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Inversionswetterlage

Inversionswetterlage

Eine Inversionswetterlage ist eine Wetterlage, die durch eine Umkehr (Inversion) des atmosphärischen Temperaturgradienten geprägt ist. In der Folge steigt die Lufttemperatur mit der Höhe an, was die Schichtungsstabilität der Troposphäre und insbesondere alle konvektiven Prozesse beeinflusst. Der Bereich, in dem diese Inversion auftritt, wird als Inversionsschicht bezeichnet.

Arten und ihre Entstehung

Tropopause

Eine sehr stabile Inversion wird durch die Tropopause gebildet und erklärt sich durch die in einer Höhe von 10 bis 15 Kilometern langsam zunehmende Ozonkonzentration. Das Ozon absorbiert den sehr kurzwelligen UV-B-Teil der Sonneneinstrahlung und führt damit zu einer Temperaturerhöhung entgegen dem allgemeinen Trend der Temperaturabnahme.

Strahlungsinversion

Sonneneinstrahlung] Sonneneinstrahlung Eine Strahlungsinversion betrifft in der Regel nur die unmittelbare Nähe zum Erdboden und wird daher auch als Bodeninversion bezeichnet. Sie ist wird durch die Abstrahlung und damit Abkühlung der Erdoberfläche hervorgerufen und tritt vor allem bei herbstlichen und winterlichen Hochdruckwetterlagen auf, da dann die Temperatur besonders niedrig ist und die fehlende Wolkendecke die nächtliche Auskühlung begünstigt. Um die Zeit des täglichen Maximums der Lufttemperatur, also zwischen Mittag und drei Uhr, zeigt sich eine stark erwärmte Erdoberfläche, die die darüber befindliche Luft ebenso aufheizt. Aufgrund des dann in Bodennähe überadiabatischen Temperaturgradienten und der folglich labilen Atmosphärenschichtung kommt es zu einer Durchmischung der bodennahen Luftschichten über konvektive Prozesse. Mit zunehmender Tageszeit geht die Sonneneinstrahlung und damit die Erwärmung der Erdoberfläche jedoch zurück. Da die Strahlungsbilanz schließlich negativ wird, beginnt die Erdoberfläche und mit ihr die Luftschichten in Bodennähe auszukühlen. Dadurch entsteht schließlich in den Abendstunden eine zunächst schwache Inversion, wodurch der vertikale Luftaustausch praktisch unterbunden wird. Die im Tagesgang erzeugten wärmeren Luftschichten in größeren Höhen können den Erdboden dadurch nicht an der Auskühlung hindern, die immer weiter voranschreitet. Auch der meist schwächer werdende Wind trägt hierzu bei und verstärkt die Abkühlungstendenz. Bis in die frühen Morgenstunden kann sich dann eine Inversion mit mehreren hundert Metern Mächtigkeit herausgebildet haben. Sie wird daraufhin mit zunehmender Sonneneinstrahlung am Morgen wieder abgebaut und ist spätestens in den Mittagsstunden wieder vollständig verschwunden. Die beim Abbau der Inversion zwangsläufig auftretende Fumigation-Lage mit einer labilen Schichtung am Boden und einer Inversion darüber hält umso länger an, je mächtiger die Inversionsschicht ist. Dieser auch als abgehobenen Bodeninversionen bezeichnete Zustand bestehen jedoch meist nur über kurze Zeiträume, so dass keine bedeutende Anreicherung von Schadstoffen erfolgt. Je schwächer der Wind und je besser die Ausstrahlung, desto stärker wird die hieraus resultierende Strahlungsinversion sein. Besonders bei geringer Bewölkung bildet sich praktisch in jeder Nacht eine solche Inversion heraus. Liegen die Temperaturen dabei unter dem Gefrierpunkt des Wassers, so kommt es zu Frost. Nur ein starker Wind kann diesen verhindern oder zumindest abschwächen und ist damit vor allem für Landwirte ein wichtiges Merkmal in unbewölkten Herbst- und insbesondere Frühlingsnächten. Entsteht zusätzlich ein Strahlungsnebel, so kann es aufgrund der erhöhten Albedo auch zu einer länger anhaltenden Strahlungsinversion kommen, die sich dann meist über mehrere Tage hinzieht. Dies erklärt auch einen etwas selteneren Fall der Strahlungsinversion an der Oberseite von Dunstschichten. Da die Albedo hier sehr hoch ist und die Wassertröpfchen stark ausstrahlen, kann die Lufttemperatur so weit sinken, dass sich ebenfalls eine Inversion ergibt. Diese strahlungsbedingten Höheninversionen sind dabei eng an die Stabilität der Dunst bzw. Nebelschicht geknüpft und verschwinden folglich mit dieser. Im Regelfall sinken derartige Inversionen jedoch zunächst auf Bodenhöhe ab, da die Erdoberfläche nicht mehr durch die Sonneneinstrahlung erwärmt wird und dementsprechend auskühlt.

Absinkinversion

Werden Luftschichten mit großer Mächtigkeit geschlossen in ihrer Höhe versetzt, so zeigt sich der Effekt der unterschiedlichen Weglängen für die einzelnen Luftpakete und damit deren unterschiedliche Abkühlung entsprechend des jeweiligen Temperaturgradienten. Es kommt zu einer Absink-, Schrumpfungs- oder Subsidenzinversion, die man aufgrund ihrer im Vergleich zu anderen Inversionsschichten großen Höhe auch als Höheninversion bezeichnet. Bei einer Absenkung steigt der Luftdruck und da die Luft kompressibel ist, nimmt die Schichtdicke folglich ab, was gleichbedeutend zur Erhöhung der Luftdichte ist. Jedes Luftpaket innerhalb dieser Luftschicht wird dabei eigenständig gesenkt und erfährt daher auch eine spezifische Temperaturzunahme. Je größer dabei die Höhendifferenz ist, die das Luftpaket zurücklegt, desto größer ist diese Zunahme auch. Da nun aber ein Luftpaket an der Oberkante der betrachteten Luftschicht einen größeren Weg zurücklegt, als ein Luftpaket an der Unterseite der Schicht, nimmt dessen Temperatur auch stärker ab. Dies verändert den Temperaturgradienten innerhalb der dann tieferen Schicht im Vergleich zur ehemals höheren Schicht, was ein Beispiel illustrieren soll. Luftpaket Betrachtet man eine trockenadiabatisch geschichtete Atmosphäre mit einer Temperatur von zehn Grad Celsius am Boden ergibt sich eine Temperaturabnahme wie in der rechten Abbildung durch die schwarze Linie dargestellt. In ihm ist eine Luftschicht dargestellt, die aus einer Höhe von sechs bis acht Kilometern auf eine Höhe von ein bis zwei Kilometer abgesenkt wurde. Die Schichtdicke und Absenkung ist dabei nicht realistisch und auch die Halbierung der Mächtigkeit entspricht nicht der wirklichen Reduktion des Luftdrucks, wurde also lediglich aus Gründen der Einfachheit willkürlich festgelegt. Im Diagramm wurden vier Punkte besonders hervorgehoben, die jeweils die Ober- bzw. Unterkante der Luftschicht bilden. Vor der Absenkung hatte die Luftschicht folglich an ihrer Oberseite eine Temperatur von -75 °C (A), an der Unterseite von -70 °C (B). Dies entspricht einem außerordentlich unteradiabatischen Temperaturgradienten von nur zweieinhalb Grad Celius je Kilometer, was jedoch zumindest der Tendenz nach eine Vorrausetzung zur Bildung einer Absinkinversion ist. Es folgt die Absenkung der Luftschicht, wobei vor allem die Veränderungen von A nach C und von B nach D betrachtet werden sollen. Die abgesenkte Luftschicht hat dann an ihrer Unterseite eine Temperatur von -20 °C (D) und an ihrer Oberseite von -15 °C (C). Die Temperatur steigt also hier mit fünf Grad Celius je Kilometer. Zu einer solchen Temperaturumkehr kommt es nur bei ausgeprägten Hochdruckwetterlagen vor allem im Spätherbst und Winter, doch auch wenn die Absenkung nicht zur Erzeugung einer Inversion ausreichen sollte, so schwächt sie zumindest den Temperaturgradienten ab und trägt damit zu einer weiteren Stabilisierung der Atmosphäre bei. Dabei kommt es häufig auch zu mehreren, übereinander liegenden Absinkinversionen, die eine recht komplexe Schichtungsstruktur der Atmosphäre bedingen. Ein wichtiger und vergleichsweise stabiler Sonderfall der Absinkinversion ist die Passatinversion. Im gegenteiligen Fall einer Hebung der Luftschicht kann eine Inversion egal welchen Ursprungs hingegen abgebaut werden, zumindest aber erhöht sich der Gradient und die Inversion wird abgeschwächt. Sichtbar werden Absinkinversionen durch ihre Wirkung als Wolkensperre, denn die vertikale Ausbreitung einer Wolke hört an ihrer Unterseite abrupt auf. Dort ist auch die Luftfeuchtigkeit am größten, während sie bedingt durch die adiabatische Erwärmung an der Oberseite der Inversionsschicht ein Minimum besitzt. Besonders auffällig ist auch, dass man bei einer ausreichend geringen Höhe der Inversionsschicht beobachten kann, dass es in den Bergen oft sehr viel wärmer ist als in den Tälern. So kann eine Höhenzunahme von einem Kilometer nicht selten eine Temperaturerhöhung von 15 °C zur Folge haben.

Aufgleitinversion

Eine Aufgleit- oder Turbulenzinversion wird durch Advektion, also die Heranführung von Luftmassen in der Horizontalen hervorgerufen. Ein starker Wind bedingt hierbei eine Durchmischung der zunächst unteradiabatisch geschichteten Atmosphäre. Diese Labilität mit starker Vertikalbewegung der Luft führt zu einer zunehmenden Annäherung des Temperaturgradienten an eine adiabatische Schichtung innerhalb der Durchmischungszone. Der Temperaturgradient oberhalb dieser Zone hat sich jedoch nicht verändert und ist weiterhin unteradiabatisch, was relativ zur Durchmischungszone eine Inversion bedingt. Das Phänomen tritt meist dann auf, wenn bei Annäherung einer Warmfront zunächst nur die oberen Luftschichten einen Warmlufteintrag verzeichnen während dieser in Bodennähe noch nicht angekommen ist. Dies ist allem bei Hochdruckgebieten über dem Meer der Fall. Im Unterschied zu einer Absinkinversion ist die Luftfeuchtigkeit hier an der Oberseite der Inversionsschicht am höchsten, da die herangeführten Luftmassen meist mehr Feuchtigkeit beinhalten als die vorher dort lagernde Kaltluft und die Konvektionserscheinungen einen ständigen Feuchtetransport nach oben bedingten. Unterhalb der Inversion kommt es daher auch häufig zur Bildung von Stratus oder Stratocumuluswolken bei starker und Cumuluswolken bei schwacher Turbulenz. Auch bei Föhn kommt es oft zu Aufgleitinversionen, verbunden mit den hierfür typischen Föhnwolken.

Bedeutung

Durch die Inversion wird die untere Luftschicht von der oberen abgeschirmt, man spricht von einer stabilen Schichtung. Begründet liegt dies in der höheren Dichte der kälteren Luftschicht, was deren Luftaustausch mit der darüber liegenden wärmeren Luftschicht stark begrenzt. Dadurch kann es vor allem bei Inversionen über Ballungszentren zu einer Ansammlung von umweltfremden Stoffen bzw. Stoffkonzentrationen in der kühleren, unteren Schicht kommen. Ein besonders starke und gerade über Ballungszentren auftretende Erscheinungsform einer solchen Luftverschmutzung ist der Smog. Die durch Inversionen hervorgerufenen bzw. von ihnen abgeschirmten Kaltluftblasen sind weltweit für Kälterekorde verantwortlich. Demgegnüber ist die Fernsicht über der Inversionsschicht deutlich erhöht, wobei sich an meist der Blick auf eine großflächige Dunstbildung in Bodennähe offenbart. Inversionswetterlagen sorgen auch für geänderte Ausbreitungsbedingungen für Funkwellen, da diese am Dichteübergang reflektiert werden. Amateurfunker nutzen diesen Effekt, um die Reichweite ihrer Signale zu erhöhen.

