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Atmosphäre

 

[griechisch sphaĩra »Kugel«] die, -/-n,  

 1) allgemein: Umgebung; Stimmung, Ausstrahlung, Fluidum.

 

 2) die Gashülle eines Sterns oder eines Planeten, die mit dessen Entwicklung und Zusammensetzung verbunden ist; speziell die Lufthülle der Erde.

 

 Erdatmosphäre

 

Die Erdatmosphäre umgibt die feste Erde beziehungsweise den Ozean, sie wird durch die Erdanziehung (Gravitation) festgehalten und nimmt an der Erdrotation teil. An ihrer unteren Grenzfläche steht sie in intensiver Wechselwirkung mit der Land- beziehungsweise Ozeanoberfläche; nach oben hin geht sie allmählich in den interplanetarischen Raum über, mit dem sie ebenfalls in komplizierter Wechselwirkung steht.

 

Zusammensetzung:

 

Die Erdatmosphäre besteht aus einem als Luft bezeichneten Gemisch verschiedener Gase, als Hydrometeore bezeichneten Wasser- und Eispartikeln, die als Wolken und Niederschlag in Erscheinung treten, sowie aus Aerosolen (Lithometeoren, d.h. flüssigen beziehungsweise festen Partikeln, die aber keine Hydrometeore sind). Trockene Luft enthält die in der Tabelle aufgelisteten Gase (unter 1 Vol-% als Spurengase bezeichnet, unter 0,2 ppt vernachlässigt).

 

Einige Gase sind in ihren Konzentrationen anthropogen beeinflusst, was teils für das Klima (Treibhauseffekt), teils für die Luftqualität von Bedeutung ist; FCKW (Fluorchlorkohlenwasserstoffe) sind völlig anthropogen. Der für das Wetter- und Klimageschehen überaus wichtige Wasserdamf (H₂O) ist räumlich und zeitlich stark variabel (in Bodennähe von weniger als 1 Vol-% bis maximal rd. 4 Volumenprozent; mittlere Konzentration in Bodennähe 2,6 Volumenprozent, in der Troposphäre 1,5 Volumenprozent). Aerosole können hier z.B. Stäube, Meersalzteilchen, Pflanzenpollen oder Bakterien sein.

 

Das Mischungsverhältnis der Gase ändert sich bis in etwa 110 km Höhe (Bereich der Homosphäre) nicht wesentlich, da durch dauernde horizontale und vertikale Bewegungen (Austausch) ein Absetzen nach ihrer unterschiedlichen Dichte verhindert wird. Das Ozon wird in Schichten zwischen 20 und 50 km Höhe durch die Ultraviolettstrahlung (UV-Licht) der Sonne mit Wellenlängen von 200 bis 290 Nanometer (1 nm = 10^-9 m) aus dem Sauerstoff gebildet und zwischen 20 und 25 km angereichert. Seine Höhenverteilung hängt auch von der atmosphärischen Zirkulation ab. Ozon absorbiert im Wellenbereich bis 290 nm sämtliche UV-Strahlung. Ab 100 km aufwärts werden Sauerstoffmoleküle durch UV-Licht (etwa 175 nm) in atomaren Sauerstoff zerlegt, sodass oberhalb von 140 km, abgesehen von Spuren von O₂, der Sauerstoff nur in atomarer Form vorkommt. Auch die Stickstoffmoleküle zerfallen offenbar in größeren Höhen in Stickstoffatome. Oberhalb von 110 km Höhe beginnt sich die Atmosphäre nach dem Gewicht ihrer Bestandteile zu entmischen. In Höhen von über 600 bis 1 000 km herrscht das leichte Helium vor, darüber der noch leichtere Wasserstoff.

 

Die vertikale Gliederung der Atmosphäre kann nach der Temperaturverteilung, der Ionisation (wesentlich für die chemischen und elektrischen Eigenschaften der Atmosphäre) und der Gaszusammensetzung vorgenommen werden.

