Die Atmosphäre

Die Atmosphäre ist eine Hülle aus Gasen, welche die Erde umgeben. Neben den notwendigen Eigenschaften für das Leben auf der Erde, wie der Luftsauerstoff oder der Wasserkreislauf, hat die Atmosphäre auch einige Schutzfunktionen für das Leben auf der Erde. Sie ist also unabdingbar und ohne sie wäre das Leben eventuell gar nicht erst möglich oder nur eingeschränkt. An dieser Stelle soll erst einmal nur der grobe Aufbau erläutert werden. Der Aufbau der Atmosphäre richtet sich dabei nach Eigenschaften wie Temperatur, chemische Eigenschaften und Zusammensetzungen.
Die erste Unterteilung erfolgt in Homo- und Heterosphäre (beides lateinisch, homo sowas wie gleichbleibend, das Gleiche, hetero, verschieden, unterschiedlich und sphäre sowas wie Kugel). In der Homosphäre bleibt die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre in etwa gleich. Die größten Bestandteile sind dabei Stickstoff (N₂) mit etwa 78%, Sauerstoff (O₂) mit etwa 21%, Argon (Ar) mit circa 1% und Kohlenstoffdioxid (CO₂) mit etwa 0,4%. In der Heterosphäre ist dies nicht mehr der Fall, hier verflüchtigen sich die Gase und kommen überwiegend entweder in atomarer Sorte (ausgenommen natürlich die Edelgase wie Argon, da sie ja bereits Atome sind) oder als geladene Ionen vor. In der Heterosphäre ist auch die oft erwähnte Ionosphäre mit eingeschlossen, da hier sehr viele Ionen vorkommen. Warum ist das der Fall? Aus dem Weltraum und auch von der Sonne erreicht teils intensive Strahlung wie Röntgen- und UV-Strahlung die Atmosphäre. Da diese Strahlung hoch energetisch aufgrund ihrer kurzen Wellenlänge und damit der hohen Frequenz (wichtige Formel hierbei: E = hν), kann sie Moleküle aufspalten und auch Elektronen aus Atomen herausschlagen. Die gefährliche Strahlung wird dabei absorbiert und kann somit den Erdboden nicht mehr wirklich erreichen. Die Heterosphäre schützt uns also schon vor einen großen Teil von gefährlicher kosmischer Strahlung.
Die zweite Einteilung der Atmosphäre folgt nach dem Temperaturverlauf. Hierbei wird die Atmosphäre in die Tropo-, Strato-, Meso-, Thermo- und Exosphäre unterteilt. Die ersten drei liegen in der Homosphäre, welche im folgenden auch noch näher betrachtet werden. Die letzten beiden liegen in der Heterosphäre und bilden den äußeren Teil der Erdamtosphäre. Hier wird nur mal kurz die Thermosphäre angesprochen.

Die Troposphäre stellt den untersten und wichtigsten Teil der Erdatmosphäre dar. In ihr befindet sich alles Leben auf der Erdoberfläche. Zu dem findet hier auch das Wetter und auch die meisten aller atmosphärischen Erscheinungen statt. Die Troposphäre weist eine Dicke von etwa 11 Kilometern auf, wobei diese Dicke breitenabhänging sehr unterschiedlich ist. An den Polen reicht die Troposphäre nur bis etwa 7 Kilometer, während sie in den Tropen teilweise Höhen von 18 Kilometern erreicht. Das liegt allein schon an der Tatsache, dass kalte Luft eine höhere Dichte hat als wärmere und somit dichter am Boden zusammengepackt ist. Warme Luft ist dagegen leicht und dehnt sich aus.

Temperaturverlauf

In der Troposphäre ist der Temperaturverlauf nicht immer gleichbleibend, da hier sehr hohe Dynamik und Verwirbelungen aufgrund von Reibungen an der Erdoberfläche entstehen. Zu dem erwärmt sich die Oberfläche der Erde auch sehr unterschiedlich, das Land zum Beispiel deutlich stärker als Wasser. Grundsätzlich nimmt die Temperatur mit der Höhe ab, wie schon gesagt grundsätzlich. Denn es kommen auch Temperaturinversionen oder isotherme (die Temperatur bleibt konstant) Temperaturschichten vor. Außerdem enthält die Luft Wasser, sodass beim Aufstieg von Luftmassen durchaus auch Wasser auskondensiert. Dies gibt dabei Wärme an die Umgebung frei und die Abkühlung erfolgt langsamer. Würde die Luft nur trocken sein und somit kein Wasser enthalten, so würde der Temperaturgradient mit der Höhe in etwa 1 Kelvin pro 100 Höhenmetern betragen. Hier wird bewusst die Einheit Kelvin benutzt, da es die gängige Einheit der Temperatur ist. Die Differenz von Kelvin und °C ist dabei identisch: 1 Kelvin Unterschied entsprechen also auch 1 °C unterschied. 0 °C entsprechen dabei 273,15 K. Und es ist nur K und NICHT °K (sehr böse!). Kondensiert dagegen Wasser aus, so ist der Gradient geringer, in etwa 0,5 Kelvin pro Höhenmeter, wobei es hier aber auch auf die Menge des auskondensierten Wassers ankommt. Durchschnittlich hat die Troposphäre einen Temperaturgradienten von 0,65 K pro 100 Meter. An der Oberfläche sind es dabei durchschnittlich 15 °C und die Temperatur sinkt dann bis zur oberen Grenze auf durchschnittlich -60 °C. Aber auch hier hängt der Temperaturverlauf von den Breitengraden ab. In der oberen Troposphäre der Tropen können teilweise sogar Temperaturen an die -90 °C auftreten, also schon sehr niedrig!

