Post on 03-Jan-2016
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Das Klimasystem und seine Modellierung (05-3103) – André Paul
Allgemeine atmosphärische Zirkulation und Klima
• Zirkulation
– in sich geschlossene Strömung
• Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre
(AZA)
– Gesamtheit der den Erdball umfassenden
Zirkulationsphänomene
– Zeitskala: mehrere Jahrzehnte
– alle räumlichen Skalen (z. B. auch Wellen,
Wirbel, Konvektionszellen)
Einfachst denkbare Zirkulation zwischen den heißen äquatorialen und den kalten polaren
Gebieten [Abb. 21.1 aus Kraus (2004)].
Grundlagen zum Verständnis der Passate (und der AZA) nach Hadley (1835)
• Differentielle Erwärmung
• Coriolis-Beschleunigung
• Erhaltung des Drehimpulses
– Ostwindgebiete: Atmosphäre nimmt Drehimpuls von fester Erde
auf
– Westwindgebiete: Atmosphäre gibt Drehimpuls an fester Erde ab
– Gesamtdrehimpuls bleibt erhalten
Äquivalenz der West- und Ostwindgebiete
• Thermisch direkte Zirkulationszelle in den Tropen
• aufsteigender Ast am Äquator, absteigender Ast “where the
westerly winds are found”
Drei-Zellen-Struktur der mittleren meridionalen Zirkulation. Dick ausgezogen: Tropopause mit Tropopausensprung in
den Subtropen. Die Mittlebreitenzelle wird auch Ferrel-Zelle genannt [Abb. 21.3 aus Kraus (2004)].
Literatur
• Dietrich et al., Kapitel 4
• Hartmann (1994), Kapitel 7
• Kraus (2004), Kapitel 21
• Stocker (2004), Abschnitte 7.1
Der große Kommunikator
• bringt Wärme aus den Tropen in die
Polarregionen
• trägt das Wasser, das über den Ozeanen
verdampft, in die Kontinente hinein
• überträgt Impuls auf die Meeresströmungen,
die Wärme, Salz und Nährstoffe
transportieren
Die allgemeine atmosphärische Zirkulation
Zonen Charaketeristika
des Windes
Fläche des
Weltmeeres (%)
Äquat. Kalmen schwachwindig,
unbeständig
7
Passat stark, beständig 31
Monsun stark, beständig,
jahreszeitlicher
Richtungswechsel
8
Rossbreiten schwachwindig,
unbeständig
20
Westwind stark, unbeständig 24
Polarer Ostwind stark, unbeständig 10
Anteil der Windzonen am Weltmeer [Tab. 4.03, Dietrich et al. 1975]
Mittlere Häufigkeit der Hauptwindrichtungen mit einem Richtungswechsel vom Winter zu Sommer von wenigstens 120° [Abb. 4.14 aus Dietrich et al. (1975)].
Die Monsungebiete der Erde
Mittlere jährliche Anzahl von Orkanen (nach Gentilli, 1967) [Tab. 4.15 aus Dietrich et al. (1975)]
Seegebiet Anzahl/Jahr
Ostasiatische Gewässer 21
Golf von Bengalen 10
Südindischer Ozean 7
Südlicher Nordatlantischer
Ozean
7
Südwestpazifischer Ozean 6
Nordwestaustralischer Ozean 2
Arabisches Meer 2
Kalifornische Gewässer 1
Der große Kommunikator
• reagiert empfindlich auf Änderungen der
Temperatur- und Feuchtegradienten
• wird verursacht durch die unterschiedliche
Erwärmung der Erdoberfläche durch
1. meridionale Gradienten in der
Sonneneinstrahlung
2. Schwankungen der Albedo
Die allgemeine atmosphärische Zirkulation
Energiehaushalt der Atmosphäre
LP SH ,aa a
ER F
t
aE
t
Zeitliche Änderungsrate des Energieinhalts einer atmosphärischen Säule
aR
LP
SH
aF
Erwärmung durch Strahlung
Erwärmung durch Freiwerden der latenten Wärme beim Ausregnen der atmosphärischen Feuchte
Fluss fühlbarer Wärme von der Erdoberfläche
Divergenz des atmosphärischen Energietransports
LP SH=a aR F
Energiehaushalt der Atmosphäre
TOAa sR R R
Strahlung Umwandlung latenter Wärme fühlbarer Wärmefluss
Energieexport durch atmosphärische Zirkulation
TOAR
sR
Strahlungsbilanz am Außenrand der Atmosphäre
Strahlungsbilanz an der Erdoberfläche
Zur Erinnerung
(0) (0) (0) (0)sR S S F F
(0)S
(0)S
(0)F
(0)F
Sonnenstrahlung
reflektierte Sonnenstrahlung
atmosphärische Gegenstrahlung
Ausstrahlung
Wärmegewinn aus dem Strahlungsumsatz durch Einstrahlung und Ausstrahlung:
Sonneneinstrahlung
• Die Pole empfangen viel weniger Strahlung als
die niedrigen Breiten
– Unterschied im Einfallswinkel der Sonneneinstrahlung
(Zenitwinkel)
– Polarnacht nördlich des Polarkreises
– Arktisches und antarktisches Meer- und Landeis
reflektieren einen großen Teil der Sonneneinstrahlung
zurück ins Weltall (hohe Oberflächenalbedo)
Meridionale Verteilung der Komponenten des atmosphärischen Energiehaushalts im zonalen Jahresmittel (W m-2) [Abb. 6.1 aus Hartmann (1994)].
