Einführung in die Klimatologie Prof. Dr. Otto Klemm 14. Niederschlag PD Dr. Otto Klemm Universität Bayreuth BITÖK Klimatologie, 95440 Bayreuth Tel.: 0921-55-5674; FAX: 0921-55-5799 email: klemm@bitoek.uni-bayreuth.de http://www.bitoek.uni-bayreuth.de/~Otto.Klemm Stand: 08/2000

Wolken: Definition, Enstehung Wolken sind Aerosole, deren Partikel wässrige Lösungen sind. Nebel ist eine auf dem Boden „aufliegende“ Wolke. Eine Wolke ensteht durch: Isobare Abkühlung, v.a. „Strahlungsnebel“ adiabatische Abkühlung, bei Hebungsprozessen Mischung wasserdampfgesättigter Luftmassen unterschiedlicher Temperatur In jedem Fall wird die Taupunkt – Temperatur unterschritten bzw. die relative Luftfeuchte angehoben auf Werte nahe 100 %. Wegen der ubiquitären Anwesenheit von Aerosolpartikeln muss nicht eine deutliche Übersättigung der Luft mit Wasserdampf erfolgen (Kelvin-Gleichung), sondern geringe Übersättigung von maximal wenigen 1/10 % reicht zur Wolkenbildung aus (Köhler-Kurve). Dunst („mist“, „haze“, auch „smog“) ohne Aktivierung der Tropfen kann bereits bei relativen Feuchten deutlich unter 100 %.´entstehen.

Entstehung von „Mischungswolken“ Sättigungskurven für den Wasserdampfgehalt in Luft über flüssigem Wasser (Gleichgewichts-Kurve). Die Linie entspricht einer relativen Luftfeuchte von 100 %.

Kelvin-Gleichung Für Wasser kann die Kelvin-Gleichung geschrieben werden als: e = aktueller Gleichgewichts-Wasser-Dampfdruck über einem purem Wassertropfen e0 = Gleichgewichts-Wasser-Dampfdruck über einer puren glatten Wasseroberfläche  = Oberflächenspannung M = Molekulargewicht des Wassers R = Gaskonstante T = Temperatur  = Dichte des Wassers D = Durchmesser des Partikels (Tropfens) Für das Gleichgewicht über der Oberfläche kleiner Tröpfchen notwendige Wasserdampfübersättigung, in %, als Funktion des Tröpfchenradius, dargestellt als Abweichung von 100 % Bild aus: Roedel, 2000

Köhler-Gleichung Um den Einfluss gelöster Substanzen zu berücksichtigen, wird diese Gleichung zur Köhler-Gleichung erweitert: ns = Anzahl Mol des gelösten Stoffes Beachte: In den Term, der die Lösung von Stoffen (z.B. Ionen) beschreibt, geht der Durchmesser des Partikels (des Tropfens) mit 3. Potenz ein!

Köhler - Kurven 10-16 g NaCl 10-16 g (NH4)2SO4 10-15 g (NH4)2SO4 Bei kleinen Trop-fen dominiert der Lösungseffekt, bei großen Trop-fen der Krüm-mungseffekt. Die wesentlichste Folgerung ist, dass bei relativen Feuchten (rF = e/eo) unter 100 % Tropfen mit gelös-ten Salzen trotz des Kelvin-Effekts im Gleichgewicht existieren können. 10-16 g NaCl 10-16 g (NH4)2SO4 10-15 g (NH4)2SO4 unterschiedliche Salze und unterschiedliche Mengen ergeben jeweils unterschiedliche Köhler-Kurven Die Zustände rechts der Maxima in den Köhler-Kurven sind instabil, die Partikel sind "aktiviert" und wachsen an. Dies kann zu Bildung von Wolkentropfen führen.

Tropfengrößenverteilung im Nebel Tropfengrößenverteilung des Flüssigwassergehalts

Bildung von Niederschlag Aus Aerosolpartikeln, die durch Anlagerung von Wasser quellen, werden zunächst Wolkentropfen. Wolken-Partikel können ggfs. so weit anwachsen, dass sie zum Niederschlag kommen. Beachte: 1. In Mitteleuropa muss dafür die Eisphase durchschritten werden. 2. reines Anwachsen durch Kondensation führt normalerweise nicht zu Regentropfen, Koagulation ist notwendig

Bildung von Niederschlag flüssig fest gas

Bildung von Niederschlag flüssig fest (Abweichung vom Gleichgewicht) flüssig möglich gas

Regen Aus Aerosolpartikeln, die durch Anlagerung von Wasser quellen, werden zunächst Wolkentropfen. Wolken-Partikel können ggfs. so weit anwachsen, dass sie zum Niederschlag kommen. Für die Bildung von Regen reicht unter mitteleuropäischen Bedingungen dieser Prozess normalerweise nicht aus. Er ist schlicht zu langsam, um innerhalb von z.B. einer Stunde einen Tropfen mit Dp = 1 mm zu bilden. Zusätzlich bedarf es der Bildung der Eisphase in der Wolke bei T  263 K, mit der damit verbundenen Absenkung des Wasserdampf-Partialdrucks über der Eisfläche und dem Wachstum der Eispartikel auf Kosten der Tropfen (Wegener-Bergeron-Findeisen-Mechanismus), und / oder des effektiven Anwachsens der Tropfen durch Koagulation. Die Koagulation wird initiiert durch wenige (z.B. 1 / l) „giant particles“, die während ihrer Bewegung in der Wolke kleine Tropfen duch Impaktion „aufsammeln“.

