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Atmosphäre | eLexikon | Volkswirtschaft - Münzwesen, Maße und Gewichte - Arbeitsmaße

️Peter Hug, Sollrütistr. 24, CH-3098 Schliern b. Köniz
️Sat Jul 27 1850

Titel

Elemente zu Atmosphäre:

[Luftdruck.]

1) ist 14,4. Man benutzt aber gewöhnlich das spezifische Gewicht der Luft bei 0° und 760 mm Barometerstand als

[Chemische Beschaffenheit.]

[2.14] Atmosphäre im mechan. Sinn die Einheit

[2.14] Atmosphäre elektrische

Atmosphäre

(Dunsthülle, Dunstkreis, Luftkreis), die einen Körper umgebende gasförmige Hülle, insbesondere die Lufthülle, welche unsre Erde umgibt und auf ihrer Bahn durch den Himmelsraum begleitet. Ob die übrigen Planeten [* 2] sowie die Sonne [* 3] und der Mond [* 4] eine ähnliche Atmosphäre besitzen wie die Erde, ist lange zweifelhaft geblieben; doch kann man annehmen, daß die meisten dieser Gestirne eine Atmosphäre haben. Auf das Vorhandensein einer Sonnenatmosphäre deuten das Zodiakallicht [* 5] (s. d.) und die bei totalen Sonnenfinsternissen beobachtete Korona nebst den Protuberanzen, von denen die letztern in neuester Zeit auch sonst der Beobachtung zugänglich gemacht sind.

Der Mond besitzt keine Atmosphäre oder eine von ganz unbedeutender Höhe. Das Gasgemenge, aus welchem die der Erde besteht, nennt man Luft. Diese hat, wie alle Gase, [* 6] das Bestreben, sich möglichst auszudehnen, und ihre Teilchen würden sich im Weltraum zerstreuen, wenn sie nicht der Anziehungskraft der Erde unterlägen. Die Atmosphäre hat, wie die Erde selbst, die Gestalt einer Kugel, welche infolge der Erdrotation, an der die Atmosphäre teilnimmt, an den Polen abgeplattet ist. Zu dieser Abplattung trägt außerdem die verschiedene Temperatur der Erdoberfläche bei, indem sich die Luft wegen der stärkern Erwärmung am Äquator ausdehnt und wegen der stärkern Abkühlung an den Polen zusammenzieht.

Die Abplattung der Atmosphäre ist stärker als die der Erde, für welche aus den Gradmessungen 1/289,1 gefunden ist, kann aber nicht durch eine bestimmte Zahl angegeben werden. Um die Höhe der Atmosphäre zu ermitteln, hat man drei verschiedene Methoden angewandt, indem man die Dauer der Abenddämmerung, die Abnahme des atmosphärischen Luftdrucks mit zunehmender Höhe oder das Verhältnis zwischen der Elastizität der Luft, der Schwerkraft und der Zentrifugalkraft [* 7] wegen der Achsendrehung der Erde zum Ausgangspunkt nahm.

Aus der Erscheinung der Dämmerung, die zuerst Alhazen, später Kepler, de la Hire und Lambert und in neuester Zeit Behrmann dazu benutzt haben, um die Höhe der Atmosphäre abzuleiten, ergibt sich dieselbe, wenigstens soweit sie eine lichtreflektierende Kraft [* 8] besitzt, zu 8-10 geogr. Meilen. Die Anwendung der Elastizitätsgesetze auf die Atmosphäre führt zu einer stetigen Abnahme der Dichtigkeit der Luft, welche erst da aufhören wird, wo sich die Schwerkraft der Erde mit der Zentrifugalkraft das Gleichgewicht [* 9] hält.

