Die Zusammensetzung der Atmosphäre und ihre Entstehung



 
 

Inhaltsverzeichnis

1 Die Zusammensetzung der Atmosphäre und ihre Entstehung

1.1 Entstehung des Sonnensystems

1.2 Entstehung der Ur- oder Primordialatmosphäre

1.3 Bildung der heutigen Atmosphäre

1.4 Zusammensetzung der heutigen Atmosphäre

1.4.1 Zusammensetzung der trockenen Atmosphäre

1.4.2 Änderung der Zusammensetzung der Atmosphäre mit der Höhe

1.4.3 Ozonschicht

1.4.4 Oberste Atmosphärenschichten

1.5 Schwefelkreislauf

1.6 Der Stickstoffkreislauf

1.6.1 N2O

1.6.2 NH3

1.6.3 NOx

1.7 Kohlenstoffkreislauf

1.7.1 CO2

1.7.2 CO

1.7.3 CH4

1.8 Wasserkreislauf

1.9 Das Aerosol

1.10 Die Magnetosphäre

1.11 Die Atmosphäre anderer Planeten



 
 

Die Zusammensetzung der Atmosphäre und ihre Entstehung
 
 

1.1 Entstehung des Sonnensystems

Das Sonnensystem ist etwa 4,6× 109 Jahre alt. Am Anfang existierte ein solarer Nebel, das heißt eine Wolke, die aus Gas, Staub und Eis bestand. Diese Wolke brach unter der Wirkung ihrer eigenen Schwerkraft zusammen. Durch dieses Zusammenbrechen kam es zu einer extrem großen Kompression, die mit einem sehr großen Temperaturanstieg verbunden war. Am Anfang war die Temperatur 2-3 K, am Ende der Kompression lag die Temperatur bei 2000 – 3000 K. Dies hatte zur Folge, daß nahezu alle Bestandteile verdampften. Die noch verbleibenden festen Teile sammelten sich in einer Ebene um den Wolkenschwerpunkt, der heutigen Ekliptik. Durch Zusammenstöße kam es zu einer Anlagerung vieler solcher fester Partikel, es bildeten sich größere Körper, die Protoplaneten. Die übrige Gaswolke strahlte in den Weltraum. Diese Abstrahlung bedeutete einen Energieverlust und dieser Energieverlust war wiederum mit einer Abkühlung der Gaswolke verbunden. Wenn die Siedetemperatur der einzelnen Bestandteile der Gaswolke erreicht und unterschritten wurde, kondensierten diese. Nahe dem Zentrum der Wolke konnten nur die schwerflüchtigen Stoffe kondensieren, während sich mit abnehmender Temperatur weiter außen auch Substanzen mit geringeren Siedetemperaturen niederschlagen konnten. Dies ist der Grund dafür, daß bei den inneren Planeten Venus, Erde oder Mars die leichten (und leicht flüchtigen) Elemente Wasserstoff, Helium, Kohlenstoff und Stickstoff drastisch abreicherten, die schwereren und schwerer flüchtigen Elemente dagegen angereichert wurden. Sauerstoff war schon vorhanden, aber nicht als Element, sondern an die schwerflüchtigen Elemente Silicium, Eisen, Aluminium und Kalzium gebunden. Die Protoplaneten wuchsen durch Kondensation, außerdem wurden kleinere Körper aufgrund der Massenanziehung von diesen Protoplaneten angezogen und aufgenommen. Bei der Kondensation wurde sehr viel Energie frei, so daß die Protoplanetenkörper schmolzen. Der Zentralstern wurde schließlich so heiß, daß thermonukleare Prozesse einsetzten und er zu einem Stern wurde. Dieser Stern emittierte Materie mit sehr hoher Geschwindigkeit, den sogenannten Sonnenwind, und dieser Sonnenwind vertrieb den Rest des Urnebels. Nach etwa 107 Jahren hatten sich die Planeten gebildet, aber sie hatten noch keine Atmosphäre.
 
 

1.2 Entstehung der Ur- oder Primordialatmosphäre

Die Uratmosphäre entstand durch Ausgasen der flüssigen Planeten. Da Sauerstoff gebunden war, mußten die Gase dieser ersten Atmosphäre weitgehend reduziert sein. Die Atmosphäre bestand in der Hauptsache aus Methan CH4 und etwas Ammoniak NH3 sowie Wasserstoff H2 und Wasser H2O. In den flüssigen Planeten setzte jetzt ein gigantischer Hochofenprozess ein, bei dem in der Hauptsache Nickel- und Eisenoxid zu Nickel und Eisen reduziert wurden. Diese Bestandteile bildeten schließlich den Erdkern, der einen Radius hatte, der halb so groß ist wie der heutige Erdradius. Bei diesem Hochofenprozeß wurde Sauerstoff frei und erhöhte die Oxidationsstufe des Erdmantels und der ausgegasten Substanzen. In der Atmosphäre war jetzt Wasserdampf, Kohlendioxid und Stickstoff vorhanden. Es ist möglich, daß die damals existierende Atmosphäre die gleiche Zusammensetzung hatte wie die Gase, die heute beim Vulkanismus austreten. Diese Gase wurden analysiert und haben folgende Zusammensetzung:
 
 
 

H20 80 %
CO2 10 %
H2S 7%
H2 0,5 %
CO 0,5 %
CH4 + NH3 in Spuren

 
 
 

1.3 Bildung der heutigen Atmosphäre

Die Bildung der heutigen Atmosphäre erfolgte gleichzeitig mit der Ausbildung der Hydrosphäre, Lithosphäre und Biosphäre. Ihre Entstehungen kann man sich wie folgt vorstellen:

Durch Abstrahlung in den Weltraum kühlte sich die Erde immer weiter ab. In den höheren Atmosphärenschichten war die Abkühlung so groß, daß Wasserdampfübersättigung eintrat und sich Wolken bildeten. In diesen Wolken kam es zur Ausbildung von Niederschlag in Form von Regen, der aus den Wolken ausfiel. Dieser Regen erreichte die Erdoberfläche noch nicht, er verdunstete in der noch sehr warmen unteren Atmosphäre. Der dabei entstandene Wasserdampf wurde mit Konvektionsströmungen wieder in größere Höhen gebracht, wo er wiederum zu Wolken kondensierte, sich Regen bildete, der wieder in die tieferen Atmosphärenschichten fiel und dort verdunstete. Dieser Wasserkreislauf war mit einem sehr großen Energietransport verbunden, denn bei der Verdunstung in tieferen Atmosphärenschichten mußte die Verdunstungswärme aufgewendet werden, die dann in höheren Atmosphärenschichten bei der Kondensation zu Wolken wieder frei wurde. Man nennt diesen Wärmestrom "latentenWärmestrom", da er latent in dem nach oben transportierten Wasserdampf enthalten war. Dieser latente Wärmestrom speiste die weitere Strahlungsabkühlung. Dieser gesamte Vorgang dauerte etwa 100.000 Jahre. Nach diesen 100.000 Jahren erreichte der Regen die Erdoberfläche. Für diese begann jetzt eine 40.000 Jahre dauernde Regenzeit. Am Anfang verdunstete aller Niederschlag, der auf die Erde kam, sofort wieder. Im Laufe der Zeit kühlte sich die Erdoberfläche aber immer mehr ab, so daß sich flüssiges Wasser in den tieferen Bereichen der Erdoberfläche sammelte, es bildete sich die Hydrosphäre.

