MKL1888:Atmosphäre

[8] 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 sowie die Sonne und der Mond eine ähnliche A. besitzen wie die Erde, ist lange zweifelhaft geblieben; doch kann man annehmen, daß die meisten dieser Gestirne eine A. haben. Auf das Vorhandensein einer Sonnenatmosphäre deuten das Zodiakallicht (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 A. oder eine von ganz unbedeutender Höhe. Das Gasgemenge, aus welchem die A. der Erde besteht, nennt man Luft. Diese hat, wie alle Gase, das Bestreben, sich möglichst auszudehnen, und ihre Teilchen würden sich im Weltraum zerstreuen, wenn sie nicht der Anziehungskraft der Erde unterlägen. Die A. hat, wie die Erde selbst, die Gestalt einer Kugel, welche infolge der Erdrotation, an der die A. 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 A. 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 A. 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 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 A. abzuleiten, ergibt sich dieselbe, wenigstens soweit sie eine lichtreflektierende Kraft besitzt, zu 8–10 geogr. Meilen. Die Anwendung der Elastizitätsgesetze auf die A. 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 hält. Diese Betrachtungen, welche zuerst von Halley, später von Mariotte, de Luc und endlich von Laplace durchgeführt sind, geben für die Höhe der A. ein viel größeres Resultat als das aus den Dämmerungserscheinungen abgeleitete. Aus der Annahme, daß die Dichtigkeit in den obern Schichten der A. 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 A. ist und man deshalb für gewöhnlich annehmen kann, daß die A. eine Höhe von 10–12 geogr. Meilen habe. Daß aber die A., 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 A. 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 A. bedeutend höher als 10 geogr. Meilen sein muß. Auch aus den theoretischen Untersuchungen von Kerber, welcher die A. als ein optisches System brechender Medien betrachtet, ergibt sich die Höhe der A. über 25 geogr. Meilen.

[Luftdruck.] Der Druck der Luft ist nach dem Gesetz der kommunizierenden Röhren 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 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 (s. d.). Da der mittlere Barometerstand am Meeresspiegel 760 mm beträgt, so hat man [9] eine Quecksilbersäule von 760 mm (nahe 28 Zoll) als Repräsentanten des Atmosphärendrucks angenommen. Der Druck der A., 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 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 und Mund, indem die feinen, zartwandigen Blutgefäße infolge des verringerten äußern und unveränderten innern Drucks zerrissen werden. Die Muskeln 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 A. 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 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 ${\displaystyle 0^{\circ }=\mathrm {v} }$ ist, solange der Druck unverändert bleibt, bei der Temperatur ${\displaystyle \mathrm {t} }$ in das Volumen ${\displaystyle \mathrm {v(1+0{,}003665t)} }$ 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 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 A. rührt fast ausschließlich von der Sonne her, indem die Sonnenstrahlen teilweise von der A., vorzugsweise aber von der Erdoberfläche absorbiert und in fühlbare Wärme verwandelt werden. Aus Beobachtungen mit dem Heliometer (s. d.) folgerte Pouillet, daß etwa ein Drittel aller von der Sonne nach der Erde kommenden Wärmestrahlen von der A. 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 der A. 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 A. 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 A. 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 A. 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 A. zurückgelegten Wegs, also die Intensität dieser Strahlen, sowie anderseits die Dauer ihrer Wirkung abgeändert werden) sehr verschieden, sowohl nach Verschiedenheit der geographischen [10] Breite 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 veränderlichen 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 der Sonne entsprechendes Schwanken derselben. Hierzu kommt noch, daß die A. eine große Beweglichkeit in ihren Teilchen besitzt und die ungleiche Erwärmung daher Strömungen und Winde 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 A., 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 A. 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 A., die Temperaturunterschiede teilweise ausgleicht. Alle diese Vorgänge wirken auch wieder insofern auf die A. zurück, als sie die Richtung und Stärke der allgemeinern Luftströme modifizieren und eine große Zahl von Luftströmen mehr oder weniger lokaler Natur hervorrufen. Besonders verwickelt werden die Temperaturverhältnisse der A. endlich noch durch die Verdunstungsfähigkeit des Wassers. Nicht nur, daß überall, wo Wasser verdampft, Wärme gebunden wird und, wo der gebildete Dampf sich niederschlägt, die latente Wärme wieder frei wird, so wird auch durch die Anwesenheit des Wasserdampfs die Durchsichtigkeit der A. aufs mannigfaltigste getrübt, und dadurch werden die erwärmenden Wirkungen der Sonne und der Erde sowie die erkältenden der Wärmestrahlung 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 auszustrahlen. Im ganzen geht also die Wirkung einer Bedeckung oder Trübung der A. 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 A. 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 A. 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 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 A. 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 eine Erhebung von durchschnittlich 192 m, jedoch ändert sich dieselbe in den verschiedenen Jahreszeiten. Nach den Angaben von A. 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 Temperaturabnahme; [11] doch ist das dadurch erklärlich, daß die Temperatur in der obern Luftschicht an einem Registrierthermometer abgelesen wurde, welches durch einen Drachen steigen gelassen war, und daß der Temperaturunterschied zwischen der obern und untern Luftschicht, den sonstigen Beobachtungen entsprechend, etwa 0,3° C. hätte sein müssen, eine Größe, welche sich bei der angegebenen Beobachtungsmethode sehr gut der Wahrnehmung entziehen konnte. Weil im Sommer das Thermometer mit der Erhebung über die Ebene weit schneller sinkt als im Winter, so sind in der gemäßigten Zone die Winter der Berge weniger kalt, als es im Verhältnis zur Höhe der Fall sein sollte. Auf dem Hospiz des St. Bernhard beträgt z. B. bei einer Erhebung von 2491 m die Differenz zwischen den mittlern Temperaturen des wärmsten und kältesten Monats nur 15,5° C., während sie in Genf bei einer Erhebung von 407 m auf 22,6° C. steigt. Auch in der Nacht ist in der gemäßigten Zone die Wärmeabnahme mit der Höhe kleiner als am Tage. Aus allen diesen Thatsachen kann man mit Sicherheit schließen, daß die Temperatur desto langsamer abnimmt, je größer die Höhe ist, daß alle Temperaturschwankungen in großen Höhen geringer als unten am Boden sind, und daß der Unterschied der Jahreszeiten in einer gewissen Höhe (Saussure schätzt sie auf 13–15,000 m) verschwinden wird.

