Kap. 2.2). → Abb. 2-2 zeigt die wichtigsten Spurengasmoleküle der Atmosphäre: die Treibhausgase Kohlendioxid (CO2), Lachgas (N2O) und Methan (CH4) sowie Ozon (O3) und Wasserdampf (H2O).
Abb. 2-2 |Struktur einiger wichtiger mehratomiger Moleküle in der Atmosphäre.
Tab. 2-1 |Die Zusammensetzung der trockenen reinen Atmosphäre (NOAA, Bliefert 2002). Ebenfalls angegeben ist der variable Wasserdampfgehalt, ppm = parts per million = 0.0001 % (zu Konzentrationsmassen vgl. → Box 2.2).
2.2 | Aufbau
Die Atmosphäre ist eine dünne Schicht
Nach der Zusammensetzung der Atmosphäre wollen wir in diesem Kapitel den Aufbau der Atmosphäre betrachten, also die Stockwerke der Atmosphäre, die sich bezüglich Temperatur und Druck (und damit Dichte), aber auch hinsichtlich der Spurengaskonzentration (vgl. oben) unterscheiden. Als Folge davon unterscheiden sich auch Strahlungsvorgänge sowie Transport- und Mischungsprozesse in den einzelnen Stockwerken deutlich voneinander. → Abb. 2-3 zeigt die Dicke der atmosphärischen Schichten maßstabgetreu im Verhältnis zur Erdkugel. Die Atmosphäre ist eine sehr dünne Schicht. Es ist leicht ersichtlich, dass Bewegungen vor allem horizontal sind, obschon Vertikalbewegungen eine besonders wichtige Rolle spielen. Aber auch die Sicht aus dem Weltraum (→ Abb. 2-4) zeigt die Atmosphäre als dünne Hülle.
Abb. 2-3 |Die Erde und ihre Atmosphäre, maßstabgetreu dargestellt. Die Vergrößerung zeigt das Vertikalprofil der Temperatur sowie schematisch der Konzentrationen von Wasserdampf und Ozon. Links ist eine Höhenskala, rechts eine Druckskala angegeben.
Die Troposphäre ist die «Wetterschicht» und enthält fast den gesamten Wasserdampf
Temperatur nimmt mit der Höhe rasch ab
Das zentrale Studienobjekt der Meteorologie und Klimatologie ist die Troposphäre. Sie umfasst die untersten 8 km (in den hohen Breiten) bis 16 km der Atmosphäre (in den Tropen). In ihr spielen sich die meisten wetterbildenden Prozesse ab. Der Name leitet sich aus dem griechischen Wort «tropos» ab, welches «Wendung» oder «Bewegung» bedeutet. Die Troposphäre ist also die bewegte Schicht. Sie umfasst 85–90 % der Masse der Atmosphäre und beinhaltet fast den gesamten Wasserdampf. In der Troposphäre findet vor allem durch Konvektion intensiver vertikaler Austausch statt. Die Temperatur nimmt mit der Höhe rasch ab, an einem Sommertag in Mitteleuropa von ca. 25 °C auf ca. –65 °C (vgl. → Kap. 4). Dieses Buch wird sich in der Folge fast ausschließlich mit der Troposphäre befassen.
Die Troposphäre wird in sich noch weiter unterteilt (vgl. auch → Abb. 1-6). Die untersten 1–1.5 km bilden die planetare Grenzschicht (→ Abb. 2-6), welche durch den Erdboden thermisch und mechanisch beeinflusst wird und in welcher die meisten Stoffflüsse in die Atmosphäre stattfinden (vgl. → Kap. 8.3). Darüber liegt die freie Troposphäre, welche von der Erdoberfläche nicht mehr direkt beeinflusst wird und in welcher sich die meisten Wettervorgänge abspielen. Die Tropopausenregion, die kälteste Region der Atmosphäre, stellt den Übergang in die Stratosphäre dar. Die Tropopause unterbindet respektive reguliert den Austausch zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre.
