Einführung in Atmosphäre und Klima - IUP

Einführung in Atmosphäre und Klima
Wintersemester 2011/2012
Termine:
Vorlesung:
Übungsgruppe:
Dienstag 10 – 12 in S-1360 (nicht W-1180!)
Dienstag 12 – 13 in S-1360 (nicht W-1180!)
Beginn: 01.11.2011 Ende: 14.02.2012
Dozenten:
PD Dr. Annette Ladstätter-Weissenmayer
Zimmer:
U 2085 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62105
[email protected]
PD Dr. Christian von Savigny
Zimmer:
S4381 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62088
[email protected]
Dr. Max Reuter
Zimmer:
S4370 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62085
[email protected]
Übungsgruppenleiter:
Martin Langowski
Zimmer:
U-3220 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62178
[email protected]
Einführung in Atmosphäre und Klima, A. Ladstätter-Weißenmayer / M. Reuter / C. von Savigny, Wintersemester 2011/2012
Allgemeine Hinweise
Übungsgruppe:
• Insgesamt gibt es 12 Übungszettel
• Der erste Zettel wird am 01.11. ausgeteilt, am 08.11. abgegeben und am 15.11. besprochen
• Übungszettel werden in der Vorlesung ausgeteilt
 Die erste Übungsgruppe findet am 08.11. statt
Übungszettel und Folien zur Vorlesung sind online verfügbar:
 http://www.iup.uni-bremen.de/~csavigny/teaching/atmosphaere_und_klima_2011/index.htm
Laborbesichtigung:
• Im Dezember oder Januar
• Z.B. nach der Übung
 Interesse?
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Prüfung und Prüfungsvorleistung
Prüfungsvorleistungen:
• 60% der maximal erreichbaren Punkte der Übungsaufgaben müssen erreicht werden
• Regelmäßige Teilnahme an Vorlesung und Übungen (inkl. Vorrechnen) wird erwartet
Prüfung:
• Mündliche Abschlussprüfung (45 Min., Modulprüfung in Verbindung mit Ozeanographie)
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Literatur
Das Buch zur Vorlesung
• Roedel, W.
Physik unserer Umwelt: die Atmosphäre (4. Auflage!)
Springer, ISBN: 3-54067180-3, 498 p., 2000.
Atmosphärenwissenschaften (Physik/Chemie) allgemein:
• Finlayson-Pitts, B., J.
Chemistry Of The Upper And Lower Atmosphere: Theory, Experiments, and Applications
Academic Press, San Diego, London, 2000.
• Wayne, R. P.
Chemistry of Atmospheres
Oxford University Press, ISBN10: 019850375X, 806 p., 2000.
Strahlungstransport:
• Liou, K. N.
An Introduction to Atmospheric Radiation
Academic Press, International Geophysical Series, Vol. 84, ISBN: 0124514510, 583 p., 2002.
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Übersicht
VL
Datum
Thema
Dozent(in)
1
01.11.2011
Einführung & Vert. Struktur der Atmos.
Reuter
2
08.11.2011
Strahlung I
Reuter
3
15.11.2011
Strahlung II
Reuter
4
22.11.2011
Strahlung III
Reuter
8
29.11.2011
Chemie Stratosphäre
Ladstätter-Weissenmayer
9
06.12.2011
Chemie der Troposphäre I
Ladstätter-Weissenmayer
10
13.12.2011
Chemie der Troposphäre II
Ladstätter-Weissenmayer
11
20.12.2011
Der H2O Kreislauf
Ladstätter-Weissenmayer
5
10.01.2012
Dynamik I
v. Savigny
6
17.01.2012
Dynamik II
v. Savigny
7
24.01.2012
Dynamik III
v. Savigny
12
31.01.2012
Klima I
v. Savigny
13
07.02.2012
Klima II
v. Savigny
14
14.02.2012
Zusammenfassung
Ladst.-W. / v. Savigny / Reuter
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Vertikale Struktur der Atmosphäre
• Druckprofil
• Temperaturprofil
• Trockenadiabatischer Temperaturgradient
• Potentielle Temperatur
• Schichtungsstabilität
• Feuchtadiabatischer Temperaturgradient
• Föhn
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Kittingers Sprung aus über 31km Höhe (1960)
www.wikipedia.de
www.wikipedia.de
www.wikipedia.de
www.youtube.de / ZDF
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Druckprofil
Herleitung der Barometrischen Höhenformel
• Annahme: Hydrostatisches Gleichgewicht
→ Zusammenhang zwischen dp und dz (ρ(z) unbekannt)
• Annahme: Luft ist ein ideales Gas
→ Ersetzen von ρ(z) liefert lin. Differentialgl. 1.Ord.
• Annahme: T(z) =const.
→ Integration liefert Barometrische Höhenformel
pz   p0e

