Troposphäre

 

 

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Die Troposphäre

Aufbau der Atmosphäre

Aufbau der Atmosphäre

Die Troposphäre ("tropein" = sich ändern, wenden) ist das untere Stockwerk der Atmosphäre, das an die Erdoberfläche grenzt und in der sich das Wettergeschehen und alles Leben abspielt. Sie enthält 80 % der Masse der gesamten Atmosphäre.  
Die Troposphäre erstreckt sich von der Erdoberfläche bis zur Tropopause.

Der Luftdruck nimmt dabei mit zunehmender Höhe vom Normalwert mit 1013,2 hPa in Meereshöhe bis auf  225 hPa in 11 km (36.000 ft) Höhe ab.
Er nimmt pro 5.550 m (18.000 ft) um den Faktor 2 ab. Bereits in 5.500 m hat sich der Luftdruck also um die Hälfte verringert.
Dies gilt in gleicher Weise für die Luftdichte.

Die unterste Schicht der Troposphäre bildet die planetare Grund- oder Grenzschicht bzw. Peplosphäre. Der Begriff Peplosphäre  ist dabei die ältere Bezeichnung für diese an die Erdoberfläche angrenzende Schicht der Atmosphäre, die sich bis zur Inversion oder zur Untergrenze der ersten Schichtwolken erstreckt. Heute wird insoweit praktisch nur noch der Begriff der atmosphärischen Grenzschicht verwendet.

 

Die atmosphärische Grenzschicht

Der je nach Wind- und Temperaturverhältnissen ca. 1 - 2,5 km mächtige unterste  Teil der Troposphäre bildet die atmosphärische Grundschicht oder planetare Grenzschicht, welche durch die turbulenzverursachenden Eigenschaften der Erdoberfläche (insbesondere Erwärmung und Bodenreibung) im stundenmäßigen Zeitmaßstab geprägt wird. In dieser Grundschicht der Atmosphäre liegt der primäre Antrieb für das Wettergeschehen. Der unterste Teil der atmosphärischen Grenzschicht reicht bis ca. 100 m Höhe. Hier bewirkt die Energieeinstrahlung der Sonne eine Erwärmung der Erdoberfläche. Andererseits sorgt u.a. die nächtliche Abstrahlung der Wärme in den Weltraum für Abkühlung. Zudem führt die unterschiedliche Albedo der Erdoberfläche, z.B. durch Bewuchs oder Neigung des Geländes, zu lokalen Auf-, Hang- und Abwinden, insbesondere unter und zwischen den Wolken. Diese unterste Schicht wird auch als Reibungsschicht bezeichnet, an deren Obergrenze bereits mehr als 50% der Geschwindigkeit des reibungsfreien Windes erreicht werden. Die an die Reibungsschicht anschließende sog. Drehungsschicht ist dadurch gekennzeichnet, daß sich die Windrichtung aufgrund des abnehmenden Reibungseinflusses mit der Höhe ändert. Sie umfaßt den größten Raum der Grenzschicht. Diese Änderungen sind Bodennähe und an der Obergrenze der atmosphärischen Grenzschicht am größten. Letztere wird durch einen Temperatursprung (Inversion) und eine darüber liegenden stabilen Temperaturschichtung markiert. In der Grenzschicht treten starke Vertikalgradienten in Wind-, Temperatur- und Feuchteprofilen auf.

