boundary-layer and mountain meteorology bachelor course

Grenzschicht- und GebirgsmeteorologieBoundary-Layer and Mountain Meteorology Bachelor Course

Grenzschichtmeteorologie

Skript Fruhlingssemester 2008Geografisches Institut Universitat Bern

Version vom 24. Marz 2008

PD Dr. Werner EugsterETH Zurich

Institut fur PflanzenwissenschaftenUniversitatsstrasse 2, 8092 Zurich

E-Mail [email protected]

Inhaltsverzeichnis

1 Die Atmospharische Grenzschicht 2

2 Messen des Mikroklimas der Grenzschicht 122.1 Strahlungsmessung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122.2 Temperatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 152.3 Luftfeuchte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 182.4 Exkurs: Kunstschneeproduktion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 232.5 Luftdruck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 252.6 Windmessung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

3 Austauschprozesse zwischen Grenzschicht und Erdoberflache 313.1 Theoretische Konzepte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 313.2 K-Theorie, Gradient-Fluss-Beziehungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 313.3 Fluss- und Depositionsmessung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343.4 Ahnlichkeitstheorie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383.5 Rauigkeit der Oberflache . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 393.6 Exkurs: Die Eddy-Kovarianz-Methode . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 433.7 Exkurs: Footprint oder Source Area einer Messung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

4 Energiebilanz und Verdunstung 474.1 Ubersicht, Energie allgemein . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 474.2 Komponenten der Energiebilanz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 484.3 Bodenwarmefluss QG (auch QS , HG, G) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 524.4 Sensibler Warmefluss QH (auch H) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 544.5 Verdunstung, Latenter Warmefluss QE (Evapotranspiration; auch HL, LE, λE) . . . . . . . . . . . . . 564.6 Exkurs: Schatzformeln fur Evapotranspiration (QE ) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

5 Nebel 645.1 Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 645.2 Entstehung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 645.3 Arten von Nebel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 665.4 Wassergehalt und Sichtweite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 685.5 Mehrjahrige Variabilitat der Nebelhaufigkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 695.6 Geografische Verbreitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70

6 Mikroklima von Wald, Wiese und Ackerland 716.1 Interaktionen zwischen Vegetation und Atmosphare . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 736.2 Der Blattflachenindex LAI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 746.3 Lichtabsorption . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 756.4 Wurzeltiefe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 766.5 Stomatenaktivitat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 776.6 Getreidefelder . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 806.7 Windschutzstreifen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 816.8 Exkurs: Bioklimatischer Querschnitt eines Larchen-Arvenwaldes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 836.9 Aktuelle vs. Potenzielle Vegetation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85

7 Landnutzung und Klima der Grenzschicht 86

Literatur 93

1

1. Die Atmospharische Grenzschicht

Abbildung 1.1: Schematischer Tagesgang der Schichtbildung in der Atmospharischen Grenzschicht. Nach Stull (1988)aus Arya (1999).

Abbildung 1.2: Schematischer Tagesgang der Schichtbildung in der Atmospharischen Grenzschicht. Aus Bendix(2004).

2

KAPITEL 1. DIE ATMOSPHARISCHE GRENZSCHICHT 3

Abbildung 1.3: Auf- und Abbauphasen der bodennahen Inversion. Aus Bendix (2004).

Abbildung 1.4: Temperaturprofil (links) und Windgeschwindigkeitsprofil (rechts) in der nachtlichen stabilen Grenz-schicht mit ausgepragter Inversion. Aus Stull (1988).


Abbildung 1.5: Typische Vertikalprofile in der Atmospharischen Grenzschicht am Morgen bei einsetzender Konvekti-on. θv: virtuell-potenzielle Temperatur; M : Starke des Horizontalwindes; r: Mischungsverhaltnis des Wasserdampfes;c: Konzentration eines anthropogen emittierten Schadstoffes in der Atmosphare. Aus Stull (1988).

xxvi MICROMETEOROLOGICAL METHODS IN BIOGEOCHEMISTRY

350

400

450

500

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

Heig

ht above g

round level (m

)

a

16:30-16:55

350

400

450

500

b

17:23-17:41

350

400

450

500

c

20:00-20:53

350

400

450

500

d

01:03-01:50

350

400

450

500

e

06:38-07:16

350

400

450

500

f

07:56-08:53

CO2 concentration (ppm)

Figure I.7. Updated version of Figure I.5 using Eq. (I.8) for correcting CIRAC CO2 concentration readings.

are known to be a relevant source of CO2 in the regional carbon budget (Kling et al. 1991) as

well as rivers are (Kling et al. 1992). Such studies of gas flux from small water bodies have

relied on floating chamber methods, but this method has been criticised (e.g. Belanger and Korzun

1990; Stephens 1978; but see also Livingston and Hutchinson 1995). Thus, it was our aim to

compare flux measurements performed with the floating chamber method with the more reliable

eddy covariance method over Toolik Lake.

The experiment carried out in summer 1995, however, did not find a close agreement between

the two methods. Moreover, the eddy covariance fluxes suggested a distinct diurnal cycle which

was linked to the temperature difference between the air and the surface water, while the floating

chamber measurements were carried out using a random sampling strategy, implicitly assuming

that there is no temporal trend or diurnal course of the fluxes.

To improve our understanding in CO2 fluxes across a lake interface this author took the oppor-

tunity to join a group of researchers from the EAWAG Dubendorf (Dr. A. Wuest, Dr. T. Jonas)

and participate in their September 1998 field experiment carried out over Soppensee near Lucerne.

The outcome of the two experiments was that penetrative convection in the lake is a critical process

previously neglected in estimates of CO2 exchange across a lake interface. It is not the turbulent

conditions in the near-surface atmosphere that control the flux strength during such periods, but

how convection in the lake resupplies dissolved CO2 to the surface.

The two articles in Chapter 5 were the outcome of the collaboration in this scientific field. In

MacIntyre et al. (2001; see pages 134–138) we argue that current models that do not consider

convective processes in the water are not able to predict gas transfer across the water surface ac-

curately at the low wind speeds that are typically observed over lakes. In Eugster et al. (2002;

see pages 139–163) we worked up the Toolik Lake and Soppensee flux experiments, including

Abbildung 1.6: Typischer Tagesgang der Vertikal-Profile der CO2 Konzentration. Aus Eugster (2002) nach Eugsterund Siegrist (2000).


Abbildung 1.7: Vertikalprofile in der Atmospharischen Grenzschicht bei unterschiedlichen Stabilitaten. Aus Arya(1999).


Abbildung 1.8: Anhand der Ausbreitung von Rauchfahnen kann die atmospharische Schichtung qualitativ bestimmtwerden. Aus Arya (1999).


Abbildung 1.9: Klimabegriffe und ihre entsprechenden raumlichen und zeitlichen Massstabsbereiche. Aus Bendix(2004).

Abbildung 1.10: Zusammenspiel mehrerer raumlicher Massstabsebenen mit Mikro-, Lokal- und Mesoklima. Aus Ben-dix (2004).


Abbildung 1.11: Einfluss der Topographie auf den Anteil von direkter und diffuser Globalstrahlung. Aus Bendix(2004).

Abbildung 1.12: Wichtigste lokalklimatisch bedeutsame Komponenten des Wasserkreislaufs. Aus Bendix (2004).


Abbildung 1.13: Typisch Tagesgange der Lufttemperatur im Sommer (links) und Winter (rechts) fur verschiedeneLokalitaten in reeller Topographie. Aus Bendix (2004).

Abbildung 1.14: Typisch Tagesgange der Lufttemperatur im Sommer (links) und Winter (rechts) fur unterschiedlicheMesshohen uber Grund bei bewolkter Witterung und an einem Strahlungstag. Aus Bendix (2004).


Abbildung 1.15: Temperaturmaxima in einem Wald an einem warmen Sommertag in Abhangigkeit der Hangneigungund -exposition. Hohenkurven sind dunn, Isothermen dick eingezeichnet. Nach Geiger aus Bonan (2002), S. 259.

Abbildung 1.16: Effekt der Urbanisierung auf die Lufttemperatur. Maximale Temperaturdifferenz zwischen Stadt undUmland in Abhangigkeit der Bevolkerungsgrosse fur 18 Stadte Nordamerikas (USA und Kanada) und 11 StadteEuropas. Nach Oke (1981) aus Bonan (2002), S. 550.


Abbildung 1.17: Auch lokale Windsysteme konnen anhand von Rauchfahnen qualitativ bestimmt werden. Aus Arya(1999).

2. Messen des Mikroklimasder Grenzschicht

Es gibt zwei sehr gute Bucher zum Thema”Messen und Schatzen“. Den breitesten Uber-

blick bietet das Buch von Strangeways (2003). Etwas weniger geleichmassig im Detaillierungs-grad ist das Buch von DeFelice (1998). Auf der Web-Site der World Meteorological Society,http://www.wmo.ch/ findet man ausserdem weitere Dokumente zu den technischen Anforde-rungen von meteorologischen Messgeraten.

Abbildung 2.1: Typisches Beispiel einer meteorologischen Messstation. Aus Bendix (2004).

2.1 Strahlungsmessung

2.1.1 Gebrauchliche Strahlungsmessgerate

Die fur den Energiehaushalt eines Okosystems relevante Strahlung lasst sich grob in den sicht-baren (kurzwelligen) und den thermischen (langwelligen) Bereich gliedern.

Der kurzwellige Strahlungsanteil wird in Energiebilanzstudien meist mit K, der langwelligemit L bezeichnet. Die gesamte Strahlung uber die relevanten Wellenlangen wird mit Q bezeich-net. Mit Pfeilen bezeichnet man einfallende (↓) und ausfallende (↑) Strahlungskomponenten.

2.1.2 Radiometer (L↓, L↑)

Das Radiometer misst die Strahlungstemperatur von Oberflachen oder Korpern (z.B. Luft). Esschrankt die einfallende, elektromagnetische Strahlung auf den Wellenlangenbereich des ther-malen Infrarot (IR) ein (z.B. 8–14 µm). Diese Strahlung wird von einem IR-Detektor aufgenom-men und mit der Strahlung eines Schwarzkorpers mit bekannter Temperatur verglichen.

12

http://www.wmo.ch/

KAPITEL 2. MESSEN DES MIKROKLIMAS DER GRENZSCHICHT 13

Abbildung 2.2: Spektrale Verteilung der Strahlung, die von zwei Schwarzkorpern emittiert wird und die eine Tempe-ratur haben, die (links) der Sonne entspricht (6000 K) bzw. (rechts) derjenigen der Erdoberflache (300 K). Aus Jones(1992). Die Grenze zwischen kurz- und langwelliger Strahlung wird bei 4 µm festgelegt.

Problem: Die Strahlungstemperatur und die wirkliche Temperatur sind nach dem Gesetzvon Stefan-Boltzmann abhangig von einer Emissivitat ε, welche nicht fur alle Substanzen undOberflachen exakt 1.0 betragt.

Gesetz von Stefan-Boltzmann

ET = ε · σ · T 4 (2.1)

mit ET = abgestrahlte Energie (Strahlungstemperatur im Falle der Erdoberflache), ε = Emissivitatder Oberflache oder des Korpers, σ = Stefan-Boltzmann-Konstante (σ = 5.6703271·10−8 Wm−2 K−4), T = absolute Temperatur in Kelvin.

2.1.3 Pyrradiometer (Q↓, Q↑)

Das Pyrradiometer misst die aus einem Raumwinkel von 2π auf eine horizontale Flache einfal-lende Strahlung im Wellenlangenbereich von ca. 0.3–60 µm (also sichtbares Licht und thermi-sches Infrarot). Das Messprinzip beruht wie auch beim Pyranometer auf der Erwarmung einermoglichst optimal schwarzen Flache (bei Schwarzkorpern ist ε = 1.0), wobei das Material derMessgeratekuppel bestimmt,welche Strahlung durchgelassen wird. Fur Pyrradiometer werdenLupolenkuppeln verwendet. Am haufigsten werden nicht einzelne Pyrradiometer, sondern zwei-seitige Net-Pyrradiometer eingesetzt, bei denen der Warmeunterschied der oberen zur unterenSchwarzflache die Messgrosse Q∗, auch mit Rn bezeichnet (Nettostrahlung, Strahlungsbilanz)liefert.


Tabelle 2.1: Emissivitaten verschiedener Oberflachen (nach Oke 1987 und Arya 1988).

Oberflache ε Oberflache ε

Wasser 0.92–0.97 Schnee, alt 0.82–0.89Eis (Meereis) 0.92–0.97 Schnee, neu 0.90–0.99Sand, trocken 0.84–0.90 unbedeckter Boden 0.95–0.97Sand, nass 0.91–0.95 Weizen, Reis etc. 0.90–0.99Grasland 0.90–0.95 Obstgarten 0.90–0.95Laubwald 0.97–0.98 Nadelwald 0.97–0.99Asphalt 0.95 Beton 0.71–0.90Ziegelstein 0.90–0.92 Stein 0.85–0.95Holz 0.90 Teerdach mit Kies 0.92Dachziegel 0.90

2.1.4 Pyranometer (Solarimeter; K↓, K↑)

Das Pyranometer misst die aus einem Raumwinkel von 2π auf eine horizontale Flache einfallendeStrahlung im Wellenlangenbereich 300–3000 nm. Glaskuppeln lassen im Gegensatz zu Lupo-lenkuppeln nur das sichtbare Licht durch. Als Messfuhler dienen wiederum eine Schwarzflache(z.B. im Pyranometer nach Moll-Gorczynski) oder aber eine Flache mit abwechselnd weissenund schwarzen Sektoren (Stern-Pyranometer nach Prof. Dirmhirn). Neuerdings wird oft auchein beidseitiges Pyranometer verwendet, das als Net- Pyranometer (weniger ublich) K∗ misst,oder als Albedometer K↑/K↓ bestimmt.

Abbildung 2.3: Links: Pyranometer nach Moll-Gorczynski; a = Messfuhler, b = Glashalbkugeln, c = Wasserwaage.Rechts: Beispiel eines Pyranometers von Kipp&Zonen. Aus Steubing und Fangmeier (1992).

2.1.5 Pyrheliometer (S) und Diffusometer (D)

Diese beiden Gerate arbeiten gleich wie das Pyranometer. Das Pyrheliometer, welches die Direkt-strahlung der Sonne misst, besteht aus einem Zylinder, welcher der Sonne nachgefuhrt wird undnur die kurzwellige Strahlung der Sonnenscheibe erfasst (veraltete Bezeichnung: Aktinometer).

Das Diffusometer misst den Diffusanteil der Sonnenstrahlung. Die Sonne wird deshalb miteinem Schattenring abgedeckt, fur dessen Flache eine Korrektur angebracht werden muss.

2.1.6 Pyrgeometer (L↓, L↑)

Entsprechend dem Pyranometer gibt es das Pyrgeometer, dessen Kuppel nur die langwelligethermische Strahlung (z.B. 5–50 µm) durchlasst. Da dies sehr teure Gerate sind, gibt es Versio-nen, die statt einer Kuppel eine flache Filterscheibe haben, wodurch der Raumwinkel auf ca.


Abbildung 2.4: Mittelwerte (1959–1975) der kurzwelligen Einstrahlung (MJ m−2) auf eine horizontale Flache in Kew(England, 51.5N), und der Anteil daran, der das diffuse Strahlung einfallt: (a) Jahresgang der mittleren Globalstrah-lung und (b) mittlere Tagesgange fur Juni und Dezember. Aus Jones (1992).

150 reduziert wird. Dafur betragen die Kosten eines solchen Gerats”nur“ das Zweifache eines

guten Pyrradiometers. Desgleichen gibt es Net-Pyrgeometer zur Bestimmung von L∗.

2.1.7 Photosynthetisch aktive Strahlung (PAR)

Gewisse okologisch relevante Prozesse in der bodennahen Grenzschicht der Atmosphare wer-den stark durch die Photosyntheseaktivitat der Vegetation kontrolliert und gesteuert (z.B. Eva-potranspiration, CO2-Aufnahme, ...). Die Photosyntheseaktivitat der Vegetation ist – bedingtdurch die Molekulstruktur der Chlorophyllsysteme – nur im Bereich von 380 bis 710 nm vor-handen. Zudem ist das Wirkungsquantum der Strahlung (E = hν) relevant fur die chemischeUmwandlung von CO2 und Wasser zu Zucker in den grunen Pflanzenteilen.

Definitionsgemass misst deshalb ein PAR-Sensor die photosynthetisch aktive Strahlung imWellenlangenbereich 400–700 nm in der Einheit µmol m−2 s−1 (Mikromol Photonen pro Qua-dratmeter und Sekunde) oder µE m−2 s−1 (E = Einstein = 6.02·1023 Photonen = 1 mol Photo-nen).

2.2 Temperatur

2.2.1 Begriffe

Lufttemperatur (nach Weischet 1983: 95–96)

Das reine Messproblem hangt damit zusammen, dass die Luft eine extrem kleine spezifischeWarme pro Masseinheit und eine fast ebenso extrem niedrige Warmeleitfahigkeit besitzt. Dem-gegenuber hat der Messkorper eines Thermometers – zumal das Thermometergefass der klas-sischen Quecksilberthermometer – bei relativ grosser Masse eine vergleichsweise grosse spezi-fische Warme. Wenn der Messkorper nun beim Messvorgang ins Warmeleitungsgleichgewicht


Abbildung 2.5: PAR Sensor. Links: spektrale Empfindlichkeit von Sensoren fur die Photosynthetisch Aktive Strahlung;a = Energiesensor, b = Quantum-Sensor (ideale Empfindlichkeitskurve), c = tatsachliche Empfindlichkeitskurve eineshandelsublichen Sensors. Rechts: Ansicht eines Quantum-Sensors der Firma LiCOR. Aus Steubing und Fangmeier(1992).

mit der Luft gebracht werden soll, so ist eine grosse Menge Luft notwendig, um ihm die notigeEnergiemenge zu- oder von ihm abzufuhren. Deshalb mussen Luftthermometer immer ventiliertwerden.

Wahre Lufttemperatur T (nach Weischet 1983: 96)

Die aus dem Warmeleitungsgleichgewicht mit strahlungsgeschutzten Thermometern gewonne-nen Temperaturangaben fur die Luft werden als

”wahre Lufttemperatur“ bezeichnet.

Virtuelle Temperatur Tv

Feuchte Luft ist – solange sie nicht gesattigt ist – leichter als trockene Luft und hat deshalb beigleicher wahrer Lufttemperatur eine geringere Dichte und deshalb mehr Auftrieb. Ein Luftpaketmit wahrer Lufttemperatur T und Feuchte r (siehe Kap. 2.3.6) hat somit den gleichen statischenAuftrieb wie ein Luftpaket mit wahrer Lufttemperatur Tv und Feuchte 0. Fur gesattigte Luft gilt(z.B. in Wolken):

Tv = T · (1 + 0.61 · rsat − rL) (2.2)

mit rsat = Mischungsverhaltnis des Wasserdampfes (gesattigte Luft) und rL = Mischungsverhalt-nis des flussigen Wassers in der Luft (liquid water).

Fur ungesattigte Luft reduziert sich die Formel auf:

Tv = T · (1 + 0.61 · r) (2.3)

wobei r = aktuelles Mischungsverhaltnis des Wasserdampfes (ungesattigte Luft) ist.

Potenzielle Temperatur θ

Unter der potenziellen Temperatur verstehen wir jene Temperatur, die ein Luftpaket (ohne Kon-densationsprodukte) annahme, wenn es von seiner Hohe mit dem Druck p adiabatisch auf die


Hohe mit dem Luftdruck 1000 hPa gebracht wurde (Liljequist und Cehak 1979: 106–107).

θ = T

(p0

p

) cp−cvcp

(2.4)

mit p0 = Referenzdruck (normalerweise wird 1000 hPa eingesetzt) und p = aktueller Luftdruckin hPa. cp und cv sind die spezifische Warmekapazitat der Luft bei konstantem Druck (cp) undbei konstantem Volumen (cv).

Beim Verhaltnis cp/cv spricht man auch vom Adiabatenexponent κ ≈ 1.402. Der Exponentin Gleichung (2.4) kann also auch geschrieben werden (cp − cv)/cp = 1 − 1/κ ≈ 0.286. Kon-ventionellerweise wird deshalb Gleichung (2.4) haufig so geschrieben:

θ = T

(1000

p

)0.286

(2.5)

Virtuell potenzielle Temperatur θv

Bei der virtuell potenziellen Temperatur sind sowohl der Feuchtegehalt wie der aktuelle Luft-druck auskorrigiert worden. θv ist die geeignetste Grosse, um Austauschprozesse in der At-mospharischen Grenzschicht zu bestimmen, da sie konservativ (erhaltend) ist. D.h., wird einLuftpaket mit θv in der Hohe verschoben, andert sich θv nicht, solange nicht Wasserdampf aus-kondensiert und z.B. in Form von Niederschlag das betrachtete Luftvolumen verlasst.

θv = T(

p0p

)0.286· (1 + 0.61 · rsat − rL) bei gesattigter Luft (2.6)

θv = T(

p0p

)0.286· (1 + 0.61 · r) bei ungesattigter Luft (2.7)

2.2.2 Messprinzipien der Temperaturmessung

Kinetische Energie der Luftmolekule kann nicht gemessen werden, deshalb ist eine indirekteMessung notwendig (d.h. Messung einer geeigneten, temperaturabhangigen Grosse):

1. Volumenanderung eines Korpers (Flussigkeits- und Deformationsthermometer)

2. Elektrischer Widerstand bzw. Leitfahigkeit

3. Thermospannung

4. Schallgeschwindigkeit

5. Warmestrahlung

Messgeratetypen (Auswahl)

1. Flussigthermometer: Quecksilberthermometer, AlkoholthermometerDeformationsthermometer: Bimetallthermometer

2. Metalldrahtwiderstand, Thermistoren (Messfuhler aus Metalloxyden oder Halbleitern). Ma-terialabhangige, nichtlineare Eichkurven. Verbreitet ist der Pt100-Messfuhler, ein Platin-Widerstandsdraht mit 100 Ω Nennwiderstand, der einen Widerstandskoeffizient von ≈0.4Ω C−1 aufweist (DeFelice 1998). Es gibt auch Integrierte Schaltungen (ICs), die selbstandigeine Linearisierung der Messung durchfuhren.


