Physikalische Chemie. Peter W. Atkins
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Название: Physikalische Chemie
Автор: Peter W. Atkins
Издательство: John Wiley & Sons Limited
Жанр: Химия
isbn: 9783527828326
isbn:
| Verbindung | Anteil in | |
| Volumenprozent | Massenprozent | |
| Stickstoff, N2 | 78, 08 | 75, 53 |
| Sauerstoff, O2 | 20, 95 | 23, 14 |
| Argon, Ar | 0, 93 | 1, 28 |
| Kohlendioxid, CO2 | 0, 031 | 0, 047 |
| Wasserstoff, H2 | 5, 0 × 10-3 | 2, 0 × 10-4 |
| Neon, Ne | 1, 8 × 10-3 | 1, 3 × 10-3 |
| Helium, He | 5, 2 × 10-4 | 7, 2 × 10-5 |
| Methan, CH4 | 2, 0 × 10-4 | 1, 1 × 10-4 |
| Krypton, Kr | 1, 1 × 10-4 | 3, 2 × 10-4 |
| Stickstoffmonoxid, NO | 5, 0 × 10-5 | 1, 7 × 10-6 |
| Xenon, Xe | 8, 7 × 10-6 | 3, 9 × 10-5 |
| Ozon, O3: Sommer | 7, 0 × 10-6 | 1, 2 × 10-5 |
| Winter | 2, 0 × 10-6 | 3, 3 × 10-6 |
Die Temperatur der Troposphäre fällt von etwa 15 °C in Höhe des Meeresspiegels auf –57 °C am unteren Rand der Tropopause (11 km) ab. Auf der Kelvin-Skala sieht diese Änderung weniger eindrucksvoll aus; Maximum und Minimum liegen bei 288 K bzw. 216 K, der Mittelwert bei 268 K. Wenn wir annehmen, dass die Temperatur in der gesamten Troposphäre dem Mittelwert entspricht, so hängt der Druck p gemäß der barometrischen Höhenformel
von der Hohe h ab, wobei p0 der Druck in Hohe des Meeresspiegels ist. Die Konstante H ist ungefahr gleich 8 km (genauer gesagt H = RT/Mg, wenn M die mittlere Molmasse der Luft und T die Temperatur ist). Diese Beziehung resultiert aus dem „Wettstreit“ zwischen der potenziellen Energie der Molekule im Schwerefeld der Erde und der mischenden Wirkung der thermischen Bewegung; man kann sie auf der Grundlage der Boltzmann-Verteilung (siehe Prolog „Energie, Temperatur und Chemie“, sowie Abschn. 13.1) herleiten. Die barometrische Hohenformel gibt die beobachtete Druckverteilung gut wieder, sogar fur Bereiche weit oberhalb der Troposphare (Abb. A1). Daraus folgt, dass Luftdruck und Luftdichte in einer Hohe von h = H ln 2 (etwa 6 km) halb so hoch sind wie in Hohe des Meeresspiegels.
Abb. A1 Abhängigkeit des Luftdrucks von der Höhe über dem Boden entsprechend der barometrischen Höhenformel.
Örtliche Variationen des Drucks, der Temperatur und der Zusammensetzung der Troposphäre nehmen wir als „Wetter“ wahr. Als Modell zur Erklärung atmosphärischer Prozesse dient das Luftpaket. Je wärmer ein Luftpaket ist, desto geringer ist seine Dichte. Beim Aufsteigen dehnt sich das Paket adiabatisch (d. h. ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung) aus und kühlt dabei ab. Kalte Luft kann weniger Wasserdampf aufnehmen als warme; in der Höhe kondensiert der Dampf daher zu Wolken. Ein wolkiger Himmel ist deshalb ein Zeichen für aufsteigende Luftmassen, ein wolkenloser Himmel deutet oft auf absteigende Luftmassen hin.
Durch die Luftbewegung in großen Höhen können sich die Gasmoleküle in manchen Regionen anreichern, während andere Regionen Moleküle verlieren. Auf diese Weise entstehen Hochdruck- und Tiefdruckgebiete (Antizyklone bzw. Zyklone). Auf Wetterkarten (Abb. A2) werden Linien konstanten Drucks eingezeichnet, die sogenannten Isobaren; die länglichen Hoch- und Tiefdruckzonen nennt man Hochdruckrücken bzw. Tiefdruckrinnen.
Abb. A2 Eine typische Wetterkarte, hier für den Nordatlantik und angrenzende Gebiete gezeigt. Aktuelle Wetterkarten können Sie jederzeit beim Wetterdienst abrufen.
Horizontale Druckunterschiede führen zu Winden (Abb. A3). Die Winde, die auf der Nordhalbkugel aus nördlichen und auf der Südhalbkugel aus südlichen Richtungen wehen, werden nach Westen abgelenkt, während sie aus Gebieten mit langsamer Erdrotation (an den Polen) in Gebiete mit schneller Rotation (am Äquator) wandern. Dabei ist die Windrichtung ungefähr parallel zu den Isobaren; auf der Nordhalbkugel ist der Luftdruck links von dieser Richtung niedriger, auf der Südhalbkugel rechts davon. Unmittelbar über der Erdoberfläche, wo die Windgeschwindigkeit geringer ist, steht die Windrichtung nahezu senkrecht auf den Isobaren, vom höheren zum niedrigeren Druck zeigend. Insgesamt bewirken diese Luftbewegungen auf der Nordhalbkugel eine in Uhrzeigerrichtung spiralförmig nach außen weisende Strömung der Luft um ein Hochdruckgebiet und eine entgegen der Uhrzeigerrichtung spiralförmig nach innen gerichtete Strömung um ein Tiefdruckgebiet.
Abb. A3 Luftströmungen („Wind“, angedeutet durch die roten Pfeile) um Hoch- und Tiefdruckgebiete auf der Nordund der Südhalbkugel der Erde.
Der Verlust an Gasmolekülen in einem Hochdruckgebiet wird durch den Zustrom von Molekülen aus anderen Regionen ausgeglichen. Diese Moleküle sinken nach unten. Wie bereits erwähnt, bewirken absinkende Luftmassen einen wolkenlosen Himmel; da sie sich auf dem Weg nach unten außerdem durch die Kompression erwärmen, sind Hochdruckgebiete mit höheren Temperaturen an der Erdoberfläche verbunden. Im Winter kann kalte Oberflächenluft das Absinken verhindern. Dann kommt es zu einer Inversionslage: Eine kalte Luftschicht ist von einer wärmeren überlagert. Auch durch geografische Gegebenheiten kann kühle Oberflächenluft unter wärmeren Schichten eingeschlossen werden. Dort können sich Luftschadstoffe wie z. B. der photochemische Smog anreichern.
Schlüsselkonzepte
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