Atmosphäre, die überwiegend gasförmige Hülle, von der Himmelskörper umgeben sind und die durch die Schwerkraft (Gravitation) dieser Körper festgehalten wird ( Tab. ). Im folgenden soll speziell die Atmosphäre unseres Planeten Erde im Blickpunkt stehen, und zwar ihre Entstehung sowie Entwicklungsgeschichte, ihre Zusammensetzung und ihre vertikale Struktur.

Die Zusammensetzung der Uratmosphäre war zunächst, als die Erde durch Kontraktion eines Urnebels zusammen mit den anderen Planeten des Sonnensystems vor etwa 4,6 Mrd. Jahren entstand und sich dabei enorm erwärmte, vermutlich ähnlich der relativen Häufigkeit der Elemente und Verbindungen, wie sie auch heute im Kosmos vorgefunden wird: 92% Wasserstoff (H₂), 7% Helium (He), 0,03% Kohlenstoff (C), 0,008% Stickstoff (N₂), 0,006% Sauerstoff (O₂) u.a.. Aufgrund der damals extrem hohen Temperatur und der relativ geringen Masse der Erde, somit auch relativ geringen Gravitation, gingen die leichtesten Substanzen (H₂, He) aber zum größten Teil rasch verloren, während sie in den Atmosphären der Sonne und auch von Jupiter noch heute dominieren. Nach dieser ersten Uratmosphäre entwickelte sich durch Ausgasung des Erdmantels, einschließlich Vulkanismus, bald eine – ähnlich wie bei den Nachbarplaneten Venus und Mars noch heute – von Kohlendioxid (CO₂) dominierte Atmosphäre. Das Kohlendioxid bildete sich aus Kohlenstoff (C) und dem reaktionsfreudigen Sauerstoff (O₂). Unter Mitwirkung des verbliebenen Wasserstoffs (H₂) bildeten sich auch Wasserdampf (H₂O) und Methan (CH₄), und aus N₂ und H₂ Ammoniak (NH₃). Weiterhin hat diese Uratmosphäre sicherlich auch Schwefelverbindungen (primär Schwefelwasserstoff (H₂S, hauptsächlich vulkanischen Ursprungs) enthalten. In der weiteren atmosphärischen Entwicklung der sich durch Wärmeabstrahlung abkühlenden Erde war der günstige Abstand der Erde zur Sonne von großer Bedeutung. Er ließ – im Gegensatz zur Venus – durch Kondensation des zunächst vollständig gasförmigen H₂O die Bildung des Ozeans zu (ab etwa 3,2 Mrd. Jahre v.h., nachdem schon um 4 Mrd. Jahren v.h. die Erdoberflächentemperatur auf unter 100ºC abgesunken war) (Klimageschichte). Vom Ozeanwasser wurden große Mengen von CO₂ aufgenommen, somit der Atmosphäre entzogen und letztlich als Kohlenstoff in Sedimenten (Carbonatgesteinen) abgelagert. Die Verwitterung der Gesteine und der Vulkanismus lieferten ständig CO₂ nach (Kohlenstoffkreislauf). Freier Sauerstoff (O₂), der sich in der reduzierenden Uratmosphäre nicht halten konnte, wurde nun allmählich in geringen Mengen unter Mitwirkung der solaren UV-Einstrahlung durch die photochemische Aufspaltung von H₂O (Wasserdampf) und CO₂ gebildet. Dies ermöglichte, auch die Bildung von Ozon (O₃) aus O₂, insbesondere in der Stratosphäre, weil dort der Ozonabbau im Gegensatz zur unteren Atmosphäre relativ gering ist (Ozonloch). Sobald die vor zu starker UV-Strahlung schützende Ozonschicht entstanden war, begünstigte sie die weitere Entwicklung des bereits im