SNEŽANA BULAJIĆDR BRANISLAVA LALIĆ

EINE EINFÜHRUNG IN DIE METEOROLOGIE UND PHYSIK

DER ATMOSPHÄRE FÜR SCHÜLER DER MITTELSTUFE UND STUDENTEN IM ERSTEN

JAHR

Novi Sad, 2018

AutoriSnežana Bulajić

Gimnazija Jovan Jovanović Zmaj u Novom SaduProf. dr Branislava Lalić

Poljoprivredni fakultet u Novom Sadu, Departman za ratarstvo i povrtarstvo

Glavni i odgovorni urednikProf. dr Nedeljko Tica

Dekan Poljoprivrednog fakulteta u Novom Sadu

Recenzentidr Igor Balaž

Poljoprivredni fakultet u Novom Sadu, Departman za ratarstvo i povrtarstvo

Prof. dr Maja StojanovićPrirodno-matematički fakultet u Novom Sadu,

Departman za fiziku

IzdavačUniverzitet u Novom Sadu, Poljoprivredni fakultet u Novom Sadu

Štampanje odobrilaKomisija za izdavačku delatnost,

Poljoprivredni fakultet u Novom Sadu u sastavu:dr Ljilјana Nešić, redovni profesor, predsednik

dr Milica Rajić, redovni profesor, člandr Branislav Vlahović, redovni profesor, član

dr Nada Plavša, vanredni profesor, član

Tiraž200 komada

Štampa

Momčila Tapavice 2, Tel.: +381 21 499-461www.sajnos.co.rs

ISBN 978-86-7520-447-3

Zabranjeno preštampavanje i fotokopiranje.Sva prava zadržavaju izdavač i autori.

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Typewritten text

Die Autoren bedanken sich bei den Gutachtern, den Professoren Maja Stojanović und Igor Balaž, für ihren wohlwollenden Rat und die professionelle Überprüfung des Manuskripts. Wir möchten auch Gena Litričin, pensionierter Physiklehrer, für die Kritik und Anregungen, die den Text von „The Guide“ verbessert haben, tiefe Dankbarkeit aussprechen.

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INHALT

Vorwort. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Klasse: 1

KRAFT. GRUNDGESETZDER DYNAMIK DER ROTATION. . . . . 13Atmosphärische Zirkulation und Winde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13Treibende Kräfte atmosphärischer Strömungen . . . . . . . . . . . . . . . 13

Klasse: 2

THERMODYNAMIK. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23Thermodynamische Erscheinungen und Wärmeeigenschaften einer Substanz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23Die Boden- und Lufttemperatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25Erwärmungund Abkühlung des Bodens . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26Erwärmung und Kühlung von Luft. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

MOLEKULARE THEORIE VON FESTKÖRPERN UNDFLÜSSIGKEITEN UND PHASENÜBERGÄNGE . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Verdunstung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32Kondensation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33Gesättigte Luft . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33Luftfeuchtigkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34Begleitende Prozesse des Wasserkreislaufs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36Atmosphärische Verdampfung und Kondensation . . . . . . . . . . . . 37

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THERMODYNAMIK. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39Thermodynamisches Gleichgewicht und Prinzipien derThermodynamik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39Wolken und Niederschläge - Einführung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40Adiabatische Prozesse undatmosphärische Stabilität . . . . . . . . . . . 40Die Wolken und ihre Bildung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

ELEKTROSTATIK UND ELEKTRISCHER STROM . . . . . . . . . . . . . 47Die atmosphärische Elektrizität. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47Blitzentstehung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48Elektrische Ladungen in der Atmosphäre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49Elektrische Entladung in der Donnerwolke und in der Atmosphäre. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50Blitzarten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52Elektrische Entladungen vom Boden aus in Richtung Wolke. . . . 57Kugelblitz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57Neue Blitzarten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

Klasse: 3WELLENOPTIK . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65

Die Atmosphäre und ihre Einteilung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65Lichtspektrum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66Lichtdispersion. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68Reflexion, Brechung, Absorption von Licht. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69Lichtstreuung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75Optische Erscheinungen in der Atmosphäre. . . . . . . . . . . . . . . . . . 78Zerlegung von Licht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79Regenbogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81Fata Morgana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84Halos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86Das Blau des Himmels, Morgenrot und Abendrot . . . . . . . . . . . . . 89Polarlicht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92

ELEKTROMAGNETISCHE WELLEN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95Spektrum elektromagnetischer Wellen. Spektrenarten . . . . . . . . . 95

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Die Absorption der UV-Strahlung als ein Faktor bei der Entstehung des Lebens auf der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97Absorptionsspektrum der Atmosphäre. Bedeutung der Ozonschicht. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99Treibhauseffekt / Glashauseffekt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99Kurzwellige und langwellige Strahlung in der Atmosphäre . . . . 100Energiebilanz. Einfluss der Strahlung auf die Vegetation undEinfluss der Vegetation auf die Strahlung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103

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VORWORT

Die Internationalisierung von Wissenschaft und Bildung in der zweiten Hälfte des XX. Jahrhunderts hat zu einer exponentiell wach-senden Vergrößerung wissenschaftlicher Erkenntnisse geführt. Mit der Entstehung des Internets und der sozialen Netzwerke wurde der Informationsaustausch in dessen Umfang wie nie zuvor in der Mensch-heitsgeschichte vergrössert und hat den Erwerb wissenschaftlicher Kenntnisse in den entferntesten Ecken der Welt ermöglicht.

Auf der Universitätsebene bestehen keine nationalen Grenzen mehr. Fraglich ist aber, ob das bestehende Schulsystem die Schüler in der Mittelstufe zum Studium an der „Universität ohne Grenzen“ aus-reichend befähigt?Für persönliche und professionelle Entwicklung von Studierenden ist es nötig, gute Kenntnisse in den Grundwissenschaften und in der internationalen Kunst mitzubringen, aber auch Gedanken-freiheit, Dialogbereitschaft sowie einen guten Einblick in die aktuellen Probleme in der Welt.

Es ist die Zeit gekommen, das traditionelle Paradigma der Schul-bildung zu ändern. Die Unterrichtspläne und die Unterrichtsprogram-me einzelner Fächer sowie begleitende Lehrbücher können nur als eine grobe Skizze und nicht als genauer Hinweis bei der Durchführung des Unterrichts verstanden werden.

Das Ziel dieser Publikation besteht darin, den Schülern und Physiklehrern der Mittelschule die Themen aus dem Bereich der Meteorologie bzw. der Atmosphärenphysik näherzubringen, und auf diese Weise die aktuellen wissenschaftlichen Herausforderungen (Wirkungsmechanismusvon Treibhausgasen, Ursachen und Folgen von Klimaänderungen) in den Physikunterricht einzuführen.Das Buch soll

auch den Studierenden helfen, die Kluft zwischen erworbenen Schul-kenntnissen und erforderlichem Vorwissen für einen Meteorologie-Kurs zu überwinden.

AutoriSnežana Bulajić

dr Branislava Lalić

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KLASSE

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1Unterrichtsthema:

KRAFT. GRUNDGESETZDER DYNAMIK DER ROTATION.

Unterrichtseinheiten:1. Die Reibungskraft2. Die Druckgradientkraft3. Die Zentrifugalkraft4. Die Corioliskraft

Atmosphärische Zirkulation und Winde

Der Wind tritt in unterschiedlicher Gestalt in Erscheinung. An-gefangen von permanenter Luftzirkulation und lokalen Brisen bis zu globalen Windsystemen und allgemeiner Zirkulation der Atmosphäre.Wind ist eine horizontale Luftströmung, die sich immer vom Gebiet mit hohem Luftdruck zum Gebiet mit niedrigem Luftdruck bewegt.In ei-nem größeren Maßstab werden die Luftmassen (von der Corioliskraft) abgelenkt, sodass die Windrichtung quasi parallell zu den Isobaren er-folgt. Diese Druckunterschiede, sowohl auf globaler als auch auf lokaler Ebene, lösen dann eine Luftströmung aus. Unabhängig davon, was den Druckunterschied hervorruft, er ist der wichtigste Faktor für die Win-dentstehung. Die Winde unterliegen den wechselhaften Naturkräften und die Topographie der Landschaft modifiziert sie. Die atmosphäri-sche Zirkulation ist ein Ergebnis der Wirkung verschiedener Kräfte wie die Coriolis-, Zentrifugal-, Druckgradient- und Reibungskraft.

Treibende Kräfte atmosphärischer Strömungen

Die Reibungskraft.Die Reibung stellt sich dar als Widerstand, der bei der Berührung zwischen sich zueinander bewegenden Körpern auftritt.

Als äußere Reibung bezeichnet man eine Wechselwirkung zwi-schen Festkörpern, die an der Berührungsfläche aufgrund von Ober-flächenrauheit auftritt. Wenn es um die Wechselwirkung zwischen den gleichen Fluidschichten (Flüssigkeit oder Gas) geht, dann spricht

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1man von innerer Reibung.Bewegt sich ein Festkörper durch das Fluid entsteht immer die Widerstandskraft, welche als eine Sonderform der Reibungskraft zu betrachten ist.

Die Entstehung der inneren Reibung zwischen zwei Fluidschichten nennt man die Viskosität und tangentiale Kräfte, die dabei entstehen, die viskosen Kräfte. Die Viskosität, vom Standpunkt der Molekular-physik, ist die Folge der Wirkung der zwischenmolekularen Kräfte und der Wärmebewegung der Moleküle.Die Molekülgruppen, die von einer Schicht in eine andere übergehen, bewirken Impulsänderungen dieser Schichten und stellen in einem bestimmten Zeitintervall Visko-sitätskraft dar als Ergebnis der Interaktion der Schichten untereinander.Die Viskosität von Gasen ist wesentlich geringer als die Viskosität von Flüssigkeiten, weil die Intensität der zwischenmolekularen Kräfte bei Gasen schwächer ist.

Die Fluid-Schichten bewegen sich infolge innerer Reibung mit un-terschiedlicher Geschwindigkeit, wobei die Viskositätskraft die gleiche Richtung hat, aber entgegengesetzt zu der Richtung der Bewegung des Fluids.Wenn die Geschwindigkeit der Schichten linear abnimmt, und entlang der Normalen zu der Richtung der Bewegung des Fluids zu Null wird, gilt das Newton’sche Viskositätsgesetz.

Fv= ηS(Δv/Δz), Es gilt: Fv- ViskositätskraftS- Größe der Kontaktoberfläche zwischen den Schichtenη- Viskositätskoeffizient des FluidsΔv/Δz- Geschwindigkeitsgradient entlang der Normalen zur Bewe-

gungsrichtung

Abbildung 1Geschwindigkeitsgradient zwischen den Fluidschichten entlang der Normalen zur Bewegungsrichtung

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1In der Erdatmosphäre tritt immer eine Reibungskraft auf, wenn

die bodennahe Luftschicht mit einem Hindernis, wie z.B. topographi-sche Hindernisse oder andere atmosphärische Schichten zusammen-trifft.Die Richtung der Reibungskraft ist entgegengesetzt zur Richtung der Luftströmung. Die Wirkung der Reibung bezieht sich nur auf eine dünne Luftschicht, welche mit der Erdoberfläche in Berührung steht. Der Grund liegt in der niedrigen Viskosität von Luft, weshalb diese Schicht als Viskose-Schicht bezeichnet wird. Die Reibungskraft nimmt proportional zur Geschwindigkeit der Luftströmung zu und hängt von der Struktur der festen Oberfläche ab bzw. von ihrer Rauhigkeit. Je rauer die Oberfläche, desto größer ist die Reibung, dementsprechend ist die Reibungskraft oberhalb der Gebirgsmassive höher als über Was-serflächen. Mit der Höhe nimmt die Reibungskraft (gemäß dem New-tonschen Viskositätsgesetz) ab; je ebener die Fläche ist, desto schneller kommt es zur Abnahme der Reibungskraft. So z.B. beträgt die Dicke der atmosphärischen Schicht, in der die Reibungskraft wirkt, etwa 2-3 km über den Gebirgsmassiven und nur 100 m über dem Ozean.

Die atmosphärische Schicht, in der die Wirkung der Reibungskraft spürbar ist, wird in der Meteorologie häufig Reibungsschicht genannt, während der reibungsfreie Teil der Atmosphäre als freie Atmosphäre bezeichnet wird.

Die Druckgradientkraft. Der atmosphärische Druck entsteht, wenn die Kraft der Luftsäule auf eine bestimmte Fläche wirkt. Aufgrund der Druckunterschiede zwischen zwei Punkten in horizontaler Richtung kommt es zur Luftströmung vom Punkt des höheren Druckes zum Punkt des niedrigeren Druckes.Es entsteht somit ein Druckgradient, der einen Vektor darstellt.

Die Kraft, welche infolge eines Druckgradienten die Luftbewegun-gen auslöst, wird Druckgradientenkraft genannt und sie zeigt die gleiche Richtung wie ein Druckgradient.Als mathematische Größe wirdein Gradient immer physikalische Größen verstärken, so dass die Druckgra-dientkraft immer in Gegenrichtung zumDruckgradienten orientiert ist.

Fx

dienten

Δp/Δx- horizontaler Druckgradient(x-Achse)ΔV-

/Δ V = -(Δp/Δx)Es gilt:

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1

Abbildung 2 Richtung der Wirkung der Druckgradientenkraft

Die Druckgradientenkraft in horizontaler Richtung ist die physika-lische Ursache für den Wind, während andere Kräfte wie die Reibungs- oder Corioliskraft nur bei bestehenden Luftbewegungen auftreten.Daher ist es besonders wichtig zu erfahren, wie diese Kraft entsteht.

Es kann z.B. die atmosphärische Luftschicht über der Lando-berfläche und dem Meer unmittelbar vor Sonnenaufgang betrachtet werden.Dann ist die Temperatur des festen Bodens auf dem gleichen Niveau mit der Wassertemperatur.Auf jeder Seehöhe, ist der Druck über der Landoberfläche und dem Meer gleich groß.Da kein horizon-taler Druckgradient vorhanden ist, entsteht auch keine Luftbewegung vom Festland auf das Meer und umgekehrt.

Mit dem Sonnenaufgang erwärmt sich, dank der niedrigeren spezi-fischen Wärmekapazität das Festland schneller als das Meerwasser. So wird die Temperatur über dem Festland höher als über der Meeresober-fläche, und es entsteht ein horizontaler Temperaturgradient. Die Luft über dem Festland erwärmt sich dann nur durch Konvektion und Kon-duktion, ihre Dichte nimmt ab und steigt auf.Durch den Zufluss von neuen Luftmassen entsteht in einer bestimmten Höhe ein gegenüber der Meeresoberfläche über dem Festland höherer Luftdruck , d.h. ein horizontaler Druckgradient entsteht.So strömt die Luft aufgrund der Druckunterschiede vom Festland auf das Meer, bzw. von der Stelle mit höherem Druck zur Stelle mit niedrigerem Druck.

Nachdem bestimmte Luftmassenaufgestiegen sind, nimmt die Luftdichte in Bodennähe ab, ebenfalls der Luftdruck. So entsteht der

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1zweite horizontale Druckgradient, der eine Luftströmung vom Meer in Richtung Festland verursacht, also von der Stelle mit höherem Druck zur Stelle mit niedrigerem Druck. Die Temperaturunterschiede zwischen zwei Stellen, an denen ursprünglich Windstille geherrscht hat, haben parallele aber entgegengesetzte Luftströmungenin größerer Höhe und in Bodennähe hervorgerufen.

Abbildung 3 Luftströmung vom Festland auf das Meer beim Sonnenaufgang

Zentrifugal- und Corioliskraft.Die Erde dreht sich um ihre eigene Achse, hat Normalbeschleunigung und zählt dadurch zu den Nicht-Inertialsystemen (Nicht-Inertialsysteme sind Bezugssysteme, die relativ zu einem Inertialsystem beschleunigt sind). Nach dem Trägheitsgesetz wirkt auf jeden Körper die Kraft, welche ihn zwingt, der Erdrotation zu folgen. InNicht-Inertialsystemen wirken inertiale Kräfte, deren Intensität von der Körpermasse und der Beschleunigung des Nichtin-ertalsystems abhängt, die Wirkungssrichtung dieser Kräfte ist stets entge-gengesetzt zu dem Nicht-Inertialsystem.

Betrachtet man die in direktem Kontakt mit der Erde stehenden Körper, merkt man keinen Einfluß der inertialen Kräfte auf sie, denn die Erde zwingt die Körper, infolge der obern erwähnten Zusammen-hänge, zur gemeinsamen Bewegung. Wenn es sich aber um Fluide han-delt, wie beispielsweise die atmosphärische Luftschicht oder Wasser der Hydrosphäre, dann zeigen sich die Folgen der Erdbeschleunigung wie z.B. der Einfluß von inertialen Kräften auf die Form ihrer Umlaufbahn.

Es wurden zwei Kräfte genannt, die durch die Erdrotation verur-sacht werden; die Zentrifugalkraft wirktauf alle auf der Oberfläche stationären und sich bewegenden Körper.Die zweite Kraft, die Corio-

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1liskraft wirkt dagegen nur auf die Körper, die sich relativ zur Erdober-fläche bewegen.

Die Zentrifugalkraft bezeichnet man als von der Drehachse nach außen gerichtete Trägheitskraft.,.Da die Gravitationskraft der Erde auf alle Teilchen der Luft wirkt und die Rolle der Zentripetalkraft spielt (Laufrichtung zum Mittelpunkt der Erde, Richtung Halbmesser der Erde), befinden sich alle Luftteilchen stets unter dem Einfluß der Gra-vitations- und Zentrifugalkraft.