Mg
z
RT
M=Molmasse (28.97g/mol), g = Erdbeschleunigung,
R = univers. Gaskonstante (8.315 J/(K mol)), p0 = Bodendruck
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Druckprofil
Temperaturabhängigkeit der Barometrischen Höhenformel, Skalenhöhe
• Berücksichtigung von T(z) bei der Integration
pz   p0e

Mg
z
RTharm
Tharm  harmonisches Mittel
• Definition Skalenhöhe:
RT
z0 
Mg

pz   p0e z / z0
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Druckprofil
Folgerungen aus der Barometrischen Höhenformel und der Skalenhöhe
• Aus Hydrostatischer Annahme folgt:
Der Bodendruck ist ein Maß für die Gesamtzahl von Teilchen in der
Luftsäule bzw.:
p ~ m ~ N
•
•
•
•
•
1013hPa Bodendruck entsprechen einer Luftsäule mit etwa 10t pro m2
Je kleiner die Temperatur, desto größer die Druckabnahme pro Meter
Alle ~5.5km halbiert sich der Luftdruck
Auf Meereshöhe fällt der Druck etwa alle 8m um 1hPa
Die Skalenhöhe beträgt für Luft etwa 8km
Wäre die gesamte Atmosphäre homogen, hätte sie Skalenhöhe:
M 0  0 z0
M0 = Masse der Luftsäule, ρ0 = Dichte am Boden
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Druckprofil
Vergleich barometrische Höhenformel und US-Standard Atmosphäre
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Zusammensetzung der Luftsäule
Substanz
Chemische Formel
Volumenanteil an Luft
Hauptquellen
Molekularer Stickstoff
N2
78.084%
Biogen
Molekularer Sauerstoff
O2
20.948%
Biogen
Argon
Ar
0.923%
Inert
Kohlendioxid
CO2
ca. 380 ppmv
Biologisch, anthropogen
Neon
Ne
18.18 ppmv
Inert
Helium
He
5.24 ppmv
Inert
Methan
CH4
ca. 1.9 ppmv
Biogen, anthropogen
Molekularer Wasserstoff
H2
0.55 ppmv
Lachgas
N2O
0.31 ppmv
Kohlenmonoxid
CO
50 – 200 ppbv
Photochemisch,
anthropogen
Ozon (Troposphäre)
O3
10 – 500 ppbv
Photochemisch
Ozon (Stratosphäre)
O3
0.5 – 10 ppmv
Photochemisch
Kohlenwasserstoffe ohne
Methan
5 – 20 ppbv
Biogen, anthropogen
Halogenverbindungen
3.8 ppbv
85% anthropogen
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Homosphäre / Heterosphäre
• Die Skalenhöhe hängt von der Molmasse der Luftmoleküle ab
• Da die Unterschiedlichen Moleküle verschiedene Molmassen haben,
könnte man annehmen, dass die Luft sich entmischen müsste
• Dies wird jedoch erst oberhalb von etwa 85km beobachtet
• Molekular-kinetische Prozesse sind in der Homosphäre vernachlässigbar
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Temperaturprofil
Herleitung trockenadiabatischer Temperaturgradient I
• Herleitung eines theoretischen Temperaturprofils aus
thermodynamischen Grundlagen
• Definition adiabatisch: Eine adiabatische Zustandsänderung ist eine
thermodynamische Zustandsänderung, bei der keine thermische Energie
mit der Umgebung ausgetauscht wird
• Definition trockenadiabatisch: Keine Kondensation von Wasser
• Annahme: Ein Luftpaket wird am Boden erwärmt und steigt auf
• Annahme: Der Aufstieg geschieht ohne Energieaustausch mit
umgebenden Luftmassen durch Strahlung oder Wärmeleitung
• In höheren Luftschichten ist der Druck geringer → Ausdehnung
• Ausdehnung bedeutet Arbeit gegen den Luftdruck
• Diese Arbeit wird der Inneren Energie der aufsteigenden Luft entzogen
→ Abkühlung
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Temperaturprofil
Herleitung trockenadiabatischer Temperaturgradient II
• Energiesatz der Thermodynamik sagt:
Innere Energie = zugeführte Wärme + geleistete Arbeit
• Änderung der innere Energie als Änderung der Temperatur ausdrücken
• Änderung der geleisteten Arbeit als Änderung des Volumens ausdrücken
• Annahme: keine Zuführung von Wärmeenergie (adiabatisch)
• Ideales Gasgesetz verwenden um Volumenabhängigkeiten durch Druck
und Temperatur auszudrücken
• Verwendung der Barometrischen Höhenformel um Druckänderung als
Höhenänderung auszudrücken
• Der umgeformte Energiesatz besagt: Die Summe aus potentieller und
thermischer Energie bleibt erhalten
• Trockenadiabatischer Temperaturgradient Γ:
dT Mg


