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1 Einführung in die Meteorologie - Teil II: Meteorologische Elemente - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität.

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1 1 Einführung in die Meteorologie - Teil II: Meteorologische Elemente - Clemens Simmer Meteorologisches Institut Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität Bonn Sommersemester 2006 Wintersemester 2006/2007

2 2 II Meteorologische Elemente II.1 Luftdruck und Luftdichte II.2 Windgeschwindigkeit II.3 Temperatur II.4 Feuchte II.5 Strahlung

3 3 II.4 Feuchte  Bedeutung in der Meteorologie  Feuchtemaße  Wasserdampftransporte  Temperatur- und Feuchtefelder nahe am Erdboden  Feuchtemessung

4 4 Feuchte Die Feuchte oder Luftfeuchte bezeichnet den Gehalt der Luft an (gasförmigem) Wasserdampf. Wasserdampf ist der einzige Stoff der unter Erdoberflächenbedingungen in drei Phasen vorkommt. Durch die Phasenübergänge „trägt“ Wasserdampf die Energien, die zu seiner Verdunstung und zum Schmelzen von Eis benötigt werden in sich. Damit ist Wasserdampftransport auch immer mit Energietransport verbunden, sogenannte latenter Energie. Das Freiwerden dieser latenten Energie ist ein wesentlicher Antrieb für viele atmosphärische Prozesse (Hadley-Zirkulation der Tropen, tropische Zyklonen, auch synoptische Zyklonen uvm.)

5 5 Atmosphärische Feuchte - Ihre Bedeutung in der Meteorologie -  eine der Grundgrößen der Meteorologie mit großer Bedeutung  im hydrologischen Zyklus - Wolken- und Nieder- schlagsbildung - Austauschprozesse an der Oberfläche  im Energiekreislauf - Absorption solarer Strahlung - Absorption/Emission langwelliger Strahlung (wichtigstes Treibhausgas!) - Energieumsatz bei Phasenübergängen  stark variabler Gasbestandteil der Atmosphäre mit lokal maximal 4 Volumenprozent PW – „precipitable Water“ Gesamtwasserdampfgehalt im Mittel 25 kg/m 2, entspr. 25 mm Wassersäule mit ρ H2O =10 3 kg m -3 im Vergleich zur Gesamtmasse ca. 0,3 %

6 6 Globale Verteilung der vertikal integrierten Feuchte

7 7 Übung zu II.4 Weise nach dass der Wasserdampf ca. 0,3 Gewichts-% der Luftmasse ausmacht. Bestimme dazu zunächst die Masse einer vertikalen Luftsäule (kg/m²) durch Integration der Dichte über die Höhe (und verwende dabei die statische Grundgleichung). Dann vergleiche den erhaltenen Wert mit den angegebenen 25 kg/m² für Wasserdampf.

8 8 II.4.1 Feuchtemaße a=  w - absolute Feuchte [kg m -3 ] f -relative Feuchte [%] e -Partialdruck des Wasserdampfs [hPa] R W = R/M w =462 J kg -1 K -1 Gaskonstante des Wasserdampfs Es exisitiert ein maximaler Dampfdruck e* =f(T) Sättigungsdampfdruck Bei höherem e kondensiert entsprechend Wasserdampf aus. T d -Taupunkt [K] isobare Abkühlung auf Taupunkt führt zur Kondensation q -spezifische Feuchte [kg/kg] Masse des Wasserdampfes zur Gesamtmasse der feuchten Luft m -Mischungsverhältnis [kg/kg] Masse des Wasserdampfes zur Gesamtmasse der trockenen Luft m > q

9 9  variiert zwischen 0 hPa in wasserdampffreier Luft und Sättigungsdampfdruck e*  Sättigungsdampfdruck ist der maximale Wasserdampfdruck bei einer bestimmten Lufttemperatur (Gleichgewichtszustand der Moleküle) e > e * Kondensation zu flüssiger/fester Phase e < e * Verdunstung von flüssiger/fester Phase II Dampfdruck – Partialdruck des Wasserdampfes e  Magnus-Formel für e * über ebener Wasserfläche reinen Wassers mit in°C  Dalton‘s Gesetz: p = p L + ep L – Druck der wasserdampffreien Luft p – gemessener Gesamtluftdruck Gleichgewicht zwischen Verdunstung und Kondensation im abgeschlossenen System T Te*e*