Abbildung 4Richtung und Laufrichtung der Zentrifugal- und Zentripetalkraft

Fcf = mω2RcosθR steht für den Halbmesser der Erde, θ-der Winkel, den der Lage-

vektor mit der Äquatorialebene schließt (die geographische Breite).Die Corioliskraft tritt nur in Erscheinung bei Luftströmungen, die

Folge der Wirkung dieser Kraft ist die Krümmung der geradlinigen Laufbahn.

Die Intensität der Corioliskraft wird nach folgender Formel be-stimmt:

Fk= 2mvωsinθ

Daraus geht hervor:Die Corioliskraft wirkt nur auf bewegte Körper

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1

Die Intensität der Corioliskraft ist direkt proportional zu der Ge-schwindigkeit eines Körpers

mit zunehmender geographischer Breite nimmt die Intensität der Corioliskraft zu

Unter dem Einfluß der Corioliskraft wehen die Winde auf der Nordhalbkugel nach rechts, bzw. nach links auf der Südhemisphäre. Der Wirkungsraum der Corioliskraft kann sich über ein paar hundert Kilometern erstrecken, aber auch sich über den ganzen Planet aus-dehnen.Die Corioliskraft erreicht am Pol ihren stärksten Wert, zum Äquator hin wird sie immer kleiner, am Äquator ist die Intensität der Corioliskraft gleich Null. Im Gegensatz dazu ist der Effekt der Zentri-fugalkraft am stärksten am Äquator und an den Polen ist er gleich Null.

Abbildung 5Wirkung der Corioliskraft auf der Nord- und Südhemisphäre

Abbildung 6 Idealisierte Verteilung von Bodendruck und der permanenten Winde

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KLASSE

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2Unterrichtsthema:

THERMODYNAMIK

Unterrichtseinheiten:1. Die Änderung der inneren Energie ohne Verrichtung der Ar-

beit2. Wärmegleichgewicht3. Spezifische Wärmekapazität einer Substanz und molare Wär-

mekapazität

Thermodynamische Erscheinungen und Wärmeeigenschaften einer Substanz

Das Teilgebiet der Physik, das Wärmeerscheinungen auf makros-kopischem Niveau sowie thermische Eigenschaften von Substanzenun-tersucht, heißt die Thermodynamik. Die thermodynamischen Prozesse beruhen auf den Prinzipien der Thermodynamik.

Die wichtigsten Wärmeerscheinungen sind Wärmeaustausch, bzw. die Änderung der inneren Energie ohne Verrichtung der Arbeit durch Wärmeleitung, Wärmeströmung und Wärmestrahlung (respektive Konduktion, Konvektion, Strahlung,), und Einstellung des Wärme-gleichgewichts.Zur Beschreibung der thermischen Eigenschaften einer Substanz nutzt man physikalische Größen, die das Verhalten eines Festkörpers unter dem Einfluß der Wärme beschreiben, und zwar die spezifische Wärmekapazität einer Substanz, die molare Wärmekapazi-tät sowie ihr Verhältnis zueinander.

Konduktion, Konvektion und Strahlung.Die innere Energie der Gase entspricht der gesamten mittleren kinetischen Energie der Gasmoleküle, denn auf Grund der schwachen zwischenmolekularen Kräfteist die potentielle Energie ihrer gegenseitigen Wechselwirkung vernachlässigbar.Eine Änderung der inneren Energie erfolgt durch Wärmeaustausch eines Gases mit seiner Umgebung. Die Mechanismen, über welche die Energieänderung ohne Verrichtung der Arbeit erfolgt, sind Konduktion (Wärmeleitung), Konvektion (Wärmeströmung) und Strahlung (Wärmestrahlung).

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2Die Konduktionist charakteristisch für Festkörper.Wenn z.B. einem

Körper Wärme zugeführt wird, oszillieren seine Moleküle mit größerer Amplitude, weil ihre kinetische Energie erhöht wird. Dank den zwi-schenmolekularen Kräften wird die Energie auf die benachbarten Mo-leküle übertragen, die Einzelmoleküle bleiben aber fest an ihrer Stelle.

Die Konvektionbedeutet die Wärmeübertragung durch Flüssigkei-ten oder Gase.Zuerst werden jene Flüssigkeits- und Gasschichten erwärmt, die in der Nähe der Wärmequelle liegen. Ihre Dichte wird ge-ringer, sie steigen empor, und sie werden durch die kälteren, dichteren Schichten ersetzt. Dadurch entsteht eine Zirkulation. Im Unterschied zur Konduktion ändern die Flüssigkeits- und Gasmoleküle ihre Lage und “tragen” ihre Energie mit.

Die Strahlungentsteht dadurch, dass die Wärmestrahlung durch eine Substanz in Form von Partikeln der elektromagnetischen Strahlung (Photonen) übertragen wird.

Die Wärmeeigenschaften verschiedener Körper lassen sich durch physikalische Größen ausdrücken wie die spezifische Wärmekapazität einer Substanz (c) und die molare Wärmekapazität (C). Zahlreiche Werte von den erwähnten Größen weisen daraufhin, ob eine Substanz als guter oder als schlechter Wärmeleiter gelten kann.

Die spezifische Wärmekapazität einer Substanz gibt an, wie viel Wärme der Masseeinheit dieser Substanz zugeführt oder abgegeben werden soll, um deren Temperatur um einen Einheitswert (1K ili 10C) zu ändern.

Die molare Wärmekapazität ist eine Größe charakteristisch für alle Gase und zeigt, wie viel Wärme pro Mol eines Gases zugeführt oder abgegeben werden soll, um dessen Temperatur um einen Einheitswert (1K bzw. 10C) zu ändern.

Thermodynamisches Gleichgewicht oder Wärmegleichgewicht erfolgt durch den Wärmeaustauschzwischen thermodynamischen Systemen und mit der Umgebung.Wenn der Gleichgewichtszustand erreicht ist, dann ha-ben alle Teile des Systems die gleiche Temperatur mit ihrer Umgebung.

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2Die Boden- und Lufttemperatur

Die oben genannten Faktoren haben entscheidenden Einfluss auf die umliegende Pflanzenwelt.Die unmittelbare Lebensumgebung von Pflanzen bilden der Boden und die Atmosphäre. Durch Konduktion erfolgt der Wärmeaustausch zwischen Pflanze und Boden, mittels Kon-vektion mit den umgebenden Luftmassen.

Neben den üblichen thermodynamischen Größendefiniert man manche spezifische Größen, welche die Anwendung thermodynami-scher Gesetze in der Pflanzenwelt erlauben: Wärmeleitfähigkeit Khund-Thermodiffusion Dh.

Die Wärmeleitfähigkeit zeigt die Fähigkeit einer Substanz, Energie in Form von Wärme zu befördern. Definiert wird sie als Energie, die durch Wärmeleitung, pro Flächen- und Zeiteinheit, bei einem Temperaturun-terschied (der gegenüberliegenden Seiten) von 1K übertragen wird.

Die Thermodiffusionist eine Größe, welche thermische Trägheit aufweist und die Fähigkeit einer Substanz zeigt, Wärme zu leiten, im Verhältnis zu ihrer Speicherfähigkeit,. Definiert wird als das Verhält-nis von Wärmeleitfähigkeit zu der Dichte und zu der spezifischen Wärmekapazität eines Körpers.Diese thermischen Eigenschafteneiner bestimmten Substanz, z.B. des Bodens, hängen von der Feuchtigkeit ab, denn Wasser hat eine größere Wärmekapazität als andere Komponen-ten eines Bodens.

In der Tabelle 3.1. sind die typischen Werte der thermischen Größen für verschiedene Komponenten des Bodens und geologische Formationen aufgeführt.Die größte Wärmeleitfähigkeit besitzt dem-nach der Sandboden.

Typische Werte für die Dichte, r, spezifische Wärmekapazität, Ch, Wärmeleitfähigkeit, KhThermodiffusion, Dh, für verschiedene Kompo-nenten des Bodens und geologische Formationen.

ρ(103 kg m-3)

Ch(103 J kg-1 K-1)

Kb(J m-1 s-1 K-1)

Dh(10-6 m2 s-1)

Luft 0,00116 1,007 0,025 21,4Quarz 2,65 0,84 8,8 3,95

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2Humus 1,4 1,9 0,25 0,094Waser 1,00 4,22 0,57 0,14Eis 0,91 2,11 2,2 1,15

Erwärmungund Abkühlung des Bodens

Die Erwärmung und Abkühlung des Bodens sind das Ergebnis der Energiebilanz der Erdoberfläche.Da die elektromagnetischen Strahlen die Erde nicht durchdringen können, bleibt ein Teil der eingestrahlten Energie auf der Erdoberfläche und wird nach der Reflexion in Wär-me umgewandelt. Die intensive Erwärmung der Erdoberfläche und die Wärmeleitfähigkeit bestimmen das Temperaturprofil des Bodens.Die Absorption und Wärmeleitung sind durch die Eigenschaften der Oberfläche und des Bodens wesentlich beeinflusst wie z.B. Farbe und Rauheit, spezifische Wärmekapazität und Wärmeleitfähigkeit.

Farbe und Rauheit: dunkle Flächen können mehr Wärme absorbieren, wodurch sich ihre Albedo (Reflexionsvermögen) vermindert. Raue Flächen im Vergleich zu glatten Flächen desselben Bodens haben eine niedrigere Albedo, und zwar wegen der intensiven Absorption, die eine Folge der mehrfachen Reflexionund der Strahlungsabsorptionaufgrund der rauenFlächenelemente ist (siehe Kapitel 2).

Spezifische Wärmekapazität: im Vergleich zum Wasser hat der Boden eine niedrigere spezifische Wärmekapazität, was zur schnelleren Erwärmung/ Abkühlung der Erdoberfläche führt. Mit zunehmender Bodenfeuchtigkeit erhöht sich aber die Wärmekapazität des Bodens deutlich.

Wärmeleitfähigkeit: Die Feuchtigkeit des Bodens beeinflusst die Wärmeleitfähigkeit des Bodens.Die Energieübertragung von der Oberfläche in tiefere Erdschichten und umgekehrt verläuft besser bei feuchten Bedingungen.

Die Boden- oder Oberflächentemperaturist der Schlüsselfaktor, von dem die Temperatur der dünnen atmosphärischen Schichtin Bo-dennähe abhängt, welche für die Frost-Tau-Entstehung verantwortlich

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2ist.Die Temperatur in den tieferen Erdschichten ist mit der Erwärmung der Erdoberfläche eng miteinander verbunden sowie mit Bodenei-genschaften, die Einfluß auf die Wärmeleitung haben. Sowohl die Er-wärmung als auch die Bodeneigenschaften ändern sich im Laufe eines Tages bzw. eines Jahres, daraus ergibt sich dann das tägliche/ jährliche Bodentemperaturprofil.

Abbildung 1. Tägliche Schwankungen der Bodentemperatur unter der Grasflä-che und der Lufttemperaturen im Sommer 2016 in Goggendorf / Österrreich

(Quelle: BOKU-Met).

Im Laufe des Tages wird das Temperaturmaximum der Oberflä-chenschicht des Bodens ungefähr eine Stunde nach dem Sonnenhöchst-stand erreicht, während ein Minimalwert kurz vor Sonnenaufgang gemessen wird.Die zeitliche Verzögerung zwischen maximaler und minimaler Bodentemperatur steigt mit zunehmender Tiefe der Boden-schichten an.Es geht dabei um die notwendige Zeit zur Erwärmung der Bodenoberfläche und zur Wärmeübertragung durch die betrachtete Bodensäule, was von ihrer Wärmekapazität abhängt. Tägliche Schwan-kungen der Bodentemperatursind mit zunehmender Tiefe erheblich geringer, bis die Tiefe der konstanten Temperatur erreicht wird.Im Durchschnitt beginnt diese Schicht der konstanten Temperaturab einer Tiefe von 1m, in Abhängigkeit aber von der Bodenart, Feuchtigkeit, Jahreszeit und geographischer Breite.

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Abbildung 2. Saisonschwankungen der Bodentemperatur auf Tagesniveau in der Tiefe von 10 cm in Ridjica (Serbien) (2013-2017). (Quelle: PIS Vojvodina,

Serbien)

Der tägliche Gang der Bodentemperatur ist saisonal bedingt, was besonders an der obersten Bodenschicht zum Ausdruck kommt.Im Winter ist die Erwärmung bzw. die Abkühlung der obersten Boden-schicht im Laufe des Tages auf Grund der kürzeren Dauer und geringe-ren Intensität der Sonnenstrahlungdeutlich schwächer als im Sommer,. Die Tagesschwankungen der Bodentemperatur sind im Sommer viel größer als im Winter. DieTagesamplitude der Bodentemperatursteigt mit abnehmender geographischer Breite; je näher man dem Äquator kommt, desto größer wird die Erwärmung tagsüber bzw. Die nächtliche Abkühlung.D.h. in niedrigen geographischen Breiten liegt die Boden-schicht, in der eine konstante Temperatur herrscht, im Sommer tiefer.

Die Bodentemperatur erreicht auf der Nordhalbkugel das jährliche Minimum im Januar bzw. das jährliche Maximum im Juli.Jährliche Schwankungen der Bodentemperatur nehmen aber mit größerer Tiefe immer mehr ab, bis die Tiefe der konstanten Temperatur erreicht wird.Die jährliche Änderungen der Bodentemperatur sind ein kumulativer Effekt der täglichen Temperaturschwankungen und dringendeshalb in tiefere Bodenschichten als die Tagesvariationen.

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Abbildung 3. Jährliche Schwankungen der Bodentemperatur unter einer Grasfläche im Zeitraum 2001-2004 in Doksany (Tschechische Republik).(Quelle:

Mendel University, Brno)

Erwärmung und Kühlung von Luft

Die Mechanismen der Lufterwärmung und Luftkühlung: Konduktion – der Wärmeaustausch auf molekularer Ebene zwi-

schen oberer Bodenfläche und Atmosphäre durch eine sehr dünne Luftschicht (nur einige Millimeter dick);

Turbulentes Mischen – Energieaustausch (und Substanzaustausch) zwischen oberer Bodenfläche und Atmosphäresowiezwischenden verschiedenen atmosphärischen Schichtendurch turbulente Wir-bel innerhalb der atmosphärischen Grenzschicht. Die Dicke dieser Schicht variiert im Laufe des Tages, der typische Mittelwert liegt aber bei 1 km;

Konvektion – das Aufsteigen der warmen Luft und das Herabsin-ken der kalten Luft;

Strahlung – die Energieübertragung durch elektromagnetische Wellen, die in der Atmosphäre durch Absorption der Sonnen-strahlung und Rückstrahlung bestimmt sind.Die Bestandteile der Atmosphäre können ihre Erwärmung durch Strahlung wesentlich beeinflussen;

Advektion – in der Atmosphäre ist diese Form der Energieübertra-gung direkte Folge der Windaktivität, die Winde bringen nämlich Luftmassen anderer Temperatur aus einem Gebiet in das andere;

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2 Verdunstung und Kondensation –die Aggregatzustandsänderun-

gen von Wasser in der Atmosphäre, wodurch die Freisetzung von Energie oder deren Bindung in Form latenter Wärme erfolgt.Diese Form der Wärmeübertragung ist in der Atmosphäre eine wichtige lokale Energiequelle und Senke(23% der Solarkonstante).

Im Laufe des Tages erreicht die Lufttemperaturin einigen Metern Höhe und in Bodennähe das Tagesmaximumetwa 2 bis 3 Stunden nach dem Sonnenhöchststand, bzw. 1 bis 2 Stunden nachdem die Temperatur der Bodenoberfläche ihr Maximum erreichte. Diese Verspätung ist eine Folge der Tatsache, daß eine bestimmte Zeit notwendig ist, den Boden, durch die Sonnenstrahlen zu erwärmen und anschließend die Luft durch die Rückstrahlung dieser Wärme.Die Tagesschwankungen der Lufttempe-ratursind abhängig von der geographischen Breite (Temperaturschwan-kungen stärker ausgeprägt nahe dem Äquator), von der Jahreszeit (am stärksten im Sommer), von der Bodenart (am stärksten auf sandigen, vegetationsfreien Flächen oder felsigem Gelände), vom Relief (stärker in den Ebenen), von der Meereshöhe (stärker in geringerer Höhe), von der Bewölkung (stärker unter heiterem Himmel) und von der Vegetationsbe-deckung (stärker bei vegetationsfreiem Gelände). Die Tagesschwankung der Lufttemperatur ist aber schwächer oberhalb einer Wasserfläche (1,7 °C wird niemals überschritten) als oberhalb des festen Bodens.

Abbildung 4. Jährliche Schwankungen der mittleren Monatstemperatur von Luft und Boden im Zeitraum 2005-2011 für die Region Elba (Italien). (Quelle: Das

regionale Büro für Hydrometeorologie / Toskana)

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2Der Jahresamplitude der Lufttemperatur stimmt mit dem der Bo-

dentemperatur überein.Die stärkste Jahresschwankung maritimer Luft beträgt bis etwa 20 °C, während sie in den kontinentalen Gebieten bis 60 °C erreichen kann.Die Jahresschwankungen der Lufttemperatursind abhängig vonder geographischen Breite(Temperaturschwankungen we-niger ausgeprägt nahe dem Äquator), von der Bodenart (am stärksten auf sandigen, vegetationsfreien Flächen oder felsigem Gelände),von der Meereshöhe (stärker in geringerer Höhe),von der Bewölkung (stärker unter heiterem Himmel)und von der Vegetationsbedeckung (stärker bei vegetationsfreiem Gelände).

