KAP1_ATMOSPHAERE

Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre
I-1: Zusammensetzung der Luft
2
I-2: Temperatur und Wärmeübertragung
5
I-3: Der Luftdruck
64
Anhang 1 : Ergänzungen zu den Strahlungsgesetzen
und zur Sonnenstrahlung
78
Anhang 2 : Strahlungsbilanz und Treibhauseffekt
89
1
Olivier Liechti:
Bis auf eine Höhe von rund 80 km
ist die Luft
ein Gemisch verschiedener Gase
mit praktisch unveränderlichen Anteilen :
RESTGASE
Argon: 0.9%
SAUERSTOFF 21%
Restgase
sowie «Spuren» von
Xenon, Neon, Helium
Kohlendioxid
Sauerstoff
Stickstoff
Dieser Teil der Erdatmosphäre heisst
«Homosphäre»
und entspricht grob der «meteorologischen» Atmosphäre.
Oberhalb von 80 km spalten sich die Gase und schichten sich nach dem
Molekulargewicht (Heterosphäre).
Kohlendioxid 0,035%
STICKSTOFF 78%
Die Luft
enthält weitere Bestandteile
in geringen, aber sehr variablen Mengen :
• Wasser,
in seinen drei « Phasen » :
Wasserdampf
Wassertropfen
• Spurengase :
O3, H2, CH4 etc.
Eis
• feste Teilchen
(Pollen, Russ, Staub,
Salzkristalle, etc.),
Gerade diese
« Minderheits- » Bestandteile
spielen bei gewissen
meteorologischen Phänomenen
eine wichtige Rolle :
Wolken und Niederschlag,
Treibhauseffekt, etc..
Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre
I-1: Zusammensetzung der Luft
 I-2:
Temperatur und Wärmeübertragung
I-3: Der Luftdruck
5
I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung
 I-2-1 : Definitionen
I-2-2: Beteiligte physikalische Prozesse
6
A- Wärmeleitung
B- Konvektion
C- Wärmestrahlung
11
13
I-2-3: Mittlere Strahlungs- und Konvektionsbilanz
der Erde und ihrer Lufthülle
16
20
I-2-4: Vertikaler Temperaturverlauf
und « Standardatmosphäre »
54
59
6
Die Temperatur ist ein Mass für …
heiss
und kalt.
Sie beschreibt die Bewegungsintensität
der Atome und Moleküle.
Je stärker die
Bewegung, desto
höher ist die
Temperatur.
8
Hört die Bewegung auf,
ist die Temperatur minimal:
«Absoluter» Nullpunkt.
0° K
(Kelvin)
-273° C
(Celsius)
9
Der Temperaturanstieg eines Körpers
erfordert die Zufuhr einer bestimmten
Wärmemenge bzw. Energie.
Wärmemengen
werden in Joules angegeben.
Pro Zeiteinheit ausgetauschte
Wärmemengen werden
in Watt angegeben.
Man spricht von « Leistung ».
10
I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung
I-2-1: Definitionen
 I-2-2: Beteiligte physikalische Prozesse
A- Wärmeleitung
B- Konvektion
C- Wärmestrahlung
I-2-3: Konvektions- und Strahlungsbilanz
der Erde und ihrer Lufthülle
I-2-4: Vertikaler Temperaturverlauf
und « Standardatmosphäre »
11
Wärme breitet sich auf
drei Arten aus:
Wärmeleitung :
13
Luft ist ein schlechter Wärmeleiter …
siehe Styropor, Glaswolle, Schnee
etc.
oder eben ein
guter Isolator.
14
Die Wärmeleitung erfolgt in dünnen
Luftschichten
im Kontakt mit warmen
Mauern und Böden.
15
Konvektion :
16
Wärme wird durch
Verschiebung des Fluids
(Flüssigkeit oder Gas)
transportiert.
17
Konvektion ist natürlich
(Heizkörper, Quellwolken etc.)…
… oder erzwungen:18
Wind…
Turbulenz…
und mechanische
Durchmischung.
19
C: Die Wärmestrahlung
C-1: Definitionen und Eigenschaften
C-2: Terrestrische und solare Strahlung
vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre
C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung
mit der Erdatmosphäre und den Böden
C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der
Atmosphäre
C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen
20
Die Wärmestrahlung :
ist
Wärmeübertragung…
…ohne
Materialtransport…
…durch elektromagnetische Wellen
wie Licht oder Radiowellen.
Im Vakuum breitet sich Wärmestrahlung
- verlustfrei,
- geradlinig,
- und fast augenblicklich aus.
Die Ausbreitungsgeschwindigkeit beträgt 300 OOO km/s.
In Luft und gewissen transparenten Materialien ändert
sich die Ausbreitung bezüglich :
Geschwindigkeit und Richtung.
