Luftschichtung

 

 

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Luftschichtung

Wetterballonaufstieg

Für das Wettergeschehen und damit auch die Thermikentwicklung ist die Schichtung der Luft von wesentlicher Bedeutung. Maßgebend dafür ist immer die in den einzelnen Luftschichten herrschende Temperaturabnahme mit der Höhe, die Luft wird nach oben also immer kälter. Diese Temperaturabnahme erfolgt jedoch oft sehr uneinheitlich.

  • In einer stabilen Luftschicht herrscht eine Temperaturabnahme von weniger als 1 °C / 100 m.
  • In einer labilen Luftschicht nimmt dagegen die Temperatur um mehr als 1 °C / 100 m ab.
  • In einer indifferenten Luftschicht beträgt die Temperaturänderung genau 1 °C / 100 m.

Die Atmosphäre kann somit in verschieden Schichttypen unterteilt werden, für die eine der drei eben genannten Beschreibung zutrifft. Nimmt die Lufttemperatur stattdessen mit der Höhe zu, so spricht man von einer Inversion. Bleibt die Temperatur trotz zunehmender Höhe gleich, liegt eine Isothermie vor. Die atmosphärische Schichtung ist insoweit also Ausdruck für den Grad der Stabilität bzw. Labilität atmosphärischer Luftmassen.

Um die konkreten Verhältnisse festzustellen, läßt man zweimal täglich weltweit an rund 900 Orten Radiosonden aufsteigen. Die Meßgeräte an den Ballonen messen u.a. auch die Temperatur, anhand der die Schichtung der Atmosphäre bestimmt werden kann.

Der Vergleich des aktuellen vertikalen Temperaturgradienten einer Luftsäule mit dem adiabatischen Temperaturgradienten, der sich aus der Temperaturänderung bei der adiabatischen Hebung oder beim adiabatischen Absinken eines Luftpaketes ergibt, zeigt das Maß der vertikalen Stabilität einer Luftschichtung. Wir wissen, daß der trockenadiabatische Temperaturgradient etwa 1 K/100 m beträgt. Für wasserdampfgesättigte Luft kann sich dieser Wert durch das Freiwerden von Kondensationswärme um bis zu 0,4 K/100 m verringern (feuchtadiabatischer Temperaturgradient).

adiabatische Gradienten

  • Ist also der aktuelle vertikale Temperaturgradient größer als der adiabatische Temperaturgradient, so besteht eine labile Schichtung. Diese ist gekennzeichnet durch eine turbulente Durchmischung der Atmosphäre bei gleichzeitigem Transport von Wärme in die Höhe. Die potentielle Temperatur nimmt mit der Höhe ab.
  • Ist der aktuelle vertikale Temperaturgradient kleiner als der adiabatische Temperaturgradient, herrscht eine stabile Schichtung. Dabei findet keine vertikale Durchmischung der Atmosphäre statt, weshalb ein allenfalls nur schwacher Wärmetransport von unten nach oben erfolgt.
  • Ist der aktuelle vertikale Temperaturgradient gleich dem adiabatischen Temperaturgradienten, spricht man von einer neutralen Schichtung: Luftpakete, die in der Vertikalen bewegt werden, erfahren weder rücktreibende noch beschleunigende Kräfte.

Der Extremfall einer stabilen Schichtung, eine Inversion, liegt vor, wenn der aktuelle vertikale Temperaturgradient einer Luftsäule positiv ist, die Temperatur also mit der Höhe zunimmt. Häufige Formen von Inversionen sind Subsidenz- oder Absinkinversionen (in Hochdruckgebieten), Grundschichtinversionen (im Bereich der planetaren Grenzschicht) und nächtliche Bodeninversionen, die nur einige Meter oberhalb der Erdoberfläche erfassen. Inversionen neigen häufig auch zur Selbstverstärkung durch die weitere Anreicherung der Luft mit Wasserdampf oder durch Nebelbildung. Dadurch wird einerseits die solare Einstrahlung oberhalb der Inversionschicht weitgehend reflektiert, andererseits kühlen sich die unteren Luftschichten durch thermische Abstrahlung weiter ab. Inversionswetterlagen können insbesondere bei schwacher solarer Einstrahlung über längere Zeiträume (Tage bis Wochen) bestehen bleiben und zur Anreicherung von Luftschadstoffen in der bodennahen Atmosphärenschicht führen.