Weblinks

Kategorie:Meteorologie

Wetterlage

Eine Wetterlage stellt einen Zustand der Atmosphäre in einem größeren Gebiet und zu einem bestimmten Zeitpunkt dar. Sie ist durch die Lage der Hoch- und Tiefdruckgebiete geprägt und ändert sich von Tag zu Tag nur wenig. Zur Charakterisierung typischer Wetterlagen werden Großwetterlagen genutzt. Siehe auch: Singularität, Vb-Wetterlage, Schönwetter, Inversionswetterlage, Calima Kategorie:Meteorologie

Lufttemperatur

Als Lufttemperatur wird jene Temperatur der bodennahen Atmosphäre bezeichnet, die weder von Sonnenstrahlung noch von Bodenwärme oder Wärmeleitung beeinflusst ist. Die genaue Definition durch Wissenschafter und Techniker ist je nach Fachgebiet etwas verschieden. In der Meteorologie wird die Lufttemperatur in einer Höhe von zwei Meter gemessen, wofür die klassischen, weiß gestrichenen Wetterhäuschen in freier Umgebung dienen.

Einflüsse

Die wesentlichen Einflussfaktoren auf die Lufttemperatur sind einerseits der Strahlungshaushalt der Erde bzw. dessen lokale Strahlungsbilanz und andererseits Mischungseffekte durch den Wind.

Variabilität

Tagesgang

Der Tagesgang der Lufttemperatur ist direkt an den Tagesgang der Globalstrahlung gekoppelt und zeigt daher einen ausgeprägten Abfall in der Nacht, also nach Sonnenuntergang. Das Minimum wird dabei am frühen Morgen bzw. kurz vor Sonnenaufgang erreicht. Diese Tendenz wird durch eine starke Bewölkung und auch Wind, besonders in Nähe größerer Wasseroberflächen, abgedämpft. Unterschreitet die Lufttemperatur dabei die Taupunkttemperatur, kann es zu Phänomenen wie Nebel, Tau oder Reif kommen. Nachdem die Temperatur ihr Tagesminimum durchschritten hat, steigt sie zunächst rasch und in den Mittagsstunden dann etwas langsamer an. Ihr Maximum erreicht sie nach dem Sonnenhöchststand um etwa 14 bis 15 Uhr. Danach sinkt sie in den Abendstunden rasch und in der Nacht etwas langsamer ab, bis sie zu wiederum am frühen Morgen ihr Minimum erreicht. Dieser Normalfall des Tagesgangs gilt sowohl für den Sommer als auch für den Winter. Dynamische Einflüsse wie ein Einbruch von Warm- oder Kaltluft können aber zu teils erheblichen Abweichungen und unter Umständen einer Umkehr des Temperaturverlaufs führen. In Küstennähe ist der Seewind dafür verantwortlich, dass die Tageshöchsttemperatur oft schon wesentlich früher um 12 bis 13 Uhr erreicht wird, die Temperatur im weiteren Tagesverlauf also nicht mehr zunimmt.

Jahresgang

Im Jahresgang, basierend auf entweder Tages- oder Monatsmitteln als langjährige Durchschnittswerte, zeigt sich für Mitteleuropa in etwa der folgende Verlauf. Der Januar bildet den kältesten Monat, von März bis Mai zeigt sich eine rasche Zunahme mit Maximum im Juli und von September bis Dezember eine ebenso rasche Abnahme der Temperaturen.

Abhängigkeit von der Höhe

Tages in Abhängkeit von der Höhe.]] Die Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe ist das am weitesten verbreitete Kriterium zur Einteilung der Erdatmosphäre in verschiedene Schichten. Die Troposphäre als unterste Schicht besitzt über Mitteleuropa eine Erstreckung von etwa 11 Kilometern. Sie zeigt dabei einen genähert linearen Temperaturabfall von durchschnittlich 10 °C am Boden auf 0 °C in zwei Kilometern, rund -20 in fünf Kilometern und schließlich -55 °C in zehn Kilometern Höhe. Für diesen Temperaturgradienten gibt es zwei dynamische Modellfälle, den feuchtadiabatischen und den trockenadiabatischen. Im Mittel beträgt die Temperaturabnahme etwa 0,65 Kelvin je hundert Meter. Kommt es zu keiner weiteren Temperaturabnahme, so hat man die Tropopause erreicht. Im weiteren Verlauf steigt die Temperatur nach einer stationären Phase wieder an, im Normalfall etwa ab 25 km Höhe. Verantwortlich hierfür ist die relativ hohe Ozonkonzentration in dieser Atmosphärenschicht, die man als Stratosphäre bezeichnet. Das Temperaturmaximum wird mit etwa 0 °C in Höhe der Stratopause erreicht. In der sich hieran anschließenden Mesosphäre sinkt die Temperatur wieder und erreicht an der Mesopause mit -100 °C ein neues Minimum. Es folgt die Thermosphäre und schließlich die Exosphäre mit einer sich wiederrum erhöhenden Temperatur, wobei man in diesen Höhen aber kaum noch von Luft sprechen kann und sie eigentlich schon zum Weltraum gehören. Die Teilchendichte ist hier so gering, dass selbst eine Temperatur von mehreren tausend Grad Celsius keine nennenswerten Wärmetransportprozesse bedingen würde.

Messmethoden und -Instrumente

Die Messung der Lufttemperatur erfolgt meist durch Thermometer oder Messfühler. Erstere sind meist mit Alkohol oder Quecksilber gefüllt, während die Sensoren meist mit Halbleiter- oder Thermoeffekt arbeiten. Für weniger genaue Messungen werden auch Bimetall-Streifen verwendet. Im Regelfall entspricht die Temperaturmessung einer Tauchmessung (siehe auch Wassertemperatur), die in der Technik oft durch Ventilation beschleunigt wird. Beim Aspirationspsychrometer nach Assmann wird auf diese Art auch die Feuchttemperatur genau gemessen. Die Angleichung eines Thermometers an die Lufttemperatur braucht eine gewisse Zeit, die von einigen Minuten bis zu einer halben Stunde dauern kann. Ist zum Beispiel mit einem Zimmerthermometer ein rascheres Ergebnis nötig, kann man die Ablesung durch Bewegen mit gestreckter Hand beschleunigen. Die Halbwertszeit beträgt etwa 20 Sekunden, das heißt nach dieser Zeit hat der „künstliche Wind“ die Anzeige auf der Skala um 50 % dem wahren Wert angenähert. Die Schätzung der Lufttemperatur kann bei Windstille und entsprechender Erfahrung auf 1-3° genau gelingen. Die gefühlte Temperatur bei Wind wird jedoch durch den Windchill erheblich kälter eingeschätzt. Zum Vergleich von Temperaturwerten, die an unterschiedlichen Orten und Höhen gemessen wurden, bedient man sich der potenziellen Temperatur. Ist der Fokus auf die Luftfeuchtigkeit bzw. Luftdichte gerichtet, so nutzt man die virtuelle Temperatur.

Einflüsse auf die Messgenauigkeit

Eine Messung auf eine Dezimalstelle, also 0,1 Grad Celsius genau, ist die äußerste Messgenauigkeit, die im Freien noch möglich bzw. sinnvoll ist, denn bereits leichte Luftbewegungen haben einen Einfluss von einigen Zehntelgrad. Überdies herrschen auch bei Windstille horizontale Temperaturgradienten in der Größenordnung von 0,1 °C pro Meter, die mit Sonnenstand, Gestein und Bewuchs stark schwanken können und in Bodennähe auch mehrere Grad betragen können. Am stabilsten ist das so genannte Temperaturfeld bei einem stark bewölkten bis bedeckten Himmel und mittelstarkem Wind. Bei Schönwetter ist es hingegen am unruhigsten (siehe auch "wolkenlos" und Aufwind). Wegen dieser Umstände erfordert eine verlässliche Messung der Lufttemperatur auf etwa 0,5 °C Genauigkeit bereits erhebliche Vorkehrungen, insbesondere eine gut hinterlüftete Abdeckung der Sonnenstrahlung und der Wärmestrahlung von Boden und Gebäuden. Der beste Aufstellungsort für einen Temperatursensor bzw. ein Thermometer ist deshalb eine schattige Stelle im Norden eines freistehenden Gebäudes. Für Laien ist eine Messgenauigkeit von etwa 1 °C erreichbar, wenn obige Voraussetzungen gegeben und das Messgerät genähert geeicht sind. Andernfalls können Fehler bis zu 3 °C auftreten, bei mangelndem Strahlungsschutz auch über 5 °C. Die Wetterwarten der Meteorologen messen die Lufttemperatur meist in verschiedenen Höhen, einerseits um Aussagen über die Strahlungs- bzw. Energiebilanz zu erhalten, andererseits um die oben angeführten Effekte teilweise berücksichtigen zu können. Als Bodentemperatur wird meist jene knapp unter der Oberfläche bzw. in einer Tiefe von etwa 20 cm gemessen. In der Astronomie und Geodäsie zählen die unvermeidlichen Anomalien des bodennahen Temperaturfeldes zu den unangenehmsten, weil nur schwer modellierbaren Störungen. Die Astronomische Refraktion lässt sich hingegen – als durchschnittliche, reguläre Strahlenbrechung – relativ gut aus 3-4 Luftparametern berechnen. Die Astronomen nennen die Turbulenzen, welche die Richtung des Sternenlichts um 0,5 bis 5" ablenken, „Seeing“ (Luftunruhe) bzw. Szintillation („Flimmern“ der Sterne); das Lokalklima in der Kuppel einer Sternwarte kann eine sog. Saalrefraktion bewirken.
Die Geodäten fürchten diese Einflüsse weniger, weil sie als zufälliger Fehler bei längeren Messreihen herausfallen. Unangenehmer ist hingegen ein systematischer Fehler durch die Seitenrefraktion, die insbesondere in Tunneln und bei Visuren auftreten, die knapp an einer thermisch unterschiedlichen Fläche vorbeilaufen (zum Beispiel einer besonnten Hauswand). Auch wechselnde Windsysteme im Gebirge oder bei technischen Großprojekten können kritische systematische Einflüsse haben. Kategorie:Meteorologie Kategorie:Messtechnik Kategorie:Beobachtende Astronomie Kategorie:Gas

Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre

Die Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre und dabei insbesondere der unteren Troposphäre beschreibt deren thermodynamische Stabilität bzw. Labilität bezüglich des vertikalen Temperaturgradienten anhand verschiedener Gleichgewichtszustände. Es wird zwischen einer labilen, stabilen und neutralen Atmosphärenschichtung unterschieden. Die Schichtung der Atmosphäre bestimmt alle vertikalen Luftbewegungen und ist damit von elementarer Bedeutung für alle konvektiven Vorgänge innerhalb der Erdatmosphäre sowie den damit verbundenen Prozessen der Wolkenentstehung oder Luftverschmutzung. Über die Thermik bildet sie zudem die Grundlage des Segelflugs und vieler anderer Luftsportarten.

Grundlagen

Atmosphärische Temperaturgradienten

Grundsätzlich muss man zwischen zwei Arten von atmosphärischen Temperaturgradienten unterscheiden: den dynamischen Gradienten eines Luftpakets und den statischen Gradienten der Atmosphäre. Die messbare Lufttemperatur nimmt innerhalb der Atmosphäre oft sehr uneinheitlich mit der Höhe ab, in der Regel jedoch mit einer klaren Tendenz. Üblicherweise handelt es sich um eine Temperaturabnahme, die Luft wird nach oben also immer kälter. Nimmt die Lufttemperatur stattdessen mit der Höhe zu, so spricht man von einer Inversion. Gegenüber diesem Umgebungsgradienten besitzt ein sich vertikal bewegendes Luftpaket eine eigene, dynamische Temperaturänderung. Die Unterscheidung zwischen beiden Fällen liegt nun daran, dass sich die aufsteigende Luft in der Regel kaum mit der Umgebungsluft mischt und auch eine Anpassung an die Umgebungstemperatur in einer idealisierten Betrachtung vernachlässigt werden kann. Die eigentliche Abkühlung des Luftpakets geht dabei unabhängig von der Umgebung und der dort herrschenden Temperatur vonstatten, denn sie liegt im Joule-Thomson-Effekt begründet. Dies hat jedoch zur Folge, dass die Abnahme der Temperatur mit der Höhe in Bezug auf die Bewegung eines Luftpakets nicht mit dem statischen Zustand der Erdatmosphäre identisch sein muss. Dabei kann das Luftpaket seine Temperatur schneller, gleichschnell oder langsamer als seine Umgebung ändern. Deren relative Temperatur in einer bestimmten Höhe kann also beliebig sein, was jedoch auch Folgen für die Bewegung des Luftpakets selbst hat.