3.”Thermocouples“ sind Lotstellen verschiedener Materialien mit unterschiedlichen thermi-

schen Eigenschaften, die an der gemeinsamen Lotstelle eine Thermospannung erzeugen.Typische Messfuhler sind die Kupfer/Konstantan-, Chromel-Konstantan-, Chromel-Alumel-und die Eisen/Konstantan-Lotstelle.

4. Die Schallgeschwindigkeit ist in einem weiten Bereich bloss von der Temperatur abhangig.

c =√

κ · < · Tv oder umgeformt Tv =c2

κ · <, (2.8)

wobei c = Schallgeschwindigkeit, κ = cp/cv (Adiabatenexponent) = 1.402, < = spezielleGaskonstante fur trockene Luft = 287.64 J kg−1 K−1.

Die derart berechnete Temperatur entspricht recht gut der virtuellen Temperatur Tv. Ge-messen wird Tv z.B. auch vom (Ultraschall-) Sonic-Anemometer.

5. Radiometer (siehe Strahlungsmessgerate, Kapitel 2.1).

2.3 Luftfeuchte

2.3.1 Partialdruck des Wasserdampfs, e

e = p− pd (2.9)

mit e = Partialdruck des Wasserdampfs (auch Dampfdruck genannt), p = Luftdruck und pd = Par-tialdruck der trockenen Luft. Die Massangabe erfolgt gewohnlich in hPa (dies entspricht deralten Grosse mbar).

Der Partialdruck des Wasserdampfs beschreibt den aktuellen Wasserdampfgehalt der Luft.Vergleicht man diesen mit dem maximal moglichen Dampfdruck bei gegebener Temperatur, soerhalt man als Mass die relative Feuchte.

Der Sattigungsdampfdruck ist eine Funktion der Temperatur und kann berechnet werden(empirische Magnusformel):

esat = 6.107 · 10a·T/(b+T ) [hPa] (2.10)

mit T = Temperatur in C. Die Koeffizienten a und b sind der Tabelle 2.2 zu entnehmen. Wichtigist zu wissen, dass diese Formel fur Normaldruck gilt. Bei tieferem Druck (z. B. im Gebirge)muss in der Praxis der errechnete Wert auf den tatsachlichen Umgebungsluftdruck umgerechnetwerden.

Tabelle 2.2: Koeffizienten der Magnus-Formel.

a b

Bei Sattigung uber Wasseroberhalb des Gefrierpunkts 7.5 235.0unterhalb des Gefrierpunkts 7.6 240.7

Bei Sattigung uber Eis 9.5 265.5

2.3.2 Relative Feuchte, rH

rH =e

esat· 100% (2.11)

mit rH = relative Feuchte in Prozenten, e = aktueller Dampfdruck, und esat = Sattigungsdampf-druck.


Psychrometric Charts C-1

Appendix C. Psychrometric Charts

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50

Temperature (°C)

0

12.365

0 50

%

Relative Humidity (%)

Vap

or

Pre

ssu

re (

kP

a)

• •

•

Air Temp.

T

Vapor

Pressure

at T &

40% RH

Saturation

Vapor

Pressure

at T

Dewpoint

Temp., T

100%

40%

0%

air

DP

DP

air

•

Psychrometric Chart showing temperature, vapor pressure, and relative humidity (0 to 50 °C).

Abbildung 2.6: Links: Sattigungsdampfdruck uber Wasser (durchgezogene Linie) und uber Eis (gestrichelte Linie).Aus Oke (1987). Rechts: Zusammenhang zwischen Dampfdruck und relativer Feuchte. Aus Instrumentenhandbuchzum Licor 610 Taupunktgenerator.

2.3.3 Absolute Feuchte, ρv

ρv ist die Menge Wasserdampf in kg pro m3 feuchter Luft (manchmal auch in g m−3 ausge-druckt). Berechnung von ρv aus dem Dampfdruck e (ρv in kg pro m3):

ρv =e

T· p

p− e· 1Rv

≈ 0.00217 · e

T, (2.12)

mit e in Pa und T in Kelvin (Absoluttemperatur).

2.3.4 Taupunkt, Td

Temperatur, bei welcher der Wasserdampf kondensiert (in diesem Falle gilt: e = esat).Durch Auflosen der Magnusformel (Gleichung (2.10)) kann die Taupunkttemperatur aus

dem Dampfdruck e berechnet werden:

Td =b

a

0.4343 · ln e

6.107

− 1, (2.13)

wobei a und b aus Tabelle 2.2 entnommen werden.


2.3.5 Spezifische Feuchte, q

q =mv

mv + md=

ρv

ρ=

Mv

Md· e

p− (1− Mv

Md)e

≈ 0.622 · e

p− 0.378e(2.14)

mit mv = Masse des Wasserdampfs, md = Masse der trockenen Luft, ρ = Dichte der (feuchten)Luft, Mv = Molmasse des Wasserdampfs, Md = Molmasse der trockenen Luft, e = Dampfdruckund p = Luftdruck. Die Angabe fur q erfolgt in [kg kg−1], oder in der Meteorologie haufig auchals [g kg−1].

2.3.6 Mischungsverhaltnis des Wasserdampfs, r

Verhaltnis zwischen den Dichten des Wasserdampfes und der trockenen Luft (kleiner Unter-schied zur spezifischen Feuchte!). In der Einheit g Wasser / g trockener Luft berechnet sich dasMischungsverhaltnis

r =mv

md=

ρv

ρd=

e

p− e· <<v

≈ 0.6233 · e

p− e(2.15)

mit < = 287.64 J kg−1 K−1 (spezielle Gaskonstante fur Luft) und <v = 461.5 J kg−1 K−1 (spe-zielle Gaskonstante fur Wasserdampf). Meist werden die Werte in g/kg angegeben um kleineZahlen zu vermeiden (g Wasser pro kg trockene Luft), d.h. die Werte fur r werden mit 1000multipliziert.

2.3.7 Feuchttemperatur, Tw

Die Feuchttemperatur wird mit dem Psychrometer gemessen. Zusammen mit der aktuellen Luft-temperatur T lasst sich der Feuchtegehalt der Luft berechnen.

Aus Abbildung 2.7 geht hervor, dass die Feuchttemperatur zwar tiefer als die Lufttemperaturist, aber hoher als die Taupunkttemperatur. Der Grund dafur ist der folgende: feuchtet maneinen Temperatursensor an (mit einem Mousselin-Strumpf, z.B.), dann verandert man dessenWarmebilanz gegenuber der Luft, so dass ein neues Gleichgewicht zwischen Sensortemperaturund dessen Abkuhlung durch Verdunstung des Wassers im Strumpf entsteht.

Die Steigung γ der Geraden in Abbildung 2.7 heisst Psychrometer-Konstante und betragtungefahr 0.661 hPa K−1 (bei 20 C). Die genaue Formel lautet

γ =p · cp

MdMv

· Lv

, (2.16)

wobei das Verhaltnis der Molmassen fur trockene Luft und Wasserdampf Md/Mv ungefahr0.622 betragt. Lv ist die spezifische Verdampfungswarme von Wasser, cp die spezifische Warme-kapazitat der Luft bei konstantem Druck (cp = 1005 J kg−1 K−1 bei 20 C). Die spezifischeVerdampfungswarme von Wasser ist eine Funktion der Temperatur,

Lv = 2501000− 2370 · T [J kg−1] , (2.17)

wobei T in C angegeben werden muss.Der aktuelle Dampfdruck e lasst sich aus der Trocken- (T ) und Feuchttemperatur (Tw) be-

rechnen:

e = esat(Tw)− γ · (T − Tw) (2.18)


Abbildung 2.7: Verhaltnis zwischen Trockentemperatur, Feuchttemperatur, Aquivalenztemperatur, Wasserdampf-druck und Taupunkt. Der Punkt X entspricht der Lufttemperatur von 18 C und 10 hPa (1 kPa) Dampfdruck.Die Linie YXZ mit der Steigung −γ ergibt die Feuchttemperatur aus Y (12 C) und die Aquivalenztemperatur aus Z(33.3 C). Die Linie QX ergibt den Taupunkt aus Q (7.1 C). Die Linie XP ergibt den Sattigungsdampfdruck aus P(2.1 kPa = 21 hPa). Aus Monteith und Unsworth (1990).

Zur Berechnung von esat kann die Magnusformel (siehe Gleichung (2.10)) verwendet wer-den.

2.3.8 Methoden der Feuchtemessung

Messprinzipien

1. Haarhygrometer

2. Psychrometer (thermodynamische Naherung uber Temperaturmessung)

3. Absorptionshygrometer (Strahlungsabsorption)

4. Chemische Absorptionsverfahren

5. Kondensationshygrometer

6. Elektro-Chemische Hygrometer

Messgeratetypen (Auswahl)

1. Haarhygrometer: Haar ist hygroskopisch und erfahrt eine Langenanderung, die propor-tional zur relativen Luftfeuchte rH ist. Das Haarhygrometer ist ein bewahrtes Instrumentfur den Hausgebrauch, aber recht ungenau.

2. Psychrometer: Kombinierte Messung der Lufttemperatur T und Feuchttemperatur Tw

(bei Wasserdampfsattigung). Das Feuchtthermometer wird durch einen wassergetranktenMousselinstrumpf auf eine tiefere Temperatur gekuhlt (siehe 2.3.7).


Abbildung 2.8: Frankenberger Psychrometer. Aus Bendix (2004).

3. Absorptionshygrometer:

• UV-Absorption der Lyman-α Spektrallinie (121.6 nm) ist ein Mass fur die absoluteFeuchte ρv. Die Gerate sind jedoch sehr heikel im Betrieb und schwierig zu eichen.

• IR-Absorption ermoglicht es, auf zwei unterschiedlichen Wellenlangen mit demsel-ben Gerat zu messen, einmal in einem Transmissionsfenster, in dem Wasserdampfdie Strahlung kaum absorbiert (Referenzmessung, z.B. bei 3.96 µm) und ein zwei-tes Mal in einer Absorptionsbande des Wasserdampfs (z.B. bei 2.61 µm; Auble undMeyers 1992).

4. Chemische Absorptionsverfahren: Gewichtszunahme infolge H2O-Absorption an CaCl,P2O5, Mg(ClO4)2 oder H2SO4.

5. Taupunktspiegel: ein kleiner Spiegel wird durch ein Peltier-Element abwechselnd gekuhltund geheizt, wahrend die Lichtreflexion am Spiegel uberwacht wird. Sobald Feuchtig-keit am Spiegel auskondensiert, sinkt die Reflektivitat des Spiegels rasch ab. Die durchein Thermoelement gemessene Temperatur des Spiegels im Augenblick der eintretendenKondensation entspricht der Taupunktstemperatur. Dieses Messprinzip gilt als eines derexaktesten zur Bestimmung der mittleren Feuchte.

6. Kapazitive Hygroelemente: sind am gebrauchlichsten. Ein Plattenkondensator mit hy-groskopischem Dielektrikum verandert seine Kapazitat mit der relativen Feuchte. Um ra-sche Messintervalle zu ermoglichen, haben die Kondensorplatten nur eine Grosse vonwenigen Quadratmillimetern (z.B. 10 mm2). Die Vaisala-Hygrometer (Campbell Logger)arbeiten mit diesem Prinzip.


Des weitern existieren Kohlefilmhygrometer (Leitfahigkeitsprinzip) und Lithiumchlorid-Hygrometer (Widerstandsprinzip), die z.B. in Radiosonden verwendet werden.

Abbildung 2.9: Kapazitiver Feuchtigkeits-Messfuhler. Aus Bendix (2004).

2.4 Exkurs: Kunstschneeproduktion

Ein Anwendungsbeispiel aus der Mikroklimatologie ist die Abschatzung des Produktionspoten-tial fur Kunstschnee in einem Skigebiet. Das Prinzip der Kunstschneeproduktion beruht darauf,dass kuhles oder unterkuhltes Wasser mit hohem Druck durch feine Dusen gepresst und in derLuft zerstaubt wird. Durch die unterschiedlichen Sattigungsdampfdrucke uber Wasser und Eis(Abb. 2.10) wandern die Wassermolekule vorzugsweise vom Wassertropfchen zum Eiskristall(Abb. 2.11). Ohne kunstliche Zusatze im Wasser (Frost-Gene!) kann bei Temperaturen unterhalb–4 C Schnee erzeugt werden (daruber entsteht entweder ein

”Gletscher“ oder eine Wasserla-

che).Der Sattigungsdampfdruck ist ubrigens nicht nur uber Wasser und Eis bei gleicher Tem-

peratur verschieden, er unterscheidet sich auch bei positiven Temperaturen uber flacher undgewolbter Wasseroberflache. Deshalb haben Regentropfen die Tendenz, sich wieder aufzulosen,da uber der gewolbten Tropfenoberflache ein niedrigerer Sattigungsdampfdruck besteht als inder Umgebungsluft.


Klimatologisches Gutachten zur technischen Beschneiung der SLG Saanenenmöser

Bearbeitung: Werner Eugster, Nelkenweg 17, 3250 Lyss Seite 18

bereits wieder kleiner als bei -4°C. Daraus lässt sich vermuten, dass im Bereich zwischen minus4°C und minus 25°C die Voraussetzungen günstig sind, um künstlich Schnee zu erzeugen. Ambesten sind die Voraussetzungen zudem im Bereich um -13°C.

-40 -35 -30 -25 -20 -15 -10 -5 0Lufttemperatur [°C]

-0.30

-0.25

-0.20

-0.15

-0.10

-0.05

0.00

∆esa

t [hP

a]

Dampfdruckdifferenz des Sättigungsdampfdruckes über Eis

gegenüber Sättigungsdampfdruck über Wasser

Technische Angaben zu den Schneiaggregaten

Für zwei Typen von Schneiaggregaten wurden die Schneileistungen in Abhängigkeit der Tempe-ratur parametrisiert, um anhand der eigenen Temperaturmessungen am Standort Haseloch diemögliche Schnee-Erzeugung im Winter 1993/94 zu berechnen.

Die Firma LENKO gibt die Schneileistung ihrer Aggregate in Abhängigkeit von der Wasser-temperatur und der Wet Bulb Temperatur an. Dabei gehen sie von einer einfachen linearen Be-ziehung aus. Bei 2°C Wassertemperatur, wie für den Bereich der Saanerslochgrat Bahnengeplant, kann die erzeugbare Schneemenge wie folgt berechnet werden:

erzeugbare Schneemenge in m h Tw3 10 07 6 5= − ⋅. .

wobei Tw der Wet Bulb Temperatur entspricht (diese Temperatur ist die Temperatur des be-feuchteten Thermometers eines Psychrometers und liegt geringfügig über der Taupunkttempera-tur). Die versprühbare Wassermenge berechnet sich entsprechend der Schneedichte von 417kg/m3:

versprühbare Wassermenge Twl min . .= − ⋅70 1 45 14

Entsprechend der versprühbaren Wassermenge kann bei LENKO Aggregaten ermittelt werden,mit wieviel Wasserdruck und welchen Vorsatzringen gearbeitet werden muss.

Abbildung 2.10: Unterschied zwischen dem Sattigungsdampfdruck uber Eis und demjenigen uber einer Wasserober-flache bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt. Flussiges Wasser kann bis zu einer Temperatur von –40 C exis-tieren, wenn keine Gefrierkeime vorhanden sind. Gestrichelt: optimaler Bereich fur die kunstliche Schneeerzeu-gung (genugend grosse Dampfdruckdifferenz fur den Ubergang von flussigem Wasser zu Eiskristallen). Aus Eugster(1994a).

Klimatologisches Gutachten zur technischen Beschneiung der SLG Saanenenmöser

Bearbeitung: Werner Eugster, Nelkenweg 17, 3250 Lyss Seite 17

Ein weiterer Prozess unterstützt die Eiskristallbildung: Über Eis ist bei gleicher Temperatur derSättigungsdampfdruck kleiner als über Wasser. Deshalb wandert Wasserdampf automatisch vomWassertröpfchen zum Eiskristall (unten schematisch dargestellt).

Wasser Eis

Aufgrund der Dampfdruckdifferenzen (Grafik auf Seite 18) haben Wassermoleküle die Tendenz,sich vom unterkühlten Wassertröpfchen (links) zum Schnee- bzw. Eiskristall (rechts) zu verschie-ben, womit die Eiskristalle anwachsen.

Mit diesem Vorgang kann erklärt werden, wieso die Eiskristalle bei künstlicher Beschneiungnicht die luftige, leichte Struktur haben wie natürlicher Neuschnee: Wassertröpfchen und Eiskri-stalle sind bei der künstlichen Beschneiung auf kleinstem Raum sehr nahe beeinander. Dadurchwachsen die Eiskristalle rasch und erhalten eine gewöhnliche Sechseckform wie in der obenste-henden Abbildung schematisch dargestellt. Beim natürlichen Neuschnee läuft dieser Prozess inder Wolke viel langsamer ab. Einzelne Wassermoleküle lagern sich schön geordnet so an beste-henden Eiskristallen an, dass die bekannten Schneekristallstrukturen entstehen (Eissterne stattEisplättchen). In den technischen Angaben von LENKO wird deshalb für Kunstschnee eineDichte von 417 kg/m3 angenommen, während der klimatologische Erfahrungswert beim natürli-chen Neuschnee von einer Dichte von 100 kg/m3 ausgeht. Neuschnee wird durch die täglichenTemperaturschwankungen mit der Zeit umgewandelt. Man spricht von abbauender Umwand-lung (der Schnee wird zunehmend körniger), aufbauender Umwandlung (Schwimmschnee, Tie-fenreif, Becherkristalle) und Schmelzumwandlung (führt zu grobkörnigem Schnee, später zuFirn und Eis). Im Zuge dieser Umwandlungen nimmt die Dichte des Neuschnees im Laufeweniger Tage zu, so dass die Dichte von gealtertem Neuschnee nach wenigen Tagen bereitsvergleichbar ist mit der Dichte von Kunstschnee.

Die relative Feuchte der Luft sagt leider nichts darüber aus, wieviel flüssiges bzw. gefrorenesWasser in der Luft bereits vorhanden ist. Deshalb findet man in den technischen Unterlagen zuSchneiaggregaten meist nur Angaben für nicht gesättigte Luft. Es sollte aber durchaus auchmöglich sein, bei 100% relativer Luftfeuchte zu schneien. Allerdings dürfte der Wirkungsgradder Beschneiungsaggregate erst befriedigen, wenn die Temperatur etwas tiefer als die kritischeSchwelle von -4°C ist. Zudem ist der Schneiprozess bei hohen Luftfeuchtigkeiten weniger ergie-big als bei tiefen.

Die untenstehende Abbildung zeigt, wie die Dampfdruckdifferenz von der aktuellen Lufttempe-ratur abhängt. Die grösste Differenz besteht bei -13°C, bei Temperaturen unter -25°C ist sie

Abbildung 2.11: Aufgrund der Dampfdruckdifferenz (Abb. 2.10) haben Wassermolekule die Tendenz, sich vom un-terkuhlten Wassertropfchen (links) zum Schnee- bzw. Eiskristall (rechts) zu verschieben.

Bei einer Wassertemperatur von 2 C kann die erzeugbare Schneemenge grob abgeschatztwerden mit

MS = 10.07− 6.5 · Tw (2.19)

wobei MS = erzeugbare Schneemenge in m3 h−1 und Tw = Feuchttemperatur (wet bulb) inC (gemass Herstellerangaben; Eugster 1994a). Die Dichte des so erzeugten Schnees ist mit417 kg m−3 relativ hoch (also kein Pulverschnee!).

Abb. 2.4 zeigt das Schneipotenzial fur einen Bereich der Skipiste beim Saanersloch auf 1590m u. M. Es zeigt sich, dass Schneien in der Nacht unumganglich ist fur einen okonomischenBetrieb der Anlagen. Daraus ergeben sich Konfliktpunkte mit der Wildruhe, die z.B. im Rahmeneiner UVP aufgedeckt und gelost werden mussen (v.a. Larmimmissionen wahrend der Wildru-hezeit in der Nacht).


Abbildung 2.12: Abschatzung der kunstlich erzeugbaren Schneemenge fur die lokalklimatischen Gegebenheitenbeim Haseloch auf 1590 m u. M. (Pistenbereich der Saanerslochgrat Bahnen). 35–100% der Schneemenge kannnachts erzeugt werden; maximal 37% der Schneemenge kann wahrend der Dammerungszeit erzeugt werden; ma-ximal 47% der Schneemenge kann tagsuber erzeugt werden. Aus Eugster (1994a).

2.5 Luftdruck

2.5.1 Begriff

Der Druck ist die senkrecht auf eine Flache wirkende Kraft, bezogen auf die Flacheneinheit:

Druck =Kraft

Flacheneinheit=

N

m2 = Pa (Pascal) (2.20)

In der Meteorologie wird der Druck meist in hPa (Hekto-Pascal, 100 Pa) oder kPa (Kilo-Pascal,1000 Pa) angegeben. Die Einheit hPa ersetzt somit die veraltete Grosse mbar (Millibar), wobeidie Zahlenwerte nicht umgerechnet werden mussen. 105 Pa = 1 Bar = 1000 mbar = 750 mmHg.

Unter dem Einfluss der Schwerkraft ubt die Luft einen Druck aus, den sogenannten hydro-statischen Druck. Dieser Luftdruck ist das pro Flacheneinheit berechnete Gewicht der Luftsaule,die sich in vertikaler Richtung uber einer Flache in der Atmosphare befindet.

Der hydrostatische Druck muss klar vom dynamischen Druck unterschieden werden, dernicht von der Schwerkraft, sondern von der Geschwindigkeit der stromenden Luft und der Ori-entierung einer Flache gegenuber der Stromungsrichtung dieser Luft abhangt. Der Einfluss desdynamischen Druckes ist sehr gering bei unbewegten Objekten und kleiner Windgeschwindig-keit, kann aber sehr gross werden bei bei hoher Geschwindigkeit (z.B. ein Flugzeug kann sichso in der Luft halten).