planetarische Grenzschicht

Die Peplosphäre

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In der Reibungsschicht dominieren vertikale Lufttransporte durch Konvektion, so daß sie die turbulenteste Schicht der Atmosphäre ist. Auch die Rauigkeit der Erdoberfläche und die sich daraus ergebende Reibung bewirken die hier die typische Turbulenz der Luftbewegung. Die unterschiedliche Rauigkeit der Erdoberfläche bildet sich zudem in der Topographie der Oberfläche der atmosphärischen Grenzschicht ab: Sie hat über den Ozeanen die geringste und über den Gebirgen die größte Mächtigkeit. Die mittlere Mächtigkeit der atmosphärischen Grenzschicht beträgt ca. 1000 m. Die Reibungsschicht wird im Gegensatz zum größeren Teil der darüberliegenden Troposphäre, der sog. freien Atmosphäre, auch noch dadurch gekennzeichnet, daß der geostrophische Wind durch die Bodenreibung gebremst wird. Er weht deswegen nicht mehr wie in größeren Höhen parallel zu den Isobaren, sondern eher in Richtung zum tieferen Luftdruck. Das Einströmen bodennaher Luft in diese Tiefdruckgebiete wird dabei durch entgegengesetzte Ausgleichswinde knapp unter der Tropopause kompensiert.

Während also in der Reibungsschicht der Wind infolge der Rauigkeit die Isobaren kreuzt, sind in der sog. Drehungs- oder Advektionsschicht überwiegend horizontale und großräumige Austauschvorgänge wirksam. Mit zunehmender Höhe dreht der Wind dabei unter der Einwirkung von Druckgradientkraft und Corioliskraft zunehmend in die Richtung des isobarenparallelen geostrophischen Windes. Die Windgeschwindigkeit nimmt mit der Höhe im Gegensatz zur Reibungsschicht nur noch wenig zu. Der vertikale Austausch von Impuls, Wärme und Wasserdampf variiert in dieser Schicht vor allem höhenabhängig. Über der Drehungsschicht, also in der freien Atmosphäre, weht der Wind deshalb isobarenparallel.

Bei klarem Himmel in sog. Strahlungsnächten zeigt die atmosphärische Grenzschicht eine starke nächtliche Abkühlung durch Wärmestrahlung ins Weltall, wodurch sich Nebel und auch langandauernder Hochnebel bilden kann. Die Grenzschicht ist meistens durch eine sichtbare und markante Dunstgrenze, zuweilen auch Wolkenuntergrenze, nach oben begrenzt, die häufig mit einer Inversionsgrenze zusammenfällt und als Peplopause bezeichnet wird. Auf den Bergen sieht man oft den den oberen Rand der planetaren Grenzschicht, wenn die Täler noch im Frühnebel liegen, die höheren Berghänge aber schon im Sonnenschein. Auch beim Durchfliegen nach dem Start hebt sich diese Grenzschicht deutlich vom Himmelsblau ab. Der Temperatursprung an der Peplopause nimmt normalerweise mit zunehmender Mächtigkeit der Grundschicht ab.

 

Die Tropopause

Die Tropopause ist diejenige Höhe mit einem Druck von weniger als 500 hPa, ab der die vertikale Temperaturabnahme auf  2 °C/km zurückgeht und diesen Wert in den folgenden 2 km nicht überschreitet. Liegt aber oberhalb einer so bestimmten ersten Tropopause in einem Höhenband von 1 km nochmals ein Temperaturrückgang von mehr als 3 °C vor, so wird eine zweite Tropopause festgelegt, sobald das eingangs angeführte Kriterium erfüllt ist.

Die Tropopause ist keine undurchlässige und einheitliche Schicht. Sie weist vielmehr insbesondere im Bereich der Starkwindbänder (Polarjet, Subtropenjet) deutliche Sprünge und Verwerfungen auf. Die Tropopausenregion reagiert auf jegliche Emissionen sehr empfindlich. Viele Spurengase entfalten hier ihre größte Klimawirksamkeit.

Die Höhenangabe der Tropopause mit 11 km stellt nur einen vereinfachten Mittelwert für unsere mittleren Breiten dar. In polaren Gebieten liegt sie nämlich nur bei etwa 8 km, in den Tropen sind es dagegen ca. 16 km Höhe.

