Diese Seite gibt eine kurze Einführung in das Klima der Erde. Erst wird der globale Energiehaushalt beschrieben und dann, als Antwort darauf, das Zirkulationssystem der Erde. In dieser Abhandlung wird das Klimasystem als Wärmepumpe angesehen, die die Wärme von den Tropen nimmt und Richtung Nord-/Südpol pumpt. Die Einführung ist in folgende Abschnitte unterteilt:

1. Energiehaushalt
2. Globales atmosphärisches Zirkulationssystem
3. Meereszirkulation
4. Atmosphäre - Meer - Wechselwirkung
5. Treibhauseffekt

Für jeden ausgeglichenen Haushalt gilt: was eintritt, muss dem gleichkommen was herausgeht. Im Fall von Planeten, welche die Sonne umkreisen, bedeutet dies, dass die eintretende Sonnenstrahlung der austretenden Strahlung gleich sein muss. Anderenfalls würde der Planet entweder heißer oder kälter werden. Ein wesentlicher Gesichtspunkt des Klimasystems ist, den globalen Energiehaushalt auszugleichen.

Stellen Sie sich einen Sonnenstrahl vor, der am Äquator auf die Erde trifft, wie in Abb. 1. gezeigt. Der Strahl hat ungefähr einen rechten Winkel zur Erdoberfläche, so ist der Betrag, über den er sich auf der Erde erstreckt (Fläche a), der gleiche wie die Breite des Strahls. Näher zu den Polen hin bedeckt ein Strahl gleicher Breite einen viel größeren Betrag der Erde (Fläche b), weil er unter einem anderen Winkel zur Erdoberfläche ankommt. Dies bedeutet, dass die Erdoberfläche in den Tropen pro Flächeneinheit mehr Energie erhält als an den Polen. In ähnlicher Weise, mittags, wenn die Sonne ihren höchsten Stand hat, beleuchtet ein Sonnenstrahl von gewisser Größe eine kleinere Fläche als im Morgengrauen oder in der Abenddämmerung, wenn die Sonne tiefer am Himmel steht. Deshalb fühlt sich die Sonne um die Mittagszeit am wärmsten an.

Abbildung 1. Sonneneinstrahlung erreicht die Erdoberfläche an den Polen unter einem anderen Winkel als am Äquator. Folglich ist die Fläche, die der Strahl bedeckt, am kleinsten am Äquator und wird größer zu den Polen hin (Fläche b ist größer als Fläche a), d.h. die Erde bekommt am Äquator mehr Wärme pro Flächeneinheit als an den Polen.

Ein Teil der eintretenden Sonnenenergie (vorwiegend ultraviolett, sichtbares Licht und kurzwelliges Infrarot) wird durch die Atmosphäre direkt in das Weltall zurück reflektiert oder gestreut und ein Teil wird von der Erde absorbiert (siehe Abb. 2). Nachdem die Strahlung absorbiert ist, sendet die Erdoberfläche diese Energie bei einer längeren Wellenlänge in Form von Wärmestrahlung (Wärme) wieder aus.

Abbildung 2. Der jährliche Wärmehaushalt der Erde. Alle Werte sind in W/m²S (Watt pro Quadratmeter) ein Maß für die Energie. Von der eintretenden Energie werden 49% (168 geteilt durch 342) durch die Erdoberfläche absorbiert. Diese Wärme wird in den verschiedensten Formen in die Atmosphäre zurückgegeben (z.B. Verdampfungsprozesse und Wärmestrahlung). Der größte Teil dieser zurück verstreuten Wärme wird durch die Atmosphäre absorbiert, die sie dann sowohl nach oben und nach unten wieder ausstrahlt. Ein Teil geht im Weltall verloren und ein Teil verbleibt im Klimasystem der Erde. Dies ist es, was den Treibhauseffekt aktiviert[Abbildung bearbeitet von Kiehl & Trenberth, 1997].

Abb. 3 zeigt, wie die Verteilung der eintretenden Sonnen- (Kurzwelle) und austretenden (Langwelle) Erdstrahlung mit der Breite (Entfernung vom Äquator) variiert. Die Tropen sind, zusammengenommen, Absorber der Energie, weil der absorbierte Betrag von Sonnenenergie größer ist als der Betrag an austretender Erdstrahlung. Und umgekehrt, die Pole sind Emittierer. Dies sollte bedeuten, dass die Tropen ständig aufheizen und die Pole abkühlen, aber dies ist nicht der Fall. Deshalb muss die Erde ununterbrochen Wärme von den Tropen zu den Polen pumpen: sie ist eine Wärmemaschine. Die Strömungen der Erdatmosphäre und Meere ist der vorherrschende Pumpmechanismus. Sie befördern ungefähr den gleichen Betrag an Energie vom Äquator zu den Polen.

