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 78 89 2 5 64

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

enthält weitere Bestandteile in geringen, aber sehr variablen Mengen : Die Luft enthält weitere Bestandteile in geringen, aber sehr variablen Mengen : Wasser, in seinen drei « Phasen » : Spurengase : O3, H2, CH4 etc. Wasser-dampf Eis Wasser-tropfen feste Teilchen (Pollen, Russ, Staub, Salzkristalle, etc.),

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

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

I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung  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 » 6 11 13 16 20 54 59

Die Temperatur ist ein Mass für … heiss und kalt.

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

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

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

I-2 : Temperatur und Wärmeübertragung I-2-1: Definitionen  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 »

Wärme breitet sich auf drei Arten aus:

Wärmeleitung :

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

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

Konvektion :

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

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

Wind… Turbulenz… und mechanische Durchmischung.

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

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

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

Empfängt ein Körper Strahlung, erwärmt er sich.

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

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

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

ist eine reine Funktion der Temperatur. Haupteigenschaften 6000 K Die abgestrahlte Energie - pro Zeiteinheit (Leistung) und - pro Flächeneinheit ist eine reine Funktion der Temperatur. Es wird Energie abgegeben, man spricht von « Strahlungsfluss » (bzw. « Intensität »). Er wird in Watt pro m2 (W.m-2) angegeben.

Jede Teilstrahlung tranportiert einen Teil der abgestrahlten Leistung 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. Fluss Jede Teilstrahlung tranportiert einen Teil der abgestrahlten Leistung Wellenlänge 2 1 3 4 D F Die Intensität der Teilstrahlungen (Säulenhöhe) ist eine Funktion: - der Temperatur und - der Wellenlänge.

D F Die Hüllkurve aller Teilstrahlungen nennt man das « Emissionsspektrum » des Körpers. Intensität Wellenlänge Die gesamte pro m2 abgestrahlte Leistung E wird durch die Fläche unter der Hüllkurve dargestellt. D F Diese abgestrahlte Gesamtleistung E ist proportional zu T4 , der vierten Potenz der Temperatur, (d.h. zu T x T x T x T, mit T in Kelvin ).

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

Hier sind die theoretischen Spektren der Erdstrahlung für verschiedene Bodentemperaturen dargestellt. 50 Fluss P. Queney Die gesamte Strahlungintensität bei T=213 K (-60 °C) wird durch die schraffierte Fläche dargestellt. Die Wellenlängen der Erdstrahlung liegen zwischen 2 und 40 Mikrometern (Infrarot). Das Emissionsmaximum liegt bei 10-12 Mikrometern. Die Strahlung umfasst grosse Wellenlängen , ist ausschliesslich infrarot und somit für uns unsichtbar. Diese Strahlung wird zur Aufnahme von Satellitenbildern genutzt (Infrarotbilder).

Das Sonnenspektrum reicht vom fernen Ultraviolett (0,13 Mikrometer) 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. Die Sonnenstrahlung ist jedoch im nahen UV, im sichtbaren Bereich und im nahen IR am intensivsten.

Die Abstrahlung von jedem m2 der Sonnenoberfläche beträgt 7348.104 W.m-2 Die Strahlungsleistung der gesamten Sonnenoberfläche S in alle Raumrichtungen beträgt 4,5.1026 Watt Die Intensität der an der Erdatmosphäre eintreffenden Sonnenstrahlung ist viel geringer.

Die gesamte Strahlung dehnt sich im interplanetaren Weltraum tatsächlich verlustfrei aus. Aber sie verteilt sich auf zunehmend grössere Kugelflächen, 1 m2 so dass die Intensität im Verhältnis der Kugelflächen abnimmt.

Nach Ankunft bei der Erdbahn, im Abstand von R = 150. 000 Nach Ankunft bei der Erdbahn, im Abstand von R = 150.000.000 km zur Sonne, beträgt die Intensität der Sonnenstrahlung nur noch P/4R2 (W/m2). 1 m2 Der auf der Verbindungslinie Sonne/Erde an der Erdatmosphäre eintreffende solare Strahlungsfluss heisst Solarkonstante. Ihr Jahresmittelwert beträgt 1370 W/m2. Ich will noch mehr wissen…

Reale und theoretische Sonnenspektren beim Eintreffen an der Erdatmosphäre A: Reales Sonnenspektrum (in 600 km Höhe) 103 102 10 10-1 10-2 10-3 10-4 Watt/m2/Mikrometer Sichtbar Infrarot Wellenlänge in Mikrometer Ultraviolett P. Queney Ein Teil der Sonnenstrahlung wird von der Sonnenatmosphäre absorbiert, B: Theoretisches Spektrum (Schwarzer Körper von 6000 K in 150 Mio km Entfernung) B hauptsächlich kurzwellige UV-Strahlung, die für uns schädlich wäre. Dies erklärt den Unterschied zwischen dem realen Spektrum A und dem theoretischen Spektrum B.