Vertikalbewegung eines Luftpakets

Als Modellannahme wird in der Regel ein Luftpaket betrachtet, dass sich entsprechend dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten verhält und in einer bestimmten Höhe die gleiche Temperatur bzw. Dichte wie die umgebende Luft besitzt. Das Luftpaket erfährt also ausgehend von dieser Anfangstemperatur bei der Hebung eine Abkühlung und bei der Senkung eine Erwärmung um jeweils 9,8 Grad Celsius je Kilometer. Diese Höhenänderungen erfolgen adiabatisch-reversibel, es wird dem Luftpaket also keine Wärme zugeführt oder entzogen, es tritt keine Mischung mit der umgebenden Luft ein und es kommt nicht zur Kondensation des in der Luft enthaltenen Wasserdampfs. Letzteres ist hingegen bei einem feuchtadiabtischen Aufstieg des Luftpakets der Fall, wobei es zu einem solchen meist im Anschluss an einen zunächst trockenadiabtischen Aufstieg kommt. Durch die damit einhergehende Abkühlung steigt die relative Luftfeuchtigkeit an und hat am Taupunkt schließlich das Kondensationsniveau erreicht. In dieser Höhe setzt die Kondensation und somit Wolkenbildung ein. Die dabei freigesetzte latente Wärme verringert den trockenadiabtischen auf den feuchtadiabtischen Gradienten. Da alle Betrachtungen des atmosphärischen Schichtungszustands für beide Fälle gleichermaßen gelten, sich also nur der jeweilige Bezug ändert, wird im Weiteren nur noch allgemein von einem adiabtischen Gradienten gesprochen.

Archimedisches Prinzip

Von Bedeutung ist nun, dass warme Luft eine geringere Dichte besitzt als kalte Luft. Nach dem Archimedischen Prinzip folgt dabei aus dem Unterschied zwischen der Dichte des betrachteten Luftpakets und derjenigen des umgebenden Mediums ein resultierender Auf- oder Abtrieb sowie ein Schwebezustand wenn sich beide gleichen sollten. Die anfängliche Hebung oder Absenkung muss folglich aus irgendeinem Grunde erzwungen werden, was im Weiteren jedoch vorausgesetzt wird. Der recht einfache mathematische Grundzusammenhang ist in folgender Gleichung dargestellt: :

a = \frac = g \cdot \frac = g \cdot \frac

Hier bezeichnen U die Umgebungsluft und L das Luftpaket. Das Formelzeichen a steht für die Beschleunigung, die das Luftpaket in vertikaler Richtung erfährt, und g für die Schwerebeschleunigung. Wie man sieht ist die Beschleunigung gleich Null, wenn die Temperaturen bzw. Dichten von Luftpaket und Umgebung identisch sind, und umso größer, je weiter sie auseinander liegen. Das Vorzeichen bestimmt dabei die Richtung, eine positive Beschleunigung führt also zu einem Aufsteigen und eine negative Beschleunigung zu einem Absinken des Luftpakets.

Neutrale Schichtung

Schwerebeschleunigung Der einfachste Fall ist derjenige der neutralen oder indifferenten Atmosphärenschichtung. Dabei ist die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphäre gleich der des Luftpakets. In der Realität würde eine sehr gut durchmischte Atmosphäre diesem Zustand am nächsten kommen. Die Entsprechung der Mechanik ist das indifferente Gleichgewicht. Wegen der neutralen Schichtung der Atmosphäre kühlt sich ein aufsteigendes Luftpaket genauso schnell wie die umgebende Atmosphäre ab. Die Punkte A, B, und C, die für jeweils für ein Luftpaket stehen, dass sich trockenadiabtisch abkühlt bzw. erwärmt (rote Linie), sind also identisch mit den Bedingungen der als schwarz eingezeichneten Umgebungsluft. Auf- und Abtrieb des Luftpakets gleichen sich folglich aus, denn es gibt keinen Dichteunterschied zwischen dem Luftpaket und der jeweiligen Luftschicht. Da also keine resultierende Kraft wirkt, ändert das Luftpaket seine vertikale Position auch nicht selbstständig und sobald die erzwungene Hebung von B nach A bzw. Senkung von B nach C aufhört, bleibt das Luftpaket höhenstabil. In einer neutral geschichteten Atmosphäre kommt es aufgrund der fehlenden Konvektion kaum zu Wolkenbildung. Für die Ausbreitung von Stoffen und insbesondere Schadstoffen stellt eine neutrale Schichtung weder ein Hindernis noch einen Vorteil dar.

Stabile Schichtung

Luftschicht Eine stabile Atmosphärenschichtung bezeichnet den Zustand der Erdatmosphäre, bei dem die vertikale Temperaturabnahme kleiner als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpakets ist, es sich also um einen unteradiabatischen Temperaturgradienten handelt. Nimmt dessen Temperatur entsprechend des trockenadiabatischen Gradienten ab, so spricht man von eine trockenstabilen Schichtung. Dementsprechend handelt es sich bei einer Abnahme mit dem feuchtadiabtischen Gradienten um eine feuchtstabile Schichtung. Da die Umgebung des Luftpakets sich langsamer abkühlt als es selbst, wird bei einer Hebung von B nach A auch der Temperaturunterschied immer weiter zunehmen. Das Luftpaket wird also kälter als die Umgebungsluft sein und somit auch eine höhere Dichte besitzen. Hört die erzwungene Hebung bei A auf, so wird das Luftpaket entsprechend dem Archimedischen Prinzip wieder nach B absinken. Je größer dabei der Temperaturunterschied, desto schneller sinkt die Luft ab – es entsteht also ein Fallwind. Die Luft sinkt in der Folge jedoch nicht nur einfach bis B ab, sondern wird sich aufgrund der Trägheit etwas über diesen Gleichgewichtspunkt hinaus bewegen. Somit hätte das Luftpaket dann wiederum eine etwas geringere Dichte und die Bewegungsrichtung kehrt sich um, es steigt also wieder. Dieser Ablauf wiederholt sich und das Luftpaket beschreibt daher eine harmonische Schwingungin der Vertikalen, die aufgrund der Luftreibung eine kleiner werdende Amplitude besitzt. Solange also keine weitere Störung von außen eintritt, wird sich das Luftpaket in einen stabilen Gleichgewichtszustand von B einpendeln. Die gleiche Überlegung ist auch für eine Absenkung von B nach C gültig, nur dass das Luftpaket nach Einstellung der erwzungenen Absenkung steigen wird, da seine Temperatur nun höher als die der Umgebung ist. In einer stabilen Atmosphäre werden Vertikalbewegungen folglich über eine negative Rückkopplung abgefedert, was eine Durchmischung der Luft behindert. Dies zeigt sich auch im Falle einer Inversion, also eines umgekehrten Gradienten mit einem Temperaturanstieg bei Höhenzunahme. Es handelt sich dabei um einen besonders starken Sonderfall einer stabilen Schichtung, denn jeder Aufstieg eines Luftpakets wird bei ausreichender Mächtigkeit der Inversionsschicht blockiert. Dies erklärt sich einfach daraus, dass bei einer Inversion warme und damit leichte Luftmassen über kälteren Luftmassen liegen, sich die Atmosphäre also in einem idealen Gleichgewicht befindet, dass keinen natürlichen Luftaustausch verlangt. Im Falle eines feuchtadiabtischen Aufstiegs in einer stabil geschichteten Atmosphäre kommt sind die ab dem Kondensationsniveau gebildeten Wolken vergleichsweise höhenstabil und meist sehr flach. Durch horizontale Druckunterschiede und den damit verbundenen Wind breiten sie sich in der Fläche aus, es kommt zu einer typischen Schichtbewölkung vom Typ Cirrus oder Cirrostratus in größeren, Altostratus in mittleren und Stratus in geringeren Höhen. Zudem spielen stabile Schichtungen eine Rolle bei der Bildung von konvektiver Bewölkung, da sie durch eine wolkenfreie Unter- und/oder Überschichtung

Labile Schichtung

Stratus Eine labile oder instabile Atmosphärenschichtung bezeichnet den Zustand der Erdatmosphäre, bei dem die vertikale Temperaturabnahme größer als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpaketes ist, es sich also um einen überadiabatischen Temperaturgradienten handelt. Nimmt die Temperatur des Luftpakets entsprechend des trockenadiabatischen Gradienten ab spricht man von eine trockenlabilen Schichtung. Da in labiler Atmosphäre die Temperatur des von B nach A aufsteigenden Luftpakets immer größer bzw. dessen Dichte niedriger ist als die der Umgebung, erfährt dieses eine nach oben gerichtete Rückstellkraft, den Auftrieb. Das Luftpaket wird also auch ohne eine erzwungene Hebung weiter aufsteigen und da es sich dabei weiterhin langsamer abkühlt als seine Umgebung, wird dieser Aufstieg immer weiter beschleunigt. Das Luftpaket entfernt sich somit über eine positive Rückkopplung immer weiter vom Gleichgewichtspunkt bei B. Gleiches gilt für die umgekehrte Richtung von B nach C, wenn das Luftpaket also absinkt und dabei immer kälter ist als seine Umgebung und folglich eine geringere Dichte besitzt. Es wird dann immer schneller absinken bis es irgendwann mit hoher Geschwindigkeit auf die Erdoberfläche trifft. Winde die man auf der Erdoberfläche als besonders stark und plötzlich empfindet, so genannte Böen,, sind dabei in der Regel nichts anderes als derartig beschleunigte und dann in die Horizontale umgelenkte Luftpakete. Eine trockenlabile Schichtung tritt zum Beispiel in Bodennähe bei einer starken lokalen Erwärmung der Luft über die Ausstrahlung auf. Während zum Beispiel morgens nur eine geringe Erwärmung erfolgte und sich ein überadiabatischer Temperaturgradient eingestellt hat, kommt es mit zunehmender Tageszeit zu einer stärkeren Sonneneinstrahlung, die jedoch die Luft in Bodennähe je nach Art der Erdoberfläche höchst unterschiedlich aufheizen kann. Ist dieser Unterschied groß genug, so lösen sich in der Folge Thermikblasen, die eine Durchmischung der unteren Luftschichten herbeiführen. Das Ergebnis einer solchen Durchmischung, die in Wüsten und Hochebenen bis in einige Kilometer Höhe reichen kann, ist letztlich eine neutrale Schichtung. Da sich eine labile Schichtung durch die Durchmischung also letztlich selbst abschwächt, ist sie meist nur von kurzer Dauer. Auch dynamische Ursachen könne eine labile Schichtung bedingen, vor allem wenn die sich Kaltluft bei einem Kaltfrontdurchzug in der Höhe schneller bewegt als in Bodennähe. Die Folge sind häufig starke Gewitter in Verbindung mit Schnee-, Regen- und Hagelschauern sowie starken Böen, die man dann als Sturmböen bezeichnet. In den gemäßigten Breiten ist eine labile Schichtung meist auf einen bestimmten Höhenbereich begrenzt und erreicht nur in seltenen Ausnahmefällen eine größere Ausdehnung. Als Unter- oder Oberschichtung liegen dabei meist stabile Verhältnisse vor. In großen Höhen führt dies zur Bildung von Cirruswolken im Fall eines Horizontalwindes und zu Cirrocumuluswolken bei Abwesenheit eines solchen. In mittleren Höhen zeigt sich dagegen eine Altocumulusbewölkung, in niedrigen Höhen eher Stratocumulus und Cumulus. Cumulonimbus und Nimbostratus sind dagegen auf hoch reichende Labilität angewiesen und treten daher auch häufiger in Äquatornähe auf.

Bedingt labile Schichtung

Eine bedingt labile Atmosphärenschichtung bezeichnet einen Situation, bei der ein trockenadiabatisch aufsteigendes Luftpaket eine stabile oder neutrale Schichtung ergibt, ein im Gegenzug feuchtadiabatisch aufsteigendes Luftpaket aber eine labile Atmosphärenschichtung zur Folge hätte. Bei dieser häufig im Sommer auftretenden Problematik stellt sich die Frage, ob es zur Wolkenbildung kommt oder nicht. Wenn der Wasserdampf des Luftpaketes nicht kondensiert, passiert auch nichts weiter. Bei einsetzender Kondensation allerdings wachsen die Wolken schnell zu Gewittern heran.

Schichtung und Luftverschmutzung

Die Schichtungsstabilität hat einen hohen Einfluss auf die Luftverschmutzung, da die Ausbreitung von Abgasen identisch zur Ausbreitung eines Luftpakets betrachtet werden kann. Es werden dabei einige spezifische Schichtungsverhältnisse unterschieden. Grundlage für die Schilderungen ist eine Fabrik, die über einen Schornstein Abgase in die Atmosphäre emittiert. Dabei herrscht eine westliche Windrichtung von links nach rechts vor, so dass die Abgase nach einer bestimmten vertikalen Ausbreitung in Horizontale übergehen. Diese anfängliche Steigungsphase liegt an der meist höheren Temperatur der Abgase. Die letztendlich dadurch erreichte Höhe bezeichnet man als effektive Schornsteinhöhe. In den Abbildungen stellt die rot gezeichnete Linie den Temperaturverlauf der Atmosphäre und die schwarze Linie den adiabatischen Gradienten des Luftpakets dar.

