Erdatmosphäre

Atmosphäre der Erde, aufgenommen von der ISS

Die Atmosphäre der Erde, auch Erdatmosphäre (von {{Modul:Vorlage:lang}} Modul:ISO15924:97: attempt to index field 'wikibase' (a nil value) und {{Modul:Vorlage:lang}} Modul:Multilingual:149: attempt to index field 'data' (a nil value)) ist die gasförmige Hülle der Erdoberfläche. Sie ist eine Erdsphäre und hat einen hohen Anteil an Stickstoff und Sauerstoff und somit oxidierende Verhältnisse.

Zusammensetzung

Die bodennahen Schichten bis in etwa 90 km Höhe, also etwa bis zur Kármán-Linie, haben eine recht gleichförmige Zusammensetzung, weshalb dieser Abschnitt auch als Homosphäre bezeichnet wird. Was als Luft bezeichnet wird, besteht im Wesentlichen bei Außerachtlassen des wechselnden Wasserdampfgehalts in Volumenprozent trockener, wasserdampffreier Luft aus: 78,084 % Stickstoff (N₂), 20,946 % Sauerstoff (O₂) und 0,934 % Argon (Ar), dazu Aerosole und Spurengase, darunter Kohlenstoffdioxid (CO₂) mit zurzeit 0,04 %, nach Wasserdampf der wichtigste Verursacher des Treibhauseffekts, Methan (CH₄), Ozon (O₃), Fluorchlorkohlenwasserstoffe, Schwefeldioxid (SO₂) und Stickstoffverbindungen.^[1]

Für die Entstehung des Wetters ist neben der Energiezufuhr durch die Sonneneinstrahlung hauptsächlich der Gehalt an Wasserdampf verantwortlich. Dieser kommt in wechselnder Konzentration von 0 % Vol. bis etwa 4 % Vol. in der Luft vor, siehe Luftfeuchtigkeit.

Die oberen Schichten bestehen aus sehr dünnem Gas, in das die hochenergetische Strahlung der Sonne eindringt und Moleküle dissoziiert und ionisiert. Ferner kommt es ab etwa 100 km Höhe auch zu einer Entmischung der Bestandteile nach ihrer unterschiedlichen molaren Masse, weshalb dieser Abschnitt auch Heterosphäre genannt wird, in dem mit zunehmender Höhe die Anteile leichterer Teilchen wie Wasserstoffatome und Helium zunehmen. Diese beiden Elemente entweichen mit sehr geringer Rate in den Weltraum, sowohl thermisch als auch nach Photoionisation und Ladungstransfer.

Aufbau

Aufbau der Atmosphäre der Erde

Durchschnittliche Temperatur und molare Masse der Luft in Abhängigkeit von der Höhe

Durchschnittlicher Luftdruck und Luftdichte in Abhängigkeit von der Höhe

Standardatmosphäre 1976 bis 90 km Höhe

Schichtung

Die Atmosphäre weist eine Masse von etwa 5,15 · 10¹⁸ kg auf, also etwa ein Millionstel der Erdmasse. Sie besteht hinsichtlich ihres vertikalen Temperaturverlaufs, insbesondere dessen Gradienten, aus mehreren Schichten:

Troposphäre von der Erdoberfläche bis zwischen 7 km (Polargebiete) und 17 km (Tropen) Höhe, begrenzt durch die Tropopause
Stratosphäre bis zur Stratopause in 50 km Höhe
Mesosphäre bis zur Mesopause in 80 bis 85 km Höhe
Thermosphäre (siehe auch unten, Ionosphäre)
Exosphäre darüber

Die Troposphäre wird auch als untere Atmosphäre bezeichnet, Stratosphäre und Mesosphäre gemeinsam als mittlere Atmosphäre und die Thermosphäre als obere Atmosphäre.

Vor allem in der Troposphäre – der Wettersphäre – zeigt sich eine Dynamik innerhalb der Temperaturschichtung, weshalb dort auch die jeweilige Schichtungsstabilität eine große Rolle spielt.

Es ist auch möglich, die Atmosphäre nicht nach dem Temperaturverlauf, sondern nach anderen Gesichtspunkten zu gliedern:

Gliederung nach dem aerodynamischen Zustand

Prandtl-Schicht (etwa 0–50 m)
Ekman-Schicht (etwa 50–1000 m)
Prandtl-Schicht + Ekman-Schicht = planetare Grenzschicht (Peplosphäre)
Freie Atmosphäre (>1 km)

Gliederung nach dem Durchmischungsgrad

Die Homosphäre ist turbulent durchmischt und reicht bis zur Homopause in etwa 100 km Höhe.
Darüber beginnt die Heterosphäre. Hier trennen sich die Teilchen nach ihrer Molmasse, da die molekulare Diffusion dominiert.

Gliederung nach dem radio-physikalischen Zustand der Atmosphäre

Neutrosphäre (Gase überwiegend im neutralen, also nicht-ionisierten Zustand)
Ionosphäre (ionisierte Gase, in der Thermosphäre eingelagert, >80 km)
Plasmasphäre (vollständige Ionisation aller Teilchen, >1000 km,)
Magnetosphäre

Nach chemischen Gesichtspunkten lassen sich außerdem die Ozonosphäre (Ozonschicht in 16–50 km Höhe) und eine Chemosphäre (20–600 km) abgrenzen.

Grenze zum Weltraum

Der Übergang zwischen Exosphäre und Weltraum ist kontinuierlich, man kann daher keine scharfe Obergrenze der Atmosphäre ziehen. In der Exosphäre (oberhalb der Exobase in ~600 km Höhe) ist die mittlere freie Weglänge so groß, dass Teilchen entweichen können, falls sie mehr als Fluchtgeschwindigkeit haben.

Seitens der Fédération Aéronautique Internationale wird die Homopause bzw. eine Höhe von rund 100 km (Kármán-Linie) als Grenze angesehen. Diese Definition ist international weitestgehend anerkannt, wenn sie auch keine uneingeschränkte Gültigkeit besitzt. So wird zum Beispiel von der NASA die Mesopause (etwa 80 km) als Grenze definiert.

Erforschung

Die untere Atmosphäre, insbesondere die Troposphäre, ist das Forschungsfeld der Meteorologie, wohingegen die mittlere und obere Atmosphäre (Stratosphäre, Mesosphäre) in den Bereich der Aerologie gehören.

Messungen erfolgen in Bodennähe mit dem vollen Spektrum der meteorologischen Messgeräte. In der Höhe, besonders in Bezug auf Höhenprofile, stellen Radiosonden, meteorologische Raketen, Lidars, Radars und Wetter- beziehungsweise Umweltsatelliten die wichtigsten Messverfahren dar. In der Zukunft werden voraussichtlich auch Höhenplattformen wie das High Altitude and Long Range Research Aircraft eine größere Rolle spielen.

Entwicklung

Die Entwicklung der Atmosphäre ist ein Teil der chemischen Evolution der Erde und zudem ein wichtiges Element der Klimageschichte. Sie wird heute in vier wesentliche Entwicklungsstufen unterschieden.

Am Anfang stand die Entstehung der Erde vor etwa 4,56 Milliarden Jahren. Dabei verfügte sie schon sehr früh über eine vermutlich aus Wasserstoff (H₂) und Helium (He) bestehende Gashülle, die jedoch wieder verloren ging.

Der Vulkanismus als wesentlicher Faktor der Atmosphärenentwicklung

Durch die langsame Abkühlung der Erde und den dabei auftretenden Vulkanismus kam es zu einer umfangreichen Ausgasung aus dem Erdinneren. Die dadurch erzeugte Atmosphäre bestand zu etwa 80 % aus Wasserdampf (H₂O), zu 10 % aus Kohlendioxid (CO₂) und zu 5 bis 7 % aus Schwefelwasserstoff. Dabei handelt es sich um die Produkte des Vulkanismus, die auch heute noch beobachtet werden können. Der hohe Anteil des Wasserdampfs erklärt sich dadurch, dass die Atmosphäre zu diesem Zeitpunkt noch zu warm war, um Niederschläge bilden zu können. Es gab also noch keine Gewässer auf der Erde. Der eigentliche Ursprung des Wassers ist umstritten.

