2010-04-18T18:23:18Z

Christian W.:

Bei einer Inversionswetterlage spricht man von einer atmosphärischen Schichtung, bei der die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Inversion kommt aus dem Lateinischen und bedeutet Umkehr. Früher sah man die Temperaturabnahme mit der Höhe als Normalzustand an und hielt eine Inversion für einen Ausnahmefall. Heutzutage sieht man, dass Inversionen regelmäßig auftreten. 
Inversionen zeichnen sich durch eine besonders stabile Schichtung aus, bei der die vertikale Durchmischung durch Turbulenz sehr stark eingeschränkt wird. Daher nennt man eine Inversion manchmal auch
Sperrschicht, da sie kein Luftaustausch mit den darüber liegenden Luftschichten zulässt. Das ist oft ein Grund für langanhaltenden Nebel oder Dunst. Es herrscht in Inversionsschichten also meist schlechte Fernsicht, außerdem sammeln sich in Großstädten in unteren Luftschichten oft Schadstoffe an, was zu Smog führt. 
Inversionsschichten erstrecken sich nicht über die ganze Atmosphäre, sondern nur über eine relativ dünne Schicht, sie haben Ausmaße zwischen wenigen 100 m und 1,5 km Dicke.
Es wird unterschieden zwischen Bodeninversionen, die in den bodennahen Luftschichten innerhalb der Grenzschicht auftreten und hochreichenden Inversionen. Inversionen können auf vier verschiedene Arten entstehen.

== Strahlungsinversion ==

Diese Inversion entsteht häufig in sternklaren Nächten oder an Wintertagen mit Hochdruckwetterlage. Sobald die Sonne untergegangen ist, verschwindet auch die Wärmequelle. Die Erdoberfläche kühlt nun sehr schnell ab. Das liegt an der langwelligen Abstrahlung, die die Erde emittiert.(siehe [[Strahlungshaushalt_der_Atmosphäre|Strahlungsbilanz]]) Die nun kalte Erdoberfläche kühlt nun im Laufe der Zeit die darüber liegenden Luftmassen ab. Dies geschieht bis in eine gewissen Höhe, der sogenannten Inversionshöhe. Darüber ist die Lufttemperatur nicht mehr unmittelbar vom kalten Boden beeinflusst. Bei der Strahlungsinversion handelt es sich somit um eine bodennahe Inversion. Die Inversionshöhe markiert zugleich auch die Grenzschichthöhe, die Höhe bis zu der die Atmosphäre durch die Bedingungen am Erdboden beeinflusst wird. 
Da Luft ein thermisch träges Medium ist, reagiert sie nicht so schnell wie der Erdboden auf die Temperaturänderungen, das Temperaturminimum ist somit erst in den frühen Morgenstunden erreicht. Befinden sich Wolken am Himmel, können sie die planetare Abstrahlung reflektieren und der Erdboden kühlt weniger stark aus, sodass die nächtliche Inversion schwächer ausfällt. Jeder hat es schon mal bemerkt, das es an sternklaren Winternächten frostig ist, ist der Himmel jedoch bewölkt, sind die Temperaturen nicht so tief. Die Strahlungsinversion baut sich nun im Laufe des Vormittags wieder ab, wenn die Sonnenstrahlen den Erdboden wieder schnell erwärmen und sich die Temperatur wieder auf die aufliegenden Luftschichten überträgt.
Eine geschlossene Schneedecke verhindert durch ihr gutes Reflexionsvermögen von solarer Strahlung die Erwärmung und die Inversion bleibt lange bestehen.
[[Bild:Inversion.png|450px|Temperatur-Höhenprofil in einer bodennahen Grenzschichtinversion]]

== Absinkinversion ==

In einem [[Hochdruckgebiet]] sinkt Luft großräumig vertikal nach unten. Die absinkende Luft kommt unter stärkeren [[Luftdruck]] und wird komprimiert. Dadurch erhöht die Luft ihre Temperatur. Wird sonst keine Wärme mit der Umgebung ausgetauscht und verdunstet kein Wasser so geschieht das Absinken trocken[[Adiabatische Prozesse|adiabatisch]], d.h. mit 1°C pro 100m. In Bodennähe kann die Luft nur wenig absinken, da sie irgendwann den Boden erreicht hat, bzw. die Luftmasse nicht weiter komprimiert werden kann. In höheren atmosphärischen Schichten können Luftmassen deutlich längere Strecken vertikal absinken, weswegen sie sich auch stärker adiabatisch erwärmen kann als die tieferen Schichten. Da Luft ein kompressibles Medium ist, nimmt der Druck in tiefen Luftschichten zunächst stark ab, in der Höhe immer schwächer ab. Die Druckniveaus rücken nach unten hin zusammen. Beispiel Grafik:

[[Bild:Absinkinversion.png|miniatur|400px|Entstehung einer Inversion durch Absinken zweier Luftteilchen in untere Druckniveaus]]

Befinden sich zwei Luftteilchen (A und B) in einem Abstand von 100 HektoPascal und sinken beide um jeweils 500 hPa ausgehend von ihrer Starthöhe ab, so legt das höhere Teilchen (A) eine größere Strecke in Metern zurück als das untere(B). Das obere Teilchen legt nun einige Kilometer zurück (C) und kann sich stärker trockenadiabatisch erwärmen, als das untere Teilchen (D) ,welches viel weniger Strecke zurücklegt. Der nun verringerte Abstand beider Partikel spiegelt sich nun in einer Inversion wieder. Im Gegensatz zur Strahlungsinversion kann das Absinken eine hochreichende Inversion verursachen, die eben auch in mehreren Kilometern Höhe auftreten kann.

== Frontinversion ==

Inversionen können auch bei besonderen Wetterereignissen wie z.B. [[Front|Fronten]] entstehen. Eine Front ist eine Luftmassengrenze zwischen zwei unterschiedlich temperierten Luftmassen. Die warme Luft ist leichter als die kalte, somit gleitet bei einer Warmfront die warme Luftmasse über kalte. Bei einer Kaltfront schieb sich die kalte Luft unter die warme und hebt diese an. In beiden Fällen erhalten wir eine Inversionswetterlage.

[[Bild:Warmfront.gif|300px]][[Bild:Kaltfront.gif|300px]]

== Inversion durch Warmluftadvektion ==

Diese Grenzschichtinversion tritt überwiegend in der polaren Zone auf oder im Frühling in unseren Breiten. Sie entsteht, wenn relativ warme Luft über einen kalten Untergrund strömt, beispielsweise über das polare Eis oder auch tropische Luft, die im Frühling über den kalten Atlantik strömt. Ähnlich wie bei der Strahlungsinversion kühlt nun die kalte Oberfläche die darüberliegenden Luftschichten ab. Über der Inversion verhält sich die Temperaturschichtung wie in einer freien Atmosphäre.

== Stratosphärische Inversion ==

Ein Normalzustand dagegen ist die Inversion in der Stratosphäre. Nachdem sich die Temperatur innerhalb der Troposphäre auf ca. –55 °C abgekühlt hat, beginnt sie oberhalb der Tropopause (ca.8 km (polar)/ ca. 16 km (Äquator)) mit zunehmender Höhe wieder zu steigen. Dies resultiert u.a. aus den chemischen Reaktionen des [[Stratosphärisches_Ozon|Ozons]] mit der ultravioletten Strahlung. Es wird Energie in Form von Wärme frei, die die Atmosphäre bis in 50km Höhe noch mal auf ca. 0°C erwärmt.

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Inversion

2010-04-18T18:22:31Z

Christian W.:

Bei einer Inversionswetterlage spricht man von einer atmosphärischen Schichtung, bei der die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Inversion kommt aus dem Lateinischen und bedeutet Umkehr. Früher sah man die Temperaturabnahme mit der Höhe als Normalzustand an und hielt eine Inversion für einen Ausnahmefall. Heutzutage sieht man, dass Inversionen regelmäßig auftreten. 
Inversionen zeichnen sich durch eine besonders stabile Schichtung aus, bei der die vertikale Durchmischung durch Turbulenz sehr stark eingeschränkt wird. Daher nennt man eine Inversion manchmal auch
Sperrschicht, da sie kein Luftaustausch mit den darüber liegenden Luftschichten zulässt. Das ist oft ein Grund für langanhaltenden Nebel oder Dunst. Es herrscht in Inversionsschichten also meist schlechte Fernsicht, außerdem sammeln sich in Großstädten in unteren Luftschichten oft Schadstoffe an, was zu Smog führt. 
Inversionsschichten erstrecken sich nicht über die ganze Atmosphäre, sondern nur über eine relativ dünne Schicht, sie haben Ausmaße zwischen wenigen 100 m und 1,5 km Dicke.
Es wird unterschieden zwischen Bodeninversionen, die in den bodennahen Luftschichten innerhalb der Grenzschicht auftreten und hochreichenden Inversionen. Inversionen können auf vier verschiedene Arten entstehen.