Looping

Schornsteinhöhe Es herrscht eine leicht bis mittelstarke labile Schichtung und die Luftschadstoffe breiten sich schleifenförmige nach Osten aus. Durch Turbulenzen und konvektive Vorgänge kann der Ausstoß in recht geringer Entfernung zum Schornstein den Boden berühren, so dass die Schadstoffbelastung in unmittelbarer Nähe zum Schornstein recht groß ist. Sie lässt dafür jedoch auch schnell nach und ist schon bei mittelgroßen Entfernungen recht gering.

Coning

Turbulenz Es herrscht eine leicht stabile Schichtung und die Luftschadstoffe breiten sich konisch aus, wobei die vertikale Ausdehnung des zunehmend breiter werdenden Abgaskegels recht gleichmäßig ist. Die Verdünnung der Abgase wird dadurch entsprechend behindert, die Rauchfahne berührt im Gegenzug jedoch nicht direkt den Boden.

Fanning

Turbulenz Beim Typ Fanning ist die stabile Schichtung zu einer massiven Bodeninversion verstärkt worden. Es kommt nach der anfänglichen Steigung auf die effektive Schornsteinhöhe praktisch zu keiner weiteren vertikalen Ausbreitung und damit Durchmischung der Rauchfahne mehr. Die hohen Abgaskonzentrationen bleiben auch noch in erhebliche Entfernung zum Schornstein erhalten.

Lofting

Turbulenz Am Boden zeigt sich hier eine Inversion, meist eine nächtliche Strahlungsinversion, doch liegt deren Obergrenze auf oder unter der effektiven Schornsteinhöhe. Danach folgt ein adiabatischer Temperaturabfall. Für die vertikale Ausbreitung der Rauchsäule erweist sich die Inversion erneut als Sperrschicht, in diesem Fall jedoch nach unten. Solange also die Emissionen oberhalb der Inversion erfolgen, andernfalls würde es sich wieder um eine Fanning-Lage handeln, können die Schadstoffe maximal bis an die Obergrenze der Inversion vordringen. Dort zeigt sich dann auch meist eine höhere Abgaskonzentration. Nach oben hin wird die vertikale Ausreitung jedoch nicht behindert.

Fumigation

Turbulenz Der Typ der Fumigation stellt die aus Sicht der Luftverschmutzung schädlichste Lage dar. Hier herrscht eine labile Schichtung am Boden, danach jedoch eine Höheninversion. Liegt die effektive Schornsteinhöhe unterhalb der Inversionsuntergrenze können sich die Abgase aufgrund der labilen Schichtung sehr gut ausbreiten, werden jedoch durch die Inversion blockiert. Die Durchmischung erfolgt also nur in Bodennähe und erreicht diesen auch sehr schnell. Bleibt diese Lage nun lange erhalten, kann es zu einer drastischen Anreicherung der Schadstoffe kommen. Ist die Durchmischungszone zum Beispiel durch eine Tallage recht klein, so wird auch die horizontale Durchmischung stark eingeschränkt, was die Anreicherung der Abgase entsprechend begünstigt. Eine solche Tallage und ebenso ein hoher Schadstoffausstoß ist gerade für Ballungszentren charakteristisch. Diese sind wie die Stadtklimatologie zeigt zudem wichtige Wärmequellen, neigen also dazu hochreichende Inversionen in Bodennähe abzubauen, was dann auch die Hauptursache für die Entstehung von Fumigation-Lage ist.

Kombinationen

Die fünf dargestellten Fälle sind nur isoliert betrachtet worden, was aber über eine größere horizontale Entfernung kaum den realen Bedingungen entspricht. Die Schichtung der Atmosphäre kann sich also mit der Entfernung vom Schornstein ändern, was besonders bei orografischen Erhebungen und einer Änderung der thermischen Eigenschaften der Erdoberfläche der Fall ist. Denkt man sich nun mehrere Lagen in einer Reihe können sich spezifische Kombinationen ergeben, die einer Schadstoffausbreitung förderlich oder hinderlich sind. Kategorie:Atmosphäre Kategorie:Meteorologie

Konvektion

Konvektion (von lat. convehere = mittragen, mitnehmen), auch Thermische Konvektion, ist der Transport von Stoffen oder physikalischen Eigenschaften durch die Bewegung von Teilchen. Im engeren Sinn ist Konvektion, neben Wärmeleitung und Wärmestrahlung, ein Mechanismus zum Transport von thermischer Energie. Konvektion ist dadurch gekennzeichnet, dass die Wärmeübertragung durch den Transport von Teilchen, die ihre kinetische Energie mitführen, bewerkstelligt wird. In Festkörpern oder im Vakuum kann es folglich keine Konvektion geben. Konvektion kann nur bei Fluiden, also in Gasen oder Flüssigkeiten, auftreten. Ausgenommen hiervon sind Feststoffe in Extrembedingungen, wie sie zum Beispiel im Innern der Erde herrschen. Hier sind auch Feststoffe, in diesem Fall Gesteine, bedingt fließfähig und führen über einen langen Zeitraum hinweg ebenfalls zu Wärmetransportprozessen. Man spricht daher auch von einer Mantelkonvektion durch die so genannten Plumes.

Allgemeines

Konvektion wird durch Dichte-, Temperatur- und Konzentrationsunterschiede innerhalb des Fluids oder zwischen dem Fluid und seinen Grenzflächen hervorgerufen. Jedoch kann auch eine von außen wirkende Kraft, die das Fluid in Bewegung setzt, zu einer Konvektion führen. Man unterscheidet daher die
- freie oder natürliche Konvektion, bei der der Teilchentransport ausschließlich durch Auswirkungen des Temperaturgradienten, also zum Beispiel durch Auf- bzw. Abtrieb des Fluids infolge der durch die Temperaturänderung hervorgerufenen Dichteunterschiede bewirkt wird, und
- erzwungene Konvektion, bei der der Teilchentransport durch äußere Einwirkung, zum Beispiel ein Gebläse oder eine Pumpe, hervorgerufen wird. Bei Erwärmung dehnen sich Stoffe aus, daher wird ihre Dichte geringer. Innerhalb einer Flüssigkeit oder eines Gases steigen Bereiche mit geringer Dichte nach oben, während Bereiche mit höherer Dichte nach unten sinken. Wenn an der Unterseite Energie zugeführt wird und an der Oberseite die Möglichkeit zur Abkühlung besteht, so entsteht kontinuierliche Strömung: Materie wird erwärmt, dehnt sich dabei aus und steigt nach oben. Dort angelangt kühlt sie sich ab, zieht sich dabei wieder zusammen und sinkt ab, um unten erneut erwärmt zu werden. Konvektion tritt auf vielfältige Weise auf:
- Wenn eine Zentralheizung am tiefsten Punkt des Gebäudes installiert wird, kann sie ohne Umwälzpumpe auskommen, da das warme Wasser durch Konvektion nach oben in die Heizkörper steigt sich dort abkühlt und wieder nach unten fließt.
- Luft wird am warmen Erdboden erwärmt und steigt nach oben, ein entscheidender Faktor für die Entstehung des Wetters
- Konvektion von heißen Gesteinen im Erdinneren (enorm hohe Viskosität und langsame Fließgeschwindigkeiten, jedoch trotzdem Konvektion bei einem Feststoff), das durch radioaktiven Zerfall erhitzt wird, ist für die Plattentektonik und damit für Erdbeben und Vulkane verantwortlich. Konvektionszentren im Erdmantel werden dabei als Plumes oder Hot Spots bezeichnet.
- Auch in Sternen transportiert Konvektion thermische Energie aus dem Inneren nach außen.

Konvektion an einem Feststoff ohne Stoffaustausch

Konvektion entsteht zum Beispiel, wenn das Fluid die Oberfläche eines anderen Volumens überströmt und dabei eine Temperaturangleichung erfolgt. Im einfachsten Fall ist das „andere“ Volumen ein Festkörper, dessen Grenzfläche statisch ist und infolgedessen die Konvektion einen reinen Wärmeaustausch darstellt. Hier handelt es sich um eine Wärmeübertragung von einer festen Oberfläche zu beispielsweise Luft, Wasser oder anderen Fluiden. Wasser Das Bild zeigt den Temperaturverlauf in einer festen Wand mit beidseitigem konvektivem Wärmeübergang. Während im festen Körper eine reine Wärmeleitung mit linearem Temperaturverlauf stattfindet, verläuft der Wärmetransport im Fluid innerhalb einer thermischen Grenzschicht. Bedingt durch die lokale Strömungsgeschwindigkeit, die direkt an der Wand gleich Null sein muss, liegt in Wandnähe zunächst ebenfalls eine Wärmeleitung im Fluid vor, die kontinuierlich durch Mischungsvorgänge überlagert wird, so dass der wandnah lineare Temperaturverlauf in einen nichtlinearen übergeht, und zwar unabhängig davon, in welcher Richtung die Wärme strömt. Die Konvektion wird hier bestimmt durch die „Grenzschicht“, die Schicht zwischen beiden Volumina, in der sich die physikalischen Parameter von denen der beiden Volumina unterscheiden. Die wesentlichen Parameter sind die Temperatur und die Zusammensetzung der Stoffe, sowie die Strömungsgeschwindigkeit. Jeder dieser Parameter bildet eine eigene Grenzschicht. Im Falle der Konvektion zwischen Fluiden ist die Bestimmung der Grenzschichten meistens sehr schwierig bis unmöglich, da sie messtechnisch nicht oder schlecht erfassbar sind und sich oft mit hoher Frequenz nach einem Zufallsprinzip ändern. Der Wärmestrom wird durch die Wärmeübergangszahl α oder die dimensionslose Nusselt-Zahl Nu beschrieben. Naturgemäß ist bei der freien Konvektion die Richtung der Strömung durch die Gravitation vorgegeben, denn die Strömung wird durch Dichte- und damit Gewichtsunterschiede bewirkt. Für eine optimale Nutzung ist deshalb eine vertikale Ausrichtung der Oberfläche des festen Körpers anzustreben. Bei erzwungener Konvektion dagegen ist die Ausrichtung im Raum beliebig, da die Strömung normalerweise konstruktiv so dimensioniert wird, dass der Anteil der unvermeidbaren freien Konvektion unmaßgeblich ist. Da sich bei letzterer die den Wärmestrom kennzeichnenden Parameter (Temperaturunterschiede, Dichteunterschiede, Auf-/Abtrieb, Strömungsgeschwindigkeiten) gegenseitig beeinflussen, ist die Bestimmung der Wärmeübertragung von technischen Bauteilen sehr kompliziert. So muss beispielsweise die Leistungsmessung an Raumheizköpern für jeden Typ und jede Größe unter unterschiedlichen Betriebsbedingungen bei fest vorgegebenen Randbedingungen einzeln messtechnisch ermittelt werden. Eine rechnerische Simulation ist dagegen selbst mit heutigen Hochleistungsrechnern noch aufwendiger und vor allem ungenauer. Der Vorteil der freien Konvektion ist der, dass der Wärmetransport ohne zusätzliche Antriebsenergie und -apparate erfolgt, allerdings gibt die Gravitation Grenzen in der örtlichen Verteilung vor, da die Strömung vorzugsweise vertikal ausgerichtet ist. Nachteilig ist der schlechte Wärmeübergang, der durch große Flächen kompensiert werden muss. Der Wärmetransport mit Fluiden über große Entfernungen ist wegen der thermischen Verluste für beide Arten der Konvektion nachteilig (zum Beispiel bei Fernwärme). Mit freier Konvektion ist auch ein Zirkulationssystem möglich, wenn eine Wärmequelle und eine -senke in einem geschlossenen Raum vorhanden sind (Beispiel: Raumheizung, Wärmerohr), das in gewissen Grenzen selbstregelnd wirkt, da bei ansteigender Temperaturdifferenz die Zirkulation zunimmt und umgekehrt. Der Wärmeübergang kann, auch bei freier Konvektion, erheblich effektiver sein, wenn das Fluid im Arbeitstemperaturbereich einen Siedepunkt hat, zum Beispiel der Kondensator einer Kältemaschine (die Rohrschlange außen an der Rückseite eines Haushaltskühlschranks, in der auf der Innenseite das Kältemittel kondensiert). Hinzu kommt der Vorteil, dass der Wärmeübergang auf dieser Seite fast vollständig isotherm verläuft, das heißt die Temperaturdifferenz zur Raumluft im ganzen Rohr nahezu gleich ist.

Sonderfall freier Konvektion an einer horizontalen Oberfläche (Rayleigh-Bénard-Konvektion)

Ein über einer temperierten horizontalen Fläche stehendes Fluid (Beispiel: Luft über erwärmter Erdoberfläche, Wasser im Kochtopf) überströmt die Fläche im Normalfall nicht und bildet auch keine Grenzschicht, weil die Auftriebskräfte senkrecht zur Oberfläche stehen. Man kann auch sagen, das ganze Fluid besteht aus Grenzschicht, da sich die Temperatur nach oben bis zur Oberfläche ändert, wobei sich im Falle der Erdatmosphäre eine Grenzschicht von nur circa einem Millimeter Dicke über den Erdboden entwickelt und hierüber nahezu der gesamte Wärmeaustausch zwischen Luft und Boden realisiert wird. Dies führt dazu, dass erwärmte Moleküle aufsteigen und kältere absinken. Dabei findet eine Durchmischung und gleichzeitiger Wärmeaustausch statt, bis eine stabile Temperaturschichtung erreicht wird. Mit gezielter Strömungsführung kann aber auch die Oberfläche horizontal überströmt werden und die Konvektion beschleunigt werden (Beispiel: Fußbodenheizung, Thermikkraftwerk), was zu einer Zirkulationsströmung führt. Auch horionzale Massenströme wie der Wind können hierbei zur Ausbildung von Grenzschichten führen.

Konvektion an einem Feststoff mit Stoffaustausch

Oft ist das „andere“ Volumen aber selbst auch ein Fluid, was zur Folge hat, dass die Grenzflächen fließend ineinander übergehen und in vielen Fällen zu dem Wärmeaustausch ein Stoffaustausch hinzukommt, das heißt dass hier auch eine Angleichung der Stoffzusammensetzung erfolgt. Überströmt das Fluid einen Feststoff oder ein Stoffgemisch mit einem niedrigeren Sättigungsdampf- oder Sublimationsdruck, so führt dies zu einem Stoffaustausch, indem der Stoff, dessen Dampf- oder Sublimationsdruck überschritten wird, in das Fluid diffundiert (Beispiel: Trocknung). Dazu ist eine Temperaturdifferenz nicht unbedingt erforderlich, aber förderlich. Diese stellt sich in der Regel schon dadurch ein, dass der Stoff, der verdampft oder sublimiert wird, die Verdampfungswärme seiner eigenen festen oder flüssigen Phase entzieht und diese damit abkühlt, was jedoch auch schon bei einer Verdunstung der Fall ist. Natürliche Konvektion kann in diesem Fall auch dadurch entstehen, dass infolge des Stofftransports das Fluid seine Dichte verändert und damit den Auf- bzw. Abtrieb erhält, wenn die Temperaturdifferenz dazu zu gering ist. Der Vorgang ist dadurch gekennzeichnet, dass der Wärme- von einem Stofftransport überlagert wird. Beide folgen den in etwa gleichen Gesetzmäßigkeit, was als die „Analogie zwischen Wärme- und Stoffaustausch“ bezeichnet wird. Dies drückt sich auch in der mathematischen Beschreibung aus: der Wärmetransport wird durch das fouriersche, der Stofftransport durch das ficksche Gesetz beschrieben, die formal gleich sind, sich lediglich durch die Variablen Temperatur beziehungsweise Konzentration und die jeweiligen Übergangswiderstände unterscheiden. Das heißt dann auch, dass sich analog zu dem Temperaturverlauf im Bild innerhalb des Fluids ein Konzentrationsverlauf mitsamt einer entsprechenden Grenzschicht einstellt.

Konvektion zwischen Fluiden

Konvektive Vorgänge zwischen zwei Fluiden sind streng genommen immer mit einem Stoffaustausch verbunden, da eine Flüssigkeit einen endlichen Sättigungsdampfdruck besitzt und somit ihre Dämpfe in eine gasförmige oder flüssige Grenzschicht diffundieren. Die Diffusion erfolgt allein durch Partialdruckdifferenzen. Sie kann von einer Ver- oder Durchmischung überlagert werden, wenn zusätzlich eine Strömumg vorliegt oder entsteht. Im Gegensatz zu einer festen Wand ist die Strömungsgeschwindigkeit an der Grenzfläche nicht zwingend gleich Null, so dass eine reine Wärmeleitung hier ausgeschlossen werden kann. Ein typischer Fall ist eine Flamme, beispielsweise einer Kerze oder eines Feuerzeugs. Bedingt durch die Konvektion der aufströmenden Gase strömt ihre eigene Vebrennungsluft aufgrund des erzeugten Unterdrucks von unten nach. Vom Flammenkern nach außen entsteht ein starkes Temperaturgefälle, durch das die Flammgase aufsteigen, die umgebende Luft „ansaugen“ und nach oben „mitführen“. Auch oberhalb der Flamme setzt sich dieser Effekt fort, der allerdings stark abklingt, da hier keine weiteren Temperaturunterschiede erzeugt werden. Auf diese Weise entsteht ein natürlicher Kamin, also ohne feste Begrenzung, der Luft vertikal von unten und horizontal von allen Seiten ansaugt und vertikal nach oben fördert. Sind beide Fluide im gleichen Aggregatzustand, wie bei der Flamme, so findet schon bei relativ geringen Strömungsgeschwindigkeitsdifferenzen in der Grenzschicht eine Verwirbelung und daraus folgend eine Vermischung statt. Die Grenzfläche ist dann nicht mehr klar definiert und die Wärmeübertragung wird, insbesondere bei Gasen und Dämpfen, die oft in jedem Verhältnis miteinander mischbar oder ineinander löslich sind, von der Vermischung dominiert. Die Verwirbelung wird gut sichtbar, wenn man eine brennende Kerze löscht. Der aufströmende Dampf des nun unverbrannten Kerzentalgs kondensiert schnell und ist als Strom feinster Tröpfchen sichtbar, die sich unmittelbar stark im Kontakt mit der Luft verwirbeln und letztendlich weit verteilen, wodurch sie wieder unsichtbar werden. Um- oder überströmt ein Gas eine Flüssigkeit, so kommt es, solange der Dampfdruck des Gases unter seinem Sättigungsdampfdruck liegt, also das Gas noch nicht gesättigt ist, zu einer Diffusion der Flüssigkeit in die Gasphase. Auch wenn das Gas wärmer ist als die Flüssigkeit, kühlt sich die Flüssigkeit dabei ab, da ihr die Verdampfungswärme entzogen wird. Beispiel: Luft und Wasser. In diesem Fall spricht man auch von Verdunstung, weil die Gasphase nicht aus reinem Dampf der Flüssigkeit besteht. Bei nicht miteinander mischbaren Flüssigkeiten, beispielsweise Wasser und Öl, sind die Vorgänge bei geringen Strömungsgeschwindigkeitsdifferenzen mit denen an einer festen Wand vergleichbar, bei höheren kann eine Tropfenbildung auftreten, die zu einer Emulgation führt. Diese wiederum führt zu einer erhöhten Wärmeübertragung infolge einer Vergrößerung der Grenzflächen an den Tropfen.

Sonderfall der Konvektion an einer Oberfläche hervorgerufen durch Oberflächenspannung (Marangoni-Konvektion)

Ein Fluid mit einer Oberfläche, zum Beispiel einer horizontalen Grenzschicht zu einem anderen Fluid, das von unten erwärmt wird, kann den Marangoni-Effekt beziehungsweise die Marangoni-Konvektion zeigen. Wenn die Oberfläche eine wellenförmige Störung erfährt, dann bilden sich Wellentäler und Wellenberge aus. Da die Wellentäler näher an der Wärmequelle liegen, haben sie eine höhere Temperatur. Bei höherer Temperatur sinkt jedoch die Oberflächenspannung. Der Unterschied der Oberflächenspannung zwischen den Bergen und Tälern ist die Kraft, die eine Konvektion zwischen diesen antreibt. Reibung, Wärmeleitung und gegebenenfalls Rayleigh-Bénard-Konvektion wirken diesem Effekt entgegen. Die dimensionslose Marangoni-Zahl gibt das Verhältnis zwischen Marangoni-Konvektion und der Wärmeleitung an, die ebenfalls dimensionslose Bondzahl das Verhältnis zwischen Marangoni- und Bénard-Konvektion. Die Marangoni-Konvektion spielt bei Wetterphänomenen eine Rolle, stellt aber zum Beispiel auch ein Problem bei der Herstellung von Einkristallen für die Halbleiter-Produktion dar. Darüber hinaus spielt der Marangoni-Effekt eine maßgebliche Rolle bei der Stabilisierung von flüssigen Schäumen. Hierbei bewirkt der durch eine Störung der Schaumfilmoberfläche induzierte Gradient der Oberflächenspannung einen die Störung heilenden, konvektiven Strom der interlamellaren Flüssigkeit.

Beispiele für Konvektion

- Die Erdatmosphäre und die Ozeane beziehungsweise Meere bilden ein gigantisches System freier Konvektion mit einem Zweiphasensystem Luft/Wasser, mit Verdampfung/Kondensation und Mischung/Entmischung (Wolken/Regen) sowie Wärmequellen (solar beheizte Flächen auf dem Festland und den Meeren) und -senken (der Sonne abgewandte Seite der Erde oder polnahe Regionen), Zirkulation (Golfstrom) usw. Großräumiger horizontaler Wärmetransport wird auch als Advektion bezeichnet.
- Sowohl der Erdmantel als auch der äußere Erdkern bilden Konvektionssysteme planetarer Dimension. Im Erdmantel konvektiert das Gestein, das aufgrund der hohen Temperaturen auf geologischen Zeitskalen wie eine Flüssigkeit strömen kann (Festkörperkriechen), im äußeren Kern erzeugt die Konvektion der flüssigen Eisenlegierung das Erdmagnetfeld.
- Die Granulation der Sonnenoberfläche entsteht durch auf- und absteigende Gase in den äußeren Bereichen der Sonne. Heißeres und somit heller leuchtendes Material steigt in den Granulen auf, gibt Wärme als Strahlung ab und sinkt in den dunkleren Zonen zwischen den Granulen wieder ab. Im Gegensatz dazu sind die Sonnenflecken und Protuberanzen ein magnetisches Phänomen.
- Warmwasserheizung: luftseitig mit freier Konvektion mit Zirkulation, wasserseitig mit erzwungener Konvektion
- Solarturm, Aufwindkraftwerk: Gewinnung von elektrischer Energie aus freier Konvektionsströmung
- Segelflug: Flugenergie aus Aufwind, der so genannten Thermik, an geneigten solarbeheizten Erdoberflächen (z.B. Hänge).
- Kamin (Schornstein): stellt sicher, dass, solange das Feuer brennt, infolge des dadurch entstehenden Auftriebs die Verbrennungsabgase immer nach außen abgeführt werden (Kamineffekt). Der Kamin muss so dimensioniert sein, dass trotz Wärmeabgabe an die Innenwand eine ausreichende Auftriebsströmung erhalten bleibt, was durch entsprechende Höhe und lichte Weite erreicht wird.
- Haartrocknung (Fön): erzwungene Konvektion mit Verdampfung (hier genauer: Verdunstung)
- Wäschetrocknung (Leine): wie Haartrocknung, jedoch freie Konvektion
- Kühlung von Prozessoren: Zeigt die Leistungsdichte zur Abführung der Verlustleistung: # Leistungsklasse Intel 8086 bis Intel 80486/40: horizontal ausgerichtete glatte Oberfläche, freie Konvektion # ab Leistungsklasse Intel 80486/66: Kühlkörper mit vertikal durchströmten Oberflächen ohne Ventilator, freie Konvektion # Intel 80486/100, Intel Pentium: wie Intel 80486/66, jedoch mit zusätzlichen Ventilator, erzwungene Konvektion # div. neuere Prozessoren oder Großrechner: Wassergekühlt statt luftgekühlt, wegen der erhöhten spezifischen Wärmekapazität von Wasser begünstigter Wärmeübergang, erzwungene Konvektion # Zukunft (?): Kühlung durch Verdampfung/Verdunstung Siehe auch: Trocknung, Thermik, Aufwind

Weblinks

- http://www.leben-begreifen.uni-bonn.de/42.html
- [http://wetterchronik.de/mm/wolken/20040531.htm Foto: Beispiel für meteorologische Konvektion, an "Haufenwolken" erkennbar] Kategorie:Thermodynamik Kategorie:Strömungslehre Kategorie:Meteorologie Kategorie:Astrophysikalischer Prozess ja:対流

Ozon

Ozon (O₃) (von griechisch ozein = riechen, aufgrund seines Geruchs) ist ein aus drei Sauerstoffatomen bestehendes, instabiles Molekül. Es ist ein starkes Oxidationsmittel. Ozon ist bei Zimmertemperatur und normalem Luftdruck gasförmig. Aufgrund seiner oxidierenden Wirkung ist es für den Menschen giftig (MAK-Wert = 0,2 mg/m³). Häufig bei Ozonaufnahme ist heftiger Schläfenkopfschmerz. Der Geruch ist charakteristisch stechend-scharf. Die Geruchsschwelle liegt bei 40 µg/m³, allerdings gewöhnt man sich schnell an den Geruch und nimmt ihn dann nicht mehr wahr. O₃, die allotrope Form von Disauerstoff O₂, ist bei Raumtemperatur ein instabiles, blaues, diamagnetisches Gas, das unterhalb von -192,5 °C (80 K) zu einem schwarzvioletten Feststoff kondensiert, der zu explosionsartiger Zersetzung zu O₂ neigt. Das gewinkelte Molekül bleibt im Festkörper erhalten, der O-O-Abstand beträgt 128 Picometer, der Winkel zwischen den drei Sauerstoffatomen 117°. Ozon unterhält die Verbrennung sehr viel stärker als Disauerstoff, etliche Materialien flammen schon bei Raumtemperatur bei Kontakt auf. Ozon ist geruchlos, was man jedoch riecht, ist die oxidierte Nasenschleimhaut.