Abbildung 3. Kurzwellenstrahlung (von der Sonne) und Langwellenstrahlung (Wärme von der Erde ausgestrahlt) variieren mit der Breite. Der Unterschied zwischen den beiden zeigt, dass die Erde in den Tropen, beide zusammen genommen, ein Energieabsorber ist (d.h. absorbierte Energie > austretende Energie), und in den Polarzonen emittiert (austretende Energie > absorbierte Energie). Dies ist ein Schaubild, das zonare mittlere Strahlung darstellt; d.h. es zeigt wie die Strahlung sich mit der Breite verändert, jedoch nicht mit der Länge . Man stelle sich einen Kreis um den Erdball auf jeder Breite vor, die Strahlung wurde um den Kreis herum gemittelt, weil in diesem Fall die Schwankung mit der Länge weniger interessant ist als mit der Breite.

Die Zirkulation der Atmosphäre ist ungefähr für 50% des Energietransportes von den Tropen zu den Polen verantwortlich. Der Grundmechanismus funktioniert sehr einfach: warme Luft steigt in den Tropen auf (Konvektion), wobei der Druck an der Oberfläche reduziert wird und weiter oben erhöht. Dies zwingt die Luft, in höheren Regionen sich in Richtung Pole auszudehnen und in niedrigeren Ebenen angesaugt zu werden. Wenn die warme, sich polwärts bewegende Luft in Gebiete mit weniger eintretender Sonnenstrahlung gelangt, kühlt sie ab und sinkt und vollendet somit den Kreislauf.

Wenn die Erde sich nicht drehen würde, dann würden wir dieses sehr einfache Schema sehen: heiße Luft würde in den Tropen aufsteigen, sich vom Äquator wegbewegen, allmählich abkühlen, in höheren Breiten in Polnähe sinken und zum Schluss dicht an der Oberfläche wieder Richtung Äquator strömen (siehe Abb. 4).

Abbildung 4. Wenn die Erde nicht rotieren würde, würde tropische Luft aufsteigen, sich Richtung Pole bewegen, abkühlen und sinken, bevor sie zum Äquator zurückkehrt. Die vorherrschende Strömung in allen Höhen würde entlang den Längengraden sein.

Aber das Rotieren der Erde kompliziert die Dinge. Damit ein gegebener Punkt auf der Erdoberfläche eine volle Drehung macht, muss er am Äquator eine weit größere Strecke zurücklegen (2π mal dem Erdradius [6371 km]) als bei mittleren Breiten, und an den Polen braucht er sich überhaupt nicht fort zu bewegen, sondern nur rotieren. Geschwindigkeit ist definiert als eine Strecke dividiert durch Zeit, d.h. für eine volle Rotation in 24 Stunden bedeutet dies, dass die Geschwindigkeit der Erdoberfläche am Äquator am größten ist und mit zunehmender Breite abfällt.

Man stelle sich nun eine Kanonenkugel vor, die vom Äquator Richtung Norden abgefeuert wird. Zusätzlich zu ihrer nordwärts gerichteten Geschwindigkeit hat die Kanonenkugel dieselbe ostwärts gerichtete Geschwindigkeit wie die Erde, von der sie abgeschossen wurde. Aber, indem sie sich weiter nach Norden fortbewegt, bewegt sich die Erde unter ihr langsamer als sie sich am Äquator bewegt hatte. So scheint es, dass die Kanonenkugel im Flug nach Osten treibt (wie unten in Abb. 5 gezeigt). Dies wird nach dem französischen Physiker Gustave Gaspard Coriolis die Coriolis-Wirkung oder Coriolis-Kraft genannt. Er entdeckte diese im Jahre 1835. Die Coriolis-Kraft ist der Grund, warum die in höheren Ebenen sich polwärts bewegende Luft (Wind!) von Westen nach Osten weht, während die zum Äquator hin dicht an der Erdoberfläche wehenden Winde von Osten nach Westen wehen. In den Tropen sind diese Ostwinde als Passate bekannt.

Abb. 5. Animation, die Coriolis-Kraft darstellend. Das Auge auf den weißen Punkt gerichtet halten (möglicherweise aufs Weihnachtsmann), der aus der Sicht eines feststehenden Betrachters über dem Nordpol (in diesem Fall, Sie) in einer geraden Linie über die Seite nach oben läuft. Aber aus der Perspektive eines Betrachters auf der (rotierenden) Erde scheint der Punkt nach rechts abzulenken.

