Erdatmosphäre
Die Erdatmosphäre, gemeinhin als Luft bezeichnet, ist die Schicht aus Gasen, die durch die Schwerkraft der Erde zurückgehalten wird, den Planeten umgibt und seine planetarische Atmosphäre bildet. Die Erdatmosphäre schützt das Leben auf der Erde, indem sie einen Druck erzeugt, der die Existenz von flüssigem Wasser auf der Erdoberfläche ermöglicht, die ultraviolette Sonnenstrahlung absorbiert, die Oberfläche durch Wärmespeicherung erwärmt (Treibhauseffekt) und die Temperaturextreme zwischen Tag und Nacht (die tageszeitlichen Temperaturschwankungen) reduziert. ⓘ
Nach Molenbruch (d. h. nach Anzahl der Moleküle) enthält trockene Luft 78,08 % Stickstoff, 20,95 % Sauerstoff, 0,93 % Argon, 0,04 % Kohlendioxid und geringe Mengen anderer Gase. Luft enthält auch eine variable Menge an Wasserdampf, im Durchschnitt etwa 1 % auf Meereshöhe und 0,4 % in der gesamten Atmosphäre. Die Zusammensetzung der Luft, die Temperatur und der atmosphärische Druck variieren mit der Höhe. Luft, die für die Photosynthese von Landpflanzen und die Atmung von Landtieren geeignet ist, befindet sich nur in der Troposphäre der Erde. ⓘ
Die frühe Erdatmosphäre bestand aus Gasen im Sonnennebel, hauptsächlich Wasserstoff. Die Atmosphäre veränderte sich im Laufe der Zeit erheblich und wurde durch viele Faktoren wie Vulkanismus, Leben und Verwitterung beeinflusst. In jüngster Zeit haben auch menschliche Aktivitäten zu atmosphärischen Veränderungen wie der globalen Erwärmung, dem Abbau der Ozonschicht und der Säureablagerung beigetragen. ⓘ
Die Atmosphäre hat eine Masse von etwa 5,15×1018 kg, wovon sich drei Viertel innerhalb von etwa 11 km (6,8 Meilen; 36.000 Fuß) von der Oberfläche befinden. Die Atmosphäre wird mit zunehmender Höhe immer dünner, wobei es keine eindeutige Grenze zwischen der Atmosphäre und dem Weltraum gibt. Die Kármán-Linie, die 100 km oder 1,57 % des Erdradius beträgt, wird oft als Grenze zwischen der Atmosphäre und dem Weltraum verwendet. Atmosphärische Effekte machen sich beim atmosphärischen Wiedereintritt von Raumfahrzeugen in einer Höhe von etwa 120 km (75 mi) bemerkbar. In der Atmosphäre können mehrere Schichten unterschieden werden, die sich durch Merkmale wie Temperatur und Zusammensetzung unterscheiden. ⓘ
Die Erforschung der Erdatmosphäre und ihrer Prozesse wird als Atmosphärenwissenschaft (Aerologie) bezeichnet und umfasst mehrere Teilbereiche wie Klimatologie und Atmosphärenphysik. Zu den frühen Pionieren auf diesem Gebiet gehören Léon Teisserenc de Bort und Richard Assmann. Das Studium der historischen Atmosphäre wird als Paläoklimatologie bezeichnet. ⓘ
Die Atmosphäre der Erde, auch Erdatmosphäre (von altgriechisch ἀτμός atmós, deutsch ‚Dampf‘ und σφαῖρα sphaira, deutsch ‚Kugel‘) ist die gasförmige Hülle der Erdoberfläche und eine der sogenannten Erdsphären. Sie hat einen hohen Anteil an Stickstoff und Sauerstoff und somit oxidierende Verhältnisse. ⓘ
Ihre vertikale Gliederung ist durch unterschiedliche Temperaturen bedingt. Das Wettergeschehen findet in den unteren etwa 10 Kilometern statt, der Troposphäre. Die höheren Schichten haben keinen großen Einfluss mehr. ⓘ
Zusammensetzung
Die drei Hauptbestandteile der Erdatmosphäre sind Stickstoff, Sauerstoff und Argon. Wasserdampf macht etwa 0,25 % der Masse der Atmosphäre aus. Die Konzentration von Wasserdampf (ein Treibhausgas) schwankt erheblich, von etwa 10 ppm (Molenbruch) in den kältesten Teilen der Atmosphäre bis zu 5 % (Molenbruch) in heißen, feuchten Luftmassen, und die Konzentrationen anderer atmosphärischer Gase werden in der Regel in trockener Luft (ohne Wasserdampf) angegeben. Die verbleibenden Gase werden oft als Spurengase bezeichnet, zu denen andere Treibhausgase, vor allem Kohlendioxid, Methan, Distickstoffoxid und Ozon, gehören. Neben dem bereits erwähnten Argon sind auch andere Edelgase wie Neon, Helium, Krypton und Xenon vorhanden. Gefilterte Luft enthält Spuren von vielen anderen chemischen Verbindungen. Viele Stoffe natürlichen Ursprungs können in örtlich und jahreszeitlich schwankenden geringen Mengen als Aerosole in einer ungefilterten Luftprobe vorhanden sein, darunter Staub mineralischer und organischer Zusammensetzung, Pollen und Sporen, Meeresgischt und Vulkanasche. Verschiedene industrielle Schadstoffe können ebenfalls als Gase oder Aerosole vorhanden sein, wie Chlor (elementar oder in Verbindungen), Fluorverbindungen und elementarer Quecksilberdampf. Schwefelverbindungen wie Schwefelwasserstoff und Schwefeldioxid (SO2) können aus natürlichen Quellen oder aus industrieller Luftverschmutzung stammen. ⓘ
| Gas | Molenbruch(A) | ||
|---|---|---|---|
| Bezeichnung | Formel | in ppm(B) | in % |
| Stickstoff | N2 | 780,840 | 78.084 |
| Sauerstoff | O2 | 209,460 | 20.946 |
| Argon | Ar | 9,340 | 0.9340 |
| Kohlenstoffdioxid (April 2022)(C) |
CO2 | 417 | 0.0417 |
| Neon | Ne | 18.18 | 0.001818 |
| Helium | He | 5.24 | 0.000524 |
| Methan | CH4 | 1.87 | 0.000187 |
| Krypton | Kr | 1.14 | 0.000114 |
| Nicht in der oben genannten trockenen Atmosphäre enthalten: | |||
| Wasserdampf(D) | H2O | 0-30,000(D) | 0-3%(E) |
Anmerkungen:
| |||
Das durchschnittliche Molekulargewicht von trockener Luft, das zur Berechnung von Dichten oder zur Umrechnung zwischen Molanteil und Massenanteil verwendet werden kann, beträgt etwa 28,946 oder 28,96 g/mol. Dieses Gewicht nimmt ab, wenn die Luft feucht ist. ⓘ
Die relative Konzentration der Gase bleibt bis etwa 10.000 m (33.000 ft) konstant. ⓘ
Schichtung
Im Allgemeinen nehmen Luftdruck und Dichte in der Atmosphäre mit der Höhe ab. Die Temperatur hat jedoch ein komplizierteres Profil mit der Höhe und kann relativ konstant bleiben oder in einigen Regionen sogar mit der Höhe zunehmen (siehe den Abschnitt über die Temperatur, unten). Da das allgemeine Muster des Temperatur-/Höhenprofils oder der Stornorate konstant ist und mit Hilfe von Ballonsondierungen gemessen werden kann, ist das Temperaturverhalten ein nützlicher Maßstab zur Unterscheidung atmosphärischer Schichten. Auf diese Weise lässt sich die Erdatmosphäre in fünf Hauptschichten unterteilen (atmosphärische Schichtung): Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Exosphäre. Die Höhen der fünf Schichten sind wie folgt:
- Exosphäre: 700 bis 10.000 km (440 bis 6.200 Meilen)
- Thermosphäre: 80 bis 700 km (50 bis 440 Meilen)
- Mesosphäre: 50 bis 80 km (31 bis 50 Meilen)
- Stratosphäre: 12 bis 50 km (7 bis 31 Meilen)
- Troposphäre: 0 bis 12 km (0 bis 7 Meilen) ⓘ
Exosphäre
Die Exosphäre ist die äußerste Schicht der Erdatmosphäre (d. h. die obere Grenze der Atmosphäre). Sie erstreckt sich von der Thermopause am oberen Ende der Thermosphäre in einer Höhe von etwa 700 km über dem Meeresspiegel bis etwa 10.000 km, wo sie in den Sonnenwind übergeht. ⓘ
Diese Schicht besteht hauptsächlich aus Wasserstoff, Helium und einigen schwereren Molekülen, darunter Stickstoff, Sauerstoff und Kohlendioxid, die sich näher an der Exobase befinden, in extrem geringer Dichte. Die Atome und Moleküle sind so weit voneinander entfernt, dass sie Hunderte von Kilometern zurücklegen können, ohne miteinander zu kollidieren. Die Exosphäre verhält sich also nicht mehr wie ein Gas, und die Teilchen entweichen ständig in den Weltraum. Diese frei beweglichen Teilchen folgen ballistischen Flugbahnen und können in die Magnetosphäre oder den Sonnenwind hinein- und hinauswandern. ⓘ
Die Exosphäre befindet sich zu weit über der Erde, als dass meteorologische Phänomene möglich wären. Die Polarlichter der Erde - Aurora borealis (Nordlicht) und Aurora australis (Südlicht) - treten jedoch manchmal im unteren Teil der Exosphäre auf, wo sie sich mit der Thermosphäre überschneiden. In der Exosphäre befinden sich viele der künstlichen Satelliten, die die Erde umkreisen. ⓘ
Thermosphäre
Die Thermosphäre ist die zweithöchste Schicht der Erdatmosphäre. Sie erstreckt sich von der Mesopause (die sie von der Mesosphäre trennt) in etwa 80 km Höhe bis zur Thermopause in einem Höhenbereich von 500-1000 km (310-620 mi; 1.600.000-3.300.000 ft). Die Höhe der Thermopause schwankt aufgrund von Veränderungen der Sonnenaktivität erheblich. Da die Thermopause an der unteren Grenze der Exosphäre liegt, wird sie auch als Exobasis bezeichnet. Der untere Teil der Thermosphäre, 80 bis 550 Kilometer über der Erdoberfläche, enthält die Ionosphäre. ⓘ