Diese Zusammenhänge zeigt die Animation.

Wird neben dem vertikalen auch der horizontale Temperaturgradient betrachtet, lassen sich Luftmassen auch bezüglich ihrer Fähigkeit zu horizontaler Strömung und Zirkulationen beurteilen. Verlaufen die Isothermen (Flächen gleicher Temperatur) und die Isobaren (Flächen gleichen Luftdruckes) in einer Luftmasse parallel zueinander, liegt eine barotrope Schichtung vor, die keine horizontal gerichteten Kräfte aufweist. Sind die Isobaren und Isothermen aber gegeneinander geneigt, handelt es sich um einebarokline Schichtung. In baroklin geschichteten Luftmassen führt das Auftreten von seitlich gerichteten Kräften zur Entstehung von horizontalen Strömungen: Es entsteht Wind. Barokline Schichtungen treten typischerweise im Bereich von Fronten zwischen Luftmassen unterschiedlicher Temperatur auf. Diese sind auch bei der Entstehung von Zyklon-Antizyklon-Systemen (Zyklogenese) im Bereich der Westwinddriftzone von entscheidender Bedeutung (atmosphärische Zirkulation).

Die Kenntnis des aktuellen vertikalen Temperaturgradienten ermöglicht eine einfache Abschätzung des Verhaltens eines Luftpaketes bei seiner Verschiebung gegenüber der Umgebung und damit eine Beurteilung der thermischen Stabilität eines thermisch geschichteten Luftkörpers, d.h. eines Luftkörpers mit vorgegebenem Temperaturverlauf, gegenüber irgendwelchen Störungen, sei es durch dynamische Turbulenzen oder andere zufällige Temperaturabweichungen.

Der Hintergrund ist dabei folgende Überlegung: Wird ein Luftpaket aus seiner Ruhelage heraus vertikal verschoben, entspricht seine Temperaturänderung grundsätzlich dem adiabatischen Temperaturgradienten. Weicht aber der Temperaturverlauf der ruhend gedachten Umgebungsluft davon ab, wird das Luftpaket durch positive oder negative Auftriebskräfte beeinflußt. Wird es wieder in seine Ausgangsposition zurückgeführt, ist die Temperaturschichtung stabil. Genügt umgekehrt aber schon eine kleine vertikale Verschiebung des Luftpakets, daß es sich endgültig aus der Ruhelage entfernt, liegt eine labile Schichtung vor. Zwischen diesen beiden Möglichkeiten liegt die thermisch neutrale Schichtung, bei der das vertikal verschobene Luftquantum sich in jeder Position in einem indifferenten Gleichgewicht befindet, d.h. keine positiven oder negativen Auftriebskräfte auftreten.

Auch dies läßt sich anhand der obigen Animation anschaulich nachvollziehen.

Es ist offensichtlich, daß dieses Stabilitätsverhalten von grundlegender Bedeutung für den vertikalen Austausch von Luftmassen ist. Eine stabile Schichtung wird im Vergleich zur neutralen Schichtung diesen Austausch behindern oder im Extremfall sogar unterbinden. Das gibt die typische Smoglage. Thermische Labilität führt dagegen zu einer mehr oder minder starken konvektiven Durchmischung der Luft. Der vertikale Austausch der Luftmassen wird in diesem Fall überhaupt erst ermöglicht und intensiviert.