Verteilung des Energiestransportes auf die drei Wellenlängenbereiche B: Theoretisches Spektrum (Schwarzer Körper von 6000 K in 150 Mio km Entfernung) B 9,2 % 9,2 % im UV-Bereich 103 102 Sichtbar 10 42,4 % 10-1 Infrarot 42,4 % im sichtbaren Bereich Ultraviolett 10-2 48 % 48 % im Infrarotbereich 10-3 10-4

0,25 et 5 Mikrometer übertragen. 99% der eintreffenden Sonnenenergie wird im Wellenlängenbereich zwischen 0,25 et 5 Mikrometer übertragen. 103 99% der eintreffenden Sonnenenergie wird im Wellenlängenbereich zwischen 0,25 et 5 Mikrometer übertragen. 102 10 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). 10-1 10-2 10-3 10-4

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

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

Die Sonnenstrahlung durchquert transparente Materialien ohne wesentliche Erwärmung

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

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

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

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

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

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

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

Differenz der Bodentemperatur zwischen Tag und Nacht

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

Schichtwolken und Abkühlung bei Tag und Nacht

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

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

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 C-Wärmestrahlung  I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde und ihrer Atmosphäre I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und Standardatmosphäre I-3: Der Luftdruck

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.

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

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

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 C-Wärmestrahlung I-2-2: Gemittelte Strahlungsbilanz der Erde und ihrer Atmosphäre  I-2-3: Vertikale Temperaturschichtung und Standardatmosphäre I-3: Der Luftdruck

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

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. P. Queney Thermosphäre -100 °C Sommer 80 km, -100 °C Mesopause Sommer -100 °C +20 °C Winter -75 °C Winter -60 °C -20 ° Mesosphäre 50 km, +10 °C Stratopause Stratosphäre 18 km, -60 °C Tropopause 11 km -60 °C 6 km -40 °C 9 km Troposphäre

Tropopause in 11 km bei –56.5°C Für die Luftfahrt wurde eine «typische» Atmosphäre definiert mit folgenden Eigenschaften: Isothermie « trockene » Luft Temperatur bei 0 m : 15°C 11000 m -56.5°C Tropopause Vert. Abnahme: -6.5°C / 1000 m Tropopause in 11 km bei –56.5°C darüber isotherm -6.5°/1000m Diese Atmosphäre heisst « Standardatmosphäre » 0 m 15°C Diese mittleren Werte unterscheiden sich oft beträchtlich von der realen Atmosphäre.

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

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

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

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

Memo: Der Druck 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. f n

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

Hydrostatischer Druck Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos : la pression a la même valeur en tout point d’un même plan horizontal (qui constitue donc une surface isobare), la pression augmente régulièrement au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la surface libre . Les surfaces isobares sont donc équidistantes . p0 p1 p2 p3 p4 p5 p6 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 l’eau (1 tonne par m3).

Druckberechnung in der Tiefe h1 La quantité g .  . H est équivalente, en valeur numérique, au poids d ’une colonne d ’eau de section S unité (S = 1m3) et de hauteur H. Druckberechnung in der Tiefe h1 p= g .  . H On peut en déduire que la pression p1 au niveau h1 , est égale à la pression p0 à la surface libre , augmentée de la valeur numérique du poids d’une colonne d ’eau, de section S unité et de hauteur H = h1 : p1 = p0 + g .  . h1 . S (avec S = 1 m2) Attention : il est incorrect de dire que la pression (grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur vectorielle ). p0 p1 Oberfläche h1 H p 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 d’eau de section unité et de hauteur h. S =1m3

Der Luftdruck 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. Z=600 km P=0 Au niveau du sol, la pression atmosphérique est donc déterminée par la valeur numérique du poids d’une colonne d’air de section unité s’appuyant sur le sol et de 600 km de hauteur. Remarque: Dans certains phénomènes atmosphériques, il arrive que la relation hydrostatique ne soit pas vérifiée.

