Die atmosphärische Zirkulation

Zum Verständnis der nächsten Kapitel ist der vertikale Aufbau der Atmosphäre von Bedeutung, der anhand der Abbildung 2 erläutert wird. Die Abbildung zeigt die Stockwerksgliederung der Atmosphäre, unterteilt in Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre und Thermosphäre. Diese werden getrennt durch die Tropopause, Stratopause und Mesopause. Die Bezeichnungen der Sphären gehen auf das jeweilige meteorologische Verhalten der Schichtungen zurück. Troposphäre bedeutet beispielsweise im übertragenen Sinne „wetterwirksame Schicht“, da sich hier alle für das Wetter relevanten Prozesse abspielen. Zu erwähnen ist, dass die Höhenangaben gemittelt sind, da diese – je nach geographischer Breite – variieren. Die Einteilung der Schichten analog der Höhe orientiert sich am Temperaturverlauf. Bis zur Tropopause setzt eine

höhenbedingte Abnahme der Temperatur ein, bevor in ca. 12 km Höhe ein isothermer Temperaturverlauf (keine Temperaturveränderung mit der Höhe) eintritt.

Abbildung 2: Mittlere Temperaturschichtung der Atmosphäre mit Höhenangaben in hPa. Quelle: V. STORCH et al., 1999.

Bedeutend ist der Temperaturanstieg zwischen 20 und 50 km, der auf die Absorption von UV-Strahlung durch Ozon zurückzuführen ist. Die Absorption beschreibt einen wellenlängenabhängigen Prozess, bei dem Energie (hier kurzwellige Strahlung) durch einen Stoß auf ein benachbartes Materieteilchen übertragen wird, der zu einer Geschwindigkeitserhöhung führt. Die auftreffende Strahlung setzt damit die Elektronen eines Materieteilchens in einen angeregten Zustand. Dies führt zu einer Erwärmung, da Strahlungsenergie in Wärmeenergie umgewandelt wird (vgl. HÄCKEL, 1999). Gleiches passiert durch das Ozon, das die kurzwellige Strahlung absorbiert und somit eine Erwärmung bedingt (vgl. MCCORMACK et al., 2007). Diese Temperaturumkehr in der Tropopause wird auch (Temperatur-) Inversion genannt und ist bedeutsam für den Austausch von Luftmassen zwischen der Troposphäre und Stratosphäre. Neben der Tropopause kommen Inversionen auch in anderen Höhenschichten vor.

Die Voraussetzung einer Zirkulation der Atmosphäre ist in der nicht einheitlichen Energiebilanz der Erde zu finden, denn nach V.STORCH et al. (1999) erfolgt der Antrieb der atmosphärischen Zirkulation hauptsächlich durch das Ungleichgewicht von Energiezu- und abfuhr. Dieser Prozess unterliegt einer Gesetzmäßigkeit, die im 18. Jahrhundert von Johann Heinrich Lambert entdeckt wurde. Das „Lambertsche Gesetz“ besagt, dass die freigesetzte Energie eines Strahlungsbündels von dem Einfallswinkel abhängt, mit dem es

auf eine Fläche trifft. Die Energie eines mit 90° einfallenden Strahlungsbündels verteilt sich demnach auf eine kleinere Fläche, als wenn das gleiche Bündel mit einem Winkel von 45°

einfällt. Die Energie pro Flächeneinheit steigt demnach mit zunehmendem Einfallswinkel an. Betrachtet man den Strahlungseinfall der Sonne auf die Erde nimmt nach dem Lambertschen Gesetz der Energieumsatz vom Äquator zu den hohen Breiten ab, da sich der Einfallswinkel mit zunehmender geographischer Breite verkleinert und sich damit auch die zugeführte Energie verringert. Die Konsequenz dieser Gesetzmäßigkeit ist ein Energiegefälle vom Äquator zu den Polen.

Das unterschiedliche Energieniveau auf der Erdoberfläche hat zur Folge, dass die isobaren Flächen (Flächen gleichen Luftdrucks) in den niederen Breiten einen größeren Abstand zueinander haben als in den hohen Breiten. Der Grund hierfür besteht darin, dass der Luftdruck in warmer Luft mit der Höhe langsamer abnimmt als in kalter Luft.

