Atmosphäre - Teil Wernli

Saharastaub

seesalz (nacl wird von den schaumkronen der wellen gelöst)

pollen (bioaeorosole)

russ

schwefelsäuretröpfchen.

natürliche aerosole bzw antrophogene aerosole

von unten nach oben:

- planetare grenzschicht

- troposphäre

- stratosphäre

- mesosphäre

- thermosphäre/Ionosphäre

Schicht von ca 100m -2km. Dort werden die Antrophogenen emissionen abgegeben und können von da weiter in die troposphäre gelangen. Hochnebel (inversionslagen) kommen in dieser schicht vor.

Tropo= bewegend --> in der troposphäre findet bewegung statt, das wetter mit turbulenzen strömungen usw.

stratos= statisch--> keine Turbulenzen

grenzschicht zwischen tropo- und stratosphäre. bis dahin nimmt die temperatur stetig ab. etwa in dieser höhe sind die jetstreams und fliegen flugzeuge

in etwa 35km höhe. Dort hat es 7 ppm. eigentlich extrem wenig ,aber trotzdem sehr wichtig und

Die meiste Masse (an gasmolekülen u.A.) findet man in der Troposphäre. 80% der gesamten masse sind dort in den untersten 10 km. gegen oben in der thermosphäre ist es zwar extrem heiss (1000°C) aber dort hat es fast keine moleküle mehr.

Polar Stratosphären wolken. Wolken welche in der stratosphäre vorkommen, also extrem hoch. Brauchen sehr kalt (-78°C) deshalb nur über den Polen. bestehen aus wasser und Schwefelsäurekristallen, an diesen kristallen entstehen radikale welche dann ozon zerstören
 

29g/mol, sehr wichtig: gilt nur für trockene luft!!!

Siehe grafik, ozon verlauf und o verlauf wichtig. für landlebewesen ozonschicht unabdingbar.

trockene luft ist schwerer. denn durch die Wasserteilchen wird ein n2 oder ein o2 verdrängt. Wassermoleküle sind mit 18g/mol viel leichter als Sauerstoffmoleküle mit 36 g/mol!!

siehe grafik

\(dp=-g\rho dz \)  

rho= Dichte
p = Druck
g= Erdbeschleunigung
- = der Druck nimmt nach oben ab

Sie drückt aus, dass der Druck auf ein Flächenelement A von der darüberliegenden Luftsäule generiert wird. Die Integration würde den vertikalen Druckverlauf ergeben, ist aber sehr kompliziert, da rho und g nicht konstant sind. Kann also nur für spezialfälle integriert werden.

adiabatisch heisst ohne wärme austausch.

Qualitativ betrachtet: durch die Anhebung wird der Druck auf das Luftpaket kleiner, dadruch kann es sich ausdehnen. Dieses Ausdehnen führt zu einer Abkühlung.

Quantitativ: Lufttemp nimmt um 1° ab pro 100 meter

Nein es gibt starke räumliche Unterschiede in der Dichte der Atmosphäre

Sowohl Druck als auch Temperatur variieren in der Atmosphäre wodruch es unterschiedliche Dichten gibt

Mit hilfe der Barometer formel:

\(p(z) = p_0 * e^{-z \over H}\)

wobei gilt: \(H = {R_d *T \over g}\)

mit g= Erdbeschleunigung, z = gesuchte Höhe, und R_d = Gaskonstante für trockene Luft = 287 J/(K*kg)

Wichtig druck nimmt nicht linear ab

nein nur für den Spezialfall einer trockenen isothermen Atmosphäre wo T konstant ist. Daher braucht man sie eher für näherungen in dem man z.b. eine konstante temp von 270 K für die troposphäre im sommer annimmt.