Absorption und Streuung
reduzieren die
Strahlungsenergie.
Empfängt ein Körper Strahlung,
erwärmt
er sich.
23
Jeder Körper mit einer Temperatur über dem
absoluten Nullpunkt strahlt Wärme ab.
Je nach Temperatur des strahlenden Objektes
erscheint uns diese Strahlung :
als hell leuchtend…
Temperatur
der Sonne :
6000 K
oder aber
völlig unsichtbar.
Mittlere Temperatur
der Erdoberfläche :
288 K
In beiden Fällen spricht man von
« Schwarzkörperstrahlung ».
Ein isothermer « Schwarzer Körper »
ist ein gedachter Körper,
der sämtliche auftreffende Strahlung
absorbieren kann.
Seine Temperatur erhöht
sich somit fortlaufend.
Er strahlt seinerseits Wärme ab mit einer
Intensität, die mit seiner Temperatur zunimmt.
Wenn die abgestrahlte Energie
die absorbierte Strahlung kompensiert,
stabilisiert sich die Temperatur.
Der Schwarze Körper hat die Temperatur
seines Strahlungsgleichgewichtes erreicht.
Die Theorie des « Schwarzen Körpers » beschreibt
die Eigenschaften der Schwarzkörperstrahlung.
Diese Theorie ist deshalb interessant, weil sie die
Abstrahlung realer Körper sehr gut widergibt.
Temperatur
der Sonne :
6000 K
Mittlere Temperatur
der Erdoberfläche :
:
288 K
Dies trifft speziell für die Abstrahlung von
Erde und Sonne zu.
Haupteigenschaften
6000 K
Die abgestrahlte Energie
- pro Zeiteinheit (Leistung) und
- pro Flächeneinheit
ist eine reine Funktion der Temperatur.
Es wird Energie abgegeben, man spricht von
« Strahlungsfluss » (bzw. « Intensität »).
Er wird in Watt pro m2 (W.m-2) angegeben.
27
Die Wärmestrahlung besteht aus Strahlung
verschiedener Wellenlängen 1, 2 , 3 , 4 … etc.
(hier durch farbige Säulen dargestellt).
Die enthaltenen Wellenlängen sind kontinuierlich zwischen den
Extremwerten D und F verteilt,
Fluss
die von der Temperatur abhängen.
Jede Teilstrahlung tranportiert einen
Teil der abgestrahlten Leistung
D
1  3 4
Wellenlänge
F
Die Intensität der Teilstrahlungen (Säulenhöhe) ist eine
Funktion:
- der Temperatur und
- der Wellenlänge.
28
2
Die Hüllkurve aller Teilstrahlungen
nennt man das
« Emissionsspektrum » des Körpers.
Intensität
Die gesamte pro m2 abgestrahlte Leistung E wird
durch die Fläche unter der Hüllkurve
dargestellt.
D
F
Wellenlänge
Diese abgestrahlte Gesamtleistung E
ist proportional zu T4 , der vierten Potenz der Temperatur,
(d.h. zu T x T x T x T, mit T in Kelvin ).
29
C: Die Wärmestrahlung
C-1: Definitionen und Eigenschaften
C-2: Terrestrische und solare Strahlung
vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre
C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung
mit der Erdatmosphäre und den Böden
C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der
Atmosphäre
C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen
30
Hier sind die theoretischen Spektren der Erdstrahlung für verschiedene
Bodentemperaturen dargestellt.
Fluss
50
Die gesamte Strahlungintensität bei
T=213 K (-60 °C)
wird durch die schraffierte Fläche dargestellt.
P. Queney
Die Wellenlängen der Erdstrahlung liegen zwischen 2 und 40 Mikrometern
(Infrarot). Das Emissionsmaximum liegt bei 10-12 Mikrometern.
Die Strahlung umfasst grosse Wellenlängen , ist ausschliesslich infrarot
und somit für uns unsichtbar.
Diese Strahlung wird zur Aufnahme von Satellitenbildern genutzt
(Infrarotbilder).
31
Die Sonne hingegen
mit ihrer Oberflächentemperatur von 6000 K
strahlt in einem sehr grossen Bereich von Wellenlängen.
Das Sonnenspektrum reicht vom
fernen Ultraviolett (0,13 Mikrometer)
zum fernen Infrarot (mehr als 40 Mikrometer)
und umfasst das sichtbare Licht.
Die Sonnenstrahlung ist jedoch
im nahen UV, im sichtbaren Bereich und im nahen IR
am intensivsten.
