Einführung in Atmosphäre und Klima

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1 Einführung in Atmoshäre und Klima Wintersemester 214/215 Termine: Vorlesung: Dienstag in S-3121 Übungsgrue: Dienstag in S-3121 Beginn: Ende: Dozenten: Übungsgruenleiter: PD Dr. Annette Ladstätter-Weissenmayer Dr. Max Reuter Michael Hilker Kontakt: PD Dr. Annette Ladstätter-Weißenmayer Dr. Max Reuter Zimmer: 244 (NW 1) Zimmer: S437 (NW 1) Telehon: Telehon:

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

3 Einführung in Atmoshäre und Klima Vorlesung 8 Der H 2 O-Kreislauf

4 Wasserdamf in der Atmoshäre Wasserdamf: wichtigster atmoshärischer Surenstoff ([H 2 O] bis 4% der Gesamtmenge der Atmoshärengase) Luftbestandteil Chemische Formel Relativer Anteil am Luftvolumen [%] Stickstoff N 2 78,9 Sauerstoff O 2 2,95 Argon Ar,93 Kohlendioxid CO 2,35 Neon Ne,18 Helium He,5 Wasser H 2 O,3 4, Methan CH 4,17 Kryton Kr,11 Wasserstoff H 2,5 Ozon O 3 4*1-6 -1*1-4 Tabelle: Luftbestandteile

5 Wasser in der Atmoshäre in der Atmoshäre <,1% an Gesamtmenge Wasser auf der Erde Wassermenge in der Atmoshäre: etwa 1,3*1 16 kg 1,3*1 13 m³ mittlere äquivalente Wassersäulenhöhe: 25 26mm (Erdoberfläche: 51*1 6 km²) im Vergleich : Ozeantiefe: 38 m, Gesamtvolumen der Ozeane: 1,35*1 18 m³ Besonderheit auf der Erde (Sonderstellung im Planetensystem): Wasser - drei Aggregatzustände

6 Wasser in der Atmoshäre Transort von Wasserdamf bewirkt großen Teil des latitudinalen Energietransorts (latente Wärme) Wasserkreislauf dient dem Stofftransort Wolken nehmen Einfluss auf atmoshärischen Strahlungstransort (Albedo) Wasser ist an allen wesentlichen luftchemischen Reaktionen beteiligt Nasse Deosition ist effektiver Auswaschvorgang Wasserdamf bewirkt natürlichen Treibhauseffekt (~ 63%)

7 Antike: Wasserkreislauf Flüsse werden aus unterirdischen Höhlen geseist Leonardo da Vinci ( ): Zusammenhang zwischen Verdunstung und Niederschlag Wasser ist der Antrieb des Lebens Perrault ( ): Flüsse werden durch Niederschlag geseist, im Einzugsgebiet der Seine fällt genügend Regen und Schnee, um die Seine mit Wasser zu versorgen. Dalton ( ): Erste korrekte Beschreibung des Wasserkreislaufs Verdunstung und Niederschlag verknüft Wasserkreislauf in der Atmoshäre mit Energiehaushalt latente Wärme

8 Wasserkreislauf: Austausch der Wasserreservoire Zahlen: transortierte Wassermengen in 1 km³/jahr

9 Verdunstung und Niederschlag in Abhängigkeit der geograhischen Breite Verdunstung und Niederschlag sind auf der Erde nicht gleich mäßig verteilt Verdunstung: 1. Effektive Einstrahlung (geogr. Breite, Bodenalbedo, Wolkenbedeckung) 2. Land-, Wasseroberflächenverteilung Niederschlag: 1. Niederschlagsfähiger Wasserdamf Breitenkreismittel der jährlichen Verdunstungs- und Niederschlagsraten Roedel, Abb Auf- und Abwindsysteme

10 Verdunstung und Niederschlag in Abhängigkeit der geograhischen Breite 3 Globale Zirkulationsmuster 6 N H T T H H H Äquator T T T 3 H H 6 T H S T Roedel, Abb.4.1 Breitenkreismittel der jährlichen Verdunstungs- und Niederschlagsraten Roedel, Abb.5.11

11 Prozesse bei der Niederschlagsbildung Bildung von Wassertröfchen/Eiskristallen Kondensation Wachstum der Wassertröfchen / Eiskristalle Entstehung von Regen bzw. Schnee