2.5.2 Die hydrostatische Grundgleichung

∂p

∂z= −g · ρ (2.21)

mit ∂p/∂z = vertikaler Druckgradient, g = Gravitationsbeschleunigung (9.81 m s−2), ρ = Luft-dichte in kg m−3 (bei 20 C und 1000 hPa: 1.204 kg m−3).

Demzufolge betragt der Luftdruckgradient bei einem Luftdruck von 1000 hPa und 20 C 11.81Pa pro m Hohendifferenz (0.1181 hPa pro m) oder umgekehrt: 1 hPa Druckabnahme entspricht8.47 m Hohengewinn (in Meereshohe z.B.).

2.5.3 Messmethoden

1. Quecksilberbarometer (Absolutinstrument; muss temperaturkorrigiert werden).

2. Aneroidbarometer (Dosenbarometer; Relativinstrument; muss geeicht werden).

3. Siedebarometer (Flussigkeit beginnt zu sieden, wenn ihr Dampfdruck gleich dem ausserenLuftdruck ist; teilweise als Hypsometer bezeichnet).

4. Piezoelektrische Elemente sind Sensoren, die heute in Uhren etc. als Drucksensoren ver-wendet werden. Miniaturisierte Bauweisen moglich!

2.6 Windmessung

2.6.1 Begriffe

Obschon die Vertikalwindkomponente eine grosse Bedeutung besitzt, wird unter”Wind“ sehr

oft nur die Luftversetzung in der horizontalen Ebene verstanden. Der Wind ist aber in jedem Falleine vektorielle Grosse, welche sich aus Windrichtung (Windherkunft!) und Windgeschwindig-keit (Windstarke als skalare Grosse) zusammensetzt. Unter Windgeschwindigkeit verstehen wirden in einer Zeiteinheit (z.B. Sekunden) zuruckgelegten Windweg.

Im Gegensatz zu mathematischen Vektoren wird in der Meteorologie die Windrichtung nachder Herkunft bezeichnet. Der Winkel des Windvektor ist deshalb immer um 180 verschiedenvon der Windrichtung. Ausserdem ist der Drehsinn gerade umgekehrt zur mathematischen No-tation.

Abbildung 2.13: Das Uberwinden von Hindernissen. Schwebefliegen und Schmetterlinge bei Gegenwind (1). Schwe-befliegen bei Ruckenwind (2). Edelfalter bei Ruckenwind (3). Aus Gatter (1981).


20 10 0 10 205 0 5

km /hm/sMitwind Gegenwind

n=17 n=5n=20

n=23n=20 n=17

n=16n=174

n=31n=65 n=19

n=69n=14

n=37 n=25 n=58

0204060

Wandergesc

hwindigkeit

km/h

Abbildung 2.14: Wandergeschwindigkeit von Faltern in Abhangigkeit der Windgeschwindigkeit. Aus Gatter (1981),verandert.

2.6.2 Messmethoden

Zur Messung von Turbulenzen werden Windmesser eingesetzt, die in allen drei Raumrichtungenmessen:

1. Sonic Anemometer basiert auf dem Prinzip der Schallausbreitung. Ein Ultraschallimpulswird mit der Schallgeschwindigkeit (temperaturabhangig!) plus der Windgeschwindig-keit in Richtung Sender-Empfanger ubertragen. Durch Senden/Empfangen in beiden Rich-tungen kann die Schallgeschwindigkeit eliminiert werden. Messauflosung typischerweise0.01 m s−1, Messgenauigkeit etwa ±0.03 m s−1 (DeFelice 1998).

2. Hitzedrahtanemometer messen die Abkuhlung eines geheizten Drahtes infolge Wind unddie entsprechende Erwarmung der Luft einige mm vom Draht entfernt. Auch dieses Mess-prinzip ist sehr genau und vor allem wintertauglich. Die Heizung verschlingt aber bedeu-tende Energiemengen, weshalb das Gerat weniger feldtauglich ist, wenn die Stromversor-gung ein limitierender Faktor ist. Da das Signal proportional zum Volumenstrom ist, findetman solche Sensoren haufig in Be- und Entluftungsanlagen.

3. ONZ-Windgeber haben Propeller-Anemometer in allen drei Raumrichtungen (Ost, Nord,Zenith). Die Auflosung ist aber bedeutend schlechter (Ansprechgeschwindigkeit der me-chanischen Propeller im Bereich 0.1–0.3 m s−1).

Abb. 2.15 zeigt das Ansprechverhalten eines Schalensternanemometers fur verschiedeneAnstromwinkel. Dieses Gerat zeigt also bei einer Neigung des Windvektors innerhalb ±50

recht gut die skalare Windgeschwindigkeit an. Ein Propeller-Anemometer zeigt hingegen rechtgut die vektorielle Komponente entlang der Drehachse an (Abb. 2.16). Ein Problem bei der Mes-sung kleiner Windgeschwindigkeiten ist bei beiden Geraten nicht nur die Ansprechgeschwin-digkeit, sondern auch die Eigenmasse, die dazu fuhrt, dass die Schalensterne oder Propeller vielrascher auf eine kurzfristige Zunahme der Windstarke reagieren als dies bei einer gleich starkenkurzfristigen Abnahme der Fall ist (Abb. 2.17), so dass im Mittel – falls der Schalenstern dreht– eine zu hohe, oder – falls der Schalenstern unterhalb der Ansprechgeschwindigkeit gar nichtmehr dreht – eine zu kleine Windgeschwindigkeit resultiert.

Falls”nur“ Mittelwertsklimatologie betrieben wird, genugen einfachere Messgerate wie:


Abbildung 2.15: Empfindlichkeit eines Schalenstern-Anemometers auf die Vertikalwindkomponente (dicke Linie) imVergleich mit der idealen Cosinus-Kurve (gestrichelt). Der Inklinationswinkel φ ist positiv bei aufwartsgerichtetemWind. Aus Kaimal und Finnigan (1994).

Abbildung 2.16: Ansprechverhalten eines Propeller-Anemometers auf eine von seiner Achse abweichende Windkom-ponente (dicke Linie) im Vergleich mit der idealen Cosinus-Kurve (gestrichelt). θ ist der Winkel zwischen Windrichtungund Propellerachse. Aus Kaimal und Finnigan (1994).

Abbildung 2.17: Ansprechverhalten eines Schalenstern-Anemometers (dicke Linie) auf eine rechteckformige Wind-geschwindigkeitsfunktion (dunne Linie). Aus Kaimal und Finnigan (1994).


1. Schalenkreuzanemometer (Ansprechgeschwindigkeit im Bereich 0.1–0.3 m s−1).

2. Windfahnen fur die Windrichtung (gedampft)

3. Messung auf Druckbasis: Staudruckrohr, Venturi-Duse, feine Druckdifferenzmessung.

Sonic Anemometer

Abbildung 2.18: Gill (Solent) Sonic Anemometer R2A. Links: Ansicht; rechts: Aufsicht von oben. Die drei Transducer-Paare sind so angeordnet, dass innerhalb eines Anstromwinkels von ±10 minimale Storung (flow distortion) verur-sacht wird. Aus Eugster (1994b).

Der Sonic Anemometer arbeitet mit Ultraschall. Die Schallausbreitung zwischen einem Sen-der und Empfanger geschieht mit Schallgeschwindigkeit. Diese ist abhangig von der Temperaturund der Windgeschwindigkeit, nicht jedoch vom Luftdruck (mindestens als 1. Naherung fur diein der Atmosphare ublichen Luftdruckwerte).

Die Sensoren eines Paars konnen sowohl als Sender wie auch als Empfanger arbeiten. Da-durch kann die Schallgeschwindigkeit in beiden Richtungen bestimmt werden und aus der Diffe-renz entweder die Windgeschwindigkeit entlang der Sensorpaarachse, oder die Lufttemperaturberechnet werden.

Wind u

Sender/Empfänger

Sender/Empfänger

c - u c + uSchallgeschwindigkeitSchallgeschwindigkeit

A B

Abbildung 2.19: Schema des Messprinzips eines Sonic Anemometers. Mit einem Sensor/Empfanger-Paar kann dieWindkomponente u entlang einer Raumachse ermittelt werden.


Die aktuell gemessenen Schallgeschwindigkeiten sindcAB = c− ucBA = c + u

. (2.22)

Daraus folgt

u =cBA − cAB

2(2.23)

und

c =cAB + cBA

2. (2.24)

Aus der Schallgeschwindigkeit kann die virtuelle Temperatur Tv berechnet werden:

Tv =Cv

Cp· c2

<. (2.25)

Um die wahre Temperatur zu erhalten, muss noch eine Feuchtekorrektur vorgenommenwerden:

T =Tv

1 + 0.38 · e/p. (2.26)

2.6.3 Exkurs: Wind Chill

-40

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

-55

-49

-42

-36

-30

-24

-17

-11

-5

1

8

-60

-53

-47

-40

-34

-27

-20

-14

-7

0

6

-63

-56

-50

-43

-36

-29

-22

-15

-8

-2

5

-66

-59

-52

-45

-38

-30

-23

-16

-9

-2

5

-68

-60

-53

-46

-39

-32

-25

-17

-10

-3

4

-69

-62

-55

-47

-40

-33

-25

-18

-11

-4

4

0 5 10 15 20 25 30

Windgeschwindigkeit [m s-1

]

-40

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

Lu

ftte

mp

era

tur

[°C

]

30' 10' 5'Frostbiss nach ... Minuten

WC = 13.13 + 0.6215 · T − 13.94 · u0.16 + 0.4862 · T · u0.16 , (2.27)

mit WC Wind-Chill-Temperatur [C], T als Lufttemperatur [C] und u als Windgeschwindigkeit[m s−1].

Die Originalformel basiert auf der Lufttemperatur in F und der Windgeschwindigkeit inMiles per Hour. Quelle: Henson (2002).

Weitere Information im Internet:http://www.noaanews.noaa.gov/stories/s800.htmhttp://www.msc.ec.gc.ca/windchill/index e.cfm

http://www.noaanews.noaa.gov/stories/s800.htm

http://www.msc.ec.gc.ca/windchill/index_e.cfm

3. Austauschprozesse zwischenGrenzschicht und Erdoberflache

3.1 Theoretische Konzepte

00.1110100100010000100000

Höhe [m]

100 km1 km10 m0.1 m0

StratosphäreTroposphäre Atmosphärische Grenzschicht(planetary boundary layer) Prandtl-Schicht(surface layer) Rauigkeits-Schicht(roughness sublayer)

Abbildung 3.1: Schematischer Uberblick uber die vertikalen Dimensionen der bodennahen Grenzschicht. Aus Maz-zoni (1996), verandert.

Tabelle 3.1 gibt eine Ubersicht uber die gebrauchlichsten Methoden, turbulente und kon-duktive Flussmessungen im Feldexperiment durchzufuhren. Auf die K-Theorie wird in Kap. 3.2und auf die Eddy-Kovarianz Theorie in Kap. 3.6 detaillierter eingegangen.

3.2 K-Theorie, Gradient-Fluss-Beziehungen

3.2.1 Herleitung der K-Theorie

Unter K-Theorie kann man generell alle Methoden und theoretischen Messkonzepte zusam-menfassen, bei denen man den Gradienten einer gewissen Messgrosse als treibende Kraft furden Massen- oder Energiefluss ansieht:

Treibende Transport-Flussgrosse = Grosse × fahigkeit

(Gradient) (Leitfahigkeit)(3.1)

Dieser Ansatz basiert auf Fouriers Gesetz (Jean Fourier, 1768–1830) der linearen Warme-stromdichte in festen Materialien:

q = λ∆T

∆x(3.2)

mit λ = Warmeleitfahigkeit in W K−1 m−1.λ ist eine Materialkonstante, und die Warmestromdichte q weist in Richtung der kleineren

Werte von T (d.h. es wird angenommen, dass Warme vom warmen zum kalten Ort fliesst).Dieser Ansatz von Fourier wurde zur K-Theorie erweitert, die unter bestimmten Bedingungen

auch im Medium Luft gelten soll (solange die Turbulenzen einen Massen- oder Energietransport

31

KAPITEL 3. AUSTAUSCHPROZESSE ZWISCHEN GRENZSCHICHT UND ERDOBERFLACHE 32

Tabelle 3.1: Ubersicht uber die wichtigsten Messtechniken.

K-Theorie Relaxed Eddy(Gradient-Messtechnik) Eddy Accumulationaerodynamische Energiebilanz- KovarianzMethode Bowen-Ratio- (Conditional

Methode sampling)Basis- Windprofil Temperaturprofil Windgeschwindig- Vertikalwind-Mess- Feuchteprofil keitsfluktuationen Fluktuationengrossen Nettostrahlung in x,y,z-Richtung Sammeln von Luft

Bodenwarmefluss zur chemischenAnalyse

weitere Profile bzw. Profile bzw. Fluktuatio-Mess- Gradienten Gradienten nen anderergrossen Messgrossennicht Impulsfluss- Impulsfluss-geeignet messung (τ ) messung (τ )furspeziell Bestimmung QH , QE Stoffflusse Stoffflussegeeignet von u∗ und τ (einfachste schnell mess- an der Nach-fur QH , QE aber nicht barer Substan- weisgrenze;

(uber ebenen genauste zen (CO2, NO2, StoffflusseFlachen) Methode) O3, ...); von aufwandig

QH , QE , τ auch zu messendenin Vegetations- Substanzenbestanden und (keine schnelleinhomogener MessungTopographie; moglich)sehr gutePunktmessung

wichtigste Windprofil in der Ubergangs- vergleichsweise technischNachteile aufwendig zu zeit meist teuer; zum Teil aufwandig;

messen keine brauch- hoher Strom- Probleme mitbaren Resultate verbrauch empirischen

QH und QE nur brauchbar wenn ParameternAhnlichkeitstheorie gultig istStoffgradienten oft zu klein oderGerate absolut zu wenig genau


in Richtung der kleineren Werte zur Folge haben). Anstelle von λ wird hier eine Konstante K alssogenannter Austauschkoeffizient definiert. Die Einheit von K ist m2 s−1:

QH = −KH · ∂T∂z

· cp · ρ fur den sensiblen Warmefluss (3.3)

QE = −KE · ∂ρv∂z

· Lv fur den latenten Warmefluss (3.4)

τ = ρ ·KM · ∂u∂z

oder (3.5)

u′w′ = −KM · ∂u∂z

fur den Impulsfluss (3.6)

Fc = −Kc · ∂c∂z

fur den Stofffluss (3.7)

Dies sind alles turbulente Flusse. Das gleiche Konzept kann aber auch bei konduktivenFlussen angewandt werden:

QG = −KH.G · ∂Ts

∂z· Cg fur den Bodenwarmefluss

Was ist der Impulsfluss?

Der Impuls bezeichnet die physikalische Bewegungsgrosse ~p eines Massenpunktes, ~p = m · ~v.Wirkt nun in der Richtung des Geschwindigkeitsvektors ~v eine aussere Kraft F (Beschleunigungoder Verzogerung, speziell durch Reibung an der Oberflache im Fall des Windes) auf den Mas-senpunkt ein, so andert sich sein Impuls:

d~p

dt= F . (3.8)

Wirkt keine aussere Kraft auf einen Massenpunkt, so ist der Impuls ~p konstant und un-abhangig von der Zeit. Diese Gesetzmassigkeit nennt sich Impulserhaltungssatz.

3.2.2 Der Austauschkoeffizient K

Fur die turbulenten Austauschkoeffizienten kann bei neutraler Schichtung der Atmosphare an-genommen werden:

KH = KE = Kc = KM . (3.9)

Zum Teil wird aber auch folgender Zusammenhang postuliert (basierend auf empirischenMessungen):

KH = KE = Kc = 1.35 ·KM . (3.10)

Zur Bestimmung von K behilft man sich meist der Ahnlichkeitstheorie (Kap. 3.4).


3.3 Fluss- und Depositionsmessung

3.3.1 Begriffe

Fluss

Flusse verschieben etwas von einem Ort zum andern (z.B. Energie, Stoffe wie Wasserdampf,Spurengase, Luftpartikel). Dabei ist die Richtung der Verschiebung noch nicht zwingend de-finiert. Normalerweise erfolgt aber diese Verschiebung entlang eines treibenden Gradienten:Wasser fliesst z.B. vom hoheren zum tiefergelegenen Punkt, nicht jedoch umgekehrt. Allerdingswird schon hier klar, dass dies nur dort gilt, wo der Hohengradient die treibende Kraft ist. InKustennahe kann ein Fluss

”ruckwarts“ fliessen wahrend der Flut, da dann der Hohengradi-

ent zwischen Meeresoberflache und Flussoberflache im flachen Inland grosser sein kann als dieGelandeneigung.

Deposition

Mit Deposition wird bezeichnet, dass der Fluss der betrachteten Substanz oder Grosse von derAtmosphare zum Boden (bzw. im Wasser zum Untergrund) gerichtet ist.

Drei Formen von Deposition werden Unterschieden: 1. Trockendeposition, 2. Nassdeposition,3. okkulte Deposition.

Trockendeposition Unter Trockendeposition wird die Deposition von Gasen und Aerosolpar-tikeln verstanden. Dabei umfasst dieser Begriff sowohl aktive wie passive Depositionsprozesse.Ein aktiver Prozess ist z.B. die Aufnahme von CO2 durch Pflanzen (Photosynthese), ein passiverProzess ist die Sedimentation von grossen Aerosolpartikeln am Boden (Staubdeposition).

Oft wird nicht genau angegeben, ob man unter Trockendeposition den Fluss zum Bodenmeint oder aber die Nettobilanz zwischen Fluss zum Boden und Emission vom Boden an dieAtmosphare. Zum Beispiel NO2 wird am Boden und in der Vegetation aufgenommen, gleich-zeitig emittiert jedoch der Boden (genauer: die Bakterien, die im Boden leben) NO, das rasch inNO2 umgewandelt wird. Misst man z.B. 2 m uber Grund ist die Nettodeposition die Differenzzwischen abwartsgerichtetem Fluss und aufwartsgerichtetem NO2 Fluss aus dem Boden.

Nassdeposition Unter Nassdeposition versteht man den Eintrag von Spurenstoffen, die imRegen gelost bzw. absorbiert sind. Es kann sich dabei um Stoffe handeln, die vorher gasformig,flussig, oder fest (Aerosolpartikel) waren.

Okkulte Deposition Die okkulte Deposition ist eine spezielle Form von nasser Deposition, diejedoch nicht mit einem Regensammler gemessen werden kann. Darunter gehort die Interzep-tion. Zum Beispiel Nebel wird von Baumen (speziell freistehende Baume, aber auch Walder inKammlagen im Gebirge) ausgekammt (Interzeption). Da Konzentrationen von Schadstoffen imNebel um ein Vielfaches hoher sein konnen als im Regen, durfte diese Form der Deposition vorallem in Nebellagen (Mittelland), Hang- und Kammlagen sehr wichtig sein.

Emission

Mit Emission wird bezeichnet, dass der Fluss von einer Quelle am Boden oder in Bodennahein die Atmosphare gerichtet ist. Emissionsquellen emittieren in erster Linie gasformige und par-tikelformige Substanzen, aber auch Warme. Flussige Emissionen sind hingegen eher unwahr-scheinlich.


3.3.2 Konduktive Flusse

Unter konduktiven Flussen versteht man die Flussdichte einer Grosse, die mittels einer einfachenGradientmessung erfolgen kann. Aus dem gemessenen Gradienten kann mittels K-Theorie (sie-he Kap. 3.2) die Flussdichte – kurz

”Fluss“ genannt – bestimmt werden. Dies ist eine Analogie

zu molekularen Transportprozessen, bei denen die Ubertragung einer Grosse oder Eigenschaftvon Molekul zu Molekul erfolgt (Eimerkettenprinzip). Diese Prozesse laufen definitionsgemassso ab, dass sich die betrachtete Grosse von einer hoheren hin zu einer niederen Konzentrationbewegt (z.B. Warme von hoherer zu niedrigerer Temperatur). Nicht-konduktive Prozesse werdenin Kap. 3.3.3 beschrieben.

Die wichtigsten Formen von konduktiven Flussen sind

• der Bodenwarmefluss (siehe Kap. 4.3),

• die Energiespeicherung in der Vegetationsdecke (relevant bei Wald; wird bei kurzer Vege-tation meist vernachlassigt), oder

• die Energiespeicherung in einem Wasserkorper (Seen, Ozeane).

3.3.3 Turbulent-konvektive Flusse

Im Gegensatz zu konduktiven Flussen (Kap. 3.3.2) wird in einem gasformigen Medium wie Lufteine Grosse χ am wirkungsvollsten durch Turbulenzen ausgetauscht. Die turbulente Durchmi-schung liegt in ihrer Effizienz um mehrere Grossenordnungen uber der molekular-konduktivenDurchmischung.

Fundamentales Problem der Grenzschichtmeteorologie: Die Turbulenz, insbesondere in ih-rer Bedeutung fur den Vertikaltransfer von Eigenschaften und Grossen (Energie-, Massen- undImpulsfluss).

In der Mikrometeorologie sind folgende turbulenten Flusse von Interesse:

τ : Impulsfluss (vertikaler Fluss von Horizontalimpuls)

QH : (oder H): sensibler Warmefluss (vertikaler turbulenter sensibler Warmefluss, fuhlbarer War-mefluss)

QE : (oder LE): latenter Warmefluss (vertikaler turbulenter latenter Warmefluss, Evapotranspi-ration, Evapotranspirationsfluss...)

Fc: Massenfluss von Wasser oder einer chemischen Substanz mit Konzentration c (Depositi-onsfluss). Zum Beispiel: NO2-Fluss, CO2-Fluss, HNO3-Fluss, O3-Fluss

Ein Spezialfall ist der latente Warmefluss: einerseits ists ein Massenfluss (Wasser/Wasserdampf),andererseits wird mit diesem Stoff gleichzeitig auch eine wesentliche Energiemenge (latenteWarme) transportiert.