Luftdruckverlauf

Die Temperatur ist schon kompliziert in der Troposphäre. Doch beim Luftdruck wird es noch komplizierter. Nehmen wir erst einmal die Luft als ideales Gas an, so lautet die Gleichung, das sogenannte Ideale Gasgesetzt:

pV = nRT

Diese Gleichung kann man noch umschreiben, in dem man die Stoffmenge n durch die Masse m und die molare Masse M ersetzt. R dividiert durch M ist dabei die spezifische Gaskonstante R_V der trockenen Luft, diese beträgt in etwa 287,05 Joule pro Kilogramm und Kelvin. Teilt man nun noch durch das Volumen V, so erhält man mit m/V die Dichte ρ. Die Gleichung wird also zu:

p = ρR_VT

Jetzt müsste man noch die Dichte kennen, was oft nicht so einfach ist. Denn die Dichte hängt von der Temperatur ab. Zum Glück gibt es da aber einen Ausweg, nämlich mit der Hydrostatischen Grundgleichung:

^dp / _dz = -gρ(z)

Hier wurde bewusst schon die z-Abhängigkeit bei der Dichte erwähnt. g ist dabei die Erdbeschleunigung (g = 9,81 m/s²). Die Dichte können wird jetzt mit der Idealen Gasgleichung einfach ersetzten und wir bekommen:

^dp / _dz = -^gp(z) / _RVT(z)

Und genau hier stoßen wir auf das nächste Problem, denn die Temperatur ist ja auch höhenabhängig! Doch hier nehmen wir einfach mal an, dass die Temperatur konstant mit dem weiter oben bereits beschriebenen Temperaturgradienten abnimmt:

T(z) = T₀ - Γz

T₀ ist dabei die auf der Oberfläche vorherrschende Temperatur, nämlich die durchschnittlichen 15 °C und Γ ist der Temperaturgradient von 0,65 K pro 100 Höhenmetern. Ok, das setzten wir also wieder in die obige Gleichung ein und dividieren dazu jetzt noch durch p und multiplizieren mit dz (ja, Mathematiker würden jetzt schreien :D). Wir erhalten:

^dp / _p = -^gdz / _RV(T0Γz)

Das kann jetzt integriert werden. Die rechte Seite wird dabei von z=0 bis z integriert. Die linke Seite von p(z=0) nach p(z). Der rechte Term ist zwar etwas hässlich, aber auch einfach zu integrieren. Man erhält schließlich:

ln^p(z) / _p(z=0) = - ^g / _RVΓ · ln 1- ^Γz / _T0

Hier können wird jetzt das folgende Logarithmusgesetzt anwenden:

a · ln b = ln b^a

Ok, dann machen wir das mal auf die obige Gleichung:

ln^p(z) / _p(z=0) = ln 1- ^Γz / _T0 ^{-g / _RVΓ}

Den natürlichen Logarithmus bekommen wir einfach mit Anwenden der e-Funktion weg, sodass final steht:

^p(z) / _p(z=0) = 1 - ^Γz / _T0 ^{-g / _RVΓ}

Diese Gleichung ist nichts anderes als die Barometrische Höhenformel. Der Druck kann jetzt also ganz einfach näherungsweise berechnet werden. p(z=0) ist dabei der Druck an der Oberfläche. Dieser beträgt im Durchschnitt 1013,25 hPa. Ok, das war jetzt viel Mathematik. Der Druck nimmt dabei mit der Höhe einen exponentiellen Abfall an. In etwa 5 km Höhe liegt er bereits bei etwa 500 hPa, also die Hälfte des Bodendruckes. In 10 km Höhe hat er sogar nur noch in etwa 281 hPa, was 27,7% des Bodendruckes entspricht. In etwa 75% des Volumenanteils der Atmosphäre liegen somit bereits in der Troposphäre!