Die Atmosphäre ist z.B. labil geschichtet, wenn sich ein Luftpaket nach einer kleinen Auslenkung aus seiner Ausgangslage immer weiter von dieser entfernt. Dies ist in einer nicht feuchtegesättigten Luft der Fall, wenn die gemessene Temperaturabnahme der Luft mit der Höhe größer ist als die trockenadiabatische Temperaturabnahme (- 0,98 °C/100 m). Weil im Luftpaket-Modell angenommen wird, daß das aus seiner Ausgangslage verschobene Luftpaket seine Temperatur trockenadiabatisch ändert, wäre es bei einem Aufstieg stets wärmer (mit der Höhe sogar zunehmend) als die Umgebungsluft und würde daher wie ein Heißluftballon immer rascher aufsteigen. Würde es absinken, wäre es stets kälter als seine Umgebung und würde deshalb immer weiter absinken. Wäre die Schichtung dagegen genau adiabatisch, dann bliebe das Luftpaket einfach dort, wo es ist bzw. wo es gezwungenermaßen hin verschoben wird. Im Grunde handelt es sich insofern um eine einfache Anwendung des Auftriebsgesetzes.

Abhängig vom Aufstiegsverhalten des Luftpakets ist die Atmosphäre also indifferent/neutral, stabil oder labil geschichtet.

Die Bedingungen und Voraussetzungen der sog. Luftpaket-Methode sind im Kapitel Gleichgewicht näher dargestellt.

 

Thermodynamische Diagrammpapiere

Thermodynamische Diagrammpapiere sind spezielle Hilfsmittel der synoptischen Meteorologie, mit denen sich die per TEMP ermittelten Meßwerte der Radiosondenaufstiege
- Luftdruck, Lufttemperatur, Luftfeuchte und Wind - anschaulich darstellen und auswerten lassen. Die auf den Meßwerten basierenden Kurven dieser Diagramme stellen den augenblicklichen Zustand der Atmosphäre dar und werden deshalb Zustandskurven genannt. Weil diese Diagrammpapiere in ihrem Aufbau und Inhalt die in der Atmosphäre ablaufenden physikalischen Prozesse wiedergeben und diese Vorgänge die Wechselbeziehungen zwischen Energie (Wärme-, Bewegungsenergie, potentielle Energie) und mechanischer Arbeit, d.h. der Thermodynamik, beinhalten, heißen sie thermodynamische Diagrammpapiere. Anhand der dargestellten Kurven können die in der Atmosphäre ablaufenden thermodynamischen Vorgänge im Diagrammpapier nachvollzogen werden. Diese Kurven nennt man Vorgangskurven.

Die wohl bekanntesten thermodynamischen Diagrammpapiere sind das Skew-T, log p-Diagramm und das Diagrammpapier nach G. Stüve.

thermodynamisches Diagrammpapier

Stüvediagramm (Beispielaufstieg Schleswig)
© DWD

Beispieldarstellung der Meßergebnisse eines Radiosondenaufstiegs (TEMP):

Die in der Abbildung links verwendete Version des thermodynamischen Diagrammpapiers nach Stüve wurde maschinell erstellt. Sie enthält zur besseren Übersicht nur die wichtigsten Hilfslinien (so z.B. nur die Adiabate, welche zum Stabilitätsvergleich mit den Aufstiegsdaten benötigt wird, die Hauptluftdruckflächen an der Ordinate und die Temperatur- (bzw. Relative Feuchte-) Beschriftungen an den Abszissen). Alle anhand der Mischungsverhältniskurven und Adiabaten abzuleitenden Größen wurden vom Auswerteprogramm schon ermittelt. Sie stehen als blaue Zahlen im oberen Bereich des Diagramms:

  • TRO: Tropopausenhöhe (in Metern mit Luftdruckwert in Hektopascal und Temperaturangabe in Grad Celsius),
  • NUL: Nullgradgrenze (in Metern mit Luftdruckwert in Hektopascal und Temperaturangabe in Grad Celsius),
  • KKN: Kumuluskondensationsniveau (in Metern mit Luftdruckwert in Hektopascal und Temperaturangabe in Grad Celsius),
  • HKN: Hebungskondensationsniveau (in Metern mit Luftdruckwert in Hektopascal und Temperaturangabe in Grad Celsius),
  • verschiedene Temperaturwerte in °C (Auslösetemperatur, Bodentemperatur, Taupunktsmitteltemperatur)und mit dem KO-Index ein wichtiger Stabilitätsindex mit Wertung.