Allgemeine atmosphärischen Zirkulation: Schlüssel zum Verständnis
1. Angetrieben durch meridionale Gradienten in der Sonneneinstrahlung zwischen dem Äquator und den Polen. Transportiert Wärme in hohe Breiten.
2. Hadley-Zelle: warme Luft steigt auf und strömt zu den Polen
3. Ferrel-Zelle (in mittleren Breiten): angetrieben durch Wärme- und Impulstransporte der “Eddies”
4. Coriolis-Kraft: Auf der Nordhalbkugel wird ein Fluid (Luft oder Wasser) nach rechts, auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt
5. Eine einzige Zelle vom Äquator bis zum Pol ist in Gegenwart der Corioliskraft instabil
6. Rotation führt zu Passaten, Westwinden und den Strahlströmen (“Jets”) in der oberen Troposphäre
Zur Erinnerung:Jahresgang der oberflächennahen Lufttemperatur
Abbildungen von Martin Visbeck
Großer Temperaturkontrast in
hohen Breiten
Besonders groß über dem Land
– warum?
Allgemeine atmosphärischen Zirkulation: Großskaliger Energietransport
Zirkulation eines nichtrotierenden Planeten.
Welche Auswirkungen hätte die Coriolis-Kraft?
Allgemeine atmosphärischen Zirkulation: Großskaliges Windsystem
Zirkulation eines langsam rotierenden Planeten.
Allgemeine atmosphärische Zirkulation: Großskaliges Windsystem
1.Polare Zelle
2.Ferrel-Zelle (in mittleren Breiten)
3.Hadley-Zelle
Eine Drei- Zellen- Struktur entsteht:
Stromlinien des mittleren meridionalen Massentransports in der Atmosphäre. Negative Werte sind grau unterlegt. Zahlenwerte in 1010 kg s-1 [Abb. 6.5 aus Hartmann (1994), Daten von Oort (1983)].
Allgemeine atmosphärische Zirkulation: Oberflächenwind und -luftdruck
Warum gibt es in den Rossbreiten (auf einer geographischen Breite von ~30°) ein Hoch?
Die tropische Zirkulation
• Konvektion in der ITCZ Tiefdruckgebiet
• Sinken nahe 30°N/S Hochdruckgebiet
Allgemeine atmosphärische Zirkulation: Oberflächenwind und -luftdruck
Warum gibt im Bereich der Polarfront (auf einer geographischen Breite von ~60°) ein Tief?
Allgemeine atmosphärische Zirkulation: Oberflächenwind und -luftdruck
Oberflächenwind
Oberflächenluftdruck
• Polarer Ostwind
• Westwind
• Passat
• ITCZ (Tief)
• Subtropisches Hoch
• Subpolares Tief
Verteilung des zonalen Windes im zonalen Mittel mit der geographi-schen Breite und Höhe für DJF und JJA. Der Isolinienabstand beträgt 5 m s-1 [Abb. 6.4 aus Hartmann (1994) nach Daten von Oort (1983)].
Oberflächenluftdruck
1.Hoch über
dem Land2.Tief über
dem Ozean
Nordwinter (Januar)
[Abb. 5.4a aus Kraus (2004)]
Mittlerer Luftdruck in Meereshöhe und Windvektoren auf der 1000 mb-Druckfläche im Januar. Analyse der Ergebnisse eines numerischen Wettervorhersagemodells für 1980-1987. Der Isolinienabstand beträgt 5 mb und der größte Windvektor stellt eine Windgeschwindigkeit von 12 m s-1 dar [Abb. 6.18a von Hartmann (1994)].