Grundidee der Turbulenzmessung

Die Grundidee der Turbulenzmessung beruht drauf, alle Grossen mit solch hoher zeitlicherAuflosung messen, dass auch kleinste Turbulenzelemente erfasst werden. In Abb. 3.3.3 ist eineBeispiel-Messreihe dargestellt, in der die Turbulenzen deutlich erkennbar sind.

Wahrend die Theorie seit den 1950er Jahren bekannt ist, wurden die Messgerate fur solcheMessungen erst in den 1990er Jahren fur die Forschung erschwinglich.


0

60 120 180 240 300

360 420 480 540 600

Zeit, Sekunden

−2

−1

0

1

2

w’,

m s

−1

0

60 120 180 240 300

360 420 480 540 600

−4

−2

0

2

4

v’, m

s−

1

0

60 120 180 240 300

360 420 480 540 600−6

−4

−2

0

2

4

u’, m

s−

1

Abbildung 3.2: Beispiel einer Turbulenzmessung der drei Windkomponenten u, v und w wahrend 10 Minuten,gemessen uber dem Soppensee (Kanton Luzern, bei Ruswil/Wolhusen) mit 20 Hz zeitlicher Auflosung. Daten vom12. September 1998, 14:00–14:10 MEZ. Die Mittelwerte u = –3.75 m s−1, v = 1.02 m s−1 und w = 0.277 m s−1

wurden in dieser Darstellung bereits entfernt. Quelle: eigene Messungen.

Messinstrumente

Um solche Flusse direkt messen zu konnen, braucht es Messgerate, die eine sehr hohe Ab-tastrate haben (mindestens 10 Messungen pro Sekunde), so dass alle relevanten Bereiche derTurbulenz erfasst werden konnen. Im Zentrum steht dabei immer die Windmessung mit einemGerat, das obigem Anspruch genugt (vgl. Kap. 2.6). Am verbreitetsten sind Sonic Anemometer,die die drei Windrichtungskomponenten u, v und w messen und uber die Schallgeschwindig-keit auch noch Tv liefern. Weitere Messgerate, die schnell genug messen, konnen an einensolchen Sonic Anemometer angeschlossen werden. Details zur Theorie und zur Verarbeitung sogewonnener Daten folgen in Kapitel 3.6.

Daneben wird immer noch (meist aus Kostengrunden) mit Gradientsystemen gearbeitet:zwei (langsame) Messgerate auf zwei verschiedenen Hohen uber Grund – oder ein Instrument,das an eine Ventileinheit angeschlossen ist, so dass Luft aus zwei unterschiedlichen Hohen ab-wechslungsweise zum Gerat gefuhrt werden kann – liefern einen Gradienten, der uber dieK-Theorie (Seite 31, Kap. 3.2) in einen Flusswert umgerechnet werden kann. Diese Methodeversagt aber regelmassig unter gewissen Umweltbedingungen wie: extrem stabil geschichte-te Atmosphare, nichthomogenes Gelande, kein flacher Untergrund, systematische Messfehlerzwischen den beiden Geraten, unterschiedliche Gerate-Messschwankungen,...

3.3.4 Messung der Nassdeposition

Zur Messung der nassen Deposition verwendet man sogenannte Wet-only Samplers. Dies sindeine Art Regenmesser, die wahrend der Zeit ohne Niederschlag von einem Deckel zugedecktsind, so dass sich kein Staub und keine andere Trockendeposition im Sammelbehalter ansam-


Abbildung 3.3: Schematischer Vergleich der Messung des Massenflusses durch nassee Deposition (Regen undSchnee, links) und okkulte Deposition (Nebel, rechts). Aus Thalmann (2001).

meln kann (Abb. 3.3.4). Eine sehr gute Ubersicht uber die verwendeten Messmethoden ist imArtikel von Krupa (2002) zu finden.

Abbildung 3.4: Wet-only sampler. 1 Sammeltrichter; 2 Sammelbehalter (z.B. Polyaethylen); 3 Filterpackung; 4Schliessdeckel; 5 elektrischer Motor zum Offnen und Schliessen des Deckels; 6 Regentropfensensor; 7 Heizung (fallsauch feste Niederschlage wie Schnee gesammelt werden sollten). Aus Michaelis (1997).


Ahnlich sieht eine Messvorrichtung fur den”Throughfall“ aus, die Nassdeposition im Wald,

die nicht von den Baumen aufgenommen wird (Abb. 3.5). So kann auch der Bestandesnieder-schlag ermittelt werden. Die Differenz zwischen Freiland- und Bestandesniederschlag entsprichtdann der Interzeption.

Abbildung 3.5: Throughfall-Messung (schematisch): a Sammeleinrichtung. b Akkumulator fur Wochenproben: 1Auffangtrichter; 2 Filterpackung; 3 25-L Sammelbehalter; 4 PVC-Gehause. c Akkumulator fur ereignis-orientierteProbenahme: 5 Auffangtrichter; 6 100-mL Zwischenspeicher; 7 Filter; 8 100-mL Sammelbehalter; 9 Karussel mitSammelbehaltern. Aus Michaelis (1997).

3.3.5 Messung der okkulten Deposition

Mit”okkulter Deposition“ bezeichnet man den Eintrag von Wasser, Nahr- und Schadstoffen

durch Wolken- und Nebeltropfchen, die durch Strukturelemente (Vegetation, Gebaude, ...) aus-gekammt werden. Es handelt sich um einen Ubergangsbereich zwischen trockener und nasserDeposition.

Im Rahmen des FINIMSAS-Projektes des Geographischen Instituts (Fog Interception and Nu-trient Inputs to Montane-Subalpine Areas in Switzerland) wurde der Wassereintrag durch Nebelmit einem Eddy-Kovarianz-System gemessen, das mit einer zeitlichen Auflosung von 12.5 Hzdie Wolken- oder Nebeltropfchen in bis zu 40 Grossenklassen zahlt, aus welchen man dannden Flussigwassergehalt der Luft berechnet und diesen mit der Vertikalwindgeschwindigkeitmultipliziert.

Parallel dazu wird mit einem Nebelwassersammler Luft durch eine Teflonharve gesogen, wosich die Tropfchen absetzen und in einem Sammelbehalter ahnlich eines Wet-only Samplersaufgefangen werden. Im Labor wird schliesslich die Konzentration der Inhaltstoffe des Nebelsbestimmt, welche mit dem Wassereintrag verrechnet wird und damit den okkulten Eintrag gibt.

Messungen an der Lageren bei Wettingen zeigten, dass die Konzentrationen im Nebel 3–66× hoher sind als im Regen, und dass trotz deutlich geringerem Wassereintrag der Nebelein-trag an Stickstoff im Winterhalbjahr rund 62% der Nassdeposition betragt (Burkard et al. 2003).

3.4 Ahnlichkeitstheorie

Monin und Obukhov haben in den 1950er Jahren postuliert, dass sich alle turbulenten Aus-tauschprozesse in der bodennahen Grenzschicht durch einen einzigen Stabilitatsparameter ska-lieren lassen, der das Verhaltnis zwischen thermischer Konvektion (Auftrieb) und mechanischerKonvektion beschreibt. Sie definierten die Monin-Obukhov-Mischungslange L, die ins Verhaltniszur Messhohe uber Grund (z) gesetzt werden kann, um die Art der atmospharischen Schichtung


zu bestimmen:

ζ =z

L= −z · κ · w′θ′v

u3∗ ·

θv

g

(3.11)

mit κ (von Karman Konstante) = 0.40 und g (Gravitationsbeschleunigung) = 9.81 [m s−2].Negative Werte fur z/L zeigen eine instabil geschichtete, positive eine stabil geschichtete

Atmosphare an, und fur z/L = 0 resultiert neutrale Schichtung. Neutrale Schichtung kann nurexistieren, wenn der sensible Warmefluss w′θ′v = 0 ist (d.h. weder Netto-Gewinn noch -Verlustan thermischer Energie an der Erdoberflache).

Am Beispiel des Impulsflusses soll die Beziehung zwischen (gemessenem) Windgradient undder Schubspannungsgeschwindigkeit u∗ aufgezeigt werden. In der Ahnlichkeitstheorie nachMonin und Obukhov wird fur jede Komponente ein

”scaling parameter“ (z.B. u∗ fur den Im-

pulsfluss, θ∗ fur den sensiblen Warmefluss) definiert.

u′w′ = −KM · ∂uz aus der K-Theorie (3.12)

u∗ =√−u′w′ Definition von u∗ (3.13)

φm (ζ) = κ · zu∗ · ∂u

∂zder dimensionslose Wind-gradient φm

(3.14)

Der dimensionslose Windgradient φm ist somit nur von der Stabilitat der atmospharischenSchichtung abhangig. Analoges gilt fur den sensiblen Warmefluss und andere Grossen. Da eskeine allgemeingultige Turbulenztheorie gibt, muss φm empirisch ermittelt werden. Dazu exis-tiert eine Fulle an Literatur.

Wichtig zu wissen ist, dass – wie der Name sagt – das Windprofil, das Temperaturprofil usw.uber einer Oberflache ahnlich demjenigen einer anderen Oberflache ist, und man das eine ausdem andern ableiten kann, indem man einige wenige physikalische Systemparameter bestimmt.Im Folgenden wird das am Beispiel des vertikalen Profils der Horizontalwindgeschwindigkeitgezeigt.

3.5 Rauigkeit der Oberflache

In den allermeisten Fallen wird durch den Wind kein Boden mitgerissen (Ausnahmen: Sandwusten,kalte Lockerschneeflachen, Ozeane, Extremereignisse wie Tornados oder Hurricanes). Darausfolgt, dass die Windgeschwindigkeit irgendwo knapp uber der Bodenoberflache null sein muss.Diese Hohe wird mit z0 bezeichnet. Definition:

u (z0).= 0 . (3.15)

Die Rauigkeit z0 einer Oberflache bestimmt massgeblich das vertikale Profil der Horizon-talgeschwindigkeit u. In der Ahnlichkeitstheorie wird angenommen, dass sich die Schubspan-nungsgeschwindigkeit u∗ in der bodennahen Grenzschicht nicht andert mit der Hohe.

Aus Gleichung (3.13) geht hervor, dass sich somit auch der Impulsfluss u′w′ nicht verandertmit der Hohe. Das heisst, innerhalb der bodennahen Grenzschicht wirken nebst der Reibungs-kraft der Oberflache keine anderen Krafte auf das Windfeld ein.


3.5.1 Das vertikale Profil der Horizontalwindgeschwindigkeit

Basierend auf dieser Annahme und dem dimensionslosen Windgradienten φm in Gleichung(3.14) wird das diabatische Windprofil (Abb. 3.6) gerechnet,

u(z) =

z∫z0

∂u

∂z(z) dz =

z∫z0

φm

( z

L

)· u∗k z

dz . (3.16)

Windgeschwindigkeit [m/s]

Höhe über G

rund [m]

0z0

neutrale Schi

chtunghi

neutrale Sc

chtungbei kle

inerer Rauig

eitk

inu

stabile Schich

t ng

stab l Sch h u gi e ic t n

Abbildung 3.6: Schematische Darstellung des Horizontalwindprofils.

Unter gewissen Annahmen (siehe dazu auch Eugster 1994b) kann man diese Gleichung ver-einfachen, wenn man fur

∫1−φm(z/L) eine neue empirische Funktion Ψm einsetzt. Dadurch

erhalt man

u(z) =u∗k·

lnz

z0−Ψm

( z

L

). (3.17)

Bei neutraler Schichtung (z/L = 0) ist φm = 1 und somit Ψm = 0, und Gleichung (3.17)reduziert sich zum bekannten logarithmischen Windprofil

u(z) =u∗k·(

lnz

z0

). (3.18)

Die Gleichungen (3.17) und (3.18) beschreiben das bodennahe Windprofil oberhalb derRauigkeitshohe z0 (typische Werte fur z0 konnen aus Abb. 3.7 herausgelesen werden). DieSchicht, in der diese Gleichungen Gultigkeit haben, entspricht typischerweise den untersten10% der Planetaren Grenzschicht.

3.5.2 Rauigkeitsanderungen in nicht-homogenem Gelande

In der Realitat ist jedoch weder die Landoberflache topfeben, noch ist die Rauigkeitslange z0

uberall gleich. Zudem ist z0 auch abhangig von atmospharischer Stabilitat und Windgeschwin-digkeit, besonders uber nicht starren Rauigkeitselementen (z.B. uber einem Weizenfeld, wo sichdie Halme dynamisch dem Winddruck anpassen).


Abbildung 3.7: Typische Rauigkeitslangenwerte z0 verschiedener Oberflachentypen. Aus Panofsky und Dutton(1984).


Um den Einfluss dieser Rauigkeitswechsel auf das Wind- und Turbulenzregime zu untersu-chen, werden in der Forschung verschiedene Ansatze verfolgt. An dieser Stelle soll ein Beispielder ETH Zurich (Dissertation von Roberto Mazzoni 1996) vorgestellt werden.

Abbildung 3.8: Kunstlich veranderte Bodenoberflache mit geometrischen Strukturen (Kegeln). Aus Mazzoni (1996).

In diesem Fall kann mittels geometrischer Betrachtung postuliert werden, dass die Rauig-keitslange

z0 = 0.5 · h ·(

Silhouetten-Flache des Einzelelementsspezifische Flache pro Element

)(3.19)

betragen musse, wobei

spezifische Flache pro Element =Gesamtflache

Anzahl Elemente. (3.20)

Abbildung 3.9: Messkonzept zur Erfassung der Storung, die durch die kunstlich veranderte Bodenoberflache erwartetwird. Aus Mazzoni (1996).

Da es sich bei der Turbulenz um das klassische Beispiel eines chaotischen (nicht-linearen)Systems handelt, kann z0 einer komplexen Oberflache nicht als trivialer Mittelwert der einzelnenKomponenten (Teilflachen) berechnet werden. Beim Ubergang von einer glatten zu einer rauen


Abbildung 3.10: Normierter Impulsfluss uber wechselnden Rauigkeitselementen mit Rauigkeitslangen z1 = 0.02 mund z2 = 0.001 m (durch Balken symbolisiert). Aus Wild (1990).

Oberflache wird turbulente kinetische Energie praktisch augenblicklich erzeugt, wahrend sie beieinem Ubergang rau–glatt nur uber die Dissipationsrate abgebaut wird (Abb. 3.10).

Fur das Beispiel der Kegel in Abb. 3.8 ergaben Modellrechnungen die in Abb. 3.11 dar-gestellten erwarteten Veranderungen der turbulenten kinetischen Energie. Leider zeigten dieFeldmessungen von Mazzoni (1996) aber, dass die damaligen Turbulenzmessgerate nicht genaugenug messen konnten, um diese Veranderung auch mit genugender statistischer Sicherheitanhand dieses Experiments belegen zu konnen.

Abbildung 3.11: Modellrechnung (zwei-dimensional) eines Rauigkeitsubergangs von einer”glatten“ zu einer

”rau-

en“ Oberflache. Aus Mazzoni (1996).

3.6 Exkurs: Die Eddy-Kovarianz-Methode

Durch Turbulenzelemente (Wirbel oder auf Englisch”Eddies“, Einzahl

”Eddy“) wird Energie und

Masse in der Atmosphare transportiert und ins Luftvolumen verteilt. Fur eine Punktmessungbedeutet das, dass die Bilanz zwischen allen Luftbewegungen in der einen Raumrichtung unddenjenigen in der Gegenrichtung einem Transport entspricht, also einem Energie- bzw. Massen-fluss.

Dabei wird das nichtlineare Phanomen”Turbulenz“ durch eine lineare Naherung beschrie-

ben, die jede Messgrosse zu einem beliebigen Zeitpunkt als Summe eines Mittelwertes und dem


0 00 0

c c

w'=negw'=negw'=pos w'=posc'=neg

c'=pos

c'=pos

c'=neg

122

1

z zHeigh

t above grou

nd level

Height abov

e ground lev

elc cConcentration Concentration

zEC zEC

F < 0c

F > 0c

Abbildung 3.12: Idealisierte Darstellung des Prozesses der turbulenten Durchmischung mit kleinen Wirbeln (”Ed-

dies“). Links: turbulenter Netto-Fluss nach oben gerichtet (z.B. sensibler Warmefluss tagsuber oder CO2-Flussnachts). Rechts: turbulenter Netto-Fluss nach unten gerichtet (z.B. sensibler Warmefluss nachts oder CO2-Flusstagsuber). Nach Stull (1988), verandert.

darauf aufmodulierten turbulenten Residuum annahert:

a = a + a′ (3.21)

Mit einem Uberstrich werden Mittelwerte (zeitliche Mittel) bezeichnet, mit einem Apostrophdie turbulenzbedingten momentanen Abweichungen davon.

Als mathematisches Hilfsmittel werden die Reynolds’schen Mittelungsregeln auf die Kovari-anzen angewendet:

(a · b) = (a + a′)(b + b′

)=

(a · b + a′b + ab′ + a′b′

)=

(a · b

)+ a′b + ab′ + a′b′

= a · b + 0 + 0 + a′b′

= a · b + a′b′ (3.22)

Bei a′b′ handelt es sich um den so genannten turbulenten Fluss einer Grosse, falls mindestensa oder b eine Windkomponente ist. Bei einem vertikalen turbulenten Fluss ist z.B. a der Vertikal-wind w = w + w′, wahrend b die Grosse ist, deren turbulenter Transport in der Vertikalen vonInteresse ist: also z.B. potenzielle Temperatur θ, Horizontalwind u, oder Stoffkonzentration c.

a · b ist die nicht-turbulente Komponente und ist im Falle des Vertikaltransports meist Null,da der Vertikalwind w im Mittel ebenfalls Null sein muss (die Luft bewegt sich im Mittel nichtvon der Erdoberflache weg). Grundsatzlich ist es aber immer notig, bei der Berechnung des tur-bulenten Flusses zu berucksichtigen, dass w nicht zwingend gleich Null sein muss. Der vertikaleturbulente sensible Warmefluss rechnet sich deshalb gemass (3.22)

w′θ′ = w · θ − w · θ (3.23)


In Kapitel 3.1 wurde bereits auf den Zusammenhang zwischen Fluss und Gradient einge-gangen. In der Praxis ist es also eine Frage der Messgerate, ob es moglich ist, den Fluss einerGrosse direkt (mittels Eddy Kovarianz) zu ermitteln, oder den

”Umweg“ uber den Gradienten

zu machen und anhand der Ahnlichkeitstheorie Flusse daraus zu berechnen.

3.7 Exkurs: Footprint oder Source Area einer Messung

Ein einfaches Modell von Schmid (1994) gibt einen Anhaltspunkt fur die Grosse der Flache dieeine Mittelwerts- bzw. Flussmessung beeinflusst. Grundsatzlich ist diese Flache immer wesent-lich kleiner fur Flussmessungen als fur Mittelwertsmessungen, wie die nachfolgende empirischeFormel zeigt.

Abbildung 3.13: Schema der Source area einer Messung mit ein-dimensionaler Oberflachenheterogenitat. AusSchmid und Oke (1990).

Abbildung 3.14: Charakteristische Dimensionen der Source Area. xm: maximaler Beitrag zur Messung; a: dem Sensoram nachsten gelegene Punkt der Messung; e: entferntester Punkt der Messung; d: maximale Breite der Source area.Diese charakteristischen Dimensionen beschreiben eine Isolinie (dicke Linie), die z.B. die Bodenoberflache, die 50%der gesammten Messung des Sensors bestimmt, umfasst. Aus Schmid (1994).

Fur stabile Schichtung gilt

DN = α1 ·(

z

z0

)α2

· exp

α3 ·( z

L

)α4·(

σv

u∗

)α5

(3.24)


und fur instabile Schichtung gilt

DN = α1 ·(

z

z0

)α2

·(1− α3 ·

z

L

)α4

·(

σv

u∗

)α5

(3.25)

Die Parameter α1–α5 und die Variablenamen fur DN konnen den Tabelle 3.2 fur Mittel-wertsmessungen entnommen werden. Fur Flussmessungen empfielt sich das weiterentwickelteModell, das im Internet verfugbar ist.

Tabelle 3.2: Parameter fur die 50% Beitragsflache einer Mittelwertsmessung. Dimensionen (standardisiert mit derRauigkeitslange z0) wie in Abb. 3.14 plus xd: Distanz des Sensors von der maximalen Breite der Source Area; Ar:Gesamtflache (diese wurde mit z0

2 standardisiert).

Dimension Gleichung α1 α2 α3 α4 α5

(a) stabile Schichtung (z/L > 0)a/z0 3.24 0.773 1.24 0.957 1.25 0e/z0 3.24 30.4 1.23 2.60 0.452 0d/z0 3.24 4.31 1.07 1.69 0.397 1xd/z0 3.24 15.7 1.25 2.49 0.449 0xm/z0 3.24 4.30 1.28 1.74 0.688 0Ar/z2

0 3.24 203 2.28 4.38 0.408 1(b) instabile Schichtung (z/L < 0)a/z0 3.24 (!) 0.853 1.23 0.441 1 0e/z0 3.25 40.4 1.22 15.5 –0.548 0d/z0 3.25 5.73 1.05 16.8 –0.458 1xd/z0 3.25 21.3 1.23 16.9 –0.517 0xm/z0 3.25 5.37 1.25 5.96 –0.472 0Ar/z0

2 3.25 405 2.25 16.0 –1.03 1

Footprint-Berechnungen Online

Kljun et al. (2004) haben den Footprint-Ansatz weiterentwickelt, allerdings nur fur die Fluss-messungen, nicht fur die Mittelwerte. Man kann sich einen so genannten

”Master Footprint“

auf der Web-Site http://footprint.kljun.net berechnen lassen, der dann gemass der Ahnlich-keitstheorie auf die tatsachlichen Bedingungen skaliert werden kann. Die Untersuchungen vonNatascha Kljun haben namlich ergeben, dass innerhalb eines gewissen Gultigkeitsbereichs auchein komplizierteres Lagrange-Modell (das einfache Modell von Schmid (1994) basiert auf demGauss’schen Ausbreitungsansatz, der verschiedentlich als zu wenig geeignet fur solche Appli-kationen kritisiert wird) selbstahnliche Footprints erzeugt, die mit einem einfachen Naherungs-modell angenahert werden konnen.

http://footprint.kljun.net

4. Energiebilanz und Verdunstung

4.1 Ubersicht, Energie allgemein

Energie ist gespeicherte Arbeit; diese Arbeit kann aus der Energie wieder freigesetzt werden.Physikalisch kann Energie in folgenden Formen vorkommen (Tabelle 4.1):

Tabelle 4.1: Formen von Energie.