Jahreszeitabhängig liegt deshalb beispielsweise auch die Höhe der Tropopause am Äquator bei ca. 17 km und an den Polen bei 6 – 8 km (vgl. SCHÖNWIESE, 1994). In den niederen Breiten bilden sich tropische und in den hohen Breiten polare Luftmassen aus.

Die unterschiedlichen Luftmassen streben einen Temperaturausgleich an, der jedoch nicht kontinuierlich verläuft, sondern eher durch einen „Sprung“, d.h. durch eine relativ schmale Zone in der sich die unterschiedlichen Energieniveaus der Luftmassen ausgleichen, beschrieben wird. Diese Zone wird Frontalzone genannt. Die Frontalzone variiert je nach Jahreszeit in ihrer Lage, befindet sich dabei aber immer zwischen 30° und 70° nördlicher Breite. In Hinblick auf die Luftschichtung und Temperatur kann zwischen Baroklinität und Barotropie unterschieden werden. Baroklinität herrscht vor, wenn die Flächen gleichen Luftdrucks nicht parallel zu denen mit gleicher Temperatur liegen, sich diese also schneiden. Horizontale Strömungen werden begünstigt und dynamische Instabilitäten in der Atmosphäre sind die Folge. Die Barotropie beschreibt den entgegengesetzten Fall.

Druckflächen (Isobaren) und Temperaturflächen (Isothermen) laufen parallel zueinander.

Horizontale Strömungen und eine stabile Schichtung sind die Folge. Baroklinität und Barotropie sind wichtige Faktoren in der Dynamik und damit auch für die Ozonverteilung der Atmosphäre. Neben den jahreszeitlichen Einflüssen, bestimmen auch orographische Einflüsse (vor allem Gebirgsketten) die Lage der Frontalzone. Meridional (Nord-Süd) verlaufende Gebirgszüge (z.B. Ural, Rocky Mountains) können Auslöser für ein starkes Mäandrieren der Frontalzone sein.

Unter der Annahme dass die Erde ein sich nicht drehender Körper ist, gäbe es aufgrund des Luftdruck- und Energiegefälles eine "Ausgleichsbewegung" des Windes in

meridionaler Richtung vom Äquator zu den Polen (in der Höhe) und wieder zurück (auf dem Erdboden). Aufgrund dieser Bewegungsvorgänge würde sich daher ein thermisches Hochdruckgebiet in den Polargebieten und ein thermisches Tiefdruckgebiet in den niederen Breiten ausbilden. Das thermische Tief in den niederen Breiten wird als äquatoriale Tiefdruckrinne oder innertropische Konvergenzzone (ITC) bezeichnet. Da die Erde aber ein rotierender Körper ist, entsteht somit erst die eigentliche Dynamik bzw.

Zirkulation der Atmosphäre. Der Luftmassenaustausch zwischen den Polen und den äquatorialen Bereichen unterliegt aufgrund der Erdrotation maßgeblich der so genannten Corioliskraft. Die Corioliskraft ist keine Kraft im eigentlichen Sinne, sondern eine durch die Erdrotation bedingte „Scheinkraft“. Diese bewirkt, dass der bislang recht einfache Luftmassenaustausch komplexer wird. Luftmassen auf der Nordhemisphäre werden jetzt durch die Corioliskraft nach rechts und auf der Südhemisphäre nach links abgelenkt. Dies ist auch in der Abbildung 3 ersichtlich, die die atmosphärische Zirkulation in vereinfachter Form schematisch abbildet. Am Äquator ist die ITC, bzw. äquatoriale Tiefdruckrinne ersichtlich, an der die vom Nordost- und Südostpassat herbeigeführten Luftmassen aufsteigen und im subtropischen Hochdruckgürtel wieder absinken.

Abbildung 3: Vereinfachte, schematische Darstellung der atmosphärischen Zirkulation. Quelle: V.STORCH et al., 1999.

Das dafür verantwortliche Zirkulationsmuster wird auch als Hadley-Zelle bzw.