== Strahlungsinversion ==

Diese Inversion entsteht häufig in sternklaren Nächten oder an Wintertagen mit Hochdruckwetterlage. Sobald die Sonne untergegangen ist, verschwindet auch die Wärmequelle. Die Erdoberfläche kühlt nun sehr schnell ab. Das liegt an der langwelligen Abstrahlung, die die Erde emittiert.(siehe [[Strahlungshaushalt_der_Atmosphäre|Strahlungsbilanz]]) Die nun kalte Erdoberfläche kühlt nun im Laufe der Zeit die darüber liegenden Luftmassen ab. Dies geschieht bis in eine gewissen Höhe, der sogenannten Inversionshöhe. Darüber ist die Lufttemperatur nicht mehr unmittelbar vom kalten Boden beeinflusst. Bei der Strahlungsinversion handelt es sich somit um eine bodennahe Inversion. Die Inversionshöhe markiert zugleich auch die Grenzschichthöhe, die Höhe bis zu der die Atmosphäre durch die Bedingungen am Erdboden beeinflusst wird. 
Da Luft ein thermisch träges Medium ist, reagiert sie nicht so schnell wie der Erdboden auf die Temperaturänderungen, das Temperaturminimum ist somit erst in den frühen Morgenstunden erreicht. Befinden sich Wolken am Himmel, können sie die planetare Abstrahlung reflektieren und der Erdboden kühlt weniger stark aus, sodass die nächtliche Inversion schwächer ausfällt. Jeder hat es schon mal bemerkt, das es an sternklaren Winternächten frostig ist, ist der Himmel jedoch bewölkt, sind die Temperaturen nicht so tief. Die Strahlungsinversion baut sich nun im Laufe des Vormittags wieder ab, wenn die Sonnenstrahlen den Erdboden wieder schnell erwärmen und sich die Temperatur wieder auf die aufliegenden Luftschichten überträgt.
Eine geschlossene Schneedecke verhindert durch ihr gutes Reflexionsvermögen von solarer Strahlung die Erwärmung und die Inversion bleibt lange bestehen.
[[Bild:Inversion.png|450px|Temperatur-Höhenprofil in einer bodennahen Grenzschichtinversion]]

== Absinkinversion ==

In einem [[Hochdruckgebiet]] sinkt Luft großräumig vertikal nach unten. Die absinkende Luft kommt unter stärkeren [[Luftdruck]] und wird komprimiert. Dadurch erhöht die Luft ihre Temperatur. Wird sonst keine Wärme mit der Umgebung ausgetauscht und verdunstet kein Wasser so geschieht das Absinken trocken[[|Adiabatische_Prozesse|adiabatisch]], d.h. mit 1°C pro 100m. In Bodennähe kann die Luft nur wenig absinken, da sie irgendwann den Boden erreicht hat, bzw. die Luftmasse nicht weiter komprimiert werden kann. In höheren atmosphärischen Schichten können Luftmassen deutlich längere Strecken vertikal absinken, weswegen sie sich auch stärker adiabatisch erwärmen kann als die tieferen Schichten. Da Luft ein kompressibles Medium ist, nimmt der Druck in tiefen Luftschichten zunächst stark ab, in der Höhe immer schwächer ab. Die Druckniveaus rücken nach unten hin zusammen. Beispiel Grafik:

[[Bild:Absinkinversion.png|miniatur|400px|Entstehung einer Inversion durch Absinken zweier Luftteilchen in untere Druckniveaus]]

Befinden sich zwei Luftteilchen (A und B) in einem Abstand von 100 HektoPascal und sinken beide um jeweils 500 hPa ausgehend von ihrer Starthöhe ab, so legt das höhere Teilchen (A) eine größere Strecke in Metern zurück als das untere(B). Das obere Teilchen legt nun einige Kilometer zurück (C) und kann sich stärker trockenadiabatisch erwärmen, als das untere Teilchen (D) ,welches viel weniger Strecke zurücklegt. Der nun verringerte Abstand beider Partikel spiegelt sich nun in einer Inversion wieder. Im Gegensatz zur Strahlungsinversion kann das Absinken eine hochreichende Inversion verursachen, die eben auch in mehreren Kilometern Höhe auftreten kann.

== Frontinversion ==

Inversionen können auch bei besonderen Wetterereignissen wie z.B. [[Front|Fronten]] entstehen. Eine Front ist eine Luftmassengrenze zwischen zwei unterschiedlich temperierten Luftmassen. Die warme Luft ist leichter als die kalte, somit gleitet bei einer Warmfront die warme Luftmasse über kalte. Bei einer Kaltfront schieb sich die kalte Luft unter die warme und hebt diese an. In beiden Fällen erhalten wir eine Inversionswetterlage.

[[Bild:Warmfront.gif|300px]][[Bild:Kaltfront.gif|300px]]

== Inversion durch Warmluftadvektion ==

Diese Grenzschichtinversion tritt überwiegend in der polaren Zone auf oder im Frühling in unseren Breiten. Sie entsteht, wenn relativ warme Luft über einen kalten Untergrund strömt, beispielsweise über das polare Eis oder auch tropische Luft, die im Frühling über den kalten Atlantik strömt. Ähnlich wie bei der Strahlungsinversion kühlt nun die kalte Oberfläche die darüberliegenden Luftschichten ab. Über der Inversion verhält sich die Temperaturschichtung wie in einer freien Atmosphäre.

== Stratosphärische Inversion ==

Ein Normalzustand dagegen ist die Inversion in der Stratosphäre. Nachdem sich die Temperatur innerhalb der Troposphäre auf ca. –55 °C abgekühlt hat, beginnt sie oberhalb der Tropopause (ca.8 km (polar)/ ca. 16 km (Äquator)) mit zunehmender Höhe wieder zu steigen. Dies resultiert u.a. aus den chemischen Reaktionen des [[Stratosphärisches_Ozon|Ozons]] mit der ultravioletten Strahlung. Es wird Energie in Form von Wärme frei, die die Atmosphäre bis in 50km Höhe noch mal auf ca. 0°C erwärmt.

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Passat

2010-04-18T18:21:50Z

Christian W.:

[[Bild:ITC.jpg|thumb|300px|Die Innertropische Konvergenzzone]]
Ein Passat ist ein mäßig starker und sehr beständiger Wind, der in [[Tropen|tropischen]] Seegebieten bis zu etwa 23,5° geographischer Breite rund um den Erdball auftritt. Man unterscheidet hierbei zwei Passate mit unterschiedlichen Hauptwindrichtungen:

* Nordost-Passat auf der Nordhalbkugel
* Südost-Passat auf der Südhalbkugel

Die Richtung, aus der ein Wind weht, verleiht ihm den Namen. Der Nordost-Passat weht also aus nordöstlicher, der Südostpassat aus südöstlicher Richtung.

Zwischen den Passatzonen liegt die [[Innertropische Konvergenzzone|innertropische Konvergenzzone]], in der der Wind meist schwach und aus unterschiedlichen Richtungen weht (siehe [[Walker-Zirkulation]]).

Der Passat ist meist ein trockener Wind, doch kann er je nach Beschaffenheit der überstrichenen Erdoberfläche auch andere Eigenschaften haben. Weht er über Wasserflächen, kann er viel Feuchtigkeit aufnehmen und bringt als auflandiger Wind den Küstengebieten hohe Niederschläge. Überstreicht er jedoch große Landmassen, bleibt sein Feuchtigkeitsgehalt sehr gering und er verursacht trockenes Klima.

== Entstehung der Passatwinde: Grundprinzipien ==

Äquatornah steht die Sonne tagsüber höher (bis zu 90° Einstrahlungswinkel, d. h. Stand im Zenit) und erwärmt dadurch die Luft über dem Boden sehr stark, obwohl die Tage nur 12 bis maximal 13,5 Stunden lang sind. Die erwärmte Luft verliert an Dichte und steigt auf, wodurch darunter (entlang der so genannten innertropischen Konvergenzzone - ITC) über dem Erdboden eine „Tiefdruckrinne“ entsteht.

Beim Aufsteigen kühlt sich die Luft [[Adiabatische Prozesse|adiabatisch]] ab, so dass Wasser kondensiert (Wolkenbildung) und oft heftige Gewittergüsse niedergehen. Über die Verdunstung am Boden und die Kondensation in der Höhe, die Wärme freisetzt, wird zusätzliche Wärmeenergie von der Erdoberfläche in die Höhe befördert. An der Tropopause (in etwa 15–18 Kilometer Höhe) strömt die Luft nach Norden und Süden vom Äquator weg. Dabei kühlt die Luft zwar weiter ab, bleibt aber im Vergleich zu den Luftmassen der höheren Breiten dennoch relativ warm. Durch die Temperaturschichtung von der sehr warmen, aus der ITC stammenden Luft über der vergleichsweise weniger warmen Luft der höheren Breiten entsteht die stabile Passatinversion, die den vertikalen Luftaustausch weitgehend verhindert. Bei der Bewegung polwärts werden die Luftmassen auf einen engeren Raum zusammengedrängt, weil sich die Meridiane vom Äquator bis zu den Polen einander immer weiter annähern (zum Vergleich: Abstand zweier Meridiane am Äquator rund 111 km, beim 30. Breitengrad rund 96 km). Diese räumliche Einengung drängt auch die Luftmassen zusammen und zwingt sie näher Richtung Boden. Ein Großteil der polwärts strömenden Luftmassen sinkt im Bereich um ca. 30° Nord bzw. 30° Süd ab. Dadurch entstehen in diesen Regionen stabile Hochdruckgebiete. Beim Absinken erwärmt sich die Luft.

Die aus dem Hochdruckgebiet ausströmende Luft folgt nun wieder dem Luftdruckgefälle, Hauptströmungen wehen daher zur Äquatorialen Tiefdruckrinne. Diese Winde sind relativ stabil, jedoch werden sie aufgrund der Erdrotation zu leicht östlichen Winden abgelenkt, nämlich auf der Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links. So entstehen die Nordost- respektive Südost-Passate, die sich allerdings im Jahreslauf verändern (siehe unten). Diese Winde sind in ihrer Richtung, Stärke und in Temperatur- und Niederschlagsverhältnissen so charakteristisch, dass sie schon früh namentlich bezeichnet und ihre Entstehung untersucht wurden.

Das Zusammenströmen der Passate gibt der Innertropischen Konvergenzzone ihren Namen.

== Verschiebungen im Jahresverlauf ==

Aufgrund der Schiefe der Ekliptik verändert sich der Zenitalstand der Sonne im Jahreslauf. Diese veränderlichen Strahlungsverhältnisse verlagern die ITC und mit ihr das Windsystem der Passatzirkulationen je nach Jahreszeit nach Norden oder Süden. Dadurch geraten viele tropische Regionen im Jahresverlauf regelmäßig unter den Einfluss unterschiedlicher Winde bzw. Passate. Wechselt der Passat jahreszeitlich bedingt stark die Richtung, so wird er als Monsun bezeichnet.

Der Verlauf der Innertropischen Konvergenzzone kann jedoch aufgrund der Verteilung von Land und Wasser bzw. deren unterschiedlichen Erwärmungsverhaltens beeinflusst werden, über Nordpakistan verlagert sich die Innertropische Konvergenzzone im Nordsommer sogar bis über 35° N hinaus.