Durch den Regen wurde Kohlendioxid ausgewaschen und es bildeten sich in den Meeren Carbonatsedimente, das heißt die Lithosphäre.

Eine Voraussetzung für die Ausbildung der Biosphäre war die Bildung von Sauerstoff in der Atmosphäre. Es gibt drei verschiedene chemische Reaktionen, die alle auf UV-Strahlung bzw. Licht angewiesen sind und bei denen sich Sauerstoff bildet.

2 CO2 + UV-Strahlung ® 2 CO + O2

Bei dieser Reaktion entsteht neben dem Sauerstoff noch Kohlenmonoxid. Da die jetzige Atmosphäre aber nur wenig Kohlenmonoxid enthält, ist es nicht wahrscheinlich, daß diese Reaktion zur Bildung des Sauerstoffs geführt hat.

2 H2O + UV-Strahlung ® 2 H2 + O2

Bei dieser Reaktion bildet sich neben dem Sauerstoff Wasserstoff. Wasserstoff ist ein sehr leichtes Gas und kann die Atmosphäre in Richtung Weltraum verlassen. Der dabei gebildete Sauerstoff absorbiert aber andererseits die UV-Strahlung, so daß diese in tieferen Schichten dann nicht mehr für die Bildung von Sauerstoff nach obiger Gleichung zur Verfügung steht. Rechnungen zeigten, daß in einem Gleichgewichtszustand der Sauerstoffanteil in der Atmosphäre nur ein Tausendstel des Anteiles ist, der heute in der Atmosphäre vorhanden ist, das heißt, auch diese Reaktion kommt für die Bildung des Sauerstoffs in der Atmosphäre nicht in Frage.

6 CO2 + 6 H2O + Licht + Chlorophyll® C6H12O6 + 6 O2

Diese Reaktionsgleichung ist an das Vorhandensein von Pflanzen gebunden, denn mit der Bildung von Pflanzenmasse wird Kohlendioxid verbraucht und Sauerstoff freigesetzt. Der Vorgang wird Assimilation genannt. Neben dieser Assimilation gibt es aber auch noch eine Atmung der Pflanzen, bei der umgekehrt Sauerstoff in Kohlendioxid umgewandelt wird, und bei der Verwesung der Pflanzenmasse erfolgt ebenfalls wiederum eine Umwandlung von Sauerstoff in Kohlendioxid.

Damit sich in der Atmosphäre der Sauerstoffanteil immer mehr vergrößern kann, darf ein Teil der Pflanzenmassse nicht verwesen, sie muß vielmehr unter Luftabschluß konserviert werden, das heißt, es müssen sich Sedimente bilden. Man hat ausgerechnet, daß 1022g organischer Kohlenstoff - das ist die Menge an Kohlenstoff, die unter Luftabschluß konserviert wurden – 2,7× 1022 g Sauerstoff entsprechen. Das ist zwanzigmal so viel wie in der heutigen Atmosphäre vorhanden ist. Die Differenz wurde für die Oxidation der Erdkruste und der alten Atmosphäre verwendet. Man kann sich vorstellen, daß folgender Zeitplan abgelaufen ist:

Vor 4× 109 Jahren erfolgte die erste Zellentwicklung in sauerstoffreier Umgebung (Energiegewinn durch Gärprozesse).

Vor 2 - 3× 109 Jahren setzte die erste Sauerstoffproduktion im Wasser ein, tief genug, daß die UV-Strahlung der Sonne die Lebewesen nicht schädigen konnte, hoch genug, daß ausreichend Licht zur Verfügung stand. Ein Teil dieses Sauerstoffes wurde vom Ozean in die Atmosphäre abgegeben, hier bildete sich die Ozonschicht, in dieser Ozonschicht wurde ein Teil der ultravioletten Strahlung absorbiert, die Bildung von Leben stieg im Wasser immer mehr an die Oberfläche, wobei sich der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre vergrößerte und die Ozonschicht sich verstärkte. Diese Ozonschicht schirmte die UV-Strahlung der Sonne in immer größerem Maße ab, bis schließlich Leben auf dem Lande möglich wurde. Dieser Vorgang war vor etwa 600 Millionen Jahren abgeschlossen.
 
 

1.4 Zusammensetzung der heutigen Atmosphäre

Es ist zweckmäßig eine Dreiteilung bezüglich der Zusammensetzung der Atmosphäre vorzunehmen.

  1. Trockene Luft
  2. Wasser in allen drei Aggregatzuständen
  3. Atmosphärisches Aerosol
1.4.1 Zusammensetzung der trockenen Atmosphäre

Stickstoff und Sauerstoff zusammen ergeben schon über 99 % der Atmosphäre. Nimmt man noch das Edelgas Argon hinzu, so ist man bereits bei 99,97 % angelangt. In sehr viel geringerer Konzentration kommt dann das Kohlendioxid vor, dessen Konzentration auch, besonders in der Nähe der Erdoberfläche, etwas variiert. Nimmt man Kohlendioxid zu den übrigen drei Gasen hinzu, so sind bereits 99,997 % der gesamten trockenen Atmosphäre erreicht. Der Rest, 0,003 %, oder 30 ppm sind zwar sehr wenig aber außerordentlich wichtig, da es sich dabei um zum Teil sehr aggressive Gase oder um Gase handelt, die das Leben auf der Erde erst möglich machen, wie zum Beispiel das Ozon. Man kann die trockene Atmosphäre nach einer Reihe von Prinzipien klassifiziert.

  1. ...nach der Masse

  2.  

     

    Die Hauptbestandteile machen 99,997 % der trockenen Atmosphäre aus, siehe Tabelle 1.1. Eine zweite Gruppe, deren Konzentration ebenfalls nur wenig variiert, kommt in Konzentrationen von 0,1 – 20 ppm vor. In der dritten Gruppe, in der die Konzentrationen variabel sind, ist die Konzentration kleiner als 0,1 ppm. Diese drei Gruppen sind deutlich voneinander abgesetzt.
     

  3. ...nach der Variabilität

  4.  

     

    Hierbei besteht ein deutlicher Zusammenhang mit der Masse, der Reaktionsfähigkeit und der Aufenthaltsdauer der einzelnen Bestandteile. Mit zunehmender Masse nimmt die Variabilität ab. Wenn die Reaktionsfähigkeit groß ist, ist auch die Variabilität groß, und bei kleiner Aufenthaltsdauer des entsprechenden Gases in der Atmosphäre ist die Variabilität besonders groß.
     

  5. ...nach der chemischen Zusammensetzung

  6.  

     

    Selbstverständlich hängt die chemische Zusammensetzung mit der Reaktionsfähigkeit und anderen charakteristischen Eigenschaften der atmosphärischen Gase zusammen. Zum Beispiel ist die Konzentration der Edelgase außerordentlich konstant, obwohl sie nur in geringen Mengen in der Atmosphäre vorkommen. Die wichtigsten Verbindungen, die im Zusammenhang mit der chemischen Zusammensetzung genannt werden müssen, sind Schwefel- und Stickstoffverbindungen. In diesen Kreis gehören auch die organischen Kohlenstoffverbindungen.
     

