24. Oktober 2005
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Gliederung der Vorlesung Aerosol- und Wolkenphysik Entstehung, Transport und Lebensdauer von Aerosolen Größenverteilung des Aerosols Wolkenbildung - Krümmungseffekt - Lösungseffekt Wachstum von Wolkentropfen - Diffusionswachstum - Wachstum durch Kollision/Koagulation - Eiskristalle Niederschlagsbildung - warmer Regen - kalter Regen Lerninhalte 1. Vorlesung Mit welchen Größen wird das Aerosol charakterisiert? Aitken große Riesen Was ist der Unterschied zwischen Primär- und Sekundärpartikeln? Was sind die häufigsten? Wie unterscheiden sich maritimes, kontinentales und urbanes Aerosol? Was sind Aitken-Kerne? Welche verschiedenen Moden in der Aerosol-Verteilung gibt es? Wie wird Aerosol gemessen? Kerne 104 dN/d(log D) [cm-3] Wie werden Aerosole aus der Atmosphäre entfernt? 106 102 100 10-2 10-4 10-6 maritimes Aerosol kontinent. Aerosol städtisches Aerosol 10-2 100 Durchmesser [μm] 102 Nukleations -mode Akkumulationsmode Dispersions -mode Aufgabe: Skizzieren Sie für eine Junge-Verteilung (C=2) Und eine Log-Normalverteilung (σ=1.5,rm=0.8 µm, Nm=1000cm-3) die Verteilung von Größe, Oberfläche und Volumen mit logarithmischer und linearer Anzahlachse n* ( r ) = dN (r ) −3.5 ≈ C ⋅ r d log r * Aufgabe: Skizzieren Sie für eine Junge-Verteilung (C=2) Und eine Log-Normalverteilung (σ=1.5,rm=0.8 µm, Nm=1000cm-3) die Verteilung von Größe, Oberfläche und Volumen mit logarithmischer und linearer Anzahlachse ⎛ (ln r / rm )2 ⎞ Nm dN (r ) ⎟ = ⋅ exp⎜⎜ n (r ) = 2 ⎟ d log r 2π ln σ ⎝ 2(ln σ ) ⎠ * Momente der Lognormal-Verteilung ⎡ n2 2 ⎤ M n = N 0 ln r exp ⎢ ln σ ⎥ ⎣2 ⎦ n ns (ln r ) = πDg nN ( Dg ) 2 nv ( Dg ) = π 6 3 Dg n N ( D g ) Wirkung von Aerosol - Strahlung Absorbierendes Aerosol Erwärmung durch Absorption solarer Strahlung z.B. schwarzer Kohlenstoff, Mineralstaub Streuendes Aerosol Abkühlung durch Rückstreuung solarer Strahlung z.B. Sulfate, Nitrate, org. Verbindungen insgesamt Abkühlung von ca.- 0.4 Wm-2 (-0.2 to -0.8 Wm-2) Vulkan-Aerosol Die Aschewolke des Pinatubo erreichen im Verlauf der langen Eruptionsphase im Jahre 1991 beträchtliche Höhen max. 40 km und veränderten die Stratosphäre. Große Vulkanausbrüche in der Vergangenheit? Bildung von Sekundärpartikeln aus Schwefeldioxid SO2+OH → HSO3 HSO3 + O2 → HO2+SO3 SO3 + H2O → H2SO4 Nach großen Vulkaneruptionen wie El Chichon (1982) oder Pinatubo (1991) ist ein deutlicher Anstieg der globalen stratosphärischen optischen Dicke, d. h. der stratosphärischen Aerosolmenge, zu beobachten. Dadurch wird der Strahlungshaushalt beeinflußt und andererseits die chemische Zusammensetzung der Stratosphäre verändert. Mögliche Auswirkungen auf das Klima durch: Treibhauseffekt → globale Erwärmung. Staubemissionen und Bildung von Aerosolen → „vulkanische Winter“ Ozonverlust Saurer Regen Atmosphärische opt. Dichteschwankungen Wirkung von Aerosol – Wasser hydrophob Partikel stößt Wasser ab → höhere Übersättigung für Tropfenbildung