Kapitel_2 - ETH E
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2. Physik und Chemie der Atmosphäre 12 2–0 2.1 Überblick 13 2.1 Vorbemerkungen zum Inhalt In diesem Kapitel wird ein Abriss über die physikalischen und chemischen Eigenschaften der Luft und der globalen Atmosphäre gegeben. Im Abschnitt 2.2 werden zuerst die wichtigsten Moleküle und Atome der trockenen Atmosphäre diskutiert. Es handelt sich um molekularen Stickstoff (N2), um Sauerstoff (O2), Ozon (O3), atomares Argon (Ar) sowie sehr geringe Mengen von Spurengasen wie z.B. Kohlendioxid (CO2). Die wichtigsten Eigenschaften der Troposphäre werden im Abschnitt 2.3 erläutert: Allgemeine Eigenschaften, Wasserdampf, Wolken, Winde und Abhängigkeit des Luftdrucks von der Höhe (vertikaler Druck – Gradient). Im Abschnitt 2.4 wird die Stratosphäre diskutiert: Allgemeine Eigenschaften, Temperaturprofil sowie Eigenschaften und Funktion von Ozon. Der Abschnitt 2.5 ist der Mesophäre gewidtmet: Allgemeine Charakteristika, Temperaturverlauf und CO2 – Gehalt . Im Abschnitt 2.6 werden die wichtigsten Eigenschaften der Thermosphäre erörtert: H2 - Moleküle und He – Atome sowie Strahlungstemperatur. Der Abschnitt 2.7 ist der äussersten Atmosphärenschicht, der sog. Exosphäre gewidmet . Die Konzentration der Teilchen ist fast vernachlässigbar klein und die Teilchen sind weitgehend ionisiert. Die Strahlungstemperatur schwankt stark zwischen Tag und Nacht. 14 2–1 2.2 Zusammensetzung der trockenen Atmosphäre 15 Mittlere Zusammensetzung von trockener Luft in der Troposphäre (s. A-2-1) Hauptbestandteile Stickstoff (N2) Sauerstoff (O2) Argon (Ar) Zwischensumme Volumen (%) Volumen (ppm Massen (%) 78.084 780’840 75.518 20.942 209’420 23.135 0.934 9’340 1.287 999’600 ppm 99.960 % 99.940 % Spurengase Kohlendioxid (CO2) Neon (Ne) 580.000*10-4 380 380.00*10-4 18.18*10-4 18.18 12.670*10-4 Helium (He) 5.24*10-4 5.240 0.720*10-4 Methan (CH4) 1.76*10-4 1.760 0.97*10-4 Krypton (Kr) 1.14*10-4 1.140 3.300*10-4 Xenon (Xe) 0.09*10-4 Wasserstoff (H2) Distickstoffoxid (N2O) 0.087 ~ 0.50*10-4 ~ 0.5 0.31*10-4 0.317 Kohlenmonoxid (CO) ~ 0.2*10-4 ~0.2 Zwischensumme ~ 0.040 % ~ 400 ppm 16 2–2 0.400*10-4 ~ 0.036*10-4 0.480*10-4 ~ 0.100*10-4 ~ 0.060 % Das Stickstoffmolekül N2 In einer Dreifachbindung gewährleisten 3 Paare von Bindungselektronen den Zusammenhalt des Moleküls. Elementar tritt Stickstoff nur in Form zweiatomiger Moleküle auf (molekularer Stickstoff), auch Distickstoff genannt, Summenformel N2); er ist mit 78 Volumen % der Hauptbestanteil der Luft. Molekularer Stickstoff ist ein farb – geruch - und geschmackloses Gas. Die beiden N-Atome sind im N2- Molekül durch eine stabile Dreifachbindung gebunden und das Molekül ist sehr reaktionsträge . Die damit verbundene hohe Bindungsdissoziationsenergie beträgt 942 kJ/mol (1 Mol N2 enthält 6.023*1023 N2Moleküle) 17 DasSauerstoffmolekül SauerstoffmolekülOO2 Das 2 Eine Doppelbindung ist eine Verbindung zweier Atome durch je zwei Elektronenpaare. Elementar tritt Sauerstoff als eine Verbindung aus zwei Sauerstoff-Atomen mit der Summenformel O2 auf, die man als molekularen Sauerstoff bezeichnet. In O2 sind die beiden O - Atome durch eine stabile kovalente Doppelbindung gebunden. Es ist ein farb- und geruchloses Gas, das in der Luft zu ca. 20.9 % enthalten ist. Die beiden O – Atome sind in O2 durch eine stabile kovalent Doppelbindung gebunden. Fast alle Lebewesen benötigen Sauerstoff zum Leben. Sauerstoff ist ein sehr reaktionsfreudiges Element; mit N2 sind Reaktionen aber nur unter speziellen Bedingungen, etwa bei Blitzschlag möglich . 18 2–3 Das Argon – Atom Ar Bild links : Eine schematische Darstellung der Schale des Argon – Atoms Bild rechts : Das Argon Atom mit Kern und Schale; das Atomgewicht ist 40 Vorkommen in der Luft : 0.9340 %, entspricht 934 ml pro 100 Liter Luft. Argon ist das dritt häufigste Element in der Erdatmosphäre (s. p. 16). Der Grund für die grosse Häufigkeit von Ar liegt darin, das Ar durch radioaktiven Zerfall von 40K, das zu 2.6 % in der Erdkruste vorhanden ist, in 40Ar zerfiel. Es wurde dann durch vulkanische Aktivitäten in die Atmosphäre transportiert. 40K 40Ar Zerfallsreaktion : 19 18 + 1 Positron; Halbwertszeit = 11.93 Gyr (40Ar18: Massenzahl A = 40, Ordnungszahl Z = 18; Positron = Antiteilchen des Elektrons) (1 Gyr = 1 Gigajahr = 109 Jahre) 19 Spurengase in der Luft (s. p. 16) Molekül / Atom CO2 Ne He Methan: CH4 Krypton Kr • • • • Standard-Dichte in Luft : 1.98 kg / m3 = 0.0198 g/cm3 Lineares Molekül unpolar , d.h. Dipolmoment = 0 Doppelbindungen zwischen C und O Relativ hohe Löslichkeit in H2O (1700 mg/L bei NB) • • • • • • • • • Edelgas mit 8 Elektronen auf äussersten Schale 2 Elektronen in innerer Schale total 10 Elektronen Zahl der Protonen (P) = Zahl der Neutronen (N) = 10 Neon (Ne) ist farb – und geruchlos Verflüchtigt sich aus der Atmosphäre ins Weltall Edelgas mit 2 Elektronen auf äussersten Schale Zahl der Protonen (P) = Zahl der Neutronen (N) = 2 Helium (He) ist farb – und geruchlos und ungiftig Verflüchtigt sich aus der Atmosphäre ins Weltall • • • Der Kern von C enthält 6 Protonen und 6 Neutronen Das Kohlenstoffatom C enthält 2 Elektronen in der inneren Schale und 4 in der äusseren Schale In CH4: 4 kovalenten C-H Bindungen • • • • • • Krypton ist ein Edelgas mit P = 36 und N = 48 Die 1. Schale enthält 2 Elektronen Die 2. Schale enthält 8 Elektronen Die 3. Schale enthält 18 Elektronen Die 4. Schale enthält 8 Elektronen Total : 36 Elektronen 20 2–4 Spurengase in der Luft (cont): s. p. 16 Xenon (Xe) H2 N2O CO • • • • Farbloses, geruchloses und reaktionsträges Edelgas; Ordnungszahl Z = 54; Neutronen N = 77; A = Z + N = 131; Dichte r = 5.8982 kg/m3 bei 273.15 K, 1 atm = 1013 hPa; Xenon ist schwerer als Luft; In Luft: ca. 0.09 ppm • • • • Zwei Protonen und 2 Elektronen Elektronenpaarbindung oder kovalente Bindung Zweiatomiges Gas In Atmosphäre sehr selten (s. p. 16) • • • • Distickstoffoxid : farbloses Gas (Lachgas) Lachgas : Einatmen kann zur Euphorie führen N2O ist en Treibhausgas (davon 6% anthropogen) N2O trägt zum Abbau von Ozon (O3) bei (s. p. 22) • • • • • • • CO : farblos, geruchlos und geschmacklos Sehr giftig gefährliches Atemgas CO ist brennbar Verdoppelung der CO- Konzentration seit den vorindustriellen Zeiten Anstieg von troposphärischem CO Beitrag zu globaler Erwärmung 21 Ozon - eine besondere Art von Sauerstoff - 1 Ozon (O3) ist ein dreiatomiges Sauerstoff-Molekül. Es entsteht bei der Verbindung eines normalen Sauerstoff-Moleküls (O2) mit einatomigem Sauerstoff (O), den die energiereiche UV- Strahlung der Sonne entweder aus Stickoxiden (Bodennähe) oder direkt aus dem normalen Sauerstoff (in der Stratosphäre) abspaltet. Ozon bildet sich also überall dort, wo durch Energiezufuhr der normale Sauerstoff der Luft (O2) in einzelne Atome (O) zerlegt wird, die sich dann mit jeweils einem Molekül des Luft – Sauerstoffs zu einem Ozon-Molekül (O3) verbinden können. Es hat nicht lange Bestand, sondern zerfällt schon in kurzer Zeit wieder zu normalem Sauerstoff. Diese Unbeständigkeit ist die Folge der besonderen Reaktionsfreudigkeit und Aggressivität, mit der das Ozon Verbindungen mit anderen Stoffen eingeht. Deshalb ist es auch gar nicht so sicher, ob der stechende Geruch vom Ozon selber stammt oder erst von Umwandlungsprodukten erzeugt wird. 22 2–5 Einige Eigenschaften des Ozon – Moleküls - 2 Als Mesomerie (auch Resonanzstruktur) wird das Phänomen bezeichnet, dass die Bindungsverhältnisse in einem Molekül nicht durch eine einzige Strukturformel sondern nur durch mehrere Grenzformeln dargestellt werden können. Mesomere Grenzstrukturen des Ozonmoleküls Molekülstruktur: Es handelt sich um ein gewinkeltes polares Molekül mit einem Dipolmoment von 0.5337 D. Der O-O Abstand beträgt 127.8 pm (= 1.278 Ẳ = 0.1278 nm). Der Winkel zwischen den 3 Sauerstoffatomen beträgt 116.8o. Bildung: 3 O2 2 O3; DH = + 286 kJ Ozon bildet sich in der Atmosphäre vor allem auf drei Arten: a) Aufspaltung von O2–Molekülen durch energiereiche Sonnenstrahlung in zwei einzelne Atome, die sich jeweils mit einem weiteren O2–Molekül zu Ozon vereinigen. b) In Erdnähe bildet sich Ozon bei der Reaktion von Stickoxiden (z.B. NO2) mit O2 unter dem Einfluss von UV-Strahlung. c) Bei Gewittern: Durch den elektrischen Stromfluss zwischen Wolke und Erdboden bei der Blitzentladung entsteht Ozon (neben Salpetersäuren und weiteren Stoffen). 23 2–6 2.3 Die Troposphäre 24 2.3.1 Allgemeine Eigenschaften - 1 ~ 50 km ~ 20 km ~ 10 km h (km) ϑ(0C) Die relativ warme bodennahe Luft steigt in der Troposphäre auf und dehnt sich dabei aus. Dabei kühlt sie sich ab. An der Tropopause angekommen kann sie nicht weiter aufsteigen, sondern sich nur noch in der Breite ausdehnen. [Im Originalbild ist ersichtlich wie ein Luftpaket aufsteigt, grösser wird und sich abkühlt]. (Grafik: Elmar Uherek). Die Zunahme der Temperatur oberhalb 20 km ist durch Ozon bedingt, welches das UV – Licht der Sonne absorbiert und dadurch die Atmosphäre wieder erwärmt (s. p. 26). (Die h- Skala ist nicht linear). Die Troposphäre ist diejenige Schicht unserer Atmosphäre, welche der Erde am nächsten ist (s. p. 9). Es handelt sich um die Luft um uns herum, vom Erdboden aus bis zu den höchsten Wolken. Wenn wir hinauf zum Himmel blicken, neigen wir dazu, die Dicke dieser Schicht zu überschätzen. Die Dicke der Troposphäre beträgt etwa 10 Kilometer an den Polen, wo sie im Winter bis zu 2 Kilometer niedriger ist als im Sommer, und 18 Kilometer am Aequator. In der Troposphäre sind etwa 90 % der gesamten Luft enthalten . Da sich in ihr der Grossteil des Wetters abspielt, spricht man auch von der Wetterschicht der Atmosphäre. 25 2–7 Eigenschaften der Troposphäre - 2 Die Troposphäre wird nur in geringem Masse direkt durch Sonneneinstrahlung erwärmt. Der grosse Teil der Wärme wird vom Erdboden aufgenommen, weswegen die Lufttemperatur im Schnitt um etwa 6.5 oC pro Kilometer Höhe abnimmt. Dies nennt man den vertikalen atmosphärischen Temperaturgradienten. In trocken-adiabatischen (= wolkenlosen Abschnitten) beträgt er durchschnittlich 1oC pro 100 Meter, in feuchtadiabatischen (wolken- und nebelreichen) Raum sind es pro 100 Meter etwa 0.6 0C. In der Tropopause (s. p. 9) beträgt die Temperatur ca. - 75 oC am Aequator und ca. - 45 oC an den Polen. Als Inversion bezeichnet man allgemein die Umkehrung des in der Atmosphäre normalen Temperaturverlaufs mit zunehmender Höhe. Eine sehr stabile Inversion wird durch die Tropopause gebildet (s. Figur, p. 25) und erklärt sich durch die in einer Höhe von 10 bis 15 km langsam zunehmende Ozonkonzentration. Das Ozon absorbiert den sehr kurwelligen UV-B-Teil der Sonneneinstrahlung und führt damit zu einer Temperaturerhöhung entgegen dem allgemeinen Trend der Temperaturabnahme. Die chemische Zusammensetzung der trockenen Troposphäre ist im Wesentlichen gleichmässig (N2, O2, Ar, .., s. p 16). Dies ist aber nicht der Fall für das Wasser (gasförmiger Wasserdampf, Wolken): Der Wassergehalt der Troposphäre ist in der Regel sehr stark vom Ort und der Höhe abhängig (s. Kapitel 3). Der Druck und die Dichte der Atmosphäre sind maximal auf Meereshöhe und nehmen mit zunehmender Höhe stark ab (s. p. 54). Die Abnahme des Drucks mit steigender Höhe ist näherungsweise durch die barometrische Höhenformel gegeben (s. pp 27 - 29). In der Troposphäre spielt sich praktisch das ganze Wettergeschehen unseres Planeten ab (s. Kapitel 3). 26 Barometrische Höhenformel - 1 Die barometrische Höhenformel beschreibt die vertikale Verteilung der (Gas-) Teilchen in der Atmosphäre der Erde, also die Abhängigkeit des Luftdruckes von der Höhe. Man spricht daher auch von einem vertikalen Druck-Gradienten, der jedoch aufgrund der Wetterdynamik innerhalb der unteren Atmosphäre nur mit Näherungen auf mathematischem Wege beschrieben werden kann. Der Luftdruck auf Meereshöhe ist 1 bar = 105 Pascal = 105 Pa = 103 hPa; 1 hPa = 100 Pa. In der einfachsten Form kann grob angenommen werden, dass der Luftdruck in der Höhe des Meeresspiegels und 0 0C um Dp = 1 hPa (entspricht 1 ‰ des mittleren Luftdrucks) pro Dh = 8 m Höhenzunahme abnimmt: Dp / Dh = - 1hPa / 8m = - 12.5 Pa / m. In der einführenden Literatur wird die klassische barometrische Höhenformel zitiert, in welcher man annimmt, dass die Temperatur T unabhängig von der Höhe konstant ist (isotherme Atmosphäre). Es seien h0 und h > h0 zwei Höhen über dem Meeresspiegel und p(h0) und p(h) die entsprechenden Drucke. Dann lautet die barometrische Höhenformel: p(h) = p(h0) * exp( - Dh / hS) ; dabei ist (1) die Höhendifferenz = Dh = h – h0 ; (auf Meereshöhe ist h0 = 0). hs ist die sog. Skalenhöhe: hS = R*T / M*g (s. Anhang p. 2-A-3-1). 28.9644*10-3 (2a) (2b) R ist die univ. Gaskonstante = 8.314 J/(mol K), M = kg/mol ist die Molmasse der Luft und g(h < 12 km) ≈ g(0) = 9.81 ms-2 ist die Erdbeschleunigung (s. p. 55). Für 300 K (27 oC) ist h = 8779 m, für T= 288 K (~ 15 0C) ist h = 8437 m und für T = 273 K (0 oC) ist h = S S S 7989 m. Die Dichte r erhält man aus dem idealen Gasgesetz pV = RT und r = M/V; daraus folgt r(h) = r(h0) * exp (-Dh / hs) (3) 27 2–8 Barometrische Höhenformel - 2 Atmosphäre mit linearer Temperaturabhängigkeit Zur Herleitung der Gleichungen (1) bis (3) wurde angenommen, dass die Temperatur konstant ist. Die Figuren auf pp 1-A-3-1 und 25 zeigen aber, dass in der Troposphäre die Temperatur mit zunehmender Höhe abnimmt. [Wir sehen hier von der sog. Inversion, d.h. von der Zunahme der Temperatur mit wachsender Höhe ab] . In erster Näherung beschreiben wir T(h) durch eine lineare Gleichung der Form T(h) = T(h0) - a*(h – h0) (4) Setzt man Gleichung (4) in die Grundgleichung dp / p = - [M g / R T(h)] dh ein, dann erhält man nach Integration über die Höhe h das Resultat (s. Ref. R.2.3.18) p(h) = p(h0) * [1 – (a Dh/T(h0)] (Mg / R a) mit Dh = h – h0 (5) Dh = h – h0 (6) Für die Dichte r(h) erhält man entsprechend r(h) = r(h0) * [1 – (a Dh/T(h0)] (Mg / R a) -1 mit Verglichen mit Gleichung (5) ist in Gleichung (6) der Exponent um 1 verkleinert . Dies folgt aus pV = RT(h) und r = M/V woraus folgt, dass die Dichte explizit von der Temperatur T(h) abhängt: r(h) = r(h0)* [T(h0)/T(h)]*[ p)h)/p(h0)] (6a) 28 Barometrische Höhenformel - 3 Wie Messungen der Temperaturprofile in der Troposphäre zeigen, ist die Annahme einer linearen Temperaturabnahme im Mittel eine gute Näherung, wenn auch im Einzelnen deutliche Abweichungen auftreten können, z.B. bei Inversionswetterlagen (*). Die Hauptursache für die Temperaturabnahme mit der Höhe ist die Erwärmung der unteren Luftschichten durch die von der Sonne aufgeheizte Erdoberfläche, während die oberen Luftschichten Wärme in den Weltraum abstrahlen. Im Mittel über alle Wetterlagen ist der Temperaturgradient 0.65 K pro 100 m, d.h. die Temperaturabnahme beträgt a = DT / Dh = 0.65 K/100m = 0.0065 K/m. [Die beschriebenen Verhältnisse sind auf die Troposphäre beschränkt]. In der Stratosphäre nimmt die Temperatur deutlich langsamer ab, meist nimmt sie sogar wieder zu, vor allem wegen der Absorption von UV-Strahlung in der Ozonschicht (s. pp 9, 1-A-3-1, 37 - 42). Für einen Temperaturgradienten von 0.0065 K/m nimmt der Exponent in Gleichung (5), p. 28, den Wert 5.255 an, d.h. man erhält p(h) = p(h0)* [1 – 0.0065*Dh / T(h0)] 5.255 (7a) Setzt man die Referenzhöhe h0 auf Meereshöhe und nimmt für die dortige Atmosphäre einen mittlerem Zustand an, wie er durch die Internationale Standardatmosphäre beschrieben wird (Temperatur 15 0C, Luftdruck 1013.25 hPa, a = 0.0065 K/m), so erhält man die Internationale Höhenformel für die Troposphäre (bis 11 km Höhe) p(h) = 1013.25* [1 – 0.0065*Dh / 288.15] 5.255 (**) (7b) (*) Unter einer Inversionswetterlage versteht man eine Umkehrung des in der Atmosphäre normalen Temperaturverlaufs mit zunehmender Höhe, d.h. die Temperatur T nimmt mit wachsender Höhe zu. (**) Im konkreten Anwendungsfall ist die Genauigkeit der Formel (5b) allerdings begrenzt, da der Berechnung eine mittlere Atmosphäre zugrunde gelegt ist. 29 2–9 Barometrische Höhenkurven p(h) 10’000 Mt- Everest (8848 m) Höhe h in m 8000 6000 Isotherme barometrische Höhenkurve Internationale barometrische Höhenkurve 4000 2000 Mt. Blanc (4807 m) auf Meereshöhe: 15 oC 0 0 200 400 600 800 1000 Luftdruck p in hPa 1013 hPa 30 Mittlere Wärmekapazität der Luft Die Wärmekapazität eines Stoffes bei konstantem Druck ist definiert als cp = DQ / (m DT) . (8) Dabei ist DQ die thermische Energie, die der Substanz zugefügt wird, m ist die Masse der Substanz, cp die spezifische Wärme bei konstantem Druck und DT ist die Temperaturdifferenz. Bei der Hebung eines Luftpaketes mit dem Gewicht G = mg um die Höhe Dh ist DQ = G* Dh = m g Dh, womit Cp = g (Dh / DT) . (9) Setzt man gemäss p. 29 für den mittleren Temperaturgradienten a = DT / Dh = 0.0065 K/m ein, dann ist der Mittelwert über alle Wetterlagen (Mittel über Wetter mit trockener und feuchter Luft): Cp = 1509 (m2/s2K) = 1509 (Ws/kg K) . (10) Dieser Wert liegt zwischen der spezifischen Wärme für trockene Luft mit Cp = 1005 (Ws/kg K) und der spezifischen Wärme von Wasserdampf mit Cp = 2034 (Ws/kg K). [Bemerkung: Die spezifische Wärme von trockener Luft ist zwischen – 100 0C und + 40 0C im wesentlichen konstant: Cp = 1.009 (Ws/kg K) bei – 100oC und Cp = 1.005 (Ws/kg K) bei + 400C]. 31 2 – 10 Die Tropopause Verlauf der Tropopause (km) Als Tropopause bezeichnet man die schmale Übergangszone (in der Figur rot punktiert) zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre. Sie ist nach offizieller Definition der WMO (World Meteorogical Organization) durch einen vertikalen Temperaturgradienten von weniger als - 0.2 K/100 m über eine Höhendifferenz zwischen einigen hundert Metern bis 2 – 3 km gekennzeichnet. Wie die Figur zeigt, hängt die Höhe der Tropopause vom Ort ab, hauptsächlich von der geographischen Breite. Ihre Höhe beträgt ca. 16 km über Australien am Jahresende und etwa 12 - 16 km in mittleren Jahreszeiten. Mit steigender geographischen Breite nimmt ihre Höhe ab und am Nord- und Südpol beträgt sie etwa 9 km. Die Ozonschicht befindet sich gleich über der Tropopause aber in der Stratosphäre. Die meisten kommerziellen Flugzeuge fliegen zwischen der unteren Stratosphäre und der oberen Troposphäre. Breitengrad 32 2 – 11 2.4 Die Stratosphäre 33 Allgemeine Eigenschaften Die Stratosphäre ist die zweite Schicht der Erdatmosphäre; der Grenzbereich zwischen Stratosphäre und Troposphäre wird als Tropopause bezeichnet (s. p. 32). Wie die Figur auf p. 32 zeigt, liegt die Tropopause in einer Höhe von ca. 9 km an den geographischen Polen und ca. 12 - 16 km am Aequator. Über der Stratosphäre schliesst sich die Mesosphäre an (s. pp 7, 9). Die Grenze ist die Stratopause in etwa 50 km Höhe . In der Stratosphäre nimmt die Temperatur im Mittel mit steigender Höhe zu, wobei diese Steigung in der unteren Stratosphäre, bis ca. 20 km noch verschwindend klein ist. Diese Temperaturzunahme mit der Höhe unterscheidet die Stratosphäre von den sie einschliessenden Luftschichten. Verursacht wird dieser inverse Temperaturvelauf hauptsächlich durch das in der Stratosphäre befindliche Ozon (s. Figur, p. 35), das UV-Strahlung aus dem Sonnenlicht absorbiert und dabei elektromagnetische Strahlung in Wärme umwandelt. Am stärksten ist die Erwärmung im Bereich der Ozonschicht; dort steigt die Temperatur von ca. – 60 oC bis auf knapp unter 0oC (s. pp. 9 und 1-A-3-1). Durch die niedrigere Temperatur an der Tropopause kondensiert atmosphärischer Wasserdampf dort fast vollständig aus. Aus diesem Grunde ist die stratosphärische Luft sehr trocken. Wolken bilden sich in der Stratosphäre für gewöhnlich nur unter extrem kalten Bedingungen (sog. Polare Stratosphärenwolken: s. p. 36). 34 2 – 12 Temperaturprofil der Atmosphäre Die Stratosphäre (15 – 50 km) schliesst an die Troposphäre an. Ihre Temperatur ist geschichtet (stratified), wobei die Temperatur von unten nach oben zunimmt; dies ist im Gegensatz zum Temperaturverlauf der Troposphäre. Die Grenzschicht zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre ist die Tropopause (p. 32), während die Grenzschicht zwischen der Stratosphäre und der Mesosphäre die sog. Stratopause ist. [Die Grenzschicht zwischen der Mesosphäre und der Thermosphäre ist die Mesopause]. Mesopause Stratopause Die Zunahme der Temperatur mit steigender Höhe in der Stratosphäre wird wesentlich durch die Ozonschicht verursacht, welche die kurwelligen Anteile des Sonnenlichtes im UV absorbiert (s. p. 37). Tropopause 35 Polare Stratosphärenwolken In der Stratosphäre ist der Wasserdampfgehalt der Luft sehr gering, sodass sich keine herkömmlichen Wasserwolken bilden können. Polare Stratosphärenwolken (PSC’s = Polar Stratospheric Clouds) bestehen aus Salpetersäure (HNO3 und/oder aus Schwefelsäure (H2SO4) und Salpetersäure, beide Modifikationen mit einem Mantel aus Wassereis umgeben oder aus Wassereis allein. Demgemäss unterscheidet man: Typ Ia : Kristalle aus Salpetersäuretrihydrat mit vereistem Wasserfilm Typ Ib : Schwefelsäure und Salpetersäure mit vereistem Wasserfilm Typ II : lediglich aus vereistem Wasser An der Oberfläche der Kristalle können chemische Reaktionen ablaufen, die für den Ozonabbau in der Stratosphäre und die Entstehung des Ozonlochs bedeutsam sind. Diese polaren Stratosphärenwolken, auch Perlmutterwolken genannt, treten in der Stratosphäre in Höhen über 20 km auf, meist im Bereich zwischen 22 und 29 km. Dies geschieht im Winter regelmässig in den Polarregionen jenseits von 800 nördlicher respektive 800 südlicher Breite. PSC vom Typ I: oberste weisse Wolke PSC vom Typ II: perlmuttfarbene Wolken Type I 36 2 - 13 Type II Die Ozonschicht der Stratosphäre Die Ozonschicht ist ein Teil der Stratosphäre, in der unter der Einwirkung der energiereichen ultravioletten (UV)- Strahlung der Sonne Sauerstoff in Form von O2 in Ozon (O3) umgewandelt wird. Die Ozonschicht beginnt in einer Höhe von 10 bis 17 km und erstreckt sich bis auf eine Höhe von ca. 50 km. (zur Bildung und Struktur des Ozonmoleküls: s. pp 22 und 23). Das Ozon O3 bildet sich aus molekularem Sauerstoff O2. Die vergleichsweise hohe Konzentration von Ozon [2–8 ml/m3 oder 2–8 ppm] absorbiert UV-Strahlung, insbesondere UV-B, wobei das Ozon von dieser Strahlung teilweise wieder in O2 zerlegt wird: Es bildet sich ein chemisches Gleichgewicht, der sog. Ozon – Sauerstoffzyklus, bei dem die Menge von Ozon annähernd konstant bleibt: im Gleichgewicht halten sich die Ozonbildung und der Ozonzerfall die Waage: Ozonbildung: Ozonzerfall: 3 O2 2 O3 unter UV-B und UV-C Strahlung 2 O3 3 O2 unter UV-B und UV-A Strahlung Wellenlängen der UV- Strahlungsbereiche: UV-A: 400 – 315 nm ; UV-B: 315 – 280 nm ; UV-C: 280 – 100 nm (1 nm = 10-9 m) 37 Ozon- Profile in der Troposphäre und Stratosphäre Höhe (km) Atmosphärisches Ozon Stratosphärisches Ozon • Enthält 90 % des atmosphärischen Ozons • • Positive Eigenschaft: wirkt als primäres UV Strahlungsschild • Gegenwärtige Probleme: - Globale Abnahme - jährliches Ozonloch in jedem Frühling • • «Smog» Ozon Troposphärisches Ozon • Enthält 10 % des atmosphärischen Ozons Schädliche Wirkung: giftige Effekte auf Menschen und Vegetation Zeiten von hoher OzonKonzentration in urba – nen und ländlichen Gegenden mPa Ozon – Druck in mPa [1 mPa = 1 milli-Pa ≈ 10 -5 milli-atm] 38 2 - 14 Minimale Ozonkonzentration (DU) Ozon Konzentration in der Stratosphäre: 1979 – 2008 Jahr 39 39 Fläche in Millionen km2 Mittlere Fläche des Ozon- Lochs in der Antarktis (1980 – 2010) Jahr 40 2 – 15 Grösstes antarktisches Ozonloch Bild des grössten antarktischen Ozonlochs, das im September 2006 beobachtet wurde. Solche Ozonlöcher können bis 3 mal so gross wie die Fläche der USA sein. Fläche dieser Ozonschicht: ca. 30*106 km2 . Fläche der USA : 9.81*106 km2 . Flächenverhältnis : ca. Faktor 3 Das Ozonloch wurde das erste Mal im Jahre 1979 beobachtet (s. pp 39 und 40) und erschien über der kälteren Antarktis und zwar wegen der das Ozon zerstörenden chemischen Prozesse, welche am besten unter kalten Bedingungen ablaufen. Der antarktische Kontinent ist kälter als der arktische. Im Laufe der Jahre vergrösserte sich das Ozonloch schnell. Das Ozonloch dauert nur während 3 Monate an. Gerade wenn die aufgehender Sonne die Pflanzen und Tiere zur Aktivität anregt, dann erzeugt sie auch eine Dosis von gefährlicher UV- Strahlung. 41 Ozon – Killer und Folgen des Ozonverlustes Bestimmte Gase , insbesondere die Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) und Distickstoffoxid (N2O), auch Lachgas genannt, können durch katalytische Effekte einen beschleunigten Abbau des Ozons bewirken, sodass die Konzentration in Richtung O2 verschoben wird. Diese führen während der langandauernden Polarnächte zum Ozonloch. Strahlt gegen Ende der Polarnächte durch das noch nicht wieder geschlossene Ozonloch Licht auf die Erde, dann nimmt auf der Erde die UV- Strahlung zu. Dies kann zu einem deutlichen Anstieg an Hautkrebsfällen und schweren Augenkrankheiten führen Auch das Immunsystem wird gestört. Zudem wird bei den Pflanzen die Photosynthese im Blattgrün (Chlorophyll) beeinträchtigt mit der Folge starker Ernterückgänge. FCKW N2O 42 2 – 16 2.5 Die Mesosphäre 43 Die Mesosphäre zwischen Stratosphäre und Thermosphäre Druck ca. 10 - 6 atm Druck ca. 10 - 3 atm 44 2 – 17 Charakteristika der Mesosphäre Die Mesosphäre ist de mittlere der fünf Schichten der Erdatmosphäre (s. p. 7). Sie ist zur Erde hin von der Stratopause (in etwa 50 km Höhe) und nach oben von der Mesopause (in 80 bis 85 km Höhe) von der Thermosphäre ab gegrenzt. Aufgrund der hier extrem ausgedünnten Luft , sowie der Tatsache, dass hier kaum mehr Ozon vorhanden ist und sich die Absorption der energiereichen UV- Strahlung in der Stratosphäre abspielt, sinkt die Temperatur von etwa 0oC an der Stratopause mit jahreszeitlichen Schwankungen auf durchschnittlich ca. - 900C in ca 80 km Höhe (s. pp 35, 44, 47). Die Temperaturabnahme ist mit ca 3 K/km allerdings erheblich geringer als jene in der Troposphäre. Danach bleibt die Temperatur erneut konstant und steigt erst in der Thermosphäre wieder sehr stark an und kann bis auf 2000 0C steigen . Die chemische Zusammensetzung der Mesosphäre besteht hauptsächlich aus leichten Gasen, die sich entsprechend ihrer Masse zu schichten beginnen (die leichten Elemente kommen über die schweren zu liegen). Wenn Meteore gegen die Erde stürzen, dann verglühen sie leicht in dieser Schicht. Das in der Mesosphäre enthaltene CO2 trägt auch zur kalten Temperatur bei. Bei der Kollision von CO2 – Molekülen wird Wärme absorbiert. Ein Teil dieser Energie wird in Photonen umgewandelt, einem Prozess, der als Strahlungs-Emission bekannt ist. Dadurch wird Wärme aus der Mesosphäre in die Thermosphäre abtransportiert . 45 2 – 18 2.6 Die Thermosphäre 46 Die Thermosphäre Zur Veranschaulichung ist das auf p. 7 dargestellte Stockwerk der verschiedenen Schichten der Atmosphäre hier nochmals abgebildet. Die Thermosphäre ist eine Schicht der Atmosphäre, die bei ca. 80 km Höhe beginnt und bis etwa 500 km reicht. Hier sind so wenig Luftmoleküle, dass man sich schon fast im Vakuum des freien Raums befindet. Die Temperatur ist weniger eine Gleichgewichtstemperatur aller vorhandenen Moleküle und Atome (deren Konzentration ja ausserordentlich klein ist), als vielmehr eine Strahlungstemperatur. Wegen der fehlenden Schutzwirkung durch die Absorption der Atmosphäre erfährt man hier das volle Strahlungsspektrum der Sonne und des Weltalls. Die Ionosphäre erstreckt sich von ca. 70 km bis mehr als 1000 km Höhe. Exosphere h ≈ 500 – 600 km; Strahlungstemperatur ≈ 1100 0C Thermosphere Ionosphäre: 70 < h < 1000 km max. Elektronendichte bei 300 km Thermopause h ≈ 82 km; Mesopause Mesosphere h ≈ 50 km; ≈ Stratosphere h ≈ 15 km; ≈ – 82 0C Troposphere Für h ( ) vergleiche auch mit Diagramm auf p. 35 Stratopause Thermopause ≈ – 110 0C 47 2 – 19 0 0C Temperatut T und mittlere Molmasse <M> der Luft als Funktion der Höhe h M (g / mol) 10 15 20 25 30 600 Temperatur T Molare Masse M 500 300 200 Thermosphäre h (km) <M(h)> 400 Strahlungstemperatur Die Gründe für die Abnahme der mittleren Molmasse <M> mit zunehmender Höhe h in der Thermosphäre wird auf Seite 49 erklärt. T(h) 81 km 100 0 0 200 400 600 800 1000 1200 T (0C) 48 Thermosphäre (~ 81 km < ~ 600 km) ; zur Graphik von p. 48 Trotz ihres Namens ist die «Wärme» der Thermosphäre nicht «spürbar», weil die Luftdichte extrem viel kleiner ist als in Bodennähe (s. pp 35, 54). Die Temperatur (300 – 1500 0C) äussert sich nur in der raschen Bewegung der Gasteilchen. Ihre mittlere freie Weglänge beträgt hier mehrere Kilometer, sodass zwischen den Teilchen kaum mehr Wechselwirkungen durch Zusammenstösse oder Energieaustausch stattfinden. Die Temperatur nimmt anfangs (ab ca. 81 km) stark mit der Höhe zu und kann – auch abhängig von der Sonnenaktivität – bis 1700 0C ansteigen. Diese fühlt sich aber wegen der geringen Dichte und dem Wärmeverlust als schwarzer Körper trotzdem kalt an (s. auch p. 52). Bezugnehmend auf die Abhängigkeit der (trockenen) Luftmasse M in Abhängigkeit der Höhe h (s. grüne Kurve der Graphik auf p. 48) fällt auf, dass diese bis zu einer Höhe von etwa 81 km im wesentlichen konstant ist: gemäss p. 16 sind in diesem Bereich folgende Volumenanteile vorhanden: 78.08% molekularer Stickstoff, 20.95% molekularer Sauerstoff und ca. 0.93% Argon. Dies entspricht einer molaren Masse von etwa 28. 9 g/mol (s. Graphik von p. 48). Oberhalb von 81 km Höhe verändert dagegen die trockene Luft allmählich ihre Zusammensetzung. Dies ist zum einen auf die sehr dünne Hochatmosphäre zurückzuführen, in der sich schwerere Gase tiefer anreichern als leichte, weil die Schwerkraft der Erde nicht mehr auf die Luft als Ganzes, sondern auf die atmosphärischen Bestandteile im einzelnen wirkt. Zum andern sind es Dissoziations- und Ionisationsprozesse, welche wichtig werden. So wird z.B. in 180 km Höhe molekularer Stickstoff als häufigster Bestandteil von leichterem Sauerstoff abgelöst, allerdings nicht von jenem in molekularer sondern in atomarer Form. Konkret findet man in 180 km Höhe: 48.20% atomarer Sauerstoff und 48.14% molekularer Stickstoff, 3.51% molekularer Sauerstoff , 0.11% Helium, 0.04% Argon. In 400 km Höhe verändern sich die Anteile weiter auf hier 90.77% atomaren Sauerstoff, während molekularer Stickstoff nur noch zu 4.42% vorkommt und molekularer Sauerstoff gar nur noch zu 0.12%. Das leichte Edelgas Helium hat seinen Volumenanteil hingegen bereits auf 4.61% vergrössert und das noch leichtere Gas Wasserstoff kommt jetzt ebenfalls in nennenswerter Menge von 0.08% vor, mit weiter stark steigender Tendenz. Diese Tatsachen erklären die Abnahme der mittleren Molmasse <M> mit zunehmender Höhe h in der Thermosphäre. (s. Figur von p. 48). 49 2 – 20 Die Thermopause Die Thermopause ist die atmosphärische Grenzschicht zwischen der Thermosphäre und der Exosphäre (s. p. 47) . Die exakte Höhe der Thermopause hängt von verschiedenen Parametern ab, z.B. dem lokalen Ort, der lokalen Zeit sowie von der Jahreszeit, und kann an einem gegebenen Ort eine Dicke zwischen 500 und 1000 m besitzen. Unterhalb der Thermopause, d.h. im oberen Bereich der Thermosphäre, schirmt die Atmosphäre die zunehmende Präsenz der schwereren Gase, wie z.B. monoatomaren Sauerstoff ab. Oberhalb der Thermopause schliesst die Exosphäre an (s. pp 7 und 47), welche den Bereich der verschwindend kleinen Konzentration der atmosphärischen Teilchen darstellt (s. p. 48). Bei diesen Teilchen handelt es sich hauptsächlich um Wasserstoff-Moleküle und um Helium–Atome, welche sehr grosse mittlere freie Weglängen besitzen, sodass die Wechselwirkungen zwischen diesen Teilchen ausserordentlich klein sind. Obwohl alle diese Bereiche als atmosphärische Schichten bezeichnet werden, ist der Druck ausserordentlich klein (s. p. 54), sodass die als üblicherweise bezeichneten atmosphärischen Schichten unterhalb dieser Höhe liegen. Die Satelliten, welche die Erde umkreisen, erleiden keine nennenswerte atmosphärische Erwärmung, aber je nach der Höhe ihrer Umlaufbahn werden ihre Umkreisradien im Laufe der Zeit kleiner. Raumfahrzeuge umkreisen die Erde unterhalb der Thermopause, wo die Luftdichte verschwindend klein ist. 50 2 - 21 2.7 Die Exosphäre 51 Die Exosphäre - 1 Die Exosphäre stellt die äusserste Schicht der Erdatmosphäre dar. Sie markiert den fliessenden Uebergang von der Erde zum interplanetaren Raum, ist jedoch nach Definition der NASA bereits dessen Teil. Sie ist ein Teil der sog. Heterosphäre, d.h. jenes Bereiches der Atmosphäre ab ca. 120 km Höhe, indem sich die Gase entsprechend ihrer Atommassen entmischen und schichten. Ab einer Höhe von 1000 km kommt nur noch Wasserstoff als das leichteste Gas vor, dieser Bereich wird auch als Geokorona bezeichnet. Die Exosphäre schliesst an die Thermosphäre an (s. Bild, p. 47) und beginnt damit (nach unterschiedlichen Quellenangaben) etwa in einer Höhe zwischen 400 km und 1000 km. Ihre äussere Grenze wird mit etwa 10’000 km angegeben. Allerdings ist die Grenze nicht genau definiert, weil die Gasdichte kontinuierlich abnimmt und theoretisch nie den Wert Null erreicht. Alle in ihr enthaltenen Teilchen sind weitgehend ionisiert. Die Exosphäre ist die einzige Atmosphärenschicht, aus der Gasmoleküle wegen ihrer eigenen hohen Geschwindigkeit das Gravitationsfeld der Erde verlassen können, denn es sind so wenig Teilchen vorhanden, dass deren Bremswirkung vernachlässigt werden kann. Die hohe Temperatur von über 1’000 0C, die scheinbar in der Exosphäre herrscht, bezieht sich lediglich auf die hohe Geschwindigkeit der Teilchen (s. gestrichelte Linie der Temperaturkurve T(h) auf p. 48). Wegen der verschwindend kleinen Zahl der Teichen ist die Temperatur nicht durch Stösse zwischen den Teilchen bestimmt, sondern vielmehr durch die Wärmestrahlung der Sonne. Am Tag herrscht deshalb eine sehr hohe Temperatur während in der Nacht die Temperatur sehr tief ist. 52 2 – 22 Die Exosphäre - 2 In der Exosphäre wird die Temperatur nicht durch die Wechselwirkung, d.h. durch Stösse der Teilchen bedingt, da wegen der extrem kleinen Konzentration der Teilchen Stösse extrem selten sind. Die Temperatur in der Exosphäre wird vielmehr durch die Strahlungstemperatur der Sonne bestimmt. Diese hängt extrem stark davon ab ob ein Teil der Exosphäre im Strahlungsfeld der Sonne liegt (am Tag) oder vom Strahlungsfeld der Sonne abgeschirmt ist (in der Nacht). Am Tag kann die Sonneneinstrahlung Temperaturen weit über 1’0000C erzeugen, in der Nacht aber weit unter 00C. Die Exosphäre ist fast ein Vakuum. Diese Bild zeigt das Hubble Space Teleskop, welches die Erde in der Exosphäre umkreist. Bereiche des Teleskops, welche der Sonne exponiert sind, sind sehr heiss. Bereiche im Schatten sind dagegen sehr kalt. 53 Druck p und Dichte r als Funktion der Höhe h r (kg/m3) 10-12 10-10 10- 8 10- 6 10- 4 10- 2 1 kg/m3 100 600 600 Druck p in Pa Höhe h in km 500 Dichte r in kg / m3: log(r) ; 400 aus Gasgleichung: Dichte r = p / (Rs * T) Rs = R / M = 287.058 J / kg*K) = spez. Gaskonstante für trockene Luft T = 273 K 300 200 s. auch pp 27 - 30 100 0 10-6 10- 4 10- 2 54 2 – 23 100 102 p (Pa) 104 105 (1 bar) Erdbeschleunigung g als Funktion der Höhe h 10 10 9.81 m/s2 8 m 8 4 4 2 2 0 rE ME 0 10 100 101 102 Thermopause g(h) in m/s2 6 Mesopause Stratopause r h Tropopause 6 103 schwereloser Raum 104 105 Höhe 101 102 h in km 103 104 Höhe h über Meer (km) – (in log. Skala !) 105 gE = g(h=0) = 9.81 m/s2 = Erdbeschleunigung auf Meereshöhe Gravitationskraft K(r) = g ME m / r2 = m g(r) g(r) = g ME / r2 ; r = rE + h ; mit f = 1 + h/rE folgt: g(h) = gE / f2 ; g = 6.674 x 10-11 m3/kg s2 = Gravitationskonstante ; ME = 5.972 x 1024 kg = Masse der Erde ; rE = 6371 km = mittlerer Erdradius. 55 2 – 24 Anhang – Kapitel 2 2-A-0 Zusammenhang zwischen Volumen – und Massenanteilen Auf Seite 16 wurden die Volumenanteile und Massenanteile der verschiedenen Gase der Luft in der Troposphäre tabellarisch zusammengestellt. Hier soll der Zusammenhang dieser beiden Grössen erläutert werden. Es sei M die Gesamtmasse und V das Gesamtvolumen und Mk und Vk die Masse und das Volumen des Gases k. Ferner sei rk die Dichte des Gases k (bei Normalbedingungen). Wegen rk = Mk / Vk folgt für das Massenverhältnis h(k) des Gases k: Mk rk Vk rk (Vk / V) h(k)) = = = M S rk V k S rk (Vk / V) Beispiel für N2 , O2 , und Ar : p. 16 ; als Näherung berechnen wir h(N2), h(O2) und h(Ar) aus den Volumenanteilen V(N2)/V, V(O2)/V und V(Ar)/V, d.h. wir vernachlässigen alle in p. 16 aufgeführten Spurengase. Die Dichten für Normalbedingungen sind (in Einheiten von kg/m3): r(N2) = 1.2503; r(O2) = 1.429 und r(Ar) = 1.7813. Mit den entsprechenden prozentualen Volumenanteilen von p. 16: V(N2)/V = 78.084 %, V(O2)/V = 20.942 % und V(Ar)/V = 0.934 %, folgt für die prozentualen Massenanteile: h(N2) = 75.552 % ; h(O2) = 23.159 % ; und h(Ar) = 1.287 % . Diese Werte sind geringfügig grösser als die in p. 16 angegebenen Werte. Hätte man die Summe im Nenner von h(k) auch über die Spurengase erstreckt, dann hätte man die in p. 16 angegebenen exakten Werte für die Massenanteile erhalten. 2-A-2-1 2 – 25 Zur Skalenhöhe hs der barometrischen Höhenformel Die einfachste Höhenformel ist 120 p(h) = p0 exp(- h / hs) (p0 = 1013.25 hPa, s. pp 27, 30). HHöhe h in km 100 Wir denken uns die gesamte Atmosphäre unter der Kurve K auf einen Druck von 1 atm = 1013 hPa komprimiert und bestimmen die Höhe H des resultierenden Rechtecks. Ist A die Fläche unter der Kurve, dann gilt: 80 K 60 = p0 h s = p0 H , 40 p0 / e 20 p0 d,h. die gesuchte Höhe H = hs ist die sog. Skalenhöhe hs = (RT / (Mg) (s. p. 27). Bei einer Temperatur T = 288 K = 15 0C ist hs H = hs ≈ 8.4 km . A 0 0 500 1000 (s. rot gestricheltes Rechteck mit Fläche A) Druck p in hPa 2-A-3-1 Definition der Dobson Einheit (DE) Schicht mit Fläche von A = 1 m2 und Dicke d = 0.01 mm wird mit Ozon (O3)- belegt. Die Dobson- Einheit DE ist eine Einheit zur Messung der sich in einer Kolonne befindlichen Spurengases der Erdatmosphäre. Sie wird oft als ein Mass der Ozonmenge verwendet, die sich (hauptsächlich) in der Stratosphärenschicht befindet. Ein DE bezieht sich auf eine 10 mm = 0.01 mm dicke AlAlles Ozon über einer Fläche Schicht bei Standardbedingungen wird auf 00C und einen Druck (STP): T = 273 K und p = 1 atm. von 1 atm komprimiert (StanWerden 300 DE Ozon aus einer Säule (dard Bedingungen (STP)). Beispiel: 300 DU (Dobson Unit über der Erdoberfläche bei 1 atm und 0 DU oder DE) entsprechen einer 0 C zusammengepresst, dann entsteht eine Schicht von 3 mm Dicke. Schichtdicke von 3 mm Numerisches Beispiel: Zahl der O3- Moleküle in 1 DE Ideales Gas: p V = n R T; p = Druck; V = Volumen; R = ideale Gaskonstante, T = Temperatur, n = Zahl der Mole. Wir berechnen n und die Teilchenanzahldichte von O3- Molekülen in 1 DE. Mit p = 1 atm = 1.013 bar, R = 8.314 J/(mole K), T = 273 K und V = 1 m2*10 mm = 1 m2*10-5 m = 10-5 m3 folgt: n = p V/(R T) = 0.4462*10-3 mol. Da die Avogadro- Zahl NA = 6.0224*1023/mol die Zahl der Moleküle in 1 mol ist, enthält 1 DE die Zahl NDE = n*NA = 0.4462*10-3 mol * 6.022*1023 (mol)-1 = 2.69*1020 Ozon Moleküle in einer Schicht der Fläche A = 1 m2 und der Dicke d = 10 mm = 0.01 mm. Die Ozon-Konzentration in der Stratosphäre ist nicht konstant: sie schwankt zwischen ca. 200 bis 400 DE. Als Folge von anthropogenen Bedingungen ist die Ozonkonzentration jedoch wesentlich kleiner (Ozonloch!) (s. pp 39 – 42). 2-A-4-1 2 - 26 Referenzen: Kapitel 2 R-2-0 2.2 Zusammensetzung der trockenen Luft in der Troposhäre R.2.2.1 p. 16: Luft: Zusammensetzung der Luft (Volumen- und Massenanteile) de-wikipedia.org/wiki/Luft- R.2.2.2 p. 16: Umrechnung von Volumenprozente in Massenprozente von Luft a) Atmosphere of Earth - http://en.wikipedia.org/wiki/Atmosphere_of_Earth b) Gas composition (by volume) - http://en.wikipedia.org/wiki/Gas_composition c) Luft - www.unternehmensberatung-babel/.de/industriegase-lexikon/...a.../luft/ R.2.2.3 p. 16: Gas composition: http://en.wikipedia.org/wiki/Gas_composition R.2.2.4 p. 17: Stickstoff: http://de.wikipedia.org/wiki/Stickdtoff R.2.2.5 p. 17: Nitrogene: http://en.wikipedia.org/wiki/Nitrogene R.2.2.6 p. 18: Sauerstoff: http://de.wikipedia-org/wiki/Sauerstoff R.2.2.7 p. 18: Oxygen: www.en.wikipedia.org/wiki/Oxygen R.2.2.8 p. 19 : Argon: (in Deutsch): http://de.wikipedia.org/wiki/Argon Argon: (in Englisch): http://en.wikipedia.org/wiki/Argon p. 19: Radiogenic nuclide http://en.wikipedia.org/wiki/Radiogenic: Radioaktiver Zerfall von R.2.2.9 40K in 40Ar R.2.2.10 p. 20 – 21: Die gezeigten Bilder der Moleküle und Atome der Spurengase der trockenen Luft stammen aus verschiedenen Quellen , u.a. aus Informationen aus dem Internet . R.2.2.11 p. 22: Ozon - eine besondere Art von Sauerstoff http://www.udo-leuschner.de/basiswissen/SB126-01.html R.2.212 p. .23: Ozon: http://de.wikipedia.org/wiki/Ozon R.2.2.13 p. 23: Mesomere: http://de.wikipedia.org/wiki/Mesomerie 2-A-2-1 Zusammenhang zwischen Volumen und Massenanteilen Formel zusammengestellt von P. Brüesch R-2-1 2 – 27 2.3 Die Troposphäre R.2.3.1 p. 25: Bild der Temperatur in der Troposphäre von : Google : Troposphäre – Images (Graphik von Elmar Uherek) : «Untere Atmosphäre (Basis / Vertikaler Aufbau) http://www..xplora.org/downloads/Knoppix/ESPERE/ESPEREdez05/ESPEREde/www.atmosphere-mpg.de/enid. R.2.3.2 p. 25: Graph: Temperature variation in the Troposphere, Tropopause and low Stratosphere Troposphere – Images (Graphik von Elmar Uherek) : «Untere Atmosphäre (Basis / Vertikaler Aufbau» Figure Text tranlated from German to English by P. Brüesch http://www..xplora.org/downloads/Knoppix/ESPERE/ESPEREdez05/ESPEREde/www.atmosphere-mpg.de/enid (Man beachte, dass in der Figur die Höhenskala h nicht linear ist; die Höhen ~20 km und ~ 50 km wurden von P. Brüesch eingefügt). R.2.3.3. pp 25 – 26: Troposphäre : Allgemeine Eigenschaften http://de,wikipedia.org/wiki/Troposp%C3%A4re R.2.3.4 p. 26: Troposphäre : Allgemeine Eigenschaften http.en.wikipedia.org/wiki/Troposphere Inversionswetterlage Inversion – Meteorologie http://www.wissen.de/lexikon/inversion-meteorologie http://de.wikipedia/wiki/inversionswettetterlage R.2.3.5 pp 25, 26: Troposphere a) http://en.wikipedia.org/wiki/Troposphere b) Why does the temperature of the atmosphere vary ? http://www.windows2universe.org/kids_space/temp_profole.htm c) Atmosphere / Troposphere / Stratosphere/… http://www.wheather-ciminate.org.uk/02.php R.2.3.6 pp. 27 - 29: Barometrische Höhenformel http://de.wikipedia.org/wiki/Barometrische_H%C3%B6henformel [Alle auf den Seiten 27 – 29 angegeben Resultate sind im oben angegebenen Literaturzitat ausführlich hergeleitet; hier beschränken wir uns auf eine Diskussion der relevanten Formeln] R-2-2 R.2.3.7 p. 30: Die Internationale Höhenformel – Figur www.http;//wetterandreae-gynbasium,de/interaktives/DrucK/hoehenformel.htm R.2.3.8 p. 30: Figuren für die barometrischen Höhenkurven der Troposphäre aus den Formeln von pp 27 – 29 (Figuren von P. Brüesch) - grüne Kurve . Barometrische Höhenformel für eine konstante Temperatur von 15 0C, (p, 27, Glg, (1)) - rote Kurve : Barometrische Höhenformel auf der Basis der Gleichung (5b) , p. 29 mit llinearem Temperaturverlauf T(h) = T(h0) – a*(h - h0) ; T(h0) = 288.15 K (15 0C) , entsprechend der Internationalen Standardatmosphäre , beschrieben durch die Internationale Höhenformel . R.2.3.9 p. 31: Mittlere spezifische Wärme von feuchter Luft , von trockener Luft und von Wasserdampf s. Referenz: http://de.wikipedia.org/wiki/Barometrische_H%C3%B6henformel R.2.3.10 p. 32: Die Tropopause a) The height of the tropopause (mit Bild links auf p. 32) http://www-das_uwyo.edu/.../geerts/cwx/notes/chap01/tropo.html b) Tropopause: http://www,diplomet.de/Tropopause c) Definition of the Tropopause in the Free Online Encyclopedia www.http;//encyclopedia2.thefreedictionary.com/Tropopause d) Forschungsflugzeug HALO untersucht Atmosphäre über den Wolken (mit Bild rechts auf p. 32) http://www.uni-heidelberg.depresse/meldungen/2012/m2012097_halo.html e) Tropopause (auf Deutsch) - www.http://de.wikipedia.org.wiki/Tropopause f) Tropopause (auf Englisch) - www.http://en.wikipedia.org(wiki/Tropopau R-2-3 2 - 28 2.4 Die Stratosphäre R.2.4.1 p. 34: Stratosphäre aus Wikipedia , der freien Enzyklopedia: http://de.wikipedia.org/wikiStratosph%C3%A4re R.2.4.2 p. 35: Das Temperaturprofil der Stratosphäre - Für Referenz s. Figur auf p. 1-A-3-1, p. 35 Text aus : Stratosphere – Wikipedia, the free encyclopedia: http://en.wikipedia.org/wiki/Stratosphere R.2.4.3 p. 36: Polare Stratosphärenwolken: Polar Stratospheric Clouds - PSC Figur links: Polare stratosphärisch Wolken (PSC I) http://www.aushaic.org/the-earth’s-atmosphere Figur rechts: Polare Stratosphärenwolken: Polar Stratospheric Clouds (PSC II) http://de.wikipedia.otg/wiki/Polare_Stratosph%C3%A4renwolken beide Figuren: http://en.wikipedia.org/wiki/Polar_stratosheric_clud R.2.4.4 p. 37: Die Ozonschicht der Stratosphäre aus Wikipedia. Der freien Enzyklopedia: http://de.wikipedia.org/wiki/Ozonschicht Ozon layer: http://www.nc-climate.ncsu.edu/edu/k12.ozonlayer httm://en.wikipedia.org/wiki/Ozone-layer R.2.4.5 p. 38: Ozon in der Troposphäre und Stratosphäre a) aus Google unter «Atmospheric Ozon» (Bilder) (Text von Englisch auf Deutsch übersetzt von P. Brüesch) b) Ozone: From Wikipedia, the free encyclopedia: http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone R.2.4.6 p 39: Ozon-Konzentration (in DU) : 1979-2011 a) Environmental Change on Earth http://m.teachastronomy.cpm/astrpedia/article/Environmental.Change-on_Earthb) The Ozone Hole: EPA Bring Primatene Back – Use Some Common Sense http:// www.theozonehole.com/ozoneholehistory.htm c) Ozone Hole History: http://www.,theozonehole.com/ozoneholehidzory.htm d) Umrechnung von DU – Einheit:: http://sacs.aeronomie.be/info/dobson.php Zur Definition der Dobson- Unit s. p. 2-A-4-1 R-2-4 R.2.4.7 p. 40: Mittlere Fläche des Ozonlochs in der Antarktis – 1979-2011 The Ozone - Hole: http://www.e-education.psu.edu/egee/102/node/1972 R.2.4.8 p. 41: Grösstes antarktisches Ozonloch - Ozonloch-Wikipedia Bild mit grösstem Ozonloch (2006) http://de.wikipedia.org/wiki/Ozonloch de.wikipedia.org/wiki/Ozonloch http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone.depletion Text und Bilder von 1980 - 2010 ; The Ozone Hole: http://www.theozonehole.com/ozoneholehistory.htm R.2.4.9 p. 42: Ozon-Killer und Folgen Fluorchlorkohlenwasserstoffe http://de.wikipedia.org.wiki/Fluorchlorkohlenwasserstoffe http://www.atmosphere.mpg.de/enid/2__Ozonloch/-__PCKW_1mi_html http://de.wikipedia.org/wiki/Distickstoffmomoxid FCKW und N2O unter Google : Bilder Ausgewählte englische Literatur zu Abschnitt 2.4 R.2.4.1.a p. 34: Properties of the Stratosphere a) Stratosphere – Wikipedia, the free encyclopedia http://en,wikipedia.org/wiki/Stratosphere b) The Stratosphere – Windows to the Universe http://www.windows2universe.org/earth/Atmosphere/stratosphere.html c) Stratosphäre - http://de.wikipedia.org/wiki/Stratosph%C3%A4re R.2.4.3.a p. 36: Polar Stratospheric Clouds – PSC’s a) Polar stratospheric cloud - http://en.wikipedia.org/wiki/Polar_stratosheric_cloud Left-hand Figure: Polar stratospheric cloud of type I - (PSC I) Right-hand Figure: Polar stratospheric clouds of type II - (PSC II) b) Polare Stratosphärenwolken - http://de.wikipedia.org/wiki/Polare_Stratosph%C3%A4renwolken R-2-5 2 - 29 R.2.4.4.a p. 37: The Ozone Layer in the Stratosphere a) b) c) R.2.4.5.a Ozone Layer – Wikipedia, the free enxycloprdia http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone_layer Ozone Layer / Climate Education Modules for K-12 http://www.nc.climate,ncsu.rdu/edu/k12/.ozonelayer Ozonschicht - http://www.ping.de/schule/pg-herne/p-wetter/Luft/ozone1.htm p. 38: Ozone Profils in Troposphere and Stratosphere a) aus Google unter «Atmospheric Ozon» (Bilder) (Text von Englisch auf Deutsch übersetzt von P. Brüesch) b) Ozone - Stratosphärenwolken - http://de.wikipedia.org/wiki/Polare_Stratosph%C3%A4renwolken From Wikipedia, the free Encyclopedia - http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone 2.5 Die Mesosphäre R.2.5.1 p. 44: Bild zu Mesosphäre unter «Bilder zur Mesosphere» - Mesosphere : windows2.org Für Temperaturen am unteren und oberen Rand der Mesosphäre : s. : p. 35 http://www.atoptics.co.uk/highsky/hmeso.htm R.2.5.2 p. 45: Charakteristika der Mesosphäre a) Mesosphäre http://www.uni-protokolle.de/Lexikon/Mesosph%E4re.html Zum Text über CO2 in Mesosphäre : (s. p. 45) b) Mesosphäre http://de.wikipedia.org/wiki/Mesosph%C3%A4re R.2.5.3. p. 45: Mesosphere http://en.wikipedia.org/wiki(Mesosp R-2-6 2.6 Die Thermosphäre R.2.6.1 p. 47: Thermosphäre a) Text und Darstellung - http://de.wikipedia.org/wiki/Thermosph%C3%A4re c) Thermosphere - http://en.wikipedia.org/wiki/Thermosphere d) Thermosphere – overview - http://scied.ucar.edu/shirtcontent/thernosphere-overview R.2.6.2. p. 48 Durchschnittlicher Druck und molare Masse der Luft in Abhängigkeit von der Höhe - http://de.wikipedia.org/wiki/Thermosph%C3%A4re R.2.6.3 p. 49: Thermosphäre (~ 81 km < h < ~ 600 km): zur Graphik von p. 48 Aufbau der Atmosphäre - Aurora Borealis http://www.auroraborealis.at/atmosphaere/aufbau (enthält Text zu Graphik auf p. 48) R.2.6.4 pp 47 – 49: a) Thermosphäre http://www.iwf.oeaw.ac.at/de/forschung/erdloerper/atmosphere/therm http://universal_lexikon.deacademic.com/192060/Thermosph%C3%A4re b) Zur Temperatur der Thermosphäre http://meteo.physik.gymsf.de/ph_atm/stockwerkaufbau/temp_thermo-htm http://www.uni-protokolle.de/LexikonThermosph%E4re.html R.2.6.5 p. 50: Die Thermopause a) http://de.wikipedia.org/wiki/Thermopause b) http://en.wikipedia-org/wiki(Thermopause R-2-7 2 - 30 2.7 Exosphäre R.2.7.1 p. 52: Exosphäre-1: Text - www.http;//de.wikipedia.org/wiki/Exosph%C3%A4re R.2.7.2 p. 53: Exosohere-2: Hubble – Space - Telescope http://www.windows2universe.org/earth/Atmosphere/exosphere_temper 2.8 Verschiedenes R.2.8.3 p. 54: Durchschnittlicher Druck und Dichte in Abhängigkeit der Höhe. Logarithmische Darstellung für grosse Höhen - Graphik Referenz R.2.3.4, p. 1 ; Graphik retouchiert und beschriftet von P. Brüesch R.2.8.4 p. 55: Zur Erdbeschleunigung g(h) (Berechnung und Figur von P. Brüesch) - man beachte die logarithmische Darstellung der Höhenachse ! s. auch : www.de,wikipedia.org/wiki/Erdbeschleunigungung www.http://wikipedia.org/wiki/Gravity_of>_Earth Anhang 2-A-2-1 2-A-2-2 Umrechnung von Volumenanteilen auf Massenanteilen (P. Brüesch) s. auch : Allgemeine Chemie: http://www.mathematik-forum.de/forum/showthread.php?t=98546 Skalenhöhe: Zur effektiven Höhe der Atmosphäre nach Kompression auf 1 atm Luftdruck bei 00C . a) b) 2-A-4-1 Skalenhöhe: http://de.wikipedia.org/wiki/Skalenhöhe%C3%B6he - Figur und Text von P. Brüesch Scale height - http://en.wikipedia.org/wiki/Scale_height Die Dopson – Einheit (The Dobson Unit) a) bI c) d) e) Dobson Unit: http://wikipedia.org/wiki/Dobson_unit The Ozone Hole - http://www.theozonehole.com/dobsonunit.htm What is the Dobson Unit (DU) ? - http://sacs.aerononie.be/info/dobson.php Definition der Dobson-Einheit - http://www.atm.ch.cam.ac.uk)tour/tour_de/dobson.html Dobson-Einheit - Typische Grössenordnungen - http://de.wilipedia.org/wiki/Dobson-Einheit R-2-8 2 - 31