Diese Betrachtungen, welche zuerst von Halley, später von Mariotte, de Luc und endlich von Laplace durchgeführt sind, geben für die Höhe der Atmosphäre ein viel größeres Resultat als das aus den Dämmerungserscheinungen abgeleitete. Aus der Annahme, daß die Dichtigkeit in den obern Schichten der Atmosphäre nach demselben Gesetz abnimmt wie in den untern, folgt jedoch, daß, was von Luft über 10-12 geogr. Meilen hinausgeht, ein verschwindend kleiner Bruchteil der übrigen Atmosphäre ist und man deshalb für gewöhnlich annehmen kann, daß die Atmosphäre eine Höhe von 10-12 geogr. Meilen habe.

Daß aber die Atmosphäre, wenn auch in sehr verdünntem Zustand, eine sehr viel größere Höhe besitzen muß, geht schon daraus hervor, daß die aus dem Weltraum stammenden Sternschnuppen, welche sich erst in unsrer Atmosphäre entzünden, oft in einer Höhe von 34 Meilen über der Erde beobachtet sind. Ebenso deuten die Erscheinungen des Polarlichts (s. d.) darauf hin, daß die Atmosphäre bedeutend höher als 10 geogr. Meilen sein muß. Auch aus den theoretischen Untersuchungen von Kerber, welcher die Atmosphäre als ein optisches System brechender Medien betrachtet, ergibt sich die Höhe der Atmosphäre über 25 geogr. Meilen.

[Luftdruck.]

Der Druck der Luft ist nach dem Gesetz der kommunizierenden Röhren [* 10] leicht festzustellen. In den beiden Schenkeln eines U-förmig gebogenen Rohrs stellt sich jede Flüssigkeit gleich hoch; füllt man aber die Schenkel mit verschiedenen Flüssigkeiten, so verhalten sich die Höhen der Flüssigkeitssäulen in den Schenkeln umgekehrt wie die Dichtigkeiten der Flüssigkeiten. Die Weite der Schenkel spielt hierbei bekanntlich keine Rolle, die Gleichgewichtslage ist nur abhängig von dem spezifischen Gewicht der Flüssigkeiten und ihrer Höhe, ist aber unabhängig von der Größe des Querschnitts der Röhren.

Stellt man ein an einem Ende verschlossenes, mit Quecksilber gefülltes Rohr mit dem offenen Ende nach unten in ein Gefäß [* 11] mit Quecksilber, so wird aus dem Rohr, wenn es kürzer als 76 cm ist, nichts ausfließen, weil der Druck der Luft auf dem Quecksilber lastet und dieser größer ist als der Gegendruck, den das im Rohr befindliche Quecksilber ausübt. Ist dagegen das Rohr länger als 76 cm, so drückt die in ihm befindliche Quecksilbersäule stärker als die Luft, und es wird so viel Quecksilber ausfließen, bis die Säule im Rohr auf ihre Unterlage genau so stark drückt wie die Luft auf die Oberfläche des Quecksilbers in dem offenen Gefäß. Ein Instrument, bei welchem dem äußern Luftdruck durch die in einem Glasrohr befindliche Quecksilbersäule das Gleichgewicht gehalten wird, ist das Barometer [* 12] (s. d.). Da der mittlere Barometerstand am Meeresspiegel 760 mm beträgt, so hat man ¶

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eine Quecksilbersäule von 760 mm (nahe 28 Zoll) als Repräsentanten des Atmosphärendrucks angenommen. Der Druck der der auf 1 qcm lastet, ist mithin gleich dem Druck von 76 ccm Quecksilber oder 1034 g (d. h. etwa 14,1 Pfd. auf 1 preuß. QZoll). Deshalb beträgt der Druck, den die Luft auf den menschlichen Körper ausübt, mehr als 20,000 kg, da die Körperoberfläche eines ausgewachsenen Menschen gut 1,96 qm beträgt. Dieser Druck wirkt senkrecht gegen jeden Teil der Körperoberfläche und zwar von allen Seiten gleichmäßig, so daß jedem Druck von links oder von oben ein gleicher Druck von rechts oder von unten entspricht.