Ein Wechsel der Niederschlagseigenschaften des Passats ist z. B. am Golf von Guinea in Westafrika zu beobachten, wo der Wind jahreszeitlich bedingt die Richtung ändert. Die Regenzeit der Monate Mai bis Juli verdanken die Küstenregionen hauptsächlich dem Südostpassat, der freilich beim Übertritt auf die Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts abgelenkt und damit zum Südwestmonsun wird. Dieser Wind bringt hier reichlichen Niederschlag, da er zuvor über dem Golf von Guinea Feuchtigkeit aufnehmen konnte. Während der übrigen Monate weht in den meisten dieser Regionen jedoch der Nordost-Passat aus den Trockengebieten Nordafrikas und Asiens.

Geschichte der Passate Die Passatzirkulation, also die die Passatwinde umfassende erdumspannende Luftströmungen. Sie wurden erstmals 1735 von George Hadley sachlich richtig beschrieben, rund einhundert Jahre bevor Gaspard Gustave de Coriolis die Corioliskraft allgemeiner als Ursache der Bewegungsablenkung erkannte. Die Corioliskraft bewirkt dass die Passate eine besonderer Richtung folgen. Das Luftkreislaufsystem („Zirkulationssystem“), dem die Passate entspringen, wird daher Hadley-Zelle genannt.

== Bedeutung für die Schifffahrt ==

Wegen der Beständigkeit wurde und wird er von Segelschiffen zur zügigen Überquerung der Ozeane genutzt. Das traf in besonderem Maße zur Zeit der Segelschiffe zu, die aufgrund von Rahsegeln schlecht gegen den Wind kreuzen konnten und stattdessen bei achterlichen Winden (Rückenwind) deutlich höhere Geschwindigkeiten erzielten. Aber auch heute noch planen viele Segelschiffe und -boote wegen der Passatregionen mit relativ vorhersagbaren Windrichtungen oft „Umwege“ ein, die zwar die zu segelnde Strecke verlängern, aber durch die Ausnutzung der Passatwinde dennoch die Überfahrten verkürzen.

Der Nordost-Passat machte auch den Atlantischen Dreieckshandel der frühen Neuzeit möglich. Europäische Segelschiffe segelten an der afrikanischen Westküste nach Süden, bis sie auf den Nordost-Passat trafen, der sie nach Westen trieb. Dort nutzten sie die Meeresströmungen, um aus dem Golf von Mexiko nach Norden zu kommen, von wo die Westwinde der Nordhalbkugel sie wieder nach Europa zurückbrachten.
== Siehe auch ==
* [[Innertropische Konvergenzzone]]
* [[Atmosphärische Zirkulation]]
* [[Walker-Zirkulation]]

== Unterricht ==
* [http://www.educ.ethz.ch/lehrpersonen/geographie/unterrichtsmaterialien_geo/klimatologie_meteorologie/passatkreislauf/index Passatkreislauf] Unterrichtseinheit für die 9. Klasse (ETH Zürich)

==Lizenzhinweise==
{{Vorlage:Lizenzhinweis}}

[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]

Passat

2010-04-18T18:21:10Z

Christian W.:

[[Bild:ITC.jpg|thumb|300px|Die Innertropische Konvergenzzone]]
Ein Passat ist ein mäßig starker und sehr beständiger Wind, der in [[Tropen|tropischen]] Seegebieten bis zu etwa 23,5° geographischer Breite rund um den Erdball auftritt. Man unterscheidet hierbei zwei Passate mit unterschiedlichen Hauptwindrichtungen:

* Nordost-Passat auf der Nordhalbkugel
* Südost-Passat auf der Südhalbkugel

Die Richtung, aus der ein Wind weht, verleiht ihm den Namen. Der Nordost-Passat weht also aus nordöstlicher, der Südostpassat aus südöstlicher Richtung.

Zwischen den Passatzonen liegt die [[Innertropische Konvergenzzone|innertropische Konvergenzzone]], in der der Wind meist schwach und aus unterschiedlichen Richtungen weht (siehe [[Walker-Zirkulation]]).

Der Passat ist meist ein trockener Wind, doch kann er je nach Beschaffenheit der überstrichenen Erdoberfläche auch andere Eigenschaften haben. Weht er über Wasserflächen, kann er viel Feuchtigkeit aufnehmen und bringt als auflandiger Wind den Küstengebieten hohe Niederschläge. Überstreicht er jedoch große Landmassen, bleibt sein Feuchtigkeitsgehalt sehr gering und er verursacht trockenes Klima.

== Entstehung der Passatwinde: Grundprinzipien ==

Äquatornah steht die Sonne tagsüber höher (bis zu 90° Einstrahlungswinkel, d. h. Stand im Zenit) und erwärmt dadurch die Luft über dem Boden sehr stark, obwohl die Tage nur 12 bis maximal 13,5 Stunden lang sind. Die erwärmte Luft verliert an Dichte und steigt auf, wodurch darunter (entlang der so genannten innertropischen Konvergenzzone - ITC) über dem Erdboden eine „Tiefdruckrinne“ entsteht.

Beim Aufsteigen kühlt sich die Luft [[adiabatisch|Adiabatische Prozesse]] ab, so dass Wasser kondensiert (Wolkenbildung) und oft heftige Gewittergüsse niedergehen. Über die Verdunstung am Boden und die Kondensation in der Höhe, die Wärme freisetzt, wird zusätzliche Wärmeenergie von der Erdoberfläche in die Höhe befördert. An der Tropopause (in etwa 15–18 Kilometer Höhe) strömt die Luft nach Norden und Süden vom Äquator weg. Dabei kühlt die Luft zwar weiter ab, bleibt aber im Vergleich zu den Luftmassen der höheren Breiten dennoch relativ warm. Durch die Temperaturschichtung von der sehr warmen, aus der ITC stammenden Luft über der vergleichsweise weniger warmen Luft der höheren Breiten entsteht die stabile Passatinversion, die den vertikalen Luftaustausch weitgehend verhindert. Bei der Bewegung polwärts werden die Luftmassen auf einen engeren Raum zusammengedrängt, weil sich die Meridiane vom Äquator bis zu den Polen einander immer weiter annähern (zum Vergleich: Abstand zweier Meridiane am Äquator rund 111 km, beim 30. Breitengrad rund 96 km). Diese räumliche Einengung drängt auch die Luftmassen zusammen und zwingt sie näher Richtung Boden. Ein Großteil der polwärts strömenden Luftmassen sinkt im Bereich um ca. 30° Nord bzw. 30° Süd ab. Dadurch entstehen in diesen Regionen stabile Hochdruckgebiete. Beim Absinken erwärmt sich die Luft.

Die aus dem Hochdruckgebiet ausströmende Luft folgt nun wieder dem Luftdruckgefälle, Hauptströmungen wehen daher zur Äquatorialen Tiefdruckrinne. Diese Winde sind relativ stabil, jedoch werden sie aufgrund der Erdrotation zu leicht östlichen Winden abgelenkt, nämlich auf der Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links. So entstehen die Nordost- respektive Südost-Passate, die sich allerdings im Jahreslauf verändern (siehe unten). Diese Winde sind in ihrer Richtung, Stärke und in Temperatur- und Niederschlagsverhältnissen so charakteristisch, dass sie schon früh namentlich bezeichnet und ihre Entstehung untersucht wurden.

Das Zusammenströmen der Passate gibt der Innertropischen Konvergenzzone ihren Namen.

== Verschiebungen im Jahresverlauf ==

Aufgrund der Schiefe der Ekliptik verändert sich der Zenitalstand der Sonne im Jahreslauf. Diese veränderlichen Strahlungsverhältnisse verlagern die ITC und mit ihr das Windsystem der Passatzirkulationen je nach Jahreszeit nach Norden oder Süden. Dadurch geraten viele tropische Regionen im Jahresverlauf regelmäßig unter den Einfluss unterschiedlicher Winde bzw. Passate. Wechselt der Passat jahreszeitlich bedingt stark die Richtung, so wird er als Monsun bezeichnet.

Der Verlauf der Innertropischen Konvergenzzone kann jedoch aufgrund der Verteilung von Land und Wasser bzw. deren unterschiedlichen Erwärmungsverhaltens beeinflusst werden, über Nordpakistan verlagert sich die Innertropische Konvergenzzone im Nordsommer sogar bis über 35° N hinaus.

Ein Wechsel der Niederschlagseigenschaften des Passats ist z. B. am Golf von Guinea in Westafrika zu beobachten, wo der Wind jahreszeitlich bedingt die Richtung ändert. Die Regenzeit der Monate Mai bis Juli verdanken die Küstenregionen hauptsächlich dem Südostpassat, der freilich beim Übertritt auf die Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts abgelenkt und damit zum Südwestmonsun wird. Dieser Wind bringt hier reichlichen Niederschlag, da er zuvor über dem Golf von Guinea Feuchtigkeit aufnehmen konnte. Während der übrigen Monate weht in den meisten dieser Regionen jedoch der Nordost-Passat aus den Trockengebieten Nordafrikas und Asiens.

Geschichte der Passate Die Passatzirkulation, also die die Passatwinde umfassende erdumspannende Luftströmungen. Sie wurden erstmals 1735 von George Hadley sachlich richtig beschrieben, rund einhundert Jahre bevor Gaspard Gustave de Coriolis die Corioliskraft allgemeiner als Ursache der Bewegungsablenkung erkannte. Die Corioliskraft bewirkt dass die Passate eine besonderer Richtung folgen. Das Luftkreislaufsystem („Zirkulationssystem“), dem die Passate entspringen, wird daher Hadley-Zelle genannt.

== Bedeutung für die Schifffahrt ==

Wegen der Beständigkeit wurde und wird er von Segelschiffen zur zügigen Überquerung der Ozeane genutzt. Das traf in besonderem Maße zur Zeit der Segelschiffe zu, die aufgrund von Rahsegeln schlecht gegen den Wind kreuzen konnten und stattdessen bei achterlichen Winden (Rückenwind) deutlich höhere Geschwindigkeiten erzielten. Aber auch heute noch planen viele Segelschiffe und -boote wegen der Passatregionen mit relativ vorhersagbaren Windrichtungen oft „Umwege“ ein, die zwar die zu segelnde Strecke verlängern, aber durch die Ausnutzung der Passatwinde dennoch die Überfahrten verkürzen.