  7. ...nach der Aufenthaltsdauer

  8.  

     

    Ein wichtiger Parameter für jedes Gas in der Atmosphäre ist die mittlere Aufenthaltsdauer. Diese Aufenthaltsdauer ist definiert als
    (1.1)

    (Beispiel : Die Gesamtmasse ist M=1000 kg, die Dissipation ist 100 kg/d (d : Tag), dann ist die Aufenthaltsdauer = 10d),

    wobei M die Gesamtmasse und F die Gesamtproduktion oder Dissipation ist. Ist zum Beispiel die Gesamtmasse klein und reagiert das Gas sehr intensiv, so ist auch die Aufenthaltsdauer klein und die Gaskonzentration variabel, da keine Zeit für homogenisierende, horizontale und vertikale Transporte vorhanden ist. Man unterscheidet nach diesem Kriterium drei Gruppen:

    - Permanente Gase, deren Aufenthaltsdauer sehr groß (Helium 2× 106 Jahre) ist;
    - semipermanente Gase, deren Aufenthaltsdauer Monate bis einige Jahre beträgt;
    - variable Gase, deren Aufenthaltsdauer von einigen Tagen bis einigen Wochen reicht (für Wasser ist die Aufenthaltsdauer 10 Tage).

  1. ...nach der Herkunft

  2.  

     

    Hierbei kann es selbstverständlich nur um Gase gehen, die durch irgendwelche Vorgänge an der Erdoberfläche oder in der Atmosphäre ständig produziert, bzw. dissipiert werden. Der erste Vorgang ist die natürliche Verbrennung, bei der Kohlendioxid produziert wird. Als zweites sind anthropogene Verbrennungsprozesse zu nennen, bei denen Kohlendioxid,
    Schwefeldioxid und Stickoxide und viele andere Substanzen in die Atmosphäre gebracht werden. Biologische Prozesse (Photosynthese bzw. Produktion von Bakterien) liefern u.a. folgende Substanzen: Methan,Wasserdampf, Wasserstoff, Ammoniak, Schwefelwasserstoff, Stickoxide. Schließlich laufen in der Atmosphäre noch eine Vielfalt von chemischen Reaktionen ab, bei denen Substanzen umgewandelt werden. Hier ist zum Beispiel die Salzsäure zu nennen.


 
 
 
Volumenanteil Konzentration Aufenthaltsdauer
N2

O2

Ar

CO2

 0,7809

0,2095

0,0093

0,00033

 2× 107 Jahre
 

5-10 Jahre

Nebenbestandteile

Ne

He

Kr

Xe

18 ppm

5 ppm

1 ppm

0,09 ppm

3× 106 Jahre
CH 4

CO

H2

N2 O

1,5 ppm

0,1 ppm

0,5 ppm

0,25 ppm

3 Jahre

0,35 Jahre

< 200 Jahre

Variable Bestandteile Konzentration   
O3 bis zu 10 ppm in der Stratosphäre  
reine Luft 5 - 50 ppb in Erdbodennähe  
belastete Luft bis 500 ppb in Erdbodennähe  
SO2 0,2 ppb  10 Tage
NH3 6 ppb  5 Tage
NO2 1 ppb  2 - 8 Tage
  100 ppb in belasteter Luft   
CH2O 0 - 10 ppb  

Tabelle 1.1: Zusammensetzung der trockenen Luft






1.4.2 Änderung der Zusammensetzung der Atmosphäre mit der Höhe

Existiert in einem beliebigen Raum ein Konzentrationsgefälle eines Gases, so sorgt die Brownsche Molekularbewegung bzw. die Diffusion des Gases für eine gleichmäßige Verteilung im Raum. Wenn diese gleichmäßige Verteilung erreicht ist, existieren keine Druckunterschiede mehr. Die Gase in der Atmosphäre unterliegen zusätzlich der Schwerebeschleunigung, das heißt, einer Beschleunigung zum Erdmittelpunkt hin. Im Gleichgewichtszustand wird diese Schwerkraft durch die nach oben wirkende Druckgradientkraft gerade kompensiert. Eine Gleichung, die dieses Gleichgewicht beschreibt, kann wie folgt abgeleitet werden:

Man betrachtet eine vertikale Säule in der Atmosphäre (siehe Bild 1.1). In dieser vertikalen Säule wird eine dünne horizontale Schicht (Untergrenze bei z0, Obergrenze bei z1) der Dicke untersucht. Auf die Unterseite der Schicht, die die Querschnittfläche q hat, wirkt die Kraft p× q, wobei p der von unten wirkende Luftdruck ist. Den auf die Oberseite der Schicht wirkenden Luftdruck erhält man aus einer Reihenentwicklung für die Höhenabhängigkeit des Luftdrucks und Abbruch nach dem ersten Glied.
 
(1.2)

Auf die Oberseite der Schicht bei z=z1 wirkt daher die Kraft


 
 

 Bild 1.1: Zur Ableitung der barometrischen Höhenformel






Zu dieser Kraft kommt noch das Gewicht der Schicht hinzu

wobei  die Luftdichte ist.

Die Summe dieser beiden Kräfte wirkt von oben auf die Unterseite der Schicht und muß daher im Gleichgewicht gerade genau so groß sein wie die von unten wirkende Kraft.
 
(1.3)

Diese Beziehung liefert die statische Grundgleichung:
 
(1.4)

Diese statische Grundgleichung gilt für jeden Bestandteil (i) der Luft. Benutzt man die Gasgleichung
 
(1.5)

: Dichte des Gases i ;  : Partialdruck des Gases i;

: Molekulargewicht des Gases i ; R : universale Gaskonstanta;

T : Gastemperatur in K

zum Ersatz der Dichte in der statischen Grundgleichung durch die Temperatur und den Luftdruck, so ist:
 
(1.6)

Mit folgender Definition
 
(1.7)

(Hi ist die Höhe der homogenen Atmosphäre) gilt für jeden Bestandteil der Luft:
 
(1.8)

Eine Integration von p0i bis pi bzw. zwischen 0 und z liefert
 
(1.9)

und daraus ergibt sich für die Höhendifferenz zwischen den beiden Druckniveaus folgende Gleichung:
 
(1.10)

Die Höhe der homogenen Atmosphäre Hi ist klein, wenn das MolekulargewichtMi groß ist, das heißt, für ein relativ schweres Gas.
 
 

Bild A                                                               Bild B

 
 

Betrachtet man zwei Gase, die in der Höhe z = 0 den gleichen Partialdruck haben (Bild A), so nimmt dieser Partialdruck für das leichte Gas langsamer mit der Höhe ab als für das schwere Gas. In größeren Höhen wird daher die Konzentration des leichten Gases größer und in sehr großen Höhen wird das schwere Gas nicht mehr nachweisbar sein. Dieser Vorgang wird alsEntmischung bezeichnet.