Energieform BeschreibungMechanische Energie kinetische Energie Ek = m · v2/2

potenzielle Energie Ep = m · g · hReibungsenergie Dissipation mechanischer Energie in

WarmeenergieWarmeenergie

”niedrigste“ Energieform (degenerierte

Energie)Kernenergie, chemischeBindungsenergie,elektrische Energie

”hochwertige“ Energieformen

magnetische Energie”hochwertige“ Energieform

elektrisch und magnetisch elektromagnetische Energie (Strahlung)relativistische Energie E = m · c2 ≈ m0 · c2 + m0 · v2/2

Gemass dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik (Prinzip der Energieerhaltung im abge-schlossenen System) gilt: Bewegungsenergie kann in Warmeenergie uberfuhrt werden. Warmeist die

”niedrigste“ Stufe von Energieformen, die bei einem Prozess entstehen kann.

Der 2. Hauptsatz der Thermodynamik beschreibt das Prinzip der Richtung in energie-austauschenden Vorgangen: Es gibt keine Moglichkeit, Bewegungsenergie aus einem einzigenWarmereservoir gleicher Temperatur zu beziehen. Nur ein Warmegefalle kann energetisch ge-nutzt werden.

Wärmeenergie

mechanischeEnergie elektrischeEnergiemagnetischeEnergie Kernenergie

. ts1 Haup atz der

h r namikT e mody 2. Hauptsatz derThermodynamik

Abbildung 4.1: Energieformen und die beiden Hauptsatze der Thermodynamik.

47

KAPITEL 4. ENERGIEBILANZ UND VERDUNSTUNG 48

4.2 Komponenten der Energiebilanz

Unter Energiebilanz versteht man in der Grenzschichtmeteorologie und -klimatologie die Ener-giebilanz einer Bodenoberflache, die zusammen mit dem Bodenvolumen darunter und demLuftvolumen daruber ein abgeschlossenes System gemass dem 1. Hauptsatz der Thermodyna-mik bildet. Das heisst, die auf die Grenzflache Atmosphare/Boden einfallenden Energieflussestehen im Gleichgewicht zu den Energieflussen in entgegengesetzter Richtung. Abb. 4.2 zeigtdiese Komponenten fur die globale Energiebilanz.

Wissenschaftlich exakt musste man von Energieflussdichten statt Energieflussen sprechen,da der Bezug immer zu einer Einheitsflache besteht. Im Sprachgebrauch werden sowohl imDeutschen wie im Englischen (energy flux, energy flux density) beide Begriffe synonym ge-braucht.

FINAL DRAFT REPORT IPCC WGI Third Assessment Report

Do Not Cite. Do Not Quote. 22 October 2000. 19 Chapter 1

Figure 1.2: The Earth’s annual and global mean energy balance. Of the incoming solar radiation, 49% (168 Wm-2) isabsorbed by the surface. That heat is returned to the atmosphere as sensible heat, as evapotranspiration (latent heat)and as thermal infrared radiation. Most of this radiation is absorbed by the atmosphere, which in turn emits radiationboth up and down. The radiation lost to space comes from cloud tops and atmospheric regions much colder than thesurface. This causes a greenhouse effect. Source: Kiehl and Trenberth, 1997.

235235235 OutgoingLongwaveRadiation235 W m-2

IncomingSolar

Radiation342 W m-2

Reflected SolarRadiation107 W m-2

Reflected by Clouds,Aerosol andAtmosphere

342342342107107107

77

777777

676767Absorbed byAbsorbed byAbsorbed byAtmosphereAtmosphereAtmosphere

Emitted byEmitted byEmitted byAtmosphereAtmosphereAtmosphere 165165165 303030

404040AtmosphericAtmosphericAtmosphericWindowWindowWindow

324324324BackBackBack

RadiationRadiationRadiation

390390390SurfaceSurfaceSurface

RadiationRadiationRadiation

350350350 40

78LatentHeat242424

168168168Absorbed by SurfaceAbsorbed by SurfaceAbsorbed by Surface

787878 Evapo- Evapo- Evapo-

transpirationtranspirationtranspiration

GreenhouseGreenhouseGreenhouseGasesGasesGases

324324324Absorbed by SurfaceAbsorbed by SurfaceAbsorbed by Surface

Reflected bySurface

30

24 24 24ThermalsThermalsThermals

Abbildung 4.2: Die Komponenten der globalen Energiebilanz. Aus Houghton et al. (2001) (die gleiche Abb. aberfarbig findet sich in Solomon et al. 2007).

4.2.1 Energiebilanz einer Flache

Unter der Voraussetzung, dass die Advektion von Energie parallel zur Flache vernachlassigbarist, gilt folgende Energiebilanzgleichung:

Q∗ = QG + QE + QH (4.1)

mit Q∗ = Nettostrahlung (auch Rn), QG = Bodenwarmefluss (auch QS , HG, G), QE = LatenterWarmefluss (auch HL, LE, λE), QH = Sensibler Warmefluss (auch H).

Konvention: das Vorzeichen eines Strahlungsflusses zur Bodenoberflache ist positiv (z.B. furQ∗), das Vorzeichen der turbulenten und konduktiven Energieflusse (QG, QE , QH ) zur Bodeno-berflache ist negativ.

Einige Publikationen hingegen benutzen eine andere Konvention: alle Flusse, die zum Erd-mittelpunkt zeigen, sind negativ (z.B. Stull 1988).


Abbildung 4.3: Energiebilanz einer Flache am Tag. Aus Oke (1987).

Abbildung 4.4: Energiebilanz einer Flache in der Nacht. Aus Oke (1987).

4.2.2 Nettostrahlung Q∗ bzw. Rn

Direkt messbar mit Net-Pyrradiometer (Kapitel 2.1.3). Die Nettostrahlung setzt sich aus folgen-den Strahlungsflussen zusammen:

Q∗ = K∗ + L∗ = K↓ + K↑ + L↓ + L↑ (4.2)

wobei K∗ = Netto-Strahlung kurzwellig (sichtbares Sonnenlicht), K↓ = kurzwellige Einstrahlung= Globalstrahlung, K↑ = kurzwellige Ausstrahlung = Reflexstrahlung, L∗ = Netto-Strahlunglangwellig (thermische Strahlung), L↑ = langwellige Ausstrahlung (Strahlungstemperatur derErdoberflache), L↓ = langwellige Ruckstrahlung (Treibhauseffekt).

4.2.3 Kurzwellige Einstrahlung

Albedo α

Das Verhaltnis zwischen kurzwelliger Ein- und Ausstrahlung ist tagsuber recht konstant undwird als Albedo bezeichnet:

α = K↑/K↓ (4.3)

Die Albedo ist abhangig von der Bodenbeschaffenheit. Typische Werte sind in Tabelle 4.2 zu-sammengestellt. Die Albedo ist zudem abhangig vom Sonnenstand (Abb. 4.7) und der Bewolkung(Abb. 4.8).


Abbildung 4.5: Tagesgang der Energiebilanzkomponenten in einem Kiefernforst. Aus Bendix (2004).

Abbildung 4.6: Strahlungskomponenten der Nettostrahlung fur den 30. Juli 1971 in Matador (Saskatchewan, Ka-nada, 50N) uber 0.2 m hohem Gras. Wolkenloser Himmel am Vormittag, aufziehende Bewolkung am Nachmittag.Aus Oke (1987). Man beachte: die thermische Ausstrahlung L∗ ist in der Nacht kleiner als am Tag (dies ist immerso: die Bodenoberflachentemperatur ist tagsuber am warmsten, deshalb ist auch die langwellige Ausstrahlung amgrossten).


Tabelle 4.2: Typische Albedo-Werte. Aus Oke (1987).

Oberflache BereichBoden, dunkel/feucht 0.05–Boden, hell/trocken 0.40Wuste 0.20–0.45Gras, 1.0 m lang 0.16–Gras, 0.02 m kurz 0.26Landwirtschaftliche Pflanzungen 0.18–0.25Tundra 0.18–0.25Obstplantagen 0.15–0.20Laubwald, kahl 0.15–Laubwald, belaubt 0.20Nadelwald 0.05–0.15Wasser, Sonne hoch 0.03–0.10Wasser, Sonne tief 0.10–1.00Schnee, alt 0.40–Schnee, neu 0.95Meereis 0.30–0.45Gletschereis 0.20–0.40

6

9 12 15 18 21Tageszeit, MESZ

0.15

0.20

0.25

0.30

0.35

0.40

Alb

edo

6

9 12 15 18 210

200

400

600

800

W m

−2

Globalstrahlungkurzwellige Ausstrahlung

Abbildung 4.7: Globalstrahlung, kurzwellige Ausstrahlung und Albedo vom 27. August 1992 in Merenschwand(Reusstal, Aargauer Freiamt). Die Albedo wurde nur fur K↓ > 15 W m−2 gerechnet. Quelle: eigene Daten.


0

3 6 9 12 15 18 21 24true solar time, hours

0.050.060.070.080.090.100.110.120.130.140.150.160.17

albe

do

clear sky overcast

Abbildung 4.8: Albedo der arktischen Tundra auf Ellsmere Island (Kanada) bei wolkenlosem Himmel (offene Symbole)und bei bedecktem Himmel (gefullte Symbole). Daten aus Ohmura (1981).

4.3 Bodenwarmefluss QG (auch QS, HG, G)

Die auf einer vegetationslosen Bodenoberflache auftreffende Strahlung wird innerhalb von nurca. 15 µm absorbiert, sofern sie nicht an der Oberflache reflektiert wird. Die Eindringtiefe derStrahlung ist somit ausserst gering (z.B. verglichen mit Wasser). Dies fuhrt zu extremen Bo-denoberflachentemperaturen. Die in dieser geringmachtigen Bodenschicht umgesetzte Strah-lung gelangt uber Warmeleitungsprozesse, die je nach Bodenbeschaffenheit mehr oder wenigerkompliziert sind, auch in tiefere Schichten des Bodens. Der Bodenwarmefluss nimmt mit der Bo-dentiefe exponentiell ab und betragt in ca. 0.8 bis 1 m Tiefe Null, weshalb die Bodentemperaturin dieser Tiefe (Abb. 4.9) praktisch keinen Tagesgang mehr aufweist.

Abbildung 4.9: Generalisierte Zyklen der Bodentemperatur in unterschiedlichen Tiefen im Tagesgang. Aus Oke(1987).


Messung des Bodenwarmeflusses

Im Boden sind turbulente Austauschprozesse praktisch unterbunden, so dass das Konzept derkonduktiven Flusse zur Messung des Bodenwarmeflusses geeignet ist. Der Warmefluss fliesstam Tag vom warmen Boden hin zum kuhleren Unterboden und in der Nacht (der Boden ist jetztkuhler!) in Gegenrichtung.

Abbildung 4.10: Aus Bendix (2004).

Die Messung erfolgt meist uber Bodenwarmeflussplatten (”heat flux plates“), die aus zwei

Platten mit Thermoelementen (Temperaturmessung) und dazwischenliegendem Warmeleitma-terial mit bekannter Leitfahigkeit bestehen. Die abgegebene Thermospannung (ein Differenzsi-gnal) ist proportional zum Bodenwarmefluss QG.

Achtung: Aus technischen Grunden muss eine Bodenwarmeflussplatte in einer bestimmtenTiefe im Boden eingepflanzt werden (ca. 10 mm; Strahlungseinflusse mussen eliminiert werden,zudem ist guter Bodenkontakt notig). Die daruberliegende Bodenschicht ist nun aber bereitsein Warmespeicher, dessen Warmeinhaltsanderung (Speicheranderung) ∆QG korrigiert werdenmuss:

∆QG = CG ·(

∆T

∆t

)·∆z , (4.4)

wobei CG = Bodenwarmekapazitat oder Volumwarme ist das Produkt aus Dichte ρs des Bodensund der spezifischen Warme cs (Einheit: J m−3 K−1). ∆T/∆t = zeitliche Temperaturanderung inder Schicht zwischen

”heat flux plate“ und Bodenoberflache.

Um die Energiebilanz schliessen zu konnen, ist fur QG der Wert genau an der Bodenober-flache gefragt, QG(0), was allerdings grosse messtechnische Schwierigkeiten mit sich bringt.In der Praxis werden Bodenwarmeflussplatten meist ganz knapp unter dem Wurzelwerk vonPflanzen eingebaut (nicht unproblematisch, da grosse lokale Unterschiede!) oder aber in ca. 5cm Tiefe, wobei die daruberliegende Bodenschicht als Speicherterm ∆QG in die Berechnungeinbezogen werden muss:

QG(0) = QG(z) + ∆QG (4.5)

wobei QG(z) der Messung der Bodenwarmeflussplatte in Tiefe z entspricht.Die Energiemenge, die in einem Bodenvolumen gespeichert wird, ist abhangig von der

Warmekapazitat CG des Bodens und der Erwarmung des Volumens und wird mittels Gleichung(4.4) bestimmt.

Es muss also die zeitliche Anderung der Bodentemperatur gemessen werden, um ∆QG

bestimmen zu konnen:

QG(0) = QG(z) + ∆QG = QG(z) + CG∆Ts

∆t∆z (4.6)


Im Minimum wird die Temperatur Ts in der mittleren Tiefe der Bodenschicht oberhalb der Bo-denwarmeflussplatten gemessen (

”mittlere Tiefe“ im Hinblick auf die Temperatur dieser Schicht,

nicht bezuglich der Tiefe in Metern!). Besser ist ein Sensor, der uber eine gewisse Messdistanz(z.B. 5–10 cm Sensorlange) integriert, und am besten ist ein Temperaturprofil, das integriertwerden kann.

CG ist aus Bodenanalysen zu bestimmen, wobei die Volumanteile der mineralischen (xmin),der organischen Komponenten (xorg), des Wassers (xw) und der Porenluft (xa) entscheidend ist(alle vier haben unterschiedliche Warmekapazitaten!), wobei xmin + xorg + xw + xa = 1.0. AlsNaherung

CG ≈ ρmin · cmin · xmin + ρorg · corg · xorg + ρw · cw · xw (4.7)

gerechnet werden kann. Die Warmekapazitat der Porenluft ist verschwindend klein und kannvernachlassigt werden. Schatzwerte (falls nicht selber gemessen) fur ρ und c finden sich inTabelle 4.3.

Tabelle 4.3: Thermische Eigenschaften von Boden und ihren Komponenten. Aus Monteith und Unsworth (1990).

ρ ckg m−3 J kg−1 K−1

(a) BodenkomponentenQuarz 2660 800Tonmaterialien 2650 900Organisches Material 1300 1920Wasser 1000 4180Luft (20 C) 1.20 1010

(b) Boden Wasser-gehalt

xw

sandiger Boden 0.0 1600 800(40% Porenraum) 0.2 1800 1180

0.4 2000 1480Tonboden 0.0 1600 890(40% Porenraum) 0.2 1800 1250

0.4 2000 1550Torfboden 0.0 300 1920(80% Porenraum) 0.4 700 3300

0.8 1100 3650

Faustregel: In den gemassigten Breiten wird im Durchschnitt ungefahr 10% der Nettostrah-lung uber einer Wiese in den Bodenwarmefluss gesteckt, in Waldern sogar deutlich weniger(hier liegt dafur der Speicherterm in der Vegetationsschicht in dieser Grossenordnung).

4.4 Sensibler Warmefluss QH (auch H)

QH bestimmt, wie rasch sich die Luft wahrend des Tages uber der Bodenoberflache erwarmtbzw. in der Nacht abkuhlt. Entsprechend dem unter QE bereits gesagten erwarmt sich die Luftuber einem feuchten Boden oder uber einem Gewasser viel weniger rasch als uber trockenemBoden.


Faustregel: Wahrend Q∗, QG und QE als steuernde Grossen auftreten, muss QH als abhangi-ges Restglied in der Energiebilanz betrachtet werden. Betragsmassig liegt QH meist zwischenQG und QE .

Sowohl QG als auch QE werden im Detail betrachtet vor allem durch die Bodeneigenschaft,insbesondere das Wasserangebot und QE dazu in sehr starkem Mass von der Vegetation be-stimmt.

Diese Abhangigkeit von QH wurde in der so genannten Bowen Ratio, β = QH/QE ausge-druckt, die aber keine physikalische Bedeutung hat und deshalb sehr unglucklich gewahlt ist,da der Bereich fur β von plus bis minus unendlich reicht. Es wird deshalb zunehmend versucht,das Verhaltnis einer Flussgrosse zur Nettostrahlung, also z.B. QH/Q∗ zu betrachten statt β.

Abbildung 4.11: Beispiel des sensiblen Warmeflusses als Kovarianz von Temperatur und Vertikalwindgeschwindigkeit.Aus Oke (1987).

Wenn sowohl der Vertikalwind wie auch die Lufttemperatur kurzfristig (bedingt durch Tur-bulenzen!) ansteigen, steigt auch QH (Abb. 4.11). Dasselbe gilt, falls beide Grossen negativeVorzeichen haben. Haben sie hingegen verschiedene Vorzeichen, ist auch QH negativ.

Dies nennt sich Eddy Kovarianz (siehe dazu auch Kap. 3.6), wobei die Kovarianz von w undT direkt proportional zu QH ist:

QH ∝ cov 〈w, T 〉 (4.8)

Als Proportionalitatskonstante braucht es nun nur noch die physikalischen Grossen, die eineTemperatur mit einer Energiemenge verknupfen: die Dichte der Luft und die spezifische Warme-kapazitat der Luft. Es ergibt sich somit (die Schreibweise der Kovarianz als w′T ′ wird in Kap. 3.6eingehend erklart):

QH = cp · ρa · w′T ′ (4.9)

In Abbildung 4.12 ist statt T die virtuell potenzielle Temperatur θv eingesetzt worden. Siezeigt, dass nur in Bodennahe ein molekularer sensibler Warmefluss existiert, wahrend bereits im


Zentimeterbereich uber dem Boden die Turbulenz fur den sensiblen Warmefluss verantwortlichist. Die turbulente Diffusion in der Atmosphare ist um rund 5000× effizienter (Oke 1987, S. 44)als die molekulare Diffusion.

Abbildung 4.12: Der effektive turbulente sensible Warmefluss: (a) Beispiel des Zustandes tagsuber mit aktiver Kon-vektion; (b) Detail in Bodennahe wo der effektive Warmefluss die Summe des aktuellen turbulenten Flusses und desmolekular-diffusiven Flusses ist (d.h. im untersten Zentimeter uber der Oberflache findet der Ubergang vom moleku-laren zum turbulenten Fluss statt; hier kann der molekulare Fluss nicht vernachlassigt werden). Aus Stull (1988).

4.5 Verdunstung, Latenter Warmefluss QE (Evapotranspiration;auch HL, LE, λE)

Die Verdunstung ist der gemeinsame Nenner von Hydrologen und Meteorologen. Die Hydrolo-gen betrachten die Verdunstung als Teil der Wasserbilanz,

P − E ±∆S −R = 0 , (4.10)

wobei P dem Niederschlag (precipitation), E der Evaporation, ∆S der Anderung des Wasser-speichers im Boden, und R dem Abfluss (runoff) entspricht.

In der Meteorologie wird die Verdunstung eher im Rahmen der Energiebilanz der Erdober-flache verwendet (siehe nachfolgenden Abschnitt).

Die Evapotranspiration kann sowohl als Energieaquivalent LE bzw. λE als auch als Was-seraquivalent E definiert werden. In Kapitel 3 wird speziell auf Massenbilanzen eingegangen,wahrend in diesem Kapitel vom Energieaquivalent die Rede sein soll.

Die Evapotranspiration ist die Summe von Transpiration der Vegetation, die in erster Linieuber die Stomatenaktivitat (siehe Kap. 6.5) kontrolliert wird, und der Evaporation unbewach-sener Flachen und der Moosschicht, falls eine solche vorhanden ist (z.B. in der Tundra odereinem Hoch- oder Flachmoor).

Sie stellt eine zentrale Grosse bei den meisten okologisch orientierten Studien dar, sowohlin der Hydrologie, Geomorphologie, Agronomie, Biologie, Klimatologie und Meteorologie.

Faustregel: In den gemassigten Breiten wird meist der grossere Teil der Nettostrahlung inlatente Warme (Evapotranspiration) umgesetzt, es sei denn, der Standort sei extrem trocken(z.B. Siedlungsflache).

Der Anteil der Nettostrahlung, der in latente Warme umgewandelt wird, ist bedeutendstarker vom Standort abhangig als z.B. der Bodenwarmefluss. Bei feuchten Standorten (auch


Gewasser oder gut bewasserte landwirtschaftliche Kulturen) wird der grosste Teil der verfugba-ren Energie in latente Warme umgewandelt. Uber versiegelten bzw. vegetationsarmen Sied-lungsflachen kann dieser Anteil aber auch auf unter 10% absinken! Uber Ackerland kann einAnteil von ca. 60% bis 70% erwartet werden.

Aus Eddy-Kovarianz-Messungen lasst sich QE wie folgt berechnen:

QE = w′q′ · Lv · ρ [W m−2] (4.11)

Lv ist die latente Verdunstungswarme und betragt ca. 2.502 · 106 J kg−1 bei 0 C. Lv ist tem-peraturabhangig und kann fur eine bestimmte Temperatur nach Stull (1988, S. 641) berechnetwerden mit

Lv = (2.501− 0.00237 · T ) · 106 , (4.12)

mit T in der Einheit C. Die Dichte der Luft ρ ist abhangig von Luftdruck und Temperatur(ideales Gasgesetz!) und betragt bei 20 C und 1000 hPa ca. 1.204 kg m−3.