Die Troposphäre ist durch die Tropopause von der Stratosphäre getrennt. Innerhalb der Troposphäre kann man eine kontinuierliche Temperaturabnahme von 0,65 °C pro 100 m Höhe feststellen. In der darüber liegenden Stratosphäre bleibt die Temperatur zunächst gleich und beginnt in weiterer Höhe sogar wieder zu steigen. Der Austausch zur nächsthöheren Luftschicht, der Stratosphäre, ist wegen dieser Temperaturumkehr (Inversion) nur gering.

Innerhalb der Tropopause ist die Temperatur konstant ("Isothermie").

 

Ort des Wettergeschehens

Die Troposphäre ist die Schicht, in der sich das Wettergeschehen mit Wolken- und Niederschlagsbildung sowie lebhaften Durchmischungen abspielt. Sie enthält 99% des gesamten Wasserdampfes der Atmosphäre, also auch die Wolken. In ihrer untersten Schicht, der 1 bis 2,5 km mächtigen planetare Grenzschicht (Peplosphäre), bewirkt der Einfluss der Erdoberfläche starke Veränderungen der meteorologischen Parameter Temperatur, Wind und Feuchtigkeit. Der gesamte Energieaustausch zwischen Erdboden und Atmosphäre findet hier statt. Nicht selten wird diese Grundschicht von einer Temperatur-Umkehrschicht (Inversion) abgeschlossen, die als Obergrenze der Dunst- oder Wolkenschicht zu sehen ist.

Die Erdoberfläche wird durch die Absorption kurzwelliger solarer Strahlung erwärmt. Diese "Bodenheizfläche" gibt dann die aufgenommene Wärme an die darüber liegende Luft ab. Der Weitertransport in höhere Schichten erfolgt durch Turbulenz und Konvektion. In den unterschiedlichen geographischen Breiten bilden sich aufgrund der verschieden starken Sonneneinstrahlung Konvektionszellen, die durch die Erdrotation aufgebrochen und verteilt werden. Derartige Konvektionsgürtel befinden sich in den polaren Regionen, den Subtropen und in den tropischen Breiten.

Der wesentliche Einflußfaktor auf die Lufttemperatur ist damit 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. 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.

Struktur der Troposphäre

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. 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.

Die in der Troposphäre herrschenden ständigen auf- und absteigende Luftströme mischen die Luft vom Erdboden bis zur Tropopause durch und der Wasserdampf kann kondensieren oder verdunsten. Da die Troposphäre fast den gesamten Wasserdampf (das wichtigste Treibhausgas) der Erdatmosphäre enthält, spielen sich alle Wetterphänomene, die mit Wasserdampf in Verbindung stehen, hier ab. Wolken- und Niederschlagsbildung reinigen Troposphäre von wasserlöslichen Gasen und Feststoffen. Letztere sind als Kondensationskerne notwendig für die Wolkenbildung.

Der Wasserdampfgehalt nimmt vom Erdboden mit zunehmender Höhe rasch ab. Am Boden wird einfallende Strahlungsenergie nach einer kurzen Wegstrecke absorbiert und wieder emittiert. Mit abnehmender Wasserdampfkonzentration steigt die mittlere freie Weglänge, so daß die Absorptionslängen so groß werden, dass die Energie in Richtung Weltraum abgestrahlt werden kann. In dieser Höhe (i.e. etwa Tropopausenhöhe) befindet sich das Maximum der Strahlungsabkühlung. Je kälter die Luft ist, desto weniger Wasserdampf kann sie aufnehmen. Somit nimmt auch die Luftfeuchtigkeit mit zunehmender Höhe ab. Schon in nur 2.000 m Höhe (ca. 6.500 ft) enthält die Luft nur noch die Hälfte der Feuchtigkeit, die am Boden anzutreffen ist. Bei den extrem tiefen Temperaturen in der Höhe enthält die Luft nur noch kaum meßbare Spuren von Wasserdampf. Da die Troposphäre nahezu den gesamten Wasserdampf  der Erdatmosphäre enthält,

Was für das Erwärmen gilt, gilt entsprechend auch beim Abkühlen. Fällt das Sonnenlicht als Energiezufuhr weg, kühlt sich die Landmasse schneller ab als die See. 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. Diesen vertikalen sowie horizontalen Umwälzungen und Austauschprozessen verdankt die Troposphäre ihren Namen.