10 10 Versuch zur Messung des Sättigungsdampfdrucks über Wasser e w * Man nehme zwei Quecksilberbarometer. Das zweite präpariert man, indem man auf die Quecksilbersäule etwas Wasser aufbringt. Im Vakuum darüber stellt sich dann der Sättigungsdampfdruck entsprechend der Temperatur ein. Gegenüber dem ersten Barometer wirkt nun dieser Dampfdruck und drückt die Quecksilbersäule etwas weiter nach unten. Die Differenz zum ersten Barometer ist dann also der Sättigungsdampfdruck über Wasser bei der Temperatur T, e w * (T)

11 11  Nur auf den Kurven können zwei Phasen koexistieren  Am Tripelpunkt können alle drei Phasen koexistieren Phasendiagramm des Wasserdampfs Gleichgewicht zwischen unterkühltem Wasser und Wasserdampf 6.11 hPa, °C Gleichgewicht zwischen Eis und Wasserdampf Phasenübergang durch: - Abkühlung/Erwärmung - Zufuhr/Abfuhr von Wasserdampf

12 12  Sättigungsdampfdruck über Eis e i * ist niedriger als über einer gleich temperierten Oberfläche unterkühlten Wassers, da die größeren Anziehungskräfte zwischen den Molekülen im Eiskristall diese stärker binden und ein Gleichgewicht bei niedrigerem Dampfdruck bewirken  Wasserdampf „spürt“ nur eigenen Dampfdruck (Dalton)  Wasseroberfläche „spürt“ zusätzlich Gesamtdruck Bindungskräfte der Moleküle im Wasser stehen dem Ausgleich der H 2 O Moleküle im ganzen Raum entgegen Reale Atmosphäre Koexistenz von freien Wasserflächen und ungesättigter Luft TLTL TWTW e e*e* e=e * kein Nettoaustausch ee * Kondensation, auch wenn Luft ungesättigt ist T L >T w

13 13 Verdunstung ober- und unterhalb des Siedepunktes Wasser siedet, wenn der Sättigungsdampfdruck gleich dem äußeren Luftdruck ist (Prinzip des Hypsometers=Siedepunktbarometers) a)Verdunsten unterhalb Siedepunkt An der Oberfläche gilt e < e *


14 14  Tatsächlich wird aber der weitaus größte Teil der Energie für das Aufbrechen der Bindungsenergie benötigt.  Insgesamt gilt Energie für Verdunstung/Verdampfung  Verdampfungswärme L ist nötig um Flüssigkeit in Dampf umzuwandeln, denn Bindungskräfte im Wasser müssen überwunden weren.  L enthält zusätzlich die Arbeit für Ausdehnung vom Flüssigkeitsvolumen auf das Gasvolumen - 1 g flüssiges Wasser nimmt 1 cm 3 ein. - 1 g Wasserdampf nimmt 1600 cm 3 bei 1000 hPa und 100 °C ein.

15 15 II Taupunkt Td Der Taupunkt T d ist jene Temperatur, deren Sättigungsdampfdruck über Wasser e(T d ) gerade gleich dem wirklichen Dampfdruck e ist, also e=e*(T d ). Eine isobare Abkühlung eines Luftpakets mit dem Dampfdruck e führt zur Sättigung bzw. Kondensation Beispiel: d = 20°C → e= hPa d = 15°C → e= 17.1 hPa d = 10°C → e= hPa Ist der Taupunkt T d (oder d in °C) bekannt, kann der aktuelle Dampfdruck e mittels der Magnus-Formel berechnet werden e T TdTd

16 16 II Spezifische Feuchte q Verhältnis der Masse des Wasserdampfes m w zur Gesamtmasse der „feuchten“ Luft m des gleichen Volumens e << p Nach dem Gesetz von Dalton summieren sich die Partialdrücke: p = p l + e.  l – Dichte der „trockenen“ Luft Gasgleichung für Wasserdampf (Index w ) und für trockene Luft (Index l ) Nach Umformung ergibt sich mit Einsetzen der Gaskonstanten für Wasserdampf und trockene Luft

17 17 II Massenmischungsverhältnis m Verhältnis der Masse des Wasserdampfes m w zur Gesamtmasse der „trockenen“ Luft m L des gleichen Volumens e << p Nach dem Gesetz von Dalton summieren sich die Partialdrücke: p l = p - e.  l – Dichte der trockenen Luft Gasgleichung für Wasserdampf (Index W ) und für trockene Luft (Index l ) Nach Umformung ergibt sich mit Einsetzen der Gaskonstanten für Wasserdampf und trockene Luft