Chemische Zusammensetzung

Die chemische Zusammensetzung der Troposphäre ist eine durchaus ganz wichtige Information, denn neben der üblichen Zusammensetzung, welche oben unter der Homosphäre beschrieben wurde, ist dabei der Wasserdampf noch ein sehr wichtiges Gas in der Troposphäre. Denn nahezu alles Wasser befindet sich hier, warum wird nochmals später aufgegriffen. Die Erdoberfläche wird erhitzt und Wasser kann dort verdampfen oder verdunsten. Der Wasserdampf wird dabei mit der Luft transportiert. Wenn die Luft ausreichend abgekühlt und der Taupunkt erreicht ist, kondensiert der Wasserdampf als Wasser wieder aus der Luft aus. Es bilden sich Wolken und eventueller Niederschlag (mehr unter Wolken) welcher den Boden erreicht. Das ganze geht dann von vorne los, der sogenannte Wasserkreislauf. Der Volumengehalt von Wasserdampf variiert sehr stark und hängt auch wieder von den Breitengraden (Klimazonen) und der Oberfläche (Unterschied Land und Wasser) ab. Der Gehalt variiert dabei zwischen 0,5 und 4%. Das hört sich erst einmal wenig an, da die Troposphäre von der Höhe nur einen kleinen Teil der Atmosphäre ausmacht, doch wie weiter oben beim Druck beschrieben, befinden sich aber schon 75% der Luft in jener Troposphäre. Von daher ist das also schon viel und sogar noch teilweise vor Argon!
Neben Wasserdampf sind noch weitere Spurengase vorhanden, wie Kohlenwasserstoffverbindungen, Stickoxide, sowie schwefelhaltige Verbindungen. Letztere werden hauptsächlich durch industrielle Prozesse und durch die Infrastruktur in die Luft gebracht. Schwefelhaltige Verbindungen können aber auch zum Beispiel durch Vulkanausbrüche in die Luft eingetragen werden. Weiter eine wichtige Rolle spielen noch aufgewirbelte Partikel wie Sand aus der Wüste, Meersalz und Pollen von Pflanzen. Denn diese dienen in erster Linie als sogenannte Aerosole und eine wichtige Rolle beim Auskondensieren oder Kristallisieren von Wasser in der Luft und somit zur Wolkenbildung! Außerdem können andere Spurengase mit anderen Gasen reagieren und ebenfalls Aerosole bilden. Aufgrund von vorhandenen Niederschlag und guter Durchmischung werden Spurengase und Partikel schnell wieder aus der Luft gewaschen. Die Lebensdauer hängt dabei von den Stoffen und chemischen Verbindungen ab und liegt bei wenigen Stunden bis Wochen, selten auch bei Monaten oder gar Jahren. Die meisten Spurengase werden vom wichtigen Hydroxil-Radikal (OH) ausgewaschen, wenn diese mit dem Radikal reagieren. Das OH-Radikal entsteht dabei bei der Photolyse von Ozon und Wassermolekülen:

O₃ + hν → O₂ + O(¹D)
O(¹D) + H₂O → 2 OH

Damit ist nicht das Hydroxid-Ion (OH^-) gemeint! Es handelt sich lediglich um eine Verbindung mit einem noch ungebundenen Elektronenpaar am Sauerstoff. Deshalb ist dieses Molekül auch sehr reaktiv und reagiert mit allen möglichen Stoffen.
Eine weitere chemische Reaktion ist die von Stickoxiden. Diese lassen sich sehr leicht photolysieren, da bereits violettes Licht bei 420 nm ausreicht. Dabei entsteht auch wieder atomarer Sauerstoff:

NO₂ + hν → NO + O(¹D)

Dies sorgt für weitere Reaktionen, M ist dabei ein Stoßpartner, was zum Beispiel ein anderes Molekül sein kann:

O(¹D) + O₂ + M → O₃ + M

Es bildet sich also auch Ozon in der Troposphäre und Stickoxide spielen dabei eine entscheidene Rolle! Besonders bei andauernden Hochdruckwetterlagen und schwachen Windverhältnissen sammelen sich besonders viele Stickoxide in der Luft an. Die Reaktion ist im Sommer besonders ausgeprägt, da die Sonneneinstrahlung hier besonders stark ist. Man spricht dabei oft von "Sommersmog".
Das Ozon wird aber auch schnell wieder abgebaut, zum Beispiel mit der Reaktion des Hydroxil-Radikals oder durch Photolyse:

O₃ + OH → O₂ + HO₂
O₃ + hν → O₂ + O(¹D)

Bei der zweiten Reaktion könnte aber wieder Ozon entstehen, von daher ist die erste Reaktion eine große Senke von Ozon. Außerdem ist die letzte Reaktion schon bereits von weiter oben bekannt und es kann hieraus das Hydroxil-Radikal gebildet werden.

