intensiver vertikaler Austausch statt. Die Temperatur nimmt mit der Höhe rasch ab, an einem Sommertag in Mitteleuropa von ca. 25 °C auf ca. –65 °C (vgl. → Kap. 4). Dieses Buch wird sich in der Folge fast ausschließlich mit der Troposphäre befassen.
Die Troposphäre wird in sich noch weiter unterteilt (vgl. auch → Abb. 1-6). Die untersten 1–1.5 km bilden die planetare Grenzschicht (→ Abb. 2-6), welche durch den Erdboden thermisch und mechanisch beeinflusst wird und in welcher die meisten Stoffflüsse in die Atmosphäre stattfinden (vgl. → Kap. 8.3). Darüber liegt die freie Troposphäre, welche von der Erdoberfläche nicht mehr direkt beeinflusst wird und in welcher sich die meisten Wettervorgänge abspielen. Die Tropopausenregion, die kälteste Region der Atmosphäre, stellt den Übergang in die Stratosphäre dar. Die Tropopause unterbindet respektive reguliert den Austausch zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre.
Die Tropopause ist keine klare Grenze, sondern eine Übergangsschicht
Die Tropopause ist die Grenze zwischen der turbulenten Troposphäre und der von Strahlungsvorgängen bestimmten Stratosphäre. Sie wird in der Regel durch den plötzlichen Temperaturanstieg mit der Höhe definiert. Hier ändern sich auch andere Eigenschaften der Atmosphäre. So nimmt oberhalb der Tropopause der Wasserdampf stark ab und die Ozonkonzentration zu. Auch die Vorticity (vgl. → Kap. 5, auf Deutsch auch «Wirbelstärke» oder «Wirbelgröße» genannt; wir bleiben hier aber beim englischen Ausdruck) nimmt sprunghaft zu. Prozesse an der Tropopause spielen für meteorologische Vorgänge, aber vor allem auch für den Spurengashaushalt eine zentrale Rolle. Sie regulieren den Austausch mit der Stratosphäre, wo einige in der Troposphäre stabile Spurengase photolytisch abgebaut werden, andere dagegen aufgrund der Trockenheit und Kälte eine sehr lange Lebensdauer haben. Sich die Tropopause als klar definierte Fläche zu denken, wäre allerdings sehr vereinfachend. Die Tropopausenregion ist vielmehr eine Übergangsschicht.
Abb. 2-4 |Foto der Atmosphäre aus dem Weltraum. Die Atmosphäre wird als dünne Hülle sichtbar (Bild: NASA).
Durch UV-Absorption in der Ozonschicht nimmt die stratosphärische Temperatur mit der Höhe zu
In der Stratosphäre befindet sich die Ozonschicht, hier wird Ozon durch photochemische Prozesse gebildet, gleichzeitig wird dadurch UV-Strahlung absorbiert, sodass sie die Erdoberfläche nicht erreicht. Auf die chemischen Mechanismen sowie auf die Rolle des Ozons im Strahlungshaushalt wird in diesem sowie im nächsten Kapitel eingegangen.
Wegen der Strahlungsabsorption durch Sauerstoff und Ozon wird die Stratosphäre erwärmt. Die Temperatur nimmt deshalb in der Stratosphäre mit der Höhe zu. Wie wir in → Kap. 4 sehen werden, unterbindet eine solche Temperaturschichtung vertikale Austauschprozesse fast vollständig. Daher rührt auch der Name der Stratosphäre (aus dem Lateinischen: straetum = Decke). Auch für meteorologische Vorgänge hat die Stratosphäre eine gewisse Bedeutung, insbesondere für Wettersysteme in den Mittelbreiten.
Oberhalb der Stratosphäre befindet sich die Mesosphäre, darüber die Thermosphäre, welche den Übergang in den Weltraum darstellt. In diesen beiden Sphären befinden sich Schichten mit ionisierter Luft, Ionosphäre genannt. Diese Schichten ermöglichen die Radioverbindung zwischen weit voneinander entfernt liegenden Stationen, und sie sind der Ursprung der spektakulären Nordlichter. Die Mesosphäre und Thermosphäre sind allerdings für das Klima am Erdboden praktisch nicht von Bedeutung und werden hier nicht weiter behandelt.
