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Research Collection
Report
Die Atmosphären der Erde, der Planeten unseres
Sonnensystems und der Exoplaneten
Author(s):
Brüesch, Peter
Publication Date:
2016
Permanent Link:
https://doi.org/10.3929/ethz-a-010580523
Rights / License:
In Copyright - Non-Commercial Use Permitted
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ETH Library
2. Physik und Chemie
der Atmosphäre
12
2–0
2.1
Überblick
13
2.1 Vorbemerkungen zum Inhalt
In diesem Kapitel wird ein Abriss über die physikalischen und chemischen
Eigenschaften der Luft und der globalen Atmosphäre gegeben.
Im Abschnitt 2.2 werden zuerst die wichtigsten Moleküle und Atome der
trockenen Atmosphäre diskutiert. Es handelt sich um molekularen Stickstoff
(N2), um Sauerstoff (O2), Ozon (O3), atomares Argon (Ar) sowie sehr geringe
Mengen von Spurengasen wie z.B. Kohlendioxid (CO2).
Die wichtigsten Eigenschaften der Troposphäre werden im Abschnitt 2.3
erläutert: Allgemeine Eigenschaften, Wasserdampf, Wolken, Winde und
Abhängigkeit des Luftdrucks von der Höhe (vertikaler Druck – Gradient).
Im Abschnitt 2.4 wird die Stratosphäre diskutiert: Allgemeine Eigenschaften,
Temperaturprofil sowie Eigenschaften und Funktion von Ozon.
Der Abschnitt 2.5 ist der Mesophäre gewidtmet: Allgemeine Charakteristika,
Temperaturverlauf und CO2 – Gehalt .
Im Abschnitt 2.6 werden die wichtigsten Eigenschaften der Thermosphäre
erörtert: H2 - Moleküle und He – Atome sowie Strahlungstemperatur.
Der Abschnitt 2.7 ist der äussersten Atmosphärenschicht, der sog. Exosphäre
gewidmet . Die Konzentration der Teilchen ist fast vernachlässigbar klein und
die Teilchen sind weitgehend ionisiert. Die Strahlungstemperatur schwankt
stark zwischen Tag und Nacht.
14
2–1
2.2 Zusammensetzung der
trockenen Atmosphäre
15
Mittlere Zusammensetzung von trockener Luft in der Troposphäre (s. A-2-1)
Hauptbestandteile
Stickstoff (N2)
Sauerstoff (O2)
Argon (Ar)
Zwischensumme
Volumen (%) Volumen (ppm
Massen (%)
78.084
780’840
75.518
20.942
209’420
23.135
0.934
9’340
1.287
999’600 ppm
99.960 %
99.940 %
Spurengase
Kohlendioxid (CO2)
Neon (Ne)
580.000*10-4
380
380.00*10-4
18.18*10-4
18.18
12.670*10-4
Helium (He)
5.24*10-4
5.240
0.720*10-4
Methan (CH4)
1.76*10-4
1.760
0.97*10-4
Krypton (Kr)
1.14*10-4
1.140
3.300*10-4
Xenon (Xe)
0.09*10-4
Wasserstoff (H2)
Distickstoffoxid (N2O)
0.087
~ 0.50*10-4
~ 0.5
0.31*10-4
0.317
Kohlenmonoxid (CO)
~ 0.2*10-4
~0.2
Zwischensumme
~ 0.040 %
~ 400 ppm
16
2–2
0.400*10-4
~ 0.036*10-4
0.480*10-4
~ 0.100*10-4
~ 0.060 %
Das Stickstoffmolekül N2
In einer Dreifachbindung gewährleisten
3 Paare von Bindungselektronen den
Zusammenhalt des Moleküls.
Elementar tritt Stickstoff nur in Form zweiatomiger Moleküle auf (molekularer
Stickstoff), auch Distickstoff genannt, Summenformel N2); er ist mit 78 Volumen %
der Hauptbestanteil der Luft.
Molekularer Stickstoff ist ein farb – geruch - und geschmackloses Gas.
Die beiden N-Atome sind im N2- Molekül durch eine stabile Dreifachbindung
gebunden und das Molekül ist sehr reaktionsträge . Die damit verbundene hohe
Bindungsdissoziationsenergie beträgt 942 kJ/mol (1 Mol N2 enthält 6.023*1023 N2Moleküle)
17
DasSauerstoffmolekül
SauerstoffmolekülOO2
Das
2
Eine Doppelbindung ist eine Verbindung zweier Atome durch je zwei Elektronenpaare.
Elementar tritt Sauerstoff als eine Verbindung aus zwei Sauerstoff-Atomen mit der
Summenformel O2 auf, die man als molekularen Sauerstoff bezeichnet. In O2 sind
die beiden O - Atome durch eine stabile kovalente Doppelbindung gebunden.
Es ist ein farb- und geruchloses Gas, das in der Luft zu ca. 20.9 % enthalten ist.
Die beiden O – Atome sind in O2 durch eine stabile kovalent Doppelbindung gebunden. Fast alle Lebewesen benötigen Sauerstoff zum Leben.
Sauerstoff ist ein sehr reaktionsfreudiges Element; mit N2 sind Reaktionen aber nur
unter speziellen Bedingungen, etwa bei Blitzschlag möglich .
18
2–3
Das Argon – Atom Ar
Bild links : Eine schematische Darstellung der Schale des Argon – Atoms
Bild rechts : Das Argon Atom mit Kern und Schale; das Atomgewicht ist 40
Vorkommen in der Luft : 0.9340 %, entspricht 934 ml pro 100 Liter Luft.
Argon ist das dritt häufigste Element in der Erdatmosphäre (s. p. 16). Der Grund
für die grosse Häufigkeit von Ar liegt darin, das Ar durch radioaktiven Zerfall von
40K, das zu 2.6 % in der Erdkruste vorhanden ist, in 40Ar zerfiel. Es wurde dann
durch vulkanische Aktivitäten in die Atmosphäre transportiert.
40K
40Ar
Zerfallsreaktion :
19 
18 + 1 Positron; Halbwertszeit = 11.93 Gyr
(40Ar18: Massenzahl A = 40, Ordnungszahl Z = 18; Positron = Antiteilchen des Elektrons)
(1 Gyr = 1 Gigajahr = 109 Jahre)
19
Spurengase in der Luft (s. p. 16)
Molekül / Atom
CO2
Ne
He
Methan:
CH4
Krypton
Kr
•
•
•
•
Standard-Dichte in Luft : 1.98 kg / m3 = 0.0198 g/cm3
Lineares Molekül  unpolar , d.h. Dipolmoment = 0
Doppelbindungen zwischen C und O
Relativ hohe Löslichkeit in H2O (1700 mg/L bei NB)
•
•
•
•
•
•
•
•
•
Edelgas mit 8 Elektronen auf äussersten Schale
2 Elektronen in innerer Schale  total 10 Elektronen
Zahl der Protonen (P) = Zahl der Neutronen (N) = 10
Neon (Ne) ist farb – und geruchlos
Verflüchtigt sich aus der Atmosphäre ins Weltall
Edelgas mit 2 Elektronen auf äussersten Schale
Zahl der Protonen (P) = Zahl der Neutronen (N) = 2
Helium (He) ist farb – und geruchlos und ungiftig
Verflüchtigt sich aus der Atmosphäre ins Weltall
•
•
•
Der Kern von C enthält 6 Protonen und 6 Neutronen
Das Kohlenstoffatom C enthält 2 Elektronen in der
inneren Schale und 4 in der äusseren Schale
In CH4: 4 kovalenten C-H Bindungen
•
•
•
•
•
•
Krypton ist ein Edelgas mit P = 36 und N = 48
Die 1. Schale enthält 2 Elektronen
Die 2. Schale enthält 8 Elektronen
Die 3. Schale enthält 18 Elektronen
Die 4. Schale enthält 8 Elektronen
Total : 36 Elektronen
20
2–4
Spurengase in der Luft (cont): s. p. 16
Xenon
(Xe)
H2
N2O
CO
•
•
•
•
Farbloses, geruchloses und reaktionsträges Edelgas;
Ordnungszahl Z = 54; Neutronen N = 77; A = Z + N = 131;
Dichte r = 5.8982 kg/m3 bei 273.15 K, 1 atm = 1013 hPa;
Xenon ist schwerer als Luft;
In Luft: ca. 0.09 ppm
•
•
•
•
Zwei Protonen und 2 Elektronen
Elektronenpaarbindung oder kovalente Bindung
Zweiatomiges Gas
In Atmosphäre sehr selten (s. p. 16)
•
•
•
•
Distickstoffoxid : farbloses Gas (Lachgas)
Lachgas : Einatmen kann zur Euphorie führen
N2O ist en Treibhausgas (davon 6% anthropogen)
N2O trägt zum Abbau von Ozon (O3) bei (s. p. 22)
•
•
•
•
•
•
•
CO : farblos, geruchlos und geschmacklos
Sehr giftig  gefährliches Atemgas
CO ist brennbar
Verdoppelung der CO- Konzentration seit den vorindustriellen Zeiten
Anstieg von troposphärischem CO
Beitrag zu globaler Erwärmung
21
Ozon - eine besondere Art von Sauerstoff - 1
Ozon (O3) ist ein dreiatomiges Sauerstoff-Molekül. Es entsteht bei der
Verbindung eines normalen Sauerstoff-Moleküls (O2) mit einatomigem Sauerstoff
(O), den die energiereiche UV- Strahlung der Sonne entweder aus Stickoxiden
(Bodennähe) oder direkt aus dem normalen Sauerstoff (in der Stratosphäre)
abspaltet.