Die Temperatur der Thermosphäre nimmt mit der Höhe allmählich zu und kann bis auf 1500 °C ansteigen, obwohl die Gasmoleküle so weit voneinander entfernt sind, dass die Temperatur im üblichen Sinne nicht sehr aussagekräftig ist. Die Luft ist so verdünnt, dass ein einzelnes Molekül (z. B. Sauerstoff) zwischen den Zusammenstößen mit anderen Molekülen durchschnittlich 1 km zurücklegt. Obwohl die Thermosphäre einen hohen Anteil an Molekülen mit hoher Energie aufweist, würde sie sich für einen Menschen bei direktem Kontakt nicht heiß anfühlen, da ihre Dichte zu gering ist, um eine nennenswerte Menge an Energie zur oder von der Haut zu leiten. ⓘ
Diese Schicht ist völlig wolkenfrei und frei von Wasserdampf. Allerdings werden in der Thermosphäre gelegentlich nicht-hydrometeorologische Phänomene wie das Polarlicht und das Nordlicht beobachtet. Die Internationale Raumstation umkreist diese Schicht in einer Höhe zwischen 350 und 420 Kilometern (220 und 260 Meilen). In dieser Schicht befinden sich auch viele der Satelliten, die die Erde umkreisen. ⓘ
Mesosphäre
Die Mesosphäre ist die dritthöchste Schicht der Erdatmosphäre und befindet sich oberhalb der Stratosphäre und unterhalb der Thermosphäre. Sie erstreckt sich von der Stratopause in einer Höhe von etwa 50 km bis zur Mesopause in 80-85 km über dem Meeresspiegel. ⓘ
Die Temperaturen sinken mit zunehmender Höhe bis zur Mesopause, die den oberen Rand dieser mittleren Schicht der Atmosphäre markiert. Sie ist der kälteste Ort der Erde und hat eine Durchschnittstemperatur von etwa -85 °C (-120 °F; 190 K). ⓘ
Unmittelbar unterhalb der Mesopause ist die Luft so kalt, dass selbst der in dieser Höhe sehr spärliche Wasserdampf zu polarmesosphärischen Nachtwolken aus Eispartikeln sublimieren kann. Diese Wolken sind die höchsten in der Atmosphäre und können mit bloßem Auge sichtbar sein, wenn das Sonnenlicht etwa eine oder zwei Stunden nach Sonnenuntergang oder ähnlich vor Sonnenaufgang von ihnen reflektiert wird. Sie sind am ehesten sichtbar, wenn die Sonne etwa 4 bis 16 Grad unter dem Horizont steht. Gelegentlich bilden sich in der Mesosphäre über troposphärischen Gewitterwolken blitzinduzierte Entladungen, so genannte transient luminous events (TLEs). Die Mesosphäre ist auch die Schicht, in der die meisten Meteore beim Eintritt in die Atmosphäre verglühen. Sie liegt zu hoch über der Erde, um von düsengetriebenen Flugzeugen und Ballons erreicht werden zu können, und zu niedrig, um von Raumfahrzeugen aus der Umlaufbahn erreicht zu werden. Die Mesosphäre wird hauptsächlich von Höhenforschungsraketen und raketengetriebenen Flugzeugen erreicht. ⓘ
Stratosphäre
Die Stratosphäre ist die zweitniedrigste Schicht der Erdatmosphäre. Sie liegt oberhalb der Troposphäre und ist von dieser durch die Tropopause getrennt. Diese Schicht erstreckt sich vom oberen Ende der Troposphäre in etwa 12 km Höhe über der Erdoberfläche bis zur Stratopause in einer Höhe von etwa 50 bis 55 km. ⓘ
Der atmosphärische Druck an der Spitze der Stratosphäre beträgt etwa 1/1000 des Drucks auf Meereshöhe. Sie enthält die Ozonschicht, den Teil der Erdatmosphäre, der relativ hohe Konzentrationen dieses Gases enthält. Die Stratosphäre bildet eine Schicht, in der die Temperatur mit zunehmender Höhe ansteigt. Dieser Temperaturanstieg wird durch die Absorption der ultravioletten Strahlung (UV-Strahlung) der Sonne durch die Ozonschicht verursacht, die Turbulenzen und Vermischung einschränkt. Obwohl die Temperatur an der Tropopause -60 °C (-76 °F; 210 K) betragen kann, ist der obere Teil der Stratosphäre viel wärmer und kann nahe 0 °C liegen. ⓘ
Das Temperaturprofil der Stratosphäre sorgt für sehr stabile atmosphärische Bedingungen, so dass in der Stratosphäre die wettererzeugenden Luftturbulenzen fehlen, die in der Troposphäre so verbreitet sind. Folglich ist die Stratosphäre fast völlig frei von Wolken und anderen Wettererscheinungen. Im unteren Teil dieser Atmosphärenschicht, wo die Luft am kältesten ist, treten jedoch gelegentlich polare Stratosphären- oder Perlmuttwolken auf. Die Stratosphäre ist die höchste Schicht, die von düsengetriebenen Flugzeugen erreicht werden kann. ⓘ
Troposphäre
Die Troposphäre ist die unterste Schicht der Erdatmosphäre. Sie erstreckt sich von der Erdoberfläche bis zu einer durchschnittlichen Höhe von etwa 12 km (7,5 Meilen; 39.000 Fuß), obwohl diese Höhe von etwa 9 km (5,6 Meilen; 30.000 Fuß) an den geografischen Polen bis zu 17 km (11 Meilen; 56.000 Fuß) am Äquator variiert, mit einigen wetterbedingten Abweichungen. Die Troposphäre wird nach oben durch die Tropopause begrenzt, eine Grenze, die an den meisten Orten durch eine Temperaturinversion (d. h. eine Schicht relativ warmer Luft über einer kälteren) und an anderen Orten durch eine Zone gekennzeichnet ist, die mit zunehmender Höhe isotherm ist. ⓘ