Pro Meßhöhe sind die Winddaten (als schwarze Windpfeile), Temperaturdaten (als rote Kurve), Feuchtedaten (als schwarze Kurve) und pseudopotenzielle Temperatur (aus Feuchte- und Temperaturmessungen abgeleitet) dargestellt.

 


Cumulus humilis

Soll nun in der Praxis herausgefunden werden, ob (und falls ja, bis in welche Höhe) die Atmosphäre labil geschichtet ist, muß deshalb auch die Luftfeuchte in die Betrachtung einbezogen werden. Da oberhalb des Kondensationsniveaus erhebliche Mengen an latenter Kondensationswärme freigesetzt werden, ist statt eines durchgehend trockenandiabatischen Aufstieges richtigerweise ab dem Kondensationsniveau ein feuchtadiabatischer Aufstieg des Luftpakets anzunehmen. Insoweit wirkt sich die freiwerdende Kondensationswärme auf die Labilität immer verstärkend aus. Ein feuchtadiabatischen Aufstieg des Luftpakets, bei dem es zur Kondensation des in der Luft enthaltenen Wasserdampfs kommt, geschieht somit meist im Anschluß an einen zunächst trockenadiabatischen Aufstieg. Die dabei freigesetzte latente Wärme (Kondensationswärme) verringert den trockenadiabatischen auf den feuchtadiabatischen Gradienten. Durch die Abkühlung steigt nämlich die relative Luftfeuchtigkeit in demLuftpaket an und hat am Taupunkt schließlich das Kondensationsniveau erreicht. In dieser Höhe setzt die Kondensation und somit Wolkenbildung ein. Im Bild links ist das Kondensationsniveau durch die glatte Unterseite der Wolken gekennzeichnet.

In der Praxis trifft man jedoch meist keine mächtigeren trockenlabile Luftschichten an, vielmehr wird die Schichtung oftmals sogar erst dann labil, wenn Kondensation einsetzt. Hilfe bei der Beurteilung der Schichtungsstabilität liefern die thermodynamischen Diagrammpapiere.

Da alle Betrachtungen des atmosphärischen Schichtungszustands für beide Fälle gleichermaßen gelten, sich also nur der jeweilige Bezug ändert, wird im Weiteren nur noch allgemein von einem adiabatischen Gradienten gesprochen.

 

indifferente Schichtung

Neutrale Schichtung

Der einfachste Fall der Luftschichtung ist die neutrale oder indifferente Schichtung. Dabei entspricht die gemessene vertikale Temperaturänderung genau der adiabatischen Temperaturänderung eine vertikal bewegten Luftpakets. Die neutrale Schichtung ist sozusagen der Grenzfall zwischen der instabilen und der stabilen Schichtung. In der Realität würde eine sehr gut durchmischte Atmosphäre diesem Zustand am nächsten kommen. Die Entsprechung der Mechanik ist das indifferente Gleichgewicht. 

Beträgt der vertikale Temperaturgradient in der Atmosphäre 1 K/100 m, wird ein aus der Ruhelage aufwärts bewegtes Luftpaket in jeder Höhe gleich warm ankommen, da es selbst seine Temperatur ja nur um 1 K/100 m (trockenadiabatisch) ändert. Es liegt eine "indifferente" Schichtung vor, d.h. das Luftpaket besitzt stets die Temperatur seiner Umgebung. Ist der vertikale Temperaturgradient der Luftmasse kleiner als 1 K/100 m, besteht eine "trockenstabile" Schichtung: das vertikal bewegte Luftteilchen ist in höheren Luftschichten kälter (=schwerer), in tieferen Schichten wärmer (=leichter) als seine Umgebung und strebt daher zu seinem Ausgangspunkt zurück. Ein vertikaler Temperaturgradient der Atmosphäre von mehr als 1 K/100 m wird als "trockenlabile" Schichtung bezeichnet: das gedachte Luftpaket ist beim Aufsteigen immer wärmer (= leichter), beim Absinken immer kälter (=schwerer) als seine Umgebung und entfernt sich zusehends von seiner Ausgangslage. Ein "überadiabatischer" Temperaturgradient, also von mehr als 1 K/100 m, kommt in der Regel nur in Bodennähe an heißen Sommertagen vor und ist die Voraussetzung für die Ablösung einer "Thermikblase".