Ozon bildet sich also überall dort, wo durch Energiezufuhr der normale
Sauerstoff der Luft (O2) in einzelne Atome (O) zerlegt wird, die sich dann mit
jeweils einem Molekül des Luft – Sauerstoffs zu einem Ozon-Molekül (O3)
verbinden können. Es hat nicht lange Bestand, sondern zerfällt schon in
kurzer Zeit wieder zu normalem Sauerstoff. Diese Unbeständigkeit ist die Folge
der besonderen Reaktionsfreudigkeit und Aggressivität, mit der das Ozon
Verbindungen mit anderen Stoffen eingeht. Deshalb ist es auch gar nicht so
sicher, ob der stechende Geruch vom Ozon selber stammt oder erst von
Umwandlungsprodukten erzeugt wird.
22
2–5
Einige Eigenschaften des Ozon – Moleküls - 2
Als Mesomerie (auch Resonanzstruktur) wird das
Phänomen bezeichnet, dass die Bindungsverhältnisse in einem Molekül nicht durch eine einzige
Strukturformel sondern nur durch mehrere Grenzformeln dargestellt werden können.
Mesomere Grenzstrukturen
des Ozonmoleküls
Molekülstruktur: Es handelt sich um ein gewinkeltes polares Molekül mit einem Dipolmoment von 0.5337 D. Der
O-O Abstand beträgt 127.8 pm (= 1.278 Ẳ = 0.1278 nm). Der
Winkel zwischen den 3 Sauerstoffatomen beträgt 116.8o.
Bildung: 3 O2  2 O3; DH = + 286 kJ
Ozon bildet sich in der Atmosphäre vor allem auf drei Arten:
a) Aufspaltung von O2–Molekülen durch energiereiche Sonnenstrahlung in zwei
einzelne Atome, die sich jeweils mit einem weiteren O2–Molekül zu Ozon vereinigen.
b) In Erdnähe bildet sich Ozon bei der Reaktion von Stickoxiden (z.B. NO2) mit O2
unter dem Einfluss von UV-Strahlung.
c) Bei Gewittern: Durch den elektrischen Stromfluss zwischen Wolke und Erdboden
bei der Blitzentladung entsteht Ozon (neben Salpetersäuren und weiteren Stoffen).
23
2–6
2.3 Die Troposphäre
24
2.3.1 Allgemeine Eigenschaften - 1
~ 50 km
~ 20 km
~ 10 km
h (km)
ϑ(0C)
Die relativ warme bodennahe Luft steigt
in der Troposphäre auf und dehnt sich
dabei aus. Dabei kühlt sie sich ab. An
der Tropopause angekommen kann sie
nicht weiter aufsteigen, sondern sich
nur noch in der Breite ausdehnen.
[Im Originalbild ist ersichtlich wie ein
Luftpaket aufsteigt, grösser wird und
sich abkühlt]. (Grafik: Elmar Uherek).
Die Zunahme der Temperatur oberhalb 20
km ist durch Ozon bedingt, welches das
UV – Licht der Sonne absorbiert und
dadurch die Atmosphäre wieder erwärmt
(s. p. 26). (Die h- Skala ist nicht linear).
Die Troposphäre ist diejenige Schicht unserer Atmosphäre, welche der Erde
am nächsten ist (s. p. 9). Es handelt sich um die Luft um uns herum, vom
Erdboden aus bis zu den höchsten Wolken. Wenn wir hinauf zum Himmel
blicken, neigen wir dazu, die Dicke dieser Schicht zu überschätzen.
Die Dicke der Troposphäre beträgt etwa 10 Kilometer an den Polen, wo sie
im Winter bis zu 2 Kilometer niedriger ist als im Sommer, und 18 Kilometer
am Aequator. In der Troposphäre sind etwa 90 % der gesamten Luft
enthalten . Da sich in ihr der Grossteil des Wetters abspielt, spricht man
auch von der Wetterschicht der Atmosphäre.
25
2–7
Eigenschaften der Troposphäre - 2
Die Troposphäre wird nur in geringem Masse direkt durch Sonneneinstrahlung erwärmt.
Der grosse Teil der Wärme wird vom Erdboden aufgenommen, weswegen die
Lufttemperatur im Schnitt um etwa 6.5 oC pro Kilometer Höhe abnimmt. Dies nennt man
den vertikalen atmosphärischen Temperaturgradienten. In trocken-adiabatischen (=
wolkenlosen Abschnitten) beträgt er durchschnittlich 1oC pro 100 Meter, in feuchtadiabatischen (wolken- und nebelreichen) Raum sind es pro 100 Meter etwa 0.6 0C. In
der Tropopause (s. p. 9) beträgt die Temperatur ca. - 75 oC am Aequator und ca. - 45 oC
an den Polen.
Als Inversion bezeichnet man allgemein die Umkehrung des in der Atmosphäre
normalen Temperaturverlaufs mit zunehmender Höhe. Eine sehr stabile Inversion wird
durch die Tropopause gebildet (s. Figur, p. 25) und erklärt sich durch die in einer Höhe
von 10 bis 15 km langsam zunehmende Ozonkonzentration. Das Ozon absorbiert den
sehr kurwelligen UV-B-Teil der Sonneneinstrahlung und führt damit zu einer
Temperaturerhöhung entgegen dem allgemeinen Trend der Temperaturabnahme.
Die chemische Zusammensetzung der trockenen Troposphäre ist im Wesentlichen
gleichmässig (N2, O2, Ar, .., s. p 16). Dies ist aber nicht der Fall für das Wasser
(gasförmiger Wasserdampf, Wolken): Der Wassergehalt der Troposphäre ist in der Regel
sehr stark vom Ort und der Höhe abhängig (s. Kapitel 3).
Der Druck und die Dichte der Atmosphäre sind maximal auf Meereshöhe und nehmen
mit zunehmender Höhe stark ab (s. p. 54). Die Abnahme des Drucks mit steigender Höhe
ist näherungsweise durch die barometrische Höhenformel gegeben (s. pp 27 - 29).
In der Troposphäre spielt sich praktisch das ganze Wettergeschehen unseres Planeten
ab (s. Kapitel 3).
26
Barometrische Höhenformel - 1
Die barometrische Höhenformel beschreibt die vertikale Verteilung der (Gas-) Teilchen in
der Atmosphäre der Erde, also die Abhängigkeit des Luftdruckes von der Höhe. Man
spricht daher auch von einem vertikalen Druck-Gradienten, der jedoch aufgrund der
Wetterdynamik innerhalb der unteren Atmosphäre nur mit Näherungen auf mathematischem Wege beschrieben werden kann.
Der Luftdruck auf Meereshöhe ist 1 bar = 105 Pascal = 105 Pa = 103 hPa; 1 hPa = 100 Pa. In
der einfachsten Form kann grob angenommen werden, dass der Luftdruck in der Höhe
des Meeresspiegels und 0 0C um Dp = 1 hPa (entspricht 1 ‰ des mittleren Luftdrucks) pro
Dh = 8 m Höhenzunahme abnimmt: Dp / Dh = - 1hPa / 8m = - 12.5 Pa / m.
In der einführenden Literatur wird die klassische barometrische Höhenformel zitiert, in welcher man annimmt, dass die Temperatur T unabhängig von der Höhe konstant ist
(isotherme Atmosphäre). Es seien h0 und h > h0 zwei Höhen über dem Meeresspiegel und
p(h0) und p(h) die entsprechenden Drucke. Dann lautet die barometrische Höhenformel:
p(h) = p(h0) * exp( - Dh / hS) ;
dabei ist
(1)
die Höhendifferenz = Dh = h – h0 ; (auf Meereshöhe ist h0 = 0). hs ist die sog.