Obwohl es Schwankungen gibt, nimmt die Temperatur in der Troposphäre mit zunehmender Höhe in der Regel ab, da die Troposphäre hauptsächlich durch Energieübertragung von der Oberfläche erwärmt wird. Daher ist der unterste Teil der Troposphäre (d. h. die Erdoberfläche) in der Regel der wärmste Abschnitt der Troposphäre. Dies fördert die vertikale Durchmischung (daher auch der Name, der sich aus dem griechischen Wort τρόπος, tropos, ableitet, was so viel wie "Drehung" bedeutet). Die Troposphäre enthält etwa 80 % der Masse der Erdatmosphäre. Die Troposphäre ist dichter als alle darüber liegenden Schichten, weil ein größeres Gewicht der Atmosphäre auf der Troposphäre lastet und sie am stärksten komprimiert. Fünfzig Prozent der Gesamtmasse der Atmosphäre befinden sich in den unteren 5,6 km (3,5 Meilen; 18.000 Fuß) der Troposphäre. ⓘ
Nahezu der gesamte atmosphärische Wasserdampf bzw. die gesamte Feuchtigkeit befindet sich in der Troposphäre, also in der Schicht, in der der größte Teil des Wetters auf der Erde stattfindet. In ihr befinden sich im Wesentlichen alle wetterbedingten Wolkengattungen, die durch aktive Windzirkulationen entstehen, obwohl sehr hohe Kumulonimbuswolken die Tropopause von unten durchdringen und in den unteren Teil der Stratosphäre aufsteigen können. Der größte Teil der konventionellen Flugaktivitäten findet in der Troposphäre statt, und sie ist die einzige Schicht, die von Propellerflugzeugen erreicht werden kann. ⓘ
Andere Schichten
Innerhalb der fünf oben genannten Hauptschichten, die weitgehend durch die Temperatur bestimmt werden, lassen sich mehrere Nebenschichten durch andere Eigenschaften unterscheiden:
- Die Ozonschicht befindet sich in der Stratosphäre. In dieser Schicht beträgt die Ozonkonzentration etwa 2 bis 8 Teile pro Million, was viel höher ist als in der unteren Atmosphäre, aber immer noch sehr gering im Vergleich zu den Hauptbestandteilen der Atmosphäre. Sie befindet sich hauptsächlich im unteren Teil der Stratosphäre in einer Höhe von etwa 15-35 km, wobei die Dicke jahreszeitlich und geografisch variiert. Etwa 90 % des Ozons in der Erdatmosphäre sind in der Stratosphäre enthalten.
- Die Ionosphäre ist ein Bereich der Atmosphäre, der durch die Sonneneinstrahlung ionisiert wird. Sie ist für die Polarlichter verantwortlich. Tagsüber erstreckt sie sich von 50 bis 1.000 km (160.000 bis 3.280.000 ft) und umfasst die Mesosphäre, Thermosphäre und Teile der Exosphäre. Die Ionisierung in der Mesosphäre hört jedoch während der Nacht weitgehend auf, so dass Polarlichter normalerweise nur in der Thermosphäre und der unteren Exosphäre zu sehen sind. Die Ionosphäre bildet den inneren Rand der Magnetosphäre. Sie ist von praktischer Bedeutung, da sie z. B. die Funkausbreitung auf der Erde beeinflusst.
- Homo- und Heterosphäre werden dadurch definiert, ob die atmosphärischen Gase gut vermischt sind. Die oberflächennahe Homosphäre umfasst die Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre und den untersten Teil der Thermosphäre, wo die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre nicht vom Molekulargewicht abhängt, weil die Gase durch Turbulenzen vermischt werden. Diese relativ homogene Schicht endet an der Turbopause, die sich in etwa 100 km Höhe befindet, d. h. an der Grenze des Weltraums, die von der FAI als solche anerkannt wird und etwa 20 km über der Mesopause liegt.
- Oberhalb dieser Höhe liegt die Heterosphäre, die die Exosphäre und den größten Teil der Thermosphäre umfasst. Hier variiert die chemische Zusammensetzung mit der Höhe. Das liegt daran, dass die Entfernung, über die sich die Teilchen bewegen können, ohne miteinander zu kollidieren, im Vergleich zu den Bewegungen, die eine Vermischung verursachen, sehr groß ist. Dies ermöglicht eine Schichtung der Gase nach ihrem Molekulargewicht, wobei die schwereren Gase, wie Sauerstoff und Stickstoff, nur in der Nähe des Bodens der Heterosphäre vorkommen. Der obere Teil der Heterosphäre besteht fast vollständig aus Wasserstoff, dem leichtesten Element.
