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1 Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre I-1: Zusammensetzung der Luft I-2: Temperatur und Wärmeübertragung I-3: Der Luftdruck Anhang 1 : Ergänzungen.

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1 1 Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre I-1: Zusammensetzung der Luft I-2: Temperatur und Wärmeübertragung I-3: Der Luftdruck Anhang 1 : Ergänzungen zu den Strahlungsgesetzen und zur Sonnenstrahlung Anhang 2 : Strahlungsbilanz und Treibhauseffekt

2 ist die Luft STICKSTOFF 78% SAUERSTOFF 21%RESTGASE Argon: 0.9% sowie «Spuren» von Xenon, Neon, Helium ein Gemisch verschiedener Gase mit praktisch unveränderlichen Anteilen : Kohlendioxid 0,035% Bis auf eine Höhe von rund 80 km 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). Olivier Liechti:

3 Die Luft Wasser, Wasser, in seinen drei « Phasen » : in seinen drei « Phasen » : Wasser- dampf Eis Wasser- tropfen Spurengase : O 3, H 2, CH 4 etc. Spurengase : O 3, H 2, CH 4 etc. feste Teilchen feste Teilchen (Pollen, Russ, Staub, Salzkristalle, etc.), enthält weitere Bestandteile in geringen, aber sehr variablen Mengen :

4 Gerade diese « Minderheits- » Bestandteile spielen bei gewissen meteorologischen Phänomenen eine wichtige Rolle : Wolken und Niederschlag, Treibhauseffekt, etc..

5 5 Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre I-1: Zusammensetzung der Luft I-2: Temperatur und Wärmeübertragung I-2: Temperatur und Wärmeübertragung I-3: Der Luftdruck

6 6 I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung I-2-1 : Definitionen I-2-1 : Definitionen I-2-2: Beteiligte physikalische Prozesse A- Wärmeleitung B- Konvektion C- Wärmestrahlung I-2-3: Mittlere Strahlungs- und Konvektionsbilanz der Erde und ihrer Lufthülle I-2-4: Vertikaler Temperaturverlauf und « Standardatmosphäre »

7 Die Temperatur ist ein Mass für … heiss und kalt.

8 8 Sie beschreibt die Bewegungsintensität der Atome und Moleküle. Je stärker die Bewegung, desto höher ist die Temperatur.

9 9 Hört die Bewegung auf, ist die Temperatur minimal: ist die Temperatur minimal: «Absoluter» Nullpunkt. 0° K (Kelvin) -273° C (Celsius)

10 10 Der Temperaturanstieg eines Körpers erfordert die Zufuhr einer bestimmten Wärmemenge Wärmemengen werden in Joules angegeben. bzw. Energie. Pro Zeiteinheit ausgetauschte Wärmemengen werden in Watt angegeben. Man spricht von « Leistung ».

11 11 I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung I-2-1: Definitionen I-2-2: Beteiligte physikalische Prozesse 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 »

12 Wärme breitet sich auf drei Arten aus:

13 13 Wärmeleitung :

14 14 Luft ist ein schlechter Wärme- leiter … oder eben ein guter Isolator. siehe Styropor, Glaswolle, Schnee etc.

15 15 Die Wärmeleitung erfolgt in dünnen Luftschichten im Kontakt mit warmen Mauern und Böden.

16 16 Konvektion :

17 17 Wärme wird durch Verschiebung des Fluids (Flüssigkeit oder Gas) transportiert.

18 18 Konvektion ist natürlich (Heizkörper, Quellwolken etc.)… … oder erzwungen:

19 19 Wind…Turbulenz… und mechanische Durchmischung.

20 20 C: Die Wärmestrahlung C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung mit der Erdatmosphäre und den Böden C-2: Terrestrische und solare Strahlung vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre C-1: Definitionen und Eigenschaften C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der Atmosphäre

21 Die Wärmestrahlung : …durch elektromagnetische Wellen wie Licht oder Radiowellen. ist Wärme- übertragung… …ohne Material- transport…

22 Im Vakuum breitet sich Wärmestrahlung - verlustfrei, - geradlinig, - und fast augenblicklich aus. In Luft und gewissen transparenten Materialien ändert sich die Ausbreitung bezüglich : Geschwindigkeit und Richtung. Absorption und Streuung reduzieren die Strahlungsenergie. Die Ausbreitungsgeschwindigkeit beträgt 300 OOO km/s.

