Wasserdampf in der Atmosphäre

• Kommt in allen drei Aggregatzuständen auf der Erde vor
• Schmelzpunkt (bei Normaldruck): 0 °C
• Siedepunkt (bei Normaldruck): 100 °C
• Mögliche Aggregatzustände
• unterhalb des Schmelzpunktes: fest, gasförmig
• oberhalb des Schmelzpunktes: flüssig, gasförmig
• oberhalb des Siedepunktes: gasförmig
• maximale Dichte bei 4°C
• Dipol: 104° Winkel zwischen den H Molekülen

• Im Wasser befinden sich alle Moleküle in ungeregelter Bewegung (= BROWN’sche Molekularbewegung)
• Wärmemenge = Gesamtsumme der Bewegungsenergie
• Durch Anheizung wird zusätzliche (Bewegungs-)Energie zugeführt, so daß sich die Teilchengeschwindigkeit erhöht => Abstand zwischen den Molekülen wird größer => Ausdehnung
• Oberflächenspannung wird durch van der Waal’sche Anziehungskräfte ausgelöst, da diese sich an der Oberfläche NICHT gegenseitig aufheben => Wassermoleküle werden innerhalb der Flüssigkeit gehalten, Oberflächenspannung muß überwunden um Wasser zu verdunsten => das schaffen nur die schnellen (energiereichen) Moleküle => Abkühlung durch Verdunsten
• Schnelle Wasser(dampf-)moleküle in der Atmosphäre können auch auf die Wasseroberfläche fallen => Temperaturerhöhung des Wassers durch Kondensation

Aggregatzustände des Wassers
Übergang flüssig -> gasförmig: Verdunstung
Übergang gasförmig -> flüssig : Kondensation
Übergang gasförmig -> fest: Sublimation

Durch Verdunstung erhöht sich die Anzahl der Wassermoleküle in der Atmosphäre, durch Kondensation erniedrigt sich dieser.

Der (Partial-)Druck den die gasförmigen Wassermöleküle ausüben heißt Dampfdruck.

Dampfdruck = Druck, der von in gasförmiger Phase vorliegenden Molekülen eines Stoffes ausgeübt wird

Der maximal mögliche Dampfdruck, also der Sättigungsdampfdruck ist eine Funktion der Temperatur:

-> keine lineare Funktion, sondern exponentieller Zusammenhang

Der tatsächliche Dampfdruck hängt vom verdampfbaren Wasser ab. Faustregel: pro 10 °C steigt der Sättigungsdampfdruck um einen Faktor 2.

Tabelle des Wasserdampfgehalts

Ab 0°C: van der Waal’schen Anziehungskräfte so stark ein, daß sie nur noch Schwing- und Drehbewegungen der Moleküle um räumlich fixierte Punkt möglich sind:

• Einordnung des Kristallgitters in eine feste geometrische Ordnung (Eiskristalle)
• Die Bewegungsenergie der eingefangenen Teilchen wird zum Teil freigesetzt (bei Maßeinheit 1 g = Erstarrungswärme); bei der Rückführung in die flüssige Phase wird diese Energie als Schmelzwärme (80 cal/g) wieder an die Moleküle abgegeben

Kristallisationskeime sind nötig: wenn zu Beginn der Kristallisation keine "Anlegestellen" (Eiskristalle oder Teilchen mit ähnlichem Raumgitter) verfügbar sind -> flüssiges Wasser bis –30°C

In Wolken findet man im Temperaturbereich zwischen 0° und –10°C oft Eis-, Wasser- und Dampfphase nebeneinander:

• Infolge der Anomalie des Wassers (1g/cm³ bei +4°C, Eis bei 0°C nur 0,91g/cm³ -> Eis schwimmt), weist die Oberfläche von Eis keine dichtere Molekülpackung als flüssiges Wasser auf ->; Sättigungsdampfdruck über Eis nur wenig kleiner als über flüssigem Wasser
• Die Energie die aufgebracht werden muß um Wasser von der festen in die gasförmige Phase zu bringen heißt Sublimationswärme (=Schmelzwärme + Verdampfungswärme = 680 cal/g)
• Es ist schwieriger die geordnete Packung zu überwinden, d.h. weniger Moleküle "schaffen" es ->; Sublimationswärme > Verdampfungswärme -> Energieverlust des Eises beim Übergang in die Dampfphase größer als bei unterkühltem Wasser
• Im umgekehrten Fall, also beim Übergang von Dampf zu Eis, wird dieselbe Sublimationswärme wieder frei

• Sättigungsdampfdruck über Eis ist etwas kleiner als über Wasser gleicher Temperatur -> Dampfdruckgefälle vom Wasser zum Eis -> Dampfdruck über dem Eis > als Sättigungsdampfdruck -> Reifbildung -> Eis wächst an auf Kosten des Wassers -> siehe Eisbildung im Kühlschrank

Wichtig für Wolkenbildung in der Atmosphäre: Dampfdrück über gekrümmten Flächen > Dampfdruck über geraden Flächen -> Transport in Richtung der weniger gekrümmten Fläche -> große Tropfen wachsen auf Kosten kleiner

Salze haben hygroskopische Wirkung -> Sättigungsdampfdruck über der Lösung ist geringer -> Wasseranlagerung an Lösungen mit hoher Salzkonzentration

Luftfeuchte: der wirkliche Wasserdampfgehalt der Luft (e); Gasgemisch aus trockener Luft und Wasserdampf

Tabelle verschiedener Feuchtebegriffe

Messung: Aßmann-Psychrometer, Haar-Hygrometer

Energieumsätze

Eis -> Wasser: Schmelzen 80 (cal/g); 49 (Eisen)
Wasser -> Eis: Gefrieren 80; 94 (Aluminium)
Wasser -> Dampf: Verdunsten 539 – 600; 51 (O2)
Dampf -> Wasser Verdampfen (bei 100°C) 539; 48 (N2)
Eis -> Dampf: Verdunstung 680; 327(Ammoniak)
Dampf -> Eis: Sublimation 680

Verteilung des Wasserdampfes in der Atmosphäre

• Horizontale Differenzierung in hohem Maße abhängig von der Temperaturverteilung und (in wesentlich geringerem Maße) von der Wasserverfügbarkeit
• Die niedrigsten Dampfdruckwerte treten im Winter in NE-Sibirien (0,1 mm Hg) und in der Antarktis auf (0,5 – 2mb)
• Die höchsten Werte treten in Äquatornähe über Wasserflächen auf (25 – 29mb) (Siehe Tabelle Weischet S. 159)
• Die Verteilung in vertikaler Richtung wird in erster Linie von der Temperatur und in zweiter Linie von den Austauschvorgängen bestimmt
• Größtes Gefälle über verdunstenden Flächen, wobei Inversionen des Feuchtegefälles nur selten und kurzfristig stattfinden

In der Regel nimmt der Wasserdampfgehalt mit der Höhe rasch ab
Inversionen treten in den Außertropen auf, wenn infolge zyklonaler Verwirbelung warm-feuchte Tropikluft über trocken-kalte Polarluft aufgleitet)
"Precipitable water" = mittlere Gesamtmenge an Wasserdampf in einer gegebenen Vertikalsäule über einem Ort (mm)

• bis in eine Höhe von 1500m (~ 850mb-Niveau) ist bereits die Hälfte, bis 3000m (~ 700mb-Niveau) bereits ¾ der Gesamtmenge an Wasserdampf enthalten
• obere Troposphäre ist also relativ wasserdampfarm

Verdunstung

Regeln:

• Warme Meere können mehr verdunsten als kalte

• Verdunstung ist zeitlich und regional um so größer, je mehr Strahlungsenergie zur Verfügung steht
• Verdunstung hängt auch wesentlich davon ab, wieviel Wasserdampf die Atmosphäre pro Zeiteinheit von einer verdampfenden Oberfläche aufnimmt (Aufnahmefähigkeit ist abhängig vom Sättigungsdefizit)

