Elemente des Wetters

Die Troposphäre

Obwohl die Erde von einer rund 500 km dicken Lufthülle, der Atmosphäre, umgeben ist, spielt sich das Wetter im wesentlichen nur in den untersten Regionen ab. Diese Schicht wird Troposphäre genannt. Ihre Obergrenze liegt an den Polen bei rund 9 km und am Äquator sogar bei rund 17 km Höhe. Darüber liegen weitere Luftschichten, die Troprpause, Stratosphäre, Stratopause, Mesosphäre, Mesopause und Thermosphäre genannt werden. Die Übergänge sind aber fließend.

Luft unterliegt als Gas einer Beziehung zwischen Druck, Temperatur und Volumen. Eine zusätzliche Komponente ist die enthaltene Feuchtigkeit. Die Luftfeuchtigkeit ist in Form von Wasserdampf wesentlich für das Wettergeschehen verantwortlich. Die Zusammenhänge dieser vier Größen sind wesentlich für das Verständnis des Wettergeschehens. Zunächst einige Prinzipien der Luft...

  • ...bei gleichbleibendem Volumen: erhöht man die Temperatur, nimmt der Druck zu;
  • ...bei gleichbleibender Temperatur: erhöht man den Druck, verringert sich das Volumen;
  • ...bei gleichbleibendem Druck: erhöht man die Temperatur, vergrößert sich das Volumen;

Natürlich gelten diese Beziehungen sinngemäß auch umgekehrt. Beispielsweise bewirkt eine Verringerung des Drucks bei gleichbleibendem Volumen eine Abkühlung der Luft. Zu beobachten ist diese Abkühlung zum Beispiel bei einer Spraydose, die schnell entleert wird.

Luft kann aufsteigen, wenn...

  • ...sie erwärmt wird, sich ausdehnt und dadurch leichter als darüberliegende Luftmassen wird (Prinzip des Heißluftballons);
  • ...der Luftdruck sinkt (= weniger Teilchen pro Kubikmeter) und die Luft dadurch leichter als darüberliegende Luftmassen wird (das ist in Tiefdruckgebieten der Fall);

Äquivalent dazu sinkt Luft ab, wenn...

  • ...sie abkühlt und dadurch schwerer als darunterliegende Luftmassen wird;
  • ...der Luftdruck steigt (d.h. mehr Teilchen pro Kubikmeter) und dadurch schwerer als darunterliegende Luftmassen wird (das ist in Hochdruckgebieten der Fall);

Luftdruck

Die Beobachtung des Luftdrucks oder eigentlich dessen Veränderung, ist ein wesentlicher Bestandteil der Wetterprognose. Die Einheit für Druck ist Pascal (Kraft pro Fläche) und wird mit dem Barometer gemessen. Weil ein Pascal eine sehr kleine Einheit ist, gibt man den Luftdruck aber in Hektopascal an (= 100 Pascal), abgekürzt "hPa". Unter normalen Bedingungen drücken die Luftmassen auf Meeresniveau in Folge der Schwerkraft mit 1033 Gramm auf jeden Quadratzentimeter (es herrschen umgerechnet 1013 hPa), immerhin lasten ja rund 11 km hohe Luftschichten darüber. Steigen wir auf einen 4.000 m hohen Berg, so befinden sich über uns natürlich nur noch 7 km hohe Luftschichten, es herrscht daher geringerer Luftdruck. Mit zunehmender Höhe sinkt also der Luftdruck, und zwar halbiert er sich etwa alle 5.500 m.