Windzirkulation

Die Windzirkulation hat einen entscheidenen Einfluss auf unser Wettergeschehen. Grundsätzlich ist der Antrieb der Windzirkulation die Sonne und der Strahlungshaushalt. Am Äquator steht die Sonne sehr hoch und die Einstrahlung sehr stark, sodass sich dort die Luft besonders stark erwärmt. An den Polen steht die Sonne dagegen nur sehr flach und geht ein halbes Jahr sogar gar nicht auf. Es besteht also ein starkes Temperaturgefälle zwischen Polen und Äquator. Kalte Luft ist dabei schwerer als wärmere und lagert daher am Boden. An den Polen entsteht somit ein Hochdrucksystem und am Äquator ein Tief. In der Höhe ist dies genau umgekehrt, da kalte Luft zu Boden sinkt und somit in der Höhe jetzt welche fehlt. Beim Aufstieg der warmen Luft ist es genau umgekehrt. Es bildet sich somit ein Druckgradient und die Luft ist dazu bestrebt vom Hoch zum Tief zu fließen. Die Luft strömt also vom Äquator zum Pol und am Boden dann zurück. Das wäre theoretisch so, wenn sich die Erde nicht drehen würde. Da sie dies aber tut, wird die Luft dabei nach rechts abgelenkt. Diese Westwinde treten hauptsächlich in den gemäßigten Breiten wie in Europa auf, doch trotzdem gibt es auch meridionale (Nord-Süd, bzw. Süd-Nord) Winde. Wie kommt das also?
Ein besonders gutes Beispiel ist die Hadley-Zelle: am Äquator steigt, bedingt durch die starke Sonneneinstrahlung, stetig Luft auf, was dort zu einem Tief am Boden führt. Aus den Subtropen fließt damit Luft nach, sowohl von der Nord-, als auch von der Südhalbkugel. Diese Winde treffen dann aufeinander und es gibt dann nur einen Weg: nach oben! Diese Winde von den Subtropen zum Äquator sind übringens die Passat-Winde. Da in der Höhe jetzt aber zu viel Luft ist, strömt diese zu den Subtropen und sinkt dort großflächig ab, da ja Luft dort am Boden fehlt aufgrund der Strömung zum Äquator. Beim Absinken erwärmt sich die Luft adiabatisch auf und trocknet aus, es kommt zur Wolkenauflösung. Das ist der Grund, warum es zum Beispiel in der Sahara so trocken ist. Generell liegen in den Subtropen dadurch sogenannte Hochdruckgürtel. Ein Beispiel eines solchen Hochs ist das Azorenhoch. Am Äquator gibt es dagegen beständigen Tiefdruck und da die Luft hier aufeinander strömt und somit konvergiert, spricht man auch oft von der Innertropischen Konvergenzzone (kurz auf englisch ITCZ).
Gut, dass ist aber in den Tropen und Subtropen und wie entstehen die meridionalen Winde in den gemäßigten Breiten? Vom Prinzip lassen die Westwinde keine meridionale Strömung zu. Doch es gibt sie, also muss es eine Ursache dafür geben. Und die ist ganz einfach: die Erdoberfläche ist nicht eben und flach, sondern hat Unregelmäßigkeiten wie Berge und Täler. Dies verursacht schließlich Schwingungen in der Luft. Diese Schwingungen werden Schwerewellen bezeichnet. Diese haben jetzt erst einmal nicht großen Einfluss auf die Strömungsrichtung. Anders sieht es aber aus, wenn die Luft zum Beispiel einen Berg umströmt. Die Luft weicht dabei von der ursprünglichen Richtung ab. Dies sorgt für eine Änderung der potentiellen Wirbelstärke (englisch Vorticity), da diese aber eine Erhaltungsgröße ist, wirkt also jetzt eine rückstellende Kraft und es kommt zu einer Wellenbewegung, die sogenannten Rossby-Wellen. Es bilden sich dabei im Westwind Tröge (Wellentäler) und Rücken (Wellenberge). Auf der Vorderseite des Troges strömt Luft nach Norden (auf der Nordhalbkugel, Südhalbkugel umgekehrt) und auf der Rückseite nach Süden. Beim Rücken ist es genau anders herum. Beim Trog konvergiert die Luft aufgrund der Strömung und sie muss aufsteigen. Dies sorgt für eine Verringerung des Bodendruckes, ein Tief entsteht. Beim Rücken divergiert sie dagegen, es fehlt Luft am Boden und Luft strömt aus der Höhe nach, der Bodendruck steigt und somit entsteht ein Hoch. Und genau diese Hochs und Tiefs sorgen dann für die meridionalen Strömungen, je nachdem, wo sie gerade liegen und sorgen somit für einen Austausch der Luftmassen zwischen den Tropen/Subtropen und den polaren Regionen. Die Schwere- und Rossby-Wellen werden übrigens später in der Strato- und Mesosphäre noch eine sehr große Rolle spielen. Da auf der Nordhalbkugel deutlich mehr Landmassen liegen als auf der Südhalbkugel, sind die Wellen besonders auf der Nordhalbkugel ausgeprägt.

Tropopause

Die Tropopause stellt die obere Grenze der Troposphäre zur Stratosphäre dar. Doch so irgendeine Grenze ist das nicht, oft ist es sogar eine Schicht oder sie ist nicht immer klar definiert. Außerdem variiert auch ihrer Höhe aufgrund der Höhe der Troposphäre und liegt in den Tropen deutlich höher als an den Polen. Die Tropopause stellt dabei den (vorerst) kältesten Ort der Atmosphäre dar, die Temperaturen liegen im Durchschnitt bei -60 °C und können in den Tropen sogar teilweise auf -90 °C absinken! Diese kalte Luft kann nicht mehr wirklich Wasser speichern, sodass fast alles noch vorhandene Wasser hier auskristallisiert. Wichtige Merkmale der Tropopause ist der vertikale Temperaturgradient und die Ozonkonzentration. Die Tropopause wird genau dann definiert, wenn kein negativer vertikaler Temperaturgradient mehr vorherrscht, also die Temperatur mit der Höhe sich nicht mehr verringert. Wenn das nicht ganz klar ist, wird oft die Ozonkonzentration hinzugenommen. Wenn die Ozonkonzentration ansteigt, so liegt hier der Übergang zur Stratosphäre. Und hiermit kommen wir auch zu dieser Schicht:

Die Stratosphäre ist die vom Bonden ausgesehen zweite Schicht der Atmosphäre. Die untere Grenze variiert aufgrund der Troposphäre je nach Breitegrad und Wetterverhältnissen. Im Durchschnitt liegt sie bei 11 Kilometern. Die obere Grenze, die die Stratopause darstellt, liegt bei rund 50 Kilometern. Im Gegensatz zur Troposphäre ist die Stratosphäre sehr stabil geschichtet und somit sehr austauscharm. Dennoch findet auch hier eine Zirkulation statt und eine Komplung mit der Troposphäre ist ebenfalls vorhanden. Außerdem wird hier das Ozon sehr relevant.