Betrachtet man zum Beispiel ein leichtes Gas wie Helium, das ein Molekulargewicht von 4g/Mol hat und mit einem Partialdruck von 5,24× 10-3 hPa an der Erdoberfläche vorkommt und auf der anderen Seite die übrige Luft, die ein mittleres Molekulargewicht von 29 g/Mol hat und dessen Partialdruck an der Erdoberfläche 1000 hPa beträgt (Bild B). Mit Hilfe der obigen Gleichung kann die Höhe berechnet werden, in der die beiden Partialdrucke gleich sind. Es muß eine solche Höhe geben, da der Partialdruck der Luft als schwereres Gas schneller mit der Höhe abnimmt als der des Heliums.

Mit folgenden Zahlenwerten R = 8,314 J mol-1K-1; T = 273 K; g = 9,81m s-2 sind die beiden Höhen der homogenen Atmosphären H1 = 5,784 104 m und H2 = 7,978× 103 m. Daraus erhält man eine Höhe von h = 113 km, in der die Partialdrucke von Helium und der übrigen Luft gleich sein sollen.

Wie Bild 1.2 zeigt, nimmt die Anzahl der Moleküle des Sauerstoffs, stellvertretend für die übrigen Bestandteile der Luft, wie auch die des Heliums in den untersten 80 bis 100 Kilometern der Atmosphäre so ab, daß das Verhältnis der Konzentrationen konstant bleibt. Erst ab 100 km Höhe nimmt das Helium weniger stark ab als der Sauerstoff. Der Vorgang der Entmischung wird also in dem unteren Atmosphärenbereich (bis etwa 100 km Höhe) durch andere Mechanismen aufgehoben.
 
 

Bild 1.2: Abhängigkeit des Logarithmus der Konzentration einiger Gase von der Höhe (N: Anzahl der Moleküle bzw. der Atome)
 
In der Hauptsache handelt es sich dabei um die turbulente Durchmischung der Atmosphäre durch auf- und absteigende Luftströmungen. Man nennt diesen Bereich, in dem die Zusammensetzung der Atmosphäre konstant ist, die Homosphäre. Sie reicht bis etwa 100 km Höhe. In der darüber liegenden Atmosphärenschicht nimmt die Konzentration der leichten Gase langsamer mit der Höhe ab als die der schweren, das heißt, es tritt Entmischung ein.
Diese Atmosphärenschicht wird als Heterosphärebezeichnet.

Bild 1.3 zeigt, daß ab 100 km Höhe neben dem molekularen Sauerstoff und Stickstoff auch noch atomarer Sauerstoff und Stickstoff vorhanden sind. Die Konzentration der Moleküle - sie sind ja auch noch doppelt so schwer wie die Atome - nimmt deutlich schneller mit der Höhe ab als die der atomaren Bestandteile.

Bild 1.3: Abhängigkeit des Logarithmus der Konzentration von atomarem und molekularem Sauerstoff und von Argon mit der Höhe
1.4.3 Ozonschicht

In rund 20 bis 30 km Höhe tritt eine Schicht auf, in der die Konzentration des Ozons besonders groß ist. Es gibt eine Reihe von Reaktionen, die die Bildung von atomarem Sauerstoff, bzw. Ozon, und die Vernichtung der Gase beschreiben:

O2 + hn ® 2O

O3 + hn ® O2 + O

(hn : Lichtquant der Quantenenergie hn )

Diese beiden Gleichungen beschreiben die primären photochemischen Reaktionen. Die erste Gleichung liefert die Aufspaltung des Sauerstoffmoleküls mit Hilfe von ultravioletter Strahlung in zwei Sauerstoffatome, bei der zweiten Gleichung werden aus einem Ozonmolekül unter Wirkung von Strahlung aus dem infraroten Bereich des Sonnensprektrums ein Sauerstoffmolekül und atomarer Sauerstoff gebildet. Zwei weitere Reaktionen, sogenannte Sekundärreaktionen, beschreiben die Bildung von Ozon bzw. die Vernichtung von Ozon.

O + O2 + M ® O3 + M

O + O3® 2O2

In der ersten Gleichung muß immer ein neutraler Stoßpartner, hier mit M bezeichnet, vorhanden sein, der den Energie- und Impulsüberschuß, der bei der Ozonbildung entsteht, aufnimmt.
 
 

Die Wahrscheinlichkeit, mit der die einzelnen Reaktionen ablaufen, hängt von dem Angebot an Strahlung und der Dichte der Atmosphäre ab. Beide Einflußgrößen ändern sich mit der Höhe, wobei die Dichte mit der Höhe abnimmt, das Angebot an Strahlung hingegen mit der Höhe zunimmt. Da diese beiden Reaktionen entgegengesetzte Wirkungen haben, ergibt sich eine Höhe, in der die Ozonkonzentration am größten sein muß. Diese Höhe kann berechnet werden.

Bild 1.4 zeigt, daß in niedrigen Breiten (10° Nord) die berechneten Konzentrationen beträchtlich größer sind als die gemessenen Konzentrationen. In höheren Breiten (60° Nord) sind die gemessenen Konzentrationen auch in niedrigeren Höhen größer als es die Rechnungen vermuten lassen. Diese Unterschiede zwischen Messungen und Rechnungen können nur durch die Annahme erklärt werden, daß ein Ozontransport von niedrigen Breiten zu höheren Breiten erfolgt.
 
 

Bild 1.4: Vertikale Verteilung der Ozonkonzentration. Die ausgezogene Kurve zeigt typische vertikale Verteilungen, wie sie aus Messungen gewonnen wurden, für die geographischen Breiten 60° Grad bzw. 10° Nord. Die gepunkteten Kurven zeigen typische Ozonkonzentrationen, wie sie sich aufgrund eines photochemischenGleichgewichts berechnen lassen. Die Einheit auf der Abszisse ist die Höhe der homogenen Ozonatmosphäre in Zentimeter pro Höhenkilometer, aber bei einer Temperatur von
273 K und einem Druck von einer Atmosphäre.
 
Wie Bild 1.5 zeigt, liegt die stärkste Ozonquelle in den Tropen. Aus diesem Gebiet wird das Ozon nach Norden bzw. Süden transportiert und kann auch in die Troposphäre gelangen.
 
 

Bild 1.5: Meridialer Transport von Ozon.




1.4.4 Oberste Atmosphärenschichten

Ab 500 km Höhe dominieren die atomaren Bestandteile der einzelnen atmosphärischen Gase. Ab 1000 km Höhe kommen fast ausschließlich nur noch die leichten Atome, nämlich Helium und Wasserstoff vor. Ab 500 km wird gleichzeitig die freie Weglänge zwischen den Zusammenstößen von zwei Atomen so groß, daß die Partikel ballistische Bahnen beschreiben (ähnlich wie Raketen ohne Antrieb). Man nennt diesen Bereich die spray-region. Die einzelnen Atome beschreiben Bahnen ähnlich den Wassertropfen einer Fontaine. Dieser Atmosphärenbereich heißt Exosphäre.