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

halbiert sich der Luftdruck jeweils bei einem Aufstieg um 5 km. Höhe in m Druck in hPa 1013.25 1000 898.70 2000 795.00 3000 701.10 4000 616.40 5000 540.20 6000 471.80 7000 410.60 8000 356.00 9000 307.40 10 000 264.40 11 000 236.20 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.

LUFTDRUCK Abnahme mit der Höhe Höhe in km Druck in hPa 30 20 10 8 6 4 200 400 600 800 1000 Druck in hPa

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

Isobarenabstand in Abhängigkeit der Höhe Höhenschicht Schichtdicke 1 hPa 0 à 1000 m 8,8 m 1000 à 2000 m 9,6 m 2000 à 3000 m 10,6 m 3000 à 4000 m 11,8 m 4000 à 5000 m 13,2 m 5000 à 6000 m 14,7 m 6000 à 7000 m 16,4 m 7000 à 8000 m 18,2 m 8000 à 9000 m 20,4 m 9000 à 10000 m 23,2 m

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

ENDE Kapitel 1

Einige Ergänzungen zu … Anhang 1 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)

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

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

Spektrale Strahlungdichte Wir hielten fest, dass die Umhüllende aller Rechtecke als Emissionspektrum bei der Temperatur T bezeichnet wird Spektrale Strahlungdichte und dass die pro m2 abgestrahlte Leistung als Fläche zwischen dem Spektrum und der Horizontalachse erscheint. Wellenlänge Die Intensität der Wärmestrahlung berechnet sich nach der Formel von Stefan : F = T4 mit  = 5,67.10-8 W.m-2.K-4.

Die Strahlungsleistung P wobei Rs der Sonnenradius ist (700 000 km). Anwendung: 1-2 Strahlungsleistung der Sonne Die Sonne strahlt wie ein schwarzer Körper der Temperatur 6000 K, Rs Die pro m2 Sonnenoberfläche abgestrahlte Leistung F beträgt: F =  T4 = 7348.104 W.m-2 mit  = 5,67.10-8 W.m-2.K-4. Die Strahlungsleistung P der gesamten Sonnenoberfläche S beträgt : P = F.S =F.4R2s = 4,5.1026 Watt wobei Rs der Sonnenradius ist (700 000 km).

Die Strahlungsleistung P 1-3 Berechnung der Solarkonstante (mittlere, an der Oberfläche der Atmosphäre eintreffende Strahlung) : Die Strahlungsleistung P der gesamten Sonnenoberfläche S beträgt : 4,5.1026 Watt. Aber die auf die Erdatmosphäre treffende Strahlung ist viel geringer.

Aber sie wird auf Kugeloberflächen mit zunehmendem Radius verteilt. Die Sonnenstrahlung breitet sich im Weltraum praktisch verlustfrei aus. Aber sie wird auf Kugeloberflächen mit zunehmendem Radius verteilt. 1 m2 Die Intensität pro m2 ergibt sich aus der Leistung geteilt durch die Kugeloberfläche.

Ihr Wert beträgt im Jahresmittel 1370 W/m2 . Bei der Erdumlaufbahn im Abstand von R = 150.000.000 km zur Sonne beträgt der Strahlungsfluss noch P/4R2 (W/m2) 1 m2 und heisst « Solarkonstante » C . Ihr Wert beträgt im Jahresmittel 1370 W/m2 .

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

E [Joules] = 1370 x  x R2 x 365 d x 24 h x 3600 s. Die Intensität der Solarstrahlung an der Oberfläche der Atmosphäre beträgt 1370 W/m2  (Solarkonstante C ). Die Erdscheibe mit Radius R empfängt im Lauf eines Jahres Sonnenenergie von: E [Joules] = 1370 x  x R2 x 365 d x 24 h x 3600 s. Im Lauf eines Jahres verteilt sich diese Energie, wenn auch ungleichmässig, auf die gesamte Erdoberfläche S = 4  R2 (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

Ende Anhang 1

Strahlungsbilanz und Treibhauseffekt Anhang 2 Strahlungsbilanz und Treibhauseffekt

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

Auf die Atmosphäre trifft ein solarer Energiestrom von 340 W pro m2. 340 80 80 W pro m2 werden durch Wolken reflektiert, 80 80 W pro m2 werden von der Atmosphäre und von den Wolken absorbiert, 180 nur 180 W pro m2 erreichen den Boden.