Temperatur- und Druckverlauf

Im Gegensatz zur Troposphäre nimmt die Temperatur in der Stratosphäre mit der Höhe nicht ab. Von etwa 11 bis 20 Kilometern ist die Temperatur weitestgehend konstant und steigt anschließend bis zur Stratopause an! Dies hat zur Folge, dass ein aufsteigendes Luftpaket bei der adiabatischen (kein Wärmeaustausch mit der Umgebung) Abkühlung immer kälter als die Umgebung ist und somit zum Ursprungsort wieder absinkt. Die Luft ist also sehr stabil. Warum das so ist, wird weiter unten beim Kapitel Ozon beschrieben. Der Luftdruck nimmt dagegen nach wie vor exponentiell ab. Allerdings deutlich langsamer. Bei konstanter Temperatur vereinfacht sich die Barometrische Höhenformel zu:

^p(z) / _p(z=0) = exp (- ^gz / _RVT )

Wobei T eine konstante Temperatur darstellt und somit nicht höhenabhängig ist. Im Verlauf ist der Temperaturgradient positiv, das Vorzeichen der Formel ändert sich also und der Druckabfall ist dadurch langsamer als bei einen negativen Temperaturgradienten.

Chemische Zusammensetzung und Ozonschicht

Wie in der Troposphäre beschrieben, kristallisiert fast alles Wasser in der Tropopause aus. Außerdem ist die Luft wie oben beschrieben sehr stabil und somit austauscharm, weshalb kaum Luft aus der Troposphäre in die Stratosphäre gelangt. Die Stratosphäre ist damit also sehr trocken und es ist kaum Wasser vorhanden. Dadurch wird auch zunehmend das Hydroxil-Radikal weniger relevant. Spurengase können also nicht mehr gut aus der Luft gewaschen werden und verweilen länger in der Luft, zumal auch der Luftaustausch sehr gering ist. Die Lebensdauer von Spurengasen beträgt in der Stratosphäre also durchaus mehrere Jahre.
Sehr relevant wird in der Stratosphäre das Ozon. Ganz oben in der groben Zusammenfassung wurde bereits beschrieben, dass die sehr hoch energetische Strahlung bereits in der oberen Atmosphäre abosrbiert wird. UV-Strahlung gelangt dagegen aber noch tief in die untere Atmosphäre. Bei Wellenlängen von kleiner als 240 nm wird dabei Sauerstoff photolysiert:

O₂ + hν (λ<240 nm) → 2 O(¹D)

Diese Sauerstoffatome reagieren mit Hilfe eines Stoßpartners M mit molekularen Sauerstoff zu Ozon (O₃):

O(¹D) + O₂ + M → O₃ + M

Das Ozon kann dann wieder mit der Reaktion eines Sauerstoffatoms abgebaut oder photolysiert werden:

O₃ + O(¹D) → 2 O₂
O₃ + hν → O₂ + O(¹D)

Letztere Reaktion verursacht aber aufgrund des gebildeten atmomaren Sauerstoffs wieder für Ozonbildung. Es stellt sich ein Gleichgewicht zwischen den Reaktionen ein. Dieser Ozon-Kreislauf wird auch als Chapman-Zyklus bezeichnet. In der Stratosphäre sammelt sich also eine gewisse Menge an Ozon an, die sogenannte Ozonschicht. Diese liegt in etwa in einer Höhe von 15 bis 50 Kilometern. Die höchste Konzentration liegt in etwa bei 40 Kilometern und beträgt circa 8 ppm (ppm = parts per million, 1 ppm = 0,0001%). Wie in der ersten Gleichung ersichtlich, wird bei der Bildung von atomaren Sauerstoff elektromagnetische Strahlung mit der Wellenlänge kleiner 240 nm absorbiert. Das entspricht dem UV-Licht in dem Bereich UV-C und auch teilweise UV-B. Die starke UV-Strahlung wird also in der Stratosphäre bereits absorbiert und erreicht somit nicht den Erdboden. Da die Energie der Strahlung aber nicht verloren geht, wird diese auf das Sauerstoffatom übertragen. Diese wird bei der Bildung von Ozon in kinetische Energie umgewandelt. Temperatur beschreibt nichts anderes als die Teilchenbewegung und somit steigt also die Lufttemperatur bei der Ozonbildung. Die Bildung von Ozon ist also der Grund für die Temperaturzunahme in der Stratosphäre. Aerosole gibt es nicht nur in der Troposphäre, sondern auch in der Stratosphäre. Meist sind es dabei Schwefelsäure-Aerosole. Diese Aerosole entstehen dabei zum Beispiel durch das Oxidieren von Schwefeldioxid (SO₂), welches besonders bei Vulkanausbrüchen ausgeworfen wird. Allerdings ist Schwefeldioxid sehr kurzlebig und wird meist schon in der Troposphäre ausgewaschen. Eine große Rolle spielt da eher das Carbonylsulfid (COS). Es ist sehr langlebig und kann somit auch in die Stratosphäre gelangen. Auch dieses Gas kommt bei Vulkanausbrüchen in die Luft. COS wird dabei photolysiert und es entsteht Kohlenstoffmonoxid und Schwefel. Der Schwefel reagiert dann mit dem Luftsauerstoff zu Schwefelmonoxid (SO) und atomaren Sauerstoff. Letzterer reagiert wieder mit COS zu Kohlenstoffdioxid und Schwefelmonoxid. Schwefelmonoxid oxidert dabei zu Schwefeldioxid und schließlich zu Schwefeltrioxid. Letzeres reagiert dann mit Wasser zu Schwefelsäure.