= Gewitterlinie

Linie die sich bildet wenn Mehrere Gewtitterzellen sich verbinden. Ensteht durch linienartig organisiserte konvektion

1: richtig
2: Falsch
3: Richtig
6: Richtig, solange nur in der untersten Luftschicht.
5: zu wenig spezifisch: das Wort trocken fehlt. Ist das Luftpaket nicht trocken, können beim anheben zusätzliche physikalische Einflüsse wirken...
4: kann man so nicht sagen, da wir nur luftpakete betrachten können die wir selbst aufstiegen lassen. wenn es in zürich 18° ist ist es 100 m weiter oben nicht überall 19°!!

die dry adiabatic lapse rate ist der trockenadiabatische Temperaturgradient, gibt also an wie sich die temperatur in einem lufpaket ändert wenn man es adiabatisch absenkt oder anhebt. er beträgt für trockene luft 1 ° pro 100m

stabil: \(\Gamma < \Gamma_d \), d.h. Die Temperatur in der Atmosphäre nimmt mit der Héhe weniger schnell ab als die dry  laps rate \(\Gamma_d \)

Instabil: \(\Gamma > \Gamma_d\), umgekehrter fall!

siehe grafik

Rechter Teil: die durchgezogene linie zeigt den aufstieg des Luftpaketes an. da aber die Atmosphäre (also die umgebungsluft instabil geschichtet ist, wird das Aufsteigende Lufptaket ab 2.5 km höhe plötzlich kälter als die Umgebungsluft und fällt deshalb wieder ein bisschne nach unten, es entsteht die inversionsschicht, an der grenze wo die umgebungstemp plötzlich wärmer wird.

siehe grafik

links Grafik der Tempprofile. Um abzuschätzen ob die lage stabil ist oder nicht muss die Linie für den Trockenadiabatischen aufstieg an den nullpunkt der gemessenen Tempkurve verschoben werden.

in der mittleren grafik sieht man schön die inversions schicht, der rauch kann nicht weiter aufsteigen als bis zur inversionsschicht, da dort das ihn trangende Luftpaket plötzlich nicht mehr weiter aufsteigen kann.

Wenn man ein Luftpaket von dem Druck p unter dem es sich gerade befindet adiabatisch auf den standartdruck p_{0 von 1000 hPa bringt, verändert sich seine Temperatur. die neue temperatur bei 1000 hPa wird potentielle Temperatur genannt!}

\(\theta = T ({p_0 \over p})^\kappa\)

\(\theta = Temp. 1000 hPa\)

T = Ausgangstemp

p₀= 1000 hPa

p = Ausgangsdruck

\(\kappa = {R_d \over c_p} = 0.286\)

1. Falsch, hängt auch vom Druck ab. bei 1000 hPa pot. Temp = reg. Temp!!

2. Richtig, nach der Formel sind ist die pot Temp immer kleiner als die reg. Temp solange der Druck kleiner als 1000 hPa ist.

3 . Richtig, da bei einer vertikalen verschiebung eines Trockenen Luftpaketes ändert sich weder dessen Temperatur noch dessen Druck, bzw ändert sich beides so,d ass es sich gegenseitig aufhebt.

4. Richtig, überlege dies mit der grafik. die Kurve verläuft flacher als die der drylapse rate, somit nimmt die temp schneller ab.

5. Falsch! wärmer in der Höhe bedeutet nicht dass ein aufsteigendes Luftpaket wärmer wird (das gibt es sehr selten) sondern dass auf gleicher höhe die umgebungsluft wärmer ist als an vorangegangenen tagen. Dadruch ist die temp auf der einen höhe weiter rechts als jene der dry lapse rate, was laut diagramm eine stabile schichtung ergibt!

Symbol q, Einehit: g/kg

wieviel gramm wasserdampf sich in einem Kg luft befinden.

Je nach Temperatur kann die Luft unterschiedlich viel Wasser aufnehmen, bis sie maximal gesättigt ist (q_{s = maximale sättigung. Die Relative Feuchtigkeit gibt in Prozent an, wieviel wasser (q) relativ zum bei dieser temp maximal möglichnen Wassergehalt (}q_s) in der Atmosphäre enthalen sind.

Einheit = %

Sympol Relative Feuchte = \(RH = 100* {q \over q_s}\)

Druck des Wassers in der Luft macht einen kleinen Teil des Luftdrucks aus.

Variable= e, Einheit = hPa

Gleich wie bei RH kann mann den Maximalen Wasserdampfdurck bestimmen e_s und somit RH ausrechnen.

Temperatur bei der die maximale Sättigung gerade erreicht ist. Dann gilt das T_d =T.

Gibt an für welche Temperatur welcher Sättigungsdampfdruck herrscht. In eine Grafik mit einer solchen Dampfdruckkurve kann dann die aktuelle Temp und sättigung eintragen und danach aus der Grafik den Taupunkt dieses Luftpakets oder dessen maximale Feuchtigkeit eruiren.