Ozean enstandenen Lebens und es erfolgte die Eroberung der Landgebiete, insbesondere die Entstehung üppiger Vegetation. Schließlich war der Prozeß, der entscheidend zum weiteren Entzug von CO₂ aus der Atmosphäre und zur Bildung großer Mengen von freiem O₂ führte, die Assimilation (Photosynthese) der Vegetation, bei der CO₂ und H₂O in der Biomasse gebunden, aber O₂ frei gesetzt wird. Die heutigen atmosphärischen Konzentration von O₂ und auch von stratosphärischem O₃ sind etwa vor 500 Mio. Jahren erreicht worden. Nach dem weitgehenden Verlust von H₂ und He sowie der häufigen Einbindung von C und O in chemische Verbindungen ist das weniger reaktionsfreudige N₂ zum Hauptbestandteil der Gase der heutigen Erdatmosphäre geworden (rund 78%), gefolgt von O₂ (rund 21%). Argon (Ar), das aus dem radioaktiven Zerfall von ⁴⁰K (Kalium mit der Massenzahl 40) stammt, geht als Edelgas gar keine Reaktionen ein und kann aus diesem Grund in gewissem Maß akkumulieren. Es steht mit rund 0,9% auf Rangplatz drei der atmosphärischen Zusammensetzung. Alle anderen Gase weisen Konzentrationen von weniger als einem Promille auf und werden deswegen atmosphärische Spurengase genannt. Es wäre jedoch falsch, die Bedeutung der atmosphärischen Gase nur nach ihrer Konzentration zu beurteilen. Spurengasen kommt nämlich immer dann eine besondere Bedeutung zu, wenn sie entweder aufgrund ihrer Reaktionsfreudigkeit (und relativ hohen Konzentration) toxisch wirken, d.h. das Leben auf der Erde schädigen, z.B. Kohlenmonoxid (CO), Schwefeldioxid (SO₂), Stickoxide (NO_x = NO+NO₂) (Luftreinhaltung), oder aufgrund ihrer Strahlungseigenschaften klimarelevant sind, z.B. H₂O, CO₂, CH₄, N₂O, FCKW (Strahlung, Treibhauseffekt, anthropogene Klimabeeinflussung). Hinzu kommt ihre Rolle in der stratosphärischen Chemie. Daher ist beispielsweise die Rolle von Ozon (O₃), das in der unteren Atmosphäre bei entsprechender Konzentration toxisch wirkt, als stratosphärische Ozonschicht dagegen das Leben vor zu intensiver solarer UV-Strahlung schützt, und außerdem noch klimarelevant ist, besonders kompliziert (Ozonloch). Wie im Fall von O₃ und einigen weiteren Spurengasen ist auch der Gehalt von Wasserdampf (H₂O) der Atmosphäre regional und zeitlich sehr variabel. Er kann maximal um 4% liegen oder aber selbst in der unteren Atmosphäre deutlich unter 1% absinken (Luftfeuchte). Da sich dies auf die restliche Zusammensetzung der Atmosphäre erheblich auswirkt, wird deren Zusammensetzung meist wasserdampffrei (für trockene Luft) angegeben. Trotzdem ist H₂O überaus wichtig. Es kann als einziges Gas der Atmosphäre unter natürlichen Bedingungen in den flüssigen bzw. festen Aggregatzustand übergehen, ist als Wasser lebensnotwendig und spielt eine große Rolle im Geschehen von Wetter und Klima sowie im Stoff- und Energiehaushalt der Atmosphäre. Der H₂O-Stoffhaushalt wird meist in Form des Wasserkreislaufs betrachtet. Auch C, S und N unterliegen bedeutsamen Stoffkreisläufen (z.B. Kohlenstoffkreislauf).