Im Fall der Atmosphäre bedeutet dies, dass polwärts sich bewegende Winde immer größer werdende westliche Geschwindigkeit erlangen. Dies hat seinen Höhepunkt in den subtropischen Jetstreams, wo die Luftgeschwindigkeit in der oberen Troposphäre typischerweise bei 40m/s liegen. Mit solch großen vertikalen Geschwindigkeitsgradienten wird die Luft instabil und es entwickeln sich Wellen in der westlichen Strömung. Wir erleben diese als die Tiefdrucksysteme, die regelmäßig über Nordeuropa hinziehen. Diese Systeme mischen die Luft, was zur Folge hat, dass kalte Luft zum Äquator und warme Luft Richtung Pole befördert wird. Ihre zusammengenommene Wirkung ist der Transport von Wärme Richtung Pole, sie bauen die sogenannte Ferrell Cell auf, die in entgegengesetzter Richtung zur Hadley Cell rotiert.

In den Polarzonen ist das Zirkulationsschema sehr ähnlich der Hadley Cell und wird Polar Cell genannt. Sie wird durch den Aufstieg warmer Luft und das Absinken kalter Luft angetrieben. Der Jetstream mittlerer Breite wird in der oberen Troposphäre angetroffen, wo die Ferrell und Polar Cells aufeinander treffen.

Abbildung 6. Idealisierte Version der atmosphärischen Zirkulation der Erde. Luft wird in den Tropen aufgeheizt und steigt auf, treibt nach Norden, bevor sie bei ungefähr 30° Nord und Süd in der Hadley Cell Zirkulation sinkt. Auf der Oberfläche strömt die Luft östlich und ist unter dem Namen Passat bekannt. In den mittleren Breiten (ungefähr 30° - 60°) wird die Zirkulation von umfangreicher Wellenaktivität und den Hauptzugbahnen der Tiefdruckgebiete dominiert (der Grund, warum das europäische Wetter so unbeständig ist!), dieses Zirkulationssystem manifestiert sich als die Ferrell Cell. In hohen Breiten kehrt die einfache, durch Konvektion angetriebene Zirkulation zurück und wird Polar Cell genannt. Gebiete mit hohem and niedrigem Druck auf der Oberfläche sind mit 'H' bzw. 'L' bezeichnet.

Sie finden mehr über die Zirkulation der Atmosphäre in:

• Wolken und Regen
• Der tägliche Zyklus
• Der jahreszeitliche Zyklus
• Das Land und das Meer
• Die Tropen
• Die mittleren Breiten
• Polarzonen

Die Zirkulation der Meere ist ungefähr für 50% des Energietransportes von den Tropen zu den Polen verantwortlich. Die Zirkulation wird, wie in der Atmosphäre, durch das Aufheizen von Oberflächenwasser in den Tropen und Abkühlen an den Polen angetrieben. Kalte Oberflächenströmungen bewegen sich zum Äquator hin und warme Oberflächenströmungen fließen polwärts. Das volle, groß angelegte Zirkulationsbild des Ozeans wird thermohaline Zirkulation genannt (siehe Abb. 15), weil sie durch Unterschiede sowohl in der Temperatur als auch in der Salzkonzentration aktiviert wird. Wenn Wasser verdampft oder gefriert, lässt es sein Salz zurück wodurch das verbleibende Wasser salzhaltiger wird und damit größere Dichte hat. Zum Beispiel, das tiefe Wasser des Nordatlantiks wird durch Wasser in der Grönlandsee gebildet, das sowohl sehr kalt und sehr salzig ist und deshalb sinkt und sich Richtung Äquator ausbreitet.

Dies alles bedeutet, dass die drei-dimensionale Struktur des Ozeans sehr kompliziert ist und bis jetzt ist darüber sehr wenig bekannt. Abb. 7 zeigt ein hoch vereinfachtes Bild davon, wie die Meere der Welt zirkulieren. Jedes einzelne Wassermolekül würde ungefähr tausend Jahre brauchen, um einen vollständige Runde zu machen!

Abbildung 7. Die globale ozeanische Zirkulation (sehr vereinfacht). Auch bekannt als ozeanisches Förderband (Oceanic conveyor). Quelle: www.CLIVAR.org. Der rote Teil des Conveyors stellt den zusammengenommenen Transport von warmem Wasser in den oberen rund 1000m der Meere dar und der blaue Teil den zusammengenommenen Transport von kaltem Wasser unter der Thermokline.

Der Ozean hat eine größere Kapazität Wärme zu speichern als die Atmosphäre, das bedeutet, dass er langsamer als die Atmosphäre auf Änderungen im Gleichgewicht von eintretender/austretender Strahlung reagiert. Und dies bedeutet wiederum, dass die Temperaturen der Meere sich langsamer ändern als die der Atmosphäre, täglich, jahreszeitlich oder klimazeitlich gemessen.

Die Meere und Atmosphäre wirken aufeinander in vielen verschiedenen Arten und Weisen. Zwischen ihnen kann es, zusammengenommen, Wärme-, Salz-, Wasser- und Momentenaustausch geben.

Wenn Wind über das Meer weht, wird Energie vom Wind (was ihn verlangsamt) auf die oberen Schichten übertragen, ein Teil davon treibt dann die Meeresströmung. Wasser kann leichter in warme Luft hineinverdampfen, besonders wenn es windig ist. Mit dem Verdampfen entzieht es Wärme aus dem Meer. Wenn es dann kondensiert und ein Wolkentröpfchen bildet, gibt es die Wärme in die Luft ab. Dies ist eine der hauptsächlichen Wege wie Orkane ihre Energie bekommen.

Salz wird laufend in die Meere gebracht, durch Flüsse, die von den Kontinenten abfließen und aus den Steinen, über die sie fließen, gelöste Mineralien mit sich führen; das Salz wird als Sediment auf dem Meeresboden abgelagert. Wasser, das an der Meeresoberfläche verdampft oder gefriert, lässt das verbleibende Wasser salziger zurück, aber Regen, der nicht salzig ist, verdünnt die Salzkonzentration der Meeresoberfläche. Außerdem, wenn es wirklich windig ist, können salzige Meereswassertröpfchen in die Luft geweht werden und diese können die Basis für Wolkentröpfchen bilden.

Die Luft und das Meer tauschen ständig Wärme miteinander aus. Da das Meer eine größere Wärmekapazität hat braucht es länger, sich Änderungen in der eintretenden Strahlung anzugleichen und ändert deshalb die Temperatur gewöhnlich langsamer. Dies bedeutet, dass die Oberfläche des Meeres normalerweise eine andere Temperatur hat als die Luft unmittelbar darüber und Wärme wird zwischen dem Meer und der Atmosphäre übertragen.

Zwischen den Meeren und der Atmosphäre gibt es viele Feedback-Mechanismen. Zum Beispiel, verdampfendes Wasser kann in der Atmosphäre kondensieren und Wolken bilden. Diese reflektieren sowohl eintretende als auch hinausgehende Strahlung (aus diesem Grund kommen einem bewölkte Nächte wärmer vor als klare) und bestimmen so die Temperatur der Meeresoberfläche.

Im neunzehnten Jahrhundert erklärten verschiedene Wissenschaftler (wie Joseph Fourier), dass die Atmosphäre, genauso wie ein gewöhnliches Treibhaus, von außen hineingestrahlte Energie speichern kann. Die Treibhausanalogie ist nicht sehr exakt, aber der Name blieb sicherlich hängen.

In den 1860zigern Jahren erklärte John Tyndall, dass gewisse Gase, einschließlich Wasserdampf und Kohlendioxid (CO₂ ), sichtbares Licht nicht beeinflussen, jedoch Strahlung mit längerer Wellenlänge absorbieren (infrarot, Wärme). Er legte nahe, dass diese Gase die Erde isolieren.

Der eigentliche Prozess arbeitet wie folgt (siehe Abb. 2): sichtbares, eintretendes Sonnenlicht wird reflektiert (zum Beispiel durch Wolken oder Flugzeuge) oder durchquert ungehindert die Atmosphäre und wird durch die Erdoberfläche absorbiert, und heizt sie dadurch auf. Die Erde strahlt Wärme von der Oberfläche zurück in die Atmosphäre, wo sie entweder zurück ins Weltall gehen kann oder wieder reflektiert wird, oder sie kann durch den in der Atmosphäre anwesenden Wasserdampf, Kohlendioxid, Methan und andere Treibhausgase absorbiert werden, weil sie nun eine längere Wellenlänge als zuvor hat. Während die Wasserdampf-, Methan-, Kohlendioxidmoleküle die langwellige Strahlung absorbieren, heizen sie sich auf und, darauffolgend, strahlen sie wieder langwellige Strahlung in allen Richtungen aus. Ein Teil geht ins Weltall verloren, aber ein Teil davon wird auch zur Oberfläche zurückgestrahlt und wärmt sie wieder auf.

Dieser natürlich stattfindende Prozess hilft, die Erde warm genug zu halten, sodass flüssiges Wasser existieren kann. Ohne die Treibhausgase würde die durchschnittliche Temperatur an der Erdoberfläche nur -17°C erreichen, ungefähr 33°C kälter als sie tatsächlich ist.