180 W pro m2 erreichen die Erdoberfläche, … die 20 W pro m2 reflektiert. 20 Nur 160 W.m-2 werden vom Boden und den Meeren absorbiert. 160

220 20 370 330 390 20 W.m-2 durchqueren die Atmosphäre direkt 20 W.m-2 durchqueren die Atmosphäre direkt und entweichen in den Weltraum. 220 20 220 W.m-2 werden in den Weltraum und 330 zum Boden zurück emittiert. (atmosphärisches Fenster im Bereich 8 bis 13 Mikrometer). Wolken… … und die Atmosphäre absorbieren 370 W pro m2 dieser Abstrahlung. 370 330 390 Bei einer Mitteltemperatur von 15° strahlt die Erdoberfläche 390 W.m-2 ab.

STRAHLUNGSBILANZ des Systems Erde/Atmosphäre (an der Atmosphärenobergrenze) 80 340 20 370 330 220 Weltraum Atmosphäre und Wolken Boden 160 390 330 Globalement, vues de l ’espace, la terre et son atmosphère sont en équilibre radiatif, puisque les 240 Watts par m2 de rayonnement solaire réellement disponibles pour l’atmosphère et le sol sont égaux au flux infrarouge sortant.

STRAHLUNGSBILANZ AM BODEN 340 80 20 20 220 Weltraum 220 80 370 80 330 Atmosphäre und Wolken Boden 160 330 390 Au total, le sol absorbe 160 + 330 = 490 W.m-2 et n’en émet que 390. 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).

STRAHLUNGSBILANZ DER ATMOSPHÄRE UND DER WOLKEN L’atmosphère 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 220 + 330 = 550 W.m-2, soit un déficit de 100 W.m-2. 340 80 20 20 220 Weltraum 330 220 80 370 Atmosphäre und Wolken Boden 160 390 330 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 l’atmosphère.

DIE KOMPENSIERENDEN PROZESSE L’excès d ’énergie radiative au sol est utilisée : 1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m-2, 340 80 20 20 220 220 80 370 330 160 20 80 390 330 Boden 2- pour chauffer l ’air au contact du sol (chaleur sensible et convection sans précipitations): 20 W.m-2. Le sol reçoit 160 + 330 = 490 w.m-2 . Il émet 390 w.m-2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré.

Pour l ’atmosphère et les nuages, qui émettent 330 +220 = 550 W Pour l ’atmosphère et les nuages, qui émettent 330 +220 = 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, 340 80 20 20 220 330 220 80 370 20 80 Boden 160 20 80 390 330 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.

Der « natürliche » Treibhauseffekt En l’absence d’atmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre recevrait 240 W.m-2 et émettrait en retour 240 W.m-2. Sa température d’équilibre radiatif serait de 255 K , soit: -18 °C. Avec l’atmosphère, le sol rayonne 390 W.m-2, correspondant à une température de surface de 288 K, soit de 15 °C. Atmosphäre und Wolken 100 160 390 370 80 Boden 240 330 20 220 15 °C (atmosph. Fenster) 240 Boden -18 °C L’énergie radiative supplémentaire (390-240 W.m-2 ) apportée au sol par l’atmosphère est ce que l’on appelle « l ’effet de serre atmosphérique naturel ». D Cruette

Der « natürliche » Treibhauseffekt Definitionsgemäss ist sein Wert die Differenz zwischen - der infraroten Abstrahlung des Bodens: 390 W.m-2 , - und der Atmosphäre: 240 W.m-2. sprich: 150 W.m-2 100 370 80 Atmosphäre und Wolken Boden 160 240 (atmosph. Fenster) 390 330 20 220 15 °C .D Cruette

Atmosphärische Bestandteile, die zum Treibhauseffekt beitragen Une augmentation de la concentration de certains de ces constituants, particulièrement de ceux qui réduiraient la « transparence » de la fenêtre atmosphérique (CO2, CH4, O3, etc.), devrait logiquement entraîner une augmentation de l’effet de serre. Der Wasserdampf liefert den Hauptbeitrag zum « Treibhauseffekt ».

Ende Anhang 2