- Die planetarische Grenzschicht ist der Teil der Troposphäre, der der Erdoberfläche am nächsten ist und direkt von ihr beeinflusst wird, hauptsächlich durch turbulente Diffusion. Tagsüber ist die planetarische Grenzschicht in der Regel gut durchmischt, während sie nachts eine stabile Schichtung mit schwacher oder unregelmäßiger Durchmischung aufweist. Die Tiefe der planetarischen Grenzschicht reicht von etwa 100 m in klaren, windstillen Nächten bis zu 3.000 m oder mehr am Nachmittag in trockenen Regionen. ⓘ
Die durchschnittliche Temperatur der Atmosphäre an der Erdoberfläche beträgt je nach Referenz 14 °C (57 °F; 287 K) oder 15 °C (59 °F; 288 K). ⓘ
Physikalische Eigenschaften
Druck und Dicke
Der durchschnittliche Atmosphärendruck auf Meereshöhe ist nach der Internationalen Standardatmosphäre mit 101325 Pascal (760,00 Torr; 14,6959 psi; 760,00 mmHg) definiert. Dies wird manchmal auch als Einheit der Standardatmosphäre (atm) bezeichnet. Die Gesamtmasse der Atmosphäre beträgt 5,1480×1018 kg (1,135×1019 lb), etwa 2,5 % weniger als der durchschnittliche Druck auf Meereshöhe und die Fläche der Erde von 51007,2 Megahektar, wobei dieser Anteil durch das gebirgige Terrain der Erde verdrängt wird. Der atmosphärische Druck ist das Gesamtgewicht der Luft über einer Flächeneinheit an dem Punkt, an dem der Druck gemessen wird. Daher variiert der Luftdruck je nach Ort und Wetterlage. ⓘ
Hätte die gesamte Masse der Atmosphäre vom Meeresspiegel aufwärts eine einheitliche Dichte, die der Dichte auf Meereshöhe entspräche (etwa 1,2 kg pro m3), würde sie in 8,50 km Höhe abrupt enden. ⓘ
Der Luftdruck nimmt exponentiell mit der Höhe ab, d. h. alle 5,6 km um die Hälfte bzw. alle 7,64 km um den Faktor 1/e (0,368) (dies wird als Skalenhöhe bezeichnet), und zwar bis zu einer Höhe von etwa 70 km (43 mi; 230.000 ft). Die Atmosphäre wird jedoch genauer modelliert, indem für jede Schicht eine eigene Gleichung aufgestellt wird, die Temperaturgradienten, molekulare Zusammensetzung, Sonneneinstrahlung und Schwerkraft berücksichtigt. In Höhen von über 100 km ist die Atmosphäre möglicherweise nicht mehr gut durchmischt. Dann hat jede chemische Spezies ihre eigene Maßstabshöhe. ⓘ
Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Masse der Erdatmosphäre ungefähr wie folgt verteilt ist:
- 50 % befinden sich unterhalb von 5,6 km (18.000 ft).
- 90% befinden sich unterhalb von 16 km (52.000 ft).
- 99,99997 % befinden sich unterhalb von 100 km (62 mi; 330.000 ft), der Kármán-Linie. Nach internationaler Übereinkunft ist dies der Beginn des Weltraums, in dem menschliche Reisende als Astronauten gelten. ⓘ
Zum Vergleich: Der Gipfel des Mount Everest liegt auf 8.848 m (29.029 ft); Verkehrsflugzeuge fliegen in der Regel zwischen 10 und 13 km (33.000 und 43.000 ft), wo die geringere Dichte und Temperatur der Luft den Treibstoffverbrauch senken; Wetterballons erreichen 30,4 km (100.000 ft) und mehr; und der höchste Flug der X-15 im Jahr 1963 erreichte 108,0 km (354.300 ft). ⓘ
Selbst oberhalb der Kármán-Linie treten noch erhebliche atmosphärische Effekte wie Polarlichter auf. Meteore beginnen in dieser Region zu leuchten, wobei die größeren Meteore möglicherweise erst verglühen, wenn sie tiefer eindringen. Die verschiedenen Schichten der Ionosphäre der Erde, die für die HF-Funkausbreitung wichtig sind, beginnen unterhalb von 100 km und erstrecken sich über 500 km. Im Vergleich dazu kreisen die Internationale Raumstation und das Space Shuttle in der Regel in einer Höhe von 350 bis 400 km, also in der F-Schicht der Ionosphäre, wo sie auf so viel atmosphärischen Widerstand stoßen, dass sie alle paar Monate nachgeladen werden müssen, da sonst die Umlaufbahn zerfällt und sie zur Erde zurückkehren müssen. Je nach Sonnenaktivität können Satelliten in Höhen von 700-800 km einen spürbaren atmosphärischen Widerstand erfahren. ⓘ
Temperatur
Die Einteilung der Atmosphäre in Schichten, die sich hauptsächlich auf die Temperatur bezieht, wurde bereits weiter oben erörtert. Die Temperatur nimmt mit der Höhe ab, beginnend auf Meereshöhe, aber Variationen in diesem Trend beginnen oberhalb von 11 km, wo sich die Temperatur über eine große vertikale Distanz durch den Rest der Troposphäre stabilisiert. In der Stratosphäre, beginnend oberhalb von etwa 20 km, nimmt die Temperatur mit der Höhe zu, was auf die Erwärmung der Ozonschicht zurückzuführen ist, die dadurch entsteht, dass die Dioxygen- und Ozongase in dieser Region erhebliche ultraviolette Strahlung der Sonne einfangen. Ein weiterer Bereich, in dem die Temperatur mit der Höhe zunimmt, befindet sich in sehr großen Höhen, in der so genannten Thermosphäre oberhalb von 90 km. ⓘ