COS + hν → CO + S
S + O₂ → SO + O
COS + 2 O → CO₂ + SO
2 SO + O₂ → 2 SO₂
2 SO₂ + O₂ → 2 SO₃
SO₃ + H₂O → H₂SO₄

Schwefelsäure reflektiert Sonnenlicht, sodass weniger Sonnenstrahlung den Boden erreicht. Es trägt somit zu einer Abkühlung bei. Das ist auch der Grund, warum es nach starken Vulkanausbrüchen zu einer Abkühlung kommen kann, da besonders viel Schwefelsäure entsteht.
Das Schwefelsäure-Aerosol spielt noch eine sehr große Rolle. Bei sehr tiefen Temperaturen, die im Winter in der unteren Stratosphäre erreicht werden und unter -70 °C sinken, kristallisiert Schwefelsäure aus. Dazu kann sich Salpetersäure und Wasser anlagern. Dadurch entstehen übrigens die Polaren Stratosphärenwolken (PSCs). Salpetersäure entsteht dabei, wenn Chlornitrat (ClONO₂) auf dem Schwefelsäure-Aerosol und besonders auf den PSCs reagiert:

ClONO₂ + H₂O (s) → HOCl + HNO₃
HOCl + hν → OH + Cl

Neben Salpetersäure entsteht noch Hypochlorige Säure (HOCl). Diese kann sehr gut photolysiert werden und es entstehen Hydroxid- und Chlor-Radikale. Diese reagieren dann mit dem Ozon und bauen somit die Ozonschicht ab! Erst wenn die PSCs wieder verdampfen, kann die Salpetersäure mit den Radikalen reagieren. Die Frage ist jetzt, wie überhaupt dieses Chlornitrat in die Stratosphäre gelangt. Ursache sind Fluorchlorkohlenwasserstoffe (kurz FCKWs). Diese sind langlebig und werden in die Stratosphäre eingetragen. Dort werden sie dann photolysiert und es entstehen Chlor-Radikale. Diese reagieren mit dem Ozon zu Sauerstoff und Chlormonoxid, was auch ein Radikal ist. Letzeres reagiert entweder mit sich selbst und bildet Chlorgas und Sauerstoff, oder es reagiert mit anderen Spurengasen wie Stickoxiden zu Chlornitrat.

CF₂Cl₂ + hν → CF₂Cl + Cl
Cl + O₃ → ClO + O₂
ClO + ClO → Cl₂ + O₂
ClO + NO₂ → ClONO₂

Das Chlorgas kann übrigens auch wieder zu Chlor-Radikalen photolysiert werden. FCKWs zerstören also nachhaltig die Ozonschicht! Das ist auch der Grund des Ozonlochs über den Antarktis und dasVerbot dieser Stoffe. Doch wieso tritt in der Antarktis das Ozonloch auf und müsste nicht Ozon dann nachströmen? Genau hier kommt dann jetzt die Zirkulation der Stratosphäre ins Spiel:

Windzirkulation

Im Gegensatz zur Troposphäre ist in der Stratosphäre die Temperaturverteilung anders, da die Luft hier nicht durch die Oberfläche beeinflusst wird. Am Sommerpol, wo die Sonne nicht untergeht, erwärmt sich die Stratosphäre. Am Winterpol kühlt sie dagegen aufgrund der fehlenden Sonneneinstrahlung ab. Dabei entsteht eine Windströmung vom warmen zum kalten Pol. Da sich die Erde aber dreht, werden die Luftmassen abgelenkt. Dies hat zur Folge, dass am Sommerpol ein Ost- und am Winterpol ein Westwind vorherrscht. Ein Austausch wäre also gar nicht möglich. Jetzt kommen wir aber nochmals zurück zu den Schwere- und Rossby-Wellen aus der Troposphäre. Diese können nämlich aufwärts in die Stratosphäre propagieren (sich ausbreiten). Dies passiert aber nur dann, wenn sie nicht die gleiche Phasengeschwindigkeit des zonalen (West-Ost oder Ost-West) Windes haben. Ansonsten werden sie nämlich absorbiert. Bei einem Westwind können also nur westwärts propagierende Wellen sich in die Stratosphäre ausbreiten. Beim Ostwind ist es umgekehrt. Diese Ausbreitung der Wellen verursacht eine instabile Temperaturschichtung aufgrund der Wellenberge und -täler (Dichteunterschied). Die Welle bricht dabei. Doch da die Impulserhaltung gilt, wird somit der Impuls auf die Luft übertragen. Da der Impuls der Welle aber entgegengesetzt zur Windströmung aber war, schwächt sich somit der zonale Wind ab. Es kommt damit zu einer großräumigen meridionalen Strömung vom Sommer- zum Winterpol. Gleichzeitig steigt im Bereich der tropischen Tropopause Luft auf. Genau hier kann somit Luft aus der Troposphäre in die Stratosphäre gelangen. Da auf der Nordhalbkugel deutlich mehr Schwere- und Rossby-Wellen induziert werden, ist der zonale Wind auf der Südhalbkugel sehr stabil und austauscharm. Das ist auch der Grund, warum hier das Ozonloch auftritt. Die Zirkulation wird übrigens auch als Brewer-Dobson-Zirkulation bezeichnet und soll auch noch in der Mesosphäre relevant sein, zu welcher wir jetzt kommen werden.