12 Voraussetzung für Kondensationsrozesse Voraussetzung für Kondensation: Mindestübersättigung des Wasserdamfes Möglichkeiten: 1. Wasserdamfzufuhr Nebelbildung (kalte über warme Luft) 2. Abkühlung der Luft bei gleichbleibendem Wassergehalt isobar Nebelbildung (Strahlungskühlung, Abkühlung über kalter Bodenfläche) adiabatisch Wolkenbildung thermisch (Konvektion) dynamisch (aufgleiten vor Hindernissen) griechisch: a dia batos not ass through

13 Adiabatischer Fluss über den Berg feucht-adiabatisch trocken-adiabatisch

14 Trocken-, feucht-, und seudo-adiabatische Prozesse trocken adiabatisch wind kalt feucht-adiabatisch trocken, warm Wärmefreigabe feucht, warm dry, latente warm weniger kalt seudo-adiabatisch latent heat absorbtion humid, latente warm Wärmefreigabe less cold feucht, warm trocken, sehr warm

15 Föhn: seudo-adiabatischer Prozess

16 Föhn: seudo-adiabatischer Prozess

17 Wolkenbildung, Kondensation

18 Kondensationsarten Übersättigung erreicht Kondensation Homogene Kondensation oder Nukleation Heterogene Kondensation

19 Kondensation In der Natur: Heterogene Kondensation: Nur Kondensation von H 2 O an löslichen Aerosolen Kondensationströfchen mit Kondensationskern Unter reinen Bedingungen: Homogene Kondensation: Statistisches Zusammentreffen von H 2 O-Molekülen Kondensationströfchen ohne Kondensationskern

20 Homogene Kondensation Quantifizierung des Zusammenhanges: thermodynamische Eigenschaften für Kondensationsrozesse Gibbsche freie Energie G U TS V sontaner Prozess: DG < Gleichgewichtszustand: Extremum von G G: Gibbs freie Energie, freie Enthalie U: Innere Energie S: Entroie

21 Homogene Kondensation DG Kondensation : Volumen- und Oberflächenanteil D G n( ) A Kondensati on Fl G Volumenanteil Oberflächensannung von H 2 O µ G : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Gashase µ Fl : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Flüssigkeit n: Anzahl der im entstehenden Trofen kondensierende Moleküle : Oberflächensannung A: Oberfläche

22 Homogene Kondensation Volumenanteil von DG Vereinfachung: Gas während der Komression wie ideales Gas behandeln mit T = konst, U = konst Reversibler Prozess: Entroie ist konstant Gas Wärmereservoir Isolation

23 Homogene Kondensation d G dv RT VMol v N N d G ktdv v kt Gas Wärmereservoir Isolation v = konst. dv v d d G ktdv v ktd µ G : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Gashase v : Äquivalentvolumen eines einzelnen Moleküls: N: Avogadro-Zahl, 6,23*1 23 Mol -1 R: universelle Gaskonstante, 8,315 WsMol -1 K -1 k: Boltzmann-Konstante, 1,38 *1-23 WsK -1

24 Homogene Kondensation Integration: G kt(ln ln c1) Flüssigkeit: Inkomressibel Komressionsarbeit = Fl kt ln c 2 DG Vol, Kondensati on n( Fl G ) nkt(ln ln c1 ln c2) nkt ln mit: c c 2 1 µ G : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Gashase µ Fl : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Flüssigkeit n: Anzahl der im entstehenden Trofen kondensierende Moleküle c 1 : Integrationskonstante (Funktion der Temeratur aber unabhängig vom Druck) c 2 : unbekannte Funktion (nur der Temeratur) : Damfdruck : Sättigungsdamfdruck k: Boltzmann-Konstante, 1,38 *1-23 WsK -1

25 Homogene Kondensation Im Gleichgewicht zwischen unendlich ausgedehnter Gas- und Flüssigkeitsvolumina mit ebener Grenzfläche muss gelten: Fl G ln = S S: Sättigung µ G : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Gashase µ Fl : Chemisches Potential (freie Enthalie) eines Moleküls in unendlich ausgedehnter Flüssigkeit : Damfdruck : Sättigungsdamfdruck

26 Homogene Kondensation Reiner übersättigter Wasserdamf: statistisches Zusammentreffen von Damfmolekülen (ständige Molekülbewegung) Resultat: sontane Bildung eines winzig kleinen Wassertrofens (T und = konst.)

27 Homogene Kondensation Änderung der Energie ΔG (bei Trofenbildung): mit: G Fl kt ln s DG nkt ln s A μ Fl: Gibbs freie Energien/Molekül in Flüssighase μ G : Gibbs freie Energien/Molekül in Gashase n: Anzahl der flüssigen Wassermoleküle/Volumeneinheit H 2 O k: Boltzmann-Konstante Aσ: Arbeit nötig für Aufbau von Grenzfläche zwischen Damf und Flüssigkeit

28 Homogene Kondensation Für einen Trofen mit Radius R ergibt sich DG 4 R 3 3 nkt ˆ ln s 4R 2 ΔG mit: nˆ n V < s Ungesättigte Luft: < s ln(/ s ) < ΔG > ΔG nimmt mit steigendem R zu R ˆn : Teilchendichte

29 Homogene Kondensation DG 4 R 3 3 nkt ˆ ln s 4R 2 ΔG < s Übersättigte Luft: > s ln(/ s ) > ΔG wird größer für R kleiner r ΔG wird kleiner für R größer r ΔG* r > s R R < r: kleine Trofen verdunsten R > r: sontanes Wachstum durch Kondensation ΔG wird kleiner Verdamfen Kondensation r: kritischer Radius

30 Homogene Kondensation Für R = r Trofen kann wachsen (ein Molekül kommt hinzu) oder Trofen kann verdunsten (ein Molekül geht verloren) ohne Änderung von ΔG d( DG) dr S r 2 2 nkt ˆ ln nkt ˆ ln S s s 2 ex ex nktr ˆ a 2 nkt ˆ a r Thomson (Kelvin) Gleichung Zusammenhang: Radius Übersättigung im Gleichgewicht S: Sättigung

31 Übersättigung Je kleiner der Trofen, desto größer die Übersättigung, die nötig ist um Kondensation zu erreichen Wallace und Hobbs Abb.6.2

32 Homogene Kondensation In der Atmoshäre nicht möglich: Kritische Übersättigung bezogen auf kritischen Radius durch zufälliges Zusammenstoßen von H 2 O-Molekülen r 2 2 nkt ˆ ln nkt ˆ ln S s S r[µm] Molekülanzahl 1,1,115 2,1*1 8 1,1,12 2,4* ,65* ,46*1-4 17

33 Homogene Kondensation Beobachtung in der Natur Gemessene relative Feuchte (RF) bei Wolkenbildung ist nicht 8% sondern 1% Übersättigung selten > 1% Wolkentröfchen bilden sich nicht durch Kondensation aus reinem Wasserdamf

34 Heterogene Kondensation In der Atmoshäre: Keine absolut saubere Luft Kleine Partikel (Aerosole) vorhanden, die Kondensationsrozess einleiten Unterschiedliche Partikeltyen mit folgenden Zusammensetzungen: Natürliche Organisch Pollen Soren Bakterien Natürlich Anorganisch Staub Rauch Seesalz anthroogen Rauch Asche Stäube

35 Aerosol-Größenverteilung marin verschmutzt städtisch kontinental Name ~r min [μm] ~r max [μm] Aitken-Kerne,1,1 große Kerne,1 1 Riesenkerne 1 1 Wallace und Hobbs Abb.5.9

36 Heterogene Kondensation Atmoshäre über Ozean ( sauber ): max. 1 3 Kerne/cm³ Atmoshäre über Großstadt ( verschmutzt ): max. 1 5 Kerne/cm³ Smogsituation: 1 6 Kerne/cm³

37 Aerosolartikel Anzahl der Kondensationskerne bestimmt die Anzahl der Wolkentrofen bei gleicher Wassermenge (Raschke und Quante, 22)

38 Heterogene Kondensation An hydrohilen Teilchen kann sich Wasserdamf anlagern Oberfläche ist hydrohob, wenn sich darauf kein dünner Wasserfilm bilden kann

39 Heterogene Kondensation Aerosolartikel löslich (teilweise oder ganz) gelöste Substanzen verringern den Sättigungsdamfdruck Damfdruckerniedrigung durch Gesetz von Raoult ' N mit Molenbruch N n n x n ' n 1 n x n mit n x <<n x : Anzahl der Mole der gelösten Substanz n : Anzahl der Mole H 2 O : Sättigungsdamfdruck von H 2 O : Sättigungsdamfdruck von Lösung Sind lösliche Partikel vorhanden, so erniedrigt sich die zur Kondensation benötigte Übersättigung erheblich

40 Heterogene Kondensation Dissoziationseffizienz i von NaCl (i=2) N A : Avogadro-Zahl n x in A m M x x und n N A m M m : Masse von H 2 O m x : Masse der Lösung M : Molekulargewicht von H 2 O M x : Molekulargewicht der Lösung Näherung: Dichte der Lösung ~ Dichte des H 2 O Damfdruck über der Lösung: m 4 3 r 3 ' 1 3imxM 4 M x r b r 3 b 3imxM 4 M x

41 3 1 ex ' r b r a s Kombination Kelvin- mit Raoult-Gesetz Köhler-Kurven Heterogene Kondensation r a s ex 3 1 ' r b

42 Köhler-Kurven Trofenradius - Sättigungsdamfdruck (unterschiedliche Salzkonzentrationen) reines Wasser 1-19 kg (NH 4 ) 2 SO kg NaCl 1-18 kg (NH 4 ) 2 SO kg NaCl 1-17 kg NaCl Roedel Abb.5.5

43 Wolkentrofen Regentrofen (Niederschlagsteilchen) Trofenwachstumsrozesse bis r > 1 m Langmuir-Prozess: Niederschlagsbildung ohne Eishase warmer Regen (z. B. in den Troen) r 1 Kollision und Koaleszenz (Zusammenstoßen und wachsen) relevant für Trofen > 1 μm Bergeron-Findeisen-Prozess: Niederschlagsbildung in unterkühlter Mischwolke (Eisteilchen und Tröfchen) r 2 Akkretion (Trofen an (Eis)-Partikel) Aggregation (in der Eishase) = (Eisartikel an Eisartikel) y Lebensdauer von Regentrofen: 1-2 min Trofenradius r [µm] Fallgeschwindigkeit [m/s] ,13,3,54,113,183,265,76 bei 9hPa, C

44 Größe - Fallgeschwindigkeiten Art Radius [m] Fallgeschwindigkeit [m/s] Wolkentrofen 1-5,1-1, Srühregentrofen 5-25,2-2, Regentrofen ,-9, Eisnadeln 75,3-,7 Schneesterne 21 1,-2, Schneeflocken 5 1,-2, Grauel ,5-3, Hagel 5-15 über 5,

45 Kondensation Wolkentrofen-Größensektren Roedel Abb.5.6 Schönwetter-Cumuli: Gesamtflüssigkeit =,15g/m³ Cumuluswolke: Gesamtflüssigkeit =,2g/m³ beginnt zu regnen Battan u. Reitan, 1957

46 Niederschlagserzeugung durch Wolkenimfung Imfung mit AgI Kristalle haben ähnliche Struktur wie Eiskristalle Durch Zugabe wird Anzahl an Eiskeimen in Mischwolken erhöht Unterkühlte Wassertrofen frieren leichter aus Bisher noch relativer ineffektiver Wirkungsgrad und sehr teuer

47 Wolkenklassifikation 183: Wolkenklassifikation (L. Howard) 1896: internationale Wolkenklassifikation Einteilung basiert auf: Höhe der Wolkenuntergrenze Phänomenologie (Aussehen) 1 Hautwolkenarten + zahlreiche Unterarten Trofenanzahl in Wolken: 1-4 Trofen/cm³ Mittlere Wolkenradius: µm Maximaler Wasserdamfgehalt: bis zu 2g/m³ Maximaler Flüssigwassergehalt: bis zu 5 g/m³

48 Tiefe Wolken Strato- mittelhohe Wolken Alto- hohe Wolken Cirro- Höhe [km] Wolkenklassifikation 8 Ci Cs Cc 6 4 Ac As Cb Ns 2 Cu Sc St

49 Wolkenklassifikation Tyen Wolkenbasis [km] Trooshärische Wolken Tiefe Wolken: Stratocumulus (Sc) Stratus (St) Nimbostratus (Ns) Mittelhohe Wolken: Altocumulus (Ac) Altostratus (As) Hohe Wolken: Cirrus (Ci) Cirrostratus (Cs) Cirrocumulus (Cc) Wolken mit vertikaler Ausbildung: Cumulus (Cu) Cumulonimbus (Cb) Stratoshärische und mesoshärische Wolken Polar Stratoshärisch Noctilucent

50 Wasserdamfmessungen von SCIAMACHY

51 Zusammenfassung Wasserkreislauf: Verdunstungs-, Niederschlagsraten Niederschlagsbildung: Kondensation Homogene Kondensation (Thomson / Kelvin-Gesetz) Heterogene Kondensation (Raoult Gesetz, Köhler-Kurven) Wachstumsrozesse: (Langmuir- und Bergeron-Findeisen-Prozess: Kollision, Koaleszenz, Akkretion, Aggregation) Wolkenklassifikation: