Berechnung der Life Supporting Zones David Neubauer

Transkript

1 Berechnung der Life Supporting Zones David Neubauer

2 Überblick Habitable Zone vs. Life Supporting Zones Radiative convective model LSZ: Wasser Ausblick

3 Habitable Zone (HZ) Habitable Zone=Bereich um einen Stern in dem auf der Oberfläche eines erdähnlichen Planeten flüssiges Wasser existieren kann im Sonnensystem (nach Kasting et al., 1993): 0,95-1,37 AE kontinuierlich habitable Zone berücksichtigt die Sternalterung 0,95-1,15 AE

4 Sonnensytem und Gliese 581 Bildquelle: Selsis et al. 2007

5 Life Supporting Zones (LSZ) Erweiterung des Konzepts der habitablen Zone auf andere Lösungsmittel je eine Life supporting zone pro Lösungsmittel der gesamte Bereich um einen Stern der Leben ermöglicht vergrößert sich Lösungsmittel Gefrier punkt (K) Verdampfun gspunkt (K) Schwefelsäure Wasser Ammoniak Ethan Methan

6 Skizze der LSZ LSZ für: Ammoniak Wasser (HZ) Formamid Bildquelle: Universität Wien

7 Mögliche Habitate für klassisches und exotisches Leben Planeten außerhalb des Sonnensystems + : Exoplaneten gesamt * 531 Sterne mit Planeten 445 Gasriesen 329 Heiße Jupiter 123 Erdähnliche Planeten 0 Andere Planeten 79 * exklusive Pulsarplaneten + New Worlds Atlas; NASA; Jet Propulsion Laboratory; Caltech; Stand:

8 1-dimensionale Atmosphärenmodelle gute Übereinstimmung der beobachteten, mittleren Oberflächentemperatur mit den Berechnungen mittels 1-D radiative convective models (RCM) zuwenig bekannte Information über Exoplaneten für globale Zirkulationsmodelle (GCM) Dynamik der Atmosphäre stark vereinfacht, parametrisiert kein 3D-Strahlungstransfer Oberflächeninformation in einem Punkt vereint

9 Energiebilanz

10 Strahlungstransfer frei verfügbares Programm Streamer Lösung der Strahlungstransfergleichung mit Toon- Algorithmus (2-stream) oder DISORT (bis zu 48- streams) Wolkeneigenschaften können angegeben werden sowie die wellenlängenabhängige Albedo der Erdoberfläche Streuung und Absorption durch atmosphärische Gase: Luft, H 2 O, CO 2, O 3, O 2 Erweiterung um 8 weitere Gase: CH 4, CO, HNO 3, N 2 O, NH 3, NO, NO 2, SO 2

11 Strahlungsgleichgewicht Atmosphäre in vertikale Schichten unterteilt in jede Schicht muss genauso viel Strahlung eintreten wie austritt ansonsten: Erwärmung/Abkühlung der Schicht die Erwärmungsrate einer Schicht wird verwendet um die neue Temperatur der Schicht zu berechnen Zeitschrittmethode ΔT Δt = g c p ΔF Δ p

12 Strahlungsgleichgewicht wichtig ist die Wahl der Dicke der Schicht k (Δp k ) Manabe & Möller 1961: k k p n k n k p F c g t T T Δ Δ Δ = +1. ) 2 (3 / 2 konst p p = Δ = σ σ σ

13 Strahlungsgleichgewicht Höhe (km) Temperatur (K) Strahlungsgleichgew icht die Oberflächentemperatur ergibt sich aus dem Strahlungsgleichgewicht an der Oberfläche Oberflächentemperatur für die Erde: 315K, 42 C

14 Konvektionsanpassung Reines Strahlungsgleichgewicht führt zu einem steilen Temperaturgradienten Konvektion in der superadiabatischen Atmosphäre wird ein konstanter Temperaturgradient vorgegeben Oberflächentemperatur ergibt sich aus Strahlungsgleichgewicht und Energietransport durch Konvektion Oberflächentemperatur für die Erde: 283K, 10 C

15 Konvektionsanpassung in der Troposphäre ist ein Temperaturgradient vorgegeben z.b.: trockenadiabatischer Temperaturgradient dt g = 10 C / km dz c p oder der kritische Temperaturgradient dt 6,5 C / km dz die Troposphäre ist mächtiger, je höher die Oberflächentemperatur fixer oder temperaturabhängiger Wasserdampfgehalt in der Atmosphäre führt zu unterschiedlicher Oberflächentemperatur

16 Wasserdampf Wasserdampf ist ein Treibhausgas; Konzentrationsänderung Strahlungsflussänderung variabler Wasserdampfgehalt wenig Wasserdampf bei niedrigen atmosphärischen Temperaturen hohe Temperaturen Wasserdampfgehalt entscheidender Faktor das System Atmosphäre-Oberfläche braucht länger um einen Gleichgewichtszustand zu erreichen

17 25 20 Temperaturprofile Strahlungsgleichgew icht trockenadiabatischer TG kritischer TG Höhe (km) Temperatur (K)

18 Zeitschritt Δt bei starker Einstrahlung kommt sehr viel Energie in eine Schicht hohe Erwärmungsrate kleiner Zeitschritt bei geringer Einstrahlung kommt wenig Energie in eine Schicht langsame Änderung der Temperaturen großer Zeitschritt notwendig ein variabler Zeitschritt gewährt Stabilität und Konvergenz gegen den Gleichgewichtszustand T n+1 k = T n k Δt g c p ΔF Δp k k

19 Klassische habitable Zone T (K) Wasser ; α=0,04 Wasser/Gestein; α=0,13 Gestein; α=0,22 Erde; αoberfläche 0,3; ohne Wolken Erde; αoberfläche 0,1; H 2 O Wolken T Erde = 282,8 K T Erde = 285,6 K T U.S. Std. Atmos. = 288,15 K a (AE)

20 Oberflächenalbedo LSZ-Wasser; erdähnlicher Planet; ohne Wolken T (K) Oberflächenalbedo a (AE)

21 Wolken hohe Wolken führen zu einer Erwärmung der Oberfläche (Treibhauseffekt) mittlere Wolken haben fast keinen Einfluss auf die Temperatur der Oberfläche niedrige Wolken führen zu einer Abkühlung Einfluss von Wolken hängt vom Spektrum des betrachteten Sterns ab weitere Parameter: Wolkendicke, Bedeckungsgrad, optische Eigenschaften der Wolke (Größenverteilung der Wolkenpartikel, Form, Brechungsindex des alternativen Lösungsmittels)

22 Rechenzeit Typischerweise Zeitschritte notwendig bis zum Erreichen des thermischen Gleichgewichts Bei niedrigen Temperaturen bzw. hohen Temperaturen und variabler Luftfeuchtigkeit sind mehrere Tausend Zeitschritte notwendig Ca min auf handelsüblichem PC

23 Ausblick Definition der Grenzen der LSZs Einfluss von Wolken LSZs für alternative Lösungsmittel

24 Danke für die Aufmerksamkeit!