Oberhalb der Stratosphäre schließt sich die Mesosphäre an, die dritte Atmosphärenschicht. Sie reicht in etwa von 50 Kilometern hoch bis etwa 80 Kilometern. Begrenzt wird sie nach unten hin von der Stratopause und nach oben hin von der Mesopause.

Temperatur- und Druckverlauf

An der Stratopause nimmt die Temperatur nicht mehr zu, sondern bleibt vorerst konstant und sinkt dann mit zunehmender Höhe wieder ab. Der Temperaturgradient beträgt in etwa 3 Kelvin pro 1000 Höhenmetern oder pro Kilometer, er ist also deutlich geringer als in der Troposphäre. Grund für den Temperaturabfall ist, dass das Ozon weniger eine Rolle spielt und somit nicht mehr zu einer Erwärmung beitragen kann. Unten von der Tropo- und Stratosphäre aus wird dabei Wärme in den Weltraum abgestrahlt, was zu einer weiteren Abkühlung in der Mesosphäre führt. Der Druck ist hierbei schon sehr gering und sinkt von etwa 165 Pa an der Stratopause auf etwa 0,3 Pa in 100 Kilometern ab. Dies sind nur noch 0,0003% des Druckes am Boden, sodass man die Höhe von 100 Kilometern durchaus schon als obere Grenze der Atmosphäre zum Weltraum definieren kann. Ab der Mesopause bleibt die Temperatur dann wieder konstant, ehe sie in der Thermosphäre wieder ansteigt (wird später beschrieben).

Chemische Zusammensetzung

In der Mesosphäre ist die Grundzusammensetzung die gleiche wie in Tropo- und Stratosphäre. Einziger Unterschied ist die deutlich höhere Menge an hoch energetischer UV-Strahlung unterhalb von 240 nm. In der Mesosphäre wird zum einen Wasser und zum anderen auch Kohlenstoffdioxid zu Kohlenstoffmonoxid und atomaren Sauerstoff photolysiert:

H₂O + hν (λ<200 nm) → H + OH
H₂O + hν (λ<147 nm) → H₂ + O(¹D)
CO₂ + hν (λ<204 nm) → CO + O

Außerdem spaltet die hoch energetische Strahlung Elektronen von Atomen ab, es entstehen positive Ionen und eben diese Elektronen. Besonders hoch energetische Elektronen können zusätzlich auch noch weitere Elektronen aus Atomen und Molekülen schlagen. Dieser Trend der Ionen und Elektronen setzt sich in der Thermosphäre fort. In der Mesosphäre verglühen auch fast alle Meteore, weshalb auch Spuren von Meteorstaub in der Mesosphäre vorhanden sind.

Windzirkulation

Wie am Ende der Stratosphäre beschrieben, spielt die Brewer-Dobson-Zirkulation auch in der Mesosphäre eine große Rolle. Hierbei steigt am Sommerpol die Luft großflächig auf und am Winterpol sinkt sie dann ab. Beim Aufsteigen kühlt die Luft dabei adiabatisch ab, beim Absinken erwärmt sie sich dann. Dies ist der Grund warum die Mesosphäre im Sommer am kältesten ist. Die Temperatur kann in Höhe der Mesopause bis auf -140 °C absinken! Die Mesopause ist also der kälteste Ort der Atmosphäre. Aufgrund dessen können sich dort Leuchtende Nachtwolken bilden (mehr unter Leuchtende Nachtwolken).

In diesem Kapitel wird kurz noch die über der Mesosphäre liegende Thermosphäre angesprochen, denn hier finden noch interessante Prozesse und Erscheinungen statt, sodass die Thermosphäre nochmals etwas näher gebracht werden soll. Im Anschluss folgt eine kurze Zusammenfassung der gesammten Atmosphäre.

Thermosphäre

Die Thermosphäre liegt oberhalb der Mesosphäre in einem Bereich von 80 bis 800 Kilometern. Oben wird sie durch die Thermopause und die darüber liegende Exosphäre begrenzt.

In der Thermosphäre ist die Luft bereits extrem dünn, der Luftdruck ist in 100 Kilometern Höhe bereits nur noch auf einen Wert von 0,0003% des Bodendruckes abgefallen. interessant ist ab hier wieder der Temperaturverlauf, denn dieser nimmt in der Thermosphäre extrem zu und kann teilweise auf bis zu 2000 °C ansteigen. Da die Luft aber sehr dünn ist und die Luftteilchen somit sich sehr frei bewegen können ohne an ein weiteres Teilchen zu stoßen, nehmen wir diese hohen Temperaturen nicht mehr als solche war. Wir verbrennen also nicht dort. Temperatur ist ja auch nur ein Maß für die Teilchenbewegung und sagt lediglich aus, dass sich in der Thermosphäre die Teilchen extrem schnell bewegen. Da die Luft sehr dünn und somit auch der Luftwiderstand sehr gering ist, umkreisen in der Thermosphäre schon erste Satelliten die Erde, auch die ISS umkreist hier in etwa 350 Kilometern die Erde in der Thermosphäre.