Wenn die einzelnen Atome ballistischeBahnen beschreiben, dann können sie ähnlich einer Rakete auch den Anziehungsbereich der Erde überwinden und in den Weltraum verschwinden. Die dafür notwendige Entweichgeschwindigkeit kann wie folgt berechnet werden:
 
(1.11)

Die Beschleunigung des Atoms muß gleich der Anziehungskraft zwischen Atom und Erde sein. Mit der Schwerebeschleunigung
 
(1.12)

ist
 
(1.13)

(m: Atommasse, v: Atomgeschwindigkeit, t: Zeit, f = 6,67× 10-11 N m2 kg-2 : Gravitationskonstante,

M: Erdmasse, r: Abstand vom Erdmittelpunkt, R = 6,37× 106 m Erdradius).

Hinweis für die Integration der Gleichung (1.13) :

Aus (1.13) wird mit 
 
(1.14)

Eine Multiplikation beider Seiten mit v und mit  ergibt
 
(1.15)

Eine Integration von vo bei v und von R bei v liefert
 
(1.16)

und damit ist:
 
(1.17)

Diese Gleichung liefert die Entweichgeschwindigkeit, wenn r gegen  geht.
 
(1.18)

(Hierbei ist angenommen worden, daß die Geschwindigkeit des Atoms in großer Entfernung von der Erde gleich Null ist.)

Die wahrscheinlichste Geschwindigkeit eines Gasmoleküls ist gegeben durch:
 
(1.19)

mit k = 1,38× 10-23 J K-1 (Boltzmannsche Konstante), M = Molekulargewicht in kg, mH = Masse eines Moleküls (beim Wasserdampf 1,67× 10-27 kg).

Mit diesen Werten erhält man als wahrscheinlichste Geschwindigkeit für ein Wasserstoffatom 3 km s-1 (bei einer Temperatur von 600 K). Die Häufigkeitsverteilung der Geschwindigkeit der einzelnen Wasserstoffatome zeigt, daß jedes 106. Wasserstoffatom eine Geschwindigkeit von 12 km s-1hat. Das heißt, für jedes 106. Wasserstoffatom ist die Entweichgeschwindigkeit überschritten. Entsprechend dem Lebensalter der Erde müßte aller Wasserstoff verschwunden sein, und tatsächlich gibt es auch nur sehr wenig. Nachgeliefert wird Wasserstoff durch die Dissoziation des Wasserdampfes. Für das Sauerstoffatom ist die wahrscheinlichste Geschwindigkeit 0,8 km s-1. Daraus ergibt sich eine Entweichwahrscheinlichkeit von 10-84. Dieser Wert ist extrem klein und aller Sauerstoff, der auf der Erde gebildet worden ist, ist auf der Erde noch vorhanden.
 
 

1.5 Schwefelkreislauf

Folgende Schwefelverbindungen kommen in der Atmosphäre vor:

.

Alle Verbindungen sind chemisch aktiv. Es besteht eine Verbindung zum Wasserkreislauf, mit kurzen Verweilzeiten, so daß die Konzentrationen sehr stark räumlich und zeitlich variieren können.

Schwefelverbindungen treten in drei Oxidationsstadien in der Atmosphäre auf. Mit der Wertigkeit –2 ist es überwiegend Schwefelwasserstoff (H2S), sowie organische Verbindungen, wie zum Beispiel Dimethylsulfid (CH3)2S. Mit der Wertigkeit +2 kommt Schwefeldioxid (SO2) vor. Die Wertigkeit +6 haben SO3 sowie Sulfate .

Die wichtigste natürliche Quelle ist der Abbau organischer Substanzen durch Bakterien im Küstenbereich und Sümpfen; dabei entsteht Schwefelwasserstoff, siehe Bild 1.6. Beim Brechen der Wellen auf dem Ozean bei hohen Windgeschwindigkeiten entstehen kleine Wassertröpfchen. Wenn diese Wassertröpfchen verdunsten, so bleibt als Hauptbestandteil Kochsalz (NaCl) übrig.
 
 

Bild 1.6: Der Schwefelkreislauf. Quellen und Senken des atmosphärischen Schwefels und seiner Verbindungen. Die Zahlenwerte sind Teragramm pro Jahr
(1 Teragramm= 1012g = 1 Mill. Tonnen). Die Angaben beziehen sich auf den Transport von Schwefel, gleichgültig, in welcher Verbindung er in der Atmosphäre vorkommt. Die linke Seite der Abbildung enthält die Quellen und Senken über Land, die rechte Seite über dem Ozean. Es existiert ein Transport von 2 Teragramm pro Jahr vom Land zum Ozean durch die Atmosphäre.
Daneben entstehen auch Sulfate.

Die wichtigste anthropogene Quelle für die Schwefelverbindungen ist die Verbrennung von Kohle und Erdöl. Dabei entsteht Schwefeldioxid. Die wichtigste Senke für das Schwefeldioxid und die Sulfate ist die nasse Ablagerung. Unter dem Begriff nasse Ablagerung sind zwei Vorgänge in der Atmosphäre zusammengefaßt, Washout und Rainout. In Regentropfen können Gase und Sulfate gelöst werden und auf diese Art und Weise auf die Erdoberfläche gelangen; diesen Vorgang nennt man Washout. Die Kondensationskeime, aus denen sich Wolkentropfen bilden, die wiederum zu Regentropfen werden können, enthalten Gase und Sulfate. Diesen Vorgang bezeichnet man als Rainout. Neben der nassen Ablagerung kommt es noch zu einer trockenen Ablagerung von Sulfaten und Schwefeldioxid. Diese trockene Ablagerung geschieht in der Hauptsache an Pflanzenoberflächen und an der Erd- oder Wasseroberfläche.

Neben diesen wichtigsten Senken kommen in der Atmosphäre eine Reihe von chemischen Umwandlungen vor:

Die Oxidation des Schwefelwasserstoffes

geschieht eigentlich nur in Lösung; in der Gasphase ist eine Oxidation möglicherweise über den atomaren Sauerstoff realisiert. Die Umwandlung von SO2 zu SO3 kann auf mehrere Arten geschehen. Man vermutet, daß eine photochemische Reaktion abläuft, bei der Schwefeldioxid durch die Sonnenstrahlung angeregt wird, so daß es mit dem Sauerstoffmolekül in der Atmosphäre besser reagieren kann. Schwefeldioxid wird in Wolkentröpfchen gelöst, und in den Wolkentröpfchen kommt es zu einer Umwandlung in SO3. Dabei kann sich dann auch in den Tröpfchen Ammoniumsulfat (NH4)2SO4 bilden. Sulfate bilden sich auch auf folgendem Wege: Schwefeldioxid wird durch photochemische Reaktion in der Gasphase zu SO3 umgewandelt. Diese Verbindung reagiert mit Wasserdampf, und es bilden sich Schwefelsäuretröpfchen. Zusammen mit dem NH3 aus der Atmosphäre kann sich daraus wiederum Ammoniumsulfat bilden. In Kombination mit dem in den Wassertröpfchen gelösten Kochsalz bildet sich Natriumsulfat nach folgender Reaktionsgleichung:




Der Chlorwasserstoff verdunstet.
 
 
 
 

1.6 Der Stickstoffkreislauf

Das Stickstoffmolekül ist der Hauptbestandteil der Atmosphäre. Stickstoff ist chemisch inaktiv, der Beitrag zum Kreislauf der Stickstoffverbindungen ist wegen des riesigen Reservoires von untergeordneter Bedeutung.
 