23 23 erwärmt er sich. Empfängt ein Körper Strahlung,

24 Jeder Körper mit einer Temperatur über dem absoluten Nullpunkt strahlt Wärme ab. Je nach Temperatur des strahlenden Objektes erscheint uns diese Strahlung : In beiden Fällen spricht man von « Schwarzkörperstrahlung ». als hell leuchtend… 6000 K Temperatur der Sonne : oder aber oder aber völlig unsichtbar. Mittlere Temperatur der Erdoberfläche : 288 K

25 Ein isothermer « Schwarzer Körper » ist ein gedachter Körper, der sämtliche auftreffende Strahlung absorbieren kann. Der Schwarze Körper hat die Temperatur seines Strahlungsgleichgewichtes erreicht. Wenn die abgestrahlte Energie die absorbierte Strahlung kompensiert, stabilisiert sich die Temperatur. Er strahlt seinerseits Wärme ab mit einer Intensität, die mit seiner Temperatur zunimmt. Seine Temperatur erhöht sich somit fortlaufend.

26 6000 K Temperatur der Sonne : Mittlere Temperatur der Erdoberfläche : : 288 K Die Theorie des « Schwarzen Körpers » beschreibt die Eigenschaften der Schwarzkörperstrahlung. Dies trifft speziell für die Abstrahlung von Erde und Sonne zu. Diese Theorie ist deshalb interessant, weil sie die Abstrahlung realer Körper sehr gut widergibt.

27 27 Die abgestrahlte Energie - pro Zeiteinheit (Leistung) und - pro Zeiteinheit (Leistung) und - pro Flächeneinheit - pro Flächeneinheit Es wird Energie abgegeben, man spricht von « Strahlungsfluss » (bzw. « Intensität »). Er wird in Watt pro m 2 ( W.m -2 ) angegeben. ist eine reine Funktion der Temperatur K Haupteigenschaften

28 28 l 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, die von der Temperatur abhängen. 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, die von der Temperatur abhängen. Die Intensität der Teilstrahlungen (Säulenhöhe) ist eine Funktion:- der Temperatur und - der Wellenlänge. Fluss D F Wellenlänge Jede Teilstrahlung tranportiert einen Teil der abgestrahlten Leistung

29 29 D F IntensitätWellenlänge Die Hüllkurve aller Teilstrahlungen nennt man das « Emissionsspektrum » des Körpers. Die gesamte pro m 2 abgestrahlte Leistung E wird durch die Fläche unter der Hüllkurve dargestellt. Diese abgestrahlte Gesamtleistung E ist proportional zu T 4, der vierten Potenz der Temperatur, (d.h. zu T x T x T x T, mit T in Kelvin ).

30 30 C: Die Wärmestrahlung C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung mit der Erdatmosphäre und den Böden C-2: Terrestrische und solare Strahlung vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre C-1: Definitionen und Eigenschaften C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der Atmosphäre

31 31 50 Fluss P. Queney Hier sind die theoretischen Spektren der Erdstrahlung für verschiedene Bodentemperaturen dargestellt. Die Strahlung umfasst grosse Wellenlängenist ausschliesslich infrarot und somit für uns unsichtbar. Die Strahlung umfasst grosse Wellenlängen, ist ausschliesslich infrarot und somit für uns unsichtbar. Die gesamte Strahlungintensität bei T=213 K (-60 °C) wird durch die schraffierte Fläche dargestellt. Diese Strahlung wird zur Aufnahme von Satellitenbildern genutzt (Infrarotbilder). Die Wellenlängen der Erdstrahlung liegen zwischen 2 und 40 Mikrometern (Infrarot). Das Emissionsmaximum liegt bei Mikrometern.

32 32 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. 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.

33 33 Die Abstrahlung von jedem m 2 der Sonnenoberfläche beträgt W.m -2 Die Strahlungsleistung der gesamten Sonnenoberfläche S in alle Raumrichtungen beträgt 4, Watt 4, Watt Die Intensität der an der Erdatmosphäre eintreffenden Sonnenstrahlung ist viel geringer.