Skalenhöhe:
hS = R*T / M*g
(s. Anhang p. 2-A-3-1).
28.9644*10-3
(2a)
(2b)
R ist die univ. Gaskonstante = 8.314 J/(mol K), M =
kg/mol ist die Molmasse der
Luft und g(h < 12 km) ≈ g(0) = 9.81 ms-2 ist die Erdbeschleunigung (s. p. 55). Für 300 K (27
oC) ist h = 8779 m, für T= 288 K (~ 15 0C) ist h = 8437 m und für T = 273 K (0 oC) ist h =
S
S
S
7989 m.
Die Dichte r erhält man aus dem idealen Gasgesetz pV = RT und r = M/V; daraus folgt
r(h) = r(h0) * exp (-Dh / hs)
(3)
27
2–8
Barometrische Höhenformel - 2
Atmosphäre mit linearer Temperaturabhängigkeit
Zur Herleitung der Gleichungen (1) bis (3) wurde angenommen, dass die Temperatur
konstant ist. Die Figuren auf pp 1-A-3-1 und 25 zeigen aber, dass in der Troposphäre die
Temperatur mit zunehmender Höhe abnimmt. [Wir sehen hier von der sog. Inversion, d.h.
von der Zunahme der Temperatur mit wachsender Höhe ab] . In erster Näherung beschreiben wir T(h) durch eine lineare Gleichung der Form
T(h) = T(h0) - a*(h – h0)
(4)
Setzt man Gleichung (4) in die Grundgleichung dp / p = - [M g / R T(h)] dh ein, dann
erhält man nach Integration über die Höhe h das Resultat (s. Ref. R.2.3.18)
p(h) = p(h0) * [1 – (a Dh/T(h0)] (Mg / R a)
mit
Dh = h – h0
(5)
Dh = h – h0
(6)
Für die Dichte r(h) erhält man entsprechend
r(h) = r(h0) * [1 – (a Dh/T(h0)] (Mg / R a)
-1
mit
Verglichen mit Gleichung (5) ist in Gleichung (6) der Exponent um 1 verkleinert .
Dies folgt aus pV = RT(h) und r = M/V woraus folgt, dass die Dichte explizit von der
Temperatur T(h) abhängt:
r(h) = r(h0)* [T(h0)/T(h)]*[ p)h)/p(h0)]
(6a)
28
Barometrische Höhenformel - 3
Wie Messungen der Temperaturprofile in der Troposphäre zeigen, ist die Annahme
einer linearen Temperaturabnahme im Mittel eine gute Näherung, wenn auch im
Einzelnen deutliche Abweichungen auftreten können, z.B. bei Inversionswetterlagen (*).
Die Hauptursache für die Temperaturabnahme mit der Höhe ist die Erwärmung der
unteren Luftschichten durch die von der Sonne aufgeheizte Erdoberfläche, während
die oberen Luftschichten Wärme in den Weltraum abstrahlen. Im Mittel über alle
Wetterlagen ist der Temperaturgradient 0.65 K pro 100 m, d.h. die Temperaturabnahme
beträgt a = DT / Dh = 0.65 K/100m = 0.0065 K/m. [Die beschriebenen Verhältnisse sind
auf die Troposphäre beschränkt]. In der Stratosphäre nimmt die Temperatur deutlich
langsamer ab, meist nimmt sie sogar wieder zu, vor allem wegen der Absorption von
UV-Strahlung in der Ozonschicht (s. pp 9, 1-A-3-1, 37 - 42).
Für einen Temperaturgradienten von 0.0065 K/m nimmt der Exponent in Gleichung (5),
p. 28, den Wert 5.255 an, d.h. man erhält
p(h) = p(h0)* [1 – 0.0065*Dh / T(h0)] 5.255
(7a)
Setzt man die Referenzhöhe h0 auf Meereshöhe und nimmt für die dortige Atmosphäre
einen mittlerem Zustand an, wie er durch die Internationale Standardatmosphäre
beschrieben wird (Temperatur 15 0C, Luftdruck 1013.25 hPa, a = 0.0065 K/m), so erhält
man die Internationale Höhenformel für die Troposphäre (bis 11 km Höhe)
p(h) = 1013.25* [1 – 0.0065*Dh / 288.15] 5.255
(**)
(7b)
(*) Unter einer Inversionswetterlage versteht man eine Umkehrung des in der Atmosphäre normalen
Temperaturverlaufs mit zunehmender Höhe, d.h. die Temperatur T nimmt mit wachsender Höhe zu.
(**) Im konkreten Anwendungsfall ist die Genauigkeit der Formel (5b) allerdings begrenzt, da der Berechnung eine mittlere Atmosphäre zugrunde gelegt ist.
29
2–9
Barometrische Höhenkurven p(h)
10’000
Mt- Everest (8848 m)
Höhe h in m
8000
6000
Isotherme
barometrische
Höhenkurve
Internationale
barometrische
Höhenkurve
4000
2000
Mt. Blanc (4807 m)
auf Meereshöhe: 15 oC
0
0
200
400
600
800
1000
Luftdruck p in hPa
1013 hPa
30
Mittlere Wärmekapazität der Luft
Die Wärmekapazität eines Stoffes bei konstantem Druck ist definiert als
cp = DQ / (m DT) .
(8)
Dabei ist DQ die thermische Energie, die der Substanz zugefügt wird, m ist die
Masse der Substanz, cp die spezifische Wärme bei konstantem Druck und DT ist
die Temperaturdifferenz. Bei der Hebung eines Luftpaketes mit dem Gewicht G =
mg um die Höhe Dh ist DQ = G* Dh = m g Dh, womit
Cp = g (Dh / DT) .
(9)
Setzt man gemäss p. 29 für den mittleren Temperaturgradienten a = DT / Dh =
0.0065 K/m ein, dann ist der Mittelwert über alle Wetterlagen (Mittel über Wetter
mit trockener und feuchter Luft):
Cp = 1509 (m2/s2K) = 1509 (Ws/kg K) .
(10)
Dieser Wert liegt zwischen der spezifischen Wärme für trockene Luft mit Cp = 1005
(Ws/kg K) und der spezifischen Wärme von Wasserdampf mit Cp = 2034 (Ws/kg K).
[Bemerkung: Die spezifische Wärme von trockener Luft ist zwischen – 100 0C und
+ 40 0C im wesentlichen konstant: Cp = 1.009 (Ws/kg K) bei – 100oC und Cp = 1.005
(Ws/kg K) bei + 400C].
31
2 – 10
Die Tropopause
Verlauf der Tropopause (km)
Als Tropopause bezeichnet man die schmale Übergangszone (in der Figur rot punktiert)
zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre. Sie ist nach offizieller Definition der
WMO (World Meteorogical Organization) durch einen vertikalen Temperaturgradienten
von weniger als - 0.2 K/100 m über eine Höhendifferenz zwischen einigen hundert Metern
bis 2 – 3 km gekennzeichnet. Wie die Figur zeigt, hängt die Höhe der Tropopause vom
Ort ab, hauptsächlich von der geographischen Breite. Ihre Höhe beträgt ca. 16 km über
Australien am Jahresende und etwa 12 - 16 km in mittleren Jahreszeiten. Mit steigender
geographischen Breite nimmt ihre Höhe ab und am Nord- und Südpol beträgt sie etwa 9
km. Die Ozonschicht befindet sich gleich über der Tropopause aber in der Stratosphäre.
Die meisten kommerziellen Flugzeuge
fliegen zwischen der unteren Stratosphäre und der oberen Troposphäre.
Breitengrad
32
2 – 11
2.4
Die Stratosphäre
33
Allgemeine Eigenschaften
Die Stratosphäre ist die zweite Schicht der Erdatmosphäre; der Grenzbereich
zwischen Stratosphäre und Troposphäre wird als Tropopause bezeichnet (s. p. 32).
Wie die Figur auf p. 32 zeigt, liegt die Tropopause in einer Höhe von ca. 9 km an
den geographischen Polen und ca. 12 - 16 km am Aequator. Über der Stratosphäre
schliesst sich die Mesosphäre an (s. pp 7, 9). Die Grenze ist die Stratopause in
etwa 50 km Höhe .