 

1.6.1 N2O
Diese Verbindung hat eine lange Verweilzeit in der Atmosphäre. Sie entsteht durch Reduktion von Nitraten  und Nitriten durch Bakterien im Boden. Die Verbindung verschwindet wahrscheinlich durch photochemische Dissoziation nach folgender Reaktionsgleichung:



Es besteht keine Verbindung zu den übrigen Stickstoffzyklen.
 
 

1.6.2 NH3
Ammoniak und NH3 -Verbindungen sind chemisch aktiv. Es besteht eine Verbindung zum Wasserkreislauf, die Verweilzeit dieser Gase in der Atmosphäre ist kurz, wodurch die Konzentration räumlich und zeitlich sehr stark variieren kann, siehe Bild 1.7.

Die Hauptquelle ist der Abbau von organischer Substanz am Boden. NH3 löst sich sehr leicht in Wasser, dabei bildet sich Ammoniumhydroxid, welches dissoziiert.


 
 

Bild 1.7: Der Ammoniakkreislauf. Quellen und Senken des atmosphärischen Ammoniaks und der Ammoniumverbindungen. Die Angaben sind in Teragramm Stickstoff pro Jahr. Es sind immer die Hauptkomponenten angegeben; bedeutet Ammoniumsalze; Ausdrücke in Klammern deuten an, daß dieser Anteil in der Atmosphäre von geringerer Bedeutung ist. Auf der linken Seite werden die Quellen und Senken über Land, auf der rechten Seite über Ozean, angegeben.
Das Hydroxylion  kann sich mit einem Wasserstoffion H+zu Wasser verbinden. Wenn dieses geschieht, verschwindet auf der rechten Seite der obigen Gleichgewichtsbedingung, wodurch weiteres Ammoniak gelöst werden kann. Voraussetzung dafür ist, daß Wasserstoffionen H+ vorhanden sind. Dieses ist immer dann der Fall, wenn im Wasser auch Schwefelsäure gelöst ist, die nach der Gleichung

dissoziiert, wobei sich Wasserstoffionen bilden. Übrig bleiben in den beiden Gleichgewichtsgleichungen die Anteile  und . Bei der Verdunstung bildet sich daraus Ammoniumsulfat als Aerosolpartikel. Eine weitere Umwandlung des Ammoniaks erfolgt in Kombination mit dem im Wasser gelösten CO2. Bei der Verdunstung bildet sich Ammoniumbicarbonat als Aerosolpartikel. Eine schwache Senke für das Ammoniak ist eine Reaktion mit dem Radikal, wobei sich NOxund Wasser bilden. Dieses stellt die einzige Verbindung zwischen dem Ammoniak- und dem NOx-Kreislauf dar.
 
 

1.6.3 NOx

Diese Verbindung ist chemisch aktiv, es besteht eine Verbindung zum Wasserkreislauf, die Verweilzeit in der Atmosphäre ist kurz, wodurch die Konzentration große räumliche und zeitliche Variationen zeigt. Am wichtigsten sind das Stickstoffoxid (NO) und das Stickstoffdioxid (NO2). Daneben kommen noch Distickstofftrioxid N2O3 mit der salpetrigen Säure HNO2; das Distickstoffpentoxid N2O5mit der Salpetersäure HNO3 und die entsprechenden Salze Nitrite  und Nitrate  vor. Die Nitrate besitzen die höchste Oxidationsstufe und sind daher das stabile Endstadium der Entwicklung von NO zu NO2zu. Der Übergang erfolgt jeweils in Reaktion mit Ozon (O3).
 
 

Bild 1.8: Der NOx -Kreislauf. Quellen und Senken von NO, NO2und ähnlichen Verbindungen. Die Angaben sind in Teragramm Stickstoff pro Jahr. Die linke Seite der Abbildung gibt die Massenströme über Land, die rechte Seite die über Ozean, wieder. Die Hauptkomponenten sind in den einzelnen Fällen angegeben; bedeutet Nitrate; Angaben in Klammern deuten auf geringere Konzentrationen hin.
Die Hauptquellen für diese Stickstoffoxide sind der Nitratabbau im Boden durch Bakterien, die industrielle Verbrennung von Öl, und der Kraftfahrzeugverkehr, siehe Bild 1.8. Eine Nebenquelle ergibt sich aus der Verbindung zum Ammoniakkreislauf und zur Gewittertätigkeit, das heißt, bei elektrischen Entladungen werden ebenfalls Stickoxide gebildet. Organische Stickstoffverbindungen sind extrem wichtig für den Boden und für den Ozean, gehören aber nicht in die Atmosphäre.
 
 

1.7 Kohlenstoffkreislauf

Es gibt in der Atmosphäre insgesamt vier getrennte Kohlenstoffkreisläufe. Die Hauptverbindungen dieser Kreisläufe sind: CO2, CO, CH4 (Methan) und sonstige Kohlenstoffverbindungen.
 
 

1.7.1 CO2

Kohlendioxid ist einer der Hauptbestandteile der Atmosphäre. Die Verweilzeit dieses Gases ist lang. Die Hauptquellen sind die Verbrennung von Kohle, die Atmung aller Lebewesen und der Abbau von organischer Substanz. Die Hauptsenke ist die Photosynthese, die nach folgender Gleichung abläuft:

Kohlendioxid reagiert mit Wasser bei ausreichender Lichtbestrahlung. Es bilden sich Kohlenstoffhydrat und Sauerstoff, Bild 1.9. Eine weitere Senke ist die Lösung von Kohlendioxid im Ozean und die Bildung von Calciumcarbonat (Marmor), CaCO3.

Bild 1.9: Variation der Kohlendioxidkonzentration. Die Kurve basiert auf Messungen in Hawaii auf dem Berg Mauna Loa in 3.400 m Höhe. Sie zeigt besonders deutlich die jahreszeitlichen Variationen, die durch die biologische Aktivität der Vegetation in der Nordhemisphäre hervorgerufen werden und eine kontinuierliche Zunahme um 0,7 bis 0,8 ppm pro Jahr. Zur Zeit beträgt die mittlere Konzentration 330 ppm.
 
Dieses Calciumcarbonat findet man in den Sedimenten wieder. Die Lösung im Wasser erfolgt nach folgender Gleichgewichtsbeziehung:

Durch die Lösung von Kohlendioxid im Wasser bildet sich Kohlensäure, welche dissoziiert. Wenn die Wasserstoffionenkonzentration im Wasser klein ist (großer pH-Wert), verschiebt sich das Gleichgewicht nach rechts, das heißt, im Wasser kann mehr CO2 gelöst werden. Damit steuert der pH-Wert bei gleicher Temperatur das Gleichgewicht zwischen dem Kohlendioxid in der Atmosphäre und im Ozean.
 
 

1.7.2 CO

Kohlenmonoxid kann zu Kohlendioxid oxidieren. Diese Reaktion läuft in der Atmosphäre allerdings nicht ab, wodurch es zu einer relativ langen Verweilzeit des Kohlenmonoxids in der Atmosphäre kommt. Die Quellen des Kohlenmonoxids sind die unvollständige Verbrennung und eine Produktion durch Mikroorganismen an der Meeresoberfläche. Bakterien im Boden verbrauchen Kohlenmonoxid, und es reagiert mit dem Radikal. Die Kohlenmonoxidkonzentration ist besonders in Städten räumlich und zeitlich sehr variabel.
 