34 34 Die gesamte Strahlung dehnt sich im interplanetaren Weltraum tatsächlich verlustfrei aus. Aber sie verteilt sich auf zunehmend grössere Kugelflächen, so dass die Intensität im Verhältnis der Kugelflächen abnimmt. 1 m 2

35 35 Der auf der Verbindungslinie Sonne/Erde an der Erdatmosphäre eintreffende solare Strahlungsfluss heisst Solarkonstante. Ihr Jahresmittelwert beträgt 1370 W/m 2. Nach Ankunft bei der Erdbahn, im Abstand von R = km zur Sonne, beträgt die Intensität der Sonnenstrahlung nur noch P/4 R 2 (W/m 2 ). 1 m 2 Ich will noch mehr wissen…

36 36 A: Reales Sonnenspektrum (in 600 km Höhe) Watt/m 2 /Mikrometer Sichtbar Infrarot Wellenlänge in Mikrometer Ultraviolett P. Queney Reale und theoretische Sonnenspektren beim Eintreffen an der Erdatmosphäre Ein Teil der Sonnenstrahlung wird von der Sonnenatmosphäre absorbiert, Dies erklärt den Unterschied zwischen dem realen Spektrum A und dem theoretischen Spektrum B. hauptsächlich kurzwellige UV-Strahlung, die für uns schädlich wäre. B: Theoretisches Spektrum (Schwarzer Körper von 6000 K in 150 Mio km Entfernung) B

37 37 Verteilung des Energiestransportes auf die drei Wellenlängenbereiche ,4 % Sichtbar Infrarot Ultraviolett B: Theoretisches Spektrum (Schwarzer Körper von 6000 K in 150 Mio km Entfernung) B 9,2 % 9,2 % im UV-Bereich 9,2 % im UV-Bereich 42,4 % im sichtbaren Bereich 48 % 48 % im Infrarotbereich

38 38 99% der eintreffenden Sonnenenergie wird im Wellenlängenbereich zwischen 0,25 et 5 Mikrometer übertragen 0,25 et 5 Mikrometer übertragen. 99% der eintreffenden Sonnenenergie wird im Wellenlängenbereich zwischen 0,25 et 5 Mikrometer übertragen Zur Unterscheidung von der Erdstrahlung bezeichnet man die auf die Atmosphäre treffende Sonnenstrahlung als kurzwellige Strahlung. (und unterschlägt damit den langwelligen Teil, der im Wellenlängenbereich der Erdstrahlung liegt).

39 39 C: Die Wärmestrahlung C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung mit der Erdatmosphäre und den Böden C-2: Terrestrische und solare Strahlung vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre C-1: Definitionen und Eigenschaften C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der Atmosphäre

40 40 Die Wirkung der Strahlung auf den bestrahlten Körper hängt von der Wellenlänge ab.

41 41 Die Sonnenstrahlung durchquert transparente Materialien ohne wesentliche Erwärmung

42 42 So ist Luft recht transparent für die direkte Sonnenstrahlung, die die Atmosphäre ohne wesentliche Erwärmung durchquert.

43 43 … stark absorbiert, das sich entsprechend erwärmt. Die Sonnenstrahlung wird durch dunkles Material…

44 44 Sonnenstrahlung wird von hellen oder vereisten Oberflächen reflektiert. (Das Spiegelungsvermögen heisst « Albedo »). (Das Spiegelungsvermögen heisst « Albedo »).

45 45 In der Natur kommt absorbierende, reflektierende und transparente Materie vor. ihrer Oberflächenbeschaffenheit… Der Effekt auf die Sonnenstrahlung hängt ab von : der Art der Materie, ihrer Farbe, … und vom Einfallswinkel der Strahlung.

