Vorlesung - IUP

Einführung in Atmosphäre und Klima
Wintersemester 2013/2014
Termine:
Vorlesung:
Übungsgruppe:
Dienstag 10 – 12 in N-3130
Dienstag 12 – 13 in N-3130
Beginn: 15.10.2013 Ende: 28.01.2014
Dozenten:
PD Dr. Annette Ladstätter-Weissenmayer
Zimmer:
U2085 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62105
[email protected]
Dr. Max Reuter
Zimmer:
S4370 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62085
[email protected]
Übungsgruppenleiter:
Michael Hilker
Zimmer:
S4370 (NW 1)
Telephon:
0421-218-62085
[email protected]
Einführung in Atmosphäre und Klima, A. Ladstätter-Weißenmayer / M. Reuter, Wintersemester 2013/2014
Allgemeine Hinweise
Übungsgruppe:
• Insgesamt gibt es 12 Übungszettel
• Der erste Zettel wird am 15.10. ausgeteilt, am 22.10. abgegeben und am 29.10. besprochen
• Übungszettel werden in der Vorlesung ausgeteilt
 Die erste Übungsgruppe findet am 22.10. statt
Übungszettel und Folien zur Vorlesung sind online verfügbar:
 http://www.iup.uni-bremen.de/~mreuter/  Lectures
Laborbesichtigung:
 Interesse?
Einführung in Atmosphäre und Klima, A. Ladstätter-Weißenmayer / M. Reuter, Wintersemester 2013/2014
Vorlesung, Tutorium und Prüfung
Vorlesung und Tutorium
• Regelmäßige Teilnahme an Vorlesung und Tutorium (inkl. Vorrechnen) wird erwartet
Mündliche Abschlussprüfung
• Modulprüfung in Verbindung mit Ozeanographie (außer Lehramt-Studenten)
• Punkte der Übungsaufgaben fließen in die Gesamtnote ein
Einführung in Atmosphäre und Klima, A. Ladstätter-Weißenmayer / M. Reuter, Wintersemester 2013/2014
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.
Einführung in Atmosphäre und Klima, A. Ladstätter-Weißenmayer / M. Reuter, Wintersemester 2013/2014
Übersicht
VL
Datum
Thema
Dozent(in)
1
15.10.2013
Einführung & Vert. Struktur der Atmos.
Reuter
2
22.10.2013
Strahlung I
Reuter
3
29.10.2013
Strahlung II
Reuter
4
05.11.2013
Strahlung III
Reuter
5
12.11.2013
Chemie der Stratosphäre
Ladstätter-Weissenmayer
6
19.11.2013
Chemie der Troposphäre I
Ladstätter-Weissenmayer
7
26.11.2013
Chemie der Troposphäre II
Ladstätter-Weissenmayer
8
03.12.2013
Der H2O Kreislauf
Ladstätter-Weissenmayer
9
10.12.2013
Dynamik I
Reuter
10
17.12.2013
Dynamik II
Reuter
11
07.01.2014
Dynamik III
Reuter
12
14.01.2014
Klima I
Ladstätter-Weissenmayer
13
21.01.2014
Klima II
Ladstätter-Weissenmayer
14
28.01.2014
Zusammenfassung
Ladstätter-Weissenmayer/Reuter
Einführung in Atmosphäre und Klima, A. Ladstätter-Weißenmayer / M. Reuter, Wintersemester 2013/2014
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  Isentropen exponent
 1.4
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Schichtungsstabilität
Stabil
Roedel, 1994 (Abb. 2.9)
• 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
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
dT
M g p
 feucht  

dz C p  R T L d w
p
dT
• Spezialfall Γtrocken
d w
dT
0

Roedel, 1994 (Abb. 2.2)
 feucht  trocken
• Je größer T, desto kleiner Γfeucht
• Für T≈0°C und p≈500hPa gilt
 feucht  0.5K 100m
 w  Wasserdamp fdichte 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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