Der Nordost-Passat machte auch den Atlantischen Dreieckshandel der frühen Neuzeit möglich. Europäische Segelschiffe segelten an der afrikanischen Westküste nach Süden, bis sie auf den Nordost-Passat trafen, der sie nach Westen trieb. Dort nutzten sie die Meeresströmungen, um aus dem Golf von Mexiko nach Norden zu kommen, von wo die Westwinde der Nordhalbkugel sie wieder nach Europa zurückbrachten.
== Siehe auch ==
* [[Innertropische Konvergenzzone]]
* [[Atmosphärische Zirkulation]]
* [[Walker-Zirkulation]]

== Unterricht ==
* [http://www.educ.ethz.ch/lehrpersonen/geographie/unterrichtsmaterialien_geo/klimatologie_meteorologie/passatkreislauf/index Passatkreislauf] Unterrichtseinheit für die 9. Klasse (ETH Zürich)

==Lizenzhinweise==
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[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]

Passat

2010-04-18T18:20:53Z

Christian W.:

[[Bild:ITC.jpg|thumb|300px|Die Innertropische Konvergenzzone]]
Ein Passat ist ein mäßig starker und sehr beständiger Wind, der in [[Tropen|tropischen]] Seegebieten bis zu etwa 23,5° geographischer Breite rund um den Erdball auftritt. Man unterscheidet hierbei zwei Passate mit unterschiedlichen Hauptwindrichtungen:

* Nordost-Passat auf der Nordhalbkugel
* Südost-Passat auf der Südhalbkugel

Die Richtung, aus der ein Wind weht, verleiht ihm den Namen. Der Nordost-Passat weht also aus nordöstlicher, der Südostpassat aus südöstlicher Richtung.

Zwischen den Passatzonen liegt die [[Innertropische Konvergenzzone|innertropische Konvergenzzone]], in der der Wind meist schwach und aus unterschiedlichen Richtungen weht (siehe [[Walker-Zirkulation]]).

Der Passat ist meist ein trockener Wind, doch kann er je nach Beschaffenheit der überstrichenen Erdoberfläche auch andere Eigenschaften haben. Weht er über Wasserflächen, kann er viel Feuchtigkeit aufnehmen und bringt als auflandiger Wind den Küstengebieten hohe Niederschläge. Überstreicht er jedoch große Landmassen, bleibt sein Feuchtigkeitsgehalt sehr gering und er verursacht trockenes Klima.

== Entstehung der Passatwinde: Grundprinzipien ==

Äquatornah steht die Sonne tagsüber höher (bis zu 90° Einstrahlungswinkel, d. h. Stand im Zenit) und erwärmt dadurch die Luft über dem Boden sehr stark, obwohl die Tage nur 12 bis maximal 13,5 Stunden lang sind. Die erwärmte Luft verliert an Dichte und steigt auf, wodurch darunter (entlang der so genannten innertropischen Konvergenzzone - ITC) über dem Erdboden eine „Tiefdruckrinne“ entsteht.

Beim Aufsteigen kühlt sich die Luft [[adiabatisch|Adiabatische_Prozesse]] ab, so dass Wasser kondensiert (Wolkenbildung) und oft heftige Gewittergüsse niedergehen. Über die Verdunstung am Boden und die Kondensation in der Höhe, die Wärme freisetzt, wird zusätzliche Wärmeenergie von der Erdoberfläche in die Höhe befördert. An der Tropopause (in etwa 15–18 Kilometer Höhe) strömt die Luft nach Norden und Süden vom Äquator weg. Dabei kühlt die Luft zwar weiter ab, bleibt aber im Vergleich zu den Luftmassen der höheren Breiten dennoch relativ warm. Durch die Temperaturschichtung von der sehr warmen, aus der ITC stammenden Luft über der vergleichsweise weniger warmen Luft der höheren Breiten entsteht die stabile Passatinversion, die den vertikalen Luftaustausch weitgehend verhindert. Bei der Bewegung polwärts werden die Luftmassen auf einen engeren Raum zusammengedrängt, weil sich die Meridiane vom Äquator bis zu den Polen einander immer weiter annähern (zum Vergleich: Abstand zweier Meridiane am Äquator rund 111 km, beim 30. Breitengrad rund 96 km). Diese räumliche Einengung drängt auch die Luftmassen zusammen und zwingt sie näher Richtung Boden. Ein Großteil der polwärts strömenden Luftmassen sinkt im Bereich um ca. 30° Nord bzw. 30° Süd ab. Dadurch entstehen in diesen Regionen stabile Hochdruckgebiete. Beim Absinken erwärmt sich die Luft.

Die aus dem Hochdruckgebiet ausströmende Luft folgt nun wieder dem Luftdruckgefälle, Hauptströmungen wehen daher zur Äquatorialen Tiefdruckrinne. Diese Winde sind relativ stabil, jedoch werden sie aufgrund der Erdrotation zu leicht östlichen Winden abgelenkt, nämlich auf der Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links. So entstehen die Nordost- respektive Südost-Passate, die sich allerdings im Jahreslauf verändern (siehe unten). Diese Winde sind in ihrer Richtung, Stärke und in Temperatur- und Niederschlagsverhältnissen so charakteristisch, dass sie schon früh namentlich bezeichnet und ihre Entstehung untersucht wurden.

Das Zusammenströmen der Passate gibt der Innertropischen Konvergenzzone ihren Namen.

== Verschiebungen im Jahresverlauf ==

Aufgrund der Schiefe der Ekliptik verändert sich der Zenitalstand der Sonne im Jahreslauf. Diese veränderlichen Strahlungsverhältnisse verlagern die ITC und mit ihr das Windsystem der Passatzirkulationen je nach Jahreszeit nach Norden oder Süden. Dadurch geraten viele tropische Regionen im Jahresverlauf regelmäßig unter den Einfluss unterschiedlicher Winde bzw. Passate. Wechselt der Passat jahreszeitlich bedingt stark die Richtung, so wird er als Monsun bezeichnet.

Der Verlauf der Innertropischen Konvergenzzone kann jedoch aufgrund der Verteilung von Land und Wasser bzw. deren unterschiedlichen Erwärmungsverhaltens beeinflusst werden, über Nordpakistan verlagert sich die Innertropische Konvergenzzone im Nordsommer sogar bis über 35° N hinaus.

Ein Wechsel der Niederschlagseigenschaften des Passats ist z. B. am Golf von Guinea in Westafrika zu beobachten, wo der Wind jahreszeitlich bedingt die Richtung ändert. Die Regenzeit der Monate Mai bis Juli verdanken die Küstenregionen hauptsächlich dem Südostpassat, der freilich beim Übertritt auf die Nordhalbkugel in Strömungsrichtung nach rechts abgelenkt und damit zum Südwestmonsun wird. Dieser Wind bringt hier reichlichen Niederschlag, da er zuvor über dem Golf von Guinea Feuchtigkeit aufnehmen konnte. Während der übrigen Monate weht in den meisten dieser Regionen jedoch der Nordost-Passat aus den Trockengebieten Nordafrikas und Asiens.

Geschichte der Passate Die Passatzirkulation, also die die Passatwinde umfassende erdumspannende Luftströmungen. Sie wurden erstmals 1735 von George Hadley sachlich richtig beschrieben, rund einhundert Jahre bevor Gaspard Gustave de Coriolis die Corioliskraft allgemeiner als Ursache der Bewegungsablenkung erkannte. Die Corioliskraft bewirkt dass die Passate eine besonderer Richtung folgen. Das Luftkreislaufsystem („Zirkulationssystem“), dem die Passate entspringen, wird daher Hadley-Zelle genannt.

== Bedeutung für die Schifffahrt ==

Wegen der Beständigkeit wurde und wird er von Segelschiffen zur zügigen Überquerung der Ozeane genutzt. Das traf in besonderem Maße zur Zeit der Segelschiffe zu, die aufgrund von Rahsegeln schlecht gegen den Wind kreuzen konnten und stattdessen bei achterlichen Winden (Rückenwind) deutlich höhere Geschwindigkeiten erzielten. Aber auch heute noch planen viele Segelschiffe und -boote wegen der Passatregionen mit relativ vorhersagbaren Windrichtungen oft „Umwege“ ein, die zwar die zu segelnde Strecke verlängern, aber durch die Ausnutzung der Passatwinde dennoch die Überfahrten verkürzen.