[Bewegung.] Die Luft wird nicht überall gleich erwärmt, und diese Ungleichheit der Erwärmung ruft Bewegung hervor. 1 cbm Luft von 14° C. wiegt mehr als 1 cbm Luft von 24°; also wird die stärker erwärmte Luft in der kältern aufsteigen, wie Öl im Wasser aufsteigt. Wenn aber an einem Ort ein aufsteigender Luftstrom stattfindet, so muß für die sich erhebende wärmere Luft andre Luft zuströmen. Dieser Vorgang findet überall auf der Erde statt und ist die Ursache der Winde (s. d.). Aber auch wenn die Luft vollständig ruhig erscheint, wenn wir nicht das leiseste Lüftchen wahrzunehmen im stande sind, bewegt sich die Luft doch noch mit einer Geschwindigkeit von 63 bis 78 cm in der Sekunde oder 3/4 Wegstunde in einer Zeitstunde. Unsre Nerven beginnen im gesunden Zustand den Luftstrom erst bei einer Geschwindigkeit von 1,25 m an zu empfinden, und 1,88–2,5 m Geschwindigkeit in der Sekunde hat das Lüftchen, das wir alle lieben, ohne welches die freie Luft uns kaum angenehm dünkt.

[Durchsichtigkeit.] Bekanntlich ist die Luft nicht vollkommen durchsichtig, ferne Gegenstände erscheinen mit einem leichten weißlichblauen Schleier umhüllt. Aber der Grad der Durchsichtigkeit der Luft wechselt nach verschiedenen Zuständen der A. Saussure hat ein Instrument angegeben, um den Grad der Durchsichtigkeit der A. zu messen, das Diaphanometer (s. d.). In größern Höhen über dem Meeresspiegel ist die Luft durchsichtiger als in der Tiefe, was Schlagintweit auf den Alpen durch das Diaphanometer bestätigt hat. Humboldt macht auf die größere Durchsichtigkeit der Luft in den Steppen aufmerksam; er sah in der Nähe von Quito mit unbewaffnetem Auge auf eine Entfernung von 4 deutschen Meilen einen weißen, sich vor den schwarzen basaltischen Wänden hin bewegenden Punkt, den er durch das Fernrohr als seinen in einen weißen Mantel gehüllten Freund Bonpland erkannte. Im allgemeinen sind die sonnigen und wolkenfreien Tage keineswegs diejenigen, an welchen die A. besonders durchsichtig ist; im Gegenteil hat man bei anhaltend guter Witterung selten eine klare Fernsicht, und man kann es fast stets als ein Zeichen bald eintretenden Regens betrachten, wenn ferne Berge sehr klar erscheinen. Die Luft erreicht, wenigstens in unsern Klimaten, ihre größte Durchsichtigkeit, wenn nach lange anhaltendem Regen oder auch nach einem Gewitter eine rasche Aufheiterung des Himmels erfolgt, die aber dann selten von Dauer ist. Eine Folge der unvollkommenen Durchsichtigkeit der A. ist die allgemeine Tageshelle. Jedes Partikelchen, welches einen Teil des auf dasselbe fallenden Lichts aufhält, gibt Veranlassung zu einer Reflexion und Diffusion des Lichts, welche die Ursache der allgemeinen Tageshelle sind. Wäre die Luft vollkommen durchsichtig, so würde sie nicht das mindeste Licht reflektieren, und es würde zwar dort, wo die Sonnenstrahlen hintreffen, größere Helligkeit herrschen, aber die Schatten würden absolut schwarz und im Schatten irgend eines Gegenstands würde es vollkommen finster sein. Der Himmel würde keine Farbe besitzen, sondern tief schwarz sein. Je durchsichtiger die Luft ist, desto schärfer ist der Unterschied zwischen Licht und Schatten, während dieser sich mehr und mehr verwischt, je geringer die Durchsichtigkeit der Luft ist. Am größten ist die allgemeine Tageshelle, wenn der Himmel mit dünnen, faserigen Wölkchen bedeckt ist.