Passatzirkulation bezeichnet und ist wesentlicher Bestandteil der Ozondynamik in der Atmosphäre. Der subtropische Hochdruckgürtel hat für das Wetter bzw.

Witterungsgeschehen insofern eine Bedeutung, da hier das für (Süd-) Europa bedeutende Azorenhoch entsteht, das sich auch auf Deutschland auswirkt. Nördlich des subtropischen

Hochdruckgürtels liegt die planetare Westwindzone bzw. die Frontalzone. Die Westwindzone ist letztlich die Konsequenz aus den durch die Corioliskraft nach Osten (Nordhemisphäre) umgelenkten Luftmassen. Die Westwindzone umzieht dabei in einer mäandrierenden Bewegung (planetare Wellen) von West nach Ost die Erde. Da sich die Corioliskraft mit zunehmender geographischer Breite verstärkt und somit an unterschiedlichen Stellen verschieden stark auf ein Druckgebilde wirkt, scheren die Tiefdruckgebiete aus der mäandrierenden Westwindzone im Mittel eher nach Norden und die Hochdruckgebiete eher nach Süden aus. Die Westwindzone, die subpolare Tiefdruckrinne (z.B. Islandtief) und der subtropische Hochdruckgürtel (z.B. Azorenhoch) prägen das Klima Mitteleuropas.

Da im Kapitel 2.4.2.1 die Stratosphären-Tropopausenkompensation (STE) als Einflussfaktor der Ozonverteilung beschrieben wird, werden an dieser Stelle zum besseren Grundlagenverständnis noch die Begriffe Konvergenz und Divergenz erläutert. Ohne im Einzelnen auf die Entstehung von Tiefdruck- (Zyklone) oder Hochdruckgebiete (Antizyklone) einzugehen, nehmen Konvergenz und Divergenz bei den Druckgebilden eine besondere Rolle ein. Verlagern sich Luftmassen (z.B. thermisch bedingt) wird am Ausgangpunkt Luft entnommen (Massenverlust) und an anderer Stelle hinzugefügt (Massengewinn). Wo Luft entnommen wird, nimmt der Druck zunächst ab. Grundsätzlich kann dies thermische (z.B. thermisches Tief) oder dynamische Ursachen (z.B.

dynamisches Tief) haben, wobei beide voneinander zu trennen sind. Neben der Divergenz kommt es an anderer Stelle automatisch zu einer Konvergenz (Massengewinn). Zum Beispiel bewirkt eine Divergenz im Falle eines dynamischen Tiefs eine Ausgleichsbewegung, so dass Luft aus den darüber und darunter liegenden Schichten angesogen wird. Diese Prozesse spielen sich im Mittel in Höhen von etwa 10 km ab, wirken sich aber auf die gesamte Atmosphäre aus. Von Bedeutung ist, dass das Ansaugen der Luft aus den darüber liegenden Schichten ein Absinken der Tropopause verursacht. Gleichzeitig kommt es am Boden zur Ausbildung einer Konvergenz, da hier Luft von allen Seiten angesaugt wird. Durch den Einfluss der Corioliskraft wird die Luft beim Einströmen in das Druckzentrum abgelenkt. Es entsteht eine Wirbelbewegung (zyklonal rechts herum, antizyklonal links herum). Divergenz und Konvergenz in Kombination mit der Corioliskraft sind notwendig, um dynamische Hoch- und Tiefdruckgebiete entstehen zu lassen. Gesetzt den Fall dass in höheren Schichten eine Konvergenz (Hoch) besteht, kommt es zu einer Hebung der Tropopause und gleichzeitig zu einer Divergenz am Boden (vgl. HÄCKEL, 1999; SCHÖNWIESE, 1994).

Um beispielsweise den Einfluss des Klimawandels auf die stratosphärische Ozonkonzentration verstehen zu können, bedarf es einer detaillierteren Betrachtung der Dynamik von Troposphäre und Stratosphäre sowie deren gegenseitiger Beeinflussung.

Bevor darauf näher eingegangen wird, wird aber noch ein „State of the Art“ zum Klimawandel gegeben werden.