46 46 C: Die Wärmestrahlung C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung mit der Erdatmosphäre und den Böden C-2: Terrestrische und solare Strahlung vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre C-1: Definitionen und Eigenschaften C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der Atmosphäre

47 47 Luft und Wolken sind zwar relativ durchsichtig für die Sonnenstrahlung, absorbieren jedoch die Wärmestrahlung der Erde sehr stark. Dies nennt man den natürlichen Treibhauseffekt. Sie geben ihrerseits Wärmestrahlung ab. Ihr vom Boden absorbierter Anteil erhöht die Bodentemperatur. Dank diesem Treibhauseffekt liegt die mittlere Oberflächentemperatur der Erde bei 15 °C. Ohne Treibhauseffekt läge sie bei -18 °C.

48 48 C: Die Wärmestrahlung C-3: Wechselwirkung der Sonnenstrahlung mit der Erdatmosphäre und den Böden C-2: Terrestrische und solare Strahlung vor dem Eintritt in die Erdatmosphäre C-1: Definitionen und Eigenschaften C-5: Anwendung auf alltägliche Beobachtungen C-4: Wechselwirkung der Erdstrahlung mit der Atmosphäre

49 49 Differenz der Bodentemperatur zwischen Tag und Nacht

50 50 Die beleuchtete Erdseite absorbiert einen grossen Teil der einfallenden Sonnenstrahlung. Nachts strahlt der unbeleuchtete Boden weiter zur Atmosphäre. Ohne Einstrahlung kühlt er sich mit der bodennahen Luft ab. 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.

51 51 Schichtwolken und Abkühlung bei Tag und Nacht

52 52 Schichtwolken beeinflussen die Temperatur bei Tag und bei Nacht. Wolken bei Nacht Der Boden und die bodennahe Luft kühlen weniger aus : milde Nacht. les nuages absorbent le rayonnement infrarouge terrestre et le réémettent en direction du sol.

53 53 Schichtwolken beeinflussen die Temperatur bei Tag und bei Nacht. Wolken bei Tag weniger Erwärmung am Boden : Kühler Tag. les nuages réfléchissent et absorbent une bonne partie du rayonnement solaire. les nuages réfléchissent et absorbent une bonne partie du rayonnement solaire.

54 54 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 B- KonvektionC-Wärmestrahlung I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde und ihrer Atmosphäre und ihrer Atmosphäre I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und Standardatmosphäre Standardatmosphäre I-3: Der Luftdruck

55 55 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.

56 56 Nur dank der Konvektion und der Bildung von Niederschlägen gleicht der Strahlungsüberschuss des Erdbodens das entsprechende Defizit der Lufthülle aus … Im Gegensatz dazu erreichen weder der Boden noch die Atmosphäre ein Strahlungsgleichgewicht. Mehr Informationen … Damit bleibt die über Jahrzehnte gemittelte Temperatur von Erdboden und Lufthülle konstant.

57 57 Direkte Sonnenstrahlung : 14,5 %, Direkte Sonnenstrahlung : 14,5 %, Wärmestrahlung der Erde : 67,3 %, Wärmestrahlung der Erde : 67,3 %, Kondensationswärme von Niederschlägen : 14,6%,Kondensationswärme von Niederschlägen : 14,6%, Für die Atmosphäre ist die Erde die wichtigste Wärmequelle. Dies erklärt, weshalb die Atmosphäre in Bodennähe wärmer ist als in der Höhe. Die von der Atmosphäre empfangene Energie setzt sich wie folgt zusammen : Konvektion ohne Niederschlag : 3,6 %. Konvektion ohne Niederschlag : 3,6 %.

58 58 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 B- KonvektionC-Wärmestrahlung I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde und ihrer Atmosphäre und ihrer Atmosphäre I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und Standardatmosphäre Standardatmosphäre I-3: Der Luftdruck

59 59 P. Queney Vertikale Temperaturschichtungen in Abhängigkeit von Breitengrad und Jahreszeit Nach dem mittleren Temperaturprofil lassen sich vier atmosphärische Stockwerke unterscheiden: die Troposphäre, die Troposphäre, die Stratosphäre, die Stratosphäre, die Mesosphäre, die Mesosphäre, die Thermosphäre. die Thermosphäre. Die Grenzflächen heissen: die Tropopause, die Tropopause, die Stratopause, die Stratopause, die Mesopause. die Mesopause. Troposphäre Stratosphäre Mesosphäre Thermosphäre Tropopause 18 km, -60 °C Stratopause 50 km, +10 °C Mesopause 80 km, -100 °C Als Obergrenze der «meteorologischen» Atmosphäre gilt die Mesopause in 80 km Höhe.