32
Die Abstrahlung
von jedem m2 der Sonnenoberfläche beträgt
7348.104 W.m-2
Die Strahlungsleistung
der gesamten Sonnenoberfläche S
in alle Raumrichtungen beträgt
4,5.1026 Watt
Die Intensität der an der Erdatmosphäre
eintreffenden Sonnenstrahlung ist
viel geringer.
33
Die gesamte Strahlung dehnt sich im interplanetaren Weltraum
tatsächlich verlustfrei aus.
Aber sie verteilt sich auf
zunehmend grössere Kugelflächen,
1 m2
so dass die Intensität im Verhältnis
der Kugelflächen abnimmt.
34
Nach Ankunft bei der Erdbahn,
im Abstand von R = 150.000.000 km zur Sonne,
beträgt die Intensität der Sonnenstrahlung nur noch
P/4R2 (W/m2).
1 m2
Der auf der Verbindungslinie Sonne/Erde an der Erdatmosphäre
eintreffende solare Strahlungsfluss heisst Solarkonstante.
Ihr Jahresmittelwert beträgt 1370 W/m2.
Ich will noch mehr wissen…
35
Reale und theoretische Sonnenspektren
beim Eintreffen an der Erdatmosphäre
A: Reales Sonnenspektrum (in 600 km Höhe)
Ein Teil der Sonnenstrahlung wird
von der Sonnenatmosphäre
absorbiert,
Watt/m2/Mikrometer
103
B
102
10
Sichtbar
10-1
Infrarot
10-2
10-3
hauptsächlich kurzwellige
UV-Strahlung,
die für uns schädlich wäre.
Dies erklärt den Unterschied zwischen
dem realen Spektrum A
und dem theoretischen Spektrum B.
Ultraviolett
10-4
P. Queney
Wellenlänge in Mikrometer
36
B: Theoretisches Spektrum (Schwarzer Körper von 6000 K in 150 Mio km Entfernung)
Verteilung des Energiestransportes
auf die drei Wellenlängenbereiche
9,2 % im UV-Bereich
103
B
102
Sichtbar
10
42,4 %
10-1
10-2
10-3
Infrarot
42,4 % im sichtbaren Bereich
Ultraviolett
48 %
9,2 %
48 % im Infrarotbereich
10-4
B: Theoretisches Spektrum (Schwarzer Körper von 6000 K in 150 Mio km Entfernung)
37
99% der eintreffenden Sonnenenergie
wird im Wellenlängenbereich zwischen
0,25 et 5 Mikrometer übertragen.
103
102
99% der
Zur Unterscheidung
von der Erdstrahlung bezeichnet man
eintreffenden
-1
10
Sonnenenergie
die auf die Atmosphäre
treffende Sonnenstrahlung
wird im
als
kurzwellige Strahlung.
10-2
Wellenlängenbereich
(und unterschlägt
damit den langwelligen Teil, der im
zwischen
-3
10
0,25 et 5 Mikrometer der Erdstrahlung liegt).
Wellenlängenbereich
übertragen.
10-4
10
38
C: Die Wärmestrahlung
C-1: Definitionen und Eigenschaften
C-2: Terrestrische und solare Strahlung
vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre
C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung
mit der Erdatmosphäre und den Böden
C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der
Atmosphäre
C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen
39
Die Wirkung der
Strahlung
auf den bestrahlten
Körper hängt von der
Wellenlänge ab.
40
Die Sonnenstrahlung durchquert
transparente Materialien
ohne wesentliche Erwärmung
41
So ist Luft recht transparent für die
direkte Sonnenstrahlung,
die die Atmosphäre ohne
wesentliche Erwärmung durchquert.
42
Die Sonnenstrahlung wird
durch dunkles Material…
… stark absorbiert, das sich
entsprechend erwärmt.
43
Sonnenstrahlung wird von hellen oder vereisten
Oberflächen reflektiert.
(Das Spiegelungsvermögen heisst « Albedo »).
44
In der Natur kommt absorbierende,
reflektierende und transparente
Materie vor.
Der Effekt auf die
Sonnenstrahlung hängt ab von :
der Art der Materie,
ihrer Farbe,
ihrer Oberflächenbeschaffenheit…
… und vom Einfallswinkel der Strahlung.
45
C: Die Wärmestrahlung
C-1: Definitionen und Eigenschaften
C-2: Terrestrische und solare Strahlung
vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre
C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung
mit der Erdatmosphäre und den Böden
C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der
Atmosphäre
C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen
46
Luft und Wolken sind zwar relativ
durchsichtig für die Sonnenstrahlung,
absorbieren jedoch die Wärmestrahlung der
Erde sehr stark.
Sie geben ihrerseits Wärmestrahlung ab. Ihr vom Boden
absorbierter Anteil erhöht die Bodentemperatur.
Dies nennt man den natürlichen
Treibhauseffekt.