Der Nordost-Passat machte auch den Atlantischen Dreieckshandel der frühen Neuzeit möglich. Europäische Segelschiffe segelten an der afrikanischen Westküste nach Süden, bis sie auf den Nordost-Passat trafen, der sie nach Westen trieb. Dort nutzten sie die Meeresströmungen, um aus dem Golf von Mexiko nach Norden zu kommen, von wo die Westwinde der Nordhalbkugel sie wieder nach Europa zurückbrachten.
== Siehe auch ==
* [[Innertropische Konvergenzzone]]
* [[Atmosphärische Zirkulation]]
* [[Walker-Zirkulation]]

== Unterricht ==
* [http://www.educ.ethz.ch/lehrpersonen/geographie/unterrichtsmaterialien_geo/klimatologie_meteorologie/passatkreislauf/index Passatkreislauf] Unterrichtseinheit für die 9. Klasse (ETH Zürich)

==Lizenzhinweise==
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[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]

Adiabatische Prozesse

2010-04-18T18:20:03Z

Christian W.:

Adiabatische Prozesse ist eine thermodynamische Bezeichnung für Prozesse in abgeschlossenen bzw. von ihrer Umgebung isolierten Systemen. In der [[Meteorologie]] stellt man sich darunter ein Luftpaket vor, welches keine Wärme mit seiner Umgebung austauscht und nicht durch äußere Energiequellen wie Sonnen- oder Wärme[[strahlung]] erwärmt wird. 
Nach dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik bedeutet adiabatisch, dass sich die Bewegungsenergie aus der temperaturbedingten Molekularbewegung (innere Energie) und die Ausdehnungsarbeit die Waage halten. 
Zugeführte Wärme = Änderung der inneren Energie – verrichteter Ausdehnungsarbeit 
Adiabatisch: Zugeführte Wärme = 0 --> Änderung der inneren Energie = verrichteter Ausdehnungsarbeit 
Steigt ein Luftpaket adiabatisch in die Höhe gerät es unter geringeren [[Luftdruck|Druck]] und dehnt sich aus. Die für die Ausdehnungsarbeit benötigte Energie wird der molekularen Bewegung entzogen, was wir als Abkühlung bemerken.(Joule-Thomson-Effekt)

== Trockenadiabatischer Temperaturgradient ==

Als Gradient einer Messgröße versteht man den Unterschied der Messungen pro Meter Abstand. Er gibt also die räumliche Zu- oder Abnahme der Messgröße an.
Nimmt die Temperatur mit der Höhe trockenadiabatisch ab, so reduziert sie sich alle 100m um 1° C. Der Temperaturgradient beträgt also 1°C/100m. Kennt man die Bodentemperatur, lässt sich nun einfach die [[Temperatur]] in verschiedenen Höhen berechnen. Dies funktioniert allerdings nur, solange sich keine Wolken bilden und kein Wasserdampf kondensiert. Da wir hier von trockenadiabatischen Prozessen ausgehen, haben wir neben äußerer Wärmezufuhr auch Übergänge zwischen verschiedenen Aggregatszuständen ausgeschlossen.

== Feuchtadiabatischer Temperaturgradient ==

Setzt während des Luftaufstieges Kondensation ein, so wird die bei der Verdunstung von Wasser verbrauchte Energie wieder freigesetzt, die sogenannte [[latente Wärme]]. Diese ist so stark, dass sie den adiabatischen Abkühlungsprozess verlangsamt und der Temperaturgradient je nach Wasserdampfgehalt zwischen 0,6°C/100m und 0,5°C/100m beträgt. Werden in dem abgeschlossenen System Phasenübergänge (meistens von Wasser) zugelassen, so spricht man von feuchtadiabatischen oder auch sättigungsadiabatischen Prozessen.

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[[Kategorie:Grundbegriffe]][[Kategorie:Atmosphäre]]

Inversion

2010-04-18T18:19:05Z

Christian W.:

Bei einer Inversionswetterlage spricht man von einer atmosphärischen Schichtung, bei der die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Inversion kommt aus dem Lateinischen und bedeutet Umkehr. Früher sah man die Temperaturabnahme mit der Höhe als Normalzustand an und hielt eine Inversion für einen Ausnahmefall. Heutzutage sieht man, dass Inversionen regelmäßig auftreten. 
Inversionen zeichnen sich durch eine besonders stabile Schichtung aus, bei der die vertikale Durchmischung durch Turbulenz sehr stark eingeschränkt wird. Daher nennt man eine Inversion manchmal auch
Sperrschicht, da sie kein Luftaustausch mit den darüber liegenden Luftschichten zulässt. Das ist oft ein Grund für langanhaltenden Nebel oder Dunst. Es herrscht in Inversionsschichten also meist schlechte Fernsicht, außerdem sammeln sich in Großstädten in unteren Luftschichten oft Schadstoffe an, was zu Smog führt. 
Inversionsschichten erstrecken sich nicht über die ganze Atmosphäre, sondern nur über eine relativ dünne Schicht, sie haben Ausmaße zwischen wenigen 100 m und 1,5 km Dicke.
Es wird unterschieden zwischen Bodeninversionen, die in den bodennahen Luftschichten innerhalb der Grenzschicht auftreten und hochreichenden Inversionen. Inversionen können auf vier verschiedene Arten entstehen.

== Strahlungsinversion ==

Diese Inversion entsteht häufig in sternklaren Nächten oder an Wintertagen mit Hochdruckwetterlage. Sobald die Sonne untergegangen ist, verschwindet auch die Wärmequelle. Die Erdoberfläche kühlt nun sehr schnell ab. Das liegt an der langwelligen Abstrahlung, die die Erde emittiert.(siehe [[Strahlungshaushalt_der_Atmosphäre|Strahlungsbilanz]]) Die nun kalte Erdoberfläche kühlt nun im Laufe der Zeit die darüber liegenden Luftmassen ab. Dies geschieht bis in eine gewissen Höhe, der sogenannten Inversionshöhe. Darüber ist die Lufttemperatur nicht mehr unmittelbar vom kalten Boden beeinflusst. Bei der Strahlungsinversion handelt es sich somit um eine bodennahe Inversion. Die Inversionshöhe markiert zugleich auch die Grenzschichthöhe, die Höhe bis zu der die Atmosphäre durch die Bedingungen am Erdboden beeinflusst wird. 
Da Luft ein thermisch träges Medium ist, reagiert sie nicht so schnell wie der Erdboden auf die Temperaturänderungen, das Temperaturminimum ist somit erst in den frühen Morgenstunden erreicht. Befinden sich Wolken am Himmel, können sie die planetare Abstrahlung reflektieren und der Erdboden kühlt weniger stark aus, sodass die nächtliche Inversion schwächer ausfällt. Jeder hat es schon mal bemerkt, das es an sternklaren Winternächten frostig ist, ist der Himmel jedoch bewölkt, sind die Temperaturen nicht so tief. Die Strahlungsinversion baut sich nun im Laufe des Vormittags wieder ab, wenn die Sonnenstrahlen den Erdboden wieder schnell erwärmen und sich die Temperatur wieder auf die aufliegenden Luftschichten überträgt.
Eine geschlossene Schneedecke verhindert durch ihr gutes Reflexionsvermögen von solarer Strahlung die Erwärmung und die Inversion bleibt lange bestehen.
[[Bild:Inversion.png|450px|Temperatur-Höhenprofil in einer bodennahen Grenzschichtinversion]]

== Absinkinversion ==

In einem [[Hochdruckgebiet]] sinkt Luft großräumig vertikal nach unten. Die absinkende Luft kommt unter stärkeren [[Luftdruck]] und wird komprimiert. Dadurch erhöht die Luft ihre Temperatur. Wird sonst keine Wärme mit der Umgebung ausgetauscht und verdunstet kein Wasser so geschieht das Absinken trocken[[adiabatisch|Adiabatische_Prozesse]], d.h. mit 1°C pro 100m. In Bodennähe kann die Luft nur wenig absinken, da sie irgendwann den Boden erreicht hat, bzw. die Luftmasse nicht weiter komprimiert werden kann. In höheren atmosphärischen Schichten können Luftmassen deutlich längere Strecken vertikal absinken, weswegen sie sich auch stärker adiabatisch erwärmen kann als die tieferen Schichten. Da Luft ein kompressibles Medium ist, nimmt der Druck in tiefen Luftschichten zunächst stark ab, in der Höhe immer schwächer ab. Die Druckniveaus rücken nach unten hin zusammen. Beispiel Grafik:

[[Bild:Absinkinversion.png|miniatur|400px|Entstehung einer Inversion durch Absinken zweier Luftteilchen in untere Druckniveaus]]

Befinden sich zwei Luftteilchen (A und B) in einem Abstand von 100 HektoPascal und sinken beide um jeweils 500 hPa ausgehend von ihrer Starthöhe ab, so legt das höhere Teilchen (A) eine größere Strecke in Metern zurück als das untere(B). Das obere Teilchen legt nun einige Kilometer zurück (C) und kann sich stärker trockenadiabatisch erwärmen, als das untere Teilchen (D) ,welches viel weniger Strecke zurücklegt. Der nun verringerte Abstand beider Partikel spiegelt sich nun in einer Inversion wieder. Im Gegensatz zur Strahlungsinversion kann das Absinken eine hochreichende Inversion verursachen, die eben auch in mehreren Kilometern Höhe auftreten kann.

== Frontinversion ==

Inversionen können auch bei besonderen Wetterereignissen wie z.B. [[Front|Fronten]] entstehen. Eine Front ist eine Luftmassengrenze zwischen zwei unterschiedlich temperierten Luftmassen. Die warme Luft ist leichter als die kalte, somit gleitet bei einer Warmfront die warme Luftmasse über kalte. Bei einer Kaltfront schieb sich die kalte Luft unter die warme und hebt diese an. In beiden Fällen erhalten wir eine Inversionswetterlage.

[[Bild:Warmfront.gif|300px]][[Bild:Kaltfront.gif|300px]]

== Inversion durch Warmluftadvektion ==

Diese Grenzschichtinversion tritt überwiegend in der polaren Zone auf oder im Frühling in unseren Breiten. Sie entsteht, wenn relativ warme Luft über einen kalten Untergrund strömt, beispielsweise über das polare Eis oder auch tropische Luft, die im Frühling über den kalten Atlantik strömt. Ähnlich wie bei der Strahlungsinversion kühlt nun die kalte Oberfläche die darüberliegenden Luftschichten ab. Über der Inversion verhält sich die Temperaturschichtung wie in einer freien Atmosphäre.

== Stratosphärische Inversion ==

Ein Normalzustand dagegen ist die Inversion in der Stratosphäre. Nachdem sich die Temperatur innerhalb der Troposphäre auf ca. –55 °C abgekühlt hat, beginnt sie oberhalb der Tropopause (ca.8 km (polar)/ ca. 16 km (Äquator)) mit zunehmender Höhe wieder zu steigen. Dies resultiert u.a. aus den chemischen Reaktionen des [[Stratosphärisches_Ozon|Ozons]] mit der ultravioletten Strahlung. Es wird Energie in Form von Wärme frei, die die Atmosphäre bis in 50km Höhe noch mal auf ca. 0°C erwärmt.

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[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]

Regen

2010-04-18T18:17:18Z

Christian W.:

Unter Regen versteht man die am häufigsten auftretende Form des flüssigen [[Niederschlag|Niederschlags]] mit einer Tropfengröße von meist 0,6 bis 3 mm. Regen entsteht, wenn durch Abkühlung der Luft der [[Taupunkt]] unterschritten wird und ein Teil des Wasserdampfs mit Hilfe von Kondensationskeimen zu kleinen Wassertröpfchen (Wolkentröpfchen) kondensiert. Durch das Zusammenfließen dieser Wassertröpfchen zu größeren und schwereren, entsteht der uns bekannt Regen.