60 60 P. Queney Sommer -100 °C +20 °C -100 °C Sommer Vertikale Temperaturschichtungen in Abhängigkeit von Breitengrad und Jahreszeit 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. Troposphäre Stratosphäre Mesosphäre Thermosphäre Tropopause Stratopause 50 km, +10 °C Mesopause 80 km, -100 °C 18 km, -60 °C 6 km -40 °C 11 km -60 °C Winter - 75 °C Winter -60 °C -20 ° 9 km

61 61 Für die Luftfahrt wurde eine «typische» Atmosphäre definiert mit folgenden Eigenschaften: 0 m 15°C « trockene » Luft Temperatur bei 0 m : 15°C m -56.5°C Tropopause Tropopause in 11 km bei –56.5°C Isothermie darüber isotherm darüber isotherm Diese mittleren Werte unterscheiden sich oft beträchtlich von der realen Atmosphäre. Diese Atmosphäre heisst « Standardatmosphäre » Vert. Abnahme: -6.5°C / 1000 m -6.5°/1000m

62 62 Die reale Atmosphäre unterscheidet sich : örtlich, saisonal, zeitlich. Nur eine Sondierung zeigt das reale Temperaturprofil.

63 63 eine Isothermie oberhalb der Tropopause. eine Isothermie oberhalb der Tropopause. eine Höheninversion, eine Höheninversion, einen Abschnitt, der der Standardatmosphäre gleicht, einen Abschnitt, der der Standardatmosphäre gleicht, eine nächtliche Bodeninversioneine nächtliche Bodeninversion Oft erkennt man :

64 64 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 B- Konvektion C- Wärmestrahlung I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde und ihrer Atmosphäre und ihrer Atmosphäre I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und Standardatmosphäre Standardatmosphäre I-3: Der Luftdruck I-3-1 : Druck I-3-1 : Druck I-3-2 : der Luftdruck

65 65 « Druckkräfte » durch die Luft senkrecht auf die Oberfläche von der Luft auf die Fläche gerichtet. Die Intensität der Druckkräfte nennt man den « Luftdruck ». Unter der Wirkung der uns umgebenden Luft erfährt jeder Gegenstand an jedem seiner Punkte, f « Druckkräfte » f : Der Druck ist eine « skalare » Grösse.

66 66 Memo: Der Druck f n 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.

67 67 Luftdruck, hydrostatischer Druck Wasser Luft Boden 2 m Das Wasser im Aquarium übt ebenfalls Kräfte auf die Wände aus. Im Wasser des Aquariums nimmt der Druck mit dem Abstand von der Oberfläche rasch zu. An der freien Oberfläche des Wassers sind die Kräfte der Luft auf das Wasser entgegengesetzt gleich den Kräften des Wassers auf die Luft. In 10 m Tiefe herrscht der doppelte Druck wie an der Wasseroberfläche. Les parois extérieures de ce bassin rempli d eau sont donc soumises à un ensemble de forces pressantes de la part de lair qui lentoure.

68 68 Hydrostatischer Druck Hydrostatischer Druck p0p0 p1p1 p2p2 p3p3 p4p4 p5p5 p6p6 p H La variation p de la pression est reliée à la variation H de la profondeur par la relation hydrostatique : p= g.. H où g est l intensité de la pesanteur et la masse volumique de leau (1 tonne par m 3 ). La variation p de la pression est reliée à la variation H de la profondeur par la relation hydrostatique : p= g.. H où g est l intensité de la pesanteur et la masse volumique de leau (1 tonne par m 3 ). Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos : la pression a la même valeur en tout point dun même plan horizontal (qui constitue donc une surface isobare), Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos : la pression a la même valeur en tout point dun même plan horizontal (qui constitue donc une surface isobare), la pression augmente régulièrement au fur et à mesure que lon séloigne de la surface libre. Les surfaces isobares sont donc équidistantes.