 

In der Troposphäre erlaubt die relativ hohe Wasserdampfkonzentration in Zusammenhang mit der Zirkulation die häufige Bildung von Wolken und Niederschlag, die typisch für Wettervorgänge sind. Die hier täglich umgesetzten Energiemengen sind um viele Zehnerpotenzen größer als die aller bisher verfügbaren irdischen Energiequellen. In der Troposphäre herrscht durch horizontalen und vertikalen Austausch starke Durchmischung, die Temperatur nimmt im Mittel um 6,5 ºC je km nach oben ab. Eine etwa 1 bis 2 km hohe Grundschicht (Peplosphäre) mit häufiger Temperaturumkehr (Inversion) resultiert aus dem Strahlungs- und Reibungseinfluss des Erdbodens; auf diese Schicht beschränkt sich hauptsächlich der tägliche Gang der Temperatur und der Reibungseinfluss auf den Wind.

 

Die Obergrenze der Troposphäre, die Tropopause, liegt etwa zwischen 8 km Höhe (Polargebiet) mit Temperaturen von —40 ºC (Sommer) bis —65 ºC (Winter) und 17 km Höhe (Tropen) mit Temperaturen von —75 ºC bis —80 ºC (Normmittelwert 11 km, —55 ºC). Knapp unterhalb der Tropopause treten in mittleren Breiten bandförmig verlaufende Zonen sehr hoher Windgeschwindigkeiten auf, die an die stärksten troposphärischen Luftmassengegensätze gebunden sind (Frontalzone). Die dort herrschenden Strahlströme (Jetstreams) erreichen Geschwindigkeiten von über 400 km/h.

 

Oberhalb der Tropopause, in der Stratosphäre, nehmen Windgeschwindigkeit und Luftfeuchtigkeit rasch ab, sodass die Stratosphäre praktisch wolkenfrei ist (vereinzelte Perlmutterwolken in 25 bis 30 km Höhe). Die Temperaturen steigen in der oberen Stratosphäre kräftig an und erreichen an der Stratopause etwa —10 ºC bis +10 ºC. Diese Erwärmung wird durch die so genannte Ozonschicht verursacht, die energiereiche UV-Strahlung absorbiert. In der Polarnacht kühlt die polare Stratosphäre auf —65 ºC bis —85 ºC ab und erwärmt sich im Sommer auf etwa —40 ºC, eine gegenüber der tropischen Stratosphäre sehr starke jährliche Schwankung. Im Zusammenhang mit dieser Überwärmung während der Sommermonate dreht sich oberhalb von 20 km Höhe die Strömung von westliche auf östliche Richtungen. Luftdruck und Luftdichte, deren Werte bis zur Tropopause auf etwa ein Zehntel der Bodenwerte gesunken sind, nehmen bis zur Stratopause auf ein Tausendstel ab.

 

In der Mesosphäre nimmt die Temperatur wieder rasch ab, in mittleren Breiten bis auf rd. —90 ºC im Bereich der Mesopause (80 km Höhe). Hier bilden sich die leuchtenden Nachtwolken. Oberhalb der Mesopause steigt die Temperatur in der Thermosphäre, die keine bestimmte Obergrenze hat, auf über 1 000 ºC in 200 km Höhe an. Etwa mit der Mesopause fällt auch die Untergrenze der Ionosphäre zusammen.

 

Die Ionosphäre reicht tagsüber mit ihrer Ionisierung in der D-Schicht in Höhen noch etwas unterhalb der Mesopause hinab; nachts beginnt die Ionisierung erst oberhalb von 90 km merklich zu werden. In der E-Schicht (100-140 km Höhe) nimmt nachts die Ionisierung auf etwa ein Hundertstel des Mittagswertes ab, doch gibt es auch nachts spontan Ionisierungszunahmen bis zum 30fachen des Mittagswertes. In der F-Schicht (180-300 km Höhe) bildet sich tagsüber im Sommer eine Stufe, die F₁-Schicht, während der obere Teil, die F₂-Schicht, ständig vorhanden ist. Die Ionisierung fällt in der F-Schicht nachts auf etwa ein Zehntel des Mittagswertes.

 

Auch in der Ionosphäre gibt es Bewegungsvorgänge, die durch Gezeitenkräfte und elektrische Felder hervorgerufen und durch magnetische Felder beeinflusst werden. Da die Ionisierungsprozesse vom Zenitwinkel der Sonne, also von der geographischen Breite und der Tages- und Jahreszeit, die Bewegungsvorgänge aber von der Richtung des erdmagnetischen Feldes, also der magnetischen Breite, abhängen, ist die resultierende globale Verteilung der Ionisierung sehr kompliziert. - Oberhalb des Ionisierungsmaximums in 250-350 km Höhe nimmt die Dichte der Ladungsträger viel langsamer ab als nach unten; gleichzeitig nimmt der Ionisierungsgrad (Verhältnis der geladenen zu den ungeladenen Teilchen) nach oben zu. Die vier Schichten, in denen die Ionen und Elektronen konzentriert sind, reflektieren Radiowellen.