nötig neutral → Übersättigung wie bei homogener Nukleation hydroskopisch Partikel zieht Wasser an, stark affine Partikel quellen bei niedrigen relativen Feuchten (Dunst) → niedrigere Übersättigung für Tropfenbildung Einige Wassermoleküle werden durch Lösungsmittel ersetzt → Dampfdruck wird im Verhältnis zur Anzahl des Lösungsmittels reduziert in der Atmosphäre sind meist genügend Kondensationskerne verfügbar, so daß kaum Übersättigungen von mehr als 1 % (f=101 %) auftreten Gequollenes Aerosol Einfluss des Aerosols auf das Klima Heterogene Kondensation und Wolkenwachstum mehr Aerosole werden zu Wolkentröpfchen aktiviert viele Tropfen kämpfen um verfügbaren Wasserdampf kleinere Tropfen→ höhere Reflektivität → hellere Wolken http://terra.nasa.gov/FactSheets/Aerosols/ Einfluss des Aerosols auf das Klima International Panel on Climate Change (IPCC) http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/231.htm#67 Wie ist der aktuelle Kenntnisstand? Was bewirken Aerosole in der Atmosphäre? Streuung/Reflektion? elektromagnetischer Strahlung (Rayleigh/Mie) Himmelsblau, Morgen- Abendrot Extinktion (UV/solar / Infrarot (Wärmestrahlung?) Kondensationskerne für Wolkenbildung keine Antwort: 4 von 19 Luftqualität (Sichtweite, Gesundheit (Feinstaub) Heterogene Chemie (strat. Ozonchemie, trop. Chemie und Verschmutzung) Einfluss auf Fernerkundung Direkter Strahlungseffekte (Sulfate, Nitrate, Kohlenstoffe, verbr. Biomasse, ..) Indirekte Klimaeffekte über Wolkenbildung Änderung der Wolkenreflektivität Änderung der Niederschlagseffizienz Semidirekter Effekt Wolkenauflösung durch absorbierendes Aerosol in Wolkentropfen und um Wolke herum Wolkenphysik Definition nach WMO: Keine quantitative Definition ! Eine Wolke ist eine Anhäufung kleiner, schwebender Partikel aus Wasser und/oder Eis, die über der Erdoberfläche in genügend hoher Konzentration auftreten, um sichtbar zu sein. Der moderne Gebrauch des Begriffs Wolke schließt mitunter auch Anhäufungen von Wolkenpartikeln ein, die dem menschlichen Auge ohne technische Hilfsmittel verschlossen bleiben und daher als subvisuell bezeichnet werden. Basis über: 7 bis 16 km 3 bis 7 km 0 bis 3 km stratiform konvektiv Wolkenparameter Wolken sind sichtbare, in der Luft schwebende Ansammlung von Kondensationsprodukten des Wasserdampfs, d. h. von kleinen Wassertropfen ( ~10 μm), Eiskristallen oder beiden gemeinsam Größe der Hydrometeore Ensemble der Partikel wird mit der Tropfengrößenverteilung N(D) [m-4] beschrieben Form - Flüssigwasserwolken haben kugelförmige Tropfen (Radius) - Niederschlagsteilchen näherungsweise Ellipsoide (Radius, Aspektverhältnis) - Eisteilchen können als Platten, Säulen, Dendriten, .. auftreten - Partikel in Mischphase können sehr komplexe Form annehmen Phase - flüssiges Wasser, Eis, Mischphasen) Chemische Zusammensetzung Tropfengrößen D - Durchmesser n - Tropfenkonzentration Fragen: - Wieviele Wolkentropfen machen einen Regentropfen? - Welche