Der Luftdruck ändert sich aber auch mit der Wetterlage. In Tiefdruckgebieten kann sich der Druck (auf Meeresniveau) auf 985 hPa verringern, in Hochdruckgebieten auf 1.035 hPa ansteigen. Natürlich versuchen sich Gebiete ungleichen Luftdrucks durch Luftaustausch - als Wind wahrnehmbar - auszugleichen. Je größer die Druckunterschiede sind, desto stärker weht der Wind. Wesentlicher Bestandteil einer Wetterkarte sind daher die Isobaren - Linien, die die Meßpunkte gleichen Luftdrucks miteinander verbinden. Auf der abgebildeten Wetterkarte sind auch Tiefdruckgebiete (Zyklonen) und Hochdruckgebiete (Antizyklonen) an ihren ringförmigen Isobaren erkennbar.

Üblicherweise sind die Isobaren 5 hPa voneinander entfernt eingezeichnet. Erscheinen sie auf der Wetterkarte eng nebeneinander, so ist der Druckunterschied hoch und man kann starke Winde und eine nachhaltige Wetterverschlechterung erwarten. Diese Regel gilt auch umgekehrt (Isobaren weit auseinander - schwacher Wind - Wetterberuhigung). Es gibt sogar Diagramme, in welchen der Zusammenhang zwischen Isobarenabstand und Windstärke eingetragen ist. Ein Beispiel ist das "Rudolfsche Windnomogramm", mit dessen Hilfe eine Prognose der Windstärke erstellt werden kann. Das funktioniert vor allem auf hoher See relativ zuverlässig, über komplex geformtem Festland (etwa in den Alpen) ist diese Methode zur Windprognose aber kaum vertrauenswürdig.

Die resultierenden Druckunterschiede zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten versuchen sich auszugleichen. Es weht indirekt ein Wind aus der Region mit Überdruck (= Hochdruckgebiet) in die mit weniger Luftdruck (= Tiefdruckgebiet). Indirekt deshalb, da durch die Erdrotation die sogenannte Corioliskraft hervorgerufen wird, die bewirkt, daß Winde ständig von ihrer bevorzugten Richtung, also direkt vom Hoch zum Tief, nach rechts abgelenkt werden (auf der Südhalbkugel nach links). Wie in der Grafik zu sehen, kann die Luft, die eigentlich durch den Druckunterschied direkt vom Hoch- zum Tiefdruckgebiet strömen sollte, die beiden Druckgebilde nur in einer ringförmigen Bahn umströmen.

Die blauen Pfeile zeigen, daß der Wind immer parallel zu den Isobaren weht. Aus diesem Grund könnten sich Luftdruckunterschiede im Prinzip gar nicht ausgleichen, und wir hätten bald extreme Druckdifferenzen auf der Erde. Zum Glück schwächt die Bodenreibung die rechtsablenkende Corioliskraft etwas ab, und in Bodennähe kann doch noch Luft vom Hoch zum Tief strömen, wenn auch nur auf einem spiralförmigen Umweg. Die roten Pfeile zeigen die Richtung des Bodenwindes. Je nach Bodenbeschaffenheit weicht die Windrichtung in der Höhe von der am Boden zwischen 10° (auf See) und 30° bis maximal 50° (im Gebirge) ab. Ab einer Höhe von 500 bis 1.000 m ist die Bodenreibung aber überwunden, und der Wind weht tatsächlich isobarenparallel. Je nachdem also, wie die Zyklonen und Antizyklonen über Europa verteilt sind, strömen Luftmassen aus den entsprechenden Himmelsrichtungen in den Alpenraum.

Beispiel: auf der obigen Wetterkarte ist erkennbar, daß auf den britischen Inseln der Wind in der freien Atmosphäre aus süd-westlicher Richtung weht. Da die Luftmassen am Boden durch die Bodenreibung doch eher in Richtung des nord-westlich gelegene Tiefdruckzentrums strömen kann, kann man am Boden mit Südwind rechnen. Im Alpenraum könnte man Windstille erwarten, da die Isobaren hier sehr weit auseinander liegen. Allerdings muß man in den Alpen auch immer mit Wind rechnen, der lokal durch Sonneneinstrahlung entsteht.

Luftfeuchtigkeit

Die Luftmassen unterscheiden sich auch durch den in ihnen enthaltenen Wasserdampf. In den Alpen ist die Luft maritimen oder kontinentalen Ursprungs, und enthält dementsprechend unterschiedlich viel Feuchtigkeit. Unterschieden wird:

  • absolute Luftfeuchtigkeit: beschreibt, wieviel Gramm Wasser in einem Kubikmeter Luft enthalten ist.
  • maximale Luftfeuchtigkeit (Sättigungsmenge): beschreibt, wieviel Wasser die Luft theoretisch aufnehmen könnte, ohne daß es zur Kondensation (Wolken- oder Nebelbildung) kommt. Dies ist von der Temperatur abhängig.
  • relative Luftfeuchtigkeit: beschreibt, wieviel Prozent der Sättigungsmenge die Luft tatsächlich aufweist.

Beispiel: Bei 20 °C Lufttemperatur könnte die Luft pro Kubikmeter bis zu 17,3 Gramm Wasserdampf enthalten (das wäre 100% relative Luftfeuchtigkeit und entspricht deswegen der Sättigungsmenge). Würde man ihr noch mehr Luftfeuchtigkeit zuführen, dann würde es zur Kondensation kommen. Nehmen wir hingegen an, an einem Tag enthält die 20 °C warme Luft nur 9,5 Gramm Wasserdampf pro Kubikmeter. So ist die Luft nur zu 54% gesättigt (sie könnte ja bis zu 17,3 g/m3 aufnehmen). Man sagt daher, die relative Luftfeuchtigkeit beträgt 54%.

Wie bereits erwähnt, ist die Sättigungsmenge von der Temperatur abhängig. Bei 10 °C kalter Luft würde schon bei einem Wassergehalt von 9,5 g/m3 die relative Luftfeuchtigkeit schon 100% betragen. Dies macht deutlich, daß ein Erwärmen der Luft die Sättigungsmenge erhöht und damit auch die relative Luftfeuchtigkeit verringert. Umgekehrt führt ein Abkühlen der Luft (zum Beispiel durch Aufsteigen) zur Abnahme der Sättigungsmenge und ab einer gewissen Temperatur (= Taupunkt) zur Kondensation der Luftfeuchtigkeit, obwohl keine Feuchtigkeit zugeführt wurde. Dies erklärt auch, warum die Unterseite von Quellwolken im Gegensatz zur Oberseite fast eben ist. Diese Ebene beschreibt genau die Höhe, in welcher der sogenannte Taupunkt erreicht ist, also die Luft so kühl ist, daß es zur Kondensation kommt.

Die Differenz zwischen der herrschenden Temperatur und dem Taupunkt wird Taupunktsdifferenz oder Spread genannt. Ist der Spread bekannt, so läßt sich sogar die Wolkenuntergrenze berechnen.

Beispiel: Luft, die 9,5 g/m3 Feuchtigkeit enthält, muß bis in eine Höhe aufsteigen, in der höchstens 10 °C herrschen, um eine Wolke zu bilden. Würde die Luft 17,3 g/m3 Feuchtigkeit enthalten, würden sich bereits in einer Höhe Wolken bilden, in der die Temperatur 20 °C beträgt - das ist meistens viel niedriger.

Das Beispiel verdeutlicht, daß die Höhe der Wolkenbasis (zumindest bei Cumulus) auch einen Indikator für die in der Luft enthaltene Feuchtigkeit darstellt. In Wirklichkeit setzt die Kondensation aber nicht bei genau 100% Luftfeuchtigkeit ein. Für die Kondensation sind nämlich auch Staubpartikel in der Luft (=Kondensationskeime) notwendig, die Wassermoleküle aus der Luft an sich ziehen können und so die Bildung von Tropfen bewirken. Sind diese nicht vorhanden kann die relative Luftfeuchtigkeit sogar 800% betragen, ohne daß es zur Kondensation kommt. Bei Luft, die mit säurehaltigen Rußpartikeln durchsetzt ist, beginnt die Kondensation schon bei rund 80% Luftfeuchtigkeit.

Lufttemperatur

Wie allgemein bekannt, wird es in der Troposphäre mit zunehmender Höhe immer kälter. Würde der Luftdruck in der ganzen Troposphäre gleich sein, dann wäre auch die Temperatur von der Höhe fast unabhängig. Allerdings halbiert sich der Luftdruck alle 5.500 m. Gemäß den oben genannten Prinzipien sinkt die Temperatur mit abnehmendem Luftdruck. Für ein aufsteigendes Luftpaket, welches sich durch den abnehmenden Luftdruck ausdehnt und dadurch abkühlt, kann man einen Durchschnitt von 0,65 °C/100 m als Richtwert annehmen. Die Temperaturabnahme bei zunehmender Höhe ist allerdings in der Troposphäre starken Schwankungen unterworfen. Oft existieren sogar dünne Schichten, in denen die Temperatur trotz zunehmender Höhe gleich bleibt (Isothermie) oder sogar wieder steigt (Inversionsschicht). In der gesamten Tropopause ändert sich die Temperatur von etwa 56 °C was man als Isothermiebezeichnen könnte.

Das Maß, wie stark sich die Luft mit zunehmender Höhe abkühlt, nennt man den vertikalen Temperaturgradienten. Bei trockener Luft nimmt man 1 °C/100 m als Richtwert - das ist der trockenadiabatische Temperaturgradient. Luft, die schon mit Wasserdampf gesättigt ist und deswegen zu kondensieren beginnt, kühlt hingegen nicht so stark ab. Warum das so ist, soll nun erklärt werden:

Obwohl wir unter Wasserdampf das verstehen, was wir bei einem rauchenden Teekessel "sehen" können, ist das physikalisch gesehen kein Dampf sondern kondensierte Luftfeuchtigkeit (also Wassertröpfechen). Echter Wasserdampf ist unsichtbar, da es sich um in der Luft gelöste Wassermoleküle handelt. Diese sind durch Verdunsten oder Verdampfen in die Luft gelangt, wofür Wärmeenergie notwendig war (Herdplatte, Tauchsieder, Sonnenstrahlung). Auch wenn es schwer ist sich das vorzustellen, aber diese Energie ist nun in der feuchten Luft "gespeichert". Das Gegenteil von Verdunsten bzw. Verdampfen nennt man Kondensieren. Das passiert durch Abkühlen der Luft, wodurch das zuvor verdunstete Wasser wieder in Form von Wassertröpfchen (Nebel, Regen) sichtbar wird. Aber auch die gespeicherte Energie kommt beim Kondensieren wieder als Wärme zum Vorschein. Während sich die aufsteigende Luft mit 1 °/100 m abkühlt, bewirkt die Kondensation eine Erwärmung, die dieser Abkühlung entgegen wirkt. Allerdings behält die Abkühlung die Oberhand. In Summe bewirkt das dann beispielsweise bei gesättigter, 0 °C kalter Luft, die aufsteigt und dabei kondensiert, eine Abkühlung von nur 0,65 °/100 m, während sich trockene Luft um 1 °/100 m abkühlt. Bei gesättigter Luft spricht man daher vom feuchtadiabatischen Temperaturgradienten, der wiederum von der Temperatur abhängig ist.

Die Tabelle zeigt einige Beispiele für den feuchtadiabatischen Temperaturgradienten:

Ausgangstemperatur30°20°10°-10°-20°-30°
Temperaturgradient
(jeweils pro 100 m)
0,35°0,43°0,53°0,65°0,77°0,85°0,91°

Bei minus 40 °C beträgt der Temperaturgradient schon 0,95 °C/100 m, das entspricht fast dem der trockenen Luft. Auch wenn wir hier nur von ein paar Zehntel Grad sprechen, so ist Temperaturgradient ein wesentliches Merkmal für die Stabilität der Troposphäre.

Schichtung der Atmosphäre

Aufschluß über den Tagesverlauf der Thermik und der Bewölkung gibt ein sogenanntes Temp-Diagramm. Hier werden die Werte der Lufttemperatur mit zunehmender Höhe einzeichnet. Obwohl zuvor gesagt wurde, daß sich die Luft um durchschnittlich 1 °C/100 m abkühlt, ist es in der Praxis jedoch so, daß der Temperaturverlauf absolut unregelmäßig ist. Das liegt vor allem daran, daß der Wind in unterschiedlichen Höhen auch aus unterschiedlichen Richtungen kommt, und verschieden temperierte Luftmassen herbeiströmen.

Zur Veranschaulichung der Thermik sollen nun die Verhältnisse an einem Sommertag betrachtet werden:

In der Nacht kühlen die untersten Luftschichten meist so stark aus, daß sich in der eine Früh eine Inversionsschicht gebildet hat. Die Luftschichtung ist stabil. Erst im weiteren Tagesverlauf wird die untere Luftschicht durch Sonneneinstrahlung wieder aufgeheizt, und die Inversion verschwindet. Zumindest in der warmen Jahreszeit ist zu einer bestimmten Uhrzeit die Temperatur erreicht, bei der die Thermik beginnt. Dieser Zeitpunkt wird Thermikbeginn genannt und ist auch in der Flugwetterprognose angegeben.

Die unteren Luftschichten heizen sich nun wie über einer Herdplatte besonders stark auf, und Thermikblasen bilden sich. Da diese wärmer und damit leichter als ihre Umgebungsluft sind, beginnen die Thermikblasen wie ein Heißluftballon aufzusteigen. Allein dadurch, daß der Luftdruck mit zunehmender Höhe abnimmt, dehnen sich die Thermikblasen aus und kühlen sich dadurch mit 1 °C/100 m ab - das ist der trockenadiabatische Temperaturgradient (solange keine Kondensation stattfindet). In einer bestimmten Höhe hat eine aufsteigende Thermikblase dann die gleiche Temperatur wie die Umgebungsluft und ist damit auch gleich schwer. Die Aufwärtsbewegung wird dann gedämpft.

In der Grafik hat Luftpaket und Umgebungsluft ab 300 m über dem Grund die gleiche Temperatur. Unterhalb liegen trocken-labile Verhältnisse vor. Da in dieser Höhe der Taupunkt noch nicht erreicht wird, findet keine Kondensation und damit keine Wolkenbildung statt. Man spricht von Blauthermik.

Steigt das Luftpaket durch eine entsprechende Luftschichtung jedoch so hoch, daß der Taupunkt sehr wohl erreicht wird, dann kommt es zur Kondensation, und es bildet sich eine Cumulus-Wolke. Die Höhe, ab der es zur Bildung von Cumulus-Wolken kommt, wird Convection Condensation Level (CCL) genannt. Das bedeutet aber nicht, daß die Thermikblase (bzw. Wolke) bereits die gleiche Temperatur wie die Umgebungsluft hat. Ist das nicht der Fall, steigt sie noch weiter auf, kühlt aber im kondernsierten Zustand sogar mit weniger als 1 °C/100 m sondern mit dem geringeren feucht-adiabatischen Temperaturgradienten ab (siehe oben). Die Aufwärtsbewegung wird also nicht so schnell gestoppt.

Der Aufstieg ist erst dann beendet, wenn die Wolke die gleiche Temperatur wie die Umgebungsluft hat oder an die obere Grenze der Troposhäre stößt - die Luftschichtung ist feucht-labil. In letzerem Fall entsteht ein Wärmegewitter (meist an heißen Sommertagen mit hoher Luftfeuchtigkeit und geringem Wind).


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© Sascha Kerschhofer