Geschwindigkeit des Schalls
Da in einem idealen Gas mit konstanter Zusammensetzung die Schallgeschwindigkeit nur von der Temperatur und nicht vom Druck oder der Dichte abhängt, nimmt die Schallgeschwindigkeit in der Atmosphäre mit der Höhe die Form des komplizierten Temperaturprofils an (siehe Abbildung rechts) und spiegelt nicht die Änderungen der Dichte oder des Drucks in der Höhe wider. ⓘ
Dichte und Masse
Die Dichte der Luft auf Meereshöhe beträgt etwa 1,2 kg/m3 (1,2 g/L, 0,0012 g/cm3). Die Dichte wird nicht direkt gemessen, sondern anhand von Messungen der Temperatur, des Drucks und der Luftfeuchtigkeit mit Hilfe der Zustandsgleichung für Luft (einer Form des idealen Gasgesetzes) berechnet. Die atmosphärische Dichte nimmt mit zunehmender Höhe ab. Diese Schwankung kann mit der barometrischen Formel annähernd modelliert werden. Anspruchsvollere Modelle werden verwendet, um den Orbitalzerfall von Satelliten vorherzusagen. ⓘ
Die durchschnittliche Masse der Atmosphäre beträgt etwa 5 Quadrillionen (5×1015) Tonnen oder 1/1.200.000 der Masse der Erde. Nach Angaben des amerikanischen National Center for Atmospheric Research beträgt die mittlere Gesamtmasse der Atmosphäre 5,1480×1018 kg mit einer jährlichen Schwankungsbreite aufgrund von Wasserdampf von 1,2 oder 1,5×1015 kg, je nachdem, ob Oberflächendruck- oder Wasserdampfdaten verwendet werden; das ist etwas weniger als die vorherige Schätzung. Die mittlere Masse des Wasserdampfes wird auf 1,27×1016 kg und die Masse der trockenen Luft auf 5,1352 ±0,0003×1018 kg geschätzt." ⓘ
Optische Eigenschaften
Sonnenstrahlung (oder Sonnenlicht) ist die Energie, die die Erde von der Sonne empfängt. Die Erde sendet auch Strahlung in den Weltraum zurück, allerdings mit längeren Wellenlängen, die der Mensch nicht sehen kann. Ein Teil der einfallenden und ausgesandten Strahlung wird von der Atmosphäre absorbiert oder reflektiert. Im Mai 2017 wurde festgestellt, dass die Lichtblitze, die von einem Satelliten in der Umlaufbahn in einer Entfernung von einer Million Kilometern zu sehen waren, von Eiskristallen in der Atmosphäre reflektiert wurden. ⓘ
Streuung
Wenn Licht die Erdatmosphäre durchquert, treten Photonen durch Streuung mit ihr in Wechselwirkung. Wenn das Licht nicht mit der Atmosphäre in Wechselwirkung tritt, spricht man von direkter Strahlung, also dem, was man sieht, wenn man direkt in die Sonne blickt. Indirekte Strahlung ist Licht, das in der Atmosphäre gestreut wurde. Wenn Sie z. B. an einem bedeckten Tag Ihren Schatten nicht sehen können, erreicht Sie keine direkte Strahlung, sondern alles wird gestreut. Ein weiteres Beispiel: Aufgrund des Phänomens der Rayleigh-Streuung werden kürzere (blaue) Wellenlängen leichter gestreut als längere (rote) Wellenlängen. Aus diesem Grund sieht der Himmel blau aus; Sie sehen gestreutes blaues Licht. Dies ist auch der Grund, warum Sonnenuntergänge rot sind. Da sich die Sonne in der Nähe des Horizonts befindet, durchqueren die Sonnenstrahlen mehr Atmosphäre als normal, bevor sie Ihr Auge erreichen. Ein Großteil des blauen Lichts wird gestreut, so dass bei einem Sonnenuntergang das rote Licht übrig bleibt. ⓘ
Absorption
Verschiedene Moleküle absorbieren unterschiedliche Wellenlängen der Strahlung. Beispielsweise absorbieren O2 und O3 fast die gesamte Strahlung mit einer Wellenlänge von weniger als 300 Nanometern. Wasser (H2O) absorbiert bei vielen Wellenlängen über 700 nm. Wenn ein Molekül ein Photon absorbiert, erhöht es die Energie des Moleküls. Dadurch erwärmt sich die Atmosphäre, aber die Atmosphäre kühlt sich auch ab, indem sie Strahlung abgibt, wie weiter unten erläutert wird. ⓘ
Die kombinierten Absorptionsspektren der Gase in der Atmosphäre hinterlassen "Fenster" mit geringer Lichtundurchlässigkeit, die nur bestimmte Lichtbänder durchlassen. Das optische Fenster reicht von etwa 300 nm (Ultraviolett-C) bis in den für den Menschen sichtbaren Bereich, das sichtbare Spektrum (allgemein als Licht bezeichnet), bei etwa 400-700 nm und setzt sich im Infrarotbereich bis etwa 1100 nm fort. Es gibt auch Infrarot- und Radiofenster, die einige Infrarot- und Radiowellen bei längeren Wellenlängen übertragen. Das Radiofenster reicht beispielsweise von etwa einem Zentimeter bis zu etwa elf Meter langen Wellen. ⓘ
Emission