18 18 II Feuchtegrößen bei adiabatischen Bewegungen Absolute Feuchte  w [kg m -3 ] Wasserdampfdruck e [hPa] spezifische Feuchte q [g/kg] Mischungsverhältnism [g/kg] TaupunktT d [ °C] Relative Feuchte f [%] Sättigungsdefizit e* -e[hPa] wie  → Abnahme wie p → Abnahme konstant da Massenverhältnis nimmt ab, da e abnimmt Luftpaket steigt adiabatisch auf nimmt zu, da e* schneller abnimmt als e nimmt ab q, m sind Erhaltungsgrößen bei adiabatischen Bewegungen

19 19 II Virtuelle Temperatur Gasgleichung:mit p = p L + e und ρ = ρ L + ρ W Wasserdampf wird nicht in R L berücksichtigt Multiplikation mit ρ/ρ Die virtuelle Temperatur T v ist jene, die wasserdampffreie Luft hätte, wenn sie gleiche Dichte und Druck wie die feuchte Luft hätte

20 20 Übungen zu II.4.1 (a) T = K P = hPa T = K P = hPa absolute Feuchte  w = kg/m³ kg/m³ Wasserdampfdruck e= hPahPa TaupunktT d = °C °C spezifische Feuchte q = g/kgg/kg Mischungsverhältnism=g/kgg/kg relative Feuchte f= 50 % 50 % virtuelle Temperatur T v = K K Berechne:

21 21 Übungen zu II.4.1(b) Wozu benötigt man die virtuelle Temperatur? Leite die Clausius-Clapeyron-Gleichung (siehe unten) ab aus dem 1. HS für die freie Enthapie g(T,p) (dg=-sdT+αdp) an der Phasengrenze zwischen Flüssigkeit und Gas. Beachte, dass beim vollständigen Übergang vom Gas zur Flüssigkeit sich g nicht ändert, da p und T dabei konstant. Zur Ableitung betrachte einen Weg entlang der Kurve des Sättigungsdampfdruckes in p-T- Diagramm. Leite aus der Clausius-Clapeyron-Gleichung (de*/dT=L/(TΔα), mit Δα die Differenz des spezifischen Volumens zwischen Gas und Wasser) die Magnus-Formel her. Welche zwei Feuchtegrößen ändern sich nicht bei adiabatischen Bewegungen?

22 22 II.4.2 Wasserdampftransporte Beobachtungen nach Baumgartner und Reichel, 1975 blau: mm/Jahr rot: W/m 2 schwarz: in 1000 km 3 /Jahr

23 23 Wasserdampftransporte (andere Quellen mit Reservoiren)

24 24 Haushaltsgleichung für den Wasserdampf

25 25 Turbulente vertikale Wasserdampfflüsse E und turbulente Flüsse latenter Wärme LE α L ist dabei der Wärmeübergangskoeffizient, der auch beim Fluss fühlbarer Wärme, H= α L (T 0 -T L ), auftaucht. Die Ähnlichkeit folgt daraus, dass der Transportprozess – die Turbulenz – der gleiche ist. Die Division durch c P reduziert letztlich den Wärmeübergangskoeffizient auf einen Massenaustauschkoeffizient (später genauer).

26 26 Übungen zu II.4.2 Rechne die Reservoirmengen für Wasser für Ozean, Land und Atmosphäre (zweite Folie des Kapitels) um in Höhe einer Wassersäule in Meter. Verwende 0,5x10 15 m 2 als Schätzung für die Gesamtoberfläche der Erde und die Aufteilung 2/3 zu 1/3 für Ozean zu Land. Sind die Werte plausibel? Was ist der latente Wärmefluss? Kann eine Wasseroberfläche auch dann verdunsten, wenn die Luft darüber kälter ist, als das Wasser? Warum? Kann an einer Wasseroberfläche Wasserdampf aus der Luft kondensieren, wenn die Lufttemperatur höher ist als die Wassertemperatur?