Das Innere unsers Körpers ist ebenfalls mit Luft gefüllt, welche mit der äußern im Gleichgewicht steht, und daher entspricht dem Druck von außen ein gleich starker Druck von innen. Unter gewöhnlichen Verhältnissen werden diese Druckkräfte, welche sich gegenseitig das Gleichgewicht halten, nicht wahrgenommen, machen sich aber sofort bemerkbar, wenn sie einseitig geändert werden. Auf hohen Bergen [* 14] z. B. ist der auf den Menschen wirkende äußere Luftdruck geringer als in der Ebene, während der innere Luftdruck zum Teil unverändert bleibt. Da deshalb der innere Druck größer als der äußere ist, so treten eine Reihe von Beschwerden und Unannehmlichkeiten auf.

Jede Bewegung hat eine ungewöhnliche Mattigkeit zur Folge, und oft tritt Blut aus Nase [* 15] und Mund, indem die feinen, zartwandigen Blutgefäße infolge des verringerten äußern und unveränderten innern Drucks zerrissen werden. Die Muskeln [* 16] des menschlichen Körpers dienen vorzugsweise zur Bewegung der Gliedmaßen, während sie in dem Festhalten der Extremitäten wesentlich durch den äußern Luftdruck unterstützt werden. Nimmt dieser ab, so wird die von ihm gewährte Unterstützung geringer, und die Muskeln werden mehr in Anspruch genommen, so daß jede Bewegung eine ganz besondere Ermüdung zur Folge hat.

Wenn man von den physikalischen Eigenschaften der Atmosphäre spricht, so bezieht man dieselben auf vollständig trockne und von Kohlensäure befreite Luft. Solche Luft ist zunächst dem von Gay-Lussac für die Gase aufgestellten Gesetz unterworfen, welches sagt, daß sich die Gase proportional mit ihrer Temperaturzunahme ausdehnen, und daß diese Ausdehnung [* 17] für alle Gase beinahe denselben Wert hat. Die trockne Luft dehnt sich beim Erwärmen um 1° C. um 0,003665 ⁽¹/273) ihres Volumens bei 0° aus, d. h. ihr Ausdehnungskoeffizient ist 0,003665, und deshalb wird ein Volumen Luft, welches bei 0° = v ist, solange der Druck unverändert bleibt, bei der Temperatur t in das Volumen v (1 + 0,003665 t) übergehen.

Außerdem gehorcht die trockne atmosphärische Luft bis zu dem Druck von mehreren Atmosphären dem Mariotteschen Gesetz, d. h. ihr Volumen vermindert sich unter der Voraussetzung unveränderter Temperatur in demselben Verhältnis, in welchem der Druck zunimmt, und umgekehrt. 1 Lit. trockne atmosphärische Luft, frei von Kohlensäure, wiegt in Berlin [* 18] bei 0° und 760 mm Barometerstand 1,2936 g. Bei 0° ist Luft 773mal leichter als Wasser von 4°, ihr spezifisches Gewicht (Wasserstoff = 1) ist 14,4. Man benutzt aber gewöhnlich das spezifische Gewicht der Luft bei 0° und 760 mm Barometerstand als Einheit für die spezifischen Gewichte der Gase.

[Temperatur.]

Die Temperatur der uns umgebenden Luft ist das Resultat nicht eines, sondern mehrerer Vorgänge. Die Erwärmung der Erdoberfläche und der Atmosphäre rührt fast ausschließlich von der Sonne her, indem die Sonnenstrahlen teilweise von der Atmosphäre, vorzugsweise aber von der Erdoberfläche absorbiert und in fühlbare Wärme [* 19] verwandelt werden. Aus Beobachtungen mit dem Heliometer [* 20] (s. d.) folgerte Pouillet, daß etwa ein Drittel aller von der Sonne nach der Erde kommenden Wärmestrahlen von der Atmosphäre absorbiert werden; doch sind die Grundlagen der Betrachtungen, die zu diesem Resultat führen, schwankend und das Resultat selbst daher unsicher.