Emission ist das Gegenteil von Absorption, d. h., ein Objekt gibt Strahlung ab. Objekte neigen dazu, Strahlungsmengen und Wellenlängen zu emittieren, die von ihren "Schwarzer-Körper"-Emissionskurven abhängen, d. h. heißere Objekte emittieren tendenziell mehr Strahlung mit kürzeren Wellenlängen. Kältere Objekte emittieren weniger Strahlung mit längeren Wellenlängen. Die Sonne beispielsweise hat eine Temperatur von etwa 6.000 K (5.730 °C; 10.340 °F), ihre Strahlung erreicht bei 500 nm ihren Höhepunkt und ist für das menschliche Auge sichtbar. Die Erde hat eine Temperatur von etwa 290 K (17 °C; 62 °F), so dass ihre Strahlung bei 10.000 nm ihren Höhepunkt erreicht und viel zu lang ist, um für den Menschen sichtbar zu sein. ⓘ
Aufgrund ihrer Temperatur gibt die Atmosphäre Infrarotstrahlung ab. In klaren Nächten kühlt sich die Erdoberfläche beispielsweise schneller ab als in bewölkten Nächten. Das liegt daran, dass Wolken (H2O) Infrarotstrahlung stark absorbieren und emittieren. Dies ist auch der Grund, warum es nachts in höheren Lagen kälter wird. ⓘ
Der Treibhauseffekt steht in direktem Zusammenhang mit diesem Absorptions- und Emissionseffekt. Einige Gase in der Atmosphäre absorbieren und emittieren Infrarotstrahlung, gehen aber keine Wechselwirkung mit dem Sonnenlicht im sichtbaren Spektrum ein. Gängige Beispiele hierfür sind CO2 und H2O. ⓘ
Brechungsindex
Der Brechungsindex der Luft liegt nahe bei, aber knapp über 1. Systematische Schwankungen des Brechungsindexes können zur Biegung von Lichtstrahlen über lange optische Strecken führen. Ein Beispiel dafür ist, dass Beobachter an Bord von Schiffen unter bestimmten Umständen andere Schiffe knapp über dem Horizont sehen können, weil das Licht in dieselbe Richtung wie die Krümmung der Erdoberfläche gebrochen wird. ⓘ
Der Brechungsindex der Luft ist temperaturabhängig, was bei einem großen Temperaturgefälle zu Brechungseffekten führt. Ein Beispiel für solche Effekte ist die Luftspiegelung. ⓘ
Zirkulation
Die atmosphärische Zirkulation ist die großräumige Bewegung der Luft durch die Troposphäre und (zusammen mit der Ozeanzirkulation) das Mittel, mit dem die Wärme auf der Erde verteilt wird. Die großräumige Struktur der atmosphärischen Zirkulation variiert von Jahr zu Jahr, aber die Grundstruktur bleibt ziemlich konstant, da sie durch die Rotationsrate der Erde und den Unterschied in der Sonneneinstrahlung zwischen Äquator und Polen bestimmt wird. ⓘ
Entwicklung der Erdatmosphäre
Früheste Atmosphäre
Die erste Atmosphäre bestand aus Gasen im Sonnennebel, vor allem aus Wasserstoff. Wahrscheinlich gab es einfache Hydride, wie sie heute in den Gasriesen (Jupiter und Saturn) vorkommen, insbesondere Wasserdampf, Methan und Ammoniak. ⓘ
Zweite Atmosphäre
Ausgasungen aus dem Vulkanismus, ergänzt durch Gase, die beim späten schweren Bombardement der Erde durch riesige Asteroiden entstanden, bildeten die nächste Atmosphäre, die größtenteils aus Stickstoff, Kohlendioxid und Edelgasen bestand. Ein Großteil der Kohlendioxidemissionen löste sich in Wasser auf und reagierte bei der Verwitterung von Krustengestein mit Metallen wie Kalzium und Magnesium und bildete Karbonate, die sich als Sedimente ablagerten. Es wurden wassergebundene Sedimente gefunden, die bereits vor 3,8 Milliarden Jahren entstanden sind. ⓘ
Vor etwa 3,4 Milliarden Jahren bildete Stickstoff den Hauptbestandteil der damals stabilen "zweiten Atmosphäre". Der Einfluss des Lebens muss in der Geschichte der Atmosphäre recht früh berücksichtigt werden, da Hinweise auf frühe Lebensformen bereits vor 3,5 Milliarden Jahren auftauchen. Wie die Erde damals ein Klima aufrechterhalten konnte, das warm genug für flüssiges Wasser und Leben war, wenn die frühe Sonne eine um 30 % geringere Strahlungsintensität aufwies als heute, ist ein Rätsel, das als "Paradoxon der schwachen jungen Sonne" bekannt ist. ⓘ
Die geologischen Aufzeichnungen zeigen jedoch eine durchgehend relativ warme Oberfläche während der gesamten frühen Temperaturaufzeichnung der Erde - mit Ausnahme einer kalten Gletscherphase vor etwa 2,4 Milliarden Jahren. Im späten Archäischen Äon begann sich eine sauerstoffhaltige Atmosphäre zu entwickeln, die offenbar durch photosynthetisierende Cyanobakterien erzeugt wurde (siehe Großes Oxygenierungsereignis), die als Stromatolith-Fossilien vor 2,7 Milliarden Jahren gefunden wurden. Die frühe Isotopie des Basiskohlenstoffs (Isotopenverhältnis) deutet stark darauf hin, dass ähnliche Bedingungen wie heute herrschen und dass sich die Grundzüge des Kohlenstoffkreislaufs bereits vor 4 Milliarden Jahren etabliert haben. ⓘ