 

1.7.3 CH4

Methan ist ein relativ häufiges Gas, es ist chemisch wenig aktiv. Produktion und Verbrauch sind mit dem biologischen Kreislauf gekoppelt.
 
 
 
 

1.8 Wasserkreislauf

Die Gesamtwassermasse auf der Erde beträgt 1,36× 1021 kg, das bedeutet 2,66× 106 kg Wasser pro m2. 97 % dieses Wassers sind im Ozean enthalten, 2,3 % im Eis. Das Frischwasser im Untergrund (Grundwasser) umfaßt 0,7 %. In Seen und Flüssen sind 0,01 % enthalten, und in der Atmosphäre verbleiben noch 0,001 %, das heißt 26,6 kg pro m2. Diese Wassermenge entspricht einer Wasserhöhe von 26,6 mm. Da der mittlere Jahresniederschlag 857 mm beträgt, in der Atmosphäre insgesamt aber nur 26,6 mm enthalten sind, muß innerhalb von 10 Tagen die gesamte Niederschlagsmenge aus der Atmosphäre zur Erdoberfläche gelangen, damit der oben angegebene mittlere Jahresniederschlag erreicht wird. Die Zykluszeit des Wassers in der Atmosphäre beträgt also 10 Tage.
 
 
 
 

1.9 Das Aerosol

Neben den gasförmigen Bestandteilen kommen in der Atmosphäre auch Partikel vor, die sehr viel größer sind als Einzelmoleküle, aber noch so klein, daß ihre Sinkgeschwindigkeit in der Atmosphäre im allgemeinen zu vernachlässigen ist. Die Größenordnung dieser Partikel liegt zwischen 10-4 und 20µm (1µm = 10-6 m). Die Anzahl variiert zwischen 103 und 105 pro cm-3, wobei an der Ober- und Untergrenze noch eine Variation um eine Größenordnung möglich ist. Bild 1.10 zeigt, daß Partikel mit einem Radius von 0,1 µm besonders häufig vorkommen. Partikel größer als 10 µm sind äußerst selten, ihre Fallgeschwindigkeit ist so groß, daß sie schon nahe der Quelle wieder zur Erdoberfläche zurückgekehrt sind. Sehr kleine Partikel kommen ebenfalls nicht vor, da sie sich sehr schnell zu größeren Partikel zusammenlagern.
 
 

Bild 1.10: Größenordnungsverteilung des kontinentalen Aerosols. Die Abbildung zeigt eine typische Partikelverteilung, wobei auf der Ordinate aufgetragen ist. Auf der Abszisse ist der Radius r aufgetragen. Abszissen- und Ordinateneinteilung sind logarithmisch mit dem Exponentialgesetz.
(1.20)

 
 
 

Es gibt mehrere Methoden, um die charakteristischen Parameter des Aerosols (Anzahl, Durchmesser, Zusammensetzung) zu bestimmen. Mit sehr einfachen Meßgeräten erhält man lediglich die Anzahl, häufig auch nur die Anzahl aller Partikel, die einen bestimmten Radius überschreiten. Aufwendige Analysenmethoden liefern Anzahl, Partikelradius und chemische Zusammensetzung.

Ein sehr einfaches Gerät wurde von Aitken (1839-1919) entwickelt. Es handelt sich um einen sogenannten Kernzähler. Ein Volumen wird expandiert, so daß alle Aerosolpartikel, die einen bestimmten Radius überschritten haben, zu kleinen Wassertröpfchen werden. Diese Wassertröpfchen schlagen sich auf einer Glasscheibe nieder und können mit einem Mikroskop ausgezählt werden.

Da die Streuung des Lichtes sehr stark von der Partikelgrößenverteilung des Aerosols abhängig ist, kann durch Bestimmung der Lichtstreuung bei vorgegebener Spektralintensität die Aerosolpartikelgrößenverteilung bestimmt werden.

Verbrennt man die einzelnen Aerosolpartikel in einer Wasserstoffflamme, so liefert eine Spektralanalyse der emittierten Strahlung Informationen über die Masse und die chemische Zusammensetzung.

Eine weitere Möglichkeit, die chemische Zusammensetzung zu bestimmen, besteht in der Analyse der charakteristischen Röntgenstrahlung.

Quellen und chemische Zusammensetzung des Aerosols:

  1. Verbrennung (industrielle Verbrennung, Waldbrände, Kraftfahrzeugverkehr). Es bilden sich Salze, Karbonate und Blei.
  2. Reaktionen in der Gasphase (siehe z.B. Schwefelkreislauf). Hierbei bilden sich Sulfate und Nitrate.
  3. Aufwirbelung von festem Material. Durch chemische Umwandlung im Boden kommt es zu einer Änderung des Gefüges. Der Boden wird durch das Wasser erodiert und schließlich durch den Wind aufgewirbelt. Hierdurch gelangen Silicate, Kalzium, Kalium und Natriumsalze in die Atmosphäre.
  4. Aufwirbelung von Flüssigkeit. Bei höherer Windgeschwindigkeit entstehen auf dem Ozean Luftblasen. Platzen diese Luftblasen, so entstehen eine große Anzahl kleiner Wassertropfen. Wenn diese verdunsten, bleibt Kochsalz als Aerosol zurück.
Bild 1.11: Aerosoleliminationsprozesse. In Abhängigkeit von der Partikelgröße sind die wichtigsten Prozesse, die zum Verschwinden des Aerosols führen, schematisch dargestellt. Auf der horizontalen logarithmischen Skala ist der Radius der Partikel aufgetragen.
Senken des Aerosol:

Wie Bild 1.11 zeigt, hängt die Effektivität von der Partikelgröße ab. Große Partikel verlassen die Atmosphäre aufgrund ihrer Fallgeschwindigkeit und lagern sich bevorzugt an der Vegetation an. Größere Partikel werden ebenfalls durch den Regen aus der Atmosphäre ausgewaschen (washout). Partikel, größer als 0,2 µm, sind Kondensationskerne. Die Lebensdauer von großen Partikeln (größer 10 µm) beträgt Minuten bis zu einigen Stunden. Bei einer Partikelgröße von 2 bis 10 µm sind es Stunden bis Tage. Bei einer Partikelgröße von 0,1 µm beträgt die Lebensdauer ebenfalls einige Tage. Partikel, die kleiner als 0,05 µm sind, lagern sich zu größeren Partikeln zusammen. Ihre Lebensdauer ist kleiner als 1 Stunde. Diese Anlagerung, zum Beispiel an Wolkentropfen, erfolgt aufgrund der Brownschen Molekularbewegung.

Die Diffusophorese sorgt ebenfalls für eine Anlagerung der kleinen Partikel an größere. Unter Diffusophorese versteht man folgendes: Wenn in der Atmosphäre ein Wasserdampfdruckgefälle existiert, erzeugt dieses einen Wasserdampftransport, das heißt, die Wasserdampfmoleküle bewegen sich bevorzugt in einer Richtung. Bei diesem Transport werden Partikel kleiner als 0,05 µm, in der Richtung des Gradienten bewegt. Die Thermophorese hat den gleichen Einfluß, nur handelt es sich hierbei um den Lufttransport aufgrund eines Temperaturgradienten.
 