Erreicht ein beim Aufsteigen sich abkühlendes, wasserdampfhältiges Luftpaket den Taupunkt, beginnt die Kondensation des Wasserdampfes einzusetzen. Die dabei freiwerdende Wärme, die Kondensationswärme, war latent im Wasserdampf von der Verdunstung her (für die Wärmeenergie benötigt wird) "versteckt" und wird daher als "latente" Wärme bezeichnet. Sie vermindert daher oberhalb des Kondensationsniveaus bei fortgesetzter Aufwärtsbewegung die weitere Abkühlung. Der "feuchtadiabatische" Temperaturgradient beträgt also im Mittel nur etwa 0,6°C/100 m.

Analog spricht man von einer feuchtindifferenten Schichtung einer Luftmasse, wenn deren Temperaturgradient den Feuchtadiabaten entspricht; von einer feuchtlabilen Schichtung bei einem größeren, von einer feuchtstabilen Schichtung bei einem kleineren Temperaturgradienten als es den Feuchtadiabaten entspricht. Feuchtlabilität tritt in der Atmosphäre häufiger auf als Trockenlabilität.

Nehmen wir als Beispiel die Meßwerte eines beliebigen Tages mit einer Lufttemperatur von 20 °C am Boden und von - 10 °C in 3 km Höhe, d.h. die an diesem Tag beobachtete Temperaturänderung beträgt 1 K/100 m. Ein trockenadiabatisch aufsteigendes Luftpaket ändert seine Temperatur ebenfalls um diesen Betrag und kommt deshalb in 3 km Höhe mit ebenso mit - 10 °C an. Seine Temperatur und Dichte entspricht damit genau der Umgebungsluft, es „schwebt", wenn die vom ursprünglichen Hebungsimpuls erzwungene Aufwärtsbewegung aufhört, d.h. weder steigt es, noch sinkt es, sondern es bleibt auf dem erreichten Niveau liegen.

Wie das Schaubild rechts zeigt, kühlt sich ein aufsteigendes Luftpaket bei neutraler Schichtung der Atmosphäre genauso schnell ab wie die umgebende Atmosphäre. Die Punkte A, B, und C, die für jeweils ein Luftpaket stehen, das sich trockenadiabatisch abkühlt bzw. erwärmt (rote Linie), sind also identisch mit den Bedingungen der als schwarz eingezeichneten Umgebungsluft. Auf- und Abtrieb des Luftpakets gleichen sich folglich aus, denn es gibt keinen Dichteunterschied zwischen dem Luftpaket und der jeweiligen Luftschicht. Da also keine resultierende Kraft wirkt, ändert das Luftpaket seine vertikale Position auch nicht selbstständig und sobald die erzwungene Hebung von B nach A bzw. Senkung von B nach C aufhört, bleibt das Luftpaket höhenstabil. 

In einer neutral geschichteten Atmosphäre kommt es aufgrund der fehlenden Konvektion kaum zu Wolkenbildung.

 

Stabile Schichtung

stabile Luftschichtung

 

 

 

 

 

 

 

Inversionslage

Eine stabile Luftschichtung ist dadurch gekennzeichnet, daß die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphäre kleiner ist als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpakets, sie hat also einen unteradiabatischen Temperaturgradienten. Nimmt die Temperatur der Atmosphäre entsprechend dem trockenadiabatischen Gradienten ab, spricht man von einer trockenstabilen Schichtung, erfolgt die Abnahme mit dem feuchtadiabatischen Gradienten handelt es sich um eine feuchtstabile Schichtung.