Vorkommen

Ozon bildet sich in der Atmosphäre vor allem auf drei Arten:
- Energiereiche Sonnenstrahlung spaltet Sauerstoff-Moleküle in der Stratosphäre in zwei einzelne Atome, die sich jeweils mit einem weiteren Sauerstoff-Molekül zu Ozon vereinigen.
- In Erdnähe bildet sich Ozon aus einer Reaktion zwischen Stickstoffdioxid NO₂ und Sauerstoff O₂ unter dem Einfluss von UV-Strahlung.
- Durch ein Gewitter: Dieses lässt bei seiner Entladung (Wolke mit Erde) durch den elektrischen Strom Ozon (aber auch Salpetersäure und andere Stoffe) entstehen. Grundsätzlich ist Ozon in der Stratosphäre erwünscht, weil es dort das schädliche UV-Licht der Sonne absorbiert (siehe Ozonschicht). In Erdnähe ist es jedoch als Umweltgift unerwünscht, insbesondere bewirkt die lokal sehr unterschiedliche Ozonbelastung Reizungen der Atemwege, erhöhte Korrosion und Baumsterben. In Reinluftgebieten ist die Ozon-Konzentrationen im Sommer oft höher als in Städten, da UV-Licht zur Ozon-Entstehung benötigt wird (sogenannter Photosmog) und sich in Städten gebildetes und durch Wind in Reinluftgebiete transportiertes Ozon langsamer abbaut. In Städten tragen hingegen Emissionen (Ruß etc.) zum Ozon-Abbau bei, da oxidierbare Stoffe in der Luft Ozonmoleküle zerstören. Pflanzen produzieren deshalb Terpene und Isoprene damit die Blattoberfläche vor dem Ozon geschützt ist. Die Verweilzeit ist abhängig von der Luftgüte. Je weniger oxidierbare Stoffe vorhanden sind, um so größer ist die Verweilzeit. Das FCKW wird durch UV-Strahlung aufgespalten, wodurch ein freies Chloratom entstehen kann.

Entdeckung

Ozon wurde 1839 von Christian Friedrich Schönbein entdeckt. Die Abbaureaktionen von Ozon durch Stickoxide wurden 1970 erstmals von Paul Josef Crutzen (Nobelpreis für Chemie 1995) beschrieben. Die Maßeinheit zur Angabe der Ozonmenge in der Atmosphäre ist die Dobson-Einheit.

Labordarstellung

Ozon kann aus der Reaktion von Kaliumpermanganat und konzentrierter Schwefelsäure gewonnen werden (nur geringste Mengen herstellen und kühlen!). Dabei entsteht als Zwischenprodukt das instabile Manganheptoxid Mn₂O₇ (Vorsicht!!!), das bei gewöhnlicher Temperatur in Mangandioxid und Sauerstoff zerfällt, der reich an Ozon ist. Bei der Elektrolyse von verdünnter Schwefelsäure (ca. 20%) entwickelt sich an einer Gold- oder Platinanode Ozon, ganz besonders, wenn diese so weit verkleinert wird, daß dort die Stromdichte hohe Werte erreicht. Bei guter Kühlung lassen sich so 4-5% Ozongehalt erreichen, womit man alle Reaktionen des Ozons ausführen kann. Über ausgefeilte Apparaturen (z.B. feine Platindrahtwendeln) und Kühlung auf -14 Grad Celsius lassen sich noch erheblich höhere Ozonkonzentrationen erreichen. Ozon läßt sich weiterhin über ultraviolettes Licht oder über stille elektrische Entladung herstellen. Entsprechende Geräte, Ozonisatoren, gibt es im Handel.

Industrielle Herstellung

Aufgrund seiner Instabilität kann Ozon nicht über längere Zeit gelagert oder wie andere industriell verwendete Gase in Druckflaschen gekauft werden. Vor seiner Anwendung (chemische Synthese, Wasseraufbereitung, als Bleichmittel etc.) muss es an Ort und Stelle mittels Ozon-Generatoren aus Sauerstoff-/Stickstoff-Mischungen mittels elektrischer Entladung erzeugt werden. Der Ozongehalt der resultierenden Gasmischung lässt sich über die angelegte Spannung und den Gasfluss einstellen. Wegen der hohen Reaktivität von Ozon sind viele Materialien nicht gegen Ozon beständig, Leitungen und Schläuche aus Teflon sind dagegen gut geeignet. Da Ozon sehr leicht an den Wänden der Apparaturen, auch aus Glas, zersetzt wird, kann man zur Verzögerung der Zersetzung die Rohrleitungen mit sirupöser Phosphorsäure beschichten.

Ozon in der Wasseraufbereitung

Bei der Wasseraufbereitung dient Ozon unter anderem zur umweltfreundlichen Oxidation von Eisen, Mangan, organischer Substanz und zur Entkeimung. So gehört eine Ozonierung in vielen Trinkwasserwerken zu den zentralen Aufbereitungsstufen (siehe Weblinks). Siehe auch: Wasseraufbereitung im Schwimmbad Auch in der Behandlung von kommunalen und industriellen Abwässern kommt Ozon zum Einsatz (Kläranlage). Ziele einer weitergehenden Ozonbehandlung des konventionell gereinigten Abwassers sind hierbei: (a) Abtötung pathogener Keime (Desinfektion) zur Sicherung des Vorfluters (z.B. in Hinsicht auf die Badegewässerrichtlinie) (b) oxidative Elimination / Transformation von nicht oder nur schlecht abbaubaren organischen Spurenstoffen (insbesondere Medikamentenrückstände). Ferner kann Ozon sehr gut in Verfahrenskombinationen mit nachfolgenden biologischen Systemen (Biofilter) eingesetzt werden, so beispielsweise bei der Oxidation des chemischen Sauerstoffbedarfs (CSB) zum biologischen Sauerstoffbedarf (BSB), der dann im Biofilter weiterverarbeitet wird. Ebenso findet Ozon in Fischkreisläufen in der Aquakultur oder Aquariensystemen Anwendung. Bei den meisten „chlorfrei“ benannten Produkten oder Verfahren wird Ozon eingesetzt, so zum Beispiel beim Bleichen von Papier. In diesem Zusammenhang ist oft von "aktivem Sauerstoff" die Rede.

Trivia

Bei älteren Fotokopierern sowie Laserdruckern kann man einen typischen Ozongeruch wahrnehmen. Das Funktionsprinzip der Geräte erfordert eine Ionisierung der Luft bei Spannungen von 5 – 15 kV. Dabei wird auch Ozon gebildet. Meist besitzen diese Geräte Ozonfilter, die das produzierte Ozon in Kohlendioxid umwandeln. Dennoch sollten diese Geräte möglichst nicht in unbelüfteten Räumen verwendet werden. Moderne Drucker und Fotokopierer arbeiten mit einer Transferrollentechnik, welche die Ozonbildung verhindert und die ältere Coronadrahttechnologie weitestgehend ersetzt hat.

Literatur

- Katrin Palitzsch, Sabine Göllner, Kristina Lupa, Jörg Matschullat, Corinna Messal, Kirsten Pleßow, Mandy Schipek, Ivonne Schnabel, Christian Weller, Frank Zimmermann: Ozon in Waldökosystemen aus atmosphärenchemischer und pflanzenphysiologischer Sicht. Umweltwissenschaften und Schadstoff-Forschung 17(4), S. 231 - 241 (2005), ISSN 0934-3504

Siehe auch

Ozonschicht, Ozonloch, Ozontherapie, Ozonolyse

Weblinks

- [http://www.env-it.de/luftdaten/start.fwd Umweltbundesamt:] Aktuelle Immissionsdaten aus den Messnetzen der Bundesländer und des UBA
- [http://www.seilnacht.com/Lexikon/Ozon.htm Thomas Seilnachts didaktische Medien:] Ozon und Ozonloch
- [http://www.onmeda.de/gesund_leben/reisemedizin/rund_ums_sonnen/achtung_ozon.html www.onmeda.de:] "Achtung Ozon"
- [http://www3.stzh.ch/internet/ugz/home/fachbereiche/luftqualitaet/schadstoffe/ozon_.html Stadt Zürich, Gesundheits- und Umweltdepartement:] Ozon
- [http://www3.stzh.ch/internet/ugz/home/fachbereiche/luftqualitaet/themen/smog0/sommersmog.html Stadt Zürich, Gesundheits- und Umweltdepartement:] Sommersmog
- [http://www.ozon-info.ch www.ozon-info.ch:] "Ozon schadet!" (Achtung - Webseite erlaubt im Browser kein Zurück!) Kategorie:Chemische Verbindung Kategorie:Gift Kategorie:Umweltschutz Kategorie:Meteorologie ja:オゾン ko:오존 ms:Ozon

Sonneneinstrahlung

] Die Sonnenstrahlung oder Solarstrahlung ist die Strahlung der Sonne. Sie hat ihr Maximum im sichtbaren Licht, umfasst aber auch andere elektromagnetische Wellen von Röntgen- und UV-Strahlung bis zu Radiowellen. Als Sonnenlicht werden neben der Sonnenstrahlung bezeichnet:
- das sichtbare Licht (Lichtspektrum) der Sonne.
- die durch die Erdatmosphäre gefilterte Sonnenstrahlung. Je nach Ort und Zeit ist die Wahrnehmung der Sonnenstrahlung durch das Klima oder weitere Bedingungen beeinflusst. Erreicht das Licht ungehindert durch Wolken die Erdoberfläche, herrscht dort Sonnenschein. Dieses Licht wird auch Direktstrahlung genannt. Licht, das über Reflexion an Wolken, Wasser- und Staubteilchen die Erdoberfläche erreicht, erzeugt die Diffusstrahlung. Diffusstrahlung und Direktstrahlung an einem Ort ergeben zusammen die dort einfallende Globalstrahlung.

Strahlungsgesetze und Strahlungsarten

Das Strahlungsmaximum liegt im gelb-grünen Licht, was sich aus der Sonnentemperatur von knapp 6000 °C und den Strahlungsgesetzen von Planck und Wien ergibt. Zusammen mit den roten und blauen Lichtanteilen empfinden unsere Augen diese Lichtstrahlung als weiß, während die nicht-sichtbare Strahlung großteils auf Infrarot entfällt, auf deren Wirkung die Wärmerezeptoren der Haut ansprechen. Von den kurzwelligeren Strahlen gelangt noch ein Teil des UV-Lichts zu uns (siehe Sonnenbrand und Ozonloch), während die vereinzelte Röntgenstrahlung von Sonneneruptionen (Flares) und die kosmische Strahlung (wie zum Beispiel Radio aktive Strahlung) von der Lufthülle abgeschirmt werden.