Die Höhe der Tropopause ist räumlich und zeitlich variabel. Über den Mittelbreiten ist die Tropopause im Sommer höher als im Winter, und sie ist während Hochdrucklagen höher als bei Tiefdrucklagen. Ein Querschnitt der atmosphärischen Temperatur (→ Abb. 2-5) zeigt, dass die Höhe der Tropopause auch räumlich stark variiert. Über den Tropen liegt die Tropopause oft auf 16 km Höhe, während sie über den polaren Regionen eher um 8–9 km Höhe liegt. In Bodennähe nimmt die Temperatur von den äquatorialen Regionen zu den Polen um 40–50 °C ab. Auf einer Höhe von ca. 15 km ist es allerdings über den Tropen kühler als über den Polen, der Gradient dreht sich also um. Die niedrigsten Temperaturen in der Erdatmosphäre werden vermutlich in der tropischen Tropopausenregion erreicht, wo –90 °C vorkommen (vgl. → Box 2.1).
Abb. 2-5 |Links Temperaturquerschnitt durch die Atmosphäre als Funktion der geographischen Breite (Daten: NCEP/NCAR). Die gestrichelte Linie zeigt die Tropopause. Rechts: Historische Temperaturprofile von Assmann und Berson in Berlin und Ostafrika (Brönnimann und Stickler 2013).
Box 2.1
Die Entdeckung der Tropopause und der Ozonschicht
In den 1890er-Jahren wurden vor allem von zwei Forschungsgruppen in Frankreich (in Trappes bei Versaille) und im Deutschen Reich (in Straßburg, später in Berlin und Lindenberg) Registrierballone entwickelt, die Vorläufer der heutigen Wetterballone. Die Registrierballone trugen meteorologische Geräte, welche die Daten auf Papierstreifen aufzeichneten. Man musste die Geräte also jedesmal wiederfinden, was für operationelle Zwecke wie die Wettervorhersage natürlich unbrauchbar war. Trotzdem war diese Technologie für die Wissenschaft enorm wichtig. Bald erreichten Ballone Höhen von über 10 km. In diesen Höhen fand der französische Meteorologe Gustave Hermite höhere Temperaturen als erwartet. Lange Zeit hielt man diese für Messfehler: Das Messgerät erhitzte sich aufgrund der Sonnenstrahlung, und diese Wärme konnte in der immer dünner werdenden Luft nicht mehr abgeführt werden (der Strahlungsfehler betrifft in abgeschwächter Form auch heutige Ballonmessungen und muss korrigiert werden). Erst duch viele Aufstiege mit unterschiedlichen Systemen, am Tag und in der Nacht, und letztlich sogar mit einem gleichzeitig mit einem Wetterballon aufsteigenden bemannten Ballon 1901 konnte der Einfluss der Strahlung ausgeschlossen werden. In diesem Aufstieg führten die beiden Piloten Arthur Berson und Reinhard Süring in einer offenen Gondel bis auf 10.5 km Höhe Messungen durch und stellten damit gleichzeitig einen Höhenrekord auf, der 30 Jahre Bestand hatte.
Innerhalb kurzer Zeit, im Jahr 1902, publizierten die beiden Gruppen um Louis Teisserenc de Bort und Richard Assmann unabhängig voneinander ihre Resultate. Zwei Aufstiege Assmanns in Berlin sind in → Abb. 2-5 (rechts) gezeigt; die Tropopause zeigt sich deutlich bei knapp 10 km Höhe. Assmanns Assistent Arthur Berson führte 1908 erstmals Messungen in den Tropen durch und fand, dass dort die Temperatur auch oberhalb von 10 km weiter abnimmt und erst bei 16–18 km konstant wird. Er vermutete, dass seine dort gefundene Temperatur von –90 °C die wohl niedrigste bis anhin gemessene Temperatur der Atmosphäre war. Die Bezeichnungen «Stratosphäre» und «Tropopause» folgten erst später, anfangs nannte man das Phänomen einfach «obere Inversion» (eine Inversion ist eine Sperrschicht, welche vertikalen Austausch unterbindet; vgl. → Kap. 4).
Interessanterweise fand Berson in der äquatorialen Stratosphäre Westwinde statt der erwarteten (und nach dem Krakatauausbruch anhand der Zugrichtung der Aschewolke beobachteten) Ostwinde. Es gelang erst 55 Jahre später, die beiden Beobachtungen zu vereinen: Die Winde in der äquatorialen unteren