Radius- bzw. Massenwachstumsgeschwindigkeit muss herrschen, damit aus einem Wolkentropfen in 20 min ein Regentropfen entsteht? Tropfengrößenverteilung Flugzeugmessungen mittels FSSP Forward scattering spectrometer probe ECAV, 02.04.03, flight section 7, 954 m 1E+5 1E+4 1E+2 dN/dD [l-1 μm-1] N (r ) = a ⋅ r α ⋅ exp(−b ⋅ r γ ) FSSP-ER 2D-C 2D-P 1E+3 a = 83.1 cm-3 μm b = 2.43 μm-1 α = 6.1 γ=1 1E+1 1E+0 1E-1 1E-2 1E-3 1E-4 1E-5 1E-6 idealisierte Verteilungen (hier für Stratus) 1 10 100 1000 diameter [μm] 10000 Momente des Tropfenspektrums N 0. Moment LWC 3. Moment LWC = R ρ wπ 6 Flüssigwassergehalt ρ wπ 6 ∞ m(n) = ∫ D n N ( D ) dD 0 ∞ 3 D ∫ N ( D)dD 0 ~3.5 Moment RM = z Tropfenkonzentration Niederschlagsrate (Massenfluss) ∞ 3 ( ) v ( D ) − w ( D ) D N ( D )dD ∫ 0 6. Moment Radarreflektivitätsfaktor ∞ Z = ∫ D 6 N ( D )dD 0 Frage: Welche Werte haben N, LWC und z für das idealisierte Tropfenspektrum für Stratus? Wolkenbildung Wir basteln eine Wolke man nehme etwas Wasserdampf, füge Aerosole und etwas Aufwind hinzu ... ... fast ... aber es ist nicht ganz so einfach! Sättigung In einem abgeschlossenen, themisch isoliertem System, das teilweise mit Wasser gefüllt ist, treten auf der einen Seite ständig Moleküle vom Wasser (F↑) in die Gasphase über und umgekehrt (F↓). Bei gleicher Temperatur haben Gasmoleküle eine höhere kinetische Energie als die Moleküle der flüssigen Phase. Haben Flüssigkeit und Dampf die gleiche Temperatur, tritt irgendwann eine Gleichgewichtsituation (F↑= F↓) ein, bei der die Rate der in die Oberfläche eintretenden Moleküle und der pro Zeit- und Flächeneinheit verdampfenden Moleküle besteht. Raum oberhalb der Flüssigkeit ist gesättigt mit Wasserdampf Partialdruck des Wasserdampfs = Sättigungsdampfdruck ebene Oberfläche reines Wasser Erzeugung von Übersättigung Abkühlung Erreichen von Td bei p,m = konst. Dampfdruck / hPa 25 Wasser Eis 20 15 thermische Ausstrahlung Advektion über kühlen Grund Verdunstung von Wasserdampf* Mischung von warmer mit kalter Luft Aufsteigen (e,T) 10 Erhöhung der Feuchte 6.1 0 Erreichen von es -10 0 10 Temperatur / °C 20 30 Abkühlung durch Verdunstung Erreichen von Tf bei p= konst. und sich änderndem m Erzeugen von Übersättigung Mischung zweier Luftpakete verschiedener Eigenschaften - durch nichtlineare Sättigungsdampfdruckkurve Abkühlung eines Luftpakets - adiabatische Abkühlung durch Anheben der Luftmasse instabile Schichtung → konvektive Wolken stabile Schichtung → geschichte (stratiforme) Wolken - Anhebung beim Überstromen von Hindernissen (orografische Wolken) - durch Strahlungsemission im Langwelligen (Nebel) - Advektion warmer Luftmasse über kalte Oberfläche und nachfolgende Wärmeleitung Anfeuchtung (d.h. Hinzufügen vom Dampf zum Luftpaket) - Kontakt der Luftmasse mit warmer Wasseroberfläche - Regen- oder Schneefall aus höherer feuchter Schicht in tieferliegende trockenere, aber wärmer Schicht Tropfenbildung Homogene Nukleation: Tröpfchenbildung durch zufällige Kollision von Wassermolekülen