In der Hydrologie wird die Evapotranspiration E haufig in mm h−1, mm d−1 oder mm Monat−1

ausgedruckt, damit diese direkt mit den Niederschlagssummen der gleichen Zeitperiode vergli-chen werden kann. Die Umrechnung in mm h−1 (als Beispiel) ist einfach:

E [mm h−1] = QE · 3600Lv

≈ 0.0016 ·QE [W m−2] (4.13)

Und die Umrechnung in umgekehrter Richtung ist entsprechend

QE [W m−2] ≈ 626.7 · E [mm h−1] . (4.14)

Diese Umrechnung basiert auf der Annahme, dass 1 Liter Wasser genau 1 kg Masse besitzt.Eine Umrechnung mit Berucksichtigung der Wassertemperatur ist nicht gebrauchlich, da bei denNiederschlagsmengen die Temperatur auch nicht bekannt ist.

4.6 Exkurs: Schatzformeln fur Evapotranspiration (QE)

Es existieren unzahlige Schatzformeln fur QE , da schon fruher flachendeckende Informationengewunscht waren, meist in Zusammenhang mit der Steigerung der landwirtschaftlichen Pro-duktion.

4.6.1 Klimadiagramme

Walter und Lieth (1967) haben in ihren Klimadiagrammen die einfache Naherung

E [mm/Monat] = 2 · T [ C] (4.15)

auf Basis der Monatsmittelwerte gewahlt, die fur Trockenraume und Trockenzeiten erweitertwurde zu E [mm/Monat] = 3·T [ C] (Abb. 4.13 und Tab. 4.4).


Abbildung 4.13: Beispiele fur Klimadiagramme. Fur die Erlauterung der Symbole und Zahlen siehe Tabelle 4.4. AusWalter und Lieth (1967).

Tabelle 4.4: Erlauterung der Symbole und Kennzahlen der Klimadiagramme. Aus (Walter und Lieth 1967).

a Stationb Hohe uber dem Meerc Zahl der Beobachtungsjahre (eventuell erste Zahl fur Temperatur und zwei-

te Zahl fur Niederschlage)d mittlere Jahrestemperatur (1 Skalenteil = 10 C)e mittlere jahrliche Niederschlagsmenge (1 Skalenteil = 20 mm)f mittleres tagliches Minimum des kaltesten Monatsg absolutes Minimum (tiefste gemessene Temperatur)h mittleres tagliches Maximum des warmsten Monatsi absolutes Maximum (hochste gemessene Temperatur)j mittlere tagliche Temperaturschwankung

k Kurve der mittleren Monatstemperaturenl Kurve der mittleren monatlichen Niederschlage (im Verhaltnis 10 C = 20

mm)m Durrezeit (punktiert)n humide Jahreszeit (vertikal schraffiert)o mittlere monatliche Niederschlage, die 100 mm ubersteigen (Massstab auf

1/10 reduziert), schwarze Flachep Niederschlagskurve erniedrigt, im Verhaltnis 10 C = 30 mm, daruber ho-

rizontal gestrichelte Flache – Trockenzeitq Monate mit mittlerem Tagesminimum unter 0 C (schwarz)r Monate mit absolutem Minimum unter 0 C (schrag schraffiert)s mittlere Andauer von Tagesmitteln uber 0 C, halbfette Zahl; bzw. mittlere

Dauer der frostfreien Periode (in Tagen), kursive Zahl


4.6.2 Formel nach Thornthwaite

Der Ansatz von Thornthwaite (1948) ist v. a. in den U.S.A. sehr verbreitet, wahrend in Europa derAnsatz von Walter und Lieth (1967) ublicher ist. Da der Ansatz von Thornthwaite (1948) aberin der okologischen und biogeografischen Literatur viel verwendet wird, sei dessen Berechnunghier kurz dargestellt.

1. Fur jeden Monat eines Jahres wird der Monatsmittelwert T der Temperatur (2 m Hohe) inC ermittelt

2. Daraus wird der monatliche Warmeindex berechnet

i =(

T

5

)1.514

(4.16)

3. Aus diesen 12 Werten wird der Warmeindex I fur den Standort ermittelt als Summe aller12 Werte i

4. Nun berechnet man den Exponenten der Evaporationskurve a (ergibt einen Wert in derGrossenordnung von 1.1),

a = 0.000000675 · I3 − 0.0000771 · I2 + 0.01792 · I + 0.49249 (4.17)

5. Nun kann fur jeden Monat die unkorrigierte Potenzielle Evapotranspiration PEunadj. be-rechnet werden,

PEunadj. = 1.6(

10T

I

)a

(4.18)

6. Zum Schluss muss dieser Wert noch korrigiert werden fur die geografisch und jahrezeit-bedingten Unterschiede der Taglangen und Monatslangen,

PE = L · PEunadj. (4.19)

wobei L aus der Tabelle von Thornthwaite (1948) entnommen wird. Fur die geografischeBreite von Bern (47N) variert L zwischen 0.73 im Dezember und 1.33 im Juli.

Obschon der Ansatz recht kompliziert erscheint, ist Muller (1996) der Ansicht, dass sich dieseFormel am besten fur sein Handbuch ausgewahlter Klimastationen der Erde eignet, das von derForschungsstelle Bodenerosion der Universitat Trier herausgegeben wird.

4.6.3 Der Ansatz von Penman-Monteith

Auf der Basis stundlicher oder noch weiter aufgeloster Messwerte wird in der Wissenschafthaufig mit der Penman-Monteith-Formel gearbeitet (grundsatzlich gultig uber Vegetation wahrendder Vegetationsperiode):

QE =∆ · (Q∗ −QG) + cp · ρa ·

esat − e

ra + rb

∆ + γ · ra + rb + rc

ra + rb

, (4.20)


mit cp = spezifische Warmekapazitat der Luft bei konstantem Druck (1005 J kg−1 K−1 bei 20 C),ρa = Dichte der Luft (1.212 kg m−3 bei 1000 hPa), ra = turbulenter atmospharischer Wider-stand, rb = laminarer Grenzschichtwiderstand, rc = Widerstand der Vegetationsdecke (Canopy),der im Tagesgang stark durch die Stomata (Spaltoffnungen) der Pflanzen bestimmt wird, ∆ =Steigung der Wasserdampfdruckkurve bei der aktuellen Temperatur T (siehe Kap. 4.6.5), γ =Psychrometerkonstante (siehe Gleichung (2.16)).

Penman und Monteith haben nie zusammen geforscht, sondern Monteith hat Penman’s po-tenzielle Evaporationsformel zu einer Formel fur

”aktuelle Evapotranspiration“ weiterentwickelt.

Von der FAO wird dieser Ansatz als”reference crop evaporation“ bezeichnet.

4.6.4 Gleichgewichts-Evaporation nach Priestley-Taylor

Die Schatzung nach Priestley und Taylor (Priestley und Taylor 1972) ist etwas einfacher, aber auchungenauer als nach der Penman-Monteith Formel. Allerdings muss man weniger Annahmenuber eventuell nicht gemessene Parameter machen.

Grundsatzlich beruht die Priestley-Taylor Formel auf der Annahme einer Equilibrium-Evapotranspiration(Gleichgewichts-Evaporation)

QE,eq = (Q∗ −QG) · ∆∆ + γ

. (4.21)

In dieser Formel ist das Sattigungsdampfdruckdefizit nicht enthalten. Sie basiert auf der An-nahme, dass die Atmosphare mit Wasserdampf gesattigt ist und somit einzig die Nettostrahlungfur die Evapotranspiration verantwortlich ist. Da dies nicht ganz stimmt und die Evapotranspi-ration haufig hoher ist als die Equilibrium-Evapotranspiration, erweiterten Priestley&Taylor dieseFormel mit einem Koeffizienten αPT,

QE = αPT · (Q∗ −QG) · ∆∆ + γ

, (4.22)

wobei sie fur αPT den empirischen Wert 1.26 vorschlugen. Dieser Wert kann aber bedeutendkleiner sein: z.B. 0.95 uber Mischwald oder 0.60 uber Fohrenwald. Dieser Koeffizient muss alsowenn moglich am Standort bestimmt werden.

4.6.5 Erweiterung der Priestley-Taylor Formel

Eine Erweiterung der Priestley-Taylor Formel stammt von McNaughton&Jarvis (1983; siehe Mon-teith und Unsworth 1990, S. 197) und nimmt Rucksicht darauf, dass einerseits die Evapotranspi-ration durch die vorhandene Strahlungsenergie limitiert sein kann, andererseits aber auch durchdie vorhandene Turbulenz und die Trockenheit der Luft. Dies wird uber den EntkopplungsfaktorΩ erreicht,

QE = Ω ·QE,eq + (1− Ω) ·QE,turb , (4.23)

wobei

QE,turb = (esat − e)ρa · cp

γ · rb. (4.24)

Die Variablennamen entsprechen denjenigen, die in der Penman-Monteith Formel (Gleichung(4.20)) gebraucht wurden. Wichtig ist, dass man esat und e in Pa umrechnet, falls man nurWerte in hPa hat! Empirische Werte fur Ω liegen zwischen 1 fur glatte Oberflachen und 0 fur


rauhe Oberflachen (z.B. Wald). Nutzliche Werte sind: Wald 0.1, Weizen 0.5, Erdbeeren 0.85,Gras 0.9.

Mit dieser Erweiterung der Priestley-Taylor Formel erhalt man ein Verdunstungsmodell, dasdem Penman-Monteith-Modell sehr ahnlich ist.

Modelle fur ∆ und rb

∆ = 5416.6 · esat

T 2 , (4.25)

mit T in Kelvin und esat in Pa (esat wird mit Gleichung (2.10) auf Seite 18 berechnet). Die Kon-stante 5416.6 berechnet sich aus Lv ·Mv/< und kann je nach Bedingungen genauer bestimmtwerden.

Ein einfacher Ansatz fur rb stammt von Gates (1968):

rb = 10.35 · W 0.2 · L0.3

u0.5 . (4.26)

W ist die charakteristische Breite der Blatter der Vegetation, L die charakteristische Lange, bei-des in Metern. u ist die mittlere Windgeschwindigkeit uber der Vegetation, in m s−1.

Noch einfacher ist die Schatzung mit

rb =5u∗

≈ 50u

, (4.27)

wobei allerdings die Annahme u∗ ≈ u/10 nur eine Faustregel darstellt.

4.6.6 Potenzielle Evaporation nach Turc

Turc (1961) entwickelte eine einfache Formel zur Bestimmung der potenziellen Evaporation an-hand von weltweit verfugbaren Klimamessdaten. Sein Ansatz beabsichtigt nicht, die kurzfris-tigen Prozesse der Pflanzenverdunstung zu berucksichtigen, wie dies der Penman-Monteith-Ansatz ermoglicht. Ziel war es, gute Evaporationsabschatzungen auf Monatsbasis (bestenfallsmit taglicher Auflosung) zu ermoglichen. Die Originalformel von Turc (1961) lautet

ETp = 0.013j · T

T + 15· (Ig + 50) , (4.28)

wobei ETp die potenzielle Verdunstung in mm wahrend einer Periode von j Tagen bezeichnet,T die mittlere Temperatur der Periode in C, und Ig die mittlere tagliche Globalstrahlung derPeriode in cal cm−2 d−1.

In SI-Einheiten entspricht 1 cal = 4.1868 J. Um also die Globalstrahlung K↓ in W m−2 zuverwenden, muss Gleichung (4.28) angepasst werden mit dem Verhaltnis

Ig =K↓ · 86400

4.1868 · 10000, (4.29)

was zur neuen Gleichung

ETp = 0.013j · T

T + 15· (2.064 ·K↓ + 50) , (4.30)

fuhrt. Falls T <0 C ist, wird ETp =0 gesetzt, und falls die relative Feuchte < 50% betragt, wirdein zusatzlicher Korrekturfaktor 1 + (50− rH)/70 angefugt, wobei rH die relative Luftfeuchtein Prozenten ist. Die vollstandige Gleichung fur trockene Klimata (d.h. rH <50%) ist also:

ETp = 0.013j · T

T + 15· (2.064 ·K↓ + 50) ·

(1 +

50− rH

70

). (4.31)


4.6.7 Empirische Formel von Primault

Fur die Schweiz hat Primault (1962) den Ansatz von Turc (1961) weiterentwickelt und eineSchatzformel aufgestellt, die als Eingabewerte nur routinemassig an den Schweizer Klimastatio-nen gemessene Grossen verwendet und welche die aktuelle Evapotranspiration einer gras-bewachsenen Flache in der Schweiz im Hohenlagenbereich 300–1200 m u. M. liefert,

E = c ·[A · 103− rH

100(ts + 2tp) + B

], (4.32)

wobei E die totale Evapotranspiration (in mm Wassersaule) wahrend einer Periode von tpTagen ist, berechnet als Funktion von relativer Feuchte rH (in Prozenten) und der Sonnen-scheindauer ts (in Stunden). Zwei empirische Koeffizenten A und c werden verwendet, um dieHohenabhangigkeit (A) und die saisonalen Schwankungen (c) zu berucksichtigen. Die Hohenabhangig-keit ist

A = −0.12 + 0.00306 h− 2.83 · 10−6 h2 + 9.45 · 10−10 h3 , (4.33)

B = 0.5387− 0.0003263 h− 6.525 · 10−7 h2 , (4.34)

mit Hohe h (in m u. M.). Die Koeffizienten A und B sind in grafischer Form auch in Abb. 4.14und 4.15 dargestellt. Die saisonalen Schwankungen werden durch

c = −0.5068 · sin(

2π

365DOY + 0.5593

)−0.0711 · sin

(4π

365DOY + 0.61128

)+ 0.6271 (4.35)

beschrieben (Abb. 4.15), mit DOY = Tag im Jahr (oft auch Julianischer Tag genannt; 1. Januar =DOY 1). Beide Gleichungen sind harmonische Approximationen an die grafischen Darstellungenin Primault (1962) und wurden in Mdaghri Alaoui und Eugster (2001) publiziert, allerdings miteinem Druckfehler: der sin vor der zweiten Klammer ging bei der Drucklegung verloren, was zuVerwirrung fuhren kann.

0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.1 1.2empirischer Skalierungsfaktor A

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

Hoe

he, M

eter

ueb

er M

eer

Abbildung 4.14: Hohenabhangiger Korrekturfaktor A nach Primault (1962).

Mdaghri Alaoui (1998) hat den Ansatz von Primault (1962) im Gebiet des Areusedeltas mitdem Ansatz von Penman-Monteith verglichen und stellte fest, dass auf Monatsbasis die beidenAnsatze sehr ahnliche Schatzwerte liefern (Abb. 4.16).


−0.6

−0.4

−0.2

0.0 0.2 0.4empirischer Versatzwert B

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200H

oehe

, Met

er u

eber

Mee

r

0 20 40 60 80 100

120

140

160

180

200

220

240

260

280

300

320

340

360

Tag im Jahr (Julianischer Tag)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

empi

risch

er S

kalie

rung

sfak

tor

c

1. J

an

1. F

eb

1. M

ar

1. A

pr

1. M

ai

1. J

un

1. J

ul

1. A

ug

1. S

ep

1. O

kt

1. N

ov

1. D

ez

Abbildung 4.15: Offset B (links) und saisonaler Korrekturfaktor c (rechts) nach Primault (1962).

0

10 20 30ET Penman−Monteith (mm)

0

10

20

30

ET

Prim

ault

(mm

)

n=50

r2=0.967

y=−1.38+1.065 x

Abbildung 4.16: Ubereinstimmung zwischen der Penman-Monteith-Methode und der empirischen Methode vonPrimault fur das Areusedelta. Aus Mdaghri Alaoui und Eugster (2001).

Zwischen diesen Beispielen liegen weitere Ansatze, die je nach Fragestellung ebenfalls einbefriedigendes Resultat geben konnen.

Die Formel von Turc (1961) basiert auf Monatsmittelwerten und kann mit folgenden Mess-geraten bestimmt werden: Pyranometer (K↓) und Thermometer (Huttentemperatur).

Die Formel von Penman (1948) basiert auf Stundenmittelwerten und benotigt: Net-Pyrradio-meter (Q∗), Thermometer (T ), Psychrometer (zur Bestimmung des Dampfdrucks; es kann auchein anderes Feuchtemessgerat eingesetzt werden, aus dem sich e berechnen lasst), Windmesser(nur horizontale Windgeschwindigkeit). Alle Grossen werden auf 2 m uber Grund gemessen,auch der Wind. Diese Windmessung kann aber weggelassen werden, wenn man die modifi-zierte Formel nach Penman-Monteith (Gleichung (4.20), Seite 59) anwendet! Dafur muss manAnnahmen bezuglich ra, rb und rc treffen.

5. NebelHanna Hanisch, 1920–1989

Wenn die Nebelfrau kocht

Wer hockt hinterm Berge,verhutzelt und grau?Die alte Hexe,die Nebelfrau.

Sie schopft aus der Pfutze,kocht graudicke Grutze.Mischt Wasser mit Luft,mengt Sonne mit Tau.Das gibt eine Suppe!Das gibt ein Gebrau!

Ein Loffel Warm,zwei Handvoll Kalt –schon brodelt’s am Berge.Schon dampft es im Wald.

Eine Prise Wind,halb kalt, halb lau. –Hihi, so schmeckt esder Nebelfrau.

Die Grutze blubbert,steigt uber den Rand.Hu, was fur ein Nebel!Verschwunden das Land.

5.1 Definition

Von Nebel spricht man in der Meteorologie, wenn die Beob-achtungsstation in eine Wolke eingehullt ist, die die horizon-tale Sichtweite auf unter 1000 m reduziert.Da es sich bei den meteorologischen Messdaten zumeistum Augenbeobachtungen handelt, ist diese Messung mitgewissen Interpretationsproblemen behaftet. Einerseits wer-den nicht mehr uberall systematische Augenbeobachtun-gen durchgefuhrt, da heute die meteorologischen Messnetzeweitgehend auf den automatischen Betrieb umgestellt sind.Andererseits werden die Augenbeobachtungen nur zu be-stimmten Tageszeiten durchgefuhrt, entsprechend den Ab-machungen der World Meteorological Organisation. DieseZeiten sind nicht uberall reprasentativ fur die Bestimmung vonHaufigkeit, Dauer und Art des Nebels.Ein weiteres Problem existiert im Volksmund, dass Hochnebelund Nebel von vielen Leuten nicht gemass der meteorologi-schen Definition unterschieden werden.

5.2 Entstehung

Damit Nebel entstehen kann, braucht es eine mit Wasserdampf leicht ubersattigte Atmosphare.Damit aus dem gasformigen Wasser aber flussige Tropfchen entstehen, braucht es Kondensa-tionskeime. Da beim Ubergang von Dampf zu Flussigkeit viel latente Energie freigesetzt wird,ist die Zunahme der freien Energie in einer sauberen Atmosphare so hoch, dass erst bei sehrdeutlicher Wasserdampfubersattigung spontane Tropfenbildung einsetzen wurde. Deshalb istdas Vorhandensein von Kondensationskeimen fur die Bildung von Nebel (und auch von Regen-wolken) sehr wichtig.

Es wird unterschieden zwischen homogener Kondensation und heterogener Konden-sation.

5.2.1 Homogene Kondensation

Sind bereits Wassertropfchen in der Luft vorhanden, konnen diese als Kondensationskeime wir-ken. Allerdings haben kleine Tropfchen die Tendenz, rasch wieder zu verdampfen, da der Satti-gungsdampfdruck uber gekrummten Oberflachen deutlich grosser ist als uber einer flachen.Dieser Verdampfungsprozess wirkt der Kondensation entgegen. Deshalb muss eine kritischeTropfchengrosse uberschritten sein, damit als Nettoeffekt mehr Wasserdampf kondensierenkann, als gleichzeitig verdampft.

5.2.2 Heterogene Kondensation

Sind weitere feste oder flussige Stoffe mit hygroskopischer Wirkung (z.B. Salz-, Russ- und Staub-partikel) in der Atmosphare vorhanden, wird der Kondensationsprozess wesentlich verbessert.

64

KAPITEL 5. NEBEL 65

Das heisst, dass die Ubersattigung mit Wasserdampf viel kleiner sein muss als bei homogenerKondensation, damit sich Wassertropfchen bilden.

Abbildung 5.1: Tropfchenwachstum durch Koaleszenz. Links: Schema des Zusammenstosses zweier Wassertropf-chen. Rechts: Effizienz des Zusammenstosses von Wassertropfchen unterschiedlicher Grossen in Luft bei 0C. AusEagleson (2003).

5.2.3 Tropfenverteilungen

Sind einmal Tropfchen in der Atmosphare vorhanden, stellt sich naturlich die Frage, wieso sichein Nebel nicht rasch zu einer Regenwolke weiterentwickelt und das Wasser in Form von Nie-derschlag zur Erde zuruckgelangt.

Abb. 5.1 zeigt das Prinzip der Koaleszenz, des Zusammentreffens von Tropfchen unter-schiedlicher Grossen in einem Nebel bzw. einer Wolke. Sind die Tropfchen klein, ist die Ten-denz zur Verdampfung der Tropfchen gross und gleichzeitig die Wahrscheinlichkeit, mit einemanderen Tropfchen zusammenzustossen klein. Das hat zur Folge, dass im Nebel durch dieseKrafteverhaltnisse ein Tropfengrossenspektrum entsteht, in dem die grossten Tropfchen deutlichunter 50 µm Radius bleiben. Erst bei Radien ≥ 80 µm wirkt das Zusammentreffen von Tropf-chen dahingehend, dass die Tropfchen rasch weiterwachsen und zu Regentropfen anschwellenkonnen.

