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Erdatmosphäre
Was als Luft bezeichnet wird, besteht im Wesentlichen bei Außerachtlassen des wechselnden Wasserdampfgehalts (d. h. in Volumenprozent trockener …
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Grundlagen und Bedeutung
Die Erdatmosphäre ist die gasförmige Hülle der Erdoberfläche und eine der Erdsphären. Sie enthält vor allem Stickstoff und Sauerstoff und weist deshalb oxidierende Verhältnisse auf. Ihre Gesamtmasse beträgt etwa 5,15 · 10^18 kg beziehungsweise 5,15 Billiarden Tonnen; das ist knapp ein Millionstel der Erdmasse.
Die Atmosphäre schützt und beeinflusst das Leben auf der Erde und ist der Ort des Wettergeschehens. Wetter entsteht hauptsächlich in den unteren etwa 10 km, der Troposphäre. Entscheidend sind dabei die Energiezufuhr durch die Sonnenstrahlung, deren tages- und jahreszeitliche Schwankungen sowie der wechselnde Wasserdampfgehalt. Auch Aerosole beeinflussen die Transparenz der Atmosphäre und damit die regionale Sonneneinstrahlung.
Die vertikale Gliederung der Atmosphäre beruht vor allem auf Unterschieden im Temperaturverlauf. Daneben kann sie nach dem Durchmischungsgrad, dem aerodynamischen und radio-physikalischen Zustand sowie nach chemischen Eigenschaften eingeteilt werden.
Zusammensetzung der Luft
Bis in ungefähr 90 bis 100 km Höhe ist die Atmosphäre relativ gleichmäßig durchmischt. Dieser Bereich heißt Homosphäre. Trockene, also wasserdampffreie Luft besteht in Volumenprozent im Wesentlichen aus 78,08 % Stickstoff (N₂), 20,95 % Sauerstoff (O₂), 0,93 % Argon (Ar) und derzeit 0,04 % Kohlenstoffdioxid (CO₂). Hinzu kommen Aerosole und Spurengase wie Methan (CH₄), Ozon (O₃), Fluorchlorkohlenwasserstoffe, Schwefeldioxid (SO₂) und Stickstoffverbindungen.
Der Wasserdampfgehalt ist nicht konstant, sondern liegt zwischen 0 Vol.-% und etwa 4 Vol.-%. Wasserdampf ist für die Entstehung des Wetters besonders wichtig. Kohlenstoffdioxid ist nach Wasserdampf der wichtigste Verursacher des Treibhauseffekts.
Die Hochatmosphäre besteht aus sehr dünnem Gas. Energiereiche Sonnenstrahlung kann dort eindringen; kurzwelliges UV-Licht zerlegt Moleküle, was als Dissoziation bezeichnet wird, und ionisiert sie teilweise, entzieht ihnen also Elektronen. Oberhalb von etwa 100 km entmischen sich die Bestandteile nach ihrer molaren Masse, weil die molekulare Diffusion überwiegt. Dieser Bereich heißt Heterosphäre. Mit zunehmender Höhe wächst daher der Anteil leichter Teilchen wie Wasserstoffatome und Helium. Beide Elemente entweichen allmählich in den Weltraum.
Temperaturschichten und weitere Einteilungen
Nach dem vertikalen Temperaturverlauf wird die Atmosphäre in mehrere Hauptschichten gegliedert:
• Die Troposphäre reicht von der Erdoberfläche bis zur Tropopause. Diese liegt über den Polargebieten bei etwa 7 km und über den Tropen bei etwa 17 km. Die Troposphäre heißt auch untere Atmosphäre oder Wettersphäre. In ihr sind Temperaturschichtung und Wasserdampfgehalt besonders dynamisch; deshalb ist die Schichtungsstabilität für das Wetter wichtig.
• Die Stratosphäre reicht bis zur Stratopause in 50 km Höhe.
• Die Mesosphäre endet an der Mesopause in etwa 80 bis 85 km Höhe. Stratosphäre und Mesosphäre bilden gemeinsam die mittlere Atmosphäre.
• Darüber folgen die Thermosphäre als obere Atmosphäre und schließlich die Exosphäre.
Nach dem aerodynamischen Zustand unterscheidet man die Prandtl-Schicht von ungefähr 0 bis 50 m, die Ekman-Schicht von ungefähr 50 bis 1000 m und die freie Atmosphäre oberhalb von 1 km. Prandtl- und Ekman-Schicht bilden gemeinsam die planetare Grenzschicht, auch Peplosphäre genannt.
Nach dem Durchmischungsgrad reicht die turbulent durchmischte Homosphäre bis zur Homopause in etwa 100 km Höhe. In der darüberliegenden Heterosphäre trennen sich Teilchen nach ihrer Molmasse.
Nach dem radio-physikalischen Zustand folgen aufeinander die Neutrosphäre mit überwiegend neutralen, nichtionisierten Gasen, die in die Thermosphäre eingelagerte Ionosphäre oberhalb von 80 km, die Plasmasphäre mit vollständiger Ionisation aller Teilchen oberhalb von 1000 km und die Magnetosphäre. Chemisch lassen sich außerdem die Ozonosphäre mit der Ozonschicht in 16 bis 50 km Höhe und die Chemosphäre in 20 bis 600 km Höhe abgrenzen.