So richtig Moleküle gibt es in der Thermosphäre nicht mehr wirklich, denn die hoch energetische UV- und Röntgenstrahlung der Sonne photolysiert die meisten Moleküle oder ionisiert diese zumindest. Es gibt dabei einzelne Regionen, bzw. Ionenschichten, welche hier auch nochmal näher gebracht werden sollen:

• Die D-Region in circa 60 bis 90 Kilometern, also auch noch in der Mesosphäre
• Die E-Region in 90 bis 130 Kilometern
• Die F-Region oberhalb 130 Kilometern unterteilt nochmals in F1 und F2

In der D-Region sorgt Strahlung unterhalb von 121,6 nm, auch als Ly-α Strahlung bezeichnet, für eine Photoionisation von Stickstoffmonoxid (NO):

NO + hν → NO⁺ + e

e stellt dabei ein freies Elektron dar.
In der E-Schicht kommen neben den genannten NO⁺-Ionen auch Ionen der Gasmoleküle des Sauerstoffes vor, außerdem auch Metallkationen, welche oft aus Meteoren stammen. Hier ist Strahlung unterhalb von 103 nm wirksam. Mal zwei Beispiele:

O₂ + hν → O₂⁺ + e
Fe + hν → Fe⁺ + e

In der darüber liegenden F-Region ist die Strahlung noch intensiver in einem Bereich von 9 bis 91 nm. Diese Strahlung ist so stark, dass sie sogar das Stickstoffmolekül photoionisiert:

N₂ + hν → N₂⁺ + e

Außerdem werden verschiedene Moleküle in den Schichten photolysiert:

O₂ + hν → 2 O
CO₂ + hν → CO + O(¹D)
H₂O + hν → H + OH* ODER H₂ + O(¹D)

Das * kennzeichnet dabei, dass sich das Molekül in einem angeregten Zustand befindet. Diese chemischen Reaktionen sind bereits in der Mesosphäre angesprochen worden. Somit liegt ein Teil dieser Ionosphäre neben der Thermosphäre auch in der Mesosphäre. Die Photoionisation und Photolyse ist übrigens der Grund, warum in der Thermosphäre die Temperatur sehr stark ansteigt, da bei diesen Prozessen Wärme freigesetzt wird.
Ist die Sonne schließlich untergegangen, kommt es zur Rekombination. Die positiv geladenen Ionen reagieren mit einem freien Elektronen wieder zu neutralen Atomen, bzw. Molekülen. Die freien Elektronen verschwinden in der D-Region vollständig, in der E und F1-Region um den Faktor 100 (die Konzentration beträgt also 1/100 der Anfangskonzentration). Die Rekombination von Sauerstoff erfolgt aber nur sehr langsam, sodass selbst nachts noch chemische Reaktionen ablaufen:

O + O₂ + M → O₃ + M
O₃ + H → OH* + O₂
OH* → OH + hν (rotes und IR-Licht)
O + O + M → O₂* + M
O₂* + O → O₂ + hν (grünes Licht) + O

Es wird also nachts Licht beim Abregen der Moleküle emmitiert. Dieses Licht wird auch als Airglow bezeichnet und kann durchaus von der Erdoberfläche beobachtet werden.
In der Thermosphäre wird auch Energie aus der Magnetosphäre, also der Bereich wo geladene Teilchen vom Erdmagnetfeld beeinflusst werden, übertragen. Bei der Wechselwirkung mit dem Sonnenwind entstehen dabei Ströme in der Thermosphäre und wechselwirken dort mit den Luftteilchen. Dies verursacht das Polarlicht, welches in der Thermosphäre in einer Höhe von 100 bis 200 Kilometern und sogar noch höher (besonders Polarlicht von Stickstoff) auftritt. Mehr dazu in Polarlichter.

Zusammenfassung

Die Atmosphäre wird also aufgrund ihres Temperaturprofils unterteilt. In der Troposphäre nimmt die Temperatur mit der Höhe ab, ehe sie ab der Tropopause in etwa 11 Kiometern bis 20 Kilometern überwiegend konstant ist. Anschließend steigt sie in der Stratosphäre aufgrund der Absorbierung von UV-Strahlung durch die Ozonschicht bis in etwa 50 Kilometern zur Stratopause an. In der Mesosphäre nimmt die Temperatur dann wieder ab, aber deutlich langsamer als in der Troposphäre. In der Strato- und Mesosphäre gibt es eine Zirkulation, welche vom Sommer- und Winterpol gerichtet ist und somit die Mesosphäre im Sommer durch adiabatisches Aufsteigen der Luft besonders kalt und der kälteste Ort der Atmosphäre ist. Ab der Mesopause steigt die Temperatur in der Thermosphäre aufgrund der Photolyse und Photoionisation von Molekülen und Atomen stark an. Sowohl im oberen Bereich der Mesosphäre als auch in der Thermosphäre kommen überwiegend nur noch Ionen vor, welche die Ionosphäre bilden. Der Luftdruck nimmt in der Atmosphäre exponentiell von anfangs 1013,25 hPa ab und erreicht in etwa 100 Kilometern nur noch 0,0003% des Bodendruckes. Deshalb wird oft genug auch schon diese Höhe als das obere Ende der Atmosphäre zum Weltraum gesehen.
Im Anschluss werden noch zwei Grafiken gezeigt, welche den Temperatur- und Druckverlauf in der Atmosphäre zeigen, wobei bei der Temperatur die Höhe auf 200 und beim Druck auf 100 Kilometer begrenzt ist: