Aufbau der Atmosphäre
Die Stockwerke der Atmosphäre
Die Atmosphäre ist die dünne Gas-Hülle der Erdkugel. Die Schichtdicke der Atmosphäre bis zur Obergrenze der Stratosphäre (50 km) beträgt weniger als 1 % des Erdradius (6 378 km). Die Gesamt-Luftmasse der Erdatmosphäre beträgt 5,13 × 1015 t (das ist ca. ein Dreihundertstel der Wassermasse der Ozeane bzw. ca. ein Millionstel der Erdmasse).[1]
Charakteristisch ist der vertikale Aufbau, der einen wesentlichen Einfluss darauf hat, wie Wetter- und Klimaprozesse ablaufen. Man kann den Aufbau der Atmosphäre natürlich je nach der Art der Klassifikation verschieden darstellen, je nachdem ob man die chemischen, dynamischen, thermischen, optischen oder andere Eigenschaften betrachtet. In der Meteorologie macht es aber am meisten Sinn, den Temperaturverlauf mit der Höhe als entscheidendes Kriterium heranzuziehen, weil dadurch auch die Wetterphänomene bestimmt sind.
Von unten nach oben gliedert sich die Atmosphäre demnach in die "Stockwerke" Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Ionosphäre und Exosphäre. Klimatisch bedeutsam sind allerdings nur die beiden unteren Stockwerke, da sich hier 99 % der Masse der Luft befinden. Ein wichtiger Grund ist die rasche Abnahme der Luftdichte nach oben. Sie beträgt am Boden 1,225 kg pro m3, an der Tropopause, der Grenze zwischen Troposphäre und Stratosphäre, nur noch 0,36 kg pro m3. Entsprechend nimmt der Luftdruck von 1013 hPa am Boden auf etwa 200 hPa an der Tropopause und 1 hPa an der Stratopause, der Obergrenze der Stratospäre, ab. Allerdings ist hierbei zu beachten, dass diese Genzen eben über den Temperaturverlauf definiert sind und sich daher je nach Wetterlage Druck und Dichte dort stark ändern können. In extremen Ausnahmefällen kann die Tropopause in mittleren und höheren Breiten durchaus schon bei 500 hPa liegen. (Die genannten Zahlen sind nicht etwa Konstanten, sondern vielmehr als "typische" Werte zu betrachten.)
Chemische Zusammensetzung
| Gas | Formel | Volumenanteil[4][5] | Massenanteil |
|---|---|---|---|
| Hauptbestandteile der trockenen Luft bei Normalnull | |||
| Stickstoff | N2 | 78,084 % | 75,518 % |
| Sauerstoff | O2 | 20,942 % | 23,135 % |
| Argon | Ar | 0,934 % | 1,288 % |
| Zwischensummen | 99,960 % | 98,941 % | |
| Gehalt an Spurengasen | |||
| Wasserdampf | H2O | 0,4 % | 0,4 % |
| Kohlenstoffdioxid | CO2 | 0,041 % | 0,061 % |
| Neon | Ne | 18,180 ppm | 12,67 ppm |
| Helium | He | 5,240 ppm | 0,72 ppm |
| Methan | CH4 | 1,85 ppm | 0,97 ppm |
| Krypton | Kr | 1,140 ppm | 3,30 ppm |
| Wasserstoff | H2 | ~500 ppb | 36 ppb |
| Distickstoffoxid | N2O | 328 ppb | 480 ppb |
| Kohlenstoffmonoxid | CO | 50–200 ppb | 50–200 ppb |
| Xenon | Xe | 87 ppb | 400 ppb |
Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre ist ein weiterer wichtiger Klimafaktor, da sie einen entscheidenden Einfluss auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre besitzt. Die Atmosphäre setzt sich hauptsächlich aus Stickstoff (Volumenanteil = 78,1 %), Sauerstoff (Volumenanteil = 20,9 %) und Argon (Volumenanteil = 0,93 %) zusammen. Klimawirksam sind allerdings nur die sogenannten Treibhausgase wie Wasserdampf (H2O), Kohlendioxid (CO2), Methan (CH4), Distickstoffoxid (N2O) und Ozon (O3), deren Anteil zusammen unter 1 % liegt. Der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre ist regional und zeitlich aber sehr verschieden und liegt im Mittel bei etwa 1 %.
Die Spurengase absorbieren zum Teil die kurzwellige Solarstrahlung und vor allem die terrestrische Infrarotstrahlung und tragen damit über den natürlichen Treibhauseffekt entscheidend zur Erwärmung der Atmosphäre bei. Ohne die Wirksamkeit dieser Spurengase wäre es in Bodennähe um 33 °C kälter; d.h. wir hätten auf der Erde statt der gegenwärtigen +15 °C eine globale Durchschnittstemperatur von -18 °C. Mit Ausnahme des Ozons befinden sich diese Spurengase vor allem in der unteren Troposphäre, da ja dort die Luftdichte am größten ist. Da die untere Atmosphäre so gut durchmischt ist, ist die Zusammensetzung mit Ausnahme von Wasserdampf und Ozon dort etwa gleich. Erst in Höhen von ca. 100 km beginnen die Gase sich gemäß ihrem Gewicht zu schichten, d.h. leichte Gase sind in großen Höhen stärker konzentriert als schwere. Außerdem herrscht in solchen Höhen eine starke UV-Strahlung, die Moleküle spalten kann und so die Zusammensetzung der Luft mit prägt.