== Entstehung ==
Ausgangspunkt jedes Regens sind [[Wolken]], die aus feinen Eiskristallen oder Wolkentropfen, das sind Wassertropfen mit 5 bis 10 μm Durchmesser, bestehen. Je nach Höhe und dort herrschender Temperatur bilden sich die Eiskristalle oder Wolkentropfen mit Hilfe von Kondensationskeimen, die ihrerseits Wasserdampf nahe der Sättigung an sich binden. Diese Primärkörper können, in Abhängigkeit von der Aufenthaltsdauer in der Wolke, weiteren Wasserdampf und andere Wolkentropfen oder Eiskristallen an sich binden und wachsen dadurch an. Erreichen Eiskristalle eine wärmere Umgebung, so schmelzen auch sie zu Tropfen. Wird das Gewicht der Tropfen so groß, dass sie von den in einer Wolke vorherrschenden Luftströmungen (Aufwinde) nicht mehr in Schwebe gehalten werden können, so beginnen sie auf Grund der Schwerkraft zu Boden zu sinken und Regen setzt ein.

== Formen ==
Abhängig von meteorologischen und geographischen Bedingungen gibt es unterschiedliche Formen von Regen. Grundsätzlich erfolgt die Definition von Regenformen wie folgt:
* nach der Entstehung
* nach der Dauer
* nach der Wirkung, beziehungsweise dem Empfinden am Boden

Man kann ein und dasselbe Regenereignis somit mehrmals und unterschiedlich definieren, meist liegt es an der Auslegung des Beobachters. Wenn der Meteorologe von einem länger anhaltenden Frontregen spricht, so betrachtet die Allgemeinbevölkerung dies eher als Dauerregen.

Abhängig von der Jahreszeit lassen sich alle folgenden Formen nur in den gemäßigten Breiten, andere wiederum auch in den Subtropen, in den Tropen und selten in den subpolaren Zonen beobachten.

=== Steigungsregen ===
* ''Definition:'' nach der Entstehung
* ''Vorkommen:'' Tropen, Subtropen, Gemäßigte Zone
* ''Dauer:'' Stunden bis Tage (selten mehrere Wochen)

Steigungsregen oder auch Stauregen genannt entsteht, wenn Wind feuchte Luft vom Meer oder Flachland an Gebirgszügen oder anderen orografischen Erhebungen (Luv-Seite) aufsteigen lässt.

Die Luft wird mit zunehmender Höhe immer weiter abgekühlt, dabei sinkt jedoch auch ihre Wasserdampfkapazität und die Lufttemperatur nähert sich immer weiter dem Taupunkt. Zunächst kühlt sich die Luft nach dem Prinzip der trockenadiabatischen Abkühlung um ein Grad Celsius pro 100 Höhenmeter ab. Sobald eine relative Luftfeuchtigkeit von 100 Prozent erreicht ist, kühlt sich die Luft nach dem Prinzip der feuchtadiabatischen Abkühlung nur noch um ungefähr 0,6 °C pro 100 Meter ab. Bei dem Prozess kondensiert der Wasserdampf der Luftmasse unter Freisetzung [[latente Wärme|latenter Wärme]] zu Wasser (Wolkentröpfchen), was zur Wolkenbildung führt. Je nach Intensität der Aufwärtsströmung kommt es in Folge oft zu heftigen Niederschlägen. Diese konzentrieren sich an den jeweilig orografischen Hindernissen und man erreicht dort oft hohe Niederschlagsmengen.

Auf der Lee-Seite erwärmt sich die Luft (falls sie komplett ausgeregnet ist) wieder trockenadiabatisch um ein Grad Celsius pro 100 Meter. Die unterschiedlichen Temperaturgradienten beim Auf- und Abstieg ermöglichen der (getrockneten) Luft, sich beim Abstieg mit der Höhe schneller zu erwärmen als die Abkühlung beim Aufstieg erfolgte. Dies führt zu einer wärmeren Luftströmung auf der Lee-Seite die auch als Föhn bekannt ist.

Gebirge haben auf Grund dieser Vorgänge und allgemein vorherrschender Hauptwindrichtungen meist eine Regen- bzw. Wetterseite mit erhöhter Niederschlagsintensität

=== Konvektionsregen ===
* ''Definition:'' nach der Entstehung
* ''Vorkommen:'' Tropen, Subtropen, Gemäßigte Zone
* ''Dauer:'' Minuten bis wenige Stunden

Konvektionsregen ist Regen aus Wolken die sich auf Grund von Konvektionsströmungen bilden.

Durch Aufheizen der Erdoberfläche über eine gewisse Temperatur verdunstet das im Boden oder auch auf Wasserflächen vorhandene Wasser schneller als gewöhnlich. Die dabei entstehenden, bodennahen feuchten Luftmassen werden, auf Grund von ebenfalls durch die Wärme am Boden verursachten Luftströmungen (Wärmeströmungen), in die Höhe transportiert. Erreichen sie ihre Sättigung so bilden sich Wolken. Die Größe und Art der gebildeten Wolken hängt von der Intensität der Strömungen, der Luftmasse und deren Feuchtigkeit, der Temperatur und Bodenbeschaffenheiten (Geographie) ab. Bei optimalen Bedingungen bilden sich so in nur wenigen Stunden oftmals sehr starke Konvektionsgewitter. Diese sind vor allem in tropischen, aber auch vielen anderen Gebieten der Erde (speziell zur warmen Jahreszeit) häufig am frühen bis späteren Nachmittag beobachtbar. Je nach Intensität, Anzahl der Kondensationskeime in der Luft und vorhandener feuchter Luftmassen können sich kleine Wolken, aber auch äußerst große Gewittterwolken bilden.

=== Frontregen ===
* ''Definition:'' nach der Entstehung
* ''Vorkommen:'' Subtropen, Gemäßigte Zone
* ''Dauer:'' Stunden bis Tage

Frontregen ist eine nach ihrer Entstehung in einer Front benannte Regenart. Er tritt auf wenn warme und feuchte Luftmassen, oft aus tropischen Gebieten, auf kalte (polare) Luftmassen treffen. Die leichtere Warmluft schiebt sich über die schwere Kaltluft. Beim Aufsteigen kühlt sich die warme Luft ab, der gespeicherte Wasserdampf kondensiert, Wolken bilden sich und es regnet. Das Entstehungsprinzip ist ähnlich dem des Steigungsregens, mit dem Unterschied, dass es sich hierbei um eben eine Luftmasse und kein feste Hindernis handelt, die den Transport der feuchten Luftmassen in die Höhe bewirkt. Diese Art von Regen ist in Europa häufig, nur von kurzer Dauer (einige Stunden bis rund zwei Tage) und auch örtlich begrenzt. Frontregen wandert mit der ihn bildenden Front mit.

=== Dauerregen ===
* Definition: nach der Dauer
* Vorkommen: Tropen, Subtropen, Gemäßigte Zone
* Dauer - Frontregen: Stunden bis Tage
* Dauer - Steigungsregen: Stunden bis Tage (selten mehrere Wochen)

Als Dauerregen oder Landregen bezeichnet man ein Niederschlagsereignis mit einer langen Niederschlagsdauer. In den gemäßigten Breiten treten diese meistens im Zusammenhang mit einer Warmfrontpassage auf. Die genaue Definition eines Dauerregens ist abhängig vom jeweiligen Klimagebiet, wobei man in Mitteleuropa meistens dann von einem Dauerregen spricht, wenn dieser mit unterbrochenen Regenfällen und einer Heftigkeit von über 0,5 Millimeter pro Stunde über einen Zeitraum von mindestens sechs Stunden verbunden ist.

=== Sprühregen ===
* Definition: nach der Entstehung
* Vorkommen: Tropen, Subtropen, Gemäßigte Zone
* Dauer: abhängig vom Hauptereignis, Stunden bis Tage

Sprühregen oder Nieselregen besteht aus kleinen Tröpfchen, die üblicherweise aus Stratuswolken fallen. Die Tröpfchen haben einen Durchmesser, der kleiner als 0,5 Millimeter ist. Die Sicht ist bei Sprühregen oft eingeschränkt. Sprühregenschauer kommen nur über der See vor und fallen aus Stratocumuluswolken und werden auch als Miniaturschauer bezeichnet. Bei einer Niederschlagsintensität von bis zu 0,2 Millimeter je Stunde spricht man von einem leichten, bei 0,2 bis 0,5 Millimeter je Stunde von einem mäßigen und bei über 0,5 Millimeter je Stunde von einem starken Sprühregen.

===Gefrierender Regen===
* Definition: nach der Wirkung am Boden
* Vorkommen: Gemäßigte Zone, Subpolargebiete (Subtropen und Tropen nur im Gebirge)
* Dauer: Stunden

Gefrierender Regen ist Regen mit einer Temperatur von über 0°C der auf eine wesentlich kältere Oberfläche prallt und dort gefriert. Oftmals wird gefrierender Regen und Eisregen in einem Zusammenhang genannt, dies ist aber nicht korrekt.

===Eisregen===
* Definition: nach der Wirkung am Boden und Entstehung
* Vorkommen: Gemäßigte Zone, Subpolargebiete (Subtropen und Tropen nur im Gebirge)
* Dauer: Stunden

Unterkühlter Regen; ugs.: Eisregen), besteht aus unterkühlten Regentropfen die wesentlich kälter als 0 °C, aber trotzdem noch flüssig sind.