Saure Niederschläge - acid precipitation 0,034 10-6,3 10-10,25 10-14 CO2 (atm)  H2CO3* H2CO3*  H+ + HCO3- HCO3-  H+ + CO32- H2O  H+ + OH- KH = Ka,1 = Ka,2 = Ka,H2O = Ionenbilanz: [H+] = [OH-] + [HCO3-] + 2  [CO32-]

Natürliches Kalk-Kohlensäure-Gleichgewicht Bei CO2 - Mischungsverhältnissen von ca. 350 ppm: Gleichgewichts-pH-Wert  5,6 Ist pH 5,6 der "natürliche" pH-Wert des Niederschlags? Nein! Natürlicher Niederschlag ist meist unter einen pH-Wert von 5,6 angesäuert. Gründe: S-Emissionen N-Emissionen Essigsäure Ameisensäure

Mittlere pH-Werte in Niederschlägen in entlegenen Regionen der Erde Amsterdam Island (Indischer Ozean) 4,9 Poker Flat (Alaska) 5,0 Katherine (Australien) 4,8 San Carlos (Venezuela) St. Georges (Bermuda) Quelle: Seinfeld und Pandis, 1998

Bildung des "klassischen" sauren Niederschlags Emissionen von SO2 (siehe Kap. Spurengase): gasförmige Oxidation: SO2 + OH + O2  HO2•+ H2SO4 H2SO4 + H2O  2 H+ + SO42- + H2O Oxidation gelösten SO2 's ( S(IV) ) in der wässrigen Phase: mit H2O2, O3, O2 (katalysiert): Bildung der starken Säure H2SO4 Emissionen von Stickoxiden (siehe Kap. Stickstoff): gasförmige Oxidation zum HNO3, Lösung in Wasser (starke Säure)

Bildung des "klassischen" sauren Niederschlags Saurer Regen tritt in einigen km bis einige Hundert km Abstand zu den Emittenten der Vorläufersubstanzen auf. Ursprünglich spielte SO2 die größte Rolle als Vorläufersubstanz des Sauren Regens, aber in den letzten ca. 20 Jahren spielen auch NOx eine große Rolle. typische pH-Werte sauren Regens: 4,0 - 4,5 1960er Jahre: "Politik der hohen Schornsteine", Partikelfilterung der Kraftwerksemissionen

Typische pH-Werte von Regenwasser Quelle: Warneck, 1988

Verteilung des pH-Wertes im Niederschlag Quelle: Seinfeld und Pandis, 1998

Verteilung des pH-Wertes im Niederschlag Quelle: www.iac.ethz.ch/staff/koop/ einf-chem-phys-atmos/kapitel9.pdf

pH-Wert des Niederschlags Hubbard Brook (New Hampshire, NE-USA) (bis ca. 1965: geschätzt) gemittelte pH-Werte des Regenniederschlags in Schweden Quelle: Graedel und Crutzen Quelle: www.iac.ethz.ch/staff/koop/ einf-chem-phys-atmos/kapitel9.pdf

pH - Wert im Nebel (Fichtelgebirge) acid fraction: 5 % percentile: - 87 % median: - 66 % 95 % percentile: - 54 %

Sulfat im Nebel (Fichtelgebirge)

Ionische Nebelzusammsetzung (Waldstein) Mittlere Zusammensetzung der Ionen (Äquivalentkonzentrationen) im Nebel am Waldstein 1997 , pH = 4,3 Quelle: Wrzesinsky, Diplomarbeit 1998

BITÖK heatable collector Nebel CASCC BITÖK heatable collector (since 1998)

Vergleich Nebel - Regen Im Vergleich zu Regen werden in Nebel an einer gegebenen Station immer höhere Konzentrationen gelöster Inhaltsstoffe gemessen. Gründe hierfür können u.a. sein: Nebeltropfen sind i.d.R. kleiner als Regentropfen und deshalb u.U. höher konzentriert. Bei der Bildung von Regentropfen wurden große Mengen Wasserdampf in die Wolke (und in die wässrige Phase) inkorporiert, während bei Nebel das Tropfenwachstum  an einem Punkt stehengeblieben ist. Nebel ist eher repräsentativ für die atmosphärische Grenzschicht (und damit näher an den bodennahen Quellen), während Regen für eine mächtigere vertikale Schicht repräsentativ ist. Die Zusammensetzung des Nebels ist auch meist heterogener.

Vergleich Nebel - Regen median concentrations Waldstein 2000 (µeq. l-1)