Nachdem die Temperatur der Atmosphäre unter den Siedepunkt des Wassers fiel, kam es zu einem extrem langen Dauerregen, nach dessen Ende sich die Ozeane gebildet hatten und dementsprechend die anderen Atmosphärengase relativ zum Wasserdampf angereichert wurden.

Die hohe UV-Einstrahlung bedingte eine photochemische Zerlegung der Wasser-, Methan- und Ammoniakmoleküle, wodurch sich Kohlenstoffdioxid und Stickstoff relativ anreicherten. Die leichten Gase wie Wasserstoff oder Helium verflüchtigten sich in den Weltraum. Kohlenstoffdioxid wurde in großen Mengen in den Ozeanen gelöst und von C-autotrophen Mikroorganismen zum Teil verbraucht. Unverändert blieb der inerte Stickstoff. Dieser wurde mit der Zeit weiter relativ angereichert und bildete vor etwa 3,4 Milliarden Jahren den Hauptbestandteil der Atmosphäre.

Entwicklung des O₂-Gehaltes während der letzten Jahrmilliarde

Der Sauerstoff O₂ spielt die Hauptrolle bei der weiteren Entwicklung zur heutigen Atmosphäre. Oxygen photosynthetisch aktive Cyanobakterien führten als C-Autotrophe zu einem weiteren Absinken der Kohlenstoffdioxidkonzentration, bildeten aber vor allem (möglicherweise schon vor etwa 3,5 Milliarden Jahren beginnend) Sauerstoff. Die Sauerstoffkonzentration der Atmosphäre blieb jedoch zunächst gering, weil der gebildete Sauerstoff in den Ozeanen bei der Oxidation von Eisen(II)-Ionen und Schwefelwasserstoff verbraucht wurde. Erst vor etwa zwei Milliarden Jahren begann Sauerstoff in die Atmosphäre zu entweichen, nämlich als die mit Sauerstoff reagierenden Stoffe knapp wurden. Vor einer Milliarde Jahren überstieg die Sauerstoffkonzentration der Atmosphäre drei Prozent, wodurch sich im Verlauf der nächsten 400 Millionen Jahre allmählich eine erste Ozonschicht bilden konnte. Vor 500–600 Millionen Jahren stieg der Sauerstoffgehalt, bedingt durch das erste massenhafte Auftreten von Landpflanzen, rapide an und erreichte vor 350 Millionen Jahren erstmals das heutige Niveau. Nach mehreren starken Schwankungen während des Erdmittelalters pendelte sich der Luftsauerstoff schließlich auf den heutigen Wert von 21 % ein.

Literatur

Helmut Kraus: Die Atmosphäre der Erde – eine Einführung in die Meteorologie. Springer, Berlin 2004, ISBN 3-540-20656-6.
Kshudiram Saha: The earth’s atmosphere – its physics and dynamics. Springer, Berlin 2008, ISBN 978-3-540-78426-5.
Mark Z. Jacobson: Fundamentals of atmospheric modeling. Cambridge University Press, Cambridge 2005, ISBN 0-521-54865-9.
C. N. Hewitt: Handbook of atmospheric science – principles and applications. Blackwell, Malden (Massachusetts) 2003, ISBN 0-632-05286-4.
Kristian Schlegel: Vom Regenbogen zum Polarlicht – Leuchterscheinungen in der Atmosphäre. Spektrum, Akademischer Verlag, Heidelberg 2001, ISBN 3-8274-1174-2.
Edmond Murad, Iwan P. Williams: Meteors in the earth’s atmosphere – meteoroids and cosmic dust and their interactions with the earth’s upper atmosphere. Cambridge University Press, Cambridge 2002, ISBN 0-521-80431-0.

Weblinks

Wiktionary: Atmosphäre – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

Commons: Erdatmosphäre – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise

↑ http://cdiac.ornl.gov/tracegases.html

[1] ttp://cdiac.ornl.gov/tracegases.html

[1]