Dank diesem Treibhauseffekt liegt die mittlere
Oberflächentemperatur der Erde bei 15 °C.
Ohne Treibhauseffekt läge sie bei -18 °C. 47
C: Die Wärmestrahlung
C-1: Definitionen und Eigenschaften
C-2: Terrestrische und solare Strahlung
vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre
C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung
mit der Erdatmosphäre und den Böden
C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der
Atmosphäre
C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen
48
Differenz der Bodentemperatur
zwischen Tag und Nacht
49
Die beleuchtete Erdseite
absorbiert einen grossen
Teil der einfallenden
Sonnenstrahlung.
Der Boden erwärmt sich
und strahlt wie ein
schwarzer Körper im
Infrarot. Ein grosser Teil
dieser Strahlung wird von
der Luft absorbiert und
erwärmt sie.
Nachts strahlt der
unbeleuchtete Boden weiter zur
Atmosphäre.
Ohne Einstrahlung kühlt er sich
mit der bodennahen Luft ab.
50
Schichtwolken
und Abkühlung
bei Tag und Nacht
51
Schichtwolken beeinflussen die Temperatur bei Tag
und bei Nacht.
Wolken bei Nacht
les nuages absorbent le
rayonnement infrarouge
terrestre et le réémettent
en direction du sol.
Der Boden und die bodennahe
Luft kühlen weniger aus :
milde Nacht. 52
Schichtwolken beeinflussen die Temperatur bei Tag
und bei Nacht.
Wolken bei Tag
les nuages
réfléchissent et
absorbent une
bonne partie du
rayonnement
solaire.
weniger Erwärmung am Boden :
Kühler Tag.
53
Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre (Fortsetzung)
I-1: Zusammensetzung der Luft
I-2: Die Temperatur und die Wärmeübertragung
I-2-1: Die Prozesse
A- Wärmeleitung
B- Konvektion
C-Wärmestrahlung
 I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde
und ihrer Atmosphäre
I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und
Standardatmosphäre
I-3: Der Luftdruck
54
Trotz der beschriebenen Temperaturschwankungen bleibt
die mittlere Temperatur des Gesamtsystems Erdboden
und Lufthülle über mehrere Jahrzehnte konstant.
Das bedeutet, dass die von der Sonne empfangene
Energie gleich gross ist wie die von der Erde und ihrer
Lufthülle abgestrahlte Energie.
55
Im Gegensatz dazu erreichen weder der Boden noch die
Atmosphäre ein Strahlungsgleichgewicht.
Nur dank der Konvektion und der Bildung von
Niederschlägen gleicht der Strahlungsüberschuss des
Erdbodens das entsprechende Defizit der Lufthülle aus …
Damit bleibt die über Jahrzehnte gemittelte
Temperatur von Erdboden und Lufthülle konstant.
Mehr Informationen …
56
Die von der Atmosphäre empfangene Energie
setzt sich wie folgt zusammen :
• Direkte Sonnenstrahlung : 14,5 % ,
• Wärmestrahlung der Erde : 67,3 % ,
• Kondensationswärme von Niederschlägen : 14,6% ,
• Konvektion ohne Niederschlag : 3,6 % .
Für die Atmosphäre ist die Erde die
wichtigste Wärmequelle.
Dies erklärt, weshalb die Atmosphäre in Bodennähe wärmer ist
als in der Höhe.
57
Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre (Fortsetzung)
I-1: Zusammensetzung der Luft
I-2: Die Temperatur und die Wärmeübertragung
I-2-1: Die Prozesse
A- Wärmeleitung
B- Konvektion
C-Wärmestrahlung
I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde
und ihrer Atmosphäre
 I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und
Standardatmosphäre
I-3: Der Luftdruck
58
Vertikale Temperaturschichtungen
in Abhängigkeit von Breitengrad und Jahreszeit
Thermosphäre
80 km,
-100 °C
Mesopause
Mesosphäre
50 km,
+10 °C
Stratopause
Stratosphäre
18 km,
-60 °C
Troposphäre
Tropopause
Nach dem mittleren
Temperaturprofil lassen sich vier
atmosphärische Stockwerke
unterscheiden:
• die Troposphäre,
• die Stratosphäre,
• die Mesosphäre,
• die Thermosphäre.
Die Grenzflächen heissen:
• die Tropopause,
• die Stratopause,
• die Mesopause.
P. Queney
Als Obergrenze der «meteorologischen» Atmosphäre gilt die Mesopause
in 80 km Höhe.