Übergang zum Weltraum und Erforschung
Die Atmosphäre besitzt keine scharfe Obergrenze. Der Übergang von der Exosphäre zum Weltraum verläuft kontinuierlich. Oberhalb der Exobase in ungefähr 600 km Höhe ist die mittlere freie Weglänge, also die durchschnittliche Strecke zwischen zwei Zusammenstößen, so groß, dass Teilchen entweichen können, wenn sie die Fluchtgeschwindigkeit erreichen. Einzelnen Wasserstoffteilchen ist dies durch Zusammenstöße bereits bei mittleren Geschwindigkeiten von 3 bis 4 km/s möglich.
Die Fédération Aéronautique Internationale betrachtet eine Höhe von rund 100 km, die Kármán-Linie beziehungsweise Homopause, als Grenze zum Weltraum. Diese Festlegung ist international weitgehend anerkannt, gilt aber nicht uneingeschränkt. Die NASA setzt die Grenze beispielsweise an der Mesopause bei etwa 80 km an.
Die untere Atmosphäre und besonders die Troposphäre werden von der Meteorologie untersucht. Die Erforschung der mittleren und oberen Atmosphäre, insbesondere von Stratosphäre und Mesosphäre, gehört zur Aerologie. In Bodennähe verwendet man das gesamte Spektrum meteorologischer Messgeräte. Für Höhenprofile sind vor allem Radiosonden, meteorologische Raketen, Lidars, Radars sowie Wetter- und Umweltsatelliten wichtig. Zukünftig könnten auch Höhenplattformen wie das High Altitude and Long Range Research Aircraft eine größere Rolle spielen.
Entwicklung der Atmosphäre
Die Entwicklung der Atmosphäre gehört zur chemischen Evolution der Erde und ist ein wichtiger Teil ihrer Klimageschichte. Sie wird in vier wesentliche Entwicklungsstufen gegliedert.
Bei der Entstehung der Erde vor etwa 4,56 Milliarden Jahren gab es wahrscheinlich schon früh eine Gashülle aus Wasserstoff (H₂) und Helium (He), die jedoch wieder verloren ging. Während die Erde langsam abkühlte, setzte Vulkanismus große Mengen von Gasen aus dem Erdinneren frei. Diese frühe Atmosphäre bestand zu etwa 80 % aus Wasserdampf (H₂O), zu 10 % aus Kohlenstoffdioxid (CO₂) und zu 5 bis 7 % aus Schwefelwasserstoff. Da es noch zu warm für Niederschlag war, existierten zunächst keine Gewässer. Der eigentliche Ursprung des Wassers ist umstritten.
Als die Temperatur unter den Siedepunkt des Wassers sank, begann ein sehr langer Dauerregen. Dadurch entstanden die Ozeane, während sich die übrigen Atmosphärengase im Verhältnis zum Wasserdampf anreicherten. Starke UV-Strahlung zerlegte Wasser-, Methan- und Ammoniakmoleküle photochemisch. Dadurch nahmen die relativen Anteile von Kohlenstoffdioxid und Stickstoff zu. Leichte Gase wie Wasserstoff und Helium entwichen in den Weltraum. Große Mengen Kohlenstoffdioxid lösten sich in den Ozeanen und wurden teilweise von C-autotrophen Mikroorganismen verbraucht. C-autotroph bedeutet, dass diese Organismen Kohlenstoff aus anorganischen Stoffen aufnehmen. Der reaktionsträge Stickstoff blieb erhalten, reicherte sich weiter an und wurde vor etwa 3,4 Milliarden Jahren zum Hauptbestandteil der Atmosphäre.
Für die weitere Entwicklung war Sauerstoff (O₂) entscheidend. Cyanobakterien betrieben oxygene Photosynthese, senkten dadurch die Kohlenstoffdioxidkonzentration weiter und bildeten möglicherweise schon vor etwa 3,5 Milliarden Jahren Sauerstoff. Anfangs wurde dieser jedoch in den Ozeanen bei der Oxidation von Eisen(II)-Ionen und Schwefelwasserstoff verbraucht. Erst vor etwa zwei Milliarden Jahren gelangte Sauerstoff in größerem Umfang in die Atmosphäre, weil die mit ihm reagierenden Stoffe knapp wurden.
Vor einer Milliarde Jahren überschritt die Sauerstoffkonzentration drei Prozent. In den folgenden 400 Millionen Jahren konnte sich allmählich eine erste Ozonschicht bilden. Vor 500 bis 600 Millionen Jahren stieg der Sauerstoffgehalt durch das erste massenhafte Auftreten von Landpflanzen schnell an. Vor 350 Millionen Jahren erreichte er erstmals das heutige Niveau. Nach mehreren starken Schwankungen während des Erdmittelalters stellte sich schließlich der heutige Luftsauerstoffgehalt von 21 % ein.