Das Vorhandensein großer Wasserflächen kann bedeutend die Tages- und Jahresschwankungen der Lufttemperatur beeinflussen. Aufgrund der großen spezifischen Wärmekapazität des Wassers, speichern die Ozeane im Laufe des Jahres 16-mal mehr Wärme alsder Boden. Deshalb brauchen große Wasserflächen im Frühjahr und im Sommer längere Zeit zum Erwärmen, und im Herbst/Winter werden diese Wasserflächen deutlich langsamer gekühlt. Im Laufe des Winters ist die Lufttemperatur wesentlich höher oberhalb einer Wasserfläche bzw. oberhalb der wasserbeeinflussten Gebieteals die Lufttemperatur im Kontinenteninneren.Andererseits ist die Lufttemperatur oberhalb einer Wasserfläche bzw. oberhalb der was-serbeeinflussten Gebiete im Laufe des Sommers auf niedrigerem Niveau, geprägt von schwächeren Tages- und Jahresschwankungen.

Abbildung 5. Jährliche Schwankungen der mittleren Monatlichen Lufttempera-tur im Jahr 2011 für die Region Elba (Italien) und Rimski Sancevi (Serbien). (Quelle: Das regionale Büro für Hydrometeorologie / Toskana) und das Büro

für Hydrometeorologie der Republik Serbien)

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2Unterrichtsthema:

MOLEKULARE THEORIE VON FESTKÖRPERN UND FLÜSSIGKEITEN UND PHASENÜBERGÄNGE

Unterrichtseinheiten:1. Verdunstung und Kondensation 2. Gesättigte Luft

Verdunstung

DieVerdunstung (oder Verdampfung) ist der Übergang von der flüs-sigen zur gasförmigen Phase einer Substanz.Der Verdampfungsprozeß läuft bei verschiedenen Temperaturen (Verdampfung an der Oberfläche) und auch bei der Siedetemperatur (turbulente Verdampfung, Sieden).

Die Verdampfung an der Oberfläche wird anhand der Molekular-physik erklärt.

In der Oberflächenschicht einer Flüssigkeit sind die Moleküle viel schwächer gebunden, weil sie nicht von allen Seiten gleichmäßig von Flüssigkeitsmolekülen umgeben sind.Diese Moleküle haben daher eine größere kinetische Energie, können sich leichter von der Flüssigkeit tren-nen und sie verlassen.Der Prozeß, bei dem die Moleküle die Flüssigkeit verlassen, bezeichnet man als Verdungstung (oder auch Verdampfung).

Die Verdampfungsrate bedeutet die Anzahl der Moleküle, die in der Zeiteinheit durch die Oberflächeneinheit aus der flüssigen in die Gasphase übergeht.Die Intensität der Oberflächenverdampfung ist abhängig von der Temperatur (bei höheren Temperaturen läuft die Ver-dampfung schneller, weil die Moleküle eine größere kinetische Energie besitzen), von der Art der Flüssigkeit (stärkere zwischenmolekulare Kräfte, die Verdampfung geringer, weil die Moleküle diese Kräfte über-winden müssen), von der Größe der freien Fläche einer Flüssigkeit (je größer die freie Fläche, umso höher die Verdampfungsrate, weil eine größere Anzahl der Moleküle in der Zeiteinheit die Flüssigkeitsober-fläche verläßt) und vom Dampfdruck oberhalb der freien Fläche einer Flüssigkeit (Dampfdruck größer, Verdampfungsrate geringer).

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2Da die Moleküle bei der Verdampfung die Flüssigkeit verlassen

und zwar jene mit der größten kinetischen Energie (die schnellsten Mo-leküle), nimmt die mittlere kinetische Energie der Flüssigkeit ab, bzw. die Temperatur der Flüssigkeit sinkt – die Flüssigkeit wird abgekühlt.

Kondensation

Als Kondensation bezeichnet man den Übergangvon der gasför-migen zur flüssigen Phase einer Substanz.

Im Dampf über der Flüssigkeit bewegen sich Moleküle chaotisch.Dabei nähern sich manche Moleküleder Flüssigkeitsoberfläche, deren Moleküle durch ihre intermolekulare Kräfte auf sie anziehend wirken, und sie ins Innere der Flüssigkeit ziehen. Die Kondensationsratebedeu-tet die Anzahl der Moleküle, die in der Zeiteinheit durch die Oberflä-cheneinheit vom gasförmigen in den flüssigen Zustand übergeht.Bei ei-ner hohen Dampfkonzentrationläuft der Kondensationsprozeß schnell ab.Die Kondensationsrate ist auch von der Art der Substanz abhängig sowie von der Dampftemperatur.

Die Temperatur hat einen höheren Einfluss auf die Verdampfung als auf die Kondensation, der Kondensationsprozeß ist durch die Frei-setzung der Wärme gekennzeichnet.

Gesättigte Luft

Mit Wasserdampf gesättigte Luftist der Zustand, bei dem der Dampf, sich im thermodynamischen Gleichgewicht mit der zugehöri-gen Flüssigkeit befindet. Die Anzahl der Moleküle, die in der Zeiteinheit die Flüssigkeit beim Verdampfen verlassen, ist in diesem Fall gleichder Anzahl der Moleküle, die wieder in der Zeiteinheit in die Flüssigkeit zurückkehren.Würde man so ein System sich selbst überlassen,dann gäbe es keine Veränderungen bezogen auf Temperatur, Druckbereich, Dampf- und Flüssigkeitsmenge

Der Zustand des thermodynamischen Gleichgewichts ist möglich nur bei einheitlicher Temperatur und einheitlichem Druck.Dieser Dampfdruck heißt Sättigungsdampfdruck. Seine Werte hängen von der Temperatur ab.

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2

Abbildung 1 Abhängigkeit Sättigungsdampfdruck zur Temperatur

Luftfeuchtigkeit

Beim Verdampfen nimmt die Luft das Wasser auf und dadurch entsteht die Feuchtigkeit der Luft.Bei einer bestimmten Temperatur kann eine bestimmte Luftmenge die maximale Menge an Wasserdampf enthalten, dann sagt man, dass die Luft gesättigt sei.Eine Senkung der Temperatur in einer bestimmten Luftmenge führt zur Übersättigung der Luft. Durch Überschreiten der Sättigungsgrenze wird der über-schüssige Wasserdampf kondensiert (es bilden sich Wassertropfen) oder sublimiert (es bilden sich feine Eiskristalle).

Das Phasenübergangsdiagramm Wasser – Wasserdampf zeigt, bei welchen Werten für Druck und Temperatur das Wasser einen flüssi-gen bzw. einen gasförmigen Zustand einnimmt, und wann die beiden Phasen im Gleichgewicht stehen.Jeder Punkt in der Grafik entspricht dem zwei-Phasen-Zustand, Wasser und Wasserdampf befinden sich im thermodynamischen Gleichgewicht.

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2

Abbildung 2 Gemessene Werte für den Wasserdampfdruck bei verschiedenen Temperaturen

Die Grafik zeigt, daß der Phasenübergang nicht nur durch Tempe-raturänderungen bewirkt wird, sondern auch durch Druckänderungen.Die Temperatur, bei der die Luft mit Wasserdampf gesättigt wird,heißt der Taupunkt.Maximaler Partialdruck und maximale Menge an Was-serdampf in der Luft hängen ausschließlich von der Temperatur ab, und ihre Werte sind für eine bestimmte Temperatur immer gleich. Bei einer höheren Temperatur sind maximaler Partialdruck und maximale Menge an Wasserdampf in der Luft größer.

Die Luftfeuchtigkeit ergibt sich aus dem Wasserdampfkreislauf in der Atmosphäre.Während der zahlreichen Prozesse, die ständig wechseln, verwandelt sich Eis zum flüssigen Wasser, flüssiges Wasser in Wasserdampf und umgekehrt.Das Wasser und die Luftfeuchtigkeit spielen zusammen im Lebenszyklus der Pflanzen eine wichtige Rolle, die Beeinflussung ist aber gegenseitig.

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2Begleitende Prozesse des Wasserkreislaufs

In welcher Übergangsphase sich das Wasser befindet (fest, flüssig oder gasförmig), hängt von den intermolekularen Kräften ab, die da-nach streben, Moleküle zu gruppieren, und ihre kinetische Energie, die eine Trennung der Moleküle ermöglicht, ist proportional zur Tempe-ratur. Falls die mittlere kinetische Energie größer ist als die Arbeit, die geleistet werden muss, um die intermolekularen Kräfte zu überwinden, kommt das Wasser in Dampfform vor.Ansonsten existiert das Wasser im flüssigen Zustand oder in Form von Eis.

Verdampfung. Es ist ein Prozeß, bei dem die Moleküle vom Flüs-sigkeitsspiegel (Wasser) getrennt werden, und zwar bei allen Tempe-raturen. Die Intensität des Verdampfungsprozesses bzw. die Verdamp-fungsrate hängt von der Wassertemperatur ab, aber auch vom Dampf-druckdefizit (VPD, die Fähigkeit der umliegenden Luft, verdunstende Wassermoleküle aufzunehmen). Man könnte daraus schließen, daß beim Dampfdruckdefizit, dessen Wert gleich Null ist, keine Verdamp-fung eintreten kann. Aber auch in diesem Fall kommt das Verdampfen zustande, denn die Moleküle mit kleiner kinetischer Energie, die sich in der Nähe der Wasseroberfläche befinden, werden von Flüssigkeits-molekülen “gefangen”. Auf diese Weise entsteht die Kondensation. Kon-densieren und Verdampfen spielen sich gleichzeitig ab, um welchen Prozess es sich jeweils handelt, ist von der Tatsache abhängig, ob eine größere Anzahl von Molekülen die Flüssigkeitsoberfläche verlassen oder in die Flüssigkeit zurückkehren. Bei einem konstanten Volumen und konstantem Druck wächst die Wahrscheinlichkeit für molekula-re Zusammenstöße und die Übernahme von anderen Gasmolekülen, während die mittlere kinetische Energie der Moleküle proportional vermindert wird. Da in diesem Fall die Temperatur sinkt, kann die Tatsache erklärt werden, warum der maximale Partialdruck vom Was-serdampf ausschließlich von der Temperatur abhängig ist und mit ihr sinkt. Demgegenüber wird die mittlere freie Weglänge (Molekülbahn) durch Anstieg des Atmosphärendrucks und bei konstanter Temperatur verkleinert, gleichzeitig wird die Intensität der Kondensation vergrö-ßert (größere Wahrscheinlichkeit für Zusammenstöße). Derselbe Ef-fekt wird bei dem konstanten atmosphärischen Druck und konstanter

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2Temperatur erreicht; je höher der Wasserdampfgehalt der Luft, desto größer ist die Wahrscheinlichkeit für molekulare Zusammenstöße.

Schmelzen. DerPhysikalische Vorgang, bei dem durch Zufuhr von Wärmeenergie die Intensität der intermolekularen Kräfte in genügen-dem Maße verringert wird, dass die Moleküle so weit voneinander entfernt sind, bis der charakteristische Abstand für flüssige Phase nicht erreicht ist. Der entgegengesetzte Vorgang wird Gefrieren genannt, und der direkte Übergang vom festen zum gasförmigen Zustand wird als Sublimation bezeichnet.

Atmosphärische Verdampfung und Kondensation

Die Erdoberfläche stellt eine ständige Quelle und Kluft für Energie und Feuchtigkeit aus der Atmosphäre dar. Die Verdampfung aus dem vegetationsarmen Boden oder von freien Wasserflächen wird durch die gleichen meteorologischen Bedingungen (Temperatur, VPD), aber auch durch die Eigenschaften eines Bodens wie z.B. Bodenart, Bo-denstruktur, Bodenfeuchte und das Vorhandensein von Grundwasser beeinflußt.

Das Wasser, welches von der Vegetation in die Atmosphäre freige-setzt wird, ist das Ergebnis zwei verschiedener Prozesse: der physika-lische Prozess der Verdunstung von Pflanzenoberflächenund physiolo-gischer Prozeß der Transpiration, bzw. Diffusion von Wasserdampf aus dem Pflanzeninnerendurch die Spaltöffnungen (Stomata). Die beiden Prozesse werden unter dem Begriff Evapotranspiration verstanden.

Die Kondensation wird durch Freisetzung latenter Wärme beglei-tet und stellt eine kraftvolle Energiequelle für die Atmosphäre dar. Die treibende Kraft der Tornados z.B. wird durch die Kondensation freige-setzt. Allgemein tritt Kondensation unter folgenden Bedingungen auf:

a) wenn feuchte Luft auf kalte Oberflächen trifftb) wenn die Lufttemperatur, aufgrund intensiver Ausstrahlung der

Kontaktflächegesenkt wirdc) wenn sich warme und kalte Luftmassen mischend) wenn die Luft gezwungen ist, die wegen Druckreduzierung

rasch sinkende Temperatur zu erhöhen, ohne die vorhandene

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2Wasserdampfmenge zu verlieren. Entsprechend der gegebenen Menge von Wasserdampf, wird im einem bestimmten Augen-blick, der Taupunkt erreicht.

Als Produkt der Kondensation, in der bodennahen Luftschicht, entsteht der Nebel. In Abhängigkeit von den Prozessen, welche zur Kondensation führen, und von der Differenz zwischen Lufttemperatur und Taupunkt, unterscheidet man verschiedene Nebelarten: advektiver Nebel, Strahlungsnebel, Frontalnebel und steigender Nebel.

Abbildung 3 Mechanismen der Entstehung von verschiedenen Nebelarten in der Atmosphäre

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2Unterrichtsthema:

THERMODYNAMIK

Unterrichtseinheiten:

1. Thermodynamisches Gleichgewicht2. Prinzipien der Thermodynamik3. Adiabatischer Prozess

Thermodynamisches Gleichgewicht und Prinzipien der Thermodynamik

Nach dem gegenseitigen Wärmeaustausch zwischen den Teilen des thermodynamischen Systems und der Umgebung wird thermo-dynamisches Gleichgewicht oder Wärmegleichgewichtfestgelegt. Ist das thermodynamische Gleichgewicht erreicht, haben alle Bestandteile des Systems und die Umgebung dieselbe Temperatur.Die Prozesse des Wärmeaustausches laufen im Einklang mit Prinzipien (Gesetzen) der Thermodynamik.

Der 1. Hauptsatz der Thermodynamik:

Die Wärmemenge (Q), die ein System in einem Prozess mit seiner Umgebung austauscht, wird einerseits zur Verrichtung von Arbeit (A) genutzt, und andererseits zur Änderung der inneren Energie (ΔU).

Q=A+ΔU

Der 2. Hauptsatz der Thermodynamikbestimmt die Richtung, in der ein thermodynamischer Prozeß ablaufen kann:

Die Wärme kann nicht von selbst von einem niederen zu einem höheren Temperaturniveau übergehen(Clausius’sches Postulat).Möglich ist nur ein spontaner Wärmeübergang vom Körper mit höherer Tempe-ratur zu Körper mit niedriger Temperatur.

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2Wolken und Niederschläge - Einführung

Unabhängig von ihrer Form, Höhe oder Farbe stellen die Wolken ein beeindruckendes Ergebnis der Kondensation von Wasserdampf dar. Das Vorhandensein von Wolken beeinflusst die Energiebilanz der At-mosphäre und der Erdoberfläche. Die schneeweißen Cumulus-Wolken verursachen mehrfache Reflexion der Sonnenstrahlung und bewirken eine vergrößerte Intensität.

Die Niederschläge sind das Ergebnis der Kondensation vom Wasserdampf in der Atmosphäre, der in fester oder flüssiger Form aus Wolken auf die Erde fällt. Bevor die Wolkenbildung und die Ent-stehung von Niederschlägendetailiert analysiert werden, ist es wichtig, das adiabatische Aufsteigen vom Luft und die atmosphärische Stabilität zu erklären.

Adiabatische Prozesse undatmosphärische Stabilität

Um die Frage beantworten zu können, warum die Luft unter manchen Umständen aufsteigt und unter anderen nicht, ist es wichtig, die adiabatischen Prozesse in der Atmosphäre sowie das Konzept der Luftteilchen und der atmosphärischen Stabilität zu erklären.

Ein Luftteilchen ist ein Element des Luftvolumens, dessen Eigen-schaften zur Erklärung des Verhalten der umliegenden Luft dienen können. Es ist klein genug und besitzt nahezu gleichförmige Eigen-schaftenin seinem gesamten Volumen, wobei alle thermodynamischen und dynamischen Grundeigenschaften der Luft unverändert bleiben.

Ein adiabatischer Prozess verläuft ohne Stoffaustausch (Energie, Substanz) zwischen einem bestimmten System und seiner Umgebung. Gemäß dem ersten Hauptsatz der Thermodynamik kann die Energie, die einem System zugeführt wird(Q), für die Änderung der inneren Energie eines Systems(DU) genutzt werden, bzw. für die Tempera-turänderungen und die vom System verrichtete Arbeit (A), wie z. B. Expansion oder Kompression.

In Bezug auf adiabatische Prozesse (Q = 0 i A = -ΔU) findet kein Energieaustausch mit der Umgebung statt. Die eventuell verrichtete

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2Arbeit erfolgte aufgrund der Senkung der inneren Energie des Systems, was durch Temperatursenkung zum Ausdruck kommt.

Aus der Definition deradiabatischen Prozesse geht die Frage her-vor, ob ein Luftteilchen als adiabatisches System und seine Bewegung als adiabatischer Prozess betrachtet werden kann. Die Antwort ist posi-tiv: wenn auch von der umliegenden Luft nicht isoliert, bewegt sich ein Luftteilchen schnell genug und kann ohne Energieaustausch mit seiner Umgebung aufsteigen.

Wie manifestiert sich das in der Atmosphäre?Nehmen wir an, dass durch die Interaktion zwischen einem Luftteilchen und kalter, dichterer Umgebungsluft die Schubkraft (Druckkraft) entsteht. Dieser Schub zwingt das Luftteilchen zum Aufsteigen, bis es wärmer und deshalb weniger dicht im Verhältnis zu seiner Umgebung ist. Das aufsteigende Luftteilchen wird immer niedrigerem Atmosphärendruck1 ausgesetzt, was zu seiner Volumenvergrößerung und damit auch zur Temperatur-senkung führt.Diese Erscheinung wird oft in der Literatur als Kühlung der Luft beim adiabatischen Aufsteigen erwähnt.

Abbildung 1 Aufsteigen der Luft in instabiler / stabiler Atmosphäre.

1 Der Luftdruck in der Atmosphäre nimmt mit der Höhe ab, und zwar aufgrund der Verringerung der Luftdichte und Verkürzung der Luftsäule, welche an der betrachteten Stelle vom atmosphärischen Druck verursacht wird.

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2Bei niedrigier Temperatur erzeugt die Anfangsmenge von Was-

serdampfeine erhöhte relative Luftfeuchtigkeit2 und das aufsteigende Luftteilchen wird ab einer gewissen Höhe übersättigt. Solange die relative Luftfeuchtigkeit eines Luftteilchens weniger als 100% beträgt, wird sein Aufsteigen als trockenadiabatisch bezeichnet, während die Temperatursenkung mit der Höhe mit dem Begriff dertrockenadiabati-scheTemperaturgradient beschrieben wird.

Wird ein Luftteilchen bis zum Taupunkt abgekühlt, kommt es zur Kondensation. Durch die freiwerdende latente Wärme wird ein Luftteilchen erwärmt und folglich, der Temperaturgradientverringert.Solches Aufsteigen der Luft bezeichnet man als feuchtadiabatisch. Der feuchtadiabatische Temperaturgradient ist erheblich geringer als der trockenadiabatischeTemperaturgradient. Es besteht eine Abhängigkeit von der Anfangsmenge von Wasserdampf in einem Luftteilchen.

Statische Stabilitätvon jedem physikalischen System, Luftteilchen eingeschlossen, wird im Hinblick auf statisches Gleichgewicht defi-niert. Statisches Gleichgewicht ist ein Zustand, in dem es keine wir-kenden Kräfte gibt, die Kräfte stehen im Gleichgewicht. Das Gleich-gewicht kannstabil(ein Körper neigt dazu, in seinen Ausgangszustand zurückzukehren, nachdem die Kräfte aufgehört haben zu wirken) oder instabil(kleine Störungen führen zu bedeutenden Veränderungen, so dass eine Rückkehr zum Ausgangszustand nicht möglich ist)sein.

Falls der Temperaturgradient umliegender Luft kleiner ist als der trockenadiabatischeTemperaturgradient, dann wird das Luftteilchen, zum Aufsteigen gezwungen(wegen des Reliefs oder der Schubkraft), kälter und dichter als die umliegende Luft, und zwar mit starker Nei-gung, seinen Ausgangszustand wieder zu erreichen. Solcher Zustand der Atmosphäre wird als absolut stabil bezeichnet. Zur Abkühlung der Oberflächenschicht von Luft kommt es am häufigsten durch Advekti-

2 Diese Situation ist durch die Tatsache bedingt, dass der maximale Wasserdampfdruck mit abnehmender Temperatur abnimmt. Also, die gleiche Menge Wasserdampf nähert sich zunehmend durch Temperatursenkung einem übersättigten Zustand. Das kann aufgrund der mathematischen Formulierung der relativen Luftfeuchtigkeit erklärt werden(r = Wasserdampfdruck/maximaler Wasserdampfdruck *100%); falls der maximale Druck sinkt, steigt die relative Luftfeuchtebeim gleichen Wasserdampfdruck.

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2on kalter Luft oder intensive Nachtkühlung (Wärmeausstrahlung), so entsteht stabile Luft kurz vor Sonnenaufgang, wenn die Temperaturihr Minimum erreicht.Da die stabile Atmosphäre sehr starken Widerstand gegen jede vertikale Bewegung leistet,kann der Nebel in den frühen Morgenstunden im bodennahen Bereich schweben. Unter stabilen Ver-hältnissen wirkt die Inversion als atmosphärische Decke, der vertikale Transfer wird verhindert, alle Kondensationsprodukte sowie alle ver-unreinigenden Stoffe werden in der Nähe der Erdoberfläche behalten.

Abbildung 2 Bodennebel in einer stabilen Atmosphäre

Ist der Temperaturgradient der umliegenden Luft größer als der trockenadiabatische Temperaturgradient, so wird das aufsteigende, un-gesättigteLuftteilchen langsamer abgekühlt als seine Umgebung, bzw. es wird konstant wärmer/ dünner als die umliegende Luft. Also, wenn ein Luftteilchen mit dem Aufsteigen beginnt, wird es seine Bewegung in absolut instabiler Atmosphäre unter der Wirkung der Schubkraft fortsetzen. Eine Instabilität der Atmosphäre steigt mit Erhöhung des Temperaturgradienten der umliegenden Luft; es ist

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2eine sehr häufige Erscheinung, wenn die bodennahe Luftschicht

erwärmt oder die Luft darüber abgekühlt wird. Die Temperatur der bodennahen Luft steigt als Folge der warmen Advektion oder der Tageserwärmung der Erdoberfläche durch Sonneneinstrahlung, was zur intensiven vertikalen Durchmischung der Atmosphäre führt. Dementsprechend ändert sich die atmosphärische Stabilität im Laufe eines Tages von einem stabilen Zustand in einen instabilen.

Die stabile Atmosphäre, die in den frühen Morgenstunden Was-serdampf enthält, ist eine wichtige Quelle der Feuchtigkeit für die Pflanzen- und Tierwelt, besonders während der Trockenzeit. Wenn aber vom Frost die Rede ist, verursacht die durch Inversion bedingte Stabilität viele Schäden, deren Umfang von der Intensität der Inversion, der Dauer der Frostwirkung, sowie von der Tatsache, wieweit unter Null Grad die Temperatur gefallen ist (Frostintensität),abhängen.

Die instabile Atmosphäre unterstützt die vertikale Wärme- und Wasserdampfübertragung von der Erdoberfläche und Pflanzendecke in die Atmosphäre, wodurch das Gleichgewicht von Wasser und Ener-gie auf der Erdoberfläche wesentlich beeinflusst wird. Sie kann die Intensität der Evapotranspiration,sowie den Gasaustausch zwischen Pflanzen und der bodennahen Luftschicht,erhöhen; demzufolge wird die Intensität aller damit verbundenen physiologischen Prozesse er-höht.

Die Wolken und ihre Bildung

Die Wolken sind ein sichtbares Ergebnis der Kondensation und Sublimation (direkter Übergang der Substanzvom festen in den gasför-migen Zustand) von Wasserdampf in der Atmosphäre. Sie können in Bodennähe oder in großen Meereshöhen gebildet werden. Sie können sehr dünn sein, aber große horizontaler Ausdehnung haben, hoch zur Obergrenze der Troposphäre reichen, oder ganz klein, wie ein Maisfeld bezüglich ihrer horizontaler Ausdehnung, sein.

Die Wasserdampfkondensation und die Wolkenbildung in der At-mosphäre sind das Ergebnis folgender Umstände: a) durch Konvektion bedingtes Aufsteigen warmer Luft, b) das Aufsteigen warmer Luft beim Aufeinandertreffen mit landschaftlichen Hindernissen (Berge) oder

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2einer atmosphärischen Front, und c) das Aufeinandertreffen von kalten und warmen Luftmassen und ihre Durchmischung in der Atmosphäre. Die Wolkenform und die in der Wolke enthaltene Niederschlagsart hängen von der Tatsache ab, ob sie in stabiler Atmosphäreein langsa-mes Wachstum hatten, oder durch Konvektion in instabiler Atmosphä-re gebildet wurden.

Die Schichtwolken (Stratus) bilden sich bei einer großen stati-schen Stabilität und durch die Schichtbildung von großer horizontaler Ausdehnung.Konvektive Wolken entstehen durch die Erwärmung der Atmosphäre, beim konvektiven Aufsteigen feuchter Luft von der Erdoberflächebis zur Obergrenze der Troposphärer, oder infolge von schnellziehenden Kaltfronten, die das Heben der Luft verursachen. Die Kombination dieser zwei Wolkenarten ist möglich, wenn in ei-ner Schichtwolke konvektive Elemente aufgrund lokaler Instabilität auftreten. Im Unterschied zur großen horizontalen Ausdehnung von Schichtwolken sind konvektive Wolkendurch vertikale Ausdehnung-gekennzeichnet. Je intensiver die Konvektion, je größer der Wasser-dampfgehalt der Wolke, desto mehr wird die vertikale Ausdehnung der Wolke ausgeprägt.

Da sich Wolken ständig verändern und vielfältige Erscheinungs-formen haben, musste ihre Klassifizierung eingeführt werden.Die ältes-te Klassifizierung der Wolken stammt vom britischen Pharmakologen und Hobby-Meteorologen Luke Howard, der im Jahre 1803 sein Essay “Über die Modifikationen der Wolken” veröffentlichte. Er hatte zehn verschiedene Wolkengattungen klassifiziert. Diese Klassifizierung der Wolken, in einer erweiterten Form, wurde später von der Weltorganisa-tion für Meteorologie (SMO) übernommen. Die Wolkenklassifikation umfaßt zehn Hauptwolkentypen: Cirrus (Ci), Cirrostratus (Cs), Cir-rocumulus (Cc), Cumulonimbus (Cb), Altocumulus (Ac), Altostratus (As),Nimbostratus (Ns), Stratocumulus (Sc), Stratus (St) und Cumulus (Cu).Weitere Wolkenklassifizierung bezieht sich auf die Troposphäre und beruht auf der Höhe einer Wolke (hohe, mittelhohe und tiefe Wol-ken).

Die Wolkennamen gehen meistens auf lateinische Wörter zurück, die Erscheinungsbild einer Wolke beschreiben.Um genau die Wolken-

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2eigenschaften zu beschreiben, besteht der Name aus dem Präfix alto (= hoch) für hohe Wolken oder nimbo – für Regenwolken.

Die Wolken bestehen aus Eiskristallen, Schneeflocken, Regen-tropfen von verschiedenen Größen, oder aus einer Kombination dieser Elemente, ihr Inhalt hängt von der Höhe, vom Ort und vom Mechanismus ihrer Bildung ab. Entsprechend ihrer Temperatur und ihrem Inhalt werden die Wolken in warme und kalte eingeteilt. Wenn die Temperatur innerhalb des gesamten Volumens einer Wolke über 0°C beträgt und die Wolke aus Regentropfen besteht, kann man sie als warm bezeichnen – solche Wolken sind charakteristisch für tropisch-subtropische Gebiete. Falls aber die Wolkenspitze die Höhe erreicht, auf der die Temperatur unter 0°C liegt, besteht die Wolke aus einer Mischung von Eiskristallen und Regentropfen (Mischung der festen und flüssigen Teilchen). Solche Wolken, typisch für mittlere und hohe geographische Breiten, werden kalte Wolken genannt.

Abbildung 3 Klassifizierung der Wolken: Typ, Niveau, Höhe, Symbol

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2Unterrichtsthema:

Elektrostatik und elektrischer Strom

Unterrichtseinheiten:

1. Die elektrische Ladung eines Körpers. Elektrostatische Influenz2. Elektrisches Feld3. Kondensatoren4. Elektrische Leitfähigkeit der Gase

Die atmosphärische Elektrizität

In der Atmosphäre spielen sich verschiedene elektrische Phäno-mene ab.Dominantes Phänomen ist dabei die elektrische Entladung. Durch elektrische Entladungen werden Schall- (Donner) und Lichtef-fekte (Blitz) ausgelöst.

Der Blitz ist ein besonders wichtiges Naturphänomen, denn zur Zeit der Entstehung des Lebens auf der Erdehatten sich die Biomoleküle durch Blitzentladungen in einer Uratmosphäre gebildet. Im Blitzkanal und um ihn entstehen nämlich bestimmte chemische Elemente, die in der Atmosphäre nur ungenügend oder gar nicht vertreten sind. Ein gutes Beispiel dazu ist der Stickstoff, wichtig beim Metabolismus der Pflanzen. Blitze tragen dazu bei, das Ladungssystem der Atmosphäre, nötig für schönes Wetter, zu erhalten. Die Atmosphäre dient also als Batterie zur Aufrechterhaltung des Ladungssystems.

Die Blitzeinschläge haben auch schädliche Auswirkungen auf die Lebenswelt, Telekommunikations- und elektromagnetische Systeme, Gebäude usw.

Durch die Atmosphärenschichten der Erde fließen elektrische Ströme in vertikaler Richtung, d.h. in der Atmosphäre besteht ein elektrisches Feld und sie ist ein elektrischer Leiter.Die Leitfähigkeit der Luft, die das Dielektrikum darstellt, erfolgt durch die Ionisation von Luftmolekülen aufgrund der kosmischen Strahlung, wobei die elektri-sche Leitfähigkeit der Atmosphäre mit der Höhe steigt. Bei der Ionisa-

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2tion von Luftatomen und Luftmolekülen in der Atmosphäre entstehen positive und negative Ionensowie freie Elektronen, die sich dann mit anderen Molekülen, Staubpartikeln, Regentropfen, mit Schnee- und Eiskristallen und anderen Wolkenelementen verbinden können. So entsteht die sogenannte elektrische Ladung und die Erdatmosphäre wird zum elektrischen Leiter.

Die Luft wird in etwa 50 km Höhe zum elektrischen Leiter, bzw. an der unteren Grenze der Ionosphäre.Zwischen Ionosphäre und Erd-oberfläche besteht ein Potentialunterschied; die Erdoberfläche wirkt als negativer Ladungsträger und die unterste Schicht der Ionosphäre ist positiv geladen.Der Bereich, in dem Potentialdifferenz herrscht, verhält sich wie ein Kondensator.

Blitzentstehung

Ein Blitz entsteht, wenn zwischen bestimmten Bereichen der Atmosphäre, infolge zunehmender Ladung, eine genügend große Po-tentialdifferenz bewirkt wird, bzw. ein genügend starkes elektrisches Feld. So kommt es zu einem “Durchbruch” der Luft, bzw. die Luft wird zum Leitungsträger von Elektrizität. Die elektrisch geladenen Teilchen bewegen sich von höherem zu niedrigerem Potenzial, dabei werden sie ionisiert und bewirken die Lufterwärmung. Diese Prozesse werden durch die Lichtemission begleitet, bzw. es entsteht der Blitz.

Ihren Ursprung haben Blitze am häufigsten in den Cumulonim-bus-Gewitterwolken, in denen sich positive und negative Ladungen durch die starken Konvektionsbewegungen zusammenhäufen

Auf seinem Weg von der Wolke zur Erde ist der Blitz in mehrere zeitlich eng zusammenliegende Stufen gegliedert. (Abbildung 1).

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Abbildung 1 Blitzeinschlag aus den Gewitterwolken und der Weg der Blitze zum Erdboden

Der Blitz kann entstehen:- innerhalb der Wolke- zwischen einer Wolke und verschiedener Luftschichten - zwischen zwei Wolken- zwischen einer Wolke und dem Boden

Elektrische Ladungen in der Atmosphäre

Die elektrische Ladung der Wolke ist die Folge des globalen Was-serkreislaufs, den die Prozesse der Kondensation und Evaporation be-wirken.Durch den Evaporationsprozess verdunstet das Wasser von der Erdoberfläche und gelangt in höhere Schichten der Atmosphäre. Da die Temperatur mit der Höhe sinkt, kommt der Wasserdampf mit z.B. Staubteilchen in Berührung, kondensiert wieder zu Wasser und fällt als Regen oder Schnee auf die Erde, abhängig von der Temperatur. Wenn sich Feuchtigkeit in der Atmosphäre sammelt, entsteht eine Wolke, die Millionen von Wassertropfen oder Eiskristallen tragen kann.

Der Wasserdampf kondensiert nicht nur an den Luftteilchen, sondern auch auf den Wassertropfen und Eiskristallen, welche Gewit-terwolken bilden. Die Teilchen stoßen bei konvektiven Bewegungen

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2in der Wolke permanent zusammen. Kommt es zum Zusammenstoß im unteren Teil der Wolke, so entstehen im Wasserdampf die negativ geladenen Elektronen, während die Wassermoleküle in den oberen positiv geladenen Teil der Wolke aufsteigen. Auf diese Weise wird die Potentialdifferenz festgelegt und damit die Voraussetzung für elektri-sche Entladung erfüllt. Die Entstehung dieser Potentialdifferenz wird durch die Luftkonvektion (Luftströmung) verursacht und beschleunigt.

Die Erdoberfläche und die Untergrenze der Ionosphäre können als die Platten eines großen Kondensators betrachtet werden, wobei die Eroberfläche die negative Platte und die Untergrenze der Ionosphäre die positive Platte darstellt. Dieser “Kondensator” wird in Regionen, wo schönes Wetter vorherrscht, entladen, und in Regionen mit gewittrigen Charakters aufgeladen.

Elektrische Entladung in der Donnerwolke und in der Atmosphäre

Die Ladungen in der Gewitterwolke verteilen sich auf die Bes-tandteile der Wolke (Kondensations- und Sublimationskern, Regent-ropfen, Eis- und Schneekristalle). Die Bereiche innerhalb der Wolke mit gleichen Ladungen bilden positive oder negative Zellen. Die Ab-bildung 2 zeigt die Skizze einer Wolke bestehend aus zwei Zellen mit einer entgegengesetzten Ladung.Diegeladenen Teilchen und die Zellen gleichartiger Ladung sind in der Wolke durch eine neutrale Luftsch-icht voneinander getrennt, die ein schlechter Leiter der Elektrizität ist. Durch die Turbulenz werden die einzelnen Teilchen und Bereiche glei-cher Ladung entweder einander genähert oder voneinander entfernt, was eine Änderung der elektrischen Feldstärke bewirkt. Wenn der ak-tuelle Wert des elektrischen Feldes den kritischen Wert der Feldstärke überschreitet(> 1 MV/m), kommt es zu einer schlagartigen Ionisierung und zur elektrischen Funkenbildung, bzw. zur Blitzentstehung.

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Abbildung 2  Beispiel der Ladungsverteilung in einer Donnerwolke Cumulonimbus incus

Je mehr Ladungen innerhalb der Wolke sind, desto höher ist die Feldstärke in dieser Wolke. In einem bestimmten Augenblick wird das elektrische Feld so stark, dass die Elektronen von der Oberfläche tief in die Erde hineinwandern. Wen Elektronen in die Erde hineingezogen werden, bekommt der Oberboden positive elektrische Ladung. Ein Gewitter führt also zur plötzlichen Entstehung des elektrischen Feldes innerhalb der Wolke und zwischen der Wolke und der Erdoberfläche. Falls eine überschüssige Ladung entsteht, bzw. falls das elektrische Feld stark genug wird, wird die umliegende Luft zu einem lauten Knall gez-wungen. Dieser Knall ist eigentlich die Trennung der positiv und nega-tiv geladenen Luftteilchen voneinander. Dieser beschriebene Prozeß wird Ionisation genannt.

Die ionisierte Luft hat eine hohe elektrische Leitfähigkeit.Die Luftionisierung verläuft aber nicht gleichartig. In Bereichen, wo die Ionisation am intensivsten ist, entstehen die „Blitzwege“. Damit ein Blitz entstehen kann, soll der Blitzkanal den Boden erreichen und eine „Erdung“ finden – einen Punkt oder einen Gegenstand, der vom Blitz

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2getroffen wird. In diesem Augenblick wird ein starker Blitz ausgelöst. Das Licht des Blitzes ist das Ergebnis der elektrischen Entladungent-lang des Blitzkanals zwischen der Wolke und der Erde.

Bei Blitz und Donner ist zwischen thermischer und mechani-scher Wirkung zu unterscheiden.Fließt der Strom durch einen Stoff oder einen Gegenstand mit großem Widerstand, entwickelt sich eine gewisse Wärme. Gibt es in solchem Gegenstand Risse, die z.B. mit Wasser ausgefüllt sind, entwickelt sich hoher Dampfdruck, der die Zerstörung eines Gegenstandes bewirken kann (Einsturz der Mauer, des Schornsteins, Spaltung von Bäumen und Holzsäulen...infolge der Donnerschläge). Die von Blitz und Donner ausgehenden Wirkungen sind vielfältig; eine sehr häufige Folge des Blitzes ist die Zündung brennbarer Stoffe.Der durch den Blitzeinschlag erzeugte Strom fließt entlang der glatten, nassen Rinde einer Buche, aber nicht durch die rauhe Eichenrinde, sondern durch die kapillarenreichen Jahresringe unter der Rinde. Nach einem Blitz hört man,aufgrund der starken Luf-terwärmung und Luftexpansion im Blitzkanal (die Temperatur erreicht die Werte von 104 K und mehr), den Donner.

Die rasche Expansion führt zur Abkühlung und Kompression, demzufolge entstehen die Kompressionswellen (Schallwellen)durch den gleichen Mechanismus wie Kanonendonner.

Es ist aber zwischen Gewitterdonner und Kanonendonner zu unterscheiden. Die Schallwellen beim Kanonenschuß verbreiten sich in konzentrischen Kreisenvon einer Punktquelle und man hört nur einen Knall. Der Gewitterdonner entsteht durch Schallwellen, die in allen Teilen des kilometerlangen Blitzkanals erzeugt werden (zwischen Wolke und Erde, innerhalb der Wolke, zwischen den Wolken). Der Rückstrom erreicht im Blitzkanal fast Lichtgeschwindigkeit, so daß der ganze Kanal praktisch im gleichen Augenblick beleuchtet wird.

Blitzarten

Flächenblitz Entsteht bei elektrischer Entladung Wolke – Boden, wie auf dem

Bild 5 ersichtlich. Der Blitzkanal ist schlängelig und verzweigt sich in zahlreiche Äste (Nebenblitze), der Erdboden wird nur vom Hauptblitz-

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2kanal oder von ein paar Hauptblitzkanälen erreicht, die zugleich am hellsten sind.

Abbildung 3 Flächenblitz

Schleifenartiger Blitz

Den Blitz sieht man als hell leuchtenden Streifenzwischen Wolken-basis und Erdboden (Abbildung 4 und 5).Er entsteht durch aufeinan-derfolgende elektrische Entladungen bei gleichzeitiger seitlicher Ver-schiebung des ionisierten Kanals als Folge des starken Windes, dessen Richtung fast normal zur Richtung des Blitzkanals ist.

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2

Abbildung 4 Schleifenartiger Blitz

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2Mehrfachblitz

Abbildung 5 Blitze aus zwei getrennten Wolken

Blitzkanal oder ionisierter Kanal

Der Blitzkanal ist ein Kanal ionisierter Luft.Entlang des ganzen ionisierten Kanals kommt es zu elektrischen Entladungen.Die Bahn eines Blitzes ist mehrfach unterbrochen und schwach beleuchtet.Stär-ker beleuchtete Zonen sind länger sichtbar. Da die Zeit zwischen den einzelnen Phasen sehr kurz ist, kann man die Bahn eines Blitzes mit dem Auge kaum wahrnehmen. Nur durch Verwendung der Filmtech-nik können verschiedene Phasen der Blitzentstehung aufgenommen warden (Abbildung 6).

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2

Abbildung 6 Aufnahme mit beweglicher Kamera von einzelnen Phasen der Blitzentstehung

Atmosphärische Entladung

Atmosphärische Entladungen sind elektrische Entladung in der Wolke, die den Boden nicht erreicht.(Abbildungen 7 und 8). Der ioni-sierte Blitzkanal dehnt sich in horizontaler Richtung aus und kann eine Länge von mehr als 10 km erreichen. Manchmal verläuft der Blitzkanal zur gleichen Wolke oder zur nächsten Gewitterwolke.

Abbildung 7. Abbildung 8.

Elektrische Entladung von der Wolke in der Atmosphäre

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2Elektrische Entladungen vom Boden aus in Richtung Wolke

In diesem Fall erfolgt die Blitzentladung vom Erdboden zur Gewitter-wolke, wenn sie oberhalb eines exponierten Gebäudes (Turm, Hochhaus) oder eines Berggipfels liegt. Hohe Gebäude und orographische Formen führen zur Deformation des elektrischen Feldes in der bodennahen Luft-schicht.Die elektrische Feldstärke steigt oberhalb der exponierten Objekte, wodurch günstige Bedingungen für die Entstehung eines Blitzkanals vom Boden zur Wolkenunterseite und für die Entwicklung des ionisierten Ka-nals geschaffen werden. Die Länge der einzelnen Phasen, Zeitintervall zwi-schen den einzelnen Phasen und andere Eigenschaften bei der Entstehung dieser Blitzart sind fast identisch mit der Blitzentladung von der Wolke zur Erde. Hier fehlt nur der Blitzstrahl des Rückstromes auf dem Weg von der Wolkenbasis zum exponierten Punkt am Erdboden. Es kommt zu einer Reihe der aufeinander folgenden Schläge entlang des Kanals, der vom ers-ten Blitzeinschlag geschaffen wurde (Abbildung 9).

Abbildung 9 Kanal des Anfangsblitzes Boden→Wolke

Kugelblitz

Ein Kugelblitztaucht plötzlich auf und verschwindet nach kurzer Zeit, die seltenen Photoaufnahmen von Kugelblitzen sind ganz zufällig

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2entstanden. Die älteste erhaltene fotografische Aufnahme stammt aus derzweite Hälfte des XX. Jahrhunderts (Abbildung 10). Die Kugelblitze sind leuchtende Kugeln mit einem Durchmesser von 10 bis 20 cm, es wurden aber auch Kugelblitze registriert, deren Durchmesser 1-2 m beträgt.Meist treten Kugelblitze nach Blitzeinschlägen auf, bewegen sich relativ langsam parallel zum Boden oder schweben in der Luft. Manchmal verschwinden sie geräuschlos, manchmal , in Berührung mit einem festen Gegenstand (Mauer, Baum), mit einem lauten Knall.

Es wurde beobachtet und beschrieben, wie ein Kugelblitz ins Haus durch ein geöffnetes Fenster oder durch den Schornstein kam, sich beim Berühren der Wand auflöste, oder seine Richtung änderte und das Haus wieder durch ein Fenster verließ. Bei einer Gelegenheit fiel der Kugelblitz, groß wie eine Orange, in eine mit 5 Liter Wasser gefüll-te Schüssel und brachte Wasser zum Sieden.

Der Kugelblitz ist eine sehr seltene Erscheinung, die relativ häufig in den hohen Alpenregionen vorkommt. Bis heute gibt es jedoch keine einheitliche Theorie über die Entstehung der Kugelblitze, obwohl sie, gemäß den Beschreibungen, meist während eines Gewitters mit Blitz und Donner zustande kommen.

Abbildung 10 Zufällige Fotoaufnahme des Kugelblitzes, in Maastricht fotogra-fiert (By Joe Thomissen [CC BY-SA 3.0 (https://creativecommons.org/licenses/

by-sa/3.0)], from Wikimedia Commons)

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2Neue Blitzarten

In letzter Zeit wurden drei neue Blitzarten entdeckt. Das sind Lichterscheinungen in der Atmosphäre, die sich oberhalb der Cumulonimbus-Gewitterwolkeinnerhalb der Troposphäre abspielen. Diese Erscheinungen wurden nachts mit hochempfindlichen Kameras aufgenommen und sie kommen in der Regel nicht gleichzeitig vor. Die bekanntesten sind „Blaue Strahlen“ (blue jet),Kobolde(sprite) und „Elfen“(elve).

Abbildung 11 Lichterscheinungen oberhalb der Gewitterwolke auf verschiedenen Höhen der mittleren Atmosphäre

Die Zahlen markieren die Position der Lichterscheinungen auf dem Bild:(1)     Blaue Strahlen(2)     Kobolde

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2(3)     Elfen(4)     Cumulonimbus-Gewitterwolke(5)     Wolke-Boden-Blitz

“Kobolde” entstehen in etwa 70 Kilometern Höhe (Mesosphäre) als kurzzeitiges Lichtphänomen in Form der nach unten gerichteten Flammen. Sie können eine Höhe von 90 bis 100 km erreichen, also die untere Ionosphäre. Es ist eine Lichterscheinung mit rötlicher Farbe, vom oberen Teil trennen sich flammenähnliche Spitzen, die sich mit einer Länge von 25-30 km bis in die unteren Schichten (Stratosphäre) erstrecken, wobei sie eine bläuliche Farbe bekommen. Die Kobolde sind das Produkt von Gewitterwolkenbei starken elektrischen Entladungen in Richtung Boden und kommen gewöhnlich gleichzeitig vor. Erst die Fernmessungen haben die Existenz von Kobolden in der Atmosphäre bestätigt, die Wissenschaftler ignorierten nämlich lange Zeit die Be-richte von Piloten. Inzwischen sind die Berichte der Augenzeugen von 1970-1980 gesammelt, also vor dem Beginn instrumenteller Messun-gen, und sie stellen eine wichtige glaubwürdige Informationsquelle über diese Blitzart dar. Die Sichtbarkeit der Kobolde für das bloße Auge dauert höchstenseine Zehntelsekunde, für eine hochempfindliche Ka-mera aber eine Hundertstelsekunde.

Die Kobolde sind gewöhnlich mit positiver elektrischer Entladung zwischen Wolke und Boden miteinander verbunden. Mit anderen Worten, oberhalb der Gewitterwolke entsteht ein großer elektrischer Funkenin etwa 70km Höhe, dessen ionisierter Kanal sich wie Strahlfä-den durch die unteren und oberen Schichten erstreckt.

Die Kobolde werden nicht vom Donner begleitet, aber sie erzeugen niederfrequente Schallwellen von etwa 1 Hz, die das menschliche Ohr nicht hören kann.

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2

Abbildung 12 Kobold entstanden zwischen Gewitterwolke und unterer Iono-sphäre (Dramatic sky photography, Paul Smith)

Bei den Elfen handelt es sich um eine Lichterscheinung, die als rötlicher Ring in etwa 90 - 100 km Höhe zustande kommt, der sich in der Breite bis zu 400 km (im Durchmesser) ausdehnen kann. Dieses

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2Phänomen wurde in den frühen 1990er Jahren entdeckt, und zwar mit den Instrumenten des Space Shuttles und mit den ferngesteuerten Ins-trumenten von der Erdoberfläche. Die Elfen sind das Produkt des star-ken elektromagnetischen Impulses bei starker elektrischer Entladung in der Gewitterwolke. Der starke Impuls dehnt sich nach oben aus und bewirkt das Leuchten der Moleküle in umliegender Atmosphäre. Diese Erscheinung dauert noch kürzer als der Kobold, nur eine Tausendstel-sekunde und ist mit bloßem Auge nicht sichtbar.

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3

KLASSE

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3Unterrichtsthema:

WELLENOPTIK

Unterrichtseinheiten:

1. Lichtspektrum2. Lichtdispersion3. Reflexion, Brechung, Absorption von Licht4. Lichtstreuung

Die Atmosphäre und ihre Einteilung

Die Erdatmosphäre ist die gasförmige Hülle der Erdoberfläche, die durch den Einfluss der Gravitationskraft entstanden ist. Die Hauptrolle der Atmosphäre besteht darin, alle Lebewesen auf der Erde durch Absorption von einem Teil des elektromagnetischen Spektrumsvor schädlicher UV-Strahlung der Sonne zu schützen.

Die Einteilung der Atmosphäre erfolgt nach verschiedenen Kri-terien, am häufigsten aber wird die Atmosphäre nach dem vertikalen Temperaturverlauf (d.h. der Änderung der Temperatur mit der Höhe, Abbildungen 1 und 2) in mehrere Schichten geteilt.

Troposphäre:die unterste Schicht der Atmosphäre bis circa 10km-15 km Höhe, die Temperatur sinkt mit zunehmender Höhe

Stratosphäre: erstreckt sich von etwa 10-15 km bis 50 km Höhe, dieTemperatur steigt mit zunehmender Höhe

Mesosphäre:die mittlere in etwa 50–80 km Höhe liegende Schicht der Erdatmosphäre, die Temperatur sinkt mit zunehmender Höhe

Thermosphäre:erstreckt sich zwischen 80km und 600km Höhe,die Temperatur steigt mit zunehmender Höhe

Exosphäre: oberhalb von 800 km, extrem dünne Atmosphären-schicht

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3

Abbildung 1 Vertikale Gliederung der Atmosphäre und Abbildung 2 Schichtauf-bau der Erdatmosphäre - T=f(h)

Lichtspektrum

Das sichtbare Licht ist nur ein Teil des elektromagnetischen Spek-trums in einem bestimmten Frequenzbereichbzw. einer bestimmten Wellenlänge.

Die Haupteigenschaft des Lichts ist die Frequenz, die der Frequenz eines Atoms entspricht, der das Licht emittiert, und diese Frequenz ist konstant.Die Wellenlänge hängt von den Eigenschaften desMediums ab, durch welches sich die Lichtstrahlen verbreiten. Falls sich das Licht durch ein Medium mit sehr großer Geschwindigkeit verbreitet, dann spricht man von einem optisch dünnen Medium mit niedrigem Bre-chungsindex. Das gilt aber auch umgekehrt; die Wellenlänge des Lichts ist größer in einem optisch dünen Medium, am größten natürlich im Vakuum.

Das Lichtspektrum ist ein Teil des elektromagnetischen Spektrums und wird in drei Bereiche gegliedert:

– Sichtbares Licht – Infrarotes Licht

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3– Ultraviolettes Licht Das sichtbare Licht ist der für das menschliche Auge sichtbare Teil

des elektromagnetischen Spektrums, dessen Wellenlänge im Vakuum von380nm bis 760nm beträgt. Die Wellenlängen größer als 760 nm-gehören zu dem Infrarotbereich (infrared-IR), jene unter 380 nm zum ultravioletten Bereich(ultraviolet-UV) des Lichtspektrums.

Das Spektrum des sichtbaren Lichts ist in charakteristische Berei-che gegliedert, jedem Bereich entspricht, alltagssprachlich gesagt, einer Farbe, bzw. bestimmtenWellenlängen (im Vakuum).

Violett (380-440) nmRoyalblau (440-460) nmBlau (460-510) nmGrün (510-560) nmGelb (560-610) nmOrange (610-660) nmRot (660-760) nm

Wie im Bild dargestellt, im Wellenlängenbereichdes sichtbaren Lichts gehörendie größten Wellenlängenzum roten Bereich des Spekt-rums, die kleinsten zum violettem Lichtbereich.

Abbildung 3 Lichtspektrum als Teil des elektromagnetischen Spektrums

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3Bei der Lichtausbreitung in der Atmosphärekommt es zu ver-

schiedenen Erscheinungen wie Dispersion, Brechung, Absorption, Reflexion oder Streuung (z.B. Rayleigh-Streuung, Tyndall Effekt) von Licht, sowie Emission. Aufgrund dieser Erscheinungen bekommt der Himmel seine blaue Farbe, wird rot bei Sonnenaufgangund Sonnen-untergang, deshalb entstehenRegenbogen, Fata Morgana und manche andere interessante Effekte, die auf den folgenden Seiten näher erklärt werden.

Lichtdispersion

Die Wellenlänge von Licht hängt von den Eigenschaften des Me-diums ab, in dem sich Licht ausbreitet.Diese Erscheinung nennt man Dispersion und bedeutet die Abhängigkeit des Brechungsindexes eines Mediumsvon der Wellenlänge.

Ein Medium, grob genommen, übt den Einfluss auf die Aus-breitung von Licht infolge der Interaktion von Licht mit Teilchen im übertragenden Medium (Atome, Moleküle...).Atome und Moleküledes übertragenden Mediums bestehen aus elektrisch geladenenTeilchen (Protonen, Elektronen).Diese Teilchen, in den Atomen und Molekülen enthalten, oszillieren mit einer charakteristischen Frequenz um ihre Gleichgewichtsposition unter der Wirkung quasielastischer Kräfte.

Das Licht hat eine eigene (immer gleiche) Frequenz, so daß die primäreLichtwelle erzwungene Schwingungen der Teilchen im Me-dium bewirkt. Demzufolge entstehen Sekundärwellenam einzelnen Teilchen, die sich mit den primären Lichtwellen überlagern, und so ergibt sich die resultierende Welle. Die Amplitude und Phase der resul-tierenden Welle unterscheiden sich von den ursprünglichen, weshalb die Lichtgeschwindigkeit im substanziellen Medium immer kleiner als im Vakuum ist. Je stärker erzwungene Schwingungender Teilchen im Medium, desto größer ist der Unterschied zwischen Lichtgeschwindig-keit im Vakuum und in einem substanziellen Medium.

Dementsprechend hat das Licht verschiedener Wellenlängen unterschiedliche Ausbreitungsgeschwindigkeit in einem Medium mit unterschiedlichem Brechungsindex. Nur im Vakuum breitet sich das Licht aller Frequenzen mit gleicher Geschwindigkeit aus.

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3So z.B. beträgt der Brechungsindex von Wasser für rotes Licht(λc

=670,8nm)1,33, und für violettes Licht(λlj=404,7nm)1,34.Die Abhängigkeit des Brechungsindexes von der Wellenlänge ist

experimentell bewiesen und kann durch folgende Formel ausgedrückt werden:

n=a+b/λ2

die Werte a und b stehen für Parameter (Konstante) für eine Sub-stanzart.

Der Brechungsindex im Kurzwellenbereich steigt durch Verkleine-rung der Wellenlänge.

Abbildung 4 Abhängigkeit Brechungsindexes – Wellenlänge für verschiedene Substanzen

Wenn die Abhängigkeit des Brechungsindexes von der Kreisfre-quenz graphisch dargestellt wird, bekommt man eine Dispersionskurve (Abbildung 5).In bestimmten Bereichen steigt der Brechungsindex mit zunehmender Kreisfrequenz (Verkleinerung der Wellenlänge), und diese Bereiche werden Bereiche normaler Dispersion benannt. Es gibt aber auch einen Bereich, in dem der Brechungsindex mit zunehmen-der Kreisfrequenz sinkt. Das ist der Bereich der anomalen Dispersion. Diese Erscheinung ist durch starke Lichtabsorption bedingt, wenn die Lichtfrequenz in der Nähe der Eigenfrequenzder Atome und Molekü-len des Mediums liegt.

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3Reflexion, Brechung, Absorption von Licht

Beim Durchgang von Licht durch Substanzen lässt sich das Wir-ken der drei Mechanismen identifizieren: Reflexion (Zurückwerfen), Refraktion (Brechung) und Absorption (Aufsaugen). Welcher Mecha-nismus dominant ist, hängt von den verschiedenen Faktoren ab, wie Substanzzusammensetzung, Geometrie, Oberflächenrauhigkeit.

Die Reflexion kommt vor, wenn Lichtstrahlen auf eine Grenzfläche zwischen zwei Stoffen treffen, von der sie teilweise reflektiert werden. Die Reflexionsgesetze lauten:

1) Der Einfallswinkel und der Reflexionswinkel sind gleich groß.2) Die einfallenden Strahlen,die reflektierenden Strahlen und die

Normale zur Grenzfläche liegen in der gleichen EbeneInnerhalb der Atmosphäre findet oft diffuse Reflexion statt, ent-

sprechend dem Reflexionsgesetz an unebenen Oberflächen: parallel einfallende Lichtstrahlenunter verschiedenen Einfallswinkeln werden an der Grenzfläche in verschiedene Richtungen wegreflektiert (Abbil-dung 5).

Abbildung 5 Diffuse Reflexion

Die Brechung ist die Veränderung der Lichtgeschwindigkeit, Wel-lenlänge und Ausbreitungsrichtung beim Durchgang der Lichtstrahlen von einem zum anderen Medium mit verschiedenem Brechungsindex (Abbildung 6 und 7).

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3

Abbildung 6 Das Brechungsgesetz (Refraktion)

Die mathematische Formel des Brechungsgesetzes:sinθ1/sinθ2 = c1/c2 = n2/n1

Abbildung 7 Die scheinbare Position eines Objektes im Wasser als Folge der Lichtbrechung

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3Im Falle von Totalreflexionkönnen die Lichtstrahlen von einem

Medium in ein anderes nicht eindringen, sondern sie werden von der Grenzfläche vollständig zurückreflektiert. Die Totalreflexion ist möglichbeim Übergang von einem optisch dichteren Medium in ein optisch dünneres Medium, wobei der Einfallswinkel größer als der Grenzwinkel zweier Medien ist (Abbildung 8).

Abbildung 8 Die Totalreflexion und Grenzwinkel der Totalreflexion

Die Absorption ist eine Erscheinung, bei der das Licht beim Durch-gang durch ein Mediumin seiner Intensität abgeschwächt wird. Das Licht verschiedener Wellenlängen wird unterschiedlich absorbiert.Nach der Intensität der Absorption unterscheidet man zwischen den optisch durchsichtigen und undurchsichtigen Medien; in einem durch-sichtigen Medium werden Lichtstrahlen aller Wellenlängen im sicht-baren Spektrum nur schwach absorbiert, während für undurchsichtige Medien starke Absorption charakteristisch ist.

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3Die Einteilung der optischen Medien in durchsichtige und undur-

sichtige ist nur bedingt geeignet, denn die Absorptionsstufe hängt nicht nur von der Art des Mediums ab, sondern auch von seiner Dichte. So z. B. gilt das Glas als durchsichtiges Medium, absorbiert aber den ganzen-infraroten und ultraviolettenWellenlängenbereichgebiet. Das Wasser zählt man auch zu den durchsichtigen Medien, trotzdem herrscht in den Tiefen der Ozeane fast vollständige Dunkelheit.

In der Abbildung 9 dargestellt: die Absorption der Sonnen-strahlung in Abhängigkeit von der Wellenlänge und Wassertiefe. Am stärksten werden größere Wellenlängen (rot) absorbiert, am wenigsten kurze Wellenlängen (violett).Das Bild zeigt auch, dass die Absorption in größerer Tiefe stärker ist.

Abbildung 9 Abhängigkeit der Absorption der Sonnenstrahlung im Wasser von der Wassertiefe und Wellenlänge des Lichts

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3Die Absorption wird durch die erzwungene Oszillation der Elek-

tronen im Medium verursacht, weshalb ein Teil der Lichtenergie ver-braucht und in andere Form verwandelt wird. Dadurch reduziert sich Energie und die Intensität des einfallenden Lichtstrahls. Die direkte Folge der Absorption ist also die Dispersion (besonders anomale Dis-persion) und die Abschwächung der Lichtintensität.

Die Intensität des Lichtesbeim Durchgang durch ein optisches Medium nimmt mit zunehmender Schichtdicke exponentiell ab. Der Vorgang wird mathematisch durch das Absorptionsgesetz ausgedrückt:

I=I0 e-μd ,

gde je I0- Intensität des einfallenden Lichtes im AbsorberI-Intensität der Lichtstrahlen, die den Absorber verlassend- Absorberdichteμ- der lineare Absorptionskoeffizient (attenuation) des optischen

Mediums, bzw. des Absorbers

Die Farbe eines Körpers hängt von seiner Natur aber auch von der Beleuchtung ab.Trifft Licht auf einen Körper, so kann er das Licht reflektieren oder durchlassen, bzw. die Körperfarbe bestimmen die reflektierten oder durchgelassen Wellenlängen, abhängig von der Tat-sache, welcher Effekt dominant ist. Wenn z.B. ein Körper alle Wellen-längen außer Blau absorbiert hat, so bekommt dieser Körper im durch-gelassenen Licht eine bestimmte blaue Nuance oder eine ganze Reihe von Blau-Nuancen. Die Körper, die einfallende Strahlen bestimmter Frequenz durchlassen, werden optische Filter genannt.

Wenn Licht auf einen undurchsichtigen Körper fällt, dann werden wir diesen Körper in der Farbe des reflektierten Lichtes sehen, bzw. in der Farbe der reflektierten Wellenlänge.Die meisten Substanzen reflek-tieren oder durchlassen Licht unterschiedlicher Wellenlängen, deshalb ist ihre Farbe aus mehreren Grundfarben zusammengesetzt.

Ein Körper, der alle Wellenlängen des Lichts reflektiert, erscheint weiß; falls er alle Wellenlängen absorbiert, dann erscheint er schwarz.

Die Lichtabsorption in der Atmosphäre ist eine Folge der Interakti-on der Lichtwellen mit den Luftteilchen (Moleküle der trockenen Luft,

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3Wasserdampfmoleküle, Unreinigkeiten in der Luft). In der Ozonschicht wird die Ultraviolettstrahlung sehr stark absorbiert, und in den niedri-geren Atmosphärenschichten die Infrarotstrahlung. Auch die Gase in der Atmosphäre absorbieren manche Wellenlängen des Lichts(jedes dieser Gase hat ein spezifisches Absorptionsspektrum).

Je größer der Breitengrad, desto höher ist die Absorption, weil der Lichtweg länger ist.Dadurch sind manche Lichtphänomene zu erklären, mehr dazu auf den folgenden Seiten.

Lichtstreuung

Durch homogene optische Medien (die Dichte des Mediums ist in jedem Punkt gleich, bzw. der Brechungsindex) breitet sich das Licht ge-radlinig aus. Wenn das Medium optisch inhomogen ist, wird das Licht zur Seite abgelenkt, und wir sprechen in diesem Fall von Lichtstreuung.

Unter optisch inhomogenen Medien versteht man jene Medien, deren Brechungsindex an jedem Punkt nicht einheitlich ist, und in wel-chen sich die Teile der Wellenfront mit unterschiedlicher Geschwindig-keit bewegen. Als inhomogenen bezeichnet man ein Medium, in dem zufällige Dichteschwankungen auftreten oder Fremdteilchen enthalten sind.

Die Lichtstreuung kann als Diffraktion (Lichtbeugung) infolge von Inhomogenitäten betrachtet werden, wobei diese Inhomogenitäten, bedingt durch ihre chaotische Wärmebewegung, ständig ihre Lage und innere Struktur ändern.

In Abhängigkeit von der Ursache werden verschiedene Arten der Lichtstreuung unterschieden.

Vom Tyndall-Effekt spricht man, wenn in einem Medium Inho-mogenitäten vorhanden sind, deren Brechungsindex im Verhältnis zur Wellenlänge des Lichts verschieden ist. Solche Medien sind z.B. Nebel, kolloidale Lösungen, Suspensionen, Rauch, staubige Luft, Flüssigkei-ten, die bestimmte Mikropartikel enthalten. Sie werden trübe Medien genannt.

Besonders an Inhomogenitäten wird die Beugung des Lichts (Diffraktion) erzeugt. Die Intensität des gestreuten Lichts ist nicht in

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3alle Raumrichtungen gleich, sie ist aber symmetrisch im Verhältnis zur einfallenden Lichtwelle verteilt.

In vielen trüben Medien tritt die sogenannte Opaleszenz auf.

Abbildung 10 Kristall mit Opaleszenz Opalescencija na kristalu od strane Optick (By optick (https://www.flickr.com/

photos/optick/112909824/) [CC BY-SA 2.0 (https://creativecommons.org/licenses/by-sa/2.0)], via Wikimedia Commons)

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3

Abbildung 11 Lichtstreuung in einem Wald

Die häufigste Art der Lichtstreuung ist die sogenannte Rayleigh-Streuung. Es handelt sich um eine elastische Streuung an Teilchen, deren Größe nur etwa ein Zehntel der Wellenlänge des Lichts beträgt, bzw. an Atomen und Molekülen. Die Rayleigh-Streuung tritt zwar in verschiedenen Medien auf, insbesondere aber in den gasförmigen.

Die Intensität des gestreuten Lichtes ist proportional zur vierten Potenz der Frequenz, bzw. umgekehrt proportional zur vierten Potenz der Wellenlänge.

I≈ ν4 ; I≈ 1/λ4

Dieses Verhältnis drückt das Rayleigh-Gesetz aus.Bei der Streuung von polychromatischem Licht in trüben Medien sieht das gestreute Licht bläulich aus, denn nach dem Rayleigh Gesetz wird blaues Licht (kürzere Wellenlänge) stärker als rotes und gelbes Licht (größere Wel-lenlänge) gestreut, deshalb erscheint das weiße Licht beim Durchgang durch ein trübes Medium rötlich.

Streuung an Teilchen (Inhomogenitäten), die hinsichtlich ihrer Größe gleich groß oder größer als die Wellenlänge sind, wird “Mie-

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3Streuung” genannt, die von der Wellenlänge nicht abhängig ist. Diese Streuungsart verursacht bei hoher Partikelkonzentration inLuftteilchen blendend weißen Sonnenschein und zeigt sich auch an Nebel und Wol-ken, die weiß aussehen (Abbildung 12).

Abbildung 12 Weiße Wolken

Wenn ein Medium chemisch homogen ist (reine Flüssigkeiten und Gase), aber mit Dichteschwankungen, die Inhomogenität darstellen, dann entsteht die Molekülstreuung.

Optische Erscheinungen in der Atmosphäre

Als direkte Folge der in den vorhergehenden Kapiteln beschrie-benen optischen Vorgänge entstehen in der Atmosphäre verschiedene optische Phänomene. Diese Erscheinungen lassen sich durch die erwähnten optischen Vorgänge erklären. Die bekanntesten optischen Erscheinungen sind:

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3– Zerlegung von Licht – Regenbogen – Fata Morgana– Polarlicht– Das Blau des Himmels– Morgenrot und Abendrot – Halos

Zerlegung von Licht

Fällt polychromatisches Licht auf ein Glasprisma, so kommt es zur Zerlegung des Lichts und hinter dem Prisma entsteht ein Farbspektrum. Diese Erscheinung hat Newton (Abbildung 13) als erster experimentell bewiesen. Er brachte nämlich das Prisma vor ein kleines, rundes Loch im Fenster und ließ ein Lichtstrahlenbündel auf dieses Prisma fallen. Hinter dem Prisma erschien nicht ein Kreis, sondern das Lichtband aus Spektralfarben mit einem gleichmäßigen Farbübergang und, bei jedem Experiment, mit gleicher Reihenfolge der Farben.

Abbildung 13 Schematische Darstellung des Strahlengangs in Newtons Experiment, mit dem das Dispersionsspektrum erzeugt wurde

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3Text der Abbildung:Dispersionsspektrum – Zerlegung von LichtNewtons Experiment:Newton nutzte bei diesem Experiment ein Lichtstrahlenbündel,

das durch rundes Loch im Fenster und ein Glasprisma durchging. An der gegenüberliegenden Wand erschien statt des hellen Kreises ein farbiges Lichtband. Er merkte auch den graduell ändernden Farbüber-gang sowie die Tatsache, daß jede Farbe einen Teil des Lichtspektrums besitzt.

Diese Erscheinung, bei der polychromatisches Licht in seine mono-chromatischen Bestandteile zerlegt wird, ist eine Folge der Lichtdisper-sion, bzw. der Tatsache, dass das Licht unterschiedlicher Wellenlänge in einem Medium unterschiedliche Ausbreitungsgeschwindigkeit hat, und jede dieser Wellenlängen hat einen unterschiedlichen Brechungsindex in verschiedenen Medien.

Die Zerlegung von weißem (polychromatischen) Licht in seine Bestandteile nach Frequenzen oder Wellenlängen ergibt das Dispersi-onsspektrum (Abbildung 14).

Das Licht verschiedener Wellenlängen (verschiedene Farben) hat laut dem Brechungsgesetz unterschiedliche Brechungswinkel. Den kleinsten Winkel zeigt Rot, weil rotes Licht die größte Wellenlänge und die niedrigs-te Frequenz besitzt, während den größten Winkel Violett zeigt – das Licht mit der kleinsten Wellenlänge und mit der höchsten Frequenz.

Tritt z.B. der Lichtstrahl aus der Luft ins Wasser unter dem Ein-fallswinkel von 450 ein, dann wird das violette Licht (λlj=404,7nm; nlj=1,34) unter einem Winkel von etwa 31,850 gebrochen, und das rote Licht (λc=670,8nm; nc=1,33) unter einem Winkel von etwa 32,120.

Abbildung 14 Dispersionsspektrum und die Strahlbreite

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3Nach der Zerlegung von polychromatischem Licht in seine Spekt-

ralfarben kann man das zerlegte Licht durch ein umgekehrt gehaltenes zweites Prisma wieder zu polychromatischem Licht zusammensetzen (Abbildung 15).

Abbildung 15 Zerlegung von „weißem Licht“ in Spektralfarben, durch ein umgekehrt gehaltenes zweites Prisma wird das zerlegte Licht wieder

zusammengesetzt.Regenbogen

Eine der bekanntesten optischen Erscheinungen in der Atmosphä-re ist der Regenbogen. Er ist zu beobachten, wenn man die Sonne im Rücken hat und reflektierende Wassertropfen vor sich (Regentropfen, Springbrunnen, Wasserfall...). Auch die Sonne muss sich in einer be-stimmten Lage befinden. Der Regenbogen ist eine bewegliche Erschei-nung am Himmel. Jeder Beobachter sieht nämlich seinen „eigenen” Regenbogen.

Die Entstehung eines Regenbogens wird durch die Totalreflexion und die Dispersion des Lichtes in den Wassertropfen erklärt.

Diese Erscheinung kann auch auf folgende Weise erklärt und illus-triert werden (Abbildungen 16 und 17):

Wenn der Lichtstrahl von vorne auf die Wassertropfen trifft, dann wird er unterschiedlich stark gebrochen und in verschiedenfarbige Lichtstrahlen zerlegt. Violett wird am stärksten gebrochen, rot am schwächsten. An der dem Eintritt gegenüberliegenden Seite des Trop-fens kommt es zur Totalreflexion, das Licht wird beim Austreten aus dem Tropfen erneut gebrochen und das Lichtspektrum erweitert. Der beschriebene Vorgang betrifft eine riesige Anzahl von Wassertropfen, und abhängig vom Sonnenstand kann man den Regenbogen sehen.

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3

Abbildung 16 Brechung und Totalreflexion an Wassertropfen bei Entstehung eines Regenbogens

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Abbildung 17 Regenbogen

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3Unter dem Winkel von etwa 42° zum Horizont sieht man den

sogenannten Hauptregenbogen. Oberhalb des Hauptregenbogens sieht man manchmal den zweiten, schwächeren Regenbogen mit gleicher Farbfolge, aber in umgekehrter Richtung. Der zweite Regenbogen er-scheint in einem Winkel von etwa 510 (Abbildung 18).

Abbildung 18 Haupt- und Nebenregenbogen

Fata Morgana

Fata Morgana ist eine optische Erscheinung in der Atmosphäre, bei der man weit entfernte Objekte sieht, die sich außerhalb des Sichtfeldes des Beobachters befinden.

Die Fata Morgana gehört zu den sogenannten Mirage-Erscheinun-gen. Dabei untescheidet man zwischen unteren und oberen Mirage-Er-scheinungen mit Rücksicht darauf, wo der optische Effekt im Verhältnis zum realen Objekt erscheint. Eine Fata Morgana zählt zu den oberen Mirage-Erscheinungen. Sie kommt oberhalb einer kalten Fläche vor bei inverser Temperaturverteilung, bzw. in den atmosphärischen Schich-ten, in denen die Temperatur mit der Höhe steigt. An der Grenzfläche zwischen diesen Schichten entsteht eine Brechung der Lichtstrahlen,

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3die von einem entfernten Objekt außerhalb des Sichtfeldes kommen, und alle unter einem kleinen Winkel einfallenden Strahlen werden to-talreflektiert. Auf diese Weise entsteht das Bild eines entfernten Objek-tes im Querschnitt des totalreflektierten Lichts. Der Beobachter sieht also nicht das wahre Objekt, sondern sein imaginäres Bild.

Die Fata Morgana kommt am häufigsten in der Wüste vor (Abbil-dung 20), sie ist aber auch auf dem Meer zu beobachten (Abbildung 19).

Abbildung 19 Fata Morgana auf dem Meer (By Brocken Inaglory [GFDL (http://www.gnu.org/copyleft/fdl.html) or CC BY-SA 4.0 (https://creativecommons.org/

licenses/by-sa/4.0)], from Wikimedia Commons)

Abbildung 20 Fata Morgana in Wüste

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3Die unteren Mirage-Erscheinungen entstehen oberhalb einer

überhitzten Fläche, wenn die Temperatur mit zunehmender Höhe stark abnimmt (großer vertikaler Temperaturgradient).

Z.B. über dem heißen Sand in der Wüste oder über heißem, dunk-len Asphalt (Abbildung 21).

Abbildung 21 Untere Mirage auf dem heissen Asphalt (By Yuri Khristich [CC0], from Wikimedia Commons)

Halos

Die Halo-Erscheinungen sind optische Erscheinungen, die durch Lichtbrechung und -Spiegelung an Eiskristallen in den Wolken entste-hen. Die Halos sind am besten zu beobachten, wenn die sogenannten Cirruswolken den Hintergrund bilden (der Cirrostratus erscheint als weißlicher Wolkenschleier). Gewöhnlich treten die Halos auf, wenn sich stilles, heiteres Wetter verändert, indem es windig wird, während der atmosphärische Druck abnimmt und der Himmel milchig weiß erscheint. Man hat den Eindruck, Sonne und Mond wie durch ein Milchglas zu beobachten (Abbildung 22).

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Abbildung 22 Sonnen-Halo

Halo 22° ist ein Ring in Regenbogenfarben um den Mond, be-nannt nach dem Innenwinkel des Halbmessers. Das Mondlicht trifft auf die Eiskristalle in den Wolken und wird unter verschiedenen Win-keln gebrochen.Am intensivsten ist das Licht, das in Bezug auf die ur-sprüngliche Richtung am wenigsten (bzw. unter dem kleinsten Winkel) gebrochen wird. Dieser Winkel beträgt etwa 22°. Die Strahlen bilden den inneren Kreisring, der vom Beobachter aus 22° entfernt vom Mond verläuft. Der Raum zwischen Mond und Halo-Ring erscheint dunkel, weil es keine Lichtstrahlen gibt, die unter einem kleineren Winkel ge-brochen werden.

Am hellsten ist der innere Rand eines Halo-Rings. Er ist rötlich ge-färbt, weil rotes Licht weniger gebrochen wird als die Lichtstrahlen, die eine kleinere Wellenlänge haben. Weiter folgen gelbe, grüne und blaue Farbe des Halo-Rings.

Der 46°-Halo ist sehr selten sichtbar. Gewöhnlich ist nur ein Teil des Lichtkreises zu beobachten. Dabei ist die Farbfolge (von innen Rot nach außen Blau) identisch wie beim 22°-Halo, aber wesentlich licht-schwächer.

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3Beide Halos können sich auch um die Sonne bilden, aber wegen

Sonnenschein sind sie nicht so deutlich erkennbar wie bei Mondlicht.

Abbildung 23 Halos 22° und 46° sowie Parhelien von

22°(A) und 46° (B).

Sie treten nicht gleichzeitig auf.

Wenn die brechenden Kanten der Eiskristalle senkrecht zum Horizont stehen, dann kann man am Himmel einen hellen, scharfbe-grenzten Fleck wahrnehmen. Der Beobachter hat dabei den Eindruck, es befinde sich neben der Sonne eine zweite - das Lichtphänomen be-kannt unter dem Begriff “Nebensonne” (Abbildung 24).

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Abbildung 24 Nebensonne oberhalb von Stonehenge (http://www.gnu.org/copyleft/fdl.html) or CC BY-SA 3.0 (https://creativecommons.org/licenses/by-

sa/3.0)], via Wikimedia Commons)

Am häufigsten kommen zwei Nebensonnen gleichzeitig vor. Die 22 Grad Nebensonnen sind in Richtung zur Sonne rötlich gefärbt, wäh-rend sich die übrigen Farben in der Reihenfolge wie bei den beschriebe-nen Haloerscheinungen zeigen. Je höher die Sonne über dem Horizont steht, desto größer ist die Entfernung der Nebensonnen voneinander. Bei einer Sonnenhöhe von 60°45’ verschwinden die Nebensonnen.

Das Blau des Himmels, Morgenrot und Abendrot

Das Blau des Himmels, Morgenrot und Abendrot haben dieselbe Ursache. Das ist die Lichtstreuung in der Atmosphäre der Erde, wo das Licht von den Atomen und Molekülen gestreut wird. Nach dem Rayleigh-Gesetz ist die Intensität des gestreuten Lichts umgekehrt proportional zur vierten Potenz der Wellenlänge. Deshalb werden am stärksten kleinere Wellenlängen gestreut, in diesem Fall die blaue Farbe. So bewegt sich das Spektrum des gestreuten Lichts zum blauen Teil des Spektrums.Man beobachtet den Himmel, an dem das blaue Licht am

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3stärksten gestreut wird, daher erscheint die blaue Farbe des Himmels (Abbildung 25).

Die atmosphärische Hülle der Erde besteht aus Sauerstoff, Stick-stoff, Argon, Wasserdampf, Eiskristallen, aber auch aus Staubteilchen. Ein Teil ist auch die Ozonschicht. Anfangs dachte man, der Himmel sei blau, weil das rote Licht vom Ozon und Wasser absorbiert wird, während blaue Lichtstrahlen durchgelassen werden. Es wurde aber festgestellt, daß Wasser und Ozon quantitativ nicht genug vorhanden sind, um das rote Licht zu absorbieren. Tyndall hat angenommen, daß die Streuung des blauen Lichts an den Staubteilchen und anderen Un-reinigkeiten in der Luft erfolgt. Wäre die Luft ganz sauber, dann gäbe es auch keine Lichtstreuung. Das hat sich aber als falsch erwiesen.

Abbildung 25 Das Blau des Himmels

Der britische Forscher Rayleigh hat die Blaufärbung des Himmels durch die Streuung an Luftmolekülen erklärt. Wenn das weiße Licht der Sonne in die Atmosphäre der Erde eindringt, erreicht nur ein Teil des Sonnenlichts die Erdoberfläche (ohne Zusammenstöße mit Gas-molekülen) und erscheint uns weiß. Der andere Teil des Sonnenlichts

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3stößt mit Gasmolekülen (z.B. Stickstoff oder Sauerstoff) zusammen, wird absorbiert und in alle Richtungen gestreut. Die Atome in den Gasmolekülen, unter dem Einfluss des absorbierten Lichts, emittieren Lichtphotonen aller Wellenlängen, von Rot bis Violett, in alle Richtun-gen. So erreicht ein Teil des Sonnenlichts den Boden, ein Teil wird in der Atmosphäre gestreut, und der Rest wird zurückgestrahlt. Die Wel-lenlängen von Licht, das einzelne Moleküle emittieren, hängt von der Energie ab: der Anteil der “blauen” Photonen ist achtmal so hoch wie jener der “roten” (acht blaue und ein rotes Photon). Dementsprechend ist das von den Molekülen emittierte blaue Licht achtmal stärker als rotes Licht, und der Himmel erscheint für uns blau. Der Himmel ist aber nicht nur blau, das menschliche Auge kann auch andere Farben wahrnehmen, die blass erscheinen und mit dominierenden Blautönen überdeckt sind.

Eine Folge der intensiven Lichtstreuung vom blauen Teil des Lichtspektrums sind rote Farbtöne beim Sonnenuntergang oder –auf-gang. Wenn ein Beobachter in die Sonne blickt, dann registriert er das Licht, das in der Atmosphäre nicht gestreut wurde. In beiden Fällen, sowohl beim Sonnenuntergang als auch beim Sonnenaufgang, steht die Sonne nahe am Horizont, bzw. das Licht muss aus Sicht dieses Be-obachters einen längeren Weg zurücklegen. Auf diesem längeren Weg wird vorwiegend das blaue Licht gestreut, das Spektrum des durchge-lassenen Lichtes geht zu größeren Wellenlängen, bzw. zum roten Teil des Lichtspektrums, weshalb der Beobachter rote Farbe um die Sonne registriert. Im unteren Teil der Sonnenscheibe ist die Rotfärbung inten-siver als im oberen Teil (Abbildung 26).

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3

Abbildung 26 Sonnenrot beim Aufgang und Untergang (obere und untere

Scheibe)

Polarlicht

Das Polarlicht ist ein Phänomen, das nur in der Nähe der Mag-netpole beobachtet werden kann, und in der Form von nebligen, ver-schiedenfarbigen Lichtstreifen erscheint. Es heißt am Nordpol Aurora borealis und am Südpol Aurora australis.

Bei Sonneneruptionen werden geladene Partikel von der Sonne ausgestoßen und als Sonnenwind erreichen sie die Erde. Diese Partikel werden von dem Magnetfeld der Erde gefangen. Auf bewegte geladene Partikel im Magnetfeld der Erde wirkt die Lorentz-Kraft,deren Rich-tungnormal auf die Bewegungsrichtung der Ladungen ist. Sie ändert daher die Richtung der Ladungen und zwingt sie dazu, auf krummlini-gen Bahnen in Richtung zu den Magnetpolen zu wandern.

Die geladenen Partikel werden beschleunigt, wobei sie elektro-magnetische Strahlung emittieren. In den oberen atmosphärischen Schichten, gewöhnlich in einer Höhe von 80 bis 150 km, kommt es zur Interaktion zwischen geladenen Partikeln und neutralen Atomen und Molekülen von Gasen in der Atmosphäre, die in einen angeregten

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3Zustand übergehen und bei der Rückkehr auf energieärmere Niveaus das Licht emittieren. Das Licht ist ein Ergebnis der Rekombination von Elektronen mit Ionen. Im Licht dominiert die Emission von atomarem Sauerstoff - die grüne Linie bei 557,7 nm (Abbildung 29) und (bei energiearmen Elektronen und in größeren Höhen) die orangerote Linie bei 630,0 nm (Abbildung 27). Die erwähnten Linien sind durch den Übergang atomarer Sauerstoffatome von stabilen Energieniveaus (bei Abwesenheit von Zusammenstößen) bedingt, deshalb erscheinen und verschwinden die Aurora-Strahlen in einem sehr langsamen Tempo (0,5 - 1 s). Viele andere Spektralfarben sind ebenfalls vorhanden, insbe-sondere von molekularem Stickstoff.

Das Licht von Aurora zeigt sich entweder als “diffuses Licht” oder ein “Lichtvorhang” in Ost-West-Ausrichtung. Manchmal werden “ruhige Bögen” gebildet, manchmal ist das Licht ständig in Bewegung (“aktive Aurora”).Jeder Lichtvorhang besteht aus zahlreichen Paral-lelstrahlen, die in Richtung des lokalen Magnetfeldes gerichtet sind, woraus man schliessen kann, daß die Polarlichter durch das Magnetfeld der Erde bedingt sind.

Für die Entstehung der Polarlichter sind sogenannte „magnetische Gewitter“ verantwortlich, die wiederum vom elfjährigen Sonnenfle-ckenzyklus abhängig sind. Es wurde auch bemerkt, dass geomagneti-sche Stürme während einer Tagundnachtgleiche (Äquinoktium), also im frühen Frühling oder Herbst, am häufigsten vorkommen. Das ist für die Wissenschaft rätselhaft, denn die geomagnetische Aktivität steht mit Jahreszeiten nicht in Verbindung.

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Abbildung 27 Rötliches Polarlicht (λ= 630,0 nm)

Abbildung 28 Grünes Polarlicht (λ=557,7 nm)

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3Unterrichtsthema:

ELEKTROMAGNETISCHE WELLEN

Unterrichtseinheiten:1. Ultraviolett- und Infrarotstrahlung2. Absorptionsspektren3. Diffuse Reflexion4. Absorption von Strahlung

Spektrum elektromagnetischer Wellen. Spektrenarten

Das elektromagnetische Spektrum besteht aus Strahlungen ver-schiedener Wellenlänge (bzw. Frequenzbereiche). Der Wellenlängenbe-reich (bzw. Frequenzbereich) ist sehr breit und erstreckt sich von 108 m bis 1017 m (von 1Hz bis 1025 Hz).

λ

Abbildung 1 Spektrum elektromagnetischer Strahlung (Kontinuumsspektrum)

Ein Teil des elektromagnetischen Spektrums, und zwar der Wellenlän-genbereich zwischen 760nm und 1mm ist die Infrarot-Strahlung, während der Wellenlängenbereich von 10nm bis 380nm die ultraviolette Strahlung darstellt. Die Infrarotstrahlung kann Nebel und Wolken durchdringen, während die ultraviolette Strahlung fast vollständig von der Atmosphäre

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3absorbiert wird. Es gibt verschiedene Arten von Lichtspektren, die durch den Aggregatzustand eines Körpers und hohe Temperatur bedingt sind.

Die erwärmten Feststoffe und Flüssigkeiten emittieren das Konti-nuumsspektrum.

Heiße Gase mit mehratomigen Molekülen emittieren das Streifen-spektrum.

Heiße einatomige Gase emittieren das Linienspektrum. In so einem Spektrum sind nur die Wellenlängen (Linien) bestimmt.

All diese Spektren sind eine Folge der Emission von Licht und werden die Emissionsspektren genannt. Wenn weißes Licht durchein-atomiges Gas strömt, dann werden manche Komponenten des Konti-nuumsspektrums vom Gas absorbiert, und an dieser Stelle erscheint eine dunkle Linie. Solche Spektren nennt man Absorptionsspektren.

Die Position dieser dunklen Linien im Absorptionsspektrum einer Substanz ist identisch mit der Position der hellen Linien in ihrem Emis-sionsspektrum.