Nun, was geschieht, falls die Konzentrationen dieser isolierenden Gase ansteigen? Wir könnten erwarten, dass der oben beschriebene Prozess stärker wird. Dies ist tatsächlich was der schwedische Nobelpreisträger, der Chemiker Svante Arrhenius , im Jahr 1896 tat. Mit seiner Kenntnis, wie CO₂ die Wärmestrahlung von der Erdoberfläche absorbiert, berechnete er was passieren würde, falls sich die CO₂ -Menge in der Atmosphäre verdoppeln würde. Er schätzte, dass eine Verdoppelung des CO₂ global gesehen zu einem durchschnittlichen Anstieg der Oberflächentemperatur von 2°C führen würde. Dies entspricht modernen Voraussagen.

Obwohl dieser Ansatz immer noch eine gute erste Annahme ist, wird darin das Klimasystem unter Abwesenheit jeglicher Feedback-Mechanismen in Betracht gezogen. Feedbacks sind Prozesse, in denen Outputs vom Prozess eine Wirkung auf die Inputs zu dem gleichen Prozess haben. Manchmal sind Feedbackprozesse wirksam, um eine Änderung auszugleichen oder zu hemmen (negatives Feedback) und manchmal sind sie wirksam, eine Änderung zu verstärken (positives Feedback). Ein Beispiel zum negativen Feedback ist die Erhaltung der Körpertemperatur: wenn man zu warm wird, löst man verschiedene Mechanismen aus (z.B. Perspiration) um sich abzukühlen und umgekehrt. Ein weitverbreitetes Beispiel des positiven Feedbacks wird oft mit verstärkter Musik oder Sprache in Verbindung gebracht, wenn das Mikrofon zu dicht an einen Lautsprecher aufgestellt wird ..... jemand spricht / singt / spielt in das Mikrofon, das Geräusch wird verstärkt und kommt aus dem Lautsprecher. Wenn ein Teil dieses verstärkten Geräuschs in das Mikrofon zurückgeht, wird es erneut verstärkt, usw. usw. und das Endresultat ist ein ohrenbetäubendes Heulen.

Das Klimasystem weist viele Beispiele des Feedbacks auf. Wenn die Atmosphäre wärmer wird, schmilzt das Eis. Eis reflektiert eine Menge der eintretenden Sonnenenergie, d.h. wenn es schmilzt, wird weniger reflektiert, mehr wird durch die Erde absorbiert und die Atmosphäre wird wärmer; ein positives Feedback. Andrerseits, wenn sich mehr Kohlendioxid in der Atmosphäre befindet, wachsen manche Pflanzen schneller, absorbieren mehr Kohlendioxid und reduzieren zum Schluss seinen Betrag in der Atmosphäre; ein negatives Feedback.

Wegen der Kompliziertheit des Klimasystems, weil Feedbacks in ihr anwesend sind, müssen wir versuchen, das ganze System so gründlich wie möglich darzustellen, um die möglicherweise vorkommenden Änderungen zu simulieren. Wir müssen in der Lage sein zu verstehen wie und wo Feedbacks wirken und wie groß sie sind.

Man kann mehr über mögliche Feedbacks von ansteigendem Kohlendioxid in

• Kohlendioxid und Klimaänderung lesen

Wolken und Niederschläge (Regen oder Schnee, je nachdem wo man ist) bilden sich vorwiegend dort, wo warme, feuchte Luft gezwungen ist aufzusteigen, Während sie aufsteigt, dehnt sie sich aus und kühlt ab und die Wasserdampfmenge, die gehalten werden kann, wird reduziert. Überschüssiger Wasserdampf kondensiert und bildet Tröpfchen, die wir als Wolken sehen, und sie können groß genug werden, um auf die Erdoberfläche als Regen oder Schnee zu fallen. Abb. 8 zeigt, dass die Hauptgebiete aufsteigender Luft sich in den Tropen und mittleren Breiten (etwa 50°-60°) befinden, während die Hauptgebiete absinkender Luft, die Subtropen und Pole, trockene, dürre Zonen sind.

Abbildung 8. Satelliten Wolkenbild, 1830 GMT am 22/4/2003. Copyright 2003 EUMETSAT.

In den Tropen ist das Aufsteigen heftig und es bilden sich Kumulonimbus-Wolken (Gewitterwolken), die über 10 km Höhe erreichen und sich häufig zu Bündeln gruppieren so dass, in Abb 8, die Tropen klar durch eine lange Linie von Wolken definiert sind. Sie bilden sich vorzugsweise über den Meeren, wo eine Quelle von warmem Wasser zum Verdampfen vorhanden ist. In den mittleren Breiten ist das Aufsteigen jedoch mehr örtlich begrenzt und niedriger, was zu flacheren, individuellen Kumuli führt.