KAPITEL 5. NEBEL 66

In der Praxis spricht man von Nebel- oder Wolkentropfchen bei Radien < 100 µm, darubervon Regentropfen (Abb. 5.2).

Typischer Kondensationskernr=0.1

6n=10V=0.0001

Typischer Wolkentropfenr=10

6n=10V=1

Grosser Wolkentropfenr=50

3n=10V=27

Grenze zwischen Regen-und Wolkentropfen

r=100V=70

Typischer Regentropfen, r=1000, n=1, V=650

Abbildung 5.2: Typische Tropfengrossen (in µm) in grossentreuer Darstellung.

Die statische Limite in Abb. 5.1 ist die Limite, die erwartet wurde bei fehlender dynamischerBewegung der Tropfchen. Dann ware namlich R = rs + rl. Erst wenn grossere Tropfen ≥80µm vorhanden sind, werden durch Zusammenstoss mit weiteren Tropfchen noch grossere Trop-fen gebildet, die letztendlich die Grosse von Niederschlagstropfen erreichen konnen. Im Nebelbleibt wegen der fehlenden Effizienz des Zusammenstosses von Tropfchen der durchschnittlicheTropfendurchmesser relativ klein, so dass aus Nebel nicht automatisch Regen wird.

5.3 Arten von Nebel

cold warmcoastal fog

mountainfog valley

fogsteam fogradiation

fog

advectionfog

sea fog

Abbildung 5.3: Nebelarten und ihr geografischer Bezug. Nicht dargestellt sind die Nebeltypen Eisnebel (ice fog) undStadtnebel (urban fog). Aus Bruijnzeel, Eugster, und Burkard (2005).

KAPITEL 5. NEBEL 67

Die unterschiedlichen Nebelarten haben auch unterschiedliche Tropfengrossenverteilungen (Abb.5.4). Bei einem Strahlungsnebel reicht die Zeit aus, dass durch Zusammenstoss von Tropfchengrossere Tropfen entstehen konnen (Abb. 5.1), als das bei Advektionsnebel der Fall ist.

Die Kenntnis der Tropfengrossenverteilung ist auch in der Telekommunikationsindustrie vonInteresse, da Nebel hochfrequente Strahlung im Gigahertz-Bereich relativ stark absorbiert. Dasstellt die Mobilfunkanbieter vor entsprechende Probleme, wenn Nebel an wichtigen Orten haufigauftritt. San Francisco ist so ein Beispiel. Auch Hersteller von Luftfiltern interessieren sich fur sol-che Angaben, da die Lebenserwartung eines Filtermaterials unter anderem davon abhangt, wieeffizient Nebeltropfchen absorbiert werden. In diesem Fall ist das ein ungunstiger Nebeneffekt,der wiederum dort von Bedeutung ist, wo Nebel eine gewisse Auftretenshaufigkeit hat.

0 10 20 30 40 50

mean droplet diameter [µm]

0.01

0.1

1

10

LWC

/dp [m

g m

-3 µ

m-1

]

radiation fog

advection fog

Abbildung 5.4: Tropfengrossenverteilung in Strahlungsnebel (radiation fog) und Advektionsnebeln (advection fog).Aus Bruijnzeel, Eugster, und Burkard (2005). FOG AS A HYDROLOGIC INPUT 565

(no fog) (no fog)

J F M A MJ J A S O N D

0

1 2 3 4567 7 5 4 3 21

0

0

01210

06:00

08:00

11:00

14:00

17:00

Hou

r of

day

CE

T

Month (June – May)

Figure 4 Number of days with fog at the Dubendorfairport, Switzerland, during the period 1938–1944 as afunction of time of day and month of year. Redrawn afterZingg (1944)

way. Furthermore, because radiation fog often occurs earlyin the morning, this may not always match the timing ofa satellite’s flight over pass. Finally, illumination of thefog in the early morning may be problematic for automaticdetermination of fog from satellite images. Nevertheless,satellite imagery provides the best spatial overview ofradiation fog occurrence, although at the present stage ofdevelopment the technique completely ignores mountainfog and other fog types, which, unlike radiation fog, do notgive a distinct evenly illuminated pattern (Bendix, 2002).

FOG MEASUREMENT TECHNIQUES

There is no single instrument that performs all the possiblemeasurements required or desired in modern fog research.In the following, the main instrument types as well as theirchief advantages and disadvantages are discussed briefly.

Fog Collectors

At the lower end of the sophistication range, passive foggauges are often used to collect fog water, be it for thedetermination of fog water volume or for subsequent chem-ical analysis. Many different types of fog gauges are avail-able, ranging from a wire-mesh cylinder placed on topof a rain gauge (“Grunow type”; Russell, 1984), to wire“harps” made of teflon strings within a square frame (Good-man, 1985) or a cylinder (Falconer and Falconer, 1980),cylindrical aluminum louvered screens (Juvik and Nullet,1995b), and “standard” fog collectors (SFC) consisting of a1 m2 polypropylene net (Schemenauer and Cereceda, 1994).

Usually, the extra catch recorded by a fog collector overthat of an adjacent rain gauge is attributed (and equated) to“fog”. However, passive fog collectors suffer various lim-itations: their efficiency is dependent on prevailing windspeeds; they are not specific to fog in situations wherefog and (wind-driven) rain occur simultaneously; and, bynature, they are unable to adequately mimic the complexi-ties of (tall) live vegetation in all but the simplest cases(Joslin et al., 1990; Bruijnzeel, 2001). Two-dimensionalscreens or harps have the added disadvantage of not present-ing the same silhouette and configuration in different winddirections. Adding a protective cover may eliminate somebut not all wind-driven rain in particularly wind-exposedsituations (Juvik and Nullet, 1995b). For particularly windysituations, Daube et al. (1987) proposed a wire harp collec-tor placed within a rain-proof box in which the air flow isrestricted by two baffles. The front baffle causes the pass-ing air to accelerate and project heavy rain drops againstthe rear baffle where they are drained away. The lighter fogdroplets are blown onward to impact against the collectingharp (Hutley et al., 1997). Cylindrical gauges, on the otherhand, generally represent a much smaller surface area thanthe “standard” fog collecting screen and the latter may thusgenerate measurable volumes of fog water where fog liquidwater content is low or winds are light (Schemenauer andCereceda, 1995).

Passive fog collectors are therefore used best as compara-tive instruments for site characterization, and should ideallybe protected against direct rainfall and equipped with arecording device to evaluate the timing and frequency offog. Nevertheless, caution is needed when interpreting dataobtained in this way. For example, using Grunow-typefog gauges to characterize (potential) fog interception aspart of a transect study in Panama (Figure 5), Cavelier

500

300

700

1100

1500

1900

2300

1500

2500

3500

4500

5500

6500

Rainfall (mm) Fog interception (mm)

400

600

800

1000

1200

Alt

itu

de

(m a

.s.l.

)

Windward slopesLeeward slopes

Figure 5 Variation in rainfall and ‘fog interception’ withaltitude in the Central Cordillera of Panama (modified fromCavelier et al., 1996)

Abbildung 5.5: Nebelhaufigkeit (mittlere Anzahl der Tage eines Monats, die zur angegebenen Stunde Nebel aufwei-sen) auf dem Flugplatz Dubendorf 1938–44. Aus Bruijnzeel, Eugster, und Burkard (2005) nach Zingg (1944) undSchuepp (1950).

KAPITEL 5. NEBEL 68

Nebst der Tropfengrossenverteilung ist die Nebelhaufigkeit eine wichtige Grosse. Abb. 5.5zeigt am Beispiel von Dubendorf, wie in der Schweiz Nebel (in diesem Fall typischerweise Bo-dennebel oder machtigerer Strahlungsnebel) im Tages- und Jahreszyklus auftritt.

Deutlich haufiger tritt Nebel in tropischen Bergnebelwaldern auf. Abb. 5.6 zeigt ein Beispielaus dem Bergnebelwald von Puerto Rico.

Time of day

Pro

babi

lity

of fo

g [%

]

0 4 8 12 16 20 24

020

4060

8010

0

Abbildung 5.6: Tageszyklus der Nebelhaufigkeit (gefullte Symbole) und der Haufigkeit dichten Nebels (Sichtweiteunter 200 m, offene Symbole in einem Bergnebelwald in Puerto Rico. Aus Eugster et al. (2005).

5.4 Wassergehalt und Sichtweite

Abbildung 5.7: Zusammenhang zwischen Flussigwassergehalt und Sichtweite nach Eldrige (1971) aus Wanner(1979).

Zwischen Sichtweite im Nebel und dem Flussigwassergehalt besteht ein Zusammenhang.In jedem Fall ist aber auch im Nebel der mengenmassige Anteil von gasformigem Wasser vielgrosser als derjenige des flussigen Tropfenwassers.

KAPITEL 5. NEBEL 69

Ein Beispiel: bei 5 C enthalt gesattigte Luft rund 6.8 g m−3 Wasserdampf. Ein sehr dichterNebel bringt zusatzlich knapp 0.5 g m−3 flussiges Wasser (ein typischer Nebel hat eher um 0.3g m−3 flussiges Wasser). Wenn sich nun die Luft um 1 C erwarmt, betragt die Wasserdampf-kapazitat der Luft bereits 7.3 g m−3. Das heisst: das flussige Nebelwasser hatte vollstandig inForm von Wasserdampf

”Platz“ und der Nebel durfte sich auflosen.

Da Wassertropfen das sichtbare Licht viel starker absorbieren und streuen als Wasserdampf,hat das wenige Nebelwasser einen viel starkeren Einfluss auf die Sichtweite als der dominanteWasserdampf.

5.5 Mehrjahrige Variabilitat der Nebelhaufigkeit

Nebel ist von Jahr zu Jahr einer ausserst grossen Variabilitat unterworfen, wie Abb. 5.8 zeigt.

Abbildung 5.8: Stadt Bern: Gang der jahrlichen Nebelhaufigkeiten von 1760 bis 1975 (funfjahrige ubergreifendeMittel). Nach Moser (1972), erganzt in Wanner (1979).

KAPITEL 5. NEBEL 70

5.6 Geografische Verbreitung

0 10 20 30 40 50 60Nebeltage Oktober-März

200

400

600

800

1000

1200

1400

Mee

resh

öhe

[m ü

. M.]

Bodennebelzone

nebelarme Zwischenzone

Hochnebelzone

nebelarme Hangzone

Hangnebelzone

Ost

West

Ost

West

Abbildung 5.9: Hohenverteilung der mittleren Nebelhaufigkeit auf der Alpennordseite. Fur Intervalle von 100 zu 100m wurde der Stationswert dargestellt. Nach Troxler und Wanner (1991), verandert.

Abbildung 5.10: Nebelkarte der Schweiz. Art und Haufigkeit des Morgennebels, Mitteldarstellung der Winterhalb-jahre 1970/71 bis 1974/75, Monate Oktober bis Marz, Beobachtung zwischen 07:00 und 08:00 Uhr. Aus Troxler undWanner (1991).

6. Mikroklima von Wald, Wieseund Ackerland

Abbildung 6.1: Schema der Vegetationsbrise (Flurwinde). Der Druckgradient wird durch den Kontrast der Feuchte-und Temperaturverhaltnisse zwischen Wald und Lichtung erzeugt. Dies fuhrt zu einer lokalen atmospharischen Zir-kulation, die sich zwischen den beiden Vegetationsoberflachen ausbildet. Aus Avissar, Ramos da Silva, und Werth(2004).

Abbildung 6.2: Unterschiede der Tagessschwankungen der Temperaturen im offenen Land im Vergleich zum Stamm-raum verschiedener Waldtypen (Beech = Buche; Fir = Weisstanne; Pine = Fohre). Aus Geiger, Aron, und Todhunter(1995).

71

KAPITEL 6. MIKROKLIMA VON WALD, WIESE UND ACKERLAND 72

been widely used in the constant flux layer over a roughsurface or above canopy (Massman 1987; Mahrt et al.2000; Monteith and Unsworth 1990; Raupach 1992; Sut-ton 1953), to within-canopy flow and established rela-tionships between these fundamental profiles. However,Yi et al. (2005) did not adequately address the physicsbehind their formulation. Also, this new formulationhas not been adequately validated by the experimentsconducted at the Niwot Ridge AmeriFlux site since tur-bulent fluxes were measured only in the tree trunkspace and above canopy and not in the upper canopylayer. In this paper, the formulation is rationalized intoa theoretical framework, and the consistency betweentheoretical predictions and observations is tested utiliz-ing previously published data (see appendix).

2. Theoretical background

This section addresses 1) the classic hypotheses andbasic characteristics of turbulent flow above canopy; 2)why Prandtl’s mixing length theory is successful in de-scribing the basic characteristics of airflow near mostnatural surfaces, but not within canopy; 3) the limita-tion of the widely used, Inoue model; and 4) the weak-nesses of the higher-order closure approach.

a. The classic hypotheses and flow above canopy

Most hypotheses postulated in boundary layer theoryendeavor to establish a relationship between Reynoldsstresses and mean velocity (Schlichting 1960). The mainempirical hypotheses are summarized as follows:

uw u2

* Km

u

z, K theory, proposed by Boussinesq in 1877, 1

2 | u

z |u

z, mixing length theory, developed by Prandtl in 1925, and 2

cDu2, proposed by Prandtl in 1932 based on the velocity-squared law, 3

FIG. 1. Fundamental patterns of wind speed and the Reynolds stress within and above canopy and their governing equations.

JANUARY 2008 Y I 263

Abbildung 6.3: Sobald die Vegetation eine gewisse Hohe hat, sind zusatzliche Prozesse innerhalb der Pflanzendeckezu berucksichtigen. Aus Yi (2008).

Abbildung 6.4: Typische mikroklimatische Vertikalprofile in der Vegetation und daruber. Nach Saugier et al. ausKozlowski (1983).


6.1 Interaktionen zwischen Vegetation und Atmosphare

Sobald die Bodenoberflache nicht vegetationslos ist, stellt sich ein Problem mit der ganz zuBeginn erwahnten Definition der Energiebilanz (Kap. 4.2). Nun wird namlich die einfallendeStrahlung nicht mehr innerhalb weniger Mikrometer unter der Bodenoberflache umgesetzt,sondern in einem bedeutend grosseren Volumen, wie Abbildung 6.5 zeigt.

Abbildung 6.5: Energiebilanz einer Vegetationsschicht. Aus Oke (1987).

Die auf Seite 48 dargestellte Energiebilanzgleichung (4.1) wird in Abb. 6.5 durch zwei Termeerganzt:

Q∗ = QG + QE + QH + ∆QS + ∆QP , (6.1)

mit ∆QS = Warmespeicherung innerhalb der Vegetationsschicht (netto), ∆QP = biochemischeEnergiespeicherung infolge Photosynthese (netto).

Zudem wurde noch ein Advektionsterm ∆QA eingetragen, den wir wiederum vernachlassi-gen in unserer Betrachtung. Der Photosyntheseterm ∆QP ist meist klein (in der Grossenordnung<5% der Nettostrahlung), da das Chlorophyll nur sehr selektiv auf zwei Wellenlangenbereichenabsorbieren kann (vgl. Abb. 6.6).

Ebenso muss ∆QS als relativ klein angesehen werden bei kurzer Vegetation, kann aber wiebereits erwahnt in Waldern gut 10% der Nettostrahlung betragen. Sehr wichtig ist hier dieTatsache, dass durch die relativ lange Absorptionsstrecke der Strahlung praktisch keine Energiemehr bis zum Boden vordringt (vgl. Abb. 6.6). In tropischen Regenwaldern kann zum BeispielQG ganz vernachlassigt werden! Diese lange Absorptionsstrecke innerhalb einer Vegetations-schicht hat zur Folge, dass die Temperaturschichtung innerhalb der Vegetation kaum von derneutralen Schichtung abweicht.


Abbildung 6.6: Links: Absorptionsspektra verschiedener Blattpigmente (aus Jones 1992); rechts: Strahlungsab-schwachung in eine borealen Birken-Fichten-Mischwald und in einer Mahwiese (aus Larcher 1980).

6.2 Der Blattflachenindex LAI

Eine wichtige Grosse im Zusammenhang mit der Lichtabsorption ist der Blattflachenindex (LeafArea Index, LAI):

LAI =Gesamtsumme der Blattflachen

Bodenflache(6.2)

Fur die Bestimmung des LAI wird nur eine Seite des Blattes verwendet, und nur grune Blattervon Gefasspflanzen werden berucksichtigt. Der LAI soll somit ein Mass sein fur die photosyn-thetisch aktive Oberflache mit Spaltoffnungen, die sich je nach Umgebungsbedingung offnenund schliessen.

Der LAI ist auch fur die Lufthygiene wichtig, da uber Flachen mit Vegetationsbewuchs dieReaktionsflache zwischen Boden/Vegetation und Luft sehr stark durch den LAI bestimmt wird.Vielfach wird z.B. vom Laubwald (LAI hoch) dessen Filterwirkung fur Staubpartikel gelobt (z.B.bei Alleen entlang befahrener Strassen). Zudem werden viele gasformigen Schadstoffe wie NO,NO2 und O3 massgeblich via die Spaltoffnungen der Pflanzen aufgenommen und somit aus derAtmosphare entfernt.

Der LAI liegt normalerweise im Bereich von 0 (ohne Vegetation) bis ca. 12 (tropischer Regenwald-Dschungel). Typische Werte sind in Tabelle 6.1 aufgelistet. Gemessen wird der LAI entweder miteinem Planimeter (aufwandige Arbeit, aber sehr exakt), oder mit einem optischen Instrument,das auf der Messung der relativen Lichtabsorption basiert.


Tabelle 6.1: Typische Werte und Bereiche des Blattflachenindex. Auszug aus Larcher (1994), S. 129.

BlattflachenindexVegetationseinheit Spanne Haufigster Wert

[m2·m−2] [m2·m−2]Kontinente 4.3Tropische Regenwalder 6–16 8Regengrune Walder 5Sommergrune Walder 3–12 5Immergrune temperate Walder 5–14 12Boreale Walder 7–15 12Trockenbusch und Hartlaubgeholze 4–12 4Savannen 1–5 4Wiesen und Steppen 3.6Tundra und Gebirge 0.5–2.5 2Strauchwusten 1Trockenwusten, Eis 0.05Landwirtschaftliche Pflanzungen 4–12 4Sumpfe, Marschen 7

6.3 Lichtabsorption

Abbildung 6.7: Strahlungsabsorption gemass dem Beer-Lambertschen Absorptionsgesetz. Φ ist die Strahlungsfluss-dichte (z.B. Globalstrahlung K↓). Aus Jones (1992).

Die Strahlungsabsorption ist abhangig von der Blattstellung (Abb. 6.7). Die Lichtabsorption(Abb. 6.7) in einem Bestand kann beschrieben werden mit einem Exponentialmodell nach Monsiund Saeki (1953):

I = I0 · e−k·LAI (6.3)


mit I = Intensitat der Strahlung in einem bestimmten Abstand vom Oberrand der Pflanzendecke,I0 = Strahlungsintensitat im Freien, k = Extinktionskoeffizient (spezifisch fur Vegetationstyp)und LAI = Blattflachenindex, kumulativ von oben gerechnet. Fur I0 wird z.B. K↓ eingesetzt(Pyranometer-Messung).

Senkrechte Blattstellungen haben vor allem grasartige Pflanzen (z.B. Getreidefelder), hori-zontale finden sich bei Laubbaumen und Krautern. Fur den Bodenwarmefluss spielt es also eineRolle, wie die Vegetation beschaffen ist. Grasartige mit einem grossen Anteil senkrecht gestellterBlatter haben einen Extinktionskoeffizienten k von unter 0.5, wahrend Pflanzen mit breiten undhorizontal ausgerichteten Blattern ein k von mehr als 0.7 haben konnen (z.B. Kleefeld, Wald).

Bei Nadelbaumen ist der LAI sehr hoch wegen der runden Form der Nadeln und der hohenAnzahl der Nadeln pro Grundflache. Das Licht wird aber nicht so stark absorbiert, wie der LAIerwarten lasst. Man behilft sich deshalb mit einem Clumping Factor, um dies auszugleichen.Statt einem Wert von 1.0 wie bei Laubwald setzt man einen Wert von 1.48 (europaische Larche)bis 1.67 (fur Fichte) ein, um das Licht-Absorptionsprofil bestimmen zu konnen (Gower undNorman 1990).

Abbildung 6.8: Beeinflussung der kurzwelligen Ruckstrahlung durch unterschiedliche Oberflachenbedeckungen, derso genannte . Aus Bendix (2004).

6.4 Wurzeltiefe

Eine weitere Grosse, die durch die Vegetation bestimmt wird, ist die Evapotranspiration: in Tro-ckenraumen (z.B. Sahel, Halbwusten) verkrustet die Bodenoberflache infolge Salzausscheidun-gen vielerorts, so dass kaum Wasser von tieferen Bodenschichten fur die Evaporation aus demBoden zur Verfugung steht. Spezialisierte Straucher und Krauter haben jedoch Wurzeln, die bisins Grundwasser hinunter reichen. Entsprechend dem Wasserangebot in 1 und mehr MeternTiefe transpirieren diese Pflanzen, was QE um mehr als eine Grossenordung anwachsen lasstgegenuber vegetationslosen Flachen innerhalb derselben Klimazone.

Fur die Vertiefung sei auf den Wurzelatlas von Kutschera (1960) und Kutschera und Lichte-negger (1992) verwiesen.


Abbildung 6.9: Temperaturen am Mittag (links) und in der Nacht (rechts) in einem Weinberg. Aus Geiger, Aron, undTodhunter (1995).

Abbildung 6.10: Wassertransport im Wurzelsystem einer Wermuth-Pflanze am Tag, und Richtungsumkehr in derNacht. Aus Larcher (1994).

6.5 Stomatenaktivitat

Abbildung 6.12 zeigt den Weg des Wassers in der Pflanze beginnend bei der Aufnahme durchdie Wurzeln und die transpirative Abgabe vom Blatt durch die Stomata (Spaltoffnungen auf derBlattunterseite).