69 69 Druckberechnung in der Tiefe h 1 S =1m 3 H p p0p0 p1p1 Oberfläche 0 h1h1 p= g.. H On peut en déduire que la pression p 1 au niveau h 1, est égale à la pression p 0 à la surface libre, augmentée de la valeur numérique du poids dune colonne d eau, de section S unité et de hauteur H = h 1 : p 1 = p 0 + g.. h 1. S (avec S = 1 m 2 ) Attention : il est incorrect de dire que la pression (grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur vectorielle ). On peut en déduire que la pression p 1 au niveau h 1, est égale à la pression p 0 à la surface libre, augmentée de la valeur numérique du poids dune colonne d eau, de section S unité et de hauteur H = h 1 : p 1 = p 0 + g.. h 1. S (avec S = 1 m 2 ) Attention : il est incorrect de dire que la pression (grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur vectorielle ). 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 deau de section unité et de hauteur 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 deau de section unité et de hauteur h. La quantité g.. H est équivalente, en valeur numérique, au poids d une colonne d eau de section S unité (S = 1m 3 ) et de hauteur H.

70 70 Der Luftdruck Z=600 km P=0 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 dune colonne dair de section unité sappuyant sur le sol et de 600 km de hauteur. Remarque: Dans certains phénomènes atmosphériques, il arrive que la relation hydrostatique ne soit pas vérifiée.

71 71 Je höher der Messpunkt, umso geringer ist das Gewicht der darüber liegenden Luftsäule und damit der Luftdruck. Der Luftdruck nimmt mit der Höhe ab. P= M gH H p = m gh h Wenn m und M die mittleren Luftdichten der Luftsäulen der Höhen h und H sind, erhält man :

72 72 Höhe in mDruck in hPa Faustregel: bis zur Höhe von 25 km, wo der Luftdruck noch 25 hPa beträgt, halbiert sich der Luftdruck jeweils bei einem Aufstieg um 5 km. halbiert sich der Luftdruck jeweils bei einem Aufstieg um 5 km.

73 LUFTDRUCK Druck in hPa Höhe in km Abnahme mit der Höhe

74 74 Luft ist kompressibel. Die tiefen Luftschichten werden durch die darüberliegenden komprimiert. Die Luftdichte ist in Bodennähe höher als in der Höhe. Luft hoher Dichte Luft geringer Dichte Der Luftdruck nimmt in den tiefen Luftschichten rascher ab als in der Höhe.

75 HöhenschichtSchichtdicke 1 hPa 0 à 1000 m8,8 m 1000 à 2000 m9,6 m 2000 à 3000 m10,6 m 3000 à 4000 m11,8 m 4000 à 5000 m13,2 m 5000 à 6000 m14,7 m 6000 à 7000 m16,4 m 7000 à 8000 m18,2 m 8000 à 9000 m20,4 m 9000 à m23,2 m Isobarenabstand in Abhängigkeit der Höhe

76 76 Die Faustregel Der Druck nimmt um 1 hPa ab, wenn man 8.5 m aufsteigt gilt somit nur für die tiefen Luftschichten (<1000 m).

77 77 ENDE Kapitel 1

78 78 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) Anhang 1

79 79 die Wärmestrahlung ein kontinuierliches Spektrum ein kontinuierliches Spektrum im Wellenlängenbereich zwischen D und F umfasst, im Wellenlängenbereich zwischen D und F umfasst, der von der Temperatur abhängt. Spektrale Strahlungdichte Wellenlänge D F Wir hielten fest, dass 1.1 Ergänzungen zur Wärmestrahlung

80 80 WellenlängeStrahlungdichte Wir hielten ebenfalls fest, dass alle Wellenlängenbereiche einen Teil der ausgesandten Leistung transportieren. Für eine gegebene Temperatur, kann die transportierte Teilleistung im Wellenlängenbereich im Wellenlängenbereich als Rechtecksfläche dargestellt werden : dargestellt werden : Breite Breite Höhe proportional zur Strahlungsdichte E. Höhe proportional zur Strahlungsdichte E. E

81 81 Wellenlänge die Umhüllende aller Rechtecke als Emissionspektrum bei der Temperatur T bezeichnet wird Spektrale Strahlungdichte Wir hielten fest, dass und dass die pro m 2 abgestrahlte Leistung als Fläche zwischen dem Spektrum und der Horizontalachse erscheint. Die Intensität der Wärmestrahlung berechnet sich nach der Formel von Stefan : F = T 4 F = T 4 mit = 5, W.m -2.K -4.