Die Solarkonstante

Hauptartikel: Solarkonstante Die gesamte Strahlungsleistung der Sonne, die pro Quadratmeter auf die Erde einfällt, wird durch die Solarkonstante beschrieben. Sie beträgt im Mittel :

E_0 = 1367\ \mathrm

. Ihr tatsächlicher Wert variiert jedoch um 3 bis 4 Prozent in beide Richtungen, weil sich der Abstand Erde-Sonne zwischen Januar und Juli von 147,1 bis 152,1 Millionen km ändert - also um ± 1,7 % (Exzentrizität der Erdbahn, siehe auch Milanković-Zyklen). Die Strahlungsleistung hängt allerdings auch von dem Winkel zur Sonne ab. Dieser verändert sich im laufe des Jahres. Zwischen September und März ist auf der Nordhalbkugel die Sonnenstrahlung weniger groß als auf der Südhalbkugel. Zwischen März und September ist dies genau umgekehrt. Der resultierenden Bestrahlungsstärke von 1.325 bis 1.420 W/m² überlagert sich noch ein quasi-periodischer Einfluss von 0,1 % wegen des 10-12jährigen Sonnenfleckenzyklus. Er wurde um 1700 erkannt und erstmals 1843 von Samuel Heinrich Schwabe in seiner Wirkung auf die Sonnenstrahlung untersucht.

Dämpfung durch die Atmosphäre

Die bis zur Erdoberfläche durchdringende Strahlung ist jedoch viel geringer, weil #die Erdatmosphäre und in ihr befindliche Aerosole die elektromagnetische Strahlung zu 20 bis 40 Prozent absorbieren bzw. ins All reflektieren, unter anderem in Abhängigkeit von der Bewölkung. #der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen nur in den Tropen bei idealen 90° liegen kann, siehe hierzu den nächsten Abschnitt und den Artikel Sonnenenergie. Steht die Sonne im Zenit, treffen auf Höhe des Meeresniveaus maximal etwa 800 W/m² ein, im Vergleich auf 3-4 km hohen Bergen jedoch etwa 1000 W/m². Wolken vermindern diesen Wert nochmals, doch geht der Erde dabei nur ein Teil der Energie "verloren" - nämlich jener Anteil, der ins Weltall zurück reflektiert wird. Das Air Mass gibt einen Wert für die Länge des Weges durch die Atmosphäre an.

Minderung durch schrägen Lichteinfall

Wesentlicher noch ist der Einfallswinkel der Sonnenstrahlung - der Winkel zwischen den Strahlen und dem Horizont. Fällt die Licht- und Wärmestrahlung schräg ein, verteilt sie sich über eine größere Fläche auf der Erdoberfläche. Dieser Effekt verläuft genähert mit dem Sinus des Höhenwinkels, hängt aber lokal natürlich auch vom Gelände ab. Wenn ein Berghang im Schatten liegt, wird dies großteils von den im prallen Sonnenlicht liegenden Hängen wettgemacht, doch entstehen Temperaturunterschiede und lokale Winde (siehe Aufwind, Segelflug). Der Einfluss der Jahreszeiten ist in den Tropen kaum merklich, weil der Sonnenstand dort zu Mittag immer steil ist und sich sein Sinus kaum ändert. Dagegen wirkt der Unterschied zwischen Sommer und Winter umso mehr, je näher man zu den Polen kommt. In Mitteleuropa steht die Mittagssonne im Sommer 60-65° hoch und strahlt bei idealen Bedingungen mit einer Bestrahlungsstärke von etwa 1000 Watt/m² herab, gemessen in der Horizontalen. Im Winter sind es nur 13-18° und selbst zu Mittag nur etwa 200 Watt/m² (ebenfalls in der Horizontalen gemessen). Für die Erwärmung der Erdoberfläche ist zusätzlich die Dauer des hellen Tages wichtig, die Ende Juni etwa 16 Stunden beträgt, im Dezember aber nur 8 Stunden. Daher liegt das Verhältnis der gesamten eingestrahlten Sonnenenergie zwischen diesen Monaten bei etwa 5:1 bis 10:1, wird aber durch Wärmespeicherung im Erdboden und vor allem in den Meeren gemildert. Betrachtet man die winterliche Situation nicht nur in der horizontalen Ebene, so ist die einfallende Energie natürlich höher. Normal zum Lichteinfall erreicht sie den Großteil der Sommerwerte, was über die Mittagsstunden zur Wärmeproduktion mit Solarkollektoren oder in Wintergärten nutzbar ist.

Strahlungsbilanz, Treibhauseffekt und Wetter

Die Temperatur der Erdoberfläche wird global von der Strahlungsbilanz bestimmt - dem Zusammenwirken von Absorption und Reflexion sowie Re-Emission und Streuung.
Die zur Erde kommende Sonnenenergie wird durch Wolken, Luft und Boden (hier besonders von Schnee) zu 30 % wieder in den Weltraum reflektiert (das heißt die Albedo der gesamten Erde ist 0,30). Die restlichen 70 % werden absorbiert: rund 20 % von der Atmosphäre, 50 % vom Erdboden. Letztere werden durch Wärmestrahlung und Konvektion wieder an die Lufthülle abgegeben. Würde alle diese Energie wieder zur Gänze in den Weltraum abgestrahlt, läge die mittlere Lufttemperatur bei -18 °C, während sie tatsächlich +15 °C beträgt. Die Differenz erklärt sich aus dem natürlichen Treibhauseffekt der Atmosphäre. Deren so genannte Treibhausgase - vor allem Wasserdampf und Kohlendioxid - erschweren die Abstrahlung im Infraroten. Sie werfen es zu 85 % wieder zur Erdoberfläche zurück, was zu einer Erwärmung um durchschnittlich 33 °C führt.
Diese Zahlen gelten nur für die Erde als Ganzes. Lokal und regional hängen die Verhältnisse von zahlreichen Faktoren ab:
- von der Albedo der Erdoberfläche, die vom 30 %-Mittel stark abweichen kann (beispielsweise Schnee 40 bis 90 %, Wüste 20 bis 45 %, Wald 5 bis 20 %)
- vom oben erwähnten Einfallswinkel der Sonnenstrahlen und der Dauer ihrer Einwirkung
- von Bewölkung und Luftfeuchtigkeit
- vom Wärmetransport durch Wind, von Luftschichtungen usw. Theoretisch sind diese Faktoren weitgehend modellierbar, doch nicht in allen Details wie Staueffekten an Gebirgen oder unregelmäßiger Bewegung von Tiefdruckgebieten. Für gute Vorhersagen benötigt die Meteorologie außer enormen EDV-Kapazitäten auch ein weltweit dichtes Raster von Messdaten über alle Luftschichten, was in der Praxis an Grenzen stößt.

Weblinks

[http://www.sfdrs.ch/sendungen/meteo/lexikon/strbilnz.html www.sfdrs.ch] - globale Strahlungsbilanz (mit Animation) Kategorie:Solarenergie Kategorie:Meteorologie

Strahlungsbilanz

Eine Strahlungsbilanz dient dazu, den Strahlungsaustausch eines Systems mit seiner Umgebung zu bilanzieren. Dabei wird die Strahlungsflüsse, die das System verlassen, gegen jene aufgerechnet, die von außen in das System einwirkt. Es handelt sich um eine besondere Form der Energiebilanz, die insbesondere dann angewendet wird, wenn andere Prozesse der Energie- und insbesondere Wärmeübertragung, wie zum Beispiel Wärmeleitung oder Konvektion, nicht auftreten bzw. keine Wikrung über die Systemgrenzen hinaus entfallten. Das wichtigste Beispiel ist die Strahlungsbilanz der Erde. Kategorie:Physik

Gefrierpunkt

Als Gefrierpunkt, Erstarrungstemperatur oder Festpunkt bezeichnet man die Temperatur, bei der ein Stoff gefriert, d.h. vom flüssigen in den festen Aggregatzustand übergeht. Der Gefrierpunkt ist abhänging vom Stoff und vom Druck und bei reinen Stoffen identisch mit dem Schmelzpunkt. Ein bekannter Gefrierpunkt ist der von Wasser bei 0 °C, siehe Eispunkt. Es ist jedoch möglich, eine Flüssigkeit auf eine Temperatur ein wenig unter dem Gefrierpunkt abzukühlen, ohne dass sie erstarrt. Eine solche unterkühlte Flüssigkeit erstarrt dann schlagartig bei geringsten Störungen. Kategorie:Schwellenwert (Temperatur)

Frost

Der Ausdruck Frost (german. Ableitung von frieren) bezeichnet das Einwirken von Kälte temperaturen auf Umwelt, Pflanzen und Boden. In den gemäßigten Breiten wird folgende subjektive Skala zur Beschreibung der Frosthärte benutzt.
- geringer Frost: 0 bis -2 Grad Celsius
- leichter Frost: -2 bis -5 Grad Celsius
- mäßiger Frost: -5 bis -10 Grad Celsius
- strenger Frost: -10 bis -15 Grad Celsius
- sehr strenger Frost: unter -15 Grad Celsius Sinken die Temperatur in 2 m Höhe unter 0 °C durch nächtliche Ausstrahlung bei wolkenlosem Himmel und in windgeschützten Lagen, spricht man von Nachtfrost. Dieser kann im Frühjahr zu Schäden im Wein- und Gartenbau führen. Bodenfrost bedeutet, dass die Temperatur, die 5 cm über dem Boden gemessen wird, unter den Gefrierpunkt sinkt, während die Temperatur der offiziellen Messhöhe von 2 m über der Null-Grad-Grenze bleibt. Unter anderem für Straßendecken ist es besonders schädlich, wenn die Temperaturen über längere Zeit um den Gefrierpunkt pendeln und es zudem feucht ist. Der Wechsel zwischen Frost und Tauwetter führt dazu, dass Wasser in winzige Spalten eindringt und dort gefriert. Eis hat eine geringere Dichte als Wasser, braucht also mehr Platz. Es dehnt die kaum sichtbaren Spalten mit enormer Kraft ein wenig aus, sodass beim nächsten Mal etwas mehr Wasser hinein passt. Nach vielen Wiederholungen entstehen so sichtbare Schäden, es kommt zur Frostverwitterung.

Frostwarnung

Für verschiedene Bereiche, wie insbesondere die Landwirtschaft, ist es wichtig schon im vornherein zu wissen, ob es zur Bildung von Frost kommen wird. Aus diesem Grunde wird eine Frostwarnung ausgesprochen, wenn Frost wahrscheinlich ist. Entscheidend hierfür ist nächtliche Tiefsttemperatur, die zum Beispiel über die Taupunktregel vorrausberechnet wird. Dabei existieren drei verschiedene Grade die durch Sterne symbolisiert werden: kein Nachtfrost (
- ), Nachtfrost möglich (
- ) und Nachtfrost sehr wahrscheinlich (
- ).

Siehe auch:

- Reif, Rauhreif, Tau, Frostbeule, Frostschutz Kategorie:Wortexport Kategorie:Meteorologie Kategorie:Kälte ja:霜

Albedo

Die Albedo (von lat. albidus, weiß) ist ein Maß für das Rückstrahlvermögen von diffus reflektierenden (remittierenden), also nicht spiegelnden und nicht selbst leuchtenden Oberflächen. Es werden verschiedene Arten der Albedo unterschieden: :
- Die geometrische Albedo (auch visuelle geometrische Albedo genannt) ist der von einer senkrecht bestrahlten Kugelhalbfläche diffus in den Halbraum gestreute Bruchteil der auffallenden Lichtmenge, im Verhältnis zur Rückstrahlung einer weißen, diffus reflektierenden Halbkugel mit der gleichen Größe und in der gleichen Entfernung mit dem Phasenwinkel 0° zum Beobachter. :
- Die sphärische Albedo (auch Bondsche Albedo genannt) ist das Verhältnis der von einer Kugeloberfläche nach allen Richtungen gestreuten Lichtmenge zur parallel eingestrahlten Lichtmenge. :
- Die hemisphärische Albedo ist der Anteil des einfallenden Lichts, der von der Oberfläche in Abhängigkeit vom Einfallswinkel gestreut wird. Das Verhältnis der Rückstrahlung zur Einstrahlung kann theoretisch Werte von 0 bis 1 annehmen. Je größer der Anteil der reflektierten Strahlung ist, desto heller ist die Oberfläche und um so höher ist die Albedo. Die sphärische Albedo ist bei gleichem Material meist etwas größer als die geometrische. Der Zusammenhang zwischen ihnen wird mathematisch durch das sogenannte Phasenintegral vermittelt. In der Astronomie ermöglicht der Vergleich mit den Albedowerten irdischer Substanzen, Rückschlüsse auf die Beschaffenheit anderer planetarer Oberflächen zu ziehen. Gemäß der Definition der sphärischen Albedo ist die Voraussetzung von parallel einfallendem Licht wegen der großen Entfernungen der reflektierenden Himmelskörper von der Sonne als Lichtquelle sehr gut gegeben.