27 27 II.4.3 Temperatur- und Feuchtefelder nahe an der Erdoberfläche Die Temperatur und Feuchte nahe der Erdoberfläche werden, wie der Wind, massiv durch die Austauschprozesse (Flüsse von Wärmeenergie und Wasserdampf und Impuls) beeinflusst. Die unterschiedliche Strahlungsbilanz des Erdbodens (im Mittel positiv) und der Atmosphäre (im Mittel negativ) bauen Temperaturgradienten auf, die i.w. durch die turbulenten Flüsse fühlbarer und latenter Wärme ausgeglichen werden. Die Abnahme der Temperatur in der Atmosphäre mit der Höhe (u.a. resultierend aus der unterschiedlichen Strahlungsbilanz von Erdoberfläche und Atmosphäre und adiabatischen Umlagerungen) führt zur Kondensation des Wasserdampfes, der durch Niederschlag dem Erdboden zugeführt wird. Dies führt zu einem Feuchtegradient zwischen Erdboden und Atmosphäre, der i.w. durch den turbulenten Wasserdampffluss kompensiert wird. Der turbulente Wasserdampffluss setzt die Verdunstung des Flüssigwassers voraus. Die dazu aufgewandte Energie steckt dann im Wasserdampfgas (->Fluss latenter Wärme) und kommt der Atmosphäre bei der Kondensation als Wärme wieder zu gute.

28 28 II Energiebilanz an der Erdoberfläche QoQo LE o HoHo BoBo Einheit W/m 2, o = an der Oberfläche Q o Nettostrahlungsfluss B o Bodenwärmestrom H o Fluss fühlbarer Wärme LE o Fluss latenter Wärme Energiebilanzgleichung einer Oberfläche ≠ Haushaltsgleichung, da Speicherterm fehlt Achtung: Obwohl die Energiebilanz geschlossen sein muss, gelingt es uns in der Realität meist nicht, dies durch Messungen der vier Komponenten nachzuweisen. Die Gründe sind noch unklar, hängen aber vermutlich mit der Messung von H und LE zusammen.

29 29 II Tagesgänge 1 m 2 m T Nachts Tags HoHo QoQo BoBo QoQo HoHo BoBo Tagesgänge der Temperatur und Wärmeflüsse Q o treibt die Energiebilanz an Nachts sind Gradienten stärker durch reduzierte Turbulenz Bedeutung der 2 m-Temperatur als Vergleichstemperatur (screen temperature) Hinzunahme der Feuchte LE o geht meist in die gleiche Richtung wie H o und ist dabei tags meist doppelt so groß wie H o. Ausnahme:Psychrometereffekt (siehe Messungen) LE o

30 30 mittlerer Tagesgang der Temperatur Tagesamplitude durch Sonnenstand (Jahreszeit) bestimmt Minimum bei Sonnenaufgang, Maximum am frühen Nachmittag Extremere Werte in Bodennähe Maxima und Minima am Boden laufen voraus Inversion in der Nacht, vertikale Temperaturabnahme nach oben am Tag m über Grund

31 31 Tagesgang des Dampfdrucks Doppelwelle des Dampfdrucks durch Zusammenspiel von Verdunstung am Boden, intensivierten turbulenten Feuchtetransport am frühen Nachmittag Verdunstung am Tage (Feuchtegradient beachten) Taubildung in der Nacht (Feuchtegradient beachten)

32 32 Tagesgang von Dampfdruck und relativer Feuchte Die relative Feuchte ist am Boden i.a. höher als in größerer Höhe. Während der Dampfdruck nur wenig variiert, schwankt die relative Feuchte beträchtlich, Ihre Schwankung wird dabei nicht durch Feuchteänderung sondern duech Temperaturänderungen bestimmt.

33 33 Vertikalprofile von Temperatur und relativer Feuchte als Profile, von Temperatur in Isoliniendarstellung, von Temperatur als Zeitserien in verschieden Höhen, und Horizontalwind in verschiedenen Höhen.

34 34 Übungen zu II Beschreiben Sie die Messerien von Temperatur, Feuchte und Wind auf der Folie „Vertikalprofile“. 2.Im Gleichgewicht sollte sich über Wasserflächen (Ozeane, Seen) aber auch über den doch meist feuchten Landoberflächen die Atmosphäre in Sättigung bezüglich des Wasserdampfes sein (100% relative Feuchte). Warum ist das in der Erdatmosphäre i.a. nicht erfüllt. 3.Zeichnen Sie die Tagesgänge der Temperatur, der potentiellenTemperatur, der Wasserdampfdichte und der relativen Feuchte an einem sonnigen Tag.