In der Stratosphäre nimmt die Temperatur im Mittel mit steigender Höhe zu, wobei
diese Steigung in der unteren Stratosphäre, bis ca. 20 km noch verschwindend
klein ist. Diese Temperaturzunahme mit der Höhe unterscheidet die Stratosphäre
von den sie einschliessenden Luftschichten. Verursacht wird dieser inverse
Temperaturvelauf hauptsächlich durch das in der Stratosphäre befindliche Ozon
(s. Figur, p. 35), das UV-Strahlung aus dem Sonnenlicht absorbiert und dabei
elektromagnetische Strahlung in Wärme umwandelt. Am stärksten ist die
Erwärmung im Bereich der Ozonschicht; dort steigt die Temperatur von ca. – 60 oC
bis auf knapp unter 0oC (s. pp. 9 und 1-A-3-1).
Durch die niedrigere Temperatur an der Tropopause kondensiert atmosphärischer
Wasserdampf dort fast vollständig aus. Aus diesem Grunde ist die
stratosphärische Luft sehr trocken. Wolken bilden sich in der Stratosphäre für
gewöhnlich nur unter extrem kalten Bedingungen (sog. Polare Stratosphärenwolken: s. p. 36).
34
2 – 12
Temperaturprofil der Atmosphäre
Die Stratosphäre (15 – 50 km) schliesst
an die Troposphäre an. Ihre Temperatur
ist geschichtet (stratified), wobei die
Temperatur von unten nach oben
zunimmt; dies ist im Gegensatz zum
Temperaturverlauf der Troposphäre.
Die Grenzschicht zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre ist die
Tropopause (p. 32), während die
Grenzschicht zwischen der Stratosphäre und der Mesosphäre die sog.
Stratopause ist. [Die Grenzschicht zwischen der Mesosphäre und der Thermosphäre ist die Mesopause].
Mesopause
Stratopause
Die Zunahme der Temperatur mit
steigender Höhe in der Stratosphäre
wird wesentlich durch die Ozonschicht
verursacht, welche die kurwelligen
Anteile des Sonnenlichtes im UV
absorbiert (s. p. 37).
Tropopause
35
Polare Stratosphärenwolken
In der Stratosphäre ist der Wasserdampfgehalt der Luft sehr gering, sodass sich keine
herkömmlichen Wasserwolken bilden können. Polare Stratosphärenwolken (PSC’s =
Polar Stratospheric Clouds) bestehen aus Salpetersäure (HNO3 und/oder aus Schwefelsäure (H2SO4) und Salpetersäure, beide Modifikationen mit einem Mantel aus Wassereis
umgeben oder aus Wassereis allein. Demgemäss unterscheidet man:
Typ Ia : Kristalle aus Salpetersäuretrihydrat mit vereistem Wasserfilm
Typ Ib : Schwefelsäure und Salpetersäure mit vereistem Wasserfilm
Typ II : lediglich aus vereistem Wasser
An der Oberfläche der Kristalle können chemische Reaktionen ablaufen, die für den
Ozonabbau in der Stratosphäre und die Entstehung des Ozonlochs bedeutsam sind.
Diese polaren Stratosphärenwolken, auch Perlmutterwolken genannt, treten in der
Stratosphäre in Höhen über 20 km auf, meist im Bereich zwischen 22 und 29 km. Dies
geschieht im Winter regelmässig in den Polarregionen jenseits von 800 nördlicher
respektive 800 südlicher Breite.
PSC vom Typ I:
oberste
weisse Wolke
PSC vom Typ II:
perlmuttfarbene
Wolken
Type I
36
2 - 13
Type II
Die Ozonschicht der Stratosphäre
Die Ozonschicht ist ein Teil der Stratosphäre, in der unter der Einwirkung der
energiereichen ultravioletten (UV)- Strahlung der Sonne Sauerstoff in Form von
O2 in Ozon (O3) umgewandelt wird. Die
Ozonschicht beginnt in einer Höhe von
10 bis 17 km und erstreckt sich bis auf
eine Höhe von ca. 50 km.
(zur Bildung und Struktur des Ozonmoleküls: s. pp 22 und 23).
Das Ozon O3 bildet sich aus molekularem Sauerstoff O2. Die vergleichsweise hohe
Konzentration von Ozon [2–8 ml/m3 oder 2–8 ppm] absorbiert UV-Strahlung,
insbesondere UV-B, wobei das Ozon von dieser Strahlung teilweise wieder in O2
zerlegt wird: Es bildet sich ein chemisches Gleichgewicht, der sog. Ozon –
Sauerstoffzyklus, bei dem die Menge von Ozon annähernd konstant bleibt: im
Gleichgewicht halten sich die Ozonbildung und der Ozonzerfall die Waage:
Ozonbildung:
Ozonzerfall:
3 O2  2 O3 unter UV-B und UV-C Strahlung
2 O3  3 O2 unter UV-B und UV-A Strahlung
Wellenlängen der UV- Strahlungsbereiche:
UV-A: 400 – 315 nm ; UV-B: 315 – 280 nm ; UV-C: 280 – 100 nm
(1 nm = 10-9 m)
37
Ozon- Profile in der Troposphäre und Stratosphäre
Höhe (km)
Atmosphärisches Ozon
Stratosphärisches
Ozon
•
Enthält 90 % des atmosphärischen Ozons
•
•
Positive Eigenschaft:
wirkt als primäres UV
Strahlungsschild
•
Gegenwärtige Probleme:
- Globale Abnahme
- jährliches Ozonloch
in jedem Frühling
•
•
«Smog»
Ozon
Troposphärisches
Ozon
•
Enthält 10 % des atmosphärischen Ozons
Schädliche Wirkung:
giftige Effekte auf Menschen und Vegetation
Zeiten von hoher OzonKonzentration in urba –
nen und ländlichen
Gegenden
mPa 
Ozon – Druck in mPa [1 mPa = 1 milli-Pa ≈ 10 -5 milli-atm]
38
2 - 14
Minimale Ozonkonzentration (DU)
Ozon Konzentration in der Stratosphäre: 1979 – 2008
Jahr
39 39
Fläche in Millionen km2
Mittlere Fläche des Ozon- Lochs in der Antarktis (1980 – 2010)
Jahr
40
2 – 15
Grösstes antarktisches Ozonloch
Bild des grössten antarktischen
Ozonlochs, das im September 2006
beobachtet wurde.
Solche Ozonlöcher können bis 3 mal so
gross wie die Fläche der USA sein.
Fläche dieser Ozonschicht: ca. 30*106 km2 .
Fläche der USA : 9.81*106 km2 .
 Flächenverhältnis : ca. Faktor 3
Das Ozonloch wurde das erste Mal im Jahre 1979 beobachtet (s. pp 39 und
40) und erschien über der kälteren Antarktis und zwar wegen der das Ozon
zerstörenden chemischen Prozesse, welche am besten unter kalten Bedingungen ablaufen. Der antarktische Kontinent ist kälter als der arktische. Im
Laufe der Jahre vergrösserte sich das Ozonloch schnell. Das Ozonloch
dauert nur während 3 Monate an. Gerade wenn die aufgehender Sonne die
Pflanzen und Tiere zur Aktivität anregt, dann erzeugt sie auch eine Dosis
von gefährlicher UV- Strahlung.
41
Ozon – Killer und Folgen des Ozonverlustes
Bestimmte Gase , insbesondere die Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) und
Distickstoffoxid (N2O), auch Lachgas genannt, können durch katalytische
Effekte einen beschleunigten Abbau des Ozons bewirken, sodass die
Konzentration in Richtung O2 verschoben wird. Diese führen während der
langandauernden Polarnächte zum Ozonloch.
Strahlt gegen Ende der Polarnächte durch das noch nicht wieder
geschlossene Ozonloch Licht auf die Erde, dann nimmt auf der Erde die
UV- Strahlung zu. Dies kann zu einem deutlichen Anstieg an Hautkrebsfällen
und schweren Augenkrankheiten führen Auch das Immunsystem wird gestört.
Zudem wird bei den Pflanzen die Photosynthese im Blattgrün (Chlorophyll)
beeinträchtigt mit der Folge starker Ernterückgänge.
FCKW
N2O
42
2 – 16
2.5 Die Mesosphäre
43
Die Mesosphäre zwischen Stratosphäre und Thermosphäre
Druck ca. 10 - 6 atm
Druck ca. 10 - 3 atm
44
2 – 17
Charakteristika der Mesosphäre
Die Mesosphäre ist de mittlere der fünf Schichten der Erdatmosphäre (s. p. 7).
Sie ist zur Erde hin von der Stratopause (in etwa 50 km Höhe) und nach
oben von der Mesopause (in 80 bis 85 km Höhe) von der Thermosphäre ab gegrenzt. Aufgrund der hier extrem ausgedünnten Luft , sowie der Tatsache,
dass hier kaum mehr Ozon vorhanden ist und sich die Absorption der
energiereichen UV- Strahlung in der Stratosphäre abspielt, sinkt die Temperatur
von etwa 0oC an der Stratopause mit jahreszeitlichen Schwankungen auf
durchschnittlich ca. - 900C in ca 80 km Höhe (s. pp 35, 44, 47). Die Temperaturabnahme ist mit ca 3 K/km allerdings erheblich geringer als jene in der
Troposphäre. Danach bleibt die Temperatur erneut konstant und steigt erst in
der Thermosphäre wieder sehr stark an und kann bis auf 2000 0C steigen .
Die chemische Zusammensetzung der Mesosphäre besteht hauptsächlich aus
leichten Gasen, die sich entsprechend ihrer Masse zu schichten beginnen (die
leichten Elemente kommen über die schweren zu liegen). Wenn Meteore gegen die
Erde stürzen, dann verglühen sie leicht in dieser Schicht.
Das in der Mesosphäre enthaltene CO2 trägt auch zur kalten Temperatur bei. Bei der
Kollision von CO2 – Molekülen wird Wärme absorbiert. Ein Teil dieser Energie wird
in Photonen umgewandelt, einem Prozess, der als Strahlungs-Emission bekannt
ist. Dadurch wird Wärme aus der Mesosphäre in die Thermosphäre abtransportiert .
45
2 – 18
2.6 Die Thermosphäre
46
Die Thermosphäre
Zur Veranschaulichung ist das auf p. 7 dargestellte Stockwerk der verschiedenen Schichten der Atmosphäre hier nochmals abgebildet. Die Thermosphäre ist eine Schicht der
Atmosphäre, die bei ca. 80 km Höhe beginnt und bis etwa 500 km reicht. Hier sind so
wenig Luftmoleküle, dass man sich schon fast im Vakuum des freien Raums befindet. Die
Temperatur ist weniger eine Gleichgewichtstemperatur aller vorhandenen Moleküle und
Atome (deren Konzentration ja ausserordentlich klein ist), als vielmehr eine Strahlungstemperatur. Wegen der fehlenden Schutzwirkung durch die Absorption der
Atmosphäre erfährt man hier das volle Strahlungsspektrum der Sonne und des Weltalls.
Die Ionosphäre erstreckt sich von ca. 70 km bis mehr als 1000 km Höhe.
Exosphere
h ≈ 500 – 600 km;
Strahlungstemperatur ≈ 1100 0C
Thermosphere
Ionosphäre: 70 < h < 1000 km
max. Elektronendichte bei 300 km
Thermopause
h ≈ 82 km;
Mesopause
Mesosphere
h ≈ 50 km;
≈
Stratosphere
h ≈ 15 km;
≈ – 82 0C
Troposphere
Für h ( ) vergleiche auch
mit Diagramm auf p. 35
Stratopause
Thermopause
≈ – 110 0C
47
2 – 19
0 0C
Temperatut T und mittlere Molmasse <M> der Luft als Funktion der Höhe h
M (g / mol)
10
15
20
25
30
600
Temperatur T
Molare Masse M
500
300
200
Thermosphäre
h (km)
<M(h)>
400
Strahlungstemperatur
Die Gründe für die Abnahme der mittleren Molmasse <M> mit zunehmender Höhe h in der
Thermosphäre wird auf
Seite 49 erklärt.
T(h)
81 km 100
0
0
200
400
600
800
1000
1200
T (0C)
48
Thermosphäre (~ 81 km < ~ 600 km) ; zur Graphik von p. 48
Trotz ihres Namens ist die «Wärme» der Thermosphäre nicht «spürbar», weil die Luftdichte extrem viel
kleiner ist als in Bodennähe (s. pp 35, 54). Die Temperatur (300 – 1500 0C) äussert sich nur in der
raschen Bewegung der Gasteilchen. Ihre mittlere freie Weglänge beträgt hier mehrere Kilometer,
sodass zwischen den Teilchen kaum mehr Wechselwirkungen durch Zusammenstösse oder Energieaustausch stattfinden.
Die Temperatur nimmt anfangs (ab ca. 81 km) stark mit der Höhe zu und kann – auch abhängig von der
Sonnenaktivität – bis 1700 0C ansteigen. Diese fühlt sich aber wegen der geringen Dichte und dem
Wärmeverlust als schwarzer Körper trotzdem kalt an (s. auch p. 52).
Bezugnehmend auf die Abhängigkeit der (trockenen) Luftmasse M in Abhängigkeit der Höhe h (s. grüne
Kurve der Graphik auf p. 48) fällt auf, dass diese bis zu einer Höhe von etwa 81 km im wesentlichen
konstant ist: gemäss p. 16 sind in diesem Bereich folgende Volumenanteile vorhanden: 78.08%
molekularer Stickstoff, 20.95% molekularer Sauerstoff und ca. 0.93% Argon. Dies entspricht einer
molaren Masse von etwa 28. 9 g/mol (s. Graphik von p. 48).
Oberhalb von 81 km Höhe verändert dagegen die trockene Luft allmählich ihre Zusammensetzung. Dies
ist zum einen auf die sehr dünne Hochatmosphäre zurückzuführen, in der sich schwerere Gase tiefer
anreichern als leichte, weil die Schwerkraft der Erde nicht mehr auf die Luft als Ganzes, sondern auf die
atmosphärischen Bestandteile im einzelnen wirkt. Zum andern sind es Dissoziations- und
Ionisationsprozesse, welche wichtig werden. So wird z.B. in 180 km Höhe molekularer Stickstoff als
häufigster Bestandteil von leichterem Sauerstoff abgelöst, allerdings nicht von jenem in molekularer
sondern in atomarer Form. Konkret findet man in 180 km Höhe: 48.20% atomarer Sauerstoff und 48.14%
molekularer Stickstoff, 3.51% molekularer Sauerstoff , 0.11% Helium, 0.04% Argon. In 400 km Höhe verändern sich die Anteile weiter auf hier 90.77% atomaren Sauerstoff, während molekularer Stickstoff nur
noch zu 4.42% vorkommt und molekularer Sauerstoff gar nur noch zu 0.12%. Das leichte Edelgas
Helium hat seinen Volumenanteil hingegen bereits auf 4.61% vergrössert und das noch leichtere Gas
Wasserstoff kommt jetzt ebenfalls in nennenswerter Menge von 0.08% vor, mit weiter stark steigender
Tendenz. Diese Tatsachen erklären die Abnahme der mittleren Molmasse <M> mit zunehmender Höhe h
in der Thermosphäre. (s. Figur von p. 48).
49
2 – 20
Die Thermopause
Die Thermopause ist die atmosphärische Grenzschicht zwischen der Thermosphäre und der Exosphäre (s. p. 47) . Die exakte Höhe der Thermopause hängt
von verschiedenen Parametern ab, z.B. dem lokalen Ort, der lokalen Zeit sowie
von der Jahreszeit, und kann an einem gegebenen Ort eine Dicke zwischen
500 und 1000 m besitzen.
Unterhalb der Thermopause, d.h. im oberen Bereich der Thermosphäre, schirmt
die Atmosphäre die zunehmende Präsenz der schwereren Gase, wie z.B. monoatomaren Sauerstoff ab.
Oberhalb der Thermopause schliesst die Exosphäre an (s. pp 7 und 47), welche
den Bereich der verschwindend kleinen Konzentration der atmosphärischen Teilchen darstellt (s. p. 48). Bei diesen Teilchen handelt es sich hauptsächlich um
Wasserstoff-Moleküle und um Helium–Atome, welche sehr grosse mittlere freie
Weglängen besitzen, sodass die Wechselwirkungen zwischen diesen Teilchen
ausserordentlich klein sind.
Obwohl alle diese Bereiche als atmosphärische Schichten bezeichnet werden,
ist der Druck ausserordentlich klein (s. p. 54), sodass die als üblicherweise
bezeichneten atmosphärischen Schichten unterhalb dieser Höhe liegen. Die
Satelliten, welche die Erde umkreisen, erleiden keine nennenswerte atmosphärische Erwärmung, aber je nach der Höhe ihrer Umlaufbahn werden ihre
Umkreisradien im Laufe der Zeit kleiner. Raumfahrzeuge umkreisen die Erde
unterhalb der Thermopause, wo die Luftdichte verschwindend klein ist.
50
2 - 21
2.7 Die Exosphäre
51
Die Exosphäre - 1
Die Exosphäre stellt die äusserste Schicht der Erdatmosphäre dar. Sie markiert den
fliessenden Uebergang von der Erde zum interplanetaren Raum, ist jedoch nach
Definition der NASA bereits dessen Teil.