Zu den klimawirksamen Bestandteilen der Atmosphäre gehören auch die Aerosole, kleine, in der Luft schwebende feste und flüssige Partikel, die aus verschiedensten Ausgangsprozessen (Vulkanausbrüchen, Verbrennungen, Staub, Eiskristallen) entstehen oder von der Erdoberfläche aufgewirbelt werden. Sie wirken im wesentlichen abkühlend, da sie Sonnenstrahlen zurückstreuen. Außerdem spielen Aerosole als Kondensationskerne bei der Wolkenbildung eine wichtige Rolle, und einige Aerosole absorbieren auch Strahlung. Klimatisch von besonderer Bedeutung sind die bei Vulkanausbrüchen bis in die untere Stratosphäre geschleuderten Sulfat-Aerosole, die über einige Jahre durch Absorption von Solarstrahlung die Temperatur in der unteren Stratosphäre erhöhen und am Erdboden absenken können. Anthropogene Aerosole, die durch Verbrennung fossiler Energieträger entstehen, haben insgesamt einen abkühlenden Effekt, da sie Sonnenstrahlen in der Troposphäre reflektieren. Ähnlich wirken sich anthropogene Aerosole durch ihre Rolle bei der Wolkenbildung aus, auch wenn die Mechanismen hier noch weitgehend ungeklärt sind.
Temperaturprofil der Atmosphäre
Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre bestimmt teilweise das charakteristische vertikale Temperaturprofil der Atmosphäre. In der Troposphäre nimmt die Temperatur vom Erdboden bis zur Tropopause, der Obergrenze der Troposphäre, von im Mittel 15 °C auf -50 °C ab (s. Abb. 1). Der Grund liegt einerseits darin, dass die Troposphäre durch die Absorption der Solarstrahlung durch die Erdoberfläche primär von unten erwärmt wird. Andererseits werden die von der Erdoberfläche ausgesandten Wärmestrahlen in der unteren Troposphäre von den hier besonders stark konzentrierten Treibhausgasen absorbiert. In der darüber liegenden Stratosphäre nimmt die Temperatur wieder zu, da ein Teil der Sonnenstrahlen in der Stratosphäre von dem hier konzentrierten (stratosphärischen) Ozon absorbiert wird. Das Ozon wird hier aus der Photolyse (d.h. Spaltung durch UV-Strahlung) von Sauerstoffmolekülen erzeugt. Die gegenüber der oberen Troposphäre höheren Temperaturen in der Stratosphäre begrenzen vertikale Luftbewegungen und schränken damit das Wettergeschehen auf die Troposphäre ein.
Wasserdampf
Wesentliche Prozesse des Wettergeschehens sind Verdunstung und Kondensation und die durch Temperaturunterschiede bedingte atmosphärische Dynamik. Bei Erwärmung von feuchten Oberflächen entsteht durch Verdunstung Wasserdampf, der mit der erwärmten Luft aufsteigt und bei Abkühlung durch Kondensation in flüssiges Wasser übergeht, wodurch es zur Bildung von Wolken und Niederschlag kommt. Bei der Verdunstung wird Energie verbraucht, die in dem entstehenden Wasserdampf gespeichert wird, als latente Wärme mit der Luft aufsteigt und bei Kondensation wieder frei wird. Wolken spielen eine wichtige Rolle im Energiehaushalt und sind hochgradig klimawirksam. Sie absorbieren und reflektieren sowohl die kurzwellige Sonnenstrahlung wie die langwellige Wärmestrahlung. Ihr Nettoeffekt auf den Energiehaushalt der Erde ist eine leichte Abkühlung. Dabei wirken die niedrigen Wolken deutlich abkühlend, da bei ihnen die Reflexion der Solarstrahlung überwiegt, während die hohen Eiswolken (Cirren) einen erwärmenden Effekt haben, da sie wie Treibhausgase die Sonnenstrahlung eher durchlassen, die Wärmestrahlung aber absorbieren.
Einzelnachweise
- ↑ K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel II. Atmosphärenchemie - Die Atmosphäre als Hülle der Erde
- ↑ Amt für Umweltschutz: Natürliche Zusammensetzung der Luft
- ↑ Wikipedia: Luft
- ↑ Beachte: Volumenanteil ≠ Massenanteil!
*) ppm = parts per million (Anteile pro Million)
Umrechnung (ppm in Prozent): 1 ppm = 0,0001 % - ↑ Die Anteilsgrößen (Massenanteil; Volumenanteil; Stoffmengenanteil) sind dimensionslos, das heißt sie haben keine Einheit. Zur Angabe aller Anteile sind Kürzel wie % , ‰, ppm, ppb usw. erlaubt bzw. üblich, wobei in diesem Fall die Bezeichnung der jeweiligen Anteilsgröße zwingend erforderlich ist. Zur Vermeidung von Missverständnissen (resp. Berechnungsfehlern) ist es sinnvoll, Einheits-Quotienten z.B. µg/g , µmol/mol , ml/m3 zu verwenden. - Vgl.: Klaus-Peter Rueß (Institut für Analytische Chemie, Uni Regensburg, Oktober 2006): Stöchiometrisches Rechnen mit Größengleichungen, Seite 34 ff. von 112 (PDF-Datei)
Weblinks
- K. Gericke (TU Braunschweig): Physikalische Chemie V, Kapitel IV. Atmosphärenchemie
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