 1 K 100m
dz
cp
cp = Molwärme bei konstantem Druck (etwa 29J/(K mol))
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Potentielle Temperatur
•
•
•
•
Γtrocken resultiert aus Umwandlung von thermischer in potentielle Energie
Die Summe von Epot und Etherm ist konstant
Die potentielle Temperatur θ ist ein Maß für die Gesamtenergie
Sie ist definiert als die Temperatur, die ein Luftpaket bei
trockenadiabatischer Absenkung auf meteorologischen Normaldruck
annehmen würde
p 
  T  0 
 p
 1

  potentielle Temperatur
  c p cV  Isentropenexponent
 1.4
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Schichtungsstabilität
•
•
•
•
•
•
•
•
Stabil
unteradiabatisch (γ < Γ)
Anhebung Luftpaket → adiabatische Abkühlung
Das angehobene Luftpaket ist kälter als die
Umgebung → höhere Dichte → Absinken
Die potentielle Temperatur des angehobenen
Luftpakets ist kleiner als die der Umgebung
Roedel, 1994 (Abb. 2.9)
Labil
überadiabatisch (γ > Γ)
Anhebung Luftpaket → adiabatische Abkühlung
Das angehobene Luftpaket ist wärmer als die
Umgebung → geringere Dichte → Aufstieg
Die potentielle Temperatur des angehobenen
Luftpakets ist größer als die der Umgebung
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Temperaturprofil
Herleitung feuchtadiabatischer Temperaturgradient
• Abkühlung unter Sättigungsgrenze von H2O
→ Wolken bzw. Regen
• Verdunstungswärme wird frei (≈2500J/g)
• Dies wirkt der Abkühlung entgegen
→ Kompensation Entzug von innerer Energie
feucht  trocken
• Feuchtadiabatischer Temperaturgradient
 feucht  
dT
M g p

dz C p  R T L d w
p
dT
Roedel, 1994 (Abb. 2.2)
• Spezialfall Γtrocken
d w
dT
0

feucht  trocken
• Je größer T, desto kleiner Γfeucht
• Für T≈0°C und p≈500hPa gilt
feucht  0.5K 100m
 w  Wasserdampfdichte bei Sättigung
Roedel, 1994 (Abb. 2.3)
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Temperaturprofil
Troposphäre
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Temperaturprofil
vollständig
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Föhn
Prinzip
http://www.m-forkel.de/klima/index.html
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Föhn
vom Satelliten (MSG SEVIRI)
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Föhn
Profile von Temperatur und relativer Feuchte
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