82 82 Anwendung: 1-2 Strahlungsleistung der Sonne Die pro m 2 Sonnenoberfläche abgestrahlte Leistung F beträgt: F = T 4 = W.m -2 F = T 4 = W.m -2 Die Strahlungsleistung P der gesamten Sonnenoberfläche S beträgt : beträgt : P = F.S =F.4 R 2 s = 4, Watt RsRs wobei R s der Sonnenradius ist ( km). Die Sonne strahlt wie ein schwarzer Körper der Temperatur 6000 K Die Sonne strahlt wie ein schwarzer Körper der Temperatur 6000 K, mit = 5, W.m-2.K-4.

83 Berechnung der Solarkonstante (mittlere, an der Oberfläche der Atmosphäre eintreffende Strahlung) : Aber die auf die Erdatmosphäre treffende Strahlung ist viel geringer. Die Strahlungsleistung P der gesamten Sonnenoberfläche S beträgt : beträgt : 4, Watt. 4, Watt.

84 84 Die Sonnenstrahlung breitet sich im Weltraum praktisch verlustfrei aus. Aber sie wird auf Kugeloberflächen mit zunehmendem Radius verteilt. Die Intensität pro m 2 ergibt sich aus der Leistung geteilt durch die Kugeloberfläche. 1 m 2

85 85 und heisst « Solarkonstante C. und heisst « Solarkonstante » C. Ihr Wert beträgt im Jahresmittel 1370 W/m 2. Bei der Erdumlaufbahn im Abstand von R = km zur Sonne beträgt der Strahlungsfluss noch P/4 R 2 (W/m 2 ) 1 m 2

86 86 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). des Systems Erde/Atmosphäre eingeht). 1.4 Berechnung des solaren Strahlungsflusses für die Strahlungsbilanz des Systems Erde/Atmosphäre (C/4)

87 87 Die Intensität der Solarstrahlung an der Oberfläche der Atmosphäre beträgt 1370 W/m 2 (Solarkonstante C ). Die Intensität der Solarstrahlung an der Oberfläche der Atmosphäre beträgt 1370 W/m 2 (Solarkonstante C ). Die Erdscheibe mit Radius R empfängt im Lauf eines Jahres Sonnenenergie von : Im Lauf eines Jahres verteilt sich diese Energie, wenn auch ungleichmässig, auf die gesamte Erdoberfläche S = 4 R 2 (Oberfläche einer Kugel mit Radius R). Im Lauf eines Jahres verteilt sich diese Energie, wenn auch ungleichmässig, auf die gesamte Erdoberfläche S = 4 R 2 (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 E [Joules] = 1370 x x R2 x 365 d x 24 h x 3600 s.

88 88 Ende Anhang 1

89 89 Anhang 2 Strahlungsbilanz und Treibhauseffekt

90 90 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. Wir hielten fest, dass – global gesehen – die mittleren Temperaturen der Erdoberfläche und der Erdatmosphäre im Wesentlichen zeitlich konstant sind.

91 91 80 W pro m 2 werden durch Wolken reflektiert, W pro m 2 werden von der Atmosphäre und von den Wolken absorbiert, 340 nur180 W pro m 2 nur 180 W pro m 2 erreichen den Boden. nur180 W pro m 2 nur 180 W pro m 2 erreichen den Boden. 180 Auf die Atmosphäre trifft ein solarer Energiestrom von 340 W pro m 2. 80

92 W pro m 2 erreichen die Erdoberfläche, … die 20 W pro m 2 reflektiert … die 20 W pro m 2 reflektiert. 20 Nur 160 W.m -2 werden vom Boden und den Meeren absorbiert. 160

93 93 0 Bei einer Mitteltemperatur von 15° strahlt die Erdoberfläche 390 W.m -2 ab. 20 W.m -2 durchqueren die Atmosphäre direkt und entweichen in den Weltraum. 20 (atmosphärisches Fenster im Bereich 8 bis 13 Mikrometer) Wolken… … und die Atmosphäre absorbieren 370 W pro m 2 dieser Abstrahlung W.m -2 werden in den Weltraum und 330 zum Boden zurück emittiert.