Sie ist ein Teil der sog. Heterosphäre, d.h. jenes Bereiches der Atmosphäre ab ca. 120
km Höhe, indem sich die Gase entsprechend ihrer Atommassen entmischen und
schichten. Ab einer Höhe von 1000 km kommt nur noch Wasserstoff als das leichteste
Gas vor, dieser Bereich wird auch als Geokorona bezeichnet.
Die Exosphäre schliesst an die Thermosphäre an (s. Bild, p. 47) und beginnt damit
(nach unterschiedlichen Quellenangaben) etwa in einer Höhe zwischen 400 km und
1000 km. Ihre äussere Grenze wird mit etwa 10’000 km angegeben. Allerdings ist die
Grenze nicht genau definiert, weil die Gasdichte kontinuierlich abnimmt und
theoretisch nie den Wert Null erreicht.
Alle in ihr enthaltenen Teilchen sind weitgehend ionisiert. Die Exosphäre ist die
einzige Atmosphärenschicht, aus der Gasmoleküle wegen ihrer eigenen hohen
Geschwindigkeit das Gravitationsfeld der Erde verlassen können, denn es sind so
wenig Teilchen vorhanden, dass deren Bremswirkung vernachlässigt werden kann.
Die hohe Temperatur von über 1’000 0C, die scheinbar in der Exosphäre herrscht,
bezieht sich lediglich auf die hohe Geschwindigkeit der Teilchen (s. gestrichelte Linie
der Temperaturkurve T(h) auf p. 48). Wegen der verschwindend kleinen Zahl der
Teichen ist die Temperatur nicht durch Stösse zwischen den Teilchen bestimmt,
sondern vielmehr durch die Wärmestrahlung der Sonne. Am Tag herrscht deshalb eine
sehr hohe Temperatur während in der Nacht die Temperatur sehr tief ist.
52
2 – 22
Die Exosphäre - 2
In der Exosphäre wird die Temperatur nicht durch die Wechselwirkung, d.h.
durch Stösse der Teilchen bedingt, da wegen der extrem kleinen Konzentration
der Teilchen Stösse extrem selten sind.
Die Temperatur in der Exosphäre wird vielmehr durch die Strahlungstemperatur
der Sonne bestimmt. Diese hängt extrem stark davon ab ob ein Teil der
Exosphäre im Strahlungsfeld der Sonne liegt (am Tag) oder vom Strahlungsfeld
der Sonne abgeschirmt ist (in der Nacht). Am Tag kann die Sonneneinstrahlung
Temperaturen weit über 1’0000C erzeugen, in der Nacht aber weit unter 00C.
Die Exosphäre ist fast ein Vakuum.
Diese Bild zeigt das Hubble Space
Teleskop, welches die Erde in der
Exosphäre umkreist.
Bereiche des Teleskops, welche
der Sonne exponiert sind, sind
sehr heiss. Bereiche im Schatten
sind dagegen sehr kalt.
53
Druck p und Dichte r als Funktion der Höhe h
r (kg/m3)
10-12
10-10
10- 8
10- 6
10- 4
10- 2
1 kg/m3
100
600
600
Druck p in Pa
Höhe h in km
500
Dichte r in kg / m3: log(r) ;
400
aus Gasgleichung:
Dichte r = p / (Rs * T)
Rs = R / M = 287.058 J / kg*K) = spez.
Gaskonstante für trockene Luft
T = 273 K
300
200
s. auch pp 27 - 30
100
0
10-6
10- 4
10- 2
54
2 – 23
100
102
p (Pa)
104 105
(1 bar)
Erdbeschleunigung g als Funktion der Höhe h
10
10
9.81 m/s2
8
m
8
4
4
2
2
0
rE
ME
0
10
100
101
102
Thermopause
g(h) in m/s2
6
Mesopause
Stratopause
r
h
Tropopause
6
103
schwereloser
Raum
104
105
Höhe
101
102 h in km
103
104
Höhe h über Meer (km) – (in log. Skala !)
105
gE = g(h=0) = 9.81 m/s2 = Erdbeschleunigung auf Meereshöhe
Gravitationskraft K(r) = g ME m / r2 = m g(r)  g(r) = g ME / r2 ; r = rE + h ;
mit f = 1 + h/rE folgt: g(h) = gE / f2 ; g = 6.674 x 10-11 m3/kg s2 = Gravitationskonstante ;
ME = 5.972 x 1024 kg = Masse der Erde ; rE = 6371 km = mittlerer Erdradius.
55
2 – 24
Anhang – Kapitel 2
2-A-0
Zusammenhang zwischen Volumen – und Massenanteilen
Auf Seite 16 wurden die Volumenanteile und Massenanteile der verschiedenen
Gase der Luft in der Troposphäre tabellarisch zusammengestellt. Hier soll der
Zusammenhang dieser beiden Grössen erläutert werden.
Es sei M die Gesamtmasse und V das Gesamtvolumen und Mk und Vk die Masse
und das Volumen des Gases k. Ferner sei rk die Dichte des Gases k (bei
Normalbedingungen). Wegen rk = Mk / Vk folgt für das Massenverhältnis h(k) des
Gases k:
Mk
rk Vk
rk (Vk / V)
h(k)) =
=
=
M
S rk V k
S rk (Vk / V)
Beispiel für N2 , O2 , und Ar : p. 16 ; als Näherung berechnen wir h(N2), h(O2) und
h(Ar) aus den Volumenanteilen V(N2)/V, V(O2)/V und V(Ar)/V, d.h. wir vernachlässigen
alle in p. 16 aufgeführten Spurengase. Die Dichten für Normalbedingungen sind (in
Einheiten von kg/m3): r(N2) = 1.2503; r(O2) = 1.429 und r(Ar) = 1.7813. Mit den
entsprechenden prozentualen Volumenanteilen von p. 16: V(N2)/V = 78.084 %, V(O2)/V
= 20.942 % und V(Ar)/V = 0.934 %, folgt für die prozentualen Massenanteile:
h(N2) = 75.552 % ; h(O2) = 23.159 % ; und h(Ar) = 1.287 % .
Diese Werte sind geringfügig grösser als die in p. 16 angegebenen Werte. Hätte
man die Summe im Nenner von h(k) auch über die Spurengase erstreckt, dann
hätte man die in p. 16 angegebenen exakten Werte für die Massenanteile erhalten.
2-A-2-1
2 – 25
Zur Skalenhöhe hs der barometrischen Höhenformel
Die einfachste Höhenformel ist
120
p(h) = p0 exp(- h / hs)
(p0 = 1013.25 hPa, s. pp 27, 30).
HHöhe h in km
100
Wir denken uns die gesamte Atmosphäre
unter der Kurve K auf einen Druck von 1
atm = 1013 hPa komprimiert und bestimmen
die Höhe H des resultierenden Rechtecks. Ist
A die Fläche unter der Kurve, dann gilt:
80
K
60
= p0 h s = p0 H ,
40
p0 / e
20
p0
d,h. die gesuchte Höhe H = hs ist die sog.
Skalenhöhe hs = (RT / (Mg) (s. p. 27).
Bei einer Temperatur T = 288 K = 15 0C ist
hs
H = hs ≈ 8.4 km .
A
0
0
500
1000
(s. rot gestricheltes Rechteck mit Fläche A)
Druck p in hPa
2-A-3-1
Definition der Dobson Einheit (DE)
Schicht mit Fläche von A = 1 m2
und Dicke d = 0.01 mm wird mit
Ozon (O3)- belegt.
Die Dobson- Einheit DE ist eine Einheit
zur Messung der sich in einer Kolonne
befindlichen Spurengases der Erdatmosphäre. Sie wird oft als ein Mass
der Ozonmenge verwendet, die sich
(hauptsächlich) in der Stratosphärenschicht befindet. Ein DE bezieht sich
auf eine 10 mm = 0.01 mm dicke
AlAlles Ozon über einer Fläche Schicht bei Standardbedingungen
wird auf 00C und einen Druck (STP): T = 273 K und p = 1 atm.
von 1 atm komprimiert (StanWerden 300 DE Ozon aus einer Säule
(dard Bedingungen (STP)).
Beispiel: 300 DU (Dobson Unit über der Erdoberfläche bei 1 atm und
0
DU oder DE) entsprechen einer 0 C zusammengepresst, dann entsteht eine Schicht von 3 mm Dicke.