 

Die Exosphäre (Dissipationssphäre) ab etwa 500-1 000 km Höhe bildet den Übergang der Erdatmosphäre zum interplanetaren Raum; sie fällt zum Teil mit dem oberen Bereich der Thermosphäre und mit dem unteren Bereich der Magnetosphäre zusammen. In ihr sind die Gasmoleküle weitgehend ionisiert. Sie ist der Höhenbereich, aus dem Teilchen, die eine genügend große Geschwindigkeit radial nach außen haben, aus dem Schwerefeld der Erde in den interplanetaren Raum entweichen können. Der Verlust von Helium ist nachgewiesen, da wesentlich weniger Helium in der Atmosphäre enthalten ist, als während geologische Zeiten in der Erdkruste erzeugt wurde. In dieser Höhe befinden sich auch die Van-Allen-Gürtel (Strahlungsgürtel).

 

Physikalische Eigenschaften:

 

Die Wärmeleitfähigkeit der Luft ist mit 0,0243 W/(m · K) sehr gering; Wärmetransport findet daher besonders durch Austausch statt. Auch die innere (molekulare) Reibung der Luft ist gering; die Reibung an der Erdoberfläche dagegen führt zu einer Abbremsung sowie zur Ablenkung zum tieferen (geringeren) Luftdruck hin (barisches Windgesetz). Die Dichte der Luft beträgt im Meeresniveau 1,293 kg/m³, der Druck 1013,25 hPa. Beide nehmen nach oben hin ab, wobei für den Druck die Faustformel eine Halbierung nach jeweils rd. 5,5 km Höhenunterschied gilt. Die Masse der Atmosphäre liegt mit 5,13 · 10¹⁸ kg bei knapp einem Millionstel der Erdmasse insgesamt.

 

Die Temperaturen der Thermosphäre oberhalb 200 km (1 000 bis 2 000 ºC) sind kaum noch mit dem Temperaturbegriff der kinetischen Gastheorie zu deuten; sie entsprechen den thermischen Schwingungen der Neutralgasteilchen, Elektronen und Ionen. Unterschiedliche »Temperaturen« dieser Bestandteile sind wahrscheinlich.

 

Biologische Bedeutung:

 

Die Atmosphäre wirkt wie ein Filter, der erst das Leben in seiner jetzigen Form ermöglicht. Im infraroten (Wärme-)Strahlungsbereich wird die Einstrahlung der Sonne durchgelassen, die Rückstrahlung durch die Erdoberfläche aber, besonders bei Wolkenbedeckung, zurückgehalten (Treibhauseffekt). Fehlt die Bewölkung, so tritt starke nächtliche Auskühlung (Strahlungsfrost; Wüstenklima) auf. Im ultravioletten Bereich wird der biologisch sehr wirksame Bereich mit Wellenlängen um 250 nm bei der Ozonbildung und -zerstörung absorbiert. Die kurzwellige Ultraviolettstrahlung wird bei der Dissoziation des Sauerstoffs und bei den Ionisierungsprozessen in der Ionosphäre absorbiert.

 

Entstehung:

 