35 35 II.4.4 Feuchtemessung  Historie der Feuchtemessung  Prinzipien der Feuchtemessung  Haarhygrometer  Feuchteregistriergeräte  Spektroskopische Hygrometer

36 36 Historie der Feuchtemessung  1400: Holz absorbiert Feuchtigkeit ("hygroskopisch“) und ändert bei Feuchtigkeitsaufnahme seine Eigenschaften (z.B. Volumen, Länge, Gewicht, Farbe)  Bis 1. Hälfte 19. Jahrhundert: "Grannen von wildem Hafer" wurden in englische Banjobarometern eingebaut. Lebensdauer höchstens 12 Monate.  Wolle, Holz, Papier, Hanfschnüre, Darmsaiten, Fischbein, Elfenbein und Salze kamen in frühen Hygroskopen zur Anwendung.  2. Hälfte des 18. Jahrhundert: Horace Bénédict de Saussure ( ) "Essais sur l'Hygrométrie" stellt Haarhygrometer mit speziell behandelten blonden Frauenhaaren und Messskala vor.  1820: Kondensationshygrometer können Temperatur des Taupunktes der umgebenden Luft direkt zu bestimmen  Ende 19. Jahrhundert: Einführung des Psychrometers durch Richard Aßmann  20. Jahrhundert Fernerkundungssensoren in verschiedenen Spektralbereichen

37 37 Methoden der Feuchtemessung  Psychrometer Messung: Effekt des Zufügens von Wasser (Verdunstungskälte), Trocken- und Feuchtthermometer Gleichgewicht zwischen latentem und fühlbarem Wärmefluss  Sättigungsgleichgewicht hygroskopischer Substanzen –elektrische Hygrometer (Kapazitätsänderung, Humicap) –Längenänderung von Haaren – Lithium-Chlorid Hygrometer  Tau- und Frostpunkthygrometer  Absorption elektromagnetischer Strahlung z.B. Lyman- α Linie im ultravioletten (Buck, 1976)

38 38 II Psychrometer („Kältemesser“) und Feuchttemperatur Aspirationspsychrometer Firma Lambrecht Psychrometer nach August Frankenberger elektrisch ventiliert

39 39 Wärmebilanz für Feuchtthermometer Q - H - LE - B = 0 Q S -Nettostrahlung solar Q L –Nettostrahlung terrestrisch H -Fluss fühlbarer Wärme LE - Fluss latenter Wärme B - Bodenwärmestrom, fühlbare Wärme aus dem Körper zur Oberfläche Q = Q S + Q L –Nettostrahlung gesamt Q H LE B  Wärmebilanzgleichung für Oberfläche  Summe aller Wärmeströme, die pro Flächeneinheit durch die Körperoberfläche fließen [W m -2 ]  Flüsse, die zur Oberfläche gerichtet sind, werden als positiv gerechnet. Energiebilanzgleichung für Oberflächen

40 40  Wärmebilanzgleichung für Feuchtthermometer wird vereinfacht als Balance zwischen dem Fluss fühlbarer Wärme H und dem latenter Wärme LE.  H ist proportional zur Temperaturdifferenz zwischen Körper und Luft (hatten wir schon)  Wärmeübergangszahl α L [Wm -2 K -1 ] hängt von der Körperform und der Luftbewegung ab (v= 0.2 m/s → α L =10 [Wm -2 K -1 ]; v=10 m/s→ α L =70 [Wm -2 K -1 ])  LE beschreibt den mit dem Wasserdampftransport verbundenen Energietransport MitL -Verdunstungswärme ~ 2.5 · 10 6 J/kg c p -spezifische Wärme der Luft bei konstantem Druck e* – Sättigungsdampfdruck e – Dampfdruck der Umgebungsluft Ideales Psychrometer Q - H - LE - B = 0 B=0 stationär!Q=0Strahlungsschutz

41 41 Einschub: Parametrisierung des latenten Wärmeflusses Betrachte zunächst den fühlbaren Wärmefluss H ist gleich dem Gradient der Enthalpie an der Oberfläche multipliziert mit einem Faktor α L /c p, der von der Turbulenz der Luft abhängt. Die turbulente Bewegung, die z.B. warme Luft nach oben und kalte Luft nach unten transportiert, also den fühlbaren Wärmefluss realisiert, ist der gleiche Prozess der trockener mit feuchter Luft austauscht. Logischerweise muss beim latenten Wärmetransport die gleiche Turbulenzkonstante gelten wie bei fühlbaren Wärmetransport.

