Lufttemperatur

 

 

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Lufttemperatur

Die Lufttemperatur kennzeichnet den Wärmezustand der Atmosphäre und ist damit eine wichtige meteorologische Bezugsgröße. Physikalisch betrachtet ist die Lufttemperatur ein Maß für den Wärmezustand Luft, der im wesentlichen durch die Wärmeabgabe der Erdoberfläche bestimmt wird. Zugleich ist sie ein Maß für die mittlere kinetische Energie (Bewegungsenergie) der Luftmoleküle. Je größer die mittlere Geschwindigkeit der Luftmoleküle ist, desto höher ist auch die Lufttemperatur. Am absoluten Temperatur-Nullpunkt befinden sich die Moleküle im völligen Bewegungsstillstand.

Wie schon im Kapitel "Sonnenenergie" dargestellt, hängt die Lufttemperatur von der Intensität der Einstrahlung der Sonne, der Wärmeabgabe von der Erdoberfläche sowie vom Maß der Aufnahme dieserer Wärme durch die Atmosphäre ab. Zur genauen Messung der Temperatur müssen sich Messfühler und Umgebungsluft im Wärmegleichgewicht befinden. Die Messung der Lufttemperatur weist dabei die Schwierigkeit auf, daß das Messergebnis durch die Einwirkung von direkter und indirekter Strahlung beeinflußt wird.  

Der in der Meteorologie verwendete Begriff der Lufttemperatur bezeichnet die Temperatur der bodennahen Atmosphäre, wobei die Temperaturmessung weder von Strahlung noch von Wärmeleitung beeinflusst sein darf. Es soll also nur die kinetische Energie der Luftmoleküle, nicht jedoch die Energie der Sonnenstrahlung erfasst werden. Aus diesem Grund erfordert die Bestimmung der Lufttemperatur neben dem Wärmegleichgewicht auch einen wirksamen Strahlungsschutz. Um Einflüsse der bodennächsten Luftschicht auszuschalten und vergleichbare Temperaturen zu erhalten, wird die bodennahe Lufttemperatur international einheitlich 2 m über dem Boden in der klassischen, weiß gestrichenen und luftdurchlässigen Wetterhütte in freier Umgebung gemessen. Lufttemperaturen sind also grundsätzlich Schattentemperaturen. Die Werte der Lufttemperatur werden für gewöhnlich in Grad Celsius (ºC) angegeben, Temperaturdifferenzen in K (Kelvin).

 

Wetterhütte

Wetterhütte

Einflußfaktoren

Wärme gibt es in 2 Formen:

  • Als Strahlungswärme in Form von elektromagnetischen Wellen einer bestimmten Wellenlänge (dem sog. „Infrarotbereich“) und
  • als Bewegungswärme ("Braunsche Molekularbewegung“).

Der wesentliche Einflußfaktor auf die Lufttemperatur ist der Strahlungshaushalt der Erde. Daneben ist auch die lokale Strahlungsbilanz, die Umwandlung von Schmelz- und Verdampfungswärme (sog. latente Wärme), sowie Transport- und Mischungseffekte durch den Wind von Bedeutung. Grundlegend ist die direkte Einstrahlung von der Sonne, welche dann von Stoffen in der Luft, insbesondere von den Wolken, in den Weltraum zurück reflektiert oder absorbiert (aufgenommen) wird. Aber auch die Erde und die Luft selbst strahlen langwellige, nicht sichtbare Energie im Infrarotbereich ab, weil auch sie eine bestimmte Temperatur haben. Als Summenwirkung dieser Einflüsse erhält man die sog. Strahlungsbilanz, welche angibt, ob durch die Strahlungsprozesse an einem Ort Energie verloren geht oder dazugewonnen wird. Wird Energie hinzugewonnen, erhöht sich die Temperatur, geht Energie verloren, sinkt die Temperatur.

Das setzt voraus, daß keine anderen Effekte das Ergebnis verfälschen. Dies kann z.B. durch das Schmelzen von Eis und die Verdunstung von Wasser geschehen - oder auch durch die umgekehrten Prozesse, Kondensation und Gefrieren (siehe Kapitel: Physik des Wassers). Transport- und Mischungsprozesse sind dagegen nicht mit der Umwandlung von thermischer Energie verbunden. Stattdessen kommt es zu einer Temperaturänderung, wenn aufgrund der Wetterlage andere Luftmassen herangeführt werden. Bei uns führt dann Wind aus südlichen Richtungen zu steigenden, Wind aus nördlichen Richtungen dagegen zu sinkenden Temperaturen, einfach weil die Luft aus größerer Nähe zum Äquator wärmer ist als polare Luft. Auch zwischen Meer und Land kann es große Temperaturunterschiede geben und damit je nach dem, woher der Wind weht und welche Luft er heranführt, auch Temperaturänderungen zur Folge haben.

Braunsche Molekularbewegung

Es gibt aber auch vertikale Vermischung, d.h. die Luft bewegt sich von oben nach unten und umgekehrt. Hierbei muß allerdings mit berücksichtigt werden, daß es dabei bereits durch die Druckänderungen zu Temperaturänderungen kommt. Der Luftdruck, der an der Erdoberfläche herrscht, resultiert aus dem Gewicht, mit dem die Luftmassen höherer Luftschichten auf die Luft in Bodennähe drücken. Ohne die Sonneneinstrahlung würde nun eine weitgehend stabile, stehende Atmosphäre (verglichen mit der, die wir aus dem Alltag kennen) vorherrschen. Durch die Sonneneinstrahlung erwärmt sich die Erdoberfläche unterschiedlich schnell. Wasser erwärmt sich z.B. langsamer als Festland. Auch Gesteine, unterschiedliche Böden oder Pflanzen nehmen die Strahlungswärme der Sonne verschieden schnell auf und geben sie genauso unterschiedlich schnell an die direkt darüber befindliche Luft wieder ab. Das bewirkt, daß sich die Luft ausdehnt, damit an Dichte verliert und deshalb aufsteigt (vgl. archimedisches Prinzip). Es entsteht ein Tiefdruckgebiet. Dieser Druck wird natürlich von umliegenden Luftmassen wieder ausgeglichen. Die aufsteigende Luft kann sich durch ihr Aufsteigen wieder ausdehnen, da in höheren Schichten innerhalb der Troposphäre ein geringerer Druck herrscht. Sie kühlt dabei ab, so daß z.B. Wasser, das bis dahin unsichtbar als Wasserdampf in der Luft gelöst war, kondensiert, und zu kleinen Tröpfchen wird. Diese Tröpfchen können sich an einander lagern, bis sie so schwer werden, daß sie von der Luft nicht mehr getragen werden können. Sie fallen dann – je nach Temperatur – als Regen oder Schnee zu Boden.

Was für das Erwärmen gilt, gilt entsprechend auch beim Abkühlen. Fällt das Sonnenlicht als Energiezufuhr weg, kühlt sich die Landmasse schneller ab als das Meer. Die Luft über Land gibt ihre Wärme teilweise an den Boden ab und zieht sich dabei zusammen. Von oben strömen entsprechend neue Luftmassen nach, die jetzt aber durch ihren Abstieg ein Gebiet mit höherem Druck und höherer Temperatur bilden und entsprechend mehr Wasser aufnehmen können als in der Höhe, aus der sie stammen. Es entsteht ein Hochdruckgebiet. Typisch dafür ist ein klarer Himmel und trockene Luft.

Bei diesen Luftbewegungen sind somit zwei wesentliche Nebeneffekte zu beachten. Zum einen wird Wärme innerhalb der Troposphäre horizontal transportiert und zwar hauptsächlich durch Luftströmungen (Wind). Zum zweiten sorgt der Druck beziehungsweise der ständige Druckausgleich für ihre vertikale Verteilung innerhalb der Troposphäre.

Trotz all dieser Vorgänge läßt sich natürlich dennoch eine Durchschnittstemperatur der Oberfläche der Erde und damit der Atmosphäre an der Grenzfläche feststellen. Die effektive Strahlungstemperatur kann sogar exakt berechnet werden. Diese effektive Strahlungstemperatur, die sich rechnerisch aus der Einstrahlung von der Sonne, des Reflektionsvermögens der Erde (Albedo) usw. ergibt, entspricht dabei aber nicht genau der tatsächlich gemessenen Temperatur in Bodennähe. Der Unterschied geht auf atmosphärische Bestandteile wie Kohlendioxid, Wasserdampf oder Methan zurück, die von einstrahlenden elektromagnetischen Wellen in Schwingungen versetzt und damit erwärmt werden. Dieser Vorgangwird „Treibhauseffekt“ genannt.

Allen diesen Einflußfaktoren (Strahlung, Verdunsten, Transport und Mischung) kommt an verschiedenen Orten der Erde verschieden große Bedeutung zu. In der Summe stellen diese Effekte, welche von den Wärmeunterschieden in der Luft bewirkt werden, letztlich unser Wetter dar.

Variabilität

Jahreszeiten

Die Lufttemperatur variiert im Tagesgang, im Laufe der Jahreszeiten und von Klimaschwankungen. Die höchste in der Geschichte der Temperaturmessung aufgezeichnete Lufttemperatur auf der Erde betrug 58 °C, die niedrigste -88°C.

Tagesgang

Der Tagesgang der Lufttemperatur ist direkt an den Tagesgang der Sonnenstrahlung gekoppelt und zeigt daher einen ausgeprägten Abfall in der Nacht, also nach Sonnenuntergang. Infolge der nächtlichen Ausstrahlung wird das Minimum dabei am frühen Morgen bzw. kurz vor Sonnenaufgang erreicht. Durch Bewölkung und auch Wind, besonders in Nähe größerer Wasseroberflächen, wird dieser Effekt abgedämpft. Unterschreitet die Lufttemperatur dabei die Taupunktstemperatur, kann es zu Nebel, Tau oder Reif kommen. Nachdem die Temperatur ihr Tagesminimum durchschritten hat, steigt sie zunächst rasch und in den Mittagsstunden etwas langsamer an. Ihr Maximum erreicht sie nach dem Sonnenhöchststand, im Winter meist schon zwischen 13 und 14 Uhr, im Sommer zwischen 15 und 16 Uhr. Danach sinkt sie in den Abendstunden rasch und in der Nacht etwas langsamer ab, bis sie zu wiederum am frühen Morgen ihr Minimum erreicht. Dieser Normalfall des Tagesgangs ergibt sich sommers wie winters. Wolken oder auch dynamische Einflüsse wie ein Einbruch von Warm- oder Kaltluft können aber zu teils erheblichen Abweichungen und sogar zu einer Umkehr des Temperaturverlaufs führen. In Küstennähe sorgt zudem der Seewind dafür, daß die Tageshöchsttemperatur oft schon um 12 bis 13 Uhr erreicht wird und die Temperatur im weiteren Tagesverlauf nicht mehr zunimmt.

Jahresgang

Jahresgang der Lufttemperatur

grüne Kurve: Lufttemperatur auf der Nordhalbkugel
Die Nordhalbkugel hat wesentlich mehr Landfläche als die Südhalbkugel. Boden nimmt die Sonnenstrahlen auf und wandelt sie in Wärmestrahlen um, die die unteren Luftschichten aufwärmen. Darum ist die Lufttemperatur im Nordsommer - trotz des größeren Abstands von der Sonne - höher als  im Südsommer.
violette Kurve:  Die Lufttemperatur auf der Südhalbkugel
blaue Kurve:  Tglobal = globaler Mittelwert

Basierend auf langjährigen Durchschnittswerten zeigt der Temperaturverlauf im Jahresgang für Mitteleuropa (NH = nördliche Hemisphäre) die aus der Abbildung rechts ersichtliche Periodizität.

Der Januar bildet dabei den kältesten Monat, von März bis Mai zeigt sich eine rasche Temperaturzunahme mit einem Maximum im Juli und von September bis Dezember eine ebenso rasche Abnahme der Temperatur.