59
Vertikale Temperaturschichtungen
in Abhängigkeit von Breitengrad und Jahreszeit
Thermosphäre
-100 °C
-100 °C
Sommer
Sommer -75 °C
-60 °C
80 km,
-100 °C
Mesopause
Mesosphäre
-20 °
Winter
+20 °C
50 km,
+10 °C
Winter
Stratopause
Stratosphäre
6 km
-40 °C
P. Queney
9 km
11 km
-60 °C
18 km,
-60 °C
Troposphäre
Tropopause
In der Troposphäre nimmt die
Temperatur im Mittel und unabhängig
von der Jahreszeit um 6.5°C/km ab.
Die Tropopause ist am Äquator höher
und kälter als in höheren Breiten.
In mittleren und hohen Breiten findet
man jahrezeitliche Schwankungen.
So ist die Tropopause
im Winter tiefer und kälter als im
Sommer.
Das Temperaturmaximum an der
Stratopause kommt durch die
Absorption der ultravioletten
Strahlung im Wellenlängenbereich von
0,21 bis 0,29 µm zu Stande.
60
« trockene » Luft
Temperatur bei 0 m : 15°C
Vert. Abnahme: -6.5°C / 1000 m
Tropopause in 11 km bei –56.5°C
Isothermie
Für die Luftfahrt wurde eine
«typische» Atmosphäre definiert
mit folgenden Eigenschaften:
11000 m
Tropopause
-56.5°C
darüber isotherm
Diese Atmosphäre heisst
« Standardatmosphäre »
15°C
Diese mittleren Werte unterscheiden sich
0 m
oft beträchtlich von der realen Atmosphäre.
61
Die reale Atmosphäre
unterscheidet sich :
örtlich,
saisonal,
zeitlich.
Nur eine Sondierung
zeigt das reale
Temperaturprofil.
62
Oft erkennt man :
• eine Isothermie oberhalb der
Tropopause.
• eine Höheninversion,
• einen Abschnitt, der der
Standardatmosphäre gleicht,
•eine nächtliche Bodeninversion
63
Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre (Fortsetzung)
I-1: Zusammensetzung der Luft
I-2: Die Temperatur und die Wärmeübertragung
I-2-1: Die Prozesse
A- Wärmeleitung
B- Konvektion
C- Wärmestrahlung
I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde
und ihrer Atmosphäre
I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und
Standardatmosphäre
I-3: Der Luftdruck
 I-3-1 : Druck
I-3-2 : der Luftdruck
64
« Druckkräfte » durch die Luft
Unter der Wirkung der uns umgebenden Luft
erfährt jeder Gegenstand an jedem seiner Punkte,
« Druckkräfte » f :
• senkrecht auf die Oberfläche
• von der Luft auf die Fläche gerichtet.
f
Die Intensität der Druckkräfte nennt
man den « Luftdruck ».
Der Druck ist eine « skalare » Grösse.
65
Memo: Der Druck
Die Kraft F der Luft auf eine Fläche ist durch die Formel
F = p. S . n
gegeben, wobei S der Flächeninhalt und
n der Einheitsvektor senkrecht zur Fläche ist.
f
n
66
Luftdruck, hydrostatischer Druck
Les parois extérieures de ce bassin rempli d ’eau sont donc soumises à un ensemble de
forces pressantes de la part de l’air qui l’entoure.
Das Wasser im Aquarium übt
ebenfalls Kräfte auf die Wände aus.
Luft
Luft
Luft
Wasser
An der freien Oberfläche des Wassers
sind die Kräfte der Luft auf das
Wasser entgegengesetzt gleich den
Kräften des Wassers auf die Luft.
2m
Im Wasser des Aquariums nimmt der
Druck mit dem Abstand von der
Oberfläche rasch zu.
Luft
Luft
Boden
67
In 10 m Tiefe herrscht der doppelte Druck wie an der Wasseroberfläche.
Hydrostatischer Druck
Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos :
• la pression a la même valeur en tout point d’un même plan horizontal (qui constitue donc
une surface isobare),
• la
pression augmente régulièrement au fur
et à mesure que l’on s’éloigne de la surface
libre . Les surfaces isobares sont donc
équidistantes .
variation p de la pression est reliée à la
variation H de la profondeur par la relation
hydrostatique :
• La
p0
p1
H
p
p2
p3
p4
p= g .  . H
p5
où g est l’ intensité de la pesanteur et
p6
 la masse volumique de l’eau (1 tonne par m3).
68
La quantité g .  . H est équivalente, en
valeur numérique, au poids d ’une colonne
d ’eau de section S unité (S = 1m3) et de
hauteur H.
On peut en déduire que la pression p1 au
niveau h1 , est égale à la pression p0 à la
surface libre , augmentée de la valeur
numérique du poids d’une colonne d ’eau,
de section S unité et de hauteur H = h1 :
Druckberechnung
in der Tiefe h1
p= g .  . H
Oberfläche
p1 = p0 + g .  . h1 . S (avec S = 1 m2)
Attention : il est incorrect de dire que la pression
(grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur
vectorielle ).