Unterkühlte Tropfen entstehen, wenn Regentropfen durch kalte Luftschichten fallen. Da auf diese Art auch Eiskörner entstehen, treten Eisregen und Niederschlag mit Eiskörnern oft zusammen auf. Treffen unterkühlte Tropfen auf eine Oberfläche, so gefrieren sie schlagartig und bilden eine bis zu mehreren Zentimetern dicke, sehr harte und klare Eisschicht. Auf Fahrbahnen führt dies zu starker Straßenglätte, auf der selbst Autos mit Winterreifen kaum Halt finden. Gefährlich ist gefrierender Regen auch für Flugzeuge, da die Eisschicht ein zusätzliches Gewicht am Flugzeug verursacht. Schwerwiegender ist jedoch, dass das Tragflächenprofil verändert und dadurch der Auftrieb deutlich vermindern wird.

Im Gegensatz zu Eis- oder gefrierenden Regen stehen bereits gefrorene Niederschläge wie Hagel, Graupel und Griesel oder Schnee. Diese entstehen bereit in den Wolken und fallen als fester Niederschlag zu Boden.

===Warmer Regen (Tropenregen)===
* Definition: nach der Wirkung am Boden und/oder Entstehung
* Vorkommen: Tropen, Subtropen und seltener Gemäßigte Zone
* Dauer: Stunden, Tage bis Wochen (mit Unterbrechungen)

„Warmer Regen“ entsteht hingegen nur dann, wenn sehr tief liegende, warme und feuchte Luftmassen nur gering angehoben werden müssen um ihre Sättigung zu erreichen. Dieses Phänomen kann am ehesten in den Tropen, in den Sommermonaten aber auch fallweise in gemäßigten Breiten, beobachtet werden. Dieses Ereignis tritt in gemäßigten Breiten meist in Abhängigkeit mit einem anderen, wie etwa Front- oder Steigungsregen auf. In den Tropen hingegen kann es auch als unabhängiges Ereignis auftreten, insbesondere dann, wenn warme, bodennahe und feuchte Luftmassen nach vorherigen Regenereignissen oder durch übermäßige schnelle Verdunstung durch geringe lokale Strömungen (oder eben Konvektion) erneut angehoben werden. Man spricht dann auch vom Tropenregen.

===Messung===
Die Menge gefallenen Regens wird in „mm Niederschlagshöhe“ angegeben. Ein Millimeter Niederschlag entspricht einem Liter pro Quadratmeter (siehe dazu auch: Niederschlag).

===Fallgeschwindigkeit===
Der kondensierende Wasserdampf bildet zunächst Feinsttröpfchen, die mit zunehmender Größe immer schwerer werden. Wenn die Gewichtskraft der Tropfen größer als die Auftriebskraft (durch Luftströmungen in der Wolke) und die Reibung im Fluid nach Stokes (in unserem Fall Luft) ist, beginnen die Regentropfen zur Erde zu sinken.

Das Gesetz von Stokes kann für kleine Tropfen bis 1 mm in gute Näherung verwendet werden. Größere Tropfen verändern ihre Form auf Grund des Luftwiderstands und werden flachgedrückt, sie fallen turbulent. In diesem Fall ist der CW-Wert geschwindigkeitsabhängig, er verändert sich somit permanent wo eine Geschwindigkeitsänderung auftritt. Der Luftwiderstand der Tropfen nimmt mit dem Quadrat der Fallgeschwindigkeit so lange zu, bis die Gewichts- und Widerstandskräfte gleich groß geworden sind, dann fällt der Regentropfen mit (fast) konstanter Geschwindigkeit.

===Tropfenform===
Tropfen bis ~1 mm Durchmesser behalten ihre sphärische Form (Kugel), dann beginnen sie sich allerdings immer stärker zu verformen. Dadurch nimmt ebenfalls der Luftwiderstand weiter zu, und die Fallgeschwindigkeit bleibt nahezu konstant. Die Tropfengröße ist variabel, der größte bisher fotografierte Tropfen hatte einen Durchmesser von 9 mm, in der Regel jedoch zerplatzten Tropfen bereits ab 6 mm zu Kleineren. Die Tropfenform ist anfangs kugelförmig, mit zunehmender Größe und dadurch resultierender Fallgeschwindigkeit verändert sie sich zu einem hohlkugelförmigen (fallschirmartigen) Körper. Diese Form kann solange beibehalten werden, bis der Druck (hervorgerufen durch den Luftwiderstand) an der Innenseite (das ist die der Fallrichtung zugewandten Seite) so groß wird, dass er die Oberflächenspannung des Wassers überwindet. Die maximal erreichbare Größe eines Tropfens ist somit auch von der Zusammensetzung und Temperatur des ihn bildenden Wassers abhängig.

== Unterricht ==
* [http://www.uni-oldenburg.de/roesa/regen/index.htm Regen] Kleine Experimente rund um den Regen für den Sachunterricht

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[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Wasserkreislauf]]

Synoptik

2010-04-18T18:16:44Z

Christian W.:

Die '''Synoptik''' oder '''synoptische Meteorologie''' ist ein Teilgebiet der [[Meteorologie]] und bedeutet soviel wie Zusammenschau (griech. syn=zusammen, opt=sehen). Sie beschäftigt sich mit der Untersuchung des [[Wetter|Wetters]] und seinen Änderungen, mit dessen Darstellung sowie mit dessen Vorhersage.

== Voraussetzungen ==
Um diese „Zusammenschau“ zu ermöglichen, ist ein System aus Beobachtungsstationen nötig, die gleichzeitig Wetterbeobachtungen nach einem einheitlichen Verfahren durchführen. Die für die Beobachtungen vorgesehenen Termine sind weltweit einheitlich. Die Hauptbeobachtungstermine sind 06, 12, 18, 00 Uhr koordinierter Weltzeit (Coordinated Universal Time (UTC)).

Die Stationen unterscheidet man nach Bodenbeobachtungsstationen (weltweit ca. 10.500), die Daten von der Erdoberfläche sammeln und aerologische Beobachtungsstationen (weltweit ca. 1000), die Daten aus bis zu 30 km Höhe für die dreidimensionale Betrachtung des Wetters liefern. Zusätzlich werden Daten von mobilen Messstationen wie Schiffen, Bojen oder Flugzeugen gesammelt.

== Welche Kenngrößen werden benötigt? ==
Die von den Stationen gemessenen Kenngrößen sind unter anderem: [[Luftdruck]], Luftdruckänderung während der letzten drei Stunden, [[Lufttemperatur|Temperatur]], Windrichtung, Windstärke, [[Taupunkt]], Wolkenart, Höhe der Wolkenuntergrenze, Bedeckungsgrad, Sichtweite, [[Niederschlag|Niederschlagsmenge]] und Niederschlagsart.

Die gesammelten Daten, also der Wetterzustand zu einem gegebenen Zeitpunkt wird in Wetterkarten eingetragen. In z.B. der Bodenwetterkarte werden dann Linien gleichen Druckes ([[Isobare|Isobaren]]), und [[Front|Fronten]], evtl. Linien gleicher Druckänderung (Isallobaren) eingezeichnet. Früher geschah dies von Hand, heute wird diese Aufgabe vom Computer erledigt.

Zusätzliche Datenquellen sind Wettersatelliten und Fernerkundungssysteme (wie Wetterradar, Blitzortungssysteme, LIDAR, SODAR). Mit Hilfe des Computers können sämtliche Daten zielgruppengerecht aufbereitet und visualisiert werden.

== Wettervorhersage ==

Ziel des Synoptikers ist es, aufbauend auf der Analyse der gegenwärtigen Wetterlage und der zurückliegenden Entwicklung eine Wettervorhersage zu erstellen oder aber automatisch generierte Wettermodell-Prognosen zu bewerten und gegebenenfalls zu modifizieren. Ein klassischer Arbeitsplatz für einen Synoptiker ist daher zum Beispiel die Zentrale Vorhersage beim Deutschen Wetterdienst.

Da die Synoptik das physikalische Verständnis der [[Atmosphäre|Erdatmosphäre]] fordert, sind synoptische Grundkenntnisse auch bei den Entwicklern numerischen [[Klimamodelle|Vorhersagemodellen]] von großem Vorteil.

== Siehe auch ==
*[[Meteorologie]]

== Lizenzhinweis ==
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[[Kategorie:Grundbegriffe]]

Innertropische Konvergenzzone

2010-04-18T18:15:41Z

Christian W.:

Die '''Innertropische-''' oder '''Intertropische Konvergenzzone''' (ITC für ''Inter Tropic Convergence'' oder ITCZ für ''Inter-Tropical Convergence Zone''), auch Doldrums oder Kalmenzone genannt, ist eine wenige hundert Kilometer breite [[Tiefdruckgebiet|Tiefdruckrinne]] in Äquatornähe im Bereich der von Norden und Süden aufeinander treffenden Passatwinde. Sie ist durch Konvektionserscheinungen und eine in der Regel starke Quellbewölkung gekennzeichnet.

== Entstehung und jahreszeitliche Verlagerung ==

In der Nähe des Äquators, überall dort, wo die Sonne mittags senkrecht (das heißt im Zenit) steht, wird die Luft durch die dortige starke [[Sonnenenergie|Sonneneinstrahlung]] stark erhitzt, woraufhin diese expandiert.

Die erwärmte und expandierende Luft konvektiert (thermische Advektion, vertikal) und muss hierbei Arbeit leisten, weshalb sie mit zunehmender Höhe abkühlt (Joule-Thomson-Effekt). Mit der Unterschreitung der [[Taupunkt]]temperatur bilden sich aufgrund der dabei sinkenden Wasserdampfkapazität der Luft, im Verbund mit der in ihr enthaltenen meist hohen Luftfeuchtigkeit, hochreichende und massive Wolkenformationen. Diese führen zu starken Niederschlägen (den so genannten Zenitalregen). Bei der Kondensation wird in der Höhe Wärme frei, die der Luft bei der Verdunstung am Boden als „[[latente Wärme]]“ beigegeben wurde.
[[Bild:ITC.jpg|thumb|300px|Die Innertropische Konvergenzzone]]
In der Höhe fließt die Luft seitlich (d.h. nach Norden und Süden) ab. In der Folge des Ausdehnens, Aufsteigens und seitlich Abfließens der Luft, sinken sowohl die Luftdichte als auch der [[Luftdruck]] am Boden stark ab. Es bildet sich also eine den gesamten Globus umspannende Zone stabiler Tiefdruckgebiete sehr großen Ausmaßes, sowohl vertikal als auch horizontal, welche als Tiefdruckrinne bezeichnet wird.