Alte Sedimente in Gabun aus der Zeit vor etwa 2,15 bis 2,08 Milliarden Jahren belegen die dynamische Entwicklung des Sauerstoffgehalts der Erde. Diese Schwankungen in der Sauerstoffanreicherung wurden wahrscheinlich durch die Lomagundi-Kohlenstoffisotop-Exkursion verursacht. ⓘ
Dritte Atmosphäre
Die ständige Neuordnung der Kontinente durch die Plattentektonik beeinflusst die langfristige Entwicklung der Atmosphäre, indem Kohlendioxid in die großen kontinentalen Karbonatlager und aus ihnen heraus transportiert wird. Freier Sauerstoff kam in der Atmosphäre erst vor etwa 2,4 Milliarden Jahren während des Großen Oxygenierungsereignisses vor, und sein Auftreten wird durch das Ende der Bändereisen-Formationen angezeigt. ⓘ
Vor dieser Zeit wurde der durch die Photosynthese erzeugte Sauerstoff durch die Oxidation von reduzierten Stoffen, vor allem Eisen, verbraucht. Freie Sauerstoffmoleküle begannen sich erst dann in der Atmosphäre anzusammeln, als die Produktionsrate von Sauerstoff die Verfügbarkeit von reduzierenden Stoffen, die Sauerstoff abbauen, zu übersteigen begann. Dieser Punkt bedeutet den Übergang von einer reduzierenden Atmosphäre zu einer oxidierenden Atmosphäre. Der O2-Gehalt schwankte stark, bis er am Ende des Präkambriums einen stabilen Wert von mehr als 15 % erreichte. Die folgende Zeitspanne von vor 539 Millionen Jahren bis zum heutigen Tag ist das Phanerozoikum, in dessen frühester Periode, dem Kambrium, sauerstoffbedürftige metazoische Lebensformen auftraten. ⓘ
Der Sauerstoffgehalt der Atmosphäre schwankte in den letzten 600 Millionen Jahren und erreichte vor etwa 280 Millionen Jahren einen Spitzenwert von etwa 30 %, der deutlich über dem heutigen Wert von 21 % liegt. Zwei Hauptprozesse bestimmen die Veränderungen in der Atmosphäre: Pflanzen, die Kohlendioxid aus der Atmosphäre aufnehmen und Sauerstoff freisetzen, und Pflanzen, die nachts einen Teil des Sauerstoffs durch den Prozess der Photorespiration verbrauchen, während der verbleibende Sauerstoff zum Abbau von organischem Material verwendet wird. Bei der Zersetzung von Pyrit und bei Vulkanausbrüchen wird Schwefel in die Atmosphäre freigesetzt, der mit Sauerstoff reagiert und so dessen Anteil in der Atmosphäre verringert. Vulkanausbrüche setzen jedoch auch Kohlendioxid frei, das von Pflanzen in Sauerstoff umgewandelt werden kann. Die Ursache für die Schwankungen des Sauerstoffgehalts in der Atmosphäre ist nicht bekannt. Perioden mit viel Sauerstoff in der Atmosphäre werden mit der schnellen Entwicklung von Tieren in Verbindung gebracht. ⓘ
Luftverschmutzung
Luftverschmutzung ist das Einbringen von Chemikalien, Partikeln oder biologischen Stoffen in die Atmosphäre, die Organismen schaden oder ihnen Unbehagen bereiten. Der Abbau der Ozonschicht in der Stratosphäre wird durch Luftverschmutzung verursacht, vor allem durch Fluorchlorkohlenwasserstoffe und andere ozonabbauende Stoffe. ⓘ
Seit 1750 hat der Mensch die Konzentrationen verschiedener Treibhausgase, vor allem Kohlendioxid, Methan und Distickstoffoxid, erhöht. Dieser Anstieg hat zu einem beobachteten Anstieg der globalen Temperaturen geführt. Die globalen durchschnittlichen Oberflächentemperaturen waren im Jahrzehnt 2011-2020 um 1,1 °C höher als im Jahr 1850. ⓘ
Bilder aus dem Weltraum
Am 19. Oktober 2015 startete die NASA eine Website mit täglichen Bildern der vollen Sonnenseite der Erde unter https://epic.gsfc.nasa.gov/. Die Bilder wurden vom Deep Space Climate Observatory (DSCOVR) aufgenommen und zeigen die Erde, wie sie sich im Laufe eines Tages dreht. ⓘ
Blaues Licht wird von den Gasen in der Atmosphäre stärker gestreut als andere Wellenlängen, so dass die Erde vom Weltraum aus gesehen einen blauen Halo aufweist.
Die geomagnetischen Stürme verursachen Polarlichter in der Atmosphäre.
Gliedmaßenansicht der Erdatmosphäre. Die Farben bezeichnen grob die Schichten der Atmosphäre.
Dieses Bild zeigt den Mond in der Mitte und den Erdrand am unteren Rand, der in die orangefarbene Troposphäre übergeht. Die Troposphäre endet abrupt an der Tropopause, die auf dem Bild als scharfe Grenze zwischen der orangefarbenen und der blauen Atmosphäre erscheint. Die silbrig-blauen Nachtwolken reichen weit über die Troposphäre der Erde hinaus.
Die Erdatmosphäre im Gegenlicht der Sonne bei einer Sonnenfinsternis, beobachtet aus dem Weltraum an Bord von Apollo 12 im Jahr 1969. ⓘ
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. ⓘ