Die Erdatmosphäre besteht nicht nur aus einem Gasgemisch, das als Luft bezeichnet wird, sondern auch aus flüssigen und festen Bestandteilen. Dabei sind die Hydrometeore, nämlich Wassertropfen und Eispartikel, als Wolken und Niederschlag von besonderer Bedeutung, außerdem weitere flüssige oder feste Beimengungen, die als Aerosol bezeichnet werden; manchmal werden die festen Bestandteile (ausgenommen Eispartikel) auch Lithometeore genannt. Aus Wasserdampf und Eispartikeln entstehen die überaus vielfältigen Wolkenformen (Wolkenklassifikation, Wolkenbildung). Beispiele für Aerosole sind Schwefelsäuretröpfchen, Sulfatpartikel, Ruß, Stäube, Salzkristalle und Pflanzenpollen. Die mittlere Aerosolkonzentration in Bodennähe ist im einzelnen wie beim Wasserdampf, der Bewölkung und einigen Spurengasen zeitlich und räumlich stark variabel. Hinsichtlich aller Bestandteile der Atmosphäre ist nach natürlichem ("Hintergrundkonzentrationen") bzw. anthropogenem Ursprung zu unterscheiden.

Aufgrund ihrer physikalischen Eigenschaften wird die Atmosphäre vertikal in verschiedene "Stockwerke" untergliedert ( Abb. 1 ). Das kann nach a) dem Grad der Durchmischung geschehen: Homosphäre oder Turbosphäre bis etwa 100 km Höhe (Homopause, Turbopause) mit guter Durchmischung und daher, bis auf kurzlebige Substanzen, weitgehend gleicher Zusammensetzung. Darüber folgt die Heterosphäre (Diffusion und Dissoziation) mit einer nach oben hin immer ausgeprägteren Schichtung der Substanzen nach ihrem Molekulargewicht (leichte wie H₂ bzw. H sind ganz oben). b) Nach der elektrischen Ladung (atmosphärische Elektrizität) der Atome und Moleküle: Neutrosphäre bis etwa 80 km Höhe, darüber Ionosphäre (relativ hoher Anteil elektrisch geladener Teilchen) mit Konzentration in der sogenannten D-Schicht (80-100 km), E-Schicht (um 100 km), F₁-Schicht (150-200 km) und F₂-Schicht (250-500 km) (F-Schicht), dabei ausgeprägte Tages- und Jahresgänge. c) Nach dem Reibungseinfluß auf den Wind: Peplosphäre (Reibungsschicht), identisch mit der atmosphärischen Grenzschicht, d.h. je nach Beschaffenheit der Erdoberfläche bis in eine Höhe von etwa 500 m-2 km, während darüber, in der freien Atmosphäre, dieser Reibungseinfluß annähernd unwirksam ist. Die Magnetosphäre, etwa ab 500 km Höhe, wird vorwiegend in der Geophysik bzw. Astrophysik betrachtet. d) Das am häufigsten verwendete Kriterium der Vertikalgliederung der Atmosphäre ist jedoch die Lufttemperatur. In Orientierung an die zeitlichen und räumlichen Mittelwerte ist verschiedentlich eine Standardatmosphäre definiert worden, z.B. die US Standardatmospäre oder die darauf bezogene, aber nur für die unteren 20 km definierte Standardatmosphäre der Internationalen Zivilluftfahrtorganisation (ICAO). Für die Luftfahrt ist die Eichung der Druck-Höhenmesser von großer Bedeutung. Außerdem gibt es noch eine Festlegung des Committee on International Reference Atmosphere (CIRA).

In der Wirklichkeit zeigt der vertikale Temperaturgradient der Troposphäre, als unterstem Stockwerk der Atmosphäre, beginnend mit der atmosphärischen Grenzschicht, eine erhebliche zeitliche und regionale Variabilität (adiabatischer Prozeß), wobei auch Inversionen auftreten. In der Troposphäre spielen sich wegen des relativ hohen Wasserdampfangebots die wesentlichen Wetterprozesse wie Bewölkung, Niederschlag, und Gewitter ab, weswegen man auch von einer Wettersphäre sprechen könnte. Die vertikale Temperaturabnahme der Troposphäre ist dadurch bedingt, daß die einfallende Sonnenstrahlung, die wie die terrestrische Ausstrahlung in der gesamten Atmosphäre der Extinktion unterliegt, zum größten Teil an der Erdoberfläche absorbiert wird, so daß die Heizung der Troposphäre durch die Flüsse latenter und fühlbarer Wärme von unten nach oben erfolgt (Energiehaushalt). Die Berechnung der vertikalen Luftdruckabnahme erfolgt nach der barometrischen Höhenformel. Als Faustregel gilt: Abnahme auf die Hälfte nach jeweils 5,5 km Höhe. In der obersten Troposphäre treten die als Strahlstrom bezeichneten Starkwindfelder auf, verknüpft mit Tropopausensprüngen. Die Tropopause bildet die obere Abgrenzung der Troposphäre, wobei die Höhenlage abhängig ist von deren Temperatur, sie steigt mit steigender Temperatur an. So ist die Tropopause in den Polarregionen je nach Jahreszeit, zwischen 6 und 10 km Höhe zu finden, in mittleren Breiten zwischen 9 und 13 km und in den Tropen bei geringer Variabilität in ungefähr 17 km Höhe. Die Tropopausentemperatur liegt wegen der höheren Vertikalerstreckung der tropischen Troposphäre dort bei erheblich geringeren Werten (um -70 bis -80 ºC) als über den Polargebieten.