Da sich [[Luftdruck|Luftdruckunterschiede]] durch Massenströme ausgleichen und in der Tiefdruckrinne am Boden kein Vakuum entstehen kann, fließt horizontal von Norden und Süden Luft nach, was man als Konvergenz bezeichnet. Dieser Massenstrom, hier Wind genannt, ist in Richtung und Stärke relativ konstant. Er wird durch die [[Corioliskraft]], eine Scheinkraft, auf der Nordhalbkugel in Bewegungsrichtung nach rechts und auf der Südhalbkugel in Bewegungsrichtung nach links abgelenkt, weshalb die resultierenden Winde, die [[Passate]], eine Ostkomponente besitzen. Durch die starke [[Konvektion]] liegt die Tropopause in der ITC höher.

Im Bereich der ITC wirkt ferner die Walkerzirkulation, die u.a. für den [[El Niño]] mitverantwortlich ist. Allerdings ist in der äquatorialen Tiefdruckrinne häufig Windstille, weshalb das Passieren dieses „Kalmengürtels“ für die segelnden Seefahrer früherer Zeiten problematisch war.

Die Innertropische Konvergenzzone bildet sich im Bereich der größten Erwärmung der Erdoberfläche. Daher folgt sie tendenziell dem Zenitstand der Sonne, welcher von der Jahreszeit abhängt. Dies geschieht mit einer Verzögerung von etwa einem Monat.

Die unterschiedliche Erwärmung von Land- und Meeresflächen beeinflusst die Lage der ITC stark. Die ungleiche Verteilung der Landflächen bewirkt, dass die Mittellage der ITC sich bei ungefähr 5° nördl. Breite befindet. Über Pazifik und Atlantik verschiebt sie sich im Jahresverlauf nur um wenige Grade, über Südamerika vor allem im Südsommer deutlich, wegen der südwärts gelegenen größeren Landmasse. Wegen des dreiseitigen Landeinschlusses des Indischen Ozeans ist die Verschiebung über dem sich daraus ergebenden asiatisch-afrikanischen [[Monsun]]gebiet besonders ausgeprägt. Hier wird der Wendekreis wegen der Wirkung des Himalaya nach Norden teilweise sogar knapp überschritten.

[[Bild:-IntertropicalConvergenceZone-EO.jpg|thumb|420px|Die Innertropische Konvergenzzone im Ostpazifik.]]
Der Verlauf der ITC und seine jahreszeitliche Änderung beeinflusst somit auch die Klimazonierung. Ohne 'störende' Landmassen würde die Zonierung der [[Klimazonen]] deutlich stärker einem globalen Gürtelmuster ähneln.

Wenn die ITC sich nach dem 21. März nach Norden sowie nach dem 23. September vom Äquator nach Süden verlagert, entsteht am Äquator eine sekundäre ITC.

== Folgen: Wetter im Bereich der ITC ==

Die Folgen der aufsteigenden Luft sind hierbei starke Wolkenbildung (Cumulonimbus), wolkenbruchartige Schauer und Gewitter. Dies liegt darin begründet, dass die schon recht feuchte Luft beim Aufsteigen langsam abkühlt und als Folge die Wasserdampfkapazität derselben sinkt. Die relative Luftfeuchtigkeit nimmt dabei immer weiter zu. Wird der [[Taupunkt]] unterschritten, so kommt es als Folge recht schnell zur Kondensation, die aufgrund der Ausmaße der Konvektionsströmung enorme Mengen flüssigen Wassers hervorbringt und so zu häufigen starken Gewittergüssen führt.

== Siehe auch ==
* [[Tropen]]
* [[Passate]]

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[[Kategorie:Atmosphärische Zirkulation]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]
[[Kategorie:Grundbegriffe]]

Benutzer:Christian W.

2010-02-25T07:03:13Z

Christian W.:

* Redaktionelle Betreuung des Klima-Wiki
* Student der Meteorologie, Universität Hamburg, derzeit 3. Semester
* christianweder(a)cmwmedia.net

Front (einfach)

2010-02-20T22:24:24Z

Christian W.:

Eine Front ist die Luftmassengrenze zwischen zwei unterschiedlich temperierten Luftmassen. Der Temperaturunterschied zwischen den beiden Luftmassen muss nicht besonders groß sein, es genügt, dass die eine Luftmasse relativ wärmer ist, als die andere. Die Richtung, in die sich die Luftmassengrenze aufgrund des Windes verlagert, entscheidet letztlich, ob die Front eine Warm- oder Kaltfront ist. Fronten treten in Tiefdruckgebieten auf und verleihen ihnen die typischen Schlechtwetterphasen. In den [[Wetter]]karten sind die Fronten am Boden eingezeichnet, eine Warmfront rot mit Halbkreisen in Zugrichtung und eine Kaltfront blau mit Dreiecken in Zugrichtung. In einem standardisiertem Tiefdruckgebiet zieht die Warmfront voraus, wird aber von der schnelleren Kaltfront eingeholt.
 [[Bild:Warmfront.gif|400px]][[Bild:Kaltfront.gif|400px]]

== Warmfront ==

Drückt der Wind die wärmere Luftmasse gegen die kältere, so wird sich die wärmere Luftmasse über die kältere schieben, da sie leichter als die Kaltluft ist. Während des Aufgleitvorgangs bilden sich Wolken mit langanhaltendem Nieselregen, der [[Luftdruck]] fällt, die Luft wird wärmer und sehr feucht. Ist die Bodenfront durchgezogen dreht der Wind nach rechts, z.B. von Süd oder Südost nach West oder Südwest.

== Kaltfront ==
Trifft die relativ kalte Luftmasse auf die wärmere Luft, so schiebt sich die schwerere Kaltluft unter die Warmluft und hebt diese schlagartig an. Ein Kaltfrontdurchzug wird charakterisiert durch starken Wind, vereinzelt mit Sturmböen, starke Schauer, manchmal auch Gewitter. Der Luftdruck fällt vor der Bodenfront und steigt hinter ihr wieder stark an. Der Wind dreht nach rechts, z.B. von Südwest auf Nordwest. Die [[Temperatur]] geht zurück, die Luft wird hinter der Front aber auch trockener.

== siehe auch ==
[[Front]]

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[[Kategorie:Einfache Artikel]]

Hochdruckgebiet

2010-02-19T16:49:34Z

Christian W.: /* Dynamisch bedingte Hochdruckgebiete */

[[Bild:Wetterkarte_genau.jpg|thumb|420px|Wetterkarte mit Hoch- und Tiefdruckgebieten]]
Ein '''Hochdruckgebiet''', auch als ''Hoch'' oder ''Antizyklone'' (dynamisch bedingtes Hochdruckgebiet) bezeichnet, ist ein Gebiet mit im Vergleich zur Umgebung relativ hohem [[Luftdruck|Luftdruck]], dessen Zentrum den höchsten Druckwert dieses Gebietes aufweist. In der Wetterkarte wird ein Hochdruckgebiet mit dem Buchstaben "H" gekennzeichnet.

== Entstehung von Hochdruckgebieten ==

Man unterscheidet ''dynamisch'' und ''thermisch'' bedingte Hochdruckgebiete.

=== Dynamisch bedingte Hochdruckgebiete ===
In diesem Fall führt großräumiges Absinken von Luftmassen zu Druckanstieg am Boden und zur Ausbildung von Hochdruckgebieten. Durch die [[Adiabatische Prozesse|Absinkprozesse]] erwärmt sich die Luft und trocknet aus. Daher lösen sich im Bereich eines Hochs meistens die Wolken auf und es herrscht sonniges Wetter. Im Winter entsteht jedoch vielfach eine [[Inversion|Absinkinversion]], unter der sich Stratusbewölkung und Hochnebel bilden. Dynamisch bedingte Hochdruckgebiete sind vertikal hochreichend und bestimmen den Wetterverlauf größerer Gebiete über einen längeren Zeitraum.

=== Thermisch bedingte Hochdruckgebiete ===
Thermisch bedingte Hochdruckgebiete bestehen aus Kaltluftmassen mit geringer vertikaler Mächtigkeit. Sie bilden sich durch Kaltluftanreicherung bei negativer [[Strahlungshaushalt_der_Atmosphäre#Die_Strahlungsbilanz|Strahlungsbilanz]] am Erdboden. Beständige Kältehochs findet man im Winter über Sibirien, Kanada und über der Antarktis.

== Modifikationen von Hochdruckgebieten ==

Ein Ausläufer eines Hochdruckgebietes wird "Hochdruckkeil" genannt und eine Verbindung zwischen zwei Hochs wird als "Hochdruckbrücke" bezeichnet.

== Strömungen im Hochdruckgebiet ==

Die Luftmassen bewegen sich immer mit antizyklonalem Drehsinn um ein Hochdruckgebiet (und seine Ausläufer) herum, d.h. der Wind umströmt ein Hochdruckgebiet auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn. Der Drehsinn wird durch die auftretende [[Corioliskraft]] bestimmt, die eine sich bewegende Luftmasse auf der Nordhalbkugel in Bewegungsrichtung nach rechts ablenkt und auf der Südhalbkugel entsprechend in Bewegungsrichtung nach links, wobei die Stärke dieser Ablenkung vom Äquator zu den Polen zunimmt und von der Windgeschwindigkeit abhängt.
Der Bodenwind weht als Folge der Bodenreibung in Spiralbahnen gegen den tiefen Druck hin. Die Luft fließt also aus dem Hochdruckzentrum hinaus.

== Siehe auch ==
* [[Tiefdruckgebiet]]

== Literatur ==
* G.D. Roth (2002): Wetterkunde für alle, BLV Verlagsgesellschaft mbH München, Wien, Zürich; ISBN 3-405-16271-8

== Weblinks ==
* [http://www.wetterpate.de Informationen über die Vergabe der Namen von Hochdruckgebieten]

== Lizenzhinweis ==

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[[Kategorie:Grundbegriffe]]
[[Kategorie:Atmosphäre]]