Während die von leuchtenden Körpern ausgesendeten Wärmestrahlen die Luft durchdringen, werden die von dunkeln Körpern ausgesendeten Wärmestrahlen zum größern Teil von der Luft absorbiert. Die von der erwärmten Erde, einem dunkeln Körper, ausgehenden Wärmestrahlen werden also zur Erwärmung der Luft beitragen, während die Wärmestrahlen der Sonne mit geringem Verlust an die Erdoberfläche gelangen und diese erwärmen. Da die Wärme, welche die durch die Sonnenstrahlen erwärmte Erdoberfläche ausstrahlt, die Temperatur der untern Luftschichten erhöht, so wird sich die Erde wie unter einer schützenden Hülle nur langsam abkühlen. Da, wo die schützende Decke [* 21] der Atmosphäre eine größere Dichtigkeit besitzt, wird auch die Abkühlung eine allmählichere und geringere sein und wird deshalb unter sonst gleichen Verhältnissen in Niederungen weniger betragen als an hoch gelegenen Orten.

Wenn Körper zusammengepreßt werden, wird ihre Temperatur erhöht, indem Wärme frei wird; dagegen verschwindet Wärme, wird latent, und die Temperatur der Körper nimmt ab, wenn sie sich ausdehnen. Je mehr die Dichtigkeit eines Körpers abnimmt, um so mehr steigt auch seine Wärmekapazität; die obern dünnern Teile der Atmosphäre können also den Sonnenstrahlen ebensoviel Wärme entziehen wie die untere dichtern, ohne jedoch ebenso warm zu werden wie letztere, und wenn die untere Luft durch Strahlung und Leitung der Wärme von der Erde aus eine bedeutend höhere Temperatur angenommen hat und aus diesem Grund, weil spezifisch leichter, in die Höhe steigt, so wird die Temperatur derselben, abgesehen von andern Gründen, sich erniedrigen, weil sie infolge des verminderten Luftdrucks sich ausdehnt und dadurch Wärme bindet.

Dies ist einer von den Gründen, weshalb es in den obern Luftschichten kälter ist als in den untern. Außerdem werden aber auch die obern Luftschichten, wie schon oben gesagt ist, wegen ihrer größern Wärmekapazität durch die hindurchgehenden Sonnenstrahlen an und für sich weniger erwärmt als die untern, die außerdem noch ihre Erwärmung vorzugsweise von der Erdoberfläche durch Strahlung und Leitung erhalten. Wenn diese beiden Ursachen immer und überall mit gleicher Kraft wirken würden, so würde die Verteilung der Temperatur in der Atmosphäre eine sehr regelmäßige und unveränderliche sein; sie würde bloß in senkrechter Richtung ungleich sein, und zwar würde die Temperatur mit wachsender Entfernung von der Erdoberfläche stets nach demselben Gesetz abnehmen.

Allein weder die Einwirkung auf die Atmosphäre noch der Zustand und die Beschaffenheit derselben sind überall und immer gleich. Die Sonne zunächst kann zwar an sich als eine unveränderliche Wärmequelle angesehen werden, aber ihre Wirkung ist durch Verschiedenheit in Neigung der Strahlen und in Länge der Tagbogen (wodurch einerseits die Menge der auf eine gewisse Fläche fallenden Strahlen und die Länge des von ihnen in der Atmosphäre zurückgelegten Wegs, also die Intensität dieser Strahlen, sowie anderseits die Dauer ihrer Wirkung abgeändert werden) sehr verschieden, sowohl nach Verschiedenheit der ¶

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geographischen Breite [* 23] als auch für eine und dieselbe Breite nach Tages und Jahreszeit. Daher ist auch die Erde oder vielmehr ihre Oberfläche als Wärmequelle sehr veränderlich, indem ihre Temperatur von der veränderten Sonnenwirkung hervorgerufen wird. Aus beiden Gründen entsteht nicht nur neben der Temperaturverschiedenheit in senkrechter Richtung eine andre in der Richtung der Meridiane, sondern auch an einem und demselben Ort ein dem täglichen und jährlichen Gang [* 24] der Sonne entsprechendes Schwanken derselben.