Die Tropopause ist keine klare Grenze, sondern eine Übergangsschicht
Die Tropopause ist die Grenze zwischen der turbulenten Troposphäre und der von Strahlungsvorgängen bestimmten Stratosphäre. Sie wird in der Regel durch den plötzlichen Temperaturanstieg mit der Höhe definiert. Hier ändern sich auch andere Eigenschaften der Atmosphäre. So nimmt oberhalb der Tropopause der Wasserdampf stark ab und die Ozonkonzentration zu. Auch die Vorticity (vgl. → Kap. 5, auf Deutsch auch «Wirbelstärke» oder «Wirbelgröße» genannt; wir bleiben hier aber beim englischen Ausdruck) nimmt sprunghaft zu. Prozesse an der Tropopause spielen für meteorologische Vorgänge, aber vor allem auch für den Spurengashaushalt eine zentrale Rolle. Sie regulieren den Austausch mit der Stratosphäre, wo einige in der Troposphäre stabile Spurengase photolytisch abgebaut werden, andere dagegen aufgrund der Trockenheit und Kälte eine sehr lange Lebensdauer haben. Sich die Tropopause als klar definierte Fläche zu denken, wäre allerdings sehr vereinfachend. Die Tropopausenregion ist vielmehr eine Übergangsschicht.
Abb. 2-4 |Foto der Atmosphäre aus dem Weltraum. Die Atmosphäre wird als dünne Hülle sichtbar (Bild: NASA).
Durch UV-Absorption in der Ozonschicht nimmt die stratosphärische Temperatur mit der Höhe zu
In der Stratosphäre befindet sich die Ozonschicht, hier wird Ozon durch photochemische Prozesse gebildet, gleichzeitig wird dadurch UV-Strahlung absorbiert, sodass sie die Erdoberfläche nicht erreicht. Auf die chemischen Mechanismen sowie auf die Rolle des Ozons im Strahlungshaushalt wird in diesem sowie im nächsten Kapitel eingegangen.
Wegen der Strahlungsabsorption durch Sauerstoff und Ozon wird die Stratosphäre erwärmt. Die Temperatur nimmt deshalb in der Stratosphäre mit der Höhe zu. Wie wir in → Kap. 4 sehen werden, unterbindet eine solche Temperaturschichtung vertikale Austauschprozesse fast vollständig. Daher rührt auch der Name der Stratosphäre (aus dem Lateinischen: straetum = Decke). Auch für meteorologische Vorgänge hat die Stratosphäre eine gewisse Bedeutung, insbesondere für Wettersysteme in den Mittelbreiten.
Oberhalb der Stratosphäre befindet sich die Mesosphäre, darüber die Thermosphäre, welche den Übergang in den Weltraum darstellt. In diesen beiden Sphären befinden sich Schichten mit ionisierter Luft, Ionosphäre genannt. Diese Schichten ermöglichen die Radioverbindung zwischen weit voneinander entfernt liegenden Stationen, und sie sind der Ursprung der spektakulären Nordlichter. Die Mesosphäre und Thermosphäre sind allerdings für das Klima am Erdboden praktisch nicht von Bedeutung und werden hier nicht weiter behandelt.
Die Höhe der Tropopause ist räumlich und zeitlich variabel. Über den Mittelbreiten ist die Tropopause im Sommer höher als im Winter, und sie ist während Hochdrucklagen höher als bei Tiefdrucklagen. Ein Querschnitt der atmosphärischen Temperatur (→ Abb. 2-5) zeigt, dass die Höhe der Tropopause auch räumlich stark variiert. Über den Tropen liegt die Tropopause oft auf 16 km Höhe, während sie über den polaren Regionen eher um 8–9 km Höhe liegt. In Bodennähe nimmt die Temperatur von den äquatorialen Regionen zu den Polen um 40–50 °C ab. Auf einer Höhe von ca. 15 km ist es allerdings über den Tropen kühler als über den Polen, der Gradient dreht sich also um. Die niedrigsten Temperaturen in der Erdatmosphäre werden vermutlich in der tropischen Tropopausenregion erreicht, wo –90 °C vorkommen (vgl. → Box 2.1).
Abb. 2-5 |Links Temperaturquerschnitt durch die Atmosphäre als Funktion der geographischen Breite (Daten: NCEP/NCAR). Die gestrichelte Linie zeigt die Tropopause. Rechts: Historische Temperaturprofile von