Wachstum der Tropfen hängt vom Dampfdruck ab. Ein höherer Dampfdruck heißt, mehr Wassermoleküle prallen auf das Tröpfchen. Verdunstung hängt von der Oberflächenspannung ab. Moleküle müssen die Oberflächenspannung (hängt von Temperatur ab) überwinden, um zu entweichen. Der Sättigungsdampfdruck über einem Tropfen hängt von dessen Krümmung ab. Moleküle müssen zur Verdunstung Bindungskraft überwinden nach Seinfeld und Pandis, 1998 Sättigung über gekrümmter Oberfläche reinen Wassers zufälliges Zusammentreffen von mehreren Wassermolekülen durch ständige Molekülbewegungen → winziger Wassertropfen ΔE Änderung der Gesamtenergie [ΔE] beim Übergang vom System Dampf auf System Dampf + Tropfen ΔE* ΔE = Aσ − nVkT ln (e / es ) Arbeit um Ober- Energieänderung verbunden fläche zu kreieren mit dem Phasenwechsel von Molekülen 4 3 ΔE = 4 π r σ − π r nkT ln (e / es ) 3 2 A e es k n σ T V e<es e>es Radius Oberfläche [m2] Dampfdruck [hPa] Sättigungsdampfdruck [hPa] Boltzmann-Konstante Anzahl der Wassermoleküle [m-3] Oberflächenspannung 7.5·10-2 N/m Temperatur Volumen [m3] Kritischer Radius System strebt Gleichgewichtszustand an, in dem die Energie immer wieder minimiert wird. ΔE e<es Wachstum von Tropfen in nicht gesättigter Luft gestoppt. ab Überschreiten eines kritischen Radius ist es für den Tropfen energetisch günstiger größer zu werden spontanes Wachstum durch Kondensation 4 ΔE = 4 π r σ − π r 3 nkT ln (e / es ) 3 2 winzige Tropfen mit dem Radius r < rc verdunsten wieder, weil dabei die Energieänderung im System Dampf + Tropfen kleiner wird. rc = ΔE* e>es Radius rc dΔE ! =0 dr 2σ n k T ln(e / es ) rc = 2σ Rw ρ w T ln(S ) Zeige, das beide Formulierungen äquivalent sind! Sättigung über gekrümmter Oberfläche ⎛ 2σ ⎞ ⎜ ⎟⎟ es (r ) = es (r = ∞) exp⎜ ⎝ Rw ρ w T r ⎠ rc = 2σ Rw ρ w T ln(S ) Für stabilen 1µm Tropfen genügen 100.12 % rel. Feuchte ⎛a⎞ es (r ) = exp⎜⎜ ⎟⎟ es (r = ∞) ⎝ r⎠ es(r) eS(r=∞) σ RW ρW Gleichgewichtsdampfdruck über der gekrümmten Oberfläche Sättigungsdampfdruck in der Umgebung Oberflächenspannung des Wassers (ca. 7.5·10-2 N/m) Gaskonstante des Wasserdampfes Dichte des Wassers 100·(S-1) Für einen gegebenen Radius r kann das Verhältnis e/es (Sättigungsverhältnis S) bestimmt werden, d.h. die Abhängigkeit des Sättigungsdampfdruck vom Tropfenradius (Kelvin-Formel) Sättigung über gekrümmter Oberfläche Selbst ein 0.01 µm Tropfen, der durch zufällige Kollisionen von Wassermolekülen gebildet wurde benötigt mehr als 10% Übersättigung um stabil zu bleiben! Beobachtung: Übersättigung in natürlichen Wolken selten über wenige Prozent (Ausnahme einige Cirruswolken) Wolkentropfen in natürlichen Wolken bilden sich nicht durch homogene Nukleation von Wassermolekülen Bildung an bestimmten atmosphärischen Aerosolen Heterogene Nukleation Sättigungsverhältnis S (esr / es∞) Übersättigung 100·(S -1) kritischer Radius rcrit Anzahl der Moleküle 1.01 1% 0.121 μm 2.5 x 108 1.1 10 % 0.0126 μm 2.8 x 105 2 100 % 1.734 nm 730 10 900 % 0.5221 nm 20