Schichtdicke von 3 mm
Numerisches Beispiel: Zahl der O3- Moleküle in 1 DE
Ideales Gas: p V = n R T; p = Druck; V = Volumen; R = ideale Gaskonstante, T = Temperatur, n = Zahl
der Mole. Wir berechnen n und die Teilchenanzahldichte von O3- Molekülen in 1 DE. Mit p = 1 atm =
1.013 bar, R = 8.314 J/(mole K), T = 273 K und V = 1 m2*10 mm = 1 m2*10-5 m = 10-5 m3 folgt: n = p V/(R T)
= 0.4462*10-3 mol. Da die Avogadro- Zahl NA = 6.0224*1023/mol die Zahl der Moleküle in 1 mol ist,
enthält 1 DE die Zahl NDE = n*NA = 0.4462*10-3 mol * 6.022*1023 (mol)-1 = 2.69*1020 Ozon Moleküle in
einer Schicht der Fläche A = 1 m2 und der Dicke d = 10 mm = 0.01 mm.
Die Ozon-Konzentration in der Stratosphäre ist nicht konstant: sie schwankt zwischen ca. 200 bis 400
DE. Als Folge von anthropogenen Bedingungen ist die Ozonkonzentration jedoch wesentlich kleiner
(Ozonloch!) (s. pp 39 – 42).
2-A-4-1
2 - 26
Referenzen: Kapitel 2
R-2-0
2.2 Zusammensetzung der trockenen Luft in der Troposhäre
R.2.2.1
p. 16: Luft: Zusammensetzung der Luft (Volumen- und Massenanteile)
de-wikipedia.org/wiki/Luft-
R.2.2.2
p. 16: Umrechnung von Volumenprozente in Massenprozente von Luft
a) Atmosphere of Earth - http://en.wikipedia.org/wiki/Atmosphere_of_Earth
b) Gas composition (by volume) - http://en.wikipedia.org/wiki/Gas_composition
c) Luft - www.unternehmensberatung-babel/.de/industriegase-lexikon/...a.../luft/
R.2.2.3
p. 16: Gas composition: http://en.wikipedia.org/wiki/Gas_composition
R.2.2.4
p. 17: Stickstoff: http://de.wikipedia.org/wiki/Stickdtoff
R.2.2.5
p. 17: Nitrogene: http://en.wikipedia.org/wiki/Nitrogene
R.2.2.6
p. 18: Sauerstoff: http://de.wikipedia-org/wiki/Sauerstoff
R.2.2.7
p. 18: Oxygen: www.en.wikipedia.org/wiki/Oxygen
R.2.2.8
p. 19 : Argon: (in Deutsch): http://de.wikipedia.org/wiki/Argon
Argon: (in Englisch): http://en.wikipedia.org/wiki/Argon
p. 19: Radiogenic nuclide
http://en.wikipedia.org/wiki/Radiogenic: Radioaktiver Zerfall von
R.2.2.9
40K
in
40Ar
R.2.2.10
p. 20 – 21: Die gezeigten Bilder der Moleküle und Atome der Spurengase der trockenen Luft
stammen aus verschiedenen Quellen , u.a. aus Informationen aus dem Internet .
R.2.2.11
p. 22: Ozon - eine besondere Art von Sauerstoff
http://www.udo-leuschner.de/basiswissen/SB126-01.html
R.2.212
p. .23: Ozon: http://de.wikipedia.org/wiki/Ozon
R.2.2.13
p. 23: Mesomere: http://de.wikipedia.org/wiki/Mesomerie
2-A-2-1
Zusammenhang zwischen Volumen und Massenanteilen
Formel zusammengestellt von P. Brüesch
R-2-1
2 – 27
2.3 Die Troposphäre
R.2.3.1
p. 25: Bild der Temperatur in der Troposphäre
von : Google : Troposphäre – Images (Graphik von Elmar Uherek) :
«Untere Atmosphäre (Basis / Vertikaler Aufbau)
http://www..xplora.org/downloads/Knoppix/ESPERE/ESPEREdez05/ESPEREde/www.atmosphere-mpg.de/enid.
R.2.3.2
p. 25: Graph: Temperature variation in the Troposphere, Tropopause and low Stratosphere
Troposphere – Images (Graphik von Elmar Uherek) :
«Untere Atmosphäre (Basis / Vertikaler Aufbau» Figure Text tranlated from German to English by P. Brüesch
http://www..xplora.org/downloads/Knoppix/ESPERE/ESPEREdez05/ESPEREde/www.atmosphere-mpg.de/enid
(Man beachte, dass in der Figur die Höhenskala h nicht linear ist; die Höhen ~20 km und ~ 50 km wurden von P.
Brüesch eingefügt).
R.2.3.3.
pp 25 – 26: Troposphäre : Allgemeine Eigenschaften
http://de,wikipedia.org/wiki/Troposp%C3%A4re
R.2.3.4
p. 26: Troposphäre : Allgemeine Eigenschaften
http.en.wikipedia.org/wiki/Troposphere
Inversionswetterlage
Inversion – Meteorologie
http://www.wissen.de/lexikon/inversion-meteorologie
http://de.wikipedia/wiki/inversionswettetterlage
R.2.3.5
pp 25, 26: Troposphere
a) http://en.wikipedia.org/wiki/Troposphere
b) Why does the temperature of the atmosphere vary ?
http://www.windows2universe.org/kids_space/temp_profole.htm
c) Atmosphere / Troposphere / Stratosphere/…
http://www.wheather-ciminate.org.uk/02.php
R.2.3.6
pp. 27 - 29: Barometrische Höhenformel
http://de.wikipedia.org/wiki/Barometrische_H%C3%B6henformel
[Alle auf den Seiten 27 – 29 angegeben Resultate sind im oben angegebenen Literaturzitat ausführlich
hergeleitet; hier beschränken wir uns auf eine Diskussion der relevanten Formeln]
R-2-2
R.2.3.7
p. 30: Die Internationale Höhenformel – Figur
www.http;//wetterandreae-gynbasium,de/interaktives/DrucK/hoehenformel.htm
R.2.3.8
p. 30: Figuren für die barometrischen Höhenkurven der Troposphäre aus den Formeln von
pp 27 – 29 (Figuren von P. Brüesch)
- grüne Kurve . Barometrische Höhenformel für eine konstante Temperatur von 15 0C, (p, 27, Glg, (1))
- rote Kurve : Barometrische Höhenformel auf der Basis der Gleichung (5b) , p. 29 mit
llinearem Temperaturverlauf T(h) = T(h0) – a*(h - h0) ; T(h0) = 288.15 K (15 0C) , entsprechend
der Internationalen Standardatmosphäre , beschrieben durch die Internationale Höhenformel .