 

Bild 1.12: Partikelgrößenverteilung des Aerosols, gemittelt über eine große Anzahl von Messungen für kontinentale Luft (blau) und maritime Luft (grün) und für verunreinigte Luft aus Ballungsgebieten (rot). Daneben ist noch die Variation der Partikelgröße, entsprechend einem Exponentionalgesetz mit dem Exponenten 3, dargestellt.
 
Bild 1.12 zeigt, daß über dem Meer sehr viel weniger kleine Partikel vorhanden sind als in verunreinigter Stadtluft. Ein Vergleich mit der exponentiellen Abhängigkeit mit einem Exponenten 3 zeigt, daß in sehr weiten Größenordnungsbereichen die Partikelgrößenverteilung durch eine entsprechende Abhängigkeit wiedergegeben werden kann. Diese Abhängigkeit wird als das JUNGEsche Verteilungsgesetz (Gleichung 1.20) bezeichnet.

Die Änderung der Aerosolkonzentration mit der Höhe ist in Bild 1.13 dargestellt. In den untersten 5 km nimmt die Konzentration des Aerosols sehr viel schneller ab als die der übrigen Luftbestandteile. Während die Höhe der homogenenAtmosphäre 8 km beträgt, erhält man für die homogene Dunstatmosphäre eine Höhe von 3 km (die Höhe einer homogenen Atmosphäre ist die Atmosphärenhöhe, wenn die Dichte der Luft bzw. des Aerosols gleich der Dichte an der Erdoberfläche ist). Oberhalb von 5 km Höhe verhält sich das Aerosol wie Luft, das heißt, die Konzentration nimmt im gleichem Maße ab; die Höhe der homogenen Dunstatmosphäre ist in diesem Höhenbereich 7 km. Zwischen 20 bis 30 km bleibt die Aerosolkonzentration konstant. Es bildet sich eine stratosphärische Aerosolschicht in etwa 20 km Höhe. Wahrscheinlich wird das Aerosol in dieser Höhe durch chemische Reaktionen gebildet.
 
 

Bild 1.13: Änderung der Aerosolkonzentration mit der Höhe.

 
 

1.10 Die Magnetosphäre

Die Magnetosphäre ist die oberste Atmosphärenschicht. Ihre untere Grenze liegt etwa einen Erdradius von der Erdoberfläche entfernt. Ihre Struktur wird durch das Magnetfeld der Erde und die Wechselwirkungen zwischen diesem Magnetfeld und der kosmischen Partikelstrahlung (Sonnenwind) bestimmt.

Bewegt sich ein geladenes Partikel in einem Magnetfeld, so erfährt es eine Kraftwirkung.

Bild 1.14: Magnetosphäre




Das Bild 1.14 zeigt schematisch das Magnetfeld für eine Erde, die sich isoliert im Weltraum befindet. In einem solchen Magnetfeld würden geladene Teilchen eine Kraft erfahren, die sie von der Erde ablenkt. Durch den Sonnenwind ändert sich aber das Magnetfeld beträchtlich, und es entsteht eine Form, die den Stromlinien entspricht, wie sie sich im Wasser um ein Hindernis herum ausbilden, siehe Bild 1.15.
 
 

Bild 1.15: Die Magnetosphäre.

Einfluß des Sonnenwindes auf das Magnetfeld der Erde. Die doppelte Linie ist die Magnetopause, in der die elektrische Feldstärke gleich Null ist. Im inneren Bereich sind durch Schraffierung die Van Allenschen Strahlungsgürtel angedeutet.
 
Normalerweise werden geladene Partikel durch das Magnetfeld der Erde abgelenkt. Durch Zusammenstöße mit nicht geladenen Partikeln kann es zu einem Eindringen von geladenen Partikeln in das Magnetfeld kommen. Diese bewegen sich dann auf Spiralen um die Magnetfeldlinien. Bei Annäherung an einen Magnetpol werden die Spiralen immer kleiner und flacher (die Feldstärke nimmt zu). In einer gewissen Entfernung kommt es zu einer Reflexion, und die Bahn wird in umgekehrter Richtung durchlaufen. Nur Zusammenstöße mit anderen Partikeln können diesen Vorgang beenden, so daß die geladenen Partikel zur Erde gelangen können.

Die Wahrscheinlichkeit von Zusammenstößen ist im Polarbereich – hier ist die Dichte wegen des geringeren Abstandes zur Erdoberfläche besonders groß – am größten, so daß besonders im Polarbereich geladene Partikel zur Erdoberfläche gelangen können. Die Dauer eines Durchlaufes vom Nord- zum Südpol für ein geladenes Partikel beträgt etwa eine Sekunde. Die Bahn driftet relativ zur Erdoberfläche nach Westen für negativ geladene Partikel und nach Osten für positiv geladene Partikel.
Der Van Allenschen Strahlungsgürtel sind Bereiche, in denen besonders viele Partikel vorhanden sind.
 
 

1.11 Die Atmosphäre anderer Planeten

Nur bei den inneren Planeten Mars und Venus kann zwischen Atmosphäre und festem Kern unterschieden werden. Bei den äußeren Planeten findet man bevorzugt Wasserstoff, Helium und Methan, und die Atmosphärengrenzen sind nicht genau zu definieren. Eine Übersicht über die Zusammensetzung der Atmosphären zeigen die folgenden Tabellen.
 
 

A. Zusammensetzung der Atmosphäre der äußeren Planeten(1)

Anzahl der Moleküle oberhalb der Wolken in einer Säule mit 1 cm2 Grundfläche.


 
Jupiter
1,8× 1026
< 9,1× 1025
1,2× 1023
2,6× 1022
Saturn
3,7× 1026
-†
9,4× 1023
< 6,7× 1021
Uranus
1,3× 1027
-
9,4× 1024
-
Neptun
-
-
1,6× 1025
-
Ein † besagt, daß keine Messungen verfügbar sind, nicht daß dieses Gas nicht vorkommt.

 
    B1. Zusammensetzung der Atmosphäre der inneren Planeten
 
Venus(2)
Mars(3)
CO2
96,4 %
95,3 %
N2
3,4 %
2,7 %
H2O
0,135 %
0,03 %
O2
69,3 ppm
0,13 %
Ar
18,6 ppm
1,6 %
Ne
~ 4 ppm
-
SO3
~ 186 ppm
-
CO
< 0,6 ppm
0,07 %

 
  1. Aus Goody und Walker
  2. Daten von "Pioneer Venus sounder probe" (Dez. 9.1978). Aus V.I. Oyama, G.C. Carle F. Woeller and J.B. Pollack, Science 203, 802, 1979.
  3. Aus T. Owen, K. Biemann, D.R. Rushneck, J.E.Biller, D.W. Howarth und A.L. Lafleur, J. Geoph. Res. 82. 4635, 1977
Tabelle 1.2: Zusammensetzung der Atmosphären anderer Planeten.





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