Danach beträgt

  • der globale Mittelwert der Lufttemperatur: 14,0 °C
    • Temperatur-Minimum (im Januar): 12,2 °C
    • Temperatur-Maximum (im July): 15,9 °C
  • der Mittelwert der Lufttemperatur auf der Nordhalbkugel (NH): 14,6 °C
    • Temperatur-Minimum (Januar) + 8 °C
    • Temperatur-Maximum (Juli) ca. + 21 °C
  •  der Mittelwert der Lufttemperatur auf der Südhalbkugel (SH): 13,4 °C.

 

Abhängigkeit von der Höhe

Temperaturverlauf und Schichten der Atmospäre

Die Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe ist das am weitesten verbreitete Kriterium zur Einteilung der Erdatmosphäre in verschiedene Schichten. Die Troposphäre als unterste Schicht besitzt über Mitteleuropa eine Mächtigkeit von etwa 11 Kilometern. Sie zeigt dabei einen annähernd linearen Temperaturabfall von durchschnittlich 10 °C am Boden auf 0 °C in 2 km, rund -20 °C in 5 km und schließlich -55 °C in 10 km Höhe. Für diesen Temperaturgradienten gibt es zwei dynamische Modellfälle, den feuchtadiabatischen und den trockenadiabatischen. Im Mittel beträgt die statische Temperaturabnahme etwa 0,65 K/100 m, was man als geometrischen Temperaturgradienten bezeichnet. Kommt es zu keiner weiteren Temperaturabnahme (Isothermie), so hat man dieTropopause erreicht. Liegt diese wie in den Tropen besonders hoch, können sich in der Troposphäre auch Minimaltemperaturen von -80 °C ausbilden.

Im weiteren Verlauf steigt die Temperatur wieder an, im Normalfall etwa ab 25 km Höhe. Verantwortlich hierfür ist die relativ hohe Ozonkonzentration und die damit verbundene Strahlungsabsorption in dieser Atmosphärenschicht, der Stratosphäre. Das Temperaturmaximum wird mit etwa 0 °C in Höhe der Stratopause erreicht. In der sich hieran anschließenden Mesosphäre sinkt die Temperatur wieder und erreicht an der Mesopause mit -100 °C ein neues Minimum. Es folgt die Thermosphäre und schließlich die Exosphäre mit einer sich wiederum erhöhenden Temperatur, wobei man in diesen Höhen aber kaum noch von Luft sprechen kann und sie eigentlich schon zum Weltraum gehören. Zudem macht die Definition der Temperatur eine genügend hohe Teilchendichte erforderlich, welche in diesen Höhen aber schon so gering ist, daß selbst eine Temperatur von mehreren tausend Grad Celsius keine nennenswerten Wärmetransportprozesse mehr bedingen würde - ein Mensch würde in einer solchen Umgebung erfrieren!

Aussagen der Meßwerte

Zu meteorologischen Zwecken wird die Lufttemperatur nach einem international gleichen Schema gemessen, um vergleichbare Daten zu erhalten. Die Messung erfolgt zu festgelegten Zeiten und wird fortlaufend registriert. Die aufgezeichneten Meßwerte bzw. der daraus ablesbare Temperaturverlauf lassen nun Rückschlüsse zu

  • auf die Luftmasse (warm-kalt),
  • auf die Abstrahlung in die Atmosphäre und damit auf das Vorhandensein hoher Eiswolken,
  • auf die Abnahme der Temperatur in höheren Luftschichten,
  • auf zu erwartende Wolkenbildung (in Verbindung mit der Luftfeuchtigkeit),
  • auf zu erwartende Niederschläge (Regen, Schnee).

Einer Wetteränderung geht stets auch eine Veränderung der Temperaturkurve voraus.

Der Wärmezustand der Luft bestimmt auch die unterschiedlichen Klimatypen. Deren Charakter hängt ab von

  • der Höhe der Temperatur
  • dem Tagesgang der Temperaturen
  • dem Jahresgang und
  • dem Auftreten von extremen Werten.
 

 

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