Die Frage nach der Entstehung der Erdatmosphäre gilt v. a. der Entwicklung des freien Sauerstoffs. Da die Erde nach ihrer Bildung so gut wie von keinen atmosphärenartigen Gasen umhüllt war, muss sich die Uratmosphäre aus den Gasen entwickelt haben, die sich bei der Zusammenballung des Planeten - infolge der ansteigenden Temperatur im Erdinnern - von den Feststoffen trennten und nach außen entwichen. Wahrscheinlich enthielt die Uratmosphäre hauptsächlich Wasserdampf, Kohlendioxid und Stickstoff sowie Spuren von Gasen wie Schwefelwasserstoff, Schwefeldioxid, Chlorwasserstoff, Fluorwasserstoff, Wasserstoff, Kohlenmonoxid, Methan, Ammoniak und Edelgase (v. a. Argon). Freier Sauerstoff war damals nicht vorhanden; dieser hätte auch die Entstehung des Lebens, d. h. die auf sauerstofffreie Umgebung angewiesene Bildung der Aminosäuren, der Baustoffe der Eiweißstoffe (Proteine), aus einfachen Molekülen verhindert. Der Wasserdampf kondensierte nach ausreichender Abkühlung ab einer gewissen Konzentration zu Wasser (Entstehung der Hydrosphäre), in dem sich ein Teil des Kohlendioxids löste und durch Verbindung mit dem vom Festland eingeschwemmten Calcium Kalksedimente bildete. Der freie Sauerstoff der Atmosphäre kann nicht aus dem Erdinnern stammen, wo der Sauerstoff v. a. in den Silikatmineralen zu fest gebunden ist, und auch nicht oder kaum durch Photolyse entstanden sein, sondern wurde durch die Photosynthese der Cyanobakterien und grünen Pflanzen gebildet. Bis vor 3,8 Mrd. Jahren, der Entstehungszeit der ältesten bekannten Sedimente, hatten sich bereits 50 bis 60 % der heute vorliegenden Sauerstoffmenge gebildet. Allerdings entstand zu Beginn der Entwicklung des Lebens noch kein freier, gasförmiger Sauerstoff; er wurde vielmehr von den Bakterien in Form sauerstoffreicher Verbindungen (z. B. Sulfate) ausgeschieden. Außerdem gab es bis vor 2 Mrd. Jahren nur Leben im Meer. Dieses enthielt große Mengen von gelöstem zweiwertigem Eisen, das mit dem nun entstehenden Sauerstoff zu unlöslichem Eisenoxid (Fe₂O₃) reagierte (Bildung von Bändereisenerzen). Erst nachdem das zweiwertige Eisen des Meeres umgewandelt worden war, konnten größere Mengen von Sauerstoffgas in die Atmosphäre gelangen. Es verband sich zwar hier mit dem zweiwertigen Eisen der Abtragungsprodukte kontinentaler Gesteine (Bildung von roten Sandsteinen), doch lief dieser Prozess sehr viel langsamer als im Meer ab, sodass sich nun erstmals ein Überschuss an freiem Sauerstoff in der Atmosphäre ansammeln konnte. Da alle Lebewesen, deren Zellen einen Kern enthalten (Eukaryonten), Sauerstoff atmen, muss spätestens bei ihrem ersten Auftreten (vor 1,3-1,5 Mrd. Jahren) die Konzentration des Sauerstoffs in der damaligen Atmosphäre ein Prozent des heutigen Werts, die unbedingt erforderliche Menge, betragen haben. Ab dem Oberkarbon, seit etwa 320 Mio. Jahren, war sie so hoch wie heute.

 

 Atmosphäre anderer Himmelskörper

 

Die Atmosphäre der Planeten Venus und Mars weicht zwar in Dichte und Zusammensetzung stark von der Erdatmosphäre ab, stellt aber im Prinzip die gleiche Erscheinung dar. Auf dem Merkur konnte noch keine Atmosphäre nachgewiesen werden. Die Atmosphäre der großen Planeten Jupiter und Saturn unterscheiden sich nicht nur in Zusammensetzung und Dichte, sondern stehen auch mit deren Planetenoberflächen in stärkerem Austausch, als dies bei den Atmosphären der anderen Planeten mit definierter Oberfläche der Fall ist. Kleine Körper, wie der (Erd-)Mond und die Monde der Planeten des Sonnensystems, haben im Allgemeinen keine merkliche Atmosphäre; Ausnahmen sind z. B. der Saturnmond Titan, der eine Ammoniakatmosphäre besitzt, und der Neptunmond Triton.

 

Als Sternatmosphäre bezeichnet man die oberhalb der Photosphäre liegenden glühenden Gasmassen eines Sternes, in denen Dichte und Temperatur nach außen hin abnehmen (Sterne).

 

Weitere Informationen zu diesem Thema finden Sie v. a. auch in den folgenden Artikeln:

 

Front · Hochdruckgebiet · Klima · Meteorologie · Tiefdruckgebiet · Wetter · Zirkulation der Atmosphäre

 

Literatur:

 

H. Riehl: Introduction to the atmosphere (New York ³1978);

 M. Schidlowski: Die Gesch. der Erd-A., in: Spektrum der Wiss. (1981), H. 4;