Oberhalb der Troposphäre, liegt die Stratosphäre. Sie wird nach unten durch die Tropopause von der Troposphäre abgegrenzt. Die Stratosphäre ist im Mittel durch eine zunächst nahezu isotherme Schichtung, nach oben hin aber deutliche vertikale Temperaturzunahme gekennzeichnet ( Abb. 2 ). Ursache dafür ist die Bildung der Ozonschicht unter Absorption solarer UV-Einstrahlung. Die Stratosphäre ist zwar extrem trocken, läßt aber in ihrem unteren Bereich zeitweise die Bildung von Wolken zu (Perlmutterwolken), die für die dortige Ozonchemie von großer Bedeutung sind. Außerdem ist die Stratosphäre Träger von relativ langlebigen Aerosolschichten, die zeitweise durch den explosiven Vulkanismus verstärkt werden (Vulkanismus-Klima-Effekte). Die Obergrenze der Stratosphäre, die Stratopause, liegt bei rund 50 km Höhe. Dort herrschen Temperaturen um 0ºC (Standardwert -2,5 ºC).

In der sich daran nach oben hin anschließenden Mesosphäre nimmt die Temperatur nach oben hin um etwa 2,5 K pro km ab, erreicht also bei rund 100 km Höhe (Sommer, außertropisch rund 90 km) -90 ºC. Im oberen Teil dieser Schicht, in über 80 km Höhe treten leuchtende Nachtwolken auf. Die Mesopause bildet die Obergrenze der Mesosphäre.

Stratosphäre und Mesosphäre werden gelegentlich als mittlere Atmosphäre zusammengefaßt. Oberhalb der Mesosphäre wird die Thermosphäre definiert. Die Temperatur nimmt hier wieder zu und erreicht dabei extrem hohe Werte (Standardwert in 200 km Höhe bereits rund 1000 ºC), da wegen der herrschenden äußerst geringen Luftdichte (in 200 km Höhe etwa 10^-10 kg·m^-3, Luftdruck etwa 10^-6 hPa = 10^-4 Pa, was bereits einem technischen Hochvakuum entspricht) die freien Weglängen der Moleküle sehr groß werden (in 200 km Höhe etwa 200 m, dagegen in Bodennähe 60 nm). Es ist somit problematisch, den materiegebundenen Begriff der Temperatur in dieser Höhe überhaupt zu definieren. Trotzdem ist die Thermosphäre Ort spektakulärer Phänomene wie der Polarlichter. Schließlich geht die Atmosphäre allmählich in den interplanetarischen Raum über, auch wenn oberhalb der Thermosphäre noch die Exosphäre definiert wird. Die Angaben über die Lage der Thermopause, also die Obergrenze der Thermosphäre, schwanken zwischen 500 km und 3000 km.

Die Atmosphäre der Erde stellt keinen isolierten Bereich dar, sondern steht im Rahmen des Klimasystems in vielseitigen Wechselwirkungen mit dem Ozean, der Kryosphäre (Eisgebieten), der Erdoberfläche (Pedosphäre, Lithosphäre) und der Biosphäre, insbesondere mit der Vegetation. [CDS]

Literatur: [1] WARNECK, P., WURZINGER, X. (1987): Chemical composition of and chemical reactions in the atmosphere. In G. FISCHER (ed.): Landolt-Börnstein Numerical Data and Functional Relationships in Science and Technology. Vol. V/4, Meteorology, Subvolume b. – Berlin. [2] LILJEQUIST, G.H. & CEHAK, K. (1984): Meteorologie. – Braunschweig. [3] WARNECKE, G. (1997): Meteorologie und Umwelt. – Berlin. [4] DEUTSCHER WETTERDIENST (1987): Allgemeine Meteorologie. – Offenbach. [5] FAUST, H. (1968): Der Aufbau der Erdatmosphäre. – Braunschweig. [6] C.-D. Schönwiese (1995): Klimatologie. – Stuttgart. [7] GRAEDEL, T.E. & CRUTZEN, P.J. (1993): Chemie der Atmosphäre. – Heidelberg.