Nur wahrend Trockenperioden kann der nicht stomatar kontrollierte Wasserverlust domi-nant werden (Verwelken der Pflanze). Pflanzen, die an Trockenstandorte angepasst sind, habenentsprechend gebaute Blatter (z.B. Nadeln, Hartlaub, Dickblatt oder Stammsukkulenz) und kon-trollieren via reduzierte Transpiration ihren Wasserverlust (Abb. 6.13).


Abbildung 6.11: Unterseite einer Heidelbeerpflanze und deren Spaltoffnungen. (A) Junges Blatt (11. Marz) ohneWachsstabchen. (B, C) Voll entwickeltes Blatt Ende Marz mit Wachsstabchen. (D) Blatt Mitte Mai, die Wachsstabchensind verschwunden, dafur haben sich etliche durch Wiederablagerung um die Stomatenoffnung neu formiert. AusDavies und Albrigo (1983).

Abbildung 6.12: Von der Wurzel zur Spaltoffnung. Aus Jones (1992).


Abbildung 6.13: Tagesgang der Energiebilanzkomponenten in verschiedenen Okosystemen. Aus Bendix (2004).


6.6 Getreidefelder

Abbildung 6.14: Einfluss eines Niederschlagsereignisses auf das Mikroklima eines Getreidefeldes. Aus Bendix (2004).

Abbildung 6.15: Oben: Ausnutzung der Thermik uber Getreidefeldern durch den Schwalbenschwanz Papiliomachaon. Unten: Hochsteigen im Aufwind vor Baumgruppen beim Schillerfalter Apatura iris. Die Falter fliegen inbeiden Fallen mit Ruckenwinden. Aus Gatter (1981).


6.7 Windschutzstreifen

6.7.1 Einfluss kunstlicher Windschutzstreifen.

Geiger et al. (1995) geben auf Seiten 431–445 einen guten Uberblick uber den Einfluss kunstli-cher Windfange auf das Mikroklima. Viele Arbeiten daruber stammen aus der Schweiz und sinddeshalb fur die Gelandeklimatologie in landwirtschaftlich genutzten Gebieten recht bedeutend.

Abbildung 6.16: Der Einfluss eines Windschutzstreifens auf die Windgeschwindigkeit (in Prozent der Anstromungs-geschwindigkeit) als Funktion der Dichte des Streifens. Aus Geiger et al. (1995).

Abbildung 6.17: Seiteneffekte eines Windschutzstreifens. Aus Geiger et al. (1995).


Es zeigt sich, dass sich der horizontale Einflussbereich eines Windfangs linear mit der Hohedesselben vergrossert. Abb. 6.16 zeigt das Beispiel der Windgeschwindigkeitsreduktion durcheinen Windschutzstreifen, der rechtwinklig zur Windrichtung steht. Abweichungen bis zu±45 vondieser Windrichtung erzielen immer noch dasselbe Resultat. Ist der Windschutzstreifen sehrdicht, verhalt er sich wie eine Wand oder Mauer: starke Reduktion der Windgeschwindigkeitunmittelbar nach dem Hindernis, aber mit recht kleinem horizontalen Wirkungsbereich. Diebesten Ergebnisse fur das Mikroklima werden bei einem Windschutzstreifen mittlerer Dichte(35–40% Durchlassigkeit) erreicht.

Wird ein Windschutzstreifen (oder auch ein Wald oder Waldchen) nicht rechtwinklig uber-stromt, entstehen Seiteneffekte. Im Beispiel in Abb. 6.17 wird nur innerhalb der 20 m ent-lang des Windschutzstreifens eine reduzierte Windgeschwindigkeit gemessen, weiter weg ver-grossert sich sogar die Windgeschwindigkeit (Duseneffekt: die am Hindernis gestaute Luft mussirgendwohin und wird dort beschleunigt, wo kein Hindernis ist).

Abbildung 6.18: Der Einfluss eines Hindernisses auf die wichtigsten mikrometeorologischen Faktoren. Die horizontaleAchse ist die Distanz als Vielfaches der Hindernishohe h. Die vertikale Achse zeigt das Verhaltnis zwischen derMessgrosse hinter dem Hindernis und einem ungeschutzten Vergleichsmesspunkt (Temperaturen in C). Aus Geigeret al. (1995).

Abb. 6.18 stellt eine Ubersicht uber die wichtigsten Messgrossen dar. Grundsatzlich kannalso innerhalb einer Distanz des 10–12-fachen der Windschutzstreifenhohe eine Verbesserungdes Mikroklimas erwartet werden. In der Nacht wird durch die Einschrankung der Himmelssichtdie langwellige Ausstrahlung reduziert, was eigentlich zu einer Verkleinerung der nachtlichenAbkuhlung fuhren sollte. Da aber gleichzeitig die Turbulenz reduziert wird, resultiert in der Nachtdennoch eine geringfugig tiefere Lufttemperatur (Abb. 6.18). Tagsuber kann die Temperaturder obersten 2 cm des Bodens im Mittel um rund 2 C erhoht werden. Dies ist einerseits aufdie reduzierte Turbulenz, andererseits aber auch auf die reduzierte Evapotranspiration zuruck-zufuhren.

In komplexem Gelande kann jedoch auch ein negativer Einfluss eintreten, wenn sich nacht-liche Kaltluft hinter Windschutzstreifen ansammelt und nicht mehr abfliessen kann (z.B. in Reb-


gebieten unerwunscht). Grundsatzlich sind jedoch Windschutzstreifen und Hecken auch auslandschaftsokologischer Sicht wertvoll, auch wenn im Einzelfall der Netto-Effekt auf das Mikro-klima nicht signifikant positiv sein sollte.

6.8 Exkurs: Bioklimatischer Querschnitt eines Larchen-Arvenwaldes

Analysieren Sie den bioklimatischen Querschnitt durch einen Larchen-Arvenwald in Abb. 6.19.

Abbildung 6.19: Bioklimatischer Querschnitt durch das Untersuchungsgebiet”Subalpiner Larchen-Arvenwald“ (Lich-

tung Poschach/Obergurgl) von NNE (links) nach SSW (rechts). Aus Aulitzky et al. (1982).


Tabelle 6.2: Legende zu Abb. 6.19.


Abbildung 6.20: Bodentemperaturen in drei Tiefen unter drei verschiedenen Vegetationstypen. Aus Geiger, Aron,und Todhunter (1995).

6.9 Aktuelle vs. Potenzielle Vegetation

Abbildung 6.21: Konzeptuelles Modell des Verhaltnisses zwischen direkten Gradienten (Nahrstoffe, Feuchte, Tempe-ratur), deren Umweltfaktoren (Klima, Geologie, Topographie) und der potenziell naturlichen Vegetation, sowie derProzesse, die die potenzielle mit der aktuellen Vegetation verbinden. Die Dicke der Linien zeigt die Starke der Be-ziehung auf. Kreise umfassen einen Gruppe von Prozessen. Zum Beispiel kann das naturliche Storungsregime Feuer,Uberflutug, Krankheiten, Windwurf usw. enthalten. Abgeandert nach Franklin (1995) aus Wilby und Schimel (1999).

7. Landnutzung und Klimader Grenzschicht

Wechselwirkungen zwischen Klimaänderungen und Landoberflächen- und Bodennutzungsänderungen

ÖkosystemePflanzengesell-schaften

LandnutzungBodenoberfläche

Zusammensetz-ung der LuftKlima

MenschAgrartechnik

LokalklimaRegionalklima

Anthropog.Emissionen

ParameterParameter

Mikrobiolog.Prozesse

Vulkanismus, Sonnenstrahl.

Regionales Klima

Globales Klima

Lokales Klima

Ökosystem

>1000 - 10’000 km>2000 km Wochen-MonateReservoir-Austauschprozesse

10 - 5000 km200 - 3000 mTage - 1 MonatEmission, Deposition, Meteor.

100 m - 500 km10 - 500 mStunden - TageEmission, Meteorologie

Skalen

Abbildung 7.1: Wechselwirkungen zwischen Klima- und Landoberflachenveranderungen. Links: Einflussfaktoren;rechts: Hierarchie der Massstabsbeziehungen. Aus Schichler (2002).

Wechselwirkungen zwischen Systemkomponenten werden typischerweise mit kyberneti-schen Regelkreisen dargestellt (Abb. 7.2). Der Begriff Kybernetik ist uns eher bekannt aus demEnglischen (cybernetics), meist in der abgekurzten Form

”cyber“ wie z.B. in

”cyberspace“. Die

Kybernetik ist die Wissenschaft der Kommunikation und automatischen Kontrollsystemen inMachinen und belebten Systemen. Im deutschen Sprachraum hat v.a. Frederic Vester (z.B. Ves-ter 2007) diesen systemischen Ansatz popularisiert.

38 Schlesinger: Equilibrium and transient climatic warming

6

Rf 5

Negative -OY Feedback

4

3

12

f

- I o o.'2 ' o'.6 '

-$

-0

-I.0

Positive Feedback . f

/ /

/ /

Fig. 4. Ratio Rf = ATs/(ATs) o of the surface temperature change with feedback AT s to the surface temperature change without feedback (ATs) o versus the feedback f. The dash-dot line represents the physically unrealistic case where the positive feedback exceeds unity and the sign of the response is opposite to the sign of the forcing. (From Schlesinger 1985)

which range from 0.0142 K/(Wm -2) for Newel1 and Dop- plick (1979) to 0.195 K/(Wm z) for Callendar (1938), and the values of f which range from 0 for C allendar (1938) to 0.941 for Mrller (1963). The zero-feedback gain Go varies in these studies as a result of the different surface fluxes which are included in the model, e.g., Callendar (1938) considered only the upward flux of longware radiation while Newell and Dopplick (t979) considered in addition the downward solar radiation and the upward sensible and latent heat fluxes, and as a result of the differences in the surface temperature and humidity of the 1 x C O 2 equilibrium climate. The feedback f varies in these studies as a result of the different surface fluxes which are included in the models and the prescribed dependence of these processes on the state of the overlying atmosphere. The feetback is the most important contribution to the wide range in AT~ given by SEBMs. This has been illustrated by Schlesinger (1985) by using the assumption that the differences in temperature and absolute humidity between the surface and atmosphere were constant in the SEBM of Newell and Dopplick (1979), rather than the assumption made by Newell and Dopplick that the atmospheric temperature and absolute humidity were constant. This re- vised treatment of the overlying atmosphere gave the same value of Go as obtained by Newell and Dopplick, but a value o f f = 0.973 for a surface wind speed of3ms 1 compared with f = 0.134 of Newell and Dopplick (1979).

Because of the inherent difficulty in specifying the behavior of the atmosphere in terms of the surface temperature in SEBMs, i.e., I(T~), and the large sensitivity of AT~ in SEBMs to this specification, it is preferable to use models which calculate the atmosphere's behavior based on the fundamental laws of physics.

Before turning our attention to these physically-based models, it is useful to consider the planetary energy balance model for which

1 i ap N = S - e a ~

4

where S is the solar constant, % the planetary albedo, a the effective emissivity of the Earth-atmosphere system and ~ the Stefan-Boltzmann constant. For this model ATs is given by Eq. (1) with

and

o=_(0Nt -1_ \OT~/ (1 - %) S (2)

f = Go 2; ON dlj (3) j oIj dT~

where Ij are again the internal variables of the climate system9 It can be seen here that the feedback depends on

Abbildung 7.2: Links: Klassischer Regelkreis mit den gangigen kybernetischen Bezeichnungen. Aus Vester (2007).Rechts: Effekte der Ruckkopplung (Feedback) im Klimasystem am Beispiel der Oberflachentemperatur. Rf ist dasVerhaltnis zwischen der Temperaturanderung mit Berucksichtigung von Ruckkopplungsprozessen und derjenigenohne deren Berucksichtigung. Rf = 1 bedeutet, dass Ruckkopplungsprozesse unbedeutend sind. Aus Schlesinger(1986).

86

KAPITEL 7. LANDNUTZUNG UND KLIMA DER GRENZSCHICHT 87

Ccrst/c LUCC

DQA

S

Ta

ToDQS

Tc

u, v

QH

QE

ETAE

R autoP

QG

Ts

Cs

I

w

dv

Hetero-genität

DQP

zo LAIfc

K

L

KE

aAb-fluss

Ero-sion

L¯ K¯

Q*

N

v

++

+

+

+

++

+

+

-

-

-

-

-

-

+

+++

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

- +

++

-+/

-

-

+

+

+

+

-+/

-

-

-

+

-+/

+

=

=

=

=

Abbildung 7.3: Schema der Biosphare–Atmosphare–Interaktionen wie sie in einem komplexen Modell reprasentiertsind. Mit + und – sind positive und negative Ruckkopplungen zwischen den einzelnen Grossen angedeutet. AusSchichler (2002).

Atmosphäre

Biosphäre

Atmosphärensystem

Ökosystem

Anthroposphäre

Landnutzungsystem

ABHOLZUNG: Trop. Regen-wald wird abgebrannt,die gerodetenFlächen sich selbst überlassen

N

zo

QH

a

LAI

Q*

T

Bewölkung

Interzeption I

u, v, w

ET+

+

+

+

+

-

-

-

-

+

+

Atmosphäre

Biosphäre

Atmosphärensystem

Ökosystem

Anthroposphäre

a

To Landnutzungsystem

zo

Bodenfeuchte S

K¯

fc

Bewölkung

QE

Q*

Desertifikation

ET

N

++

+

+

+

+

+

-

-

Abbildung 7.4: Veranderung der Energiebilanz der Erdoberflache bei Abholzung (links) und Desertifikation (rechts).Aus Schichler (2002).


Atmosphäre

Biosphäre

Atmosphärensystem

Ökosystem

Anthroposphäre

Landnutzungsystem

Ersetzen der natürlichen Vegetation (Wald, Prairie-gras) durch Agrokulturen

a

fc

N

Q*

LAI

Ta

zo

b r u, v w,

+

++

+

+

-

-

-

Atmosphäre

Biosphäre

Atmosphärensystem

Ökosystem

Anthroposphäre

Ta

Landnutzungsystem

Bewölkung

QE

Entwässerungsgebiet:die Everglades werdenurbanisiert und kultiviert

N

b

ET

in anderen Gebieten

weniger Gewitter

Verteilung von Landschaftselementen

u, v, w

QH

+

-

++

+

-

Abbildung 7.5: Veranderung der Energiebilanz der Erdoberflache bei der Landgewinnung fur Landwirtschaft (links)und bei grossflachiger Entwasserung (rechts). Aus Schichler (2002).

6

Abb. 1:

Trends (Sym

ptome) des G

lobalen Wandels und B

eziehungsgeflecht am B

eispiel derE

inwirkungen auf die R

egelungsfunktionen der Biosphäre (W

BG

U 2000).

Abbildung 7.6: Eine ganzheitliche Betrachtung gekoppelter Systeme. Dargestellt ist das Beispiel, wie Landnutzungs-veranderungen das System beeinflussen. Startpunkte sind die beiden Kastchen

”Konversion naturlicher Okosysteme“

und”Gen- und Artenverlust“. Aus Fraedrich (2000) nach Beese et al. (1999).


Abbildung 7.7: Gebiete der Schweiz, die massgeblich durch die im 19. Jahrhundert durchgefuhrten oder begonne-nen Korrekturen der Alpenflusse gepragt sind. Die Jahreszahlen zeigen den (nicht immer exakt eruierbaren) Beginnder Arbeiten an. Aus Eugster und Schneider (2006).

A B E F G H I J

-250

-200

-150

-100

-50

0

50

100

A B E F G H I J

-30-20-10

0102030

100110

14:00, 4. Juli (Tag)

2:00, 5. Juli (Nacht)

Moos⇓

Äckerund Felder

⇓

Wald⇓

Schwemm-flächen„Grien”

⇓

Rebland⇓

Rebland⇓

Moos⇓

Wasser⇓

Wald moderne Landwirtschaft(Ackerland, wenig Wiesland)

vorher:

heute:

Q* QG QE QH

Abbildung 7.8: Veranderung der Energiebilanz im Seeland infolge der Juragewasserkorrektionen fur typische Land-nutzungsanderungsmuster bei hochsommerlichen Schonwetterbedingungen. Nach Schneider, Eugster, und Schichler(2004), verandert.


Climatic Change (2007) 80:301–321 311

Local TimeLocal TimeLocal TimeLocal Time

00:00 03:00 06:00 09:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00

0.0

0.2

0.4

ΔT

[oC

]

Jan

Apr

Jul

Oct a

Local TimeLocal TimeLocal TimeLocal Time

00:00 03:00 06:00 09:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00

0.0

0.1

0.2

Δr

[g k

g]

Jan

Apr

Jul

Oct b

00:00 03:00 06:00 09:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00

0.2

0.4

0.6

ΔTS

[o

C]

Jan

Apr

Jul

Oct c

Fig. 7 Same as Figure 5 but for(a) air temperature, (b) mixingratio, and (c) surface temperature.T: air temperature at 2 m; r:mixing ratio at 2 m; TS: surfacetemperature

were 0.28, −0.15, −0.06, and 0.14 C in JAJO, respectively. In general, warmer conditionswere simulated in the entire study area during the cold season, whereas during the warm sea-son a cooling was simulated all over the study area apart from the deforested part. Althoughwith snow cover present, the albedo in deforested areas is higher than in forested areas, thisonly had a minor effect on the temperature since there is normally no permanent snow coverin the study area. In this part of Switzerland, mild oceanic winters are predominant.

The warmer night-time conditions also influenced the freeze conditions in the study area.Under past land-use conditions, the duration of periods of sub-zero temperatures (T < 0 C)averaged over the study area was 277.9 hours in January and 8.4 hours in April. In contrastto past conditions, sub-zero temperatures in the study area under present land-use conditionsonly occurred during 266.6 and 5.0 hours on average in January and April, respectively. Thiscorresponds to relative changes of −4.1% (Jan) and −40.5% (Apr). Due to the limited lengthof periods with freezing conditions in April, the large relative change just expresses that thistype of land-use changes shifted April more towards frostless months. Conversely, in January,the change in the duration of periods of sub-zero temperatures gives a good measure for theimpact of the land-use and land-cover changes on the freezing conditions in the study area.

Temperature changes were also simulated several hundred meters above ground in thestudy area. Figure 8 shows the mean nocturnal and daytime changes (present – past) in the

Springer

Abbildung 7.9: Modellierte Veranderung der 2-m Temperatur (T ), der Feuchte (Wasserdampf-Mischungsverhaltnisr) und der Bodentemperatur (TS) infolge der Juragewasserkorrektionen. Die Werte zeigen jeweils die Differenzzwischen Model mit heutiger und Modell mit historischer Landnutzung. Aus Schneider und Eugster (2007).


langwellige

Ausstrahlung

Bewölkung

langwellige

Einstrahlung

kurzwellige

Einstrahlung

Feuchte der ob.

Troposphäre

bodennahe

Luftfeuchte

Entrainment an

ABL-Obergrenze

Konvektion,

atm. Instabilität

ABL Mischungs-

schichthöhe

Luft-

temperatur

Boden- & Ober-

flächentemp.

feuchtstatische

Energie

Verdunstungs-

Wärmestrom

fühlbarer

Wärmestrom

Boden-

Wärmestrom

reflektierte

Sonnenstrahlg.

Strahlungs-

Bilanz

AlbedoOberflächen-

Rauigkeit

Wärme-

Kapazität

thermische

Leitfähigkeit

Vegetations-Eigenschaften Boden-Eigenschaften

Abbildung 7.10: Ruckkopplungsmechanismen, die fur die lokale und regionale Klimaveranderung als Funktion einerLandnutzungsanderung von Bedeutung sind (ohne Niederschlagsprozesse). Ausgezogene Pfeile zeigen eine positive(verstarkende), gestrichelte eine negative (dampfende) Ruckkopplung an. Die graue Umrandung zeigt die Modell-grenzen, die beiden Kasten darunter zeigen die externen Wirkungsfaktoren Vegetationseigenschaften (bestehendaus Albedo und Oberflachen-Rauigkeit) und Bodeneigenschaften (Warmekapazitat und thermische Leitfahigkeit),uber die heutige und fruhere Landnutzung dem Modell bekannt gemacht werden. Aus Eugster und Schneider(2006), verandert nach Schneider und Eugster (2005).


langwellige

Ausstrahlung

Bewölkung

langwellige

Einstrahlung

kurzwellige

Einstrahlung

Feuchte der ob.

Troposphäre

bodennahe

Luftfeuchte

Entrainment an

ABL-Obergrenze

Konvektion,

atm. Instabilität

ABL Mischungs-

schichthöhe

Luft-

temperatur

Boden- & Ober-

flächentemp.

feuchtstatische

Energie

Verdunstungs-

Wärmestrom

fühlbarer

Wärmestrom

Boden-

Wärmestrom

reflektierte

Sonnenstrahlg.

Strahlungs-

Bilanz

AlbedoOberflächen-

Rauigkeit

Wärme-

Kapazität

thermische

Leitfähigkeit


langwellige

Ausstrahlung

Bewölkung

langwellige

Einstrahlung

kurzwellige

Einstrahlung

Feuchte der ob.

Troposphäre

bodennahe

Luftfeuchte

Entrainment an

ABL-Obergrenze

Konvektion,

atm. Instabilität

ABL Mischungs-

schichthöhe

Luft-

temperatur

Boden- & Ober-

flächentemp.

feuchtstatische

Energie

Verdunstungs-

Wärmestrom

fühlbarer

Wärmestrom

Boden-

Wärmestrom

reflektierte

Sonnenstrahlg.

Strahlungs-

Bilanz

AlbedoOberflächen-

Rauigkeit

Wärme-

Kapazität

thermische

Leitfähigkeit


Treibhaus-Effekt

Albedo-

Effekt

spezieller

Vegetations-

Effekt

Bodenminerali-

sierungs-

Effekt

Abbildung 7.11: Die drei positiv ruckgekoppelten Wirkungskreise (oben) und die wichtigsten Prozesse, die dieseWirkungskreise steuern. Aus Eugster und Schneider (2006).

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boundary-layer and mountain meteorology bachelor course

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