Nehmen wir die Meßwerte eines beliebigen Tages mit einer Lufttemperatur von 20 °C am Boden und von - 5 °C in 3 km Höhe, d.h. die gemessene Temperaturänderung beträgt rund 0,7 K/100 m. Ein am Boden 20 °C warmes Luftpaket wird „gehoben". Infolge der trockenadiabatischen Abkühlung beträgt seine Temperatur bei Ankunft in 3 km Höhe - 10 °C. Gegenüber der Umgebungsluft ist es aber 5 K kälter. Seine Dichte ist somit größer, d.h. es ist schwerer als die Außenluft. Hört die vom ursprünglichen Impuls erzwungene Aufwärtsbewegung jetzt auf, sinkt das Luftpaket wieder ab, und zwar um so beschleunigter, je größer seine Temperaturdifferenz zur Außenluft ist: Das Luftpaket kehrt in seine Ausgangslage zurück.

Somit läßt sich allgemein sagen: Ist die beobachtete Temperaturabnahme in der Atmosphäre kleiner als die adiabatische Temperaturänderung, spricht man von einer „stabil geschichteten" Atmosphäre; die Folgen einer erzwungenen Vertikalbewegung werden von ihr selbständig rückgängig gemacht, sobald der Initialimpuls aufhört.

Wie das Schaubild rechts (oben) zeigt, nimmt bei einer Hebung von C nach B der Temperaturunterschied immer weiter ab, da sich die Umgebung des Luftpakets in dieser Situation langsamer abkühlt als es selbst. Am Punkt B haben beide die gleiche Temperatur. Durch die verbliebene Impulskraft steigt das Luftpaket noch etwas weiter auf, bis diese Restenergie aufgezehrt ist. Während des weiteren Aufstiegs von B nach A ist das Luftpaket nun aber schon kälter als die Umgebungsluft und besitzt somit auch eine höhere Dichte. Hört die erzwungene Hebung bei A auf, so sinkt das Luftpaket wieder nach unten ab. Je größer der Temperaturunterschied, desto schneller sinkt die Luft ab – es entsteht vorübergehend ein Fallwind. Im Segelflugzeug ist das gelegentlich irritierend: Wo gerade noch ein Steigen war, ist plötzlich "Saufen" anzutreffen.

Das Luftpaket sinkt in der Folge jedoch nicht nur einfach bis B ab, sondern bewegt sich aufgrund der Trägheit - wie zuvor beim Aufstieg - etwas über diesen Punkt hinaus. Schließlich hat das Luftpaket dann wiederum eine etwas geringere Dichte als die Umgebungsluft und die Bewegungsrichtung kehrt sich um, das Paket steigt also wieder. Dieser Ablauf wiederholt sich und das Luftpaket beschreibt eine harmonische Schwingung in der Vertikalen (Jojo- oderGummiseil-Effekt). Aufgrund der Luftreibung nimmt die Amplitude dieser Schwingung aber allmählich ab. Ohne weitere Störungen von außen wird sich das Luftpaket in einen stabilen Gleichgewichtszustand bei B einpendeln. Die Animation veranschaulicht das. Die gleiche Überlegung ist auch für eine Absenkung von B nach C gültig, nur daß das Luftpaket nach Einstellung der erzwungenen Absenkung steigen wird, da seine Temperatur nun höher als die der Umgebung ist. In einer stabilen Atmosphäre werden Vertikalbewegungen folglich über eine negative Rückkopplung abgefedert, was eine Durchmischung der Luft behindert. Diesen Rückführungseffekt zeigt die Animation.