H
La pression p à un niveau quelconque h est
donc déterminée par la somme :
• de la pression au niveau de la surface libre ,
• et de la valeur numérique du poids de la
colonne d’eau de section unité et de hauteur h.
0
p0
p
h1
p1
S =1m3
69
Der Luftdruck
La loi hydrostatique s ’applique à l ’air qui entoure la Terre.
Au « sommet » de l ’atmosphère terrestre
(à quelques 600 km au-dessus de la surface
du sol), la pression atmosphérique est
nulle.
Au niveau du sol, la pression atmosphérique
est donc déterminée par la valeur numérique
du poids d’une colonne d’air de section unité
s’appuyant sur le sol et de 600 km de hauteur.
Z=600 km
P=0
Hauteur
d'air
70
Remarque: Dans certains phénomènes atmosphériques, il arrive que la relation hydrostatique
ne soit pas vérifiée.
Je höher der Messpunkt,
umso geringer ist das
Gewicht der darüber
liegenden Luftsäule und
damit der Luftdruck.
h
H
p =mgh
Wenn m und M die mittleren
Luftdichten der
Luftsäulen der Höhen h
und H sind, erhält man :
Der Luftdruck nimmt
mit der Höhe ab.
P=MgH
71
Höhe in m
Druck in hPa
0
1013.25
1000
898.70
2000
795.00
3000
701.10
4000
616.40
5000
540.20
6000
471.80
7000
410.60
8000
356.00
9000
307.40
10 000
264.40
11 000
236.20
Faustregel: bis zur Höhe von 25 km, wo der Luftdruck noch 25 hPa beträgt,
72
halbiert sich der Luftdruck jeweils bei einem Aufstieg um 5 km.
LUFTDRUCK
Abnahme mit der Höhe
Höhe in km
30
20
10
8
6
4
2
0
200
400
600
800
1000
Druck in hPa
Luft geringer
Dichte
Luft ist kompressibel.
Die tiefen Luftschichten werden durch
die darüberliegenden komprimiert. Die
Luftdichte ist in Bodennähe höher als
in der Höhe.
Luft hoher
Dichte
Der Luftdruck nimmt
in den tiefen
Luftschichten rascher
ab als in der Höhe.
74
Isobarenabstand in Abhängigkeit der Höhe
Höhenschicht
Schichtdicke 1 hPa
0 à 1000 m
1000 à 2000 m
2000 à 3000 m
3000 à 4000 m
4000 à 5000 m
5000 à 6000 m
6000 à 7000 m
7000 à 8000 m
8000 à 9000 m
9000 à 10000 m
8,8 m
9,6 m
10,6 m
11,8 m
13,2 m
14,7 m
16,4 m
18,2 m
20,4 m
23,2 m
Die Faustregel
Der Druck nimmt um 1 hPa ab,
wenn man 8.5 m aufsteigt
gilt somit nur für die
tiefen Luftschichten (<1000 m).
76
ENDE
Kapitel 1
77
Anhang 1
Einige Ergänzungen zu …
1.1 Die Gesetze der Wärmestrahlung
1.2 Die Strahlungsleistung der Sonne
1.3 Die Solarkonstante C
1.4 Berechnung des solaren Strahlungsflusses für die
Strahlungsbilanz des Systems Erde/Atmosphäre (C/4)
78
1.1 Ergänzungen zur Wärmestrahlung
Wir hielten fest, dass
die Wärmestrahlung
Spektrale
Strahlungdichte
ein kontinuierliches Spektrum
im Wellenlängenbereich zwischen
D und F umfasst,
der von der Temperatur abhängt.
D
F
Wellenlänge
79
Wir hielten ebenfalls fest, dass alle Wellenlängenbereiche
einen Teil der ausgesandten Leistung transportieren.
Für eine gegebene Temperatur,
Strahlungdichte
E
kann die transportierte Teilleistung
im Wellenlängenbereich 
als Rechtecksfläche
dargestellt werden :

Wellenlänge
• Breite 
• Höhe proportional zur
Strahlungsdichte E.
80
Wir hielten fest, dass
Spektrale
Strahlungdichte
die Umhüllende aller Rechtecke als
Emissionspektrum bei der
Temperatur T bezeichnet wird
und dass die pro m2 abgestrahlte
Leistung
als Fläche zwischen
dem Spektrum und der
Horizontalachse erscheint.
Wellenlänge
Die Intensität der Wärmestrahlung berechnet sich
nach der Formel von Stefan :
F = T4
mit  = 5,67.10-8 W.m-2.K-4.