Wenn man Abb. 9, betrachtet, kann man das tägliche Schema des Aufwärmens und Abkühlens sehen. Der heißeste Teil der Landoberfläche bewegt sich im Laufe des Tages nach Westen. Man kann auch sehen, dass während des Tages die Oberflächentemperatur des Meeres sich nirgends soviel ändert wie auf dem Land (besonders in der Mitte eines großen Kontinentes, wie Afrika), weil das Aufwärmen / Abkühlen mehr Zeit braucht.

Abbildung 9. Temperaturfelder vom Modell climateprediction.net bei stündlichen Intervallen über einen Tag. Sie sollten sehen können, dass sich das Land mehr erwärmt und abkühlt als die Meere.

Der jahreszeitliche Zyklus in der Atmosphäre wird von der Tatsache aktiviert, dass die Erdachse nicht im rechten Winkel zur Sonne steht (die Abweichung von der Senkrechten ist 23°). Dies bedeutet, dass, zu verschiedenen Zeiten des Jahres, die meiste eintretende Sonneneinstrahlung in unterschiedlichen Breiten vorkommt. An den Äquinoktien steht die Sonne am Himmelsäquator, zur Zeit der Juni-Sonnenwende steht die Sonne über dem Wendekreis des Krebses und zur Zeit der Dezember-Sonnenwende steht sie über dem Wendekreis des Steinbocks. Dies bedeutet, dass die nördliche Hemisphäre im Juni, Juli und August (Sommer der nördlichen Hemisphäre) wärmer als die südliche Hemisphäre ist. Genauso ist die südliche Hemisphäre im Dezember, Januar und Februar wärmer. Diese Monate liegen nicht symmetrisch um den Wendekreis (zum Beispiel, wir sprechen nicht von der November, Dezember, Januar Jahreszeit), weil das Klimasystem gewöhnlich hinter der Sonne zurückbleibt; Aufwärmen und Abkühlen dauert eine Weile.

Abbildung 10. Temperaturfelder vom Modell climateprediction.net bei monatlichen Intervallen über ein Jahr. Sie sollten sehen können, dass die ITCZ (durch die höchste Temperatur gekennzeichnet) zwischen den Wendekreisen des Krebses und Steinbocks pendelt.

Der jahreszeitliche Zyklus hat auf das Klima viele Einwirkungen. In der Abb. 10, sollte man die Verschiebung der ITCZ ITCZ nordwärts und südwärts mit der Jahreszeit erkennen können. Das ganze damit verbundene allgemeine atmosphärische Zirkulationsschema verlagert sich damit. Es gibt außerdem Wirkungen in kleinerem Maßstab, zum Beispiel die Monsune. Tropische Zyklone werden nur angetroffen, wenn die Meere am wärmsten sind, am Ende des Sommers.

Die Verteilung von Land und Meer verzerrt das einfache Bild der globalen Zirkulation; Land erwärmt und kühlt schneller ab als Wasser, welches in großem Maßstab gesehen zum asiatischen Monsun führt, aber in kleinerem Maßstab zu Brisen, ein häufiges Phänomen an der Küste, wo der Wind während des Tages vom Meer her weht aber während der Nacht vom Land her. Das Vorhandensein der Kontinente, die das Meer trennen, unterbrechen offensichtlich die Meereszirkulation. Die Anwesenheit von Gebirgszügen lenken die atmosphärische Strömung ab (zum Beispiel, der Himalaja beeinflusst das Monsunbild), während Niederschlagsmodelle in hohem Maße durch Land-Meergegensätze, kontinentale Landmassen, Gebirgszüge und so weiter bestimmt werden.

In der südlichen Hemisphäre gibt es viel weniger Land als in der nördlichen Hemisphäre, d.h. die atmosphärische Zirkulation ist viel einfacher. Zum Beispiel, die
extra-tropische Zyklonenzugbahnen um die Erde sind kontinuierlicher.

Die Tropen, das Gebiet zwischen den Wendekreisen des Krebses und des Steinbocks, haben ein Klima, das durch die mit der intertropischen Konvergenzzone (Inter-Tropical Convergence Zone, die ITCZ) verbundenen Konvektion im großen Umfang beherrscht wird. Dies verschiebt sich mit der Jahreszeit, dementsprechend, welche Breite der Sonne am nächsten ist. An den Äquinoktien ist die Sonne am nächsten am Äquator, zur Zeit der Juni-Sonnenwende steht die Sonne über dem Wendekreis des Krebses und zur Zeit der Dezember-Sonnenwende steht sie über dem Wendekreis des Steinbocks. Der schnellste Aufstieg warmer Luft, verbunden mit der Bildung von hochauftürmenden Kumulonimbuswolken, wird an der ITCZ angetroffen. Diese sind oft die Quelle starken Regens und heftiger Gewitter in den Tropen.

