Einleitung
Der Aufbau der Atmosphäre

Der Aufbau der Atmosphäre wird im wesentlichen durch drei Prozesse bestimmt: Einstrahlung von Sonnenlicht in die Atmosphäre, thermische Rückstrahlung und Transportprozesse.  Abb. 1 zeigt den vertikalen Temperaturverlauf der Atmosphäre. Eine Möglichkeit zur Unterteilung der Atmosphäre in mehrere Schichten wird durch den Temperaturverlauf nahegelegt. Eine Schicht wird jeweils als Sphäre bezeichnet. Eine solche Sphäre wird begrenzt durch zwei benachbarte Temperaturextrema, bezeichnet als Pausen. Die unterste Atmosphärenschicht ist die Troposphäre. Ihr Temperaturprofil wird hauptsächlich durch Wärmeabstrahlung von der Erdoberfläche und Konvektion der Luft bestimmt. In der darüber liegende Stratosphäre steigen die Temperaturen fast wieder auf Temperaturen wie in Bodennähe an, was aus dem Gleichgewicht zwischen Aufheizung durch Photodissoziation von Ozon und der thermische Abstrahlung resultiert. Die Mesosphäre wird wiederum maßgeblich von Strahlungskühlungseffekten bestimmt. Die sich daran anschließende Thermosphäre wird durch Absorption von solarem UV-Licht stark aufgeheizt. Die dabei erreichte Temperatur variiert mit der Tageszeit und kann in der Mittagszeit auf bis zu 2000 K in einer Höhe von 500 km ansteigen. 

Die angesprochenen Prozesse sind von der geographischen Lage und der Zusammen-setzung der Atmosphäre sowie von der Jahreszeit abhängig.

Abbildung 1: Vertikaler Temperaturverlauf der Atmosphäre nach CIRA86 (COSPAR International Reference Atmosphere, [Fleming et al., 1990]) für Juni, 70°N. (Für eine größere Abbildung auf die Zeichnung klicken).

 

Jahreszeitliche Variation des Temperaturprofils

Durch Messungen der jahreszeitlichen Temperaturvariation hat sich herausgestellt, dass die Temperatur der Mesosphäre sich genau anders verhält, als man es intuitiv aufgrund der solaren Einstrahlung erwarten würde. Dies fällt insbesondere in polaren Breiten auf, wo im Sommer eine permanente Einstrahlung vorhanden ist, im Winter jedoch gar keine. Die Temperatur der Mesosphäre erreicht aber gerade im Sommer ihren kältesten Wert. Die Wintertemperaturen liegen um bis zu 70 Grad höher [Stroud et al., 1959]. In Abb. 2 sind Temperaturprofile aus zwei Sommermonaten (Juni und Juli) und zwei Wintermonaten (Januar und Februar) wiedergegeben. Sie zeigen deutlich den jahreszeitlichen Trend. Die Ursache für dieses Verhalten sind dynamische Prozesse. Nach Murgatroyd und Goody [1958] und Garcia und Solomon [1985] kann dieses Phänomen durch das Modell einer globalen Zirkulation beschrieben werden, bei der die Luftmassen über dem warmen Sommerpol aufsteigen und durch meridionale Winde zum Winterpol transportiert werden, wo sie wieder absinken. über dem Sommerpol kommt es zu adiabatischer Abkühlung und über dem Winterpol zu adiabatischer Aufheizung der Luftmassen und so wird eine kalte Sommermesosphäre und eine warme Wintermesosphäre erzeugt.

Abbildung 2: Temperaturprofile aus Messungen mit fallenden Kugeln über Andøya. Im linken Bild sind Flüge aus den Monaten Juni und Juli 1987 enthalten, im rechten aus den Monaten Januar und Februar 1984 [Lübken und von Zahn, 1991]. Die Profile im Sommer weisen wesentlich kältere Temperaturverläufe auf, als die Winterprofile. Die Variabilität der Winterprofile ist aufgrund von Schwerewellenaktivität deutlich größer als die der Sommerprofile.

Abb. 3 zeigt einen abrupten Übergang der Mesopausentemperatur beim Wechsel der Jahreszeit. Die gestrichelte Linie zeigt den Verlauf nach dem Modell CIRA86 (COSPAR International Reference Atmosphere, [Fleming et al., 1990]), die durchgezogene Linie dient zur Verdeutlichung des Verlaufs aufgrund der Datenpunkte. Der gemessene rasche Übergang zwischen Sommer- und Wintermesosphäre wird durch die zur Zeit gültigen Modelle nicht beschrieben. Die TRAMP-Kampagne soll zur Untersuchung und Klärung dieses Phänomens beitragen.

Abbildung 3: Die jahreszeitliche Variation der Mesopausentemperatur \cite[]{LuebkenJGR91}. Die Punkte sind Messpunkte, u.a. aus Messungen mit fallenden Kugeln und Lidars. Die Linie verdeutlicht den Temperaturverlauf. Die gestrichelte Linie gibt den Verlauf nach CIRA86 [Fleming et al., 1990] wieder.

 

Literatur

Fleming, E. L., S. Chandra, J. J. Barnett and M. Corney, Zonal mean temperature, pressure, zonal wind, and geopotential height as functions of latitude, Adv. Space Res., 10(12), 11-59, 1990.

Garcia, R.R., and S. Solomon, The effect of breaking gravity waves and the dynamics and chemical composition of the mesosphere and lower thermosphere, J. Geophys. Res., 90, 3850, 1985.

Lübken, F. und U. von Zahn, Thermal structure of the mesopause region at polar latitudes, J. Geophys. Res., 96, 20,841-20,857, 1991.

Murgatroyd, R. J.  and R. M. Goody, Sources and sinks of radiative energy from 30 to 90 km, Q. J. R. Meteorol. Soc., 83,  225-234, 1958.

Stroud,W. G.,  W. Nordberg,  W.R. Bandeen, F. L. Bartman and P. Titus, Rocket-grenade observation of atmospheric heating in the arctic, J. Geophys. Res., 64, 1342-1343, 1959.

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