81
Anwendung:
1-2 Strahlungsleistung der Sonne
Die Sonne strahlt wie ein schwarzer Körper der Temperatur
6000 K,
Rs
Die pro m2 Sonnenoberfläche abgestrahlte
Leistung F beträgt:
F =  T4 = 7348.104 W.m-2
mit
 = 5,67.10-8 W.m-2.K-4.
Die Strahlungsleistung P
der gesamten Sonnenoberfläche S
beträgt :
P = F.S =F.4R2s = 4,5.1026 Watt
wobei Rs der Sonnenradius ist (700 000 km).
82
1-3 Berechnung der Solarkonstante
(mittlere, an der Oberfläche der Atmosphäre
eintreffende Strahlung) :
Die Strahlungsleistung P
der gesamten Sonnenoberfläche S
beträgt :
4,5.1026 Watt.
Aber die auf die Erdatmosphäre
treffende Strahlung
ist viel geringer.
83
Die Sonnenstrahlung breitet sich im Weltraum
praktisch verlustfrei aus.
Aber sie wird
auf Kugeloberflächen mit
zunehmendem Radius verteilt.
1 m2
Die Intensität pro m2 ergibt sich
aus der Leistung geteilt durch die Kugeloberfläche.
84
Bei der Erdumlaufbahn im Abstand von
R = 150.000.000 km zur Sonne beträgt
der Strahlungsfluss noch P/4R2 (W/m2)
1 m2
und heisst « Solarkonstante » C .
Ihr Wert beträgt im Jahresmittel 1370 W/m2 .
85
1.4 Berechnung des solaren Strahlungsflusses für die
Strahlungsbilanz des Systems Erde/Atmosphäre (C/4)
Wir werden nun die Intensität der Sonnenstrahlung
berechnen, die im Jahresmittel in 600 km Höhe
auf die Erdatmosphäre trifft.
(und die in die Strahlungsbilanz
des Systems Erde/Atmosphäre eingeht).
86
Die Intensität der Solarstrahlung an der Oberfläche der
Atmosphäre beträgt 1370 W/m2 (Solarkonstante C ).
Die Erdscheibe mit Radius R empfängt im Lauf eines Jahres Sonnenenergie von:
E
[Joules]
= 1370 x  x R2 x 365 d x 24 h x 3600 s.
Im Lauf eines Jahres verteilt sich diese Energie, wenn auch
ungleichmässig, auf die gesamte Erdoberfläche S = 4  R2
(Oberfläche einer Kugel mit Radius R).
Somit beträgt die verfügbare Energie an der Oberfläche der
Atmosphäre über ein Jahr und über alle Breitengrade gemittelt :
E/(S x 365 d x 24 h x 3600 s)=C/4=1370/4 # 340W/m2
87
Ende Anhang 1
88
Anhang 2
Strahlungsbilanz und Treibhauseffekt
89
Wir hielten fest, dass – global gesehen – die mittleren
Temperaturen der Erdoberfläche und der Erdatmosphäre
im Wesentlichen zeitlich konstant sind.
Nun betrachten wir etwas genauer, wie die
Strahlungbilanz zu Stande kommt und wie dank der
Konvektion und der Niederschlagsbildung der
Strahlungüberschuss an der Erdoberfläche an die
Atmosphäre übergeht, die selber ein Strahlungsdefizit
aufweist.
90
Auf die Atmosphäre trifft ein
solarer Energiestrom
von
340
340 W pro m2.
80
80 W pro m2 werden durch
Wolken reflektiert,
80
80 W pro m2 werden von der
Atmosphäre und von den Wolken
absorbiert,
nur 180 W pro m2
180
erreichen den Boden.
91
180 W pro m2 erreichen die
Erdoberfläche,
180
… die 20 W pro m2 reflektiert.
20
Nur 160 W.m-2 werden vom Boden
und den Meeren absorbiert.
160
92
20 W.m-2
220
20
durchqueren die Atmosphäre direkt
-2 werdenininden
entweichen
220und
W.m
denWeltraum.
Weltraum
und 330 zum Boden zurück emittiert.
(atmosphärisches Fenster im Bereich
8 bis 13 Mikrometer).
Wolken…
… und die Atmosphäre
absorbieren
370 W pro
0
m2 dieser Abstrahlung.
370
330
Bei einer Mitteltemperatur von 15° strahlt
die Erdoberfläche 390 W.m-2 ab.
390
93
STRAHLUNGSBILANZ des Systems Erde/Atmosphäre
(an der Atmosphärenobergrenze)
340
80
20
20
220
Weltraum
370
80
Atmosphäre
und Wolken
Boden
160
390
220
330
330
Globalement, vues de l ’espace, la terre et son atmosphère sont en
équilibre radiatif, puisque les 240 Watts par m2 de rayonnement
solaire réellement disponibles pour l’atmosphère et le sol sont égaux
94
au flux infrarouge sortant.