Dies zeigt sich besonders im Falle einer Inversion, also eines umgekehrten Gradienten mit einem Temperaturanstieg bei Höhenzunahme. Es handelt sich dabei sozusagen um einen Sonderfall einer stabilen Schichtung, denn jeder Aufstieg eines Luftpakets wird bei ausreichender Mächtigkeit der Inversionsschicht blockiert. Dies erklärt sich daraus, daß bei einer Inversion wärmere und damit leichtere Luftmassen über kälteren Luftmassen liegen, sich die Atmosphäre also in einem idealen Gleichgewicht befindet, das keinen natürlichen Luftaustausch zulässt. Das zeigt der in der Abbildung oben rechts eingezeichnete Temperaturverlauf: Der Rauch wird am weiteren Aufstieg gehindert.

Im Falle eines feuchtadiabatischen Aufstiegs in einer stabil geschichteten Atmosphäre sind die ab dem Kondensationsniveau gebildeten Wolken vergleichsweise höhenstabil und meist sehr flach. Durch horizontale Druckunterschiede und den damit verbundenen Wind breiten sie sich flächig aus, es kommt zu einer typischen Schichtbewölkung vom Typ Cirrus oder Cirrostratus in größeren, Altostratus in mittleren und Stratus in geringeren Höhen.

 

Labile Schichtung

labile Luftschichtung

 

 

 

 

 

 

 

 

Temperaturverlauf der Luftschichten

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Segelflugstart mit Cumulus humilis Bewölkung

 

Eine labile Luftschichtung liegt vor, wenn die beobachtete Temperaturabnahme der Atmosphäre größer ist als die adiabatische Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpaketes, es sich also um einen überadiabatischen Temperaturgradienten handelt. Nimmt die Temperatur des Luftpakets dabei entsprechend dem trockenadiabatischen Gradienten ab, spricht man von einer trockenlabilen Schichtung. Die Atmosphäre ist also labil geschichtet, wenn sich ein Luftpaket nach einem entsprechenden Impuls immer weiter von seiner Ausgangslage entfernt.

Beträgt also der vertikale Temperaturgradient in der Atmosphäre mehr als 1 K/100 m, wird ein aus der Ruhelage aufwärts bewegtes Luftpaket in jeder Höhe wärmer ankommen und mit wachsender Höhe wird seinen Temperaturüberschuß gegenüber der Umgebung sogar noch zunehmen, da es selbst seine Temperatur ja nur um 0,98 K/100 m (trockenadiabatisch) ändert. Das Luftpaket wird daher stets wärmer und damit leichter als seine Umgebung sein, hat also Auftrieb und wird somit wie ein Heißluftballon beschleunigtweitersteigen. Für ein nach unten bewegtes Luftpaket gilt dementsprechend, daß es sich um 1 K/100 m erwärmt, während die Erwärmung in der Umgebung gemäß Zustandskurve größer ist. Es ist deshalb in jeder Höher kälter als die umgebende Luft, damit schwerer und wird weiter absinken. Wäre die Schichtung dagegen genau adiabatisch, bliebe das Luftpaket einfach dort, wo es ist bzw. wo es hin verschoben wird. Insoweit handelt es sich hier um eine einfache Anwendung des Auftriebsgesetzes.

Nehmen wir die Meßwerte eines beliebigen Tages mit einer Lufttemperatur von 20 °C am Boden und von -15°C in 3 km Höhe, d.h. die gemessene Temperaturänderung beträgt rund 1,2 K/100 m. Unser Luftpaket hat am Boden ebenfalls eine Temperatur von 20 °C und wird nun durch einen atmosphärischen Vorgang „gehoben". Beim Aufsteigen kühlt es sich trockenadiabatisch um 1 K/100 m ab und kommt somit in 3 km Höhe mit einer Temperatur von -10 °C an. Es ist deshalb um 5 K wärmer als die dortige Umgebungsluft. Seine Dichte ist entsprechend geringer, also ist es leichter als die Umgebungsluft und bewegt sich deshalb weiter aufwärts.

Im Schaubild rechts (oben) ist in einer labiler Atmosphäre die Temperatur des von B nach A aufsteigenden Luftpakets immer größer bzw. dessen Dichte geringer als die der Umgebung, es erfährt eine nach oben gerichtete Kraft, den Auftrieb. Das Luftpaket wird also auch ohne weitere Impulseinwirkung stetig weiter aufsteigen und da es sich dabei weiterhin langsamer abkühlt als seine Umgebung, wird dieser Aufstieg immer weiter beschleunigt. Das Luftpaket entfernt sich somit immer weiter vom Gleichgewichtspunkt bei B. Die Animation zeigt das.