• Bei gleicher relativer Feuchte begünstigen hohe Temperaturen die Verdunstung
• Hohe Luftfeuchtigkeit reduziert die Verdunstung
• Hohe Windgeschwindigkeiten erleichtern den Transport in höhere Luftschichten (Feuchtegradient bleibt erhalten)
• Große Verdunstungsraten muß man in Regionen mit hoher Lufttemperatur und hoher vertikaler Absinkbewegungen trockener Luftmassen erwarten (diese Austauschvorgänge sind wiederum abhängig von der horizontalen Windstärke und der vertikalen Temperaturschichtung), sowie an den Ostküsten der Kontinente (im Herbst/Winter kontinentale trockene Luft streicht über warmes Wasser)

Bei der Verdunstung (=Evapotranspiration, ET) über vegetationsbestandenen Landoberflächen muß man zwischen potentieller und aktueller ET differenzieren

• Die potentielle Verdunstung ist die klimatisch mögliche Verdunstung bei gegebener Energiemenge ohne daß die Verdunstung durch Wassermangel limitiert ist
• Die aktuelle Verdunstung ist die tatsächliche Verdunstung einer gegebenen Ortes
• Pflanzen können den Verdunstungsstrom steuern. Die Verdunstung findet im wesentlichen an den Stomata statt. Die Verdunstung der Pflanzen heißt Transpiration, die Verdunstung von benetzten Oberflächen heißt Interzeptionsverdunstung, die Verdunstung der Bodenoberfläche bzw. Wasseroberfläche heißt Evaporation.
• Die Dichte des Vegetationsbestandes (vor allem die Menge der grünen Blätter pro m²) spielt eine bestimmende Rolle (Vegetationsbestände ohne Wassermangel haben i.d.R. eine deutlich höhere Verdunstung als offene Wasserflächen)
• Pflanzenspezifischer Transpirationskoeffizient

= Wasserverbrauch pro Gramm erzeugter Pflanzensubstanz

(Berechnung der potentiellen und aktuellen ET ist sehr schwierig. Den anerkannt besten Ansatz liefert die sog. Penman-Monteith Gleichung:

D = Steigung der Wasserdampfsättigungskurve; g = Psychrometerkonstante; Q = Strahlungsbilanz; B = Bodenwärmestrom; r = Dichte der Luft; c_p = Spezifische Wärme der Luft bei konstantem Druck; E_L = Sättigungsdampfdruck; e_L = aktueller Dampfdruck; r_a = aerodynamischer Widerstand; r_s = Bestandeswiderstand

Andere Verfahren:

• n. Thornthwaite:

  d = Tageslänge
  t_i = mittlere Lufttemperatur
  I = Wärmeindex, Summe von i=(t/5)^1,5
  a = Konstante, abhängig von I

• n. Haude:

(E-e)14 = Sättigungsdefizit um 14 Uhr
f = empirischer Faktor

Humidität, Aridität

Von besonderer Wichtigkeit für die ökologische Wertung einer Klimaregion ist das Problem der Humidität / Aridität:

Verschiedene Ansätze der Klassifizierung von Regionen in humid / arid:

PENCK

• Arid = Verdunstung ist im Flächenintegral und im langjährigen Mittel größer als der Niederschlag
• Humid = Niederschlag ist im langjährigen Mittel größer als die Verdunstung

KÖPPEN

• Trockengrenze = Grenzbereich zwischen humiden und ariden Gebieten kann man ziehen, wo der Jahresniederschlag in cm denselben Zahlenwert wie die doppelte mittlere Jahresmittel-temperatur plus einer Konstanten aufweist
• Winterregen: r = 2t + 0
• Ganzjahresregen: r = 2t + 14
• Sommerregen: r = 2t + 28

DE MARTONNE

Verteilung der Differenz zwischen Niederschlag und Verdunstung im Jahresgang

Bsp. Wasserbilanzgleichung für Deutschland (n. Hydrologischer Atlas der BRD, KELLER 1979)

Verdunstungsmittelwert ca. 480 mm/a
Maximum 560 mm/a
Minimum 460 mm/a

weiter mit: Entstehung horizontaler Luftdruckunterschiede