Das ist durch das Kirchhoffsche Strahlungsgesetz definiert:Atome eines Elements absorbieren Licht derselben Wellenlängen,

das sie im leuchtenden Zustand selbst emittieren.

Abbildung 2 Absorptions- und Emissionsspektrum als Linienspektrum von Wasserstoff

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3

Abbildung 3 Emissionsspektren verschiedener Substanzen als Linienspektren

Die Absorption der UV-Strahlung als ein Faktor bei der Entstehung des Lebens auf der Erde

Die ultraviolette Strahlung (weiter im Text: UV-Strahlung) ist eine kurzwellige Strahlung, die viel Energie in sich trägt. Wegen ihrer gro-ßen Energie kann die Wirkung von UV-Strahlung auf Lebewesen sehr gefährlich und destruktiv sein. Aus diesem Grund ist die Absorption der UV-Strahlung von großer Bedeutung. Gerade auf Mechanismen der Absorption von UV-Strahlung durch Wasser und Ozon in der At-

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3mosphäre beruhen viele Theorien über die Entstehung des Lebens auf der Erde.

Die Erde entstand vor etwa 4,5 Milliarden Jahren. Mit vielen Vulkanen übersäht und sehr heiß wurde die Erde von Meteoriten und Kometen bombardiert, sie drehte sich und kühlte langsam ab. Bei den Vulkanausbrüchen wurden folgende Gase freigesetzt: Kohlendioxid, Kohlenmonoxid, Stickoxide, Wasserdampf. Das Vorhandensein von Wasser im flüssigen Zustand war die erste Voraussetzung für das Auf-treten der ersten Lebensformen (Cyanobakterien), die Photosynthese durchführen konnten. Nach einer lang andauernden Abkühlung, als die Temperatur der Erdoberfläche unter 100°C gesunken war, konnte sich Wasser auf der Erde ansammeln, wodurch die Entstehung der Ozeane ermöglicht wurde. Erst im Ozean (Wasser ist ein fast idealer Absorber der UV-Strahlung) konnten die Cyanobakterien entstehen, die durch die Photosynthese Sauerstoff produzierten. Emittiert in die Uratmosphäre verminderte Sauerstoff die Intensität der in der Son-nenstrahlung enthaltenen UV-Strahlung. Auf diese Weise konnten die ältesten Lebensformen im Ozean überleben und zur Wasseroberfläche aufsteigen. Nach etwa 2 Milliarden Jahren besiedelten die ersten Pflan-zen das Festland. Auch die heutige Atmosphäre besteht überwiegend aus gleichen Gasen wie damals, nur in einem völlig anderen Verhältnis.

Absorptionsspektrum der Atmosphäre. Bedeutung der Ozonschicht

Ozon ist eines der stärksten Absorber (Wasser ausgenommen) in den höheren atmosphärischen Schichten. Die meisten Gase innerhalb der Atmosphäre absorbieren elektromagnetische Strahlung verschiede-ner Wellenlängen in einem bestimmten Frequenzbereich. Die UV-Strah-lung mit Wellenlängen unter 0,3 μm wird fast vollständig durch Ozon absorbiert, und auf diese Weise wird das Leben auf der Erde geschützt. Die Gase wie Stickstoff und Sauerstoff absorbieren in der Atmosphäre noch kürzere Wellenlängen, unter 0,1 μm und 0,245 μm. Im Bereich des sichtbaren Lichts, von 0,3 μm bis 0,8 μm, ist das Absorptionsvermögen der Atmosphäre gleich Null, was zu einem „Loch“ im atmosphärischen Absorptionsspektrum führt. So können die Sonnenstrahlen die Erdober-fläche erreichen, ganz ohne schädliche UV-Strahlung.

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Abbildung 4 Absorptionsspektren der atmosphärischen Gase

Treibhauseffekt / Glashauseffekt

Die Erdoberfläche erreicht, außer der kurzwelligen Sonnenstrah-lung, auch die langwellige Infrarotstrahlung, welche von Wasserdampf, Wolken und Staubteilchen in der Atmosphäre als ihre Wärmestrahlung in Richtung Erde emittiert wird. Es handelt sich um eine Strahlung, deren Wellenlängen unter 2 μm betragen. Aber die Hauptquelle lang-welliger Strahlung in der Atmosphäre ist die Erde selbst. Dank dieser Strahlung und unter Wirkung von Absorptionsspektren der Gase innerhalb der Atmosphäre entsteht der sogenannte Treibhauseffekt. Es wird auch das Wort Glashauseffekt verwendet.

Die Bezeichnung “Glashauseffekt” ist historisch bedingt, der physikalische Prozess in der Atmosphäre unterscheidet sich nämlich wesentlich von dem in einem Glashaus. Nur ist die Folge der beiden physikalischen Prozesse die gleiche – die Steigerung der Lufttempera-

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3tur. Die Ursachen und die Mechanismen desAnstiegs der Lufttempera-tur sind aber in den erwähnten Prozessen völlig unterschiedlich.

Die Temperatursteigerung in einem Glashaus erfolgt durch voll-verglaste Wände und Decken.So findet die Konduktion nicht statt, bzw. die im Innern des Glashauses erzeugte Wärme kann nicht an die Umge-bung abgeleitet werden. Die gespeicherte Wärmeenergie verursacht die für das Glashaus nötige Temperatursteigerung. Beim Treibhauseffekt („Glashauseffekt“) in der Atmosphäre wird die langwellige Strahlung im sogenannten IR-Fenster, bzw. im Wellenlängenbereich von 2 μm bis 10 μm, von den atmosphärischen Gasen absorbiert. Aufgrund dieser Tatsache erwärmt sich die Atmosphäre und emittiert nachfolgend die Wärmestrahlung in Richtung Erdboden (Remission / Rückstrahlung). Diese Strahlung wird von der Erdoberfläche teilweise absorbiert, teil-weise reflektiert, und anschließend wird ein Teil der vom Erdboden ab-sorbierten Strahlung an die Atmosphäre reemittiert. All die genannten Mechanismen führen zum globalen Temperaturanstieg.

Es handelt sich also um zwei völlig verschiedenartige physikalische Prozesse. Der erste beruht auf der Isolation und Verhinderung von Konduktion, der zweite auf der Absorption der langwelligen Strahlung und ihrer Remission.

Kurzwellige und langwellige Strahlung in der Atmosphäre

Die von der Sonne ausgesandte elektromagnetische Strahlung ist von fundamentaler Bedeutung für alle Prozesse in der der Erdatmo-sphäre. Die Sonnenstrahlung im sichtbaren Teil des Lichtspektrums (380 nm - 760 nm) wird von den Gasen der Atmosphäre nicht absor-biert, so daß die energiereiche, kurzwellige Strahlung die Erdoberfläche erreicht. Unter dem Einfluss einiger Mechanismen wird die Sonnen-strahlung, welche die Erde erreicht, abgeschwächt. Diese Mechanismen sind Strahlungsabsorption, diffuse Reflexion und selektive Strahlungs-absorption. Sie beeinflussen sowohl die Qualität als auch die Quantität der einfallenden Sonnenstrahlung.

Wenn elektromagnetische Strahlung auf eine unebene Fläche trifft, entsteht die diffuse Reflexion. Die parallel einfallenden Strahlen sind nach der Reflexion von unebenen und rauen Flächen nicht mehr

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3parallel. Das bedeutet aber nicht, daß das Reflexionsgesetz nicht mehr gültig ist. Eine raue Fläche besteht nämlich aus vielen, kleinen ebenen Flächen; dementsprechend treffen einfallende Parallelstrahlen unter verschiedenen Einfallswinkeln, weshalb auch die Ausfallswinkel unter-schiedlich sind.

In der atmosphärischen Hülle der Erde befinden sich bestimmte Teilchen, Wassertropfen, Wolkenteile...und sie übernehmen die Rolle einer rauhen Fläche, weshalb in der Atmosphäre diffuse Reflexion ent-steht.

Selektive Absorption ist eine Erscheinung, bei der verschiedene Wellenlängen der Strahlung mit unterschiedlicher Intensität selektiv von Molekülen absorbiert werden. Jedes Gas hat nämlich ein charak-teristisches Absorptionsspektrum („wie ein Fingerabdruck“). Abhängig von der Wellenlänge besitzt jedes Gas ein grösseres oder kleineres Absorptionsvermögen, bzw. selektive Strahlungsabsorption. Die in der Atmosphäre am meisten vertretenen Gase ermöglichen dadurch die Absorption jener Wellenlängen, die für ihr Absorptionsspektrum cha-rakteristisch sind, bzw. die Intensität der Sonnenstrahlung dieser Wel-lenlängen wird nach Durchgang durch die Erdatmosphäre vermindert.

Langwellige Strahlung der Erde. Eine größere/ kleinere Konzentra-tionen der Gase in bestimmten Bereichen der Atmosphäre beeinflusst und bildet das Strahlungsspektrum der auf die Erde einfallenden Son-nenstrahlung. Die elektromagnetische Strahlung der Sonne, die durch die Atmosphäre bis auf den Erdboden gelangt, ist kurzwellig und ener-giereich. Die Erdoberfläche registriert dieses Strahlungsspektrum, und emittiert nachfolgend einen Teil der absorbierten Strahlung zurück in die Atmosphäre. Die emittierte Strahlung hat eine kleinere Energie, und ist als langwellige Strahlung zu bezeichnen. Dabei verhält sich die Erdoberfläche entsprechend dem Stefan-Boltzmann-Strahlungsgesetz. Laut diesem Gesetz ist die Strahlungsleistung eines Körpers propor-tional zum Emissionsprodukt der Oberfläche und zur vierten Potenz seiner absoluten Temperatur. Die Erdoberfläche weist nicht überall die gleiche Temperatur oder Emissionsvermögen auf, deshalb muss dieses Gesetz selektiv für jeden einzelnen Teil der Erde angewandt werden. So beträgt z.B das Emissionsvermögen von Wasserflächen 0.96, von Wäldern 0.98 usw.

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3Langwellige Strahlung der Atmosphäre.Langwellige Strahlung wird

von der Erdoberfläche in die Atmosphäre zurückgstrahlt. Dort spielen sich bestimmte Prozesse wie Absorption und Streuung ab, und ein Teil der Strahlung kommt damit wieder auf die Erde zurück. Diese Strahlung ist ebenfalls langwellig, aber viel komplexer als die Erdstrah-lung. Jedes Teilchen in der Atmosphäre, jeder Wolkenteil oder eine Gaskomponente verhält sich, im Einklang mit dem Stefan-Boltzmann-Strahlungsgesetz, wie eine Quelle der Wärmestrahlung.

Die umliegende Luft stellt für diese Teilchen einen unendlichen Wärmebehälter dar, so dass die Temperatur jedes einzelnen Teilchens der Temperatur der umliegenden Luft gleich ist. Die exakte Beziehung zur Berechnung atmosphärischer Strahlung ist praktisch unmöglich zu berechnen, es gibt aber viele empirische Beziehungen. Jede Relation wird entsprechend den dominanten Bestandteilen der Atmosphäre formuliert. Die reemittierte Strahlung aus der Atmosphäre gehört dem infraroten Bereich des Spektrums (4μm-10μm) mit dem Strahlungsma-ximum von 10μm an. Das ist die langwellige Strahlung. In der Literatur wird für die langwellige Strahlung der Erde gewöhnlich der Begriff “Ausstrahlung der Erde” genutzt, und für die langwellige Strahlung von der Atmosphäre in Richtung der Erdoberfläche nutzt man Begriffe atmosphärische Gegenstrahlung oder Rückstrahlung. Als gemeinsamer Oberbegriff wird der Ausdruck terrestrische Strahlung gebraucht. Die Differenz aus der Ausstrahlung der Erdoberfläche und der Gegenstrah-lung wird die effektive Ausstrahlung genannt. Diese Ausstrahlung sorgt für die nächtliche Abkühlung / Erwärmung der Erdoberfläche und der Atmosphäre. Die Erde erwärmt sich in der Nacht, wenn der Strah-lungssaldo positiv ist, bzw. wenn die atmosphärische Gegenstrahlung intensiver ist, und umgekehrt. Bei Anwesenheit von Wolken vergrößert sich der langwellige Strahlungssaldo, denn die Ausstrahlung der Erde und ein Teil der Rückstrahlung werden von der Wolkenbedeckung abgestossen und zurück zur Erde geführt, weshalb die nächtliche Ab-kühlung der Erdoberfläche stark verlangsamt ist.

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3Energiebilanz. Einfluss der Strahlung auf die Vegetation und Einfluss der Vegetation auf die Strahlung

Die Sonnenstrahlung, welche die Erdoberfläche erreicht, besteht aus zwei Komponenten: aus direkter und diffuser Strahlung. Die Direktstrahlung erreicht die Erde in Form eines Strahlenbündels bei einem Einfallswinkel bis 50 und die Diffusstrahlung nach diffuser Re-flexion und Streuung in der Atmosphäre. Direktstrahlung und Diffus-strahlung ergeben in der Summe ihrer Intensitäten die Globalstrahlung. Bei wolkenlosem Himmel erreichen beide Strahlungsarten die Ober-fläche der Erde, bei völliger Wolkenbedeckung nur diffuse Strahlung. Die Verteilung der Sonnenstrahlung ändert sich wesentlich im Laufe des Jahres mit der geographischen Breite.

Abbildung 5 Jahreszeitliche Verteilung der Globalstrahlung auf der Erde (W/m2)

Die Globalstrahlung wird entweder an der Erdoberfläche absorbiert oder in die Atmosphäre zurückgestrahlt. Das Verhältnis der reflektier-ten zur einfallenden Globalstrahlung wird als Albedo bezeichnet. Die Albedo einer Fläche hängt von ihrer Struktur, Farbe, Feuchtigkeit sowie von ihren Oberflächeneigenschaften ab. Die Feuchtigkeit verringert die Albedo, weil der wasserhaltige Boden eine höhere spezifische Wärmeka-pazität als die Luft hat. Aus diesem Grund ist der Anteil der absorbierten Globalstrahlung größer als der reflektierte Anteil, wodurch sich die

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3Albedo verringert. Dunkle Flächen haben eine geringe Albedo, weil sie stärker die Strahlung absorbieren, während tiefe Rillen große Anzahl der Flächen unter verschiedenen Winkeln aufweisen, was zur mehrfachen Strahlungsreflexion führt und zu einer bedeutenden Energiespeicherung im Boden. Die Albedo als eine wichtige Eigenschaft der Erdoberfläche ändert sich also im Einklang mit Veränderungen der Flächeneigenschaf-ten. Dementsprechend kann man die gegenseitige Beeinflussung von Vegetation und Strahlung feststellen. Die Strahlungsenergie, die von der Frequenz bzw. Wellenlänge abhängt, beeinflusst die Aktivität von Pflanzen. Vom pflanzenphysiologischen Standpunkt ist die Lichtenergie verantwortlich für die Photosynthese, Chlorophyll-Bildung, Wachstum, Form und Qualität der Pflanzen. Der sichtbare Teil des Sonnenlichtspek-trums ist äußerst nützlich, aber der UV-B Teil (280nm-315nm) übt einen negativen Einfluß auf die Fotosynthese, bzw. Pflanzengröße und Pflanzenqualität. Auch die Widerstandsfähigkeit von Pflanzen gegen Krankheiten wird durch UV-B Strahlung vermindert.

Abbildung 6 Intensität der photosyntetisch aktiven Strahlung oberhalb (rot) und innerhalb (blau) des Waldes

Die Vegetation beeinflusst Strahlung, weil sie die Energiebilanz an der Oberfläche bestimmt. Verschiedene Pflanzenarten besitzen verschiedene Absorptions-, Reflexions- und Transmissionsspektren aufgrund unter-schiedlicher morphologischer und physiologischer Eigenschaften. Von die-sen Einflussfaktoren hängt die Globalstrahlung sowie die Energiebilanz ab.

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Literatura

1. N. Čaluković: Fizika 2 za drugi razred Matematičke gimnazije, Krug , Beograd, 2011.

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6. B. Lalić, J. Eitzinger, A. Dalla Marta, A. Firanj Sremac, S. Orlandini, B. Pacher: Agricultural Meteorology and Climatology, Florence University Press, 2018.

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Slike koje su deo svakog poglavlja kreirane su od strane autora i tehničke podrške MSc Inje Firanj, ili preuzete sa:

internet stranica (https://pixabay.com posebna zahvalnost svim autorima su postavili svoje radove na portal): ELEKTROSTATIKA I ELEKTRIČNA STRUJA (slike 1, 3, 4, 5, 7, 8, 9, 10), TALASNA OPTIKA (slike 12, 13, 18, 19, 21, 23, 26, 27, 28, 29)

• direktno od fotografa: ELEKTROSTATIKA I ELEKTRIČNA STRUJA (slika 12 Paul Smith), TALASNA OPTIKA (slike: 11 optick, 20 Brocken Inaglory, 22 Yuri Khristich, 25 Timdaw)

• iz knjige „Agricultural Meteorology and Climatology” čiji su autori B. Lalić, J. Eitzinger, A. Dalla Marta, A. Firanj Sremac, S. Orlandini, i B. Pacher: SILA. OSNOVNI ZAKONI DINAMIKE ROTACIJE (slike 2, 6), TERMODINAMIKA (1, 2, 3, 4, 5), MOLEKULSKA TEORIJA ČVRSTIH TELA I TEČNOSTI I FAZNI PRELAZI (2, 3), TERMODINAMIKA (1, 2, 3), TALASNA OPTIKA (2, 3, 6), ELEKTROMAGNETNI TALASI (1, 4, 5, 6)

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