Hierzu kommt noch, daß die Atmosphäre eine große Beweglichkeit in ihren Teilchen besitzt und die ungleiche Erwärmung daher Strömungen und Winde [* 25] hervorruft. Namentlich am Boden wird die Luft häufig stärker erwärmt und ausgedehnt, als mit dem Gleichgewichtszustand in Bezug auf die obern Schichten verträglich ist, und so entstehen ausstehende Luftströme, durch welche die wärmere und daher leichtere Luft aufwärts geführt wird und diese wieder durch kältere und daher schwerere Luft, welche von allen Seiten hinzuströmt, ersetzt wird.

Solche aufsteigende Luftströme bilden sich überall am Tage und stärker im Sommer als im Winter; besonders mächtig aber sind sie in den Äquatorialregionen, wo die zur Mittagszeit nahe lotrechten Sonnenstrahlen ihre volle Kraft entfalten können. Durch diese immerwährenden Äquatorialströme, die, nachdem sie sich erhoben haben, gegen die Pole der Erde abfließen und in der Nähe der Erdoberfläche eine Luftströmung von den Polen nach dem Äquator hervorrufen, entsteht eine allgemeine Zirkulation in der Atmosphäre, welche die entstandenen Temperaturunterschiede teilweise ausgleichen muß.

Stände die direkte Erwärmung der Erdoberfläche nur überall in einem festen Verhältnis zur Sonnenwirkung, so würde doch die Temperatur der Atmosphäre noch immer eine sehr gesetzmäßige Verteilung und Schwankung darbieten; sie würde bloß nach geographischer Breite, nach Höhe über dem Meer, nach Tages und Jahreszeit verschieden sein. Allein die Temperatur, welche ein Stück der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen erlangt, hängt nicht bloß von der direkten Wirkung dieser Strahlen ab, sondern wesentlich auch von der Beschaffenheit des Bodens und von der örtlichen Lage.

Ein trockner, dürrer Sandboden wird stärker erhitzt als ein feuchter Wiesengrund oder eine Waldfläche, ein dunkles Gestein stärker als ein helles, eine tief liegende Ebene stärker als ein hohes Gebirge, überhaupt das Land stärker als das Meer. Zu diesen örtlichen Ungleichheiten in der Erwärmungsfähigkeit, die mit dem Wärmeausstrahlungsvermögen im geraden Verhältnis stehen, treten noch die Störungen hinzu, welche das Meer dadurch veranlaßt, daß es als eine in seinen Teilen bewegliche Masse durch die in Richtung der Meridiane ungleiche Erwärmung in Strömungen gerät und auf diese Weise, ähnlich der Atmosphäre, die Temperaturunterschiede teilweise ausgleicht.

Alle diese Vorgänge wirken auch wieder insofern auf die Atmosphäre zurück, als sie die Richtung und Stärke [* 26] der allgemeinern Luftströme modifizieren und eine große Zahl von Luftströmen mehr oder weniger lokaler Natur hervorrufen. Besonders verwickelt werden die Temperaturverhältnisse der Atmosphäre endlich noch durch die Verdunstungsfähigkeit des Wassers. Nicht nur, daß überall, wo Wasser verdampft, Wärme gebunden wird und, wo der gebildete Dampf [* 27] sich niederschlägt, die latente Wärme wieder frei wird, so wird auch durch die Anwesenheit des Wasserdampfs die Durchsichtigkeit der Atmosphäre aufs mannigfaltigste getrübt, und dadurch werden die erwärmenden Wirkungen der Sonne und der Erde sowie die erkältenden der Wärmestrahlung [* 28] der Erde und der Luftschichten in hohem Grad verändert. Am Tage mäßigt eine dicke Wolkenschicht die Temperatur, indem sie nur einen geringen Teil der Sonnenwärme durchläßt, den größern aber reflektiert und absorbiert; bei Nacht dagegen wirkt sie erwärmend, indem sie die untern Luftschichten und die Erdoberfläche verhindert, Wärme gegen den Himmel [* 29] auszustrahlen. Im ganzen geht also die Wirkung einer Bedeckung oder Trübung der Atmosphäre dahin, die Temperatur gleichförmiger oder ihre Schwankungen geringer zu machen.

Orte, die wegen der Nähe des Meers oder wegen des Vorwaltens von dort herkommender Winde häufig bedeckten Himmel haben, zeigen deshalb in allen ihren Temperaturverhältnissen geringere Extreme als andre, die, obwohl unter derselben geographischen Breite, aber mitten im Kontinent liegend, eines mehr heitern Himmels genießen. Alle diese sekundären Wirkungen tragen dazu bei, die ursprüngliche Verteilung und Schwankung der Temperatur in der Atmosphäre zu verwischen und sie mehr oder weniger von der allgemeinen Konfiguration und Beschaffenheit der Länder abhängig zu machen. An ein allgemeines Gesetz für die Temperaturerscheinungen der Atmosphäre ist daher für jetzt und auch wohl für immer nicht zu denken; alles, was bisher erreicht worden, besteht darin, daß man aus den sehr zahlreich angestellten Beobachtungen einige partielle Gesetze oder empirische Regeln abgeleitet hat.

Ebensowenig kann man ein einfaches Gesetz über die Abnahme der Wärme bei steigender Höhe aufstellen, weil die beständigen Luftströmungen, Wolken, Nebelschichten etc. einen mehr oder weniger störenden Einfluß ausüben. Gay-Lussac stieg 1804 in einem Luftballon bis zur Höhe von ca. 6800 m; während das Thermometer [* 30] am Boden 31° C. zeigte, beobachtete er in jener Höhe die Temperatur von -9,5° C., also eine Temperaturdifferenz von mehr als 40° C. Barral und Bixio, welche 27. Juli 1850 ungefähr zu gleicher Höhe aufstiegen, gelangten in einer Höhe von ca. 1900 m in eine Nebelschicht, deren obere Grenze erst erreicht wurde, nachdem sie sich bis zu einer Höhe von 6300 m über den Boden erhoben hatten; nahe an der obern Grenze dieser Nebelschicht zeigte das Thermometer noch -10° C., sank aber unmittelbar über derselben auf -23° C. In einer Höhe von 6800 m zeigte das Thermometer nur noch -40° C. Die Abnahme der Temperatur mit zunehmender Erhebung von der Erdoberfläche läßt sich am leichtesten auf Gebirgen beobachten, auf denen die Vegetation desto mehr den Charakter kälterer Himmelsstriche annimmt, je höher man steigt.

Auf den südamerikanischen Gebirgen unter dem Äquator fand Atmosphäre v. Humboldt eine Temperaturabnahme von 25° C. für eine Erhebung von 4873 m, und daher ergibt sich dort im Durchschnitt eine Erhebung von 195 m für eine Temperaturabnahme von 1° C.; derselben Temperaturabnahme entspricht in den Alpen [* 31] eine Erhebung von durchschnittlich 192 m, jedoch ändert sich dieselbe in den verschiedenen Jahreszeiten. [* 32] Nach den Angaben von Atmosphäre und H. Schlagintweit findet in den Alpen eine Abnahme der Temperatur um 1° C. im Juli bei einer Erhebung von 140 m und im Januar bei einer Erhebung von 230 m statt. Im Kaukasus entspricht nach den Beobachtungen von Kupffer im Juli im Durchschnitt eine Erhebung von 165 m einer Temperaturabnahme von 1° C. In den Polargegenden fanden Parry und Fischer auf Melville bei einer Temperatur der untern Luftschichten von -31,2° C. für eine Erhebung von 105 m keine ¶

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