[Himmelsfärbung.] Wenn der Himmel nicht durch Wolken bedeckt ist, zeigt er eine bald hellere, bald dunklere blaue Färbung. Dieselbe ist von Clausius aus der Annahme erklärt, daß der atmosphärische Wasserdampf die Form von kleinen, kugelförmigen Nebelbläschen besitzt. Die äußere Hülle dieser Wasserbläschen wirkt so wie ein dünnes Blättchen, welches sowohl im reflektierten als auch im durchgehenden Licht Farben zeigt. Je dünner die Wasserschicht der Nebelbläschen ist, desto reiner ist das Blau des Himmels. Bei der geringsten Dicke, bei welcher eine dünne Schicht im reflektierten Licht eine Farbe wahrnehmen läßt, zeigt sich das Blau erster Ordnung, welches noch Violett und Rot enthält. Wenn nun das Blau erster Ordnung, welches von einem ersten Wasserbläschen reflektiert wird, auf ein zweites fällt, so wiederholt sich derselbe Vorgang, und bei jeder folgenden Reflexion von einem solchen feinen Wasserbläschen wird der Anteil aller übrigen Farben, welche das Vorherrschen des Blaus abschwächen können, mehr und mehr verringert, so daß nach immer wiederholter Reflexion des Lichts an dünnen Wasserbläschen, von welchen jedes einzelne nur ein ganz blasses weißliches Blau liefern würde, eine sehr intensive blaue Färbung entstehen kann, und somit dürfte das Blau des Himmels, wenn auch kein einfaches, doch nach Müller ein gewissermaßen potenziertes Blau erster Ordnung sein. Tyndall hat bei der Einwirkung von intensivem Licht auf verschiedene Dämpfe eigentümliche Wolkengebilde erhalten, deren Teilchen um vieles zarter sind als die der feinsten sichtbaren Wolken. Diese eigentümlichen Gebilde waren stets blau, und erst wenn sie durch Vergrößerung ihrer Teilchen in wirkliche zarte Wolken übergingen, wurden sie weiß. Nichts spricht gegen die Möglichkeit, daß sich auch der Wasserdampf in den höhern Schichten der A. in einem ähnlichen Zustand der Verdichtung befinden könne, und so würde die Intensität des Himmelsblaus wesentlich von dem Grade der Kondensation des Wasserdampfs abhängen. Ebenso wie die blaue Färbung durch die reflektierten Lichtstrahlen erzeugt wird, wird die rote und violette Färbung durch das hindurchgehende Licht hervorgebracht (s. Abendröte). Bei zunehmender Feuchtigkeit wird nicht nur die Dicke der Wasserschicht in den Nebelbläschen zunehmen, sondern es [12] werden sich auch neue Nebelbläschen bilden, so daß alle Zwischenstufen von einer bestimmten Grenze der Dicke an bis zu den feinsten Bläschen herab gleichzeitig in der Luft schweben und die verschiedenen Farben hervorbringen, die sich zu einer weißlichen Färbung vereinigen und das reine Blau des Himmels trüben. Diese Erklärung stimmt vollkommen mit der Beobachtung überein, daß die blaue Färbung des Himmels im Zenith am stärksten ist und nach dem Horizont zu heller wird, sowie daß der Himmel auf den Gipfeln hoher Berge dunkler als in den Ebenen erscheint. Ebenso ist daraus erklärlich, daß in wärmern Ländern die Farbe des Himmels tiefer blau ist als in solchen, welche den Polen näher liegen, und daß bei gleicher geographischer Breite der Himmel der Binnenländer blauer ist als auf dem Meer oder in den Küstenländern. Saussure, Parrot und Arago haben Instrumente konstruiert, mit denen man das Blau des Himmels messen kann. Über diese Instrumente s. Cyanometer.

