Untersuchung von Wasserdampfstrukturen in ERA-Interim - Userpage

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6 2 GRUNDLAGEN bzw. Kondensationswärme), ν g das spezifische Volumen des Wasserdampfs und ν f das Spezifische Volumen des Flüssigwassers sind. Somit kann eine wärmere Atmosphäre mehr Wasserdampf aufnehmen als eine kühlere, bevor sie mit Wasserdampf gesättigt ist. Als grobe Näherung für einen Temperaturbereich zwischen −20 ◦ und 30 ◦ C gilt dabei, dass sich der Sättigungsdampfdruck bei einer Temperaturerhöhung um 10 ◦ C verdoppelt und bei einer Erniedrigung der Temperatur um 10 ◦ C halbiert. [Kraus, 2004] Ein weiterer wichtiger Faktor für die Wasserdampfverteilung ist das Vorhandensein von Wasser. So ist aufgrund der größeren Wasserverfügbarkeit bei gleicher Temperatur die Verdunstungsrate über dem Ozean höher als über Landflächen. Betrachtet man den hydrologischen Zyklus ohne Berücksichtigung des atmosphärischen Transports, des Abflusses sowie des Niederschlages, ergibt die Summe der Verdunstung über den Ozeanen 505.000km 3 und über Landoberflächen nur 72.000km 3 [Kraus, 2004]. Zuletzt sind auch Austauschprozesse innerhalb der Atmosphäre durch großräumige Strömungen, Konvektion und Turbulenzen, nicht zu vernachlässigen. Aufgrund dieser Abhängigkeiten lässt sich so auf die horizontale und vertikale Verteilung des Wasserdampfs in der Atmosphäre schließen. Wie auch in Abbildung 2 auf der nächsten Seite zu erkennen ist, findet man den höchsten Säulenwasserdampfgehalt aufgrund der ganzjährig hohen Temperaturen im Bereich des Äquators mit Abnahme der Werte zu den Polen hin. Ferner sind größere Bereiche des westlichen äquatorialen Pazifiks durch TCWV – Werte von bis zu 56, 5 kg m 2 für den Zeitraum von Januar 2003 bis Dezember 2008 geprägt, was mit ganzjährig hohen Temperaturen und der Wasserverfügbarkeit zu erklären ist. Wüstengebiete sind hingegen trotz der hohen Temperaturen sehr trocken, was vorallem an der globalen atmosphärischen Zirkulation liegt. Über dem Äquator steigen warme Luftmassen mit einem sehr hohen Wasserdampfanteil auf, kühlen in der Höhe ab, wodurch sich Wolken bilden, die anschließend ausregnen. In der Höhe strömen zudem die Luftmassen nach Norden und Süden, akkumulieren über den Wendekreisen und sinken nach unten ab, wobei sie sich wieder Erwärmen, was zur Folge hat, dass die relative Luftfeuchte der Luftmasse sinkt. In Bereichen von Gebirgen, wie dem Himalaya oder den Anden, sind im Gegensatz zu den umliegenden Regionen äußerst geringe Säulenwasserdampfgehälter zu finden, was mit der vertikalen Temperaturabnahme in der Troposphäre zusammenhängt und somit nach Clausius–Clapeyron auch den Wasserdampfgehalt in Anbetracht der Orographie Nicole Docter, FU-Berlin April 2013
2.2 Datengrundlage 7 60 0 45 90 135 TCWV [kg/m^2] 50 40 30 20 10 −60 −30 0 30 60 60 30 0 −30 −60 0 0 45 90 135 Abbildung 2: Mittlerer ERA-Interim TCWV in kg m 2 für einen Zeitraum von Januar 2003 bis Dezember 2008 beeinflusst. Bereits in den unteren 1, 5km der Atmosphäre befinden sich fast 50% des gesamten Wasserdampfs. Weniger als 5% sind schließlich noch in der oberen Troposphäre, also über 5km, wieder zu finden und in etwa 1% des Wasserdampfs befindet sich schließlich in der Stratosphäre. [Seidel, 2002] 2.2 Datengrundlage Die in NetCDF – Dateien vorliegenden vorprozessierten ERA-Interim – und MERIS – Daten zur Untersuchung der Wasserdampfstrukturen sind TCWV-Messwerte in Kilogramm pro Quadratmeter vom Januar 2003 bis Dezember 2008. Sie liegen in gleichen räumlichen und zeitlichen Abständen vor, wobei die räumliche Auflösung 1 ◦ x1 ◦ ist und die Werte für 10:00 Uhr mittlerer lokaler Sonnenzeit eines jeden Tages im Monat vorhanden sind. Die hier vorgegebene Uhrzeit ist dabei mit der Zeit des Äquatorüberfluges 4 bzw. dem Zeitpunkt der MERIS – Messungen zu begründen. 4 [ESA Eartnet Online, 2013] April 2013 Nicole Docter, FU-Berlin
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