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Wie oben gesagt wurde, nimmt die Lufttemperatur (im Mittel) vom Erdboden aus mit zunehmender Höhe ab. Etwas oberhalb 10 km Höhe hört die Temperaturabnahme jedoch ziemlich spontan auf, um dann bald in einen Temperaturanstieg umzuschlagen, wie man auf Abbildung 1.15 sehen kann. Die Erwärmung erreicht ihren Höhepunkt in etwa 50 km Höhe, wo Temperaturen um 0 °C herrschen. Darüber geht die Temperatur wieder langsam zurück und erreicht in 80 bis 90 km Höhe einen zweiten Tiefstwert, um ab 90 km erneut und sehr schnell auf Werte von vielen hundert Grad anzusteigen. Allerdings darf man diese Temperaturen nicht mehr im selben Sinne sehen wie in Bodennähe.

Infolge der in diesen Höhen äußerst geringen Luftdichte – in 100 km Höhe beträgt sie weniger als ein Millionstel des Bodenwertes – ist die Luft überhaupt nicht mehr in der Lage, Wärme zu speichern und an irgendwelche Objekte wie ein Thermometer oder den menschlichen Körper zu übertragen. Trotz der nominal hohen Temperaturen würde 46 man sie nicht als heiß empfinden. Diese Temperaturen ergeben sich nur rechnerisch nach physikalischen Gesetzen. Die in der Abbildung 1.15 gezeigte Temperatur-Höhenkurve entspricht der US-Standardatmosphäre (Zit. in Kraus, 2004).

Abb. 1.15 Der Aufbau der Atmosphäre.

Die Atmosphäre ist bis in eine Höhe von etwa 100 km praktisch gleichmäßig durchmischt. Eine Ausnahme bildet das stratosphärische Ozon. Ab etwa 100 km Höhe beginnt sie sich allmählich zu entmischen und zwar in dem Sinn, dass sich die leichteren Gase in den höheren und die schwereren eher in den tieferen Schichten ansammeln. In 1000 km Höhe findet man fast nur noch Wasserstoff. Ursache für diese Entmischung ist die wegen des geringen Luftdruckes (etwa 10–3 mbar) große freie Weglänge der Moleküle (mittlerer Weg eines Moleküls, ehe es mit anderen in Energie- oder Impulsaustausch tritt): in 100 km Höhe etwa 15 cm.

Wegen der unterschiedlichen Durchmischung nennt man die Schicht bis 100 km Homosphäre und die darüber Heterosphäre. Die Grenze zwischen ihnen, die sogenannte Homopause wird von Luft- und Raumfahrtorganisationen als Atmosphärenobergrenze definiert.

Wesentliche Bedeutung besitzt das Temperaturmaximum um 50 km Höhe. Es verdankt seine Existenz dem dort vorhandenen Ozon. Ozon absorbiert, wie im Kapitel 1.5 schon besprochen wurde, praktisch die halbe ultraviolette Strahlung. Es ist nicht verwunderlich, dass bei einer so starken Energieabsorption eine erhebliche Erwärmung eintritt.

Dass die höchste Temperatur weit oberhalb des Konzentrationsmaximums zu finden ist, erklärt sich ebenfalls aus der enormen Strahlungsabsorption. 47

In der Höhe des Ozonmaximums fehlt schon so viel UV-Strahlung, dass es nur noch zu einer vergleichsweise geringen Erwärmung kommt.

Infolge des ozonbedingten Temperaturanstieges haben wir zwischen etwa 10 km und etwa 50 km eine zunehmend stabile Schichtung. Vertikalbewegungen der unteren Atmosphäre finden demnach hier ein ziemlich abruptes Ende. Durch diese Sperrschicht werden praktisch alle Wettvorgänge nach oben begrenzt. Selbst die labilsten Gewitterwolken stoßen nur wenig in sie vor.

Wegen des unterschiedlichen meteorologischen Verhaltens der einzelnen Stockwerke der Atmosphäre hat man ihnen verschiedene Namen gegeben. So nennt man die untere Schicht Wetterschicht oder Troposphäre. Ihre Obergrenze, also das Niveau, bei dem die ozonbedingte stabile Schichtung beginnt, heißt Tropopause, und die darüber befindliche Schicht trägt den Namen Stratosphäre. Diese reicht bis zum Temperaturmaximum in etwa 50 km Höhe und wird von der Stratopause nach oben begrenzt. Die nächste Schicht, die Mesosphäre, reicht wieder bis zum nächsten Temperaturextrem, dem Minimum in etwa 80 km Höhe. Über ihr liegt durch die Mesopause abgegrenzt die Thermosphäre. Im unteren Teil – Mitte der Abbildung 1.15 sind Konzentrations-Höhenkurven des Ozons für 0° und 80° nördlicher Breite dargestellt. Die Daten stammen von Fabian (1992).