Wissenswertes

Die Venus besitzt mit einer mittleren sphärischen Albedo von 0,76 ein sehr hohes, der Mond mit durchschnittlich 0,12 ein sehr geringes Rückstrahlvermögen und die Erde hat eine mittlere sphärische Albedo von 0,39. Der höchste bisher gemessene Wert fällt mit 0,99 auf den Saturnmond Enceladus. Wenn Wärme durch Strahlung zugeführt wird und hauptsächlich durch andere Prozesse abgeführt wird, erreichen Oberflächen mit geringerer Albedo höhere Temperaturen (vgl. Asphalt und Schnee). Wenn Wärme hauptsächlich durch andere Prozesse zugeführt wird und (u. A.) durch Strahlung abgeführt wird, erreichen Oberflächen mit geringerer Albedo geringere Temperaturen (das ist auch der Grund, warum die Kühlkörper elektronischer Geräte meistens schwarz sind). Glatte Oberflächen, wie Wasser, Sand, Schnee haben einen relativ hohen Anteil spiegelnder Reflexion, ihre Albedo ist deshalb stark abhängig vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlung (siehe Tabelle).

Literatur

Joachim Gürtler und Johannes Dorschner: Das Sonnensystem., Barth (1993), ISBN 3335002814

Weblinks

- [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/3__Sonne_und_Wolken/-_Albedo_3ao.html Max Planck Institut Mainz] Kategorie:Beobachtende Astronomie Kategorie:Physik ja:アルベド ko:반사율

Temperaturgradient (Meteorologie)

In der Meteorologie ist mit dem Temperaturgradienten in der Regel die vertikale Änderung der Lufttemperatur in der Troposphäre gemeint, der untersten Schicht der Erdatmosphäre. Der eigentlich messbare und damit statische Umgebungsgradient wird dabei von zwei dynamischen Gradienten unterschieden. In ihrem Zusammenwirken sind sie für die Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre verantwortlich. Der Temperaturgradient in der Horizontalen, also vor allem zwischen dem Äquator und den Polen, wird als meridionaler Temperaturgradient bezeichnet und spielt eine wichtige Rolle im Energiehaushalt der Erde.

Grundlagen

Theorie

Eng verbunden mit der Änderung der Temperatur in der Vertikalen sind einerseits die durch die Gravitation bedingte Änderung des Luftdrucks und andererseits indirekte Energietransportvorgänge über die latente Wärme innerhalb eines gasförmigen Mediums – hier der Luft. Es handelt sich also um ein Phänomen, dass nur auf Basis der Thermodynamik und der kinetischen Gastheorie erklärt werden kann. Als theoretische Grundlage dienen folglich die verschiedenen Gasgesetze. Für einfache Prozesse kann man die allgemeine Gasgleichung als Zustandsgleichung heranziehen, jedoch nur solange die Luft ein annähernd ideales Verhalten zeigt. Die Kopplung der Temperatur an den Luftdruck erklärt sich dabei über den Joule-Thomson-Effekt, also ein Phänomen, dass an reales Verhalten geknüpft ist. Der Joule-Thomson-Koeffizient der Luft ist dabei positiv, sie kühlt sich also ab wenn der Luftdruck sinkt und somit das Volumen zunimmt. Eine Luftdrucksenkung entspricht dabei einer Höhenzunahme sowie umgekehrt eine Luftdruckerhöhung einer Höhenabnahme, wobei sich die Luft dann folglich erwärmt. Voraussetzung hierfür ist, dass es sich um eine adiabatische Zustandsänderung handelt, dem Gas also keine Wärme von außen zugeführt oder entzogen wird. In Bodennähe zeigen sich die erwärmenden Effekte der Ausstrahlung, hier kann man also generell keinen adiabatischen Prozess veranschlagen. In der unteren Atmosphäre ist dies jedoch in der Regel möglich, da Luft ein sehr schlechter Wärmleiter ist. Zu berücksichtigen sind aber dynamische Prozesse wie zum Beispiel das Aufgleiten von Warmluft auf Kaltluft. In der Stratosphäre kann ein adiabatischer Gradient aufgrund des dortigen Ozons nicht vorausgesetzt werden. Zum Vergleich von Temperaturwerten, die an unterschiedlichen Orten und Höhen gemessen wurden, bedient man sich der potenziellen Temperatur.

Veranschaulichung

Um zu verstehen warum sich die Temperatur mit zunehmender Höhe ändert, hilft es sich einen aufsteigenden Wetterballon vorzustellen. In diesem Gedankenexperiment ist es dann notwendig den Ballon mit Luft zu füllen und etwas weniger realistisch anzunehmen, dass sich dessen Volumen beliebig ändern lässt, dessen Oberfläche also nicht starr ist und sich beliebig ausdehnen und zusammenziehen kann. Es handelt sich folglich um ein scharf begrenztes Luftpaket, dass isoliert von seiner Umgebung langsam an Höhe gewinnt. Am Boden wirkt der Luftdruck auf die Ballonhülle und presst diese auf ein bestimmtes Volumen zusammen. Mit zunehmender Höhe nimmt der Luftdruck jedoch ab. Daraufhin dehnt sich der Ballon aus, denn solange dessen Oberfläche einer Ausdehnung keinen Widerstand entgegen setzt, wie es zum Beispiel bei einem Heißluftballon der Fall wäre, gilt hier das Gesetz von Boyle-Mariotte. Luftdruck und Volumen sind also direkt voneinander abhängig. Es wird dem Ballon allerdings keine Energie zu- oder abgeführt, so dass man annehmen könnte die Temperatur der Luft würde sich dabei nicht verändern. Sie tut dies aber, denn in der Luft wirken Kräfte, die bestrebt sind, die Luftteilchen nahe beieinander zu halten. Wird das Volumen erhöht und somit der Abstand zwischen diesen Teilchen vergrößert, so muss hierfür folglich Arbeit verrichtet werden. Die hierfür notwendig Energie wird durch die Bewegungsenergie der Luftteilchen zur Verfügung gestellt, je mehr sie sich also voneinander entfernen, desto langsamer werden sie. Da die Temperatur nichts anderes als ein makroskopisches Maß für die mittlere Geschwindigkeit dieser Teilchen ist, sinkt sie mit dieser ab. Eine Änderung des Luftdrucks bewirkt daher auch immer eine Änderung der Temperatur. Die Änderung von Temperatur und Druck können selbst wieder Auswirkungen auf die Gase haben, denn diese kommen nur unter bestimmten Bedingungen als Gase vor. Dies zeigt sich beim Wasserdampf, denn nur er kann unter atmosphärischen Bedingungen zu flüssigem Wasser kondensieren oder zu Eis resublimieren. Da die dabei freiwerdende Wärme einen Einfluss auf die Temperatur hat, unterscheiden man trocken- und feuchtadiabatische Temperaturgradienten.

Trockenadiabatischer Temperaturgradient

Gesetz von Boyle-Mariotte Der trockenadiabatische Temperaturgradient gilt für adiabatisch-reversible und damit isentrope Bedingungen, ohne dass es zu Änderungen des Aggregatzustands kommt. Er wird für Höhenänderungen eines Luftpaketes verwandt, solange die relative Luftfeuchtigkeit unter 100 % Prozent bleibt, also keine Unterschreitung des Taupunkts und folglich Kondensation erfolgt. Die Herleitung des Gradienten basiert auf der Annahme eines idealen Gases und erfolgt über die Adiabatengleichung. Er ergibt sich dabei aus dem Quotienten der Schwerebeschleunigung und der spezifischen Wärmekapazität der Luft bei konstantem Druck. Die isentrope Änderung der Temperatur beträgt daher 9,8 Kelvin bzw. Grad Celsius je einem Kilometer Höhe. Als Vereinfachung veranschlagt man meist einen Gradienten von einem Kelvin je hundert Meter. Von großer Bedeutung ist das dieser Wert konstant bleibt, die Ab- bzw. Zunahme der Temperatur also linear verläuft.

Feuchtadiabatischer Temperaturgradient

Luft Für den feuchtadiabatischer Temperaturgradient gelten zwar ebenfalls adiabatische Bedingungen, doch dabei ausdrücklich für den Fall, dass eine Kondensation von Wasserdampf auftritt. Die im gasförmigen Aggregantzustand enthaltene Kondensationswärme (latente Wärme) wird dadurch frei und erhöht die Energie der verbliebenen Gasteilchen. Der Gradient wird durch diese zusätzliche Energiezufuhr abgeschwächt. Wie stark diese Abschwächung ist hängt wiederum von der Temperatur ab, denn je höher diese ist desto größer ist auch die Wasserdampfkapazität der Luft und desto mehr Wasserdampf kann folglich auch kondensieren. Bei hohen Temperaturen kann er daher unter 4 K/km betragen, bei einer Temperatur von -40 °C mit 9 °C/km aber auch dem trockenadiabatischen Gradienten recht nahe kommen. In der rechten Abbildung ist ein idealisierter Temperaturverlauf mit einem konstanten Gradienten von 6,5 °C dargestellt, was dem mitteleuropäischen Durchschnitt entspricht.

Umgebungsgradient

Der Umgebungsgradient, meist als geometrischer Temperaturgradient bezeichnet, stellt den eigentlichen Temperaturverlauf der Atmosphäre dar, so wie er von Radiosonden gemessen werden kann. Durch eine Vielzahl diabatischer, advektiver und konvektiver Prozesse kann er erheblich von den Modellvorstellungen eines trocken- oder feuchtadiabatischen Gradienten abweichen und auch deutlich um seinen eigenen Mittelwert streuen. Einen Gradienten der größer ist als der trockenadiabatische bezeichnet man dabei als überadiabatisch sowie dementsprechend einen niedrigeren Gradienten als unteradiabatisch. Betrachtet man die gesamte Troposphäre herrschen in unterschiedlichen Höhen zudem oft völlig unterschiedliche Gradienten, wobei sich in der Regel eine für die jeweilige Wetterlage charakteristische Abfolge einstellt. Auch eine Umkehr das Gradienten in Form einer Inversion ist dabei möglich. Aus den Unterschieden, die sich zu einem Luftpaket ergeben, das adiabatisch über dynamische Gradienten erwärmt oder abgekühlt wird, leitet sich die Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre ab. Kategorie:Meteorologie Kategorie:Atmosphäre

Luft

Luft bezeichnet das Gasgemisch der Erdatmosphäre und besteht hauptsächlich aus den zwei Gasen Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %). In vergleichsweise hohen Konzentrationen kommen ferner Argon (0,9 %) und Kohlenstoffdioxid (0,03 %) vor. Im natürlichen Zustand ist die Luft geruchs- und geschmacklos. Der in der Luft enthaltene Sauerstoff ist für alle aeroben Landlebewesen überlebensnotwendig. Alle Tiere benötigen ihn zur Atmung. Pflanzen benötigen das in der Luft enthaltenen Kohlenstoffdioxid zur Photosynthese. Für fast alle Pflanzen ist dies die einzige Kohlenstoffquelle.

Zusammensetzung

Die aktuelle Zusammensetzung der Luft in der Höhe von Normalnull ist in der rechten Tabelle wiedergegeben, wobei man zwischen Hauptbestandteilen und Spurengasen differenziert.

Stickstoff

Als ein chemisch inertes Gas ist der in molekularer Form auftretende Stickstoff äußerst reaktionsträge. Im Stickstoffkreislauf kann er nur durch die Prozesse der Stickstofffixierung in für Lebewesen nutzbare Verbindungen überführt werden, die ihn für den Aufbau ihrer Aminosäuren benötigen. Den gegenteiligen Prozess bezeichnet man als Denitrifikation. Technisch wird der Luftstickstoff über das Haber-Bosch-Verfahren zur Düngemittelherstellung verwendet. Diese Prozesse gleichen sich weitestgehend aus und haben rein mengenmäßig nur einen geringen Effekt auf die Konzentration des Stickstoffs in der Atmosphäre.

Sauerstoff

Sauerstoff stellt das wichtigste Oxidationsmittel dar und verleiht der heutigen Atmosphäre daher auch ihrer oxidierenden Charakter. Der Sauerstofff wird unter anderem für alle chemischen Verbrennungsvorgänge und die biologische Atmung benötigt. Gebildet wird er wiederum über die Photosynthese, wobei die hierüber im Laufe der Erdgeschichte hergestellte Menge etwa das zwanzigfache der heute in der Atmosphäre vorliegenden Menge beträgt.

Argon

Argon ist ein vergleichsweise gut wasserlösliches Edelgas, als solches jedoch reaktionsträge und ohne weitere Bedeutung.

Wasserdampf

Umgebungsluft ist nicht komplett trocken, deshalb enthält diese zusätzlich je nach Luftfeuchtigkeit null bis zu etwa vier Volumenprozent Wasserdampf, der Rest der Luft teilt sich dann nach den nach den in der Tabelle angegebenen Werten auf. Die üblichen Werte des Wasserdampfgehalts schwanken zwischen einem Zehntel Volumenprozent an den Pol