Tropisches Klima ist normalerweise heiß und feucht und zeigt gewöhnlich weniger jahreszeitlich bedingte Temperaturabhängigkeit als das Klima außerhalb der Tropen. Andrerseits, andere Klimacharakteristika wie z.B. Niederschlags- und Windschemata, können deutliche Regelmäßigkeit, wie die monsuns, aufweisen.

Die dramatischsten Wettersysteme, die in den Tropen vorhanden sind, sind tropische Zyklone: sie werden im Atlantik, Karibischem und östlichem Pazifik Hurrikan genannt, im Indischen Ozean Zyklone und Taifun im westlichen Nordpazifik. Sie sind Tiefdrucksysteme, typischerweise 200 – 2000 km breit mit Windgeschwindigkeiten größer als 120 km/h. Sie bestehen aus tiefen Kumulonimbuswolken , bis zu 12 km hoch, die um ein zentrales Auge wirbeln, wo die Luft sinkt. Sie bilden sich über warmen tropischen Meeren, können sich jedoch äquatorwärts von 5° an nicht bilden, da die Corioliskraft zu schwach ist. Sie werden sehr schnell schwächer, wenn sie über Land gehen und von ihrer warmen Wasserquelle abgeschnitten sind.

Abbildung 11. Orkan Lili, 2/10/2002 im Golf von Mexico.

Das von uns benutzte Modell ist nicht hervorragend beim Produzieren von Hurrikanen, im wesentlichen weil das Gitter zu grob ist, damit die entsprechenden Prozesse funktionieren.

Der Monsun ist ein anderer wichtiger Bestandteil des tropischen Klimas und ist eine Folge der Land / See Unterschiede und der Jahreszeiten. Kontinentale Landmassen kühlen ab und erhitzen sich schneller als Meere, weil ihre thermische Wärmekapazität niedriger ist. Dies bedeutet, dass die Luft über den Kontinenten im Winter kälter als die Luft über den Meeren ist. Die gleichen Prozesse, die im großen Maßstab die atmosphärische Zirkulation bewirken, treten dann in Funktion und es besteht Aufstieg über den Meeren, Sinken über den Kontinenten und Strömen auf Oberflächenniveau von den Kontinenten zu den Meeren. Im Sommer geschieht das Umgekehrte. Die jahreszeitlichen, sich umkehrenden Winde heißen Monsun (vom arabischen Wort 'mausim' für Jahreszeit), und beeinträchtigen am meisten den Indischen Ozean und westlichen tropischen Pazifik. Das Monsunschema und im Großen die atmosphärische Zirkulation wirken aufeinander, das Monsunschema wird durch die Orographie (Beschreibung der Reliefform eines Landes, zum Beispiel der Himalaja) beeinflusst, und zusammen erzeugt dies ein kompliziertes Wetterbild in Süd-West-Asien.

Die mittleren Breiten (grob 30° - 60°) werden durch die Wettersysteme beherrscht, die sich bilden, wenn die Hadley Cell instabil wird und in eine Reihe sich abwechselnder Nieder- und Hochdrucksystemen zerfallen. Die Gebiete, in denen sich diese Systeme konzentrieren, sind als Zyklonenzugbahnen (storm tracks) bekannt. In der südlichen Hemisphäre, wo es wenig Land gibt, ist der Storm Track ziemlich kontinuierlich überall auf der Erde. Aber in der nördlichen Hemisphäre findet man Storm Tracks nur über den Meeren an. Dies ist darin begründet, weil über der unebenen Landoberfläche die Reibung viel größer ist und Wind, der darüber weht, sich verlangsamt. Abb. 12 zeigt die Storm Tracks der nördlichen Hemisphäre.

Abbildung 12. Die Storm Tracks in der nördlichen Hemisphäre im Winter (Dezember-, Januar- und Februardurchschnitt zwischen 1979 und 1997). Die dargestellte Menge ist ein Maß der kinetischen Energie in der Luft assoziiert mit den Stürmen. Daten von den ERA15 Beobachtungsunterlagen.