42 42  Psychrometerkonstante A≈0,65 hPa/K hängt ab vom Druck, Temperatur und Feuchte (leicht).  Bestimmung des Dampfdrucks aus Trocken- und Feuchttemperatur.  Sprung‘sche Formeln, Tabellenliste für Konvertierung  Über Eis muss Depositionswärme L s = x10 6 J/kg genutzt werden  Reales Psychrometer berücksichtigt Strahlungsfehler (Strahlungsübertragungskoeffizient α s ) und Bodenwärmestrom (Wärmedurchgangskoeffizient β) Ideales Psychrometer A

43 43 Psychrometer enthält Feuchtthermometer  Verdunstung führt zur Abkühlung des Feucht- thermometers; es setzt ein fühlbarer Wärmestrom ein von der Luft zum Feuchttermometer  Verdunstung erhöht Wasserdampfdruck, daher T f >T d Feuchttemperatur und Taupunkt Temperatur / °C Dampfdruck / hPa Wasser Eis TdTd e* TlTl e* f im Gleichgewicht Feuchttemperatur T f Tf Tf Wäre die Feuchttemperatur niedriger als der Taupunkt, so wäre e f niedriger als e und das feuchte Thermometer könnte nicht mehr verdunsten – Wasser müsste an ihm kondensieren.

44 44 Inversion des Psychrometers ? Beim Psychrometer wird fühlbare Wärme aus der Atmosphäre zur Verdunstung am feuchten Thermometer zugeführt. Ist die Umkehrung möglich? Könnte an einem Thermometer Wasser kondensieren und die frei werdende Kondensationswärme als fühlbare Wärme der Luft zugeführt werden? Nein: Damit LE zum Thermometer geht muss e L > e w * (T 0 ); damit H vom Thermometer in die Luft geht muss gelten T 0 > T L. Insgesamt müsste also gelten e w * (T 0 ) < e L < e w * (T L ), also T 0 < T L im Widerspruch zu oben. Doch bei Temperaturen unter 0°C ist es möglich (siehe Abbildung oben). Das ist die Grundlage für Rauhreifbildung.

45 45 II Haar-Hygrometer  Für Wasserdampfaustausch mit Luft müssen Haare entfettet werden  Verbesserung von Empfindlichkeit und Genauigkeit durch chemische und/oder mechanische Vorbehandlung (z.B. Kochsalzlösung, Wälzung)  Haarbüschel (Harfe) wird mit Hebelsystem auf Zeiger übertragen  Haarhygrometer müssen regelmäßig regeneriert werden (Sättigung!) z.B. bei 40 % relative Feuchte beträgt nach 4 Wochen der Fehler + 13 %).  Haare ändern ihre Länge nicht linear mit der relativen Feuchte. : Relative Feuchte: Relative Längenänderung022,540,052,261,669,076,082,688,894,6100,0 Mit zunehmender relativer Feuchte wird der Wassergehalt der hygroskopischen Substanz immer größer, und ihr Volumen nimmt zu, bei langgestreckter Form ist die Längenänderung besonders groß. Materialien sind z.B. Haare, Textilfasern (künstlich oder natürlich) und Zellophan.

46 46 Feuchte-Registriergerät  Skaleneinteilung für Zeit und Feuchte müssen gut kalibriert sein!  Kalibration mit Psychrometer  Zeitkonstante ist temperaturabhängig

47 47 II Spektroskopische Hygrometer Beer-Bouguer Gesetz mit I λ : spektrale Intensität [W m -2 sr -2 m -1 ] k λ : spektraler Absorptionskoeffizient [m 2 /kg] ρ w : absolute Feuchte [kg m -3 ] s : Weglänge [m] τ: Transmission Wellenlänge bei der möglichst nur Wasserdampf absorbiert:  IR Hygrometer nutzen oft zwei unterschiedlich stark absorbierende Wellenlängen z.B. 2.6 und 2.3 μm, ca. 20 cm Pfad schmalbandige Quelle nötig → Laser (teuer, daher meist Filter)  Lyman-α Hygrometer nutzt nm Linie des atomaren Wasserstoffs starke Absorption → 0.2 – 5 cm Weglänge hohe zeitliche Auflösung, gut für turbulente Schwankungen Referenzkalibration nötig I Detektor I 0 Quelle s

48 48 Übungen zu II Erläutern Sie das Messprinzip des Siedepunktbarometers 2.Wie verhalten sich die 4 Wärmeströme beim idealen Psychrometer im Gleichgewicht? 3.Wovon hängt die Verdunstungsintensität des Bodens ab? 4.Wie würden Sie die Verdunstungsintensität messen?


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