R.2.3.9
p. 31: Mittlere spezifische Wärme von feuchter Luft , von trockener Luft und von Wasserdampf
s. Referenz: http://de.wikipedia.org/wiki/Barometrische_H%C3%B6henformel
R.2.3.10
p. 32: Die Tropopause
a) The height of the tropopause (mit Bild links auf p. 32)
http://www-das_uwyo.edu/.../geerts/cwx/notes/chap01/tropo.html
b) Tropopause: http://www,diplomet.de/Tropopause
c) Definition of the Tropopause in the Free Online Encyclopedia
www.http;//encyclopedia2.thefreedictionary.com/Tropopause
d) Forschungsflugzeug HALO untersucht Atmosphäre über den Wolken (mit Bild rechts auf p. 32)
http://www.uni-heidelberg.depresse/meldungen/2012/m2012097_halo.html
e) Tropopause (auf Deutsch) - www.http://de.wikipedia.org.wiki/Tropopause
f) Tropopause (auf Englisch) - www.http://en.wikipedia.org(wiki/Tropopau
R-2-3
2 - 28
2.4 Die Stratosphäre
R.2.4.1
p. 34: Stratosphäre
aus Wikipedia , der freien Enzyklopedia: http://de.wikipedia.org/wikiStratosph%C3%A4re
R.2.4.2
p. 35: Das Temperaturprofil der Stratosphäre - Für Referenz s. Figur auf p. 1-A-3-1, p. 35
Text aus : Stratosphere – Wikipedia, the free encyclopedia: http://en.wikipedia.org/wiki/Stratosphere
R.2.4.3
p. 36: Polare Stratosphärenwolken: Polar Stratospheric Clouds - PSC
Figur links: Polare stratosphärisch Wolken (PSC I)
http://www.aushaic.org/the-earth’s-atmosphere
Figur rechts: Polare Stratosphärenwolken: Polar Stratospheric Clouds (PSC II)
http://de.wikipedia.otg/wiki/Polare_Stratosph%C3%A4renwolken
beide Figuren: http://en.wikipedia.org/wiki/Polar_stratosheric_clud
R.2.4.4
p. 37: Die Ozonschicht der Stratosphäre
aus Wikipedia. Der freien Enzyklopedia: http://de.wikipedia.org/wiki/Ozonschicht
Ozon layer: http://www.nc-climate.ncsu.edu/edu/k12.ozonlayer
httm://en.wikipedia.org/wiki/Ozone-layer
R.2.4.5
p. 38: Ozon in der Troposphäre und Stratosphäre
a) aus Google unter «Atmospheric Ozon» (Bilder)
(Text von Englisch auf Deutsch übersetzt von P. Brüesch)
b) Ozone: From Wikipedia, the free encyclopedia: http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone
R.2.4.6
p 39: Ozon-Konzentration (in DU) : 1979-2011
a) Environmental Change on Earth
http://m.teachastronomy.cpm/astrpedia/article/Environmental.Change-on_Earthb) The Ozone Hole: EPA Bring Primatene Back – Use Some Common Sense
http:// www.theozonehole.com/ozoneholehistory.htm
c) Ozone Hole History: http://www.,theozonehole.com/ozoneholehidzory.htm
d) Umrechnung von DU – Einheit:: http://sacs.aeronomie.be/info/dobson.php
Zur Definition der Dobson- Unit s. p. 2-A-4-1
R-2-4
R.2.4.7
p. 40: Mittlere Fläche des Ozonlochs in der Antarktis – 1979-2011
The Ozone - Hole: http://www.e-education.psu.edu/egee/102/node/1972
R.2.4.8
p. 41: Grösstes antarktisches Ozonloch - Ozonloch-Wikipedia
Bild mit grösstem Ozonloch (2006)
http://de.wikipedia.org/wiki/Ozonloch
de.wikipedia.org/wiki/Ozonloch
http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone.depletion
Text und Bilder von 1980 - 2010 ;
The Ozone Hole: http://www.theozonehole.com/ozoneholehistory.htm
R.2.4.9
p. 42: Ozon-Killer und Folgen
Fluorchlorkohlenwasserstoffe
http://de.wikipedia.org.wiki/Fluorchlorkohlenwasserstoffe
http://www.atmosphere.mpg.de/enid/2__Ozonloch/-__PCKW_1mi_html
http://de.wikipedia.org/wiki/Distickstoffmomoxid
FCKW und N2O unter Google : Bilder
Ausgewählte englische Literatur zu Abschnitt 2.4
R.2.4.1.a
p. 34: Properties of the Stratosphere
a) Stratosphere – Wikipedia, the free encyclopedia
http://en,wikipedia.org/wiki/Stratosphere
b) The Stratosphere – Windows to the Universe
http://www.windows2universe.org/earth/Atmosphere/stratosphere.html
c) Stratosphäre - http://de.wikipedia.org/wiki/Stratosph%C3%A4re
R.2.4.3.a
p. 36: Polar Stratospheric Clouds – PSC’s
a) Polar stratospheric cloud - http://en.wikipedia.org/wiki/Polar_stratosheric_cloud
Left-hand Figure: Polar stratospheric cloud of type I - (PSC I)
Right-hand Figure: Polar stratospheric clouds of type II - (PSC II)
b) Polare Stratosphärenwolken - http://de.wikipedia.org/wiki/Polare_Stratosph%C3%A4renwolken
R-2-5
2 - 29
R.2.4.4.a
p. 37: The Ozone Layer in the Stratosphere
a)
b)
c)
R.2.4.5.a
Ozone Layer – Wikipedia, the free enxycloprdia
http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone_layer
Ozone Layer / Climate Education Modules for K-12
http://www.nc.climate,ncsu.rdu/edu/k12/.ozonelayer
Ozonschicht - http://www.ping.de/schule/pg-herne/p-wetter/Luft/ozone1.htm
p. 38: Ozone Profils in Troposphere and Stratosphere
a) aus Google unter «Atmospheric Ozon» (Bilder)
(Text von Englisch auf Deutsch übersetzt von P. Brüesch)
b) Ozone - Stratosphärenwolken - http://de.wikipedia.org/wiki/Polare_Stratosph%C3%A4renwolken
From Wikipedia, the free Encyclopedia - http://en.wikipedia.org/wiki/Ozone
2.5 Die Mesosphäre
R.2.5.1
p. 44: Bild zu Mesosphäre
unter «Bilder zur Mesosphere» - Mesosphere : windows2.org
Für Temperaturen am unteren und oberen Rand der Mesosphäre : s. : p. 35
http://www.atoptics.co.uk/highsky/hmeso.htm
R.2.5.2
p. 45: Charakteristika der Mesosphäre
a) Mesosphäre
http://www.uni-protokolle.de/Lexikon/Mesosph%E4re.html
Zum Text über CO2 in Mesosphäre : (s. p. 45)
b) Mesosphäre
http://de.wikipedia.org/wiki/Mesosph%C3%A4re
R.2.5.3.
p. 45: Mesosphere
http://en.wikipedia.org/wiki(Mesosp
R-2-6
2.6 Die Thermosphäre
R.2.6.1
p. 47: Thermosphäre
a) Text und Darstellung - http://de.wikipedia.org/wiki/Thermosph%C3%A4re
c) Thermosphere - http://en.wikipedia.org/wiki/Thermosphere
d) Thermosphere – overview - http://scied.ucar.edu/shirtcontent/thernosphere-overview
R.2.6.2.
p. 48 Durchschnittlicher Druck und molare Masse der Luft
in Abhängigkeit von der Höhe - http://de.wikipedia.org/wiki/Thermosph%C3%A4re
R.2.6.3
p. 49: Thermosphäre (~ 81 km < h < ~ 600 km): zur Graphik von p. 48
Aufbau der Atmosphäre - Aurora Borealis
http://www.auroraborealis.at/atmosphaere/aufbau
(enthält Text zu Graphik auf p. 48)
R.2.6.4
pp 47 – 49:
a) Thermosphäre
http://www.iwf.oeaw.ac.at/de/forschung/erdloerper/atmosphere/therm
http://universal_lexikon.deacademic.com/192060/Thermosph%C3%A4re
b) Zur Temperatur der Thermosphäre
http://meteo.physik.gymsf.de/ph_atm/stockwerkaufbau/temp_thermo-htm
http://www.uni-protokolle.de/LexikonThermosph%E4re.html
R.2.6.5
p. 50: Die Thermopause
a) http://de.wikipedia.org/wiki/Thermopause
b) http://en.wikipedia-org/wiki(Thermopause
R-2-7
2 - 30
2.7 Exosphäre
R.2.7.1
p. 52: Exosphäre-1: Text - www.http;//de.wikipedia.org/wiki/Exosph%C3%A4re
R.2.7.2
p. 53: Exosohere-2: Hubble – Space - Telescope
http://www.windows2universe.org/earth/Atmosphere/exosphere_temper
2.8 Verschiedenes
R.2.8.3
p. 54: Durchschnittlicher Druck und Dichte in Abhängigkeit der Höhe.
Logarithmische Darstellung für grosse Höhen - Graphik
Referenz R.2.3.4, p. 1 ; Graphik retouchiert und beschriftet von P. Brüesch
R.2.8.4
p. 55: Zur Erdbeschleunigung g(h)
(Berechnung und Figur von P. Brüesch) - man beachte die logarithmische Darstellung der Höhenachse !
s. auch : www.de,wikipedia.org/wiki/Erdbeschleunigungung
www.http://wikipedia.org/wiki/Gravity_of>_Earth
Anhang
2-A-2-1
2-A-2-2
Umrechnung von Volumenanteilen auf Massenanteilen (P. Brüesch)
s. auch : Allgemeine Chemie: http://www.mathematik-forum.de/forum/showthread.php?t=98546
Skalenhöhe: Zur effektiven Höhe der Atmosphäre nach Kompression auf 1 atm Luftdruck bei 00C
.
a)
b)
2-A-4-1
Skalenhöhe: http://de.wikipedia.org/wiki/Skalenhöhe%C3%B6he - Figur und Text von P. Brüesch
Scale height - http://en.wikipedia.org/wiki/Scale_height
Die Dopson – Einheit (The Dobson Unit)
a)
bI
c)
d)
e)
Dobson Unit: http://wikipedia.org/wiki/Dobson_unit
The Ozone Hole - http://www.theozonehole.com/dobsonunit.htm
What is the Dobson Unit (DU) ? - http://sacs.aerononie.be/info/dobson.php
Definition der Dobson-Einheit - http://www.atm.ch.cam.ac.uk)tour/tour_de/dobson.html
Dobson-Einheit - Typische Grössenordnungen - http://de.wilipedia.org/wiki/Dobson-Einheit
R-2-8
2 - 31