94 94 STRAHLUNGSBILANZ des Systems Erde/Atmosphäre ( an der Atmosphärenobergrenze ) Boden Weltraum Atmosphäre und Wolken Globalement, vues de l espace, la terre et son atmosphère sont en équilibre radiatif, puisque les 240 Watts par m 2 de rayonnement solaire réellement disponibles pour latmosphère et le sol sont égaux au flux infrarouge sortant.

95 95 STRAHLUNGSBILANZ AM BODEN STRAHLUNGSBILANZ AM BODEN Boden Weltraum Atmosphäre und Wolken und Wolken Au total, le sol absorbe = 490 W.m-2 et nen émet que 390. Il n est donc pas en équilibre radiatif. 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 surface (100 W.m-2). Au total, le sol absorbe = 490 W.m-2 et nen émet que 390. Il n est donc pas en équilibre radiatif. 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 surface (100 W.m-2).

96 96 STRAHLUNGSBILANZ DER ATMOSPHÄRE UND DER WOLKEN STRAHLUNGSBILANZ DER ATMOSPHÄRE UND DER WOLKEN Boden Weltraum Atmosphäre und Wolken und Wolken Latmosphère 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 = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Or ils émettent = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Latmosphère 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 = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Or ils émettent = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Là encore, puisque la température moyenne de l atmosphère est sensiblement constante, un processus autre que radiatif doit intervenir pour combler le déficit radiatif de latmosphère.

97 97 DIE KOMPENSIERENDEN PROZESSE DIE KOMPENSIERENDEN PROZESSE 160 Boden pour chauffer l air au contact du sol (chaleur sensible et convection sans précipitations): 20 W.m -2. Lexcès d énergie radiative au sol est utilisée : 1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m -2, Lexcès d énergie radiative au sol est utilisée : 1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m -2, Le sol reçoit = 490 w.m -2. Il émet 390 w.m -2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré. Le sol reçoit = 490 w.m -2. Il émet 390 w.m -2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré.

98 Boden Pour l atmosphère et les nuages, qui émettent = 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, 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.

99 °C Boden Der « natürliche » Treibhauseffekt D Cruette Atmosphäre und Wolken Boden °C (atmosph. Fenster) En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre recevrait 240 W.m -2 recevrait 240 W.m -2 et émettrait en retour 240 W.m -2. et émettrait en retour 240 W.m -2. Sa température déquilibre radiatif serait de 255 K, soit: -18 °C. En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre recevrait 240 W.m -2 recevrait 240 W.m -2 et émettrait en retour 240 W.m -2. et émettrait en retour 240 W.m -2. Sa température déquilibre radiatif serait de 255 K, soit: -18 °C. Avec latmosphère, le sol rayonne 390 W.m -2, correspondant à une température de surface de 288 K, soit de 15 °C. Lénergie radiative supplémentaire ( W.m-2 ) apportée au sol par latmosphère est ce que lon appelle « l effet de serre atmosphérique naturel ».

100 100 Der « natürliche » Treibhauseffekt.D Cruette Definitionsgemäss ist sein Wert die Differenz zwischen - der infraroten Abstrahlung des Bodens: W.m - 2, - und der Atmosphäre: W.m - 2. sprich: 150 W.m Atmosphäre und Wolken Boden (atmosph. Fenster) °C

101 101 Atmosphärische Bestandteile, die zum Treibhauseffekt beitragen Der Wasserdampf liefert den Hauptbeitrag zum « Treibhauseffekt ». Une augmentation de la concentration de certains de ces constituants, particulièrement de ceux qui réduiraient la « transparence » de la fenêtre atmosphérique (CO 2, CH 4, O 3, etc.), devrait logiquement entraîner une augmentation de leffet de serre.

102 102 Ende Anhang 2


Herunterladen ppt "1 Kapitel I : Eigenschaften der Atmosphäre I-1: Zusammensetzung der Luft I-2: Temperatur und Wärmeübertragung I-3: Der Luftdruck Anhang 1 : Ergänzungen."

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