STRAHLUNGSBILANZ AM BODEN
340
Weltraum
80
20
20
220
370
80
80
220
330
Atmosphäre
und Wolken
Boden
160
390
330
Au total, le sol absorbe 160 + 330 = 490 W.m-2 et n’en émet que 390.
Il n ’est donc pas en équilibre radiatif.
Mais puisque sa température moyenne reste néanmoins constante, un processus
autre que radiatif doit intervenir pour évacuer l ’excès de chauffage radiatif
en
95
surface (100 W.m-2).
STRAHLUNGSBILANZ DER ATMOSPHÄRE UND DER WOLKEN
L’atmosphère et les nuages absorbent 80 W.m-2 du rayonnement solaire incident
et 370 W.m-2 du rayonnement infra rouge terrestre, soit 450 W.m-2.
Or ils émettent 220 + 330 = 550 W.m-2, soit un déficit de 100 W.m-2.
340
80
Weltraum
Atmosphäre
und Wolken
Boden
160
20
20
80
220
370
390
220
330
330
Là encore, puisque la température moyenne de l ’atmosphère est
96
sensiblement constante, un processus autre que radiatif doit intervenir
pour combler le déficit radiatif de l’atmosphère.
DIE KOMPENSIERENDEN PROZESSE
L’excès d ’énergie radiative au sol est utilisée :
1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m-2,
340
80
20
20
80
Boden
160
220
370
20
80
390
220
330
330
2- pour chauffer l ’air au contact du sol (chaleur sensible et convection sans
précipitations): 20 W.m-2.
Le sol reçoit 160 + 330 = 490 w.m-2 .
Il émet 390 w.m-2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré.
97
Pour l ’atmosphère et les nuages, qui émettent 330 +220 = 550 W.m-2 sous
forme de rayonnement infrarouge, il y a donc trois sources de chaleur :
1-le chauffage radiatif par absorption du rayonnement solaire : 80 W.m-2
et du rayonnement infrarouge terrestre : 370 W.m-2, soit 450 W.m-2,
2- le chauffage par chaleur sensible (convection sans précipitations et
conduction) : 20 W.m-2,
340
80
20
20
80
20
Boden
160
80
220
220
370
330
20 80 390
330
3- le chauffage par dégagement de chaleur latente lié à la formation de
nuages donnant lieu à des précipitations : 80 W.m-2 .
Leur bilan énergétique est ainsi équilibré.
98
Der « natürliche » Treibhauseffekt
En l’absence d’atmosphère (et en
admettant encore un albédo de 30 %),
la surface terrestre
• recevrait 240 W.m-2
Avec l’atmosphère, le sol rayonne 390 W.m-2,
correspondant à une température de surface de
288 K, soit de 15 °C.
• et émettrait en retour 240 W.m-2.
Sa température d’équilibre radiatif
serait de 255 K , soit: -18 °C.
240
240
(atmosph.
Fenster)
20
220
80
100
370
Atmosphäre
und Wolken
330
Boden
-18 °C
240
Boden 15 °C
240
160
390
100
L’énergie radiative supplémentaire (390-240 W.m-2 ) apportée au sol par
99
l’atmosphère est ce que l’on appelle « l ’effet de serre atmosphérique naturel
».
D Cruette
Der « natürliche » Treibhauseffekt
Definitionsgemäss ist sein Wert die Differenz zwischen
- der infraroten Abstrahlung des Bodens:
sprich:
390 W.m-2 ,
- und der Atmosphäre:
240 W.m-2.
150 W.m-2
240
(atmosph.
Fenster)
20
220
80
100
370
Atmosphäre
und Wolken
330
Boden
160
15 °C
390
100
100
.D Cruette
Atmosphärische Bestandteile, die zum
Treibhauseffekt beitragen
Komponente
Abstrahlung
(W .m-2)
9900
B eitrag zum
T reibhauseffekt (%)
6600 %
%
W
Woollkkeenn ((C
Ciirrrruuss))
3300
2200 %
%
T
Trreeiibbhhaauussggaassee
((C
CO
O22,, C
CH
H44,, O
O33 eettcc..))
3300
2200 %
%
W
Waasssseerrddaam
mppff
Une augmentation de la concentration de certains de ces
constituants, particulièrement de ceux qui réduiraient la
Der Wasserdampf liefert den Hauptbeitrag zum « Treibhauseffekt ».
« transparence » de la fenêtre atmosphérique (CO2, CH4, O3,
etc.), devrait logiquement entraîner une augmentation de l’effet de
serre.
101
Ende Anhang 2
102