Insgesamt kommt es so zu einer Durchmischung der Luft in der Troposphäre und es stellt sich eine Temperaturabnahme mit zunehmender Höhe ein. Der Temperaturgradient beträgt im Mittel etwa 0,65 °C pro 100 m Höhenzunahme (= 2 °C pro 1.000 ft), so daß an der Tropopause Temperaturen um - 50 °C an den Polen und um - 80 °C am Äquator herrschen. An der Obergrenze der Tropopause in 36.000 ft (11 km) werden in unseren Breiten - 56,5 °C erreicht. Die Erdatmosphäre ist auf Grund dieses ausgeprägten Temperaturprofils schalen- bzw. etagenartig aufgebaut.

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.

 

Höhe der Troposphäre

Höhe der Tropopause

 

 

 

 

 

Die Ausehnung der Troposphäre variiert temperaturbedingt.

Die Mächtigkeit der Troposphäre variiert mit der geographischen Breite, da sie am Äquator rund doppelt so hoch reicht wie an den Polen. Die Höhe der Tropopause ist daher örtlich und zeitlich variabel. Sie steigt nicht gleichförmig von den Polen zum Äquator an, sondern schwankt infolge der unterschiedlichen Erwärmung der Erdoberfläche und der Atmosphäre. Je stärker die Aufheizung, um so mächtiger ist die Troposphäre. Sie ist also abhängig von der geographischen Breite und der Jahreszeit. Somit bestimmt der Sonnenstand die mittlere Temperatur und Höhe dieses Stockwerks. Folglich liegt die Tropopause im Winter aufgrund der niedrigeren Temperatur und damit höheren Luftdichte niedriger als im Sommer. Die folgenden Höhenangaben stellen daher nur Orientierungswerte dar.

Die Troposphäre erreicht eine mittlere Höhe von  7 - 9 km an den Polen mit einer mittleren Temperatur an der Obergrenze von - 50 °C und von 16 - 17 km am Äquator mit ca. - 80 °C an der Obergrenze. Die Temperaturunterschiede zwischen Sommer und Winter sorgen für eine um etwa 2 km tiefer liegende Obergrenze der Troposphäre (die als Tropopause bezeichnet wird) im Winter. In unseren Breiten liegt sie in einer Höhe von ca. 11 km (36.000 ft) mit einer Temperatur von ca. - 60 °C.

Die angegebenen Werte für Temperatur, Luftdruck und Höhe gelten nur für die sog. ICAO-Normalatmosphäre (ISA).
Tatsächlich herrschen in der Atmosphäre jedoch Bedingungen, die von den Mittelwerten der Standardatmosphäre teilweise erheblich abweichen.

 

Jetstream

Jet-Stream

Die Lage der Jetstreams auf der Nordhalbkugel vergrößern

Ein typisches Merkmal der Troposphäre ist eine Zunahme der Windgeschwindigkeit mit der Höhe. Das Maximum liegt nahe der Tropopause. Hier befinden sich die sog. Strahlströme als relativ schmale Starkwindbänder (engl.: jet streams) mit Windgeschwindigkeiten bis 500 km/h, die gerne vom Flugverkehr benutzt werden. Derartige Starkwindbänder finden sich in den mittleren Breiten und den Subtropen.

Im Bereich dieser Strahlströme laufen ständig Prozesse ab, die zu einer vertikalen Aufspaltung, Auflösung oder Neubildung der Tropopause führen.

Die Einzelheiten dieser Erscheinung werden im Kapitel Jetstream näher beschrieben.

 

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