Die gestrichelte blaue Linie repräsentiert die Luftdruckabnahme. Sie wird an der blauen Skala am oberen Rand abgelesen.

Zu erwähnen ist noch die Ionosphäre. Darunter versteht man die Atmosphärenschicht zwischen 70 und 400 km, in der freie Elektronen in reicher Menge vorkommen. Die Ursache für die Ionisierung ist in der energiereichen Höhenstrahlung (Röntgen-, Gamma-, kosmische Höhenstrahlung) zu suchen. Die Elektronendichte zeigt eine markante, bis zu 5fache Schichtung. Die Schichten werden üblicherweise mit D, E1, E2, F1 und F2 bezeichnet.

Die Ionosphäre ­reflektiert bestimmte Rundfunkwellen und ermöglicht auf diese Weise die Überwindung sehr weiter Distanzen. Sie hat dadurch – auch heute noch – eine erhebliche Bedeutung für den Nachrichtenverkehr. Durch heftige Sonneneruptionen kann sie so stark verändert werden, dass sie die Rundfunkwellen nicht mehr reflektiert, sondern absorbiert, was unter Umständen bis zum Zusammenbruch des über sie abgewickelten Funkverkehrs führen kann.

Die Troposphäre wird ihrerseits in mehrere Schichten unterteilt, die jedoch leider nicht exakt definiert sind. Man findet deshalb in der Literatur unterschiedliche Angaben. In Abbildung 1.16 ist das hier beschriebene Schema vorgestellt.

Abb. 1.16 Schichtung der Troposphäre.

Die unterste, die Laminare Unterschicht, ist nur wenige mm mächtig. Näheres über Schichten dieser Art findet man im Kapitel 7.7.2 unter Grenzschichttheorie“. Was „laminar“ bedeutet, wird im Kapitel 4.2.1 erklärt.

Über ihr liegt die sogenannte Planetarische Grenzschicht. Sie ist je nach Situation zwischen 0,5 und 2 km mächtig und grenzt oben an die freie Atmosphäre. In Ihr spielt sich der gesamte Austausch von Wärme, Wasserdampf und Luftbewegung zwischen Erdboden bzw. Wasseroberflächen und der Atmosphäre ab. Alle Windbewegungen sind dort „turbulent“ (→ Kap. 4.2.1). Ihr unterer Teil, der bis etwa 50 m hoch reicht, heißt Prandtl-Schicht. In ihr nimmt – wegen des abnehmenden Einflusses der Bodenreibung – die Windgeschwindigkeit mit der Höhe spürbar zu. An ihrer Obergrenze erreicht sie 70 bis 80 % der 48 Werte in der freien Atmosphäre. Die Windrichtung bleibt jedoch weitgehend konstant.

Zu erheblichen Änderungen der Windrichtung, die 45° überschreiten können, kommt es jedoch im oberen Teil der Planetarischen Grenzschicht, der sogenannten Ekman-Schicht.

Häufig wird die Schicht zwischen dem Erdboden und 2 m Höhe als „bodennahe Grenzschicht“ oder „Geiger-Schicht“ bezeichnet. In ihr spielen sich die stärksten vertikalen Veränderungen von Temperatur, Wasserdampfgehalt und Wind ab.

Verständnisfragen zu Kapitel 1

(Hinweise auf Antworten in Klammern)

1.1	Welche Temperaturschichtung stellt sich beim großflächigen Absinken einer Luftschicht in der Atmosphäre ein?(→ S. 38)
1.2	Was versteht man unter „Fumigation-Situation“?(→ S. 44)
1.3	Wann gibt es überadiabatische Temperaturschichtungen?(→ Kap. 1.6.1)
1.4	In welcher Form breiten sich Luftinhaltsstoffe in einer Inversion aus?(→ Kap. 1.6.2; bitte auch an Lofting und Fumigation denken!)
1.5	Wie kam der Sauerstoff in die Atmosphäre?(→ S. 18)
1.6	Warum nimmt der Luftdruck mit der Höhe ab und warum in exponentieller Form?(→ Kap. 1.4.1)
1.7	Warum sind FCKWs so gefährlich für das atmosphärische Ozon?(→ S.25)
1.8	Warum nimmt die Lufttemperatur mit der Höhe ab?(→ Kap. 1.5) 49