[Elektrizität.] Bei jeder Witterung und Temperatur enthält die A. Elektrizität, deren Intensität zunimmt mit der Erhebung in der A. Sämtliche meteorologische Erscheinungen, welche durch die atmosphärische Elektrizität hervorgerufen werden, bezeichnet man mit dem Namen Elektrometeore (s. d.). Bei heiterm, unbewölktem Himmel ist die Luftelektrizität stets positiv. Sehr stark ist die Luftelektrizität bei Nebeln und zwar bis auf wenige Ausnahmen ebenfalls positiv. Im allgemeinen wächst die Stärke der atmosphärischen Elektrizität mit der Dichtigkeit der Nebel. Auch der Niederschlag des Taues ist stets von einer starken Elektrizität begleitet. Fast alle atmosphärischen Niederschläge, wie Regen, Schnee, Hagel, zeigen sich bald mehr, bald weniger elektrisch und zwar meistens stärker als der unbewölkte Himmel. Es zeigt sich hier ungefähr ebenso oft positive wie negative Elektrizität. Am schwächsten ist der Regen elektrisch, wenn er anhaltend und gleichmäßig in kleinen Tröpfchen niederfällt. Der tägliche Gang der Luftelektrizität bei heiterm Wetter ist nach Schübler etwa folgender. Bei Sonnenaufgang ist die atmosphärische Elektrizität schwach und nimmt mit steigender Sonne, während sich gleichzeitig die in den tiefern Luftschichten schwebenden Dünste vermehren, langsam zu, bis sie im Sommer bis gegen 6 und 7 Uhr, im Frühling und Herbst bis gegen 8 und 9 Uhr, im Winter bis gegen 10 und 11 Uhr ihr Maximum zu erreichen pflegt. Gleichzeitig sind die untern Luftschichten oft sehr dunstig, der Taupunkt liegt höher als bei Sonnenaufgang, und in kälterer Jahreszeit tritt oft wirklicher Nebel ein. Auf diesem Maximum bleibt die Elektrizität gewöhnlich nur kurze Zeit und nimmt wieder ab, während die dem Auge sichtbaren Dünste in den untern Luftschichten verschwinden, bis sie einige Stunden vor Sonnenuntergang, im Sommer zwischen 4 und 6 Uhr, im Winter gegen 3 Uhr, ein Minimum erreicht, in welchem sie etwas länger verharrt als im Maximum. Mit Sonnenuntergang nimmt die Luftelektrizität wieder rasch zu, während sich gleichzeitig die Dünste in den untern Schichten der A. wieder vermehren, erreicht 11/2–2 Stunden nach Sonnenuntergang ihr zweites Maximum und sinkt dann wieder bis zu einem Minimum kurz vor Sonnenaufgang. In den untern Luftschichten ist die positive Elektrizität um so stärker, in je größerer Menge sich Wasserdünste niederschlagen; am stärksten ist sie in der kalten Jahreszeit, wo Dünste und Nebel oft lange die untern Luftschichten erfüllen, am schwächsten in den heißen Sommermonaten, wo dies seltener der Fall ist, und wo die untern Luftschichten gewöhnlich eine größere Klarheit und Durchsichtigkeit besitzen. Durch lebhafte Winde werden die täglichen Perioden der Luftelektrizität sehr verwischt. Die Elektrizität der Wolken und der aus ihnen erfolgenden Niederschläge zeigt einen merkwürdigen Gegensatz zur Elektrizität der untern Luftschichten, indem der Regen in den Sommermonaten stärker elektrisch ist als in den kältern Jahreszeiten. Über den Ursprung der atmosphärischen Elektrizität wissen wir zur Zeit nichts Bestimmtes. Pouillet nahm an, daß die Luftelektrizität durch die Verdampfung des Wassers und durch das Wachstum der Pflanzen erzeugt werde; doch geht aus den Versuchen von Rieß und Reich hervor, daß diese Annahme nicht experimentell begründet werden kann. Später hat Peltier die Ansicht ausgesprochen, welcher auch Lamont beigetreten ist, daß die Erzeugung der atmosphärischen Elektrizität der Einwirkung einer permanenten negativen Ladung des Erdballs zuzuschreiben sei. Die Verschiedenheiten in der elektrischen Spannung werden bei dieser Annahme durch die Erhöhungen auf der Erdoberfläche und durch den in der A. befindlichen Wasserdampf hervorgerufen. In neuester Zeit ist man wieder mehrfach auf die zuerst von Winkler ausgesprochene Ansicht zurückgekommen, daß die Luftelektrizität eine Folge der bei der Verdunstung des Wassers an der Erdoberfläche entstehenden Reibung sei.

[Chemische Beschaffenheit.] Nach ihrer chemischen Beschaffenheit ist die A. im wesentlichen ein Gemisch von Sauerstoff mit Stickstoff, wenig Kohlensäure und Wasserdampf. Alle Untersuchungen haben ergeben, daß die Luft eine nahezu konstante Zusammensetzung habe, für welche sich aus zahlreichen Analysen folgende Mittelwerte in Volumprozenten ergeben:

Die Veränderung in diesen Verhältnissen ist mannigfach. So wird zunächst der Gehalt an Sauerstoff gewissen Schwankungen unterworfen sein, deren Größe aus folgenden Zahlen ersichtlich ist:

Aus den neuesten Untersuchungen von Jolly ergibt sich, daß der Polarstrom, wenn anhaltend, einen höhern, der Äquatorialstrom einen niedrigern Prozentgehalt an Sauerstoff hervorruft. Auch ist bekannt, daß Sauerstoff über faulenden Substanzen absorbiert wird, während ihn Kohlensäure (CO2) und andre Gase ersetzen. Die sogen. schlechte Luft beginnt nach Smith („On the composition of the atmosphere“) mit 20,6 Proz. Sauerstoff. Der Einfluß, welchen die atmosphärische Luft auf das Wohlbefinden und die Gesundheit der Menschen ausübt, ist, außer von ihrer Zusammensetzung, auch von ihrem Gehalt an Ozon (einer allotropischen Modifikation des Sauerstoffs) abhängig. Vgl. Ozon.

[13] Der Kohlensäuregehalt der Luft ist sehr gering und an einem und demselben Ort einem dauernden Wechsel unterworfen, der von der Temperatur, dem Luftdruck, dem Wind und Regen abhängig ist. Die Menge der atmosphärischen Kohlensäure schwankt in 10,000 Teilen dem Volumen nach zwischen 3,7 und 6,2 Volumteilen, wofür freilich auch noch andre Zahlen angegeben werden, indem Muntz und Aubin dafür in Paris die Werte 2,88 und 4,22 Volumteile fanden. Dabei zeigten sich die Maxima bei bedecktem Himmel und ruhigem Wetter, während die Minima bei reiner und bewegter Luft beobachtet wurden. Im allgemeinen ist die Luft im Sommer reicher an Kohlensäure als im Winter, in der Nacht reicher als am Tage. Mit der Erhebung vom Boden nimmt der Sauerstoffgehalt ab, der Kohlensäuregehalt zu, und diese Zunahme ist vielleicht aus einer vollständigen Oxydation der der Luft beigemengten organischen Stoffe zu erklären. Auf dem Meer ist die Luft an Kohlensäure ärmer als auf dem Land wegen des Absorptionsvermögens der See in Bezug auf Kohlensäure, und man hat daher in Küstengegenden den Kohlensäuregehalt der Luft bei Seewind ab-, bei Landwind zunehmen sehen. Ebenso ist derselbe in der Nähe des Meers im Durchschnitt kleiner als in weiterer Entfernung. In Rostock wurde er z. B. als 0,029 Volumprozent gefunden, während er sich in Göttingen und Dahme resp. als 0,032 und 0,033 Volumprozent ergab. Wüstenluft aus der Oase Dachel hat 0,047–0,049 Volumprozent Kohlensäure, also soviel, wie die Luft auch bei uns besitzt, indem ihr Kohlensäuregehalt in Thälern und auf hohen Bergen bei uns zwischen 0,025 und 0,050 Volumprozent schwankt. Polarluft scheint reich an Kohlensäure zu sein, nach den Bestimmungen von Moß beträgt sie im Mittel 0,0553 Volumprozent. Anhaltender Regen vermindert den Kohlensäuregehalt der A., nach kurzem Regen scheint er etwas zu steigen. So ergab sich nach den Beobachtungen von Truchot in Clermont der mittlere Kohlensäuregehalt an Tagen ohne Niederschlag 0,033, an Tagen mit Niederschlag 0,046 und an Tagen, an denen der Boden mit Schnee bedeckt war, 0,056 Volumprozent. Noch stärker als der Kohlensäuregehalt schwankt der Gehalt der A. an Stickstoffverbindungen. Die Angaben schwanken für das Ammoniak zwischen 0,04 und 47,6 Gewichtsteilen in 1 Mill. Teilen Luft, aber stets war die Luft im Sommer bedeutend reicher an Ammoniak als im Winter. Dies ist nicht auffallend, da das Ammoniak teils aus Fäulnisprozessen, teils von der Verdunstung des Wassers herstammt. Von andern Bestandteilen der Luft sind schließlich noch zu nennen: Kohlenoxyd, Kohlenwasserstoff (aus Verbrennungs- und Fäulnisprozessen), Wasserstoff (aus dem Atmungsprozeß), Schwefelwasserstoff, vor allen aber Wasserdampf.

Die A. steht in fortwährender Verbindung mit mehr oder weniger ausgedehnten Wasserflächen und feuchten Landstrecken und ist daher immer mit Wasserdampf geschwängert. Die Menge desselben ist indes sehr veränderlich und selten so groß, wie sie nach der stattfindenden Temperatur sein könnte. Im allgemeinen jedoch steigt und fällt der Wassergehalt mit der Temperatur und ist, abgesehen von wasserlosen Gegenden, in heißern Gegenden größer als in kältern, in Ebenen größer als auf Bergen, im Sommer größer als im Winter, bei Tage größer als bei Nacht. Indes bewirken die Lage des Orts, die Beschaffenheit des Bodens, die Konfiguration angrenzender Länder, die Nähe des Meers, die Richtung der Winde und andre Umstände mannigfaltige Abänderungen hierin, in betreff deren wir hier nur bemerken, daß eben wegen dieser Veränderungen und Verschiedenheiten niemals von dem Wassergehalt der ganzen A., sondern nur von dem eines bestimmten Orts und einer bestimmten Zeit die Rede sein kann. Bei der Bestimmung des Wassergehalts in der A. eines Orts kommen zwei Dinge in Betracht: die absolute Menge des Wasserdampfs in einem gegebenen Raum und die relative. Die absolute wird am besten durch die Spannkraft des vorhandenen Wasserdampfs ausgedrückt; die relative dagegen ist der Quotient aus der ersten, dividiert durch die Menge, welche vermöge der Temperatur vorhanden sein könnte; die letztere drückt den Grad der Sättigung mit Wasserdampf aus, und von ihr hängen die hygroskopischen Erscheinungen ab. Die absolute Feuchtigkeit ist in den wärmern Monaten größer, die relative kleiner als in den kältern Monaten. In heißen Klimaten ist die absolute Menge des Wasserdampfs sehr viel größer als in der gemäßigten oder in der kalten Zone. Über die Mittel, den Wassergehalt der Luft zu messen, s. Hygrometer.

Ein wichtiger Bestandteil der A. ist endlich noch der Staub, dessen Qualität und Quantität natürlich ganz von lokalen Verhältnissen abhängen. Tissandier fand, daß nach trocknem Wetter die Menge des atmosphärischen Staubes viermal so groß sein kann als nach einem Regen, daß sie in Städten größer ist als auf dem Land, und daß man verschiedene Resultate erhält, je nachdem man Luft in der Nähe des Bodens oder auf Dächern untersucht. Für Paris fand er nach einem starken Regen 0,0060 g, nach achttägiger Trockenheit 0,0230 g und unter normalen Bedingungen im Durchschnitt 0,0072 g atmosphärischen Staubes in 1 cbm Luft. Auf dem Land in Ste.-Marie du Mont (Manche) fand er unter normalen Bedingungen 0,00025 g pro Kubikmeter und nach einer Periode von Trockenheit 0,0030 und 0,0045 g. Die chemische Untersuchung des Staubes ergab 25–34 Proz. verbrennbare Stoffe und 75–66 Proz. unverbrennliche. Unter den erstern befinden sich organische Substanzen der verschiedensten Art, unter letztern Chloride und Sulfate von Alkalien und alkalischen Erden, Ammoniaknitrat, Eisenoxyd, kohlensaurer Kalk, Magnesiumkarbonat, Spuren von Phosphaten, Kiesel etc. Auch hat sich stets kosmischer Staub, freilich in sehr geringem Prozentsatz, als ein Bestandteil des atmosphärischen Staubes nachweisen lassen.

Die Bestandteile der A. sind von der größten Bedeutung für das Leben der Organismen auf der Erde. Der Sauerstoff ist die Lebensluft aller tierischen Wesen, deren Stoffwechsel im wesentlichen aus Oxydationsprozessen besteht. Sie atmen Sauerstoff ein und Kohlensäure aus. Bei allen Verbrennungs- und Verwesungsprozessen wird gleichfalls Sauerstoff verbraucht und Kohlensäure erzeugt. Anderseits wird durch den Lebensprozeß der Pflanzen die Kohlensäure der atmosphärischen Luft zersetzt, indem sich die Pflanzen den Kohlenstoff aneignen und Sauerstoff ausscheiden. Ob im Lauf der Zeit die Zusammensetzung der A. Änderungen unterworfen ist oder nicht, ist vorläufig noch nicht möglich, zu beantworten; denn wenn auch unsre Instrumente einen hohen Grad von Genauigkeit bei den Analysen gewähren, so besitzen wir sie viel zu kurze Zeit, um mit ihrer Hilfe jene Frage zu entscheiden, weil die Veränderungen an und für sich nur sehr gering sein könnten und man daher erst nach langen Zeitperioden im stande sein würde, die Existenz derselben mit Sicherheit nachzuweisen.

[14] Atmosphäre, im mechan. Sinn die Einheit, auf welche man die Angabe des Drucks bezieht, dem eine Flüssigkeit, ein Dampf oder Gas ausgesetzt ist. Da der Atmosphärendruck an einem und demselben Ort beständigen Schwankungen unterliegt und der mittlere Atmosphärendruck nicht für genügend viele Punkte der Erdoberfläche bekannt ist, so hat man sich, um eine Basis für die Vergleichung zu gewinnen, an den mittlern Atmosphärendruck gehalten, welcher unter dem 45. Breitengrad am Meeresspiegel herrscht, reduziert auf 0° und bezogen auf den Wert der Schwerkraft unter diesem Breitengrad. Dieser als Einheit angenommene Druck beträgt 337,8 Pariser Linien, wird aber gegenwärtig in der Wissenschaft ziemlich allgemein = 760 mm (336,905‴) angenommen. Der hier und da noch gebräuchliche Wert des mittlern Atmosphärendrucks (= 28 Pariser Zoll) verhält sich zu letzteren wie 1 : 0,99731. In England setzt man den mittlern Atmosphärendruck nicht selten = 30 engl. Zoll (337,784 Pariser Linien) und in Deutschland vordem = 29 oder genauer 28,98 preuß. Zoll, in Österreich = 28,8 Wiener Zoll. Der effektive Druck, welchen die A. unter der Annahme solcher mittlerer Werte im Meereshorizont auf eine Fläche ausübt, wird in Frankreich zu 1033,3 g auf 1 qcm, in England = 15 (genau 14,71) engl. Pfd. auf den engl. QZoll, in Deutschland = 15 (genau 15,05) Pfd. auf den preuß. QZoll, in Österreich = 12,75 (genau 12,79) Wiener Pfund auf den Wiener QZoll gerechnet. Neuerdings ist man übereingekommen, den Atmosphärendruck = 1 kg auf 1 qcm zu setzen, und unterscheidet, um Mißverständnissen vorzubeugen, „alte“ und „neue“ A. Nach letzterer werden jetzt allgemein die Instrumente zur Druckmessung eingeteilt.