Einführung in Atmosphäre und Klima

Transkript

1 Einführung in Atmosphäre und Klima Wintersemester 2014/2015 Termine: Vorlesung: Dienstag in S-3121 Übungsgruppe: Dienstag in S-3121 Beginn: Ende: Dozenten: Übungsgruppenleiter: PD Dr. Annette Ladstätter-Weissenmayer Zimmer: U2085 (NW 1) Telephon: Dr. Max Reuter Zimmer: S4370 (NW 1) Telephon: Michael Hilker Zimmer: S4370 (NW 1) Telephon:

2 Allgemeine Hinweise Übungsgruppe: Insgesamt gibt es 12 Übungszettel Der erste Zettel wird am ausgeteilt, am abgegeben und am besprochen Übungszettel werden in der Vorlesung ausgeteilt Die erste Übungsgruppe findet am statt Übungszettel und Folien zur Vorlesung sind online verfügbar: Laborbesichtigung: Interesse?

3 Vorlesung, Tutorium und Prüfung Vorlesung und Tutorium Regelmäßige Teilnahme an Vorlesung und Tutorium (inkl. Vorrechnen) wird erwartet Mündliche Abschlussprüfung Modulprüfung in Verbindung mit Ozeanographie (außer Lehramt-Studenten) Punkte der Übungsaufgaben fließen in die Gesamtnote ein

4 Literatur Das Buch zur Vorlesung Roedel, W. Physik unserer Umwelt: die Atmosphäre (4. Auflage!) Springer, ISBN: , 498 p., Atmosphärenwissenschaften (Physik/Chemie) allgemein: Finlayson-Pitts, B., J. Chemistry Of The Upper And Lower Atmosphere: Theory, Experiments, and Applications Academic Press, San Diego, London, Wayne, R. P. Chemistry of Atmospheres Oxford University Press, ISBN10: X, 806 p., Strahlungstransport: Liou, K. N. An Introduction to Atmospheric Radiation Academic Press, International Geophysical Series, Vol. 84, ISBN: , 583 p., 2002.

5 Übersicht VL Datum Thema Dozent(in) Einführung & Vert. Struktur der Atmos. Reuter Strahlung I Reuter Strahlung II Reuter Strahlung III Reuter Chemie der Stratosphäre Ladstätter-Weissenmayer Chemie der Troposphäre I Ladstätter-Weissenmayer Chemie der Troposphäre II Ladstätter-Weissenmayer Der H2O Kreislauf Ladstätter-Weissenmayer Dynamik I Reuter Dynamik II Reuter Dynamik III Reuter Klima I Reuter Klima II Reuter Zusammenfassung Ladstätter-Weissenmayer

6 Vertikale Struktur der Atmosphäre Druckprofil Temperaturprofil Trockenadiabatischer Temperaturgradient Potentielle Temperatur Schichtungsstabilität Feuchtadiabatischer Temperaturgradient Föhn

7 Kittingers Sprung aus über 31km Höhe (1960) / ZDF

8 Druckprofil Herleitung der Barometrischen Höhenformel Annahme: Hydrostatisches Gleichgewicht Zusammenhang zwischen dp und dz (ρ(z) unbekannt) Annahme: Luft ist ein ideales Gas Ersetzen von ρ(z) liefert lin. Differentialgl. 1.Ord. Annahme: T(z) =const. Integration liefert Barometrische Höhenformel p z p 0 e Mg z RT M=Molmasse (28.97g/mol), g = Erdbeschleunigung, R = univers. Gaskonstante (8.315 J/(K mol)), p0 = Bodendruck

9 Druckprofil Temperaturabhängigkeit der Barometrischen Höhenformel, Skalenhöhe Berücksichtigung von T(z) bei der Integration p z p 0 e Mg RT harm T harm harmonischesmittel z Definition Skalenhöhe: z 0 RT Mg p z / z0 z p e 0

10 Druckprofil Folgerungen aus der Barometrischen Höhenformel und der Skalenhöhe Aus Hydrostatischer Annahme folgt: Der Bodendruck ist ein Maß für die Gesamtzahl von Teilchen in der Luftsäule bzw.: p ~ m ~ N 1013hPa Bodendruck entsprechen einer Luftsäule mit etwa 10t pro m 2 Je kleiner die Temperatur, desto größer die Druckabnahme pro Meter Alle ~5.5km halbiert sich der Luftdruck Auf Meereshöhe fällt der Druck etwa alle 8m um 1hPa Die Skalenhöhe beträgt für Luft etwa 8km Wäre die gesamte Atmosphäre homogen, hätte sie Skalenhöhe: M 0 0z0 M0 = Masse der Luftsäule, ρ0 = Dichte am Boden