Das Klima in mittleren Breiten ist stark jahreszeitlich bedingt; am wärmsten, wenn die Sonne ihren höchsten Stand hat (siehe auch Abb. 1) zur Sommersonnenwende. Es wird außerdem von von Land- und Seeformen Seeformen beeinflusst. Britannien ist wärmer als die meisten Orte bei einer vergleichbaren Breite dank der Energie, die durch die nordatlantische Strömung und die Westwinde polwärts befördert wird. Es hat auch einen viel kleineren jahreszeitlichen Zyklus als, zum Beispiel, Siberien, weil es von Wasser umgeben ist, das auf Änderungen in der Sonneneinstrahlung langsam reagiert.

Polarzonen haben die geringste Sonneneinstrahlung. Innerhalb des nördlichen / südlichen Polarkreises herrscht einige Zeit im Jahr vollkommene Dunkelheit. Die Eisdecken haben selbst wichtige Feedbacks auf das Klimasystem, weil sie stark reflektieren; eintretende Sonnenstrahlung wird ins Weltall zurückreflektiert bevor sie absorbiert wird (siehe Abb. 2). Das Gefrieren von Wasser am Rande der polaren Eisdecken ist ein sehr wichtiger Mechanismus, der die thermohaline Zirculation aktiviert.

Wegen der vorherrschend sinkenden Luft (siehe Abb. 6)gibt es in den polaren Regionen sehr wenig Regen oder Schnee. Im Winter ist es ständig dunkel und sehr kalt. Im Sommer ist es ständig hell und nicht ganz so kalt!

Das Klima der Erde ändert sich unaufhörlich als Antwort auf Veränderungen in der Sonneneinstrahlung, den Formen der Kontinente, der Staubmenge in der Atmosphäre, der chemischen Zusammensetzung der Atmosphäre und vielen anderen Faktoren.

Einer der Faktoren, von dem man glaubt, dass er die Oberflächentemperaturen beeinträchtigt, ist die atmosphärische Konzentration von Kohlendioxid. Kohlendioxid ist ein 'Treibhausgas'. Dies bedeutet, es reflektiert nicht sehr die eintretende Sonnenstrahlung, aber es absorbiert stark die austretende, langwellige thermische Strahlung und strahlt diese wieder zur Oberfläche aus und erwärmt somit die Atmosphäre.

In den vergangenen 200 Jahren, seit die industrielle Revolution begann, hat man einen Anstieg in der atmosphärischen Konzentrationen von Kohlendioxid gesehen. Die Ursache liegt hauptsächlich im Verbrennen von fossilen Brennstoffen. Der Rest ist zurückzuführen auf Änderung in der Landbenutzung, wie z.B. Entwaldung. Abb. 13 zeigt die atmosphärische Konzentration von Kohlendioxid in den vergangenen 1000 Jahren (Daten rühren von Eiskernen, direkten Messungen in den letzten Jahren, usw. her, falls Sie daran interessiert sind, lesen Sie 'The two-mile time machine' von Richard B. Alley) und verschiedene Schätzungen darüber, wie sich Kohlendioxidkonzentrationen in den nächsten 100 Jahren verhalten werden , davon abhängig wie wir auf die Gesetzgebung bezüglich Kohlenstoffemission reagieren. Die in den Experimenten des climateprediction.net verwendeten normalen und verdoppelten CO₂ - Konzentrationen sind gekennzeichnet.

Abbildung 13. Die globale atmosphärische Konzentration von CO₂ in ppm, über die vergangenen 1000 Jahre gemessen (links) und für die nächsten 100 Jahre geschätzt (rechts). Quelle: IPCC Third Assessment Report. Die in den Experimenten climateprediction.net verwendeten CO₂ – Konzentrationen, 282ppm und 564ppm, sind gekennzeichnet.

Wissenschaftler sind sich noch immer im Unklaren darüber, wie das Erdklimasystem auf solche Änderungen im Kohlendioxid und auf andere Änderungen in der Zusammensetzung der Atmosphäre reagieren wird.

Abbildung 14. . Die Struktur der Atmosphäre. Luft steigt in der Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) zum oberen Ende der Troposphäre, dann breitet sie sich polwärts aus. Jet-streams werden gerade unter der Tropopause (Interface zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre) wo die Hadley und Ferrell, oder Ferrell und Polar Cells konvergieren. Die Oberflächengebiete mit Hoch- und Niederdruck sind dargestellt. In der Stratosphäre ist die Luft viel mehr beständig und weniger gut gemischt als in der Troposphäre.

Abbildung 15. Vereinfachtes Modell der thermohalinen Zirkulation in den Meeren. Unter der gut gemischten, warmen Oberflächenschicht befindet sich eine Thermokline; eine Zone, in der die Temperatur mit der Tiefe schnell abfällt. Darunter ist das kalte, beständige tiefe Meer.