1.Hoch über
dem Ozean2.Tief über
dem Land
Oberflächenluftdruck
Nordsommer (Juli)
[Abb. 5.4b aus Kraus (2004)]
Mittlerer Luftdruck in Meereshöhe und Windvektoren auf der 1000 mb-Druckfläche im Juli. Analyse der Ergebnisse eines numerischen Wettervorhersagemodells für 1980-1987. Der Isolinienabstand beträgt 5 mb und der größte Windvektor stellt eine Windgeschwindigkeit von 12 m s-1 dar [Abb. 6.18b von Hartmann (1994)].
Schema der zonalen Walker-Zirkulation entlang des Äquators. In Konvektionsgebieten mit einer mittleren Aufwärtsbewegung kommt es zur Konvergenz [Abb. 6.22 aus Hartmann (1994)].
Durchschnittliche Höhe der 500 mb-Druckfläche im Januar auf der Nordhalbkugel. Der Isolinienabstand beträgt 100m [Abb. 6.7 aus Hartmann (1994)].
Isolinien des nordwärts gerichteten Temperaturflusses auf 850 mb von Eddies mit einer Lebensdauer von weniger als 6 Tagen. Zahlenwerte in m s-1 K [Abb. 617b aus Hartmann (1994)].
MonsunHervorgerufen durch unterschiedliches Aufheizen und Abkühlen von Land und Meer (auf großer räumlicher Skala und im Jahresgang) und Coriolis-Kraft
Mittler Luftdruck in Meereshöhe und 1000 mb-Winde im Bereich des asiatischen Monsuns im Januar. Der Isolinienabstand beträgt 2 mb und der größte Windvektor stellt eine Windgeschwindigkeit von 17 m s-1 dar [Abb. 6.19a von Hartmann (1994)].
Monatsmittel des Niederschlags in Indien im Januar. Der Isolinienabstand beträgt 10 mm [Abb. 6.20a von Hartmann (1994)].
Mittler Luftdruck in Meereshöhe und 1000 mb-Winde im Bereich des asiatischen Monsuns im Juli. Der Isolinienabstand beträgt 2 mb und der größte Windvektor stellt eine Windgeschwindigkeit von 17 m s-1 dar [Abb. 6.19a von Hartmann (1994)].
Monatsmittel des Niederschlags in Indien im Juli. Der Isolinienabstand beträgt 10 mm [Abb. 6.20a von Hartmann (1994)].
Allgemeine atmosphärische Zirkulation: und Energietransport
Differentielle Erwärmung des Systems Erde-Atmosphäre
Allgemeine atmosphärische Zirkulation: Energietransport
Hadley cellFerrel cellPolar cell
• Mittlere meridionale Zirkulation
– Zwei thermisch direkte Zellen: Hadley-Zelle, Polare Zelle
– Eine thermisch indirekte Zelle: Ferrel-Zelle (Tiefdruckgebiete)
Nordwärts gerichteter Energietransport im Jahresmittel, abgetragen gegen die geographische Breite auf der Nordhalbkugel. Zahlenwerte in PW = 1015 W. Mittlere Meridionalzirkulation [Abb. 6.11 aus Hartmann (1994) nach Daten von Oort (1971)].
Konvergenz des meridionalen Feuchtetransports in cm a-1. MMC: mittlere Meridionalzirkulation [Abb. 6.12 aus Hartmann (1994) nach Daten von Peixóto and Oort (1971)].
Raum- und Zeitskalen atmosphärischer Phänomene [Abb. 6.2 aus Hartmann (1994)].
Ungefährer Bereich der Skalen, der von einem Klimamodell erfasst werden kann
Allgemeine atmosphärischen Zirkulation: Schlüssel zum Verständnis
1. Angetrieben durch meridionale Gradienten in der Sonneneinstrahlung zwischen dem Äquator und den Polen. Transportiert Wärme in hohe Breiten.
2. Hadley-Zelle: warme Luft steigt auf und strömt zu den Polen
3. Ferrel-Zelle (in mittleren Breiten): angetrieben durch Wärme- und Impulstransporte der “Eddies”
4. Coriolis-Kraft: Auf der Nordhalbkugel wird ein Fluid (Luft oder Wasser) nach rechts, auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt
5. Eine einzige Zelle vom Äquator bis zum Pol ist in Gegenwart der Corioliskraft instabil
6. Rotation führt zu Passaten, Westwinden und den Strahlströmen (“Jets”) in der oberen Troposphäre