11 Druckprofil Vergleich barometrische Höhenformel und US-Standard Atmosphäre

12 Zusammensetzung der Luftsäule Substanz Chemische Formel Volumenanteil an Luft Hauptquellen Molekularer Stickstoff N % Biogen Molekularer Sauerstoff O % Biogen Argon Ar 0.923% Inert Kohlendioxid CO 2 ca. 380 ppmv Biologisch, anthropogen Neon Ne ppmv Inert Helium He 5.24 ppmv Inert Methan CH 4 ca. 1.9 ppmv Biogen, anthropogen Molekularer Wasserstoff H ppmv Lachgas N 2 O 0.31 ppmv Kohlenmonoxid CO ppbv Photochemisch, anthropogen Ozon (Troposphäre) O ppbv Photochemisch Ozon (Stratosphäre) O ppmv Photochemisch Kohlenwasserstoffe ohne Methan 5 20 ppbv Biogen, anthropogen Halogenverbindungen 3.8 ppbv 85% anthropogen

13 Homosphäre / Heterosphäre Die Skalenhöhe hängt von der Molmasse der Luftmoleküle ab Da die Unterschiedlichen Moleküle verschiedene Molmassen haben, könnte man annehmen, dass die Luft sich entmischen müsste Dies wird jedoch erst oberhalb von etwa 85km beobachtet Molekular-kinetische Prozesse sind in der Homosphäre vernachlässigbar

14 Temperaturprofil Herleitung trockenadiabatischer Temperaturgradient I Herleitung eines theoretischen Temperaturprofils aus thermodynamischen Grundlagen Definition adiabatisch: Eine adiabatische Zustandsänderung ist eine thermodynamische Zustandsänderung, bei der keine thermische Energie mit der Umgebung ausgetauscht wird Definition trockenadiabatisch: Keine Kondensation von Wasser Annahme: Ein Luftpaket wird am Boden erwärmt und steigt auf Annahme: Der Aufstieg geschieht ohne Energieaustausch mit umgebenden Luftmassen durch Strahlung oder Wärmeleitung In höheren Luftschichten ist der Druck geringer Ausdehnung Ausdehnung bedeutet Arbeit gegen den Luftdruck Diese Arbeit wird der Inneren Energie der aufsteigenden Luft entzogen Abkühlung

15 Temperaturprofil Herleitung trockenadiabatischer Temperaturgradient II Energiesatz der Thermodynamik sagt: Innere Energie = zugeführte Wärme + geleistete Arbeit Änderung der innere Energie als Änderung der Temperatur ausdrücken Änderung der geleisteten Arbeit als Änderung des Volumens ausdrücken Annahme: keine Zuführung von Wärmeenergie (adiabatisch) Ideales Gasgesetz verwenden um Volumenabhängigkeiten durch Druck und Temperatur auszudrücken Verwendung der Barometrischen Höhenformel um Druckänderung als Höhenänderung auszudrücken Der umgeformte Energiesatz besagt: Die Summe aus potentieller und thermischer Energie bleibt erhalten Trockenadiabatischer Temperaturgradient Γ: dt dz Mg c p 1K 100m c p = Molwärme bei konstantem Druck (etwa 29J/(K mol))

16 Potentielle Temperatur Γ trocken resultiert aus Umwandlung von thermischer in potentielle Energie Die Summe von E pot und E therm ist konstant Die potentielle Temperatur θ ist ein Maß für die Gesamtenergie Sie ist definiert als die Temperatur, die ein Luftpaket bei trockenadiabatischer Absenkung auf meteorologischen Normaldruck annehmen würde T p0 p 1 potentielle Temperatur c p c V Isentropenexponent 1.4

17 Schichtungsstabilität unteradiabatisch (γ < Γ) Stabil Anhebung Luftpaket adiabatische Abkühlung Das angehobene Luftpaket ist kälter als die Umgebung höhere Dichte Absinken Die potentielle Temperatur des angehobenen Luftpakets ist kleiner als die der Umgebung Roedel, 1994 (Abb. 2.9) überadiabatisch (γ > Γ) Labil Anhebung Luftpaket adiabatische Abkühlung Das angehobene Luftpaket ist wärmer als die Umgebung geringere Dichte Aufstieg Die potentielle Temperatur des angehobenen Luftpakets ist größer als die der Umgebung

18 Temperaturprofil Herleitung feuchtadiabatischer Temperaturgradient Abkühlung unter Sättigungsgrenze von H 2 O Wolken bzw. Regen Verdunstungswärme wird frei ( 2500J/g) Dies wirkt der Abkühlung entgegen Kompensation Entzug von innerer Energie feucht trocken Feuchtadiabatischer Temperaturgradient dt M g p feucht dz d w C p p R T L dt Spezialfall Γ trocken d w 0 feucht trocken dt Je größer T, desto kleiner Γ feucht Für T 0 C und p 500hPa gilt 0.5K m feucht 100 w Roedel, 1994 (Abb. 2.2) Wasserdampfdichte beisättigung Roedel, 1994 (Abb. 2.3)

19 Temperaturprofil Troposphäre

20 Temperaturprofil vollständig

21 Föhn Prinzip

22 Föhn vom Satelliten (MSG SEVIRI)

23 Föhn Profile von Temperatur und relativer Feuchte