Gleiches gilt für die umgekehrte Richtung von B nach C, wenn das Luftpaket also absinkt und dabei immer kälter ist als seine Umgebung und folglich eine größere Dichte besitzt. Es wird dann immer schneller absinken bis es mit entsprechender Geschwindigkeit auf die Erdoberfläche trifft. Ein Wind, den man auf der Erdoberfläche als besonders stark und plötzlich empfindet, eine sog. Böe, ist daher meistens nichts anderes als derartig beschleunigtes und dann am Boden in die Horizontale umgelenktes Luftpaket.

Eine trockenlabile Schichtung tritt in Bodennähe beispielsweise bei einer starken lokalen Erwärmung der Luft durch die Ausstrahlung der Erdoberfläche auf. Während morgens nur eine geringe Erwärmung erfolgt, kommt es mit zunehmendem Sonnenhochstand zu einer stärkeren Einstrahlung, so daß die bodennahe Luft stark aufgeheizt wird und sich ein überadiabatischer Temperaturgradient einstellen kann. Ist dieser groß genug, lösen sich schließlich Thermikblasen aus der überhitzten Bodenschicht und steigen auf, was eine Durchmischung der unteren Luftschichten zur Folge hat. Das Ergebnis dieser Durchmischung, die bis in einige Kilometer Höhe reichen kann, ist letztlich eine neutrale Schichtung. Da sich eine labile Schichtung durch die Durchmischung also letztlich selbst abschwächt, ist sie meist nur von kurzer Dauer. Bei labiler Schichtung kann somit die Hebung eines Luftpakets von ganz alleine einsetzen und sich durch seine vertikale Abkühlung bei ausreichendem Wasserdampfgehalt Quellwolken bilden. Bei stabiler Schichtung muß die Luft dagegen zwangsweise gehoben werden (orographische Hebung, z.B. auf der Luvseite eines Berges) und es entstehen Schichtwolken.

Eine labile Luftschichtung kann durch mehrere Vorgänge entstehen. Insbesondere dynamische Vorgänge können eine labile Schichtung verursachen. Strömt in der Höhe kältere Luft ein, z.B. wenn sich Kaltluft bei einem Kaltfrontdurchzug in der Höhe schneller bewegt als in Bodennähe, erhöht sich der vertikale Temperaturgradient, die Schichtung wird folglich labiler. Die Folge sind häufig starke Gewitter in Verbindung mit Regen- und Hagelschauern sowie starken Böen (Sturmböen oder sturmartige Böen). Ebenso führt eine starke Bodenerwärmung zur labileren Luftschichtung. Eine solche "trockene" Labilität ist für den Segelflug gut, denn sie ist nicht nur der Antrieb für die notwendige Thermik, sie bleibt zudem auch meist ohne große Einschränkung.

In den gemäßigten Breiten ist eine labile Schichtung meist auf einen bestimmten Höhenbereich begrenzt und erreicht nur selten eine größere Ausdehnung. Darunter oder darüber liegen dabei meist stabile Verhältnisse vor. In großen Höhen führt dies zur Bildung von Cirruswolken im Fall eines Horizontalwindes bzw. ohne Wind zu Cirrocumuluswolken. In mittleren Höhen bildet sich dann eine Altocumulusbewölkung, in niedrigen Höhen eher Stratocumulus und Cumulus. Cumulonimbus und Nimbostratus sind dagegen auf hoch reichende Labilität angewiesen.

 

Potentielle Labilität

Ein Besonderheit ist die potentielle Labilität.

Damit ist die Lage gemeint, in welcher die Luftschichtung nur dann labil wird, wenn aus irgendeinem Grund, wie z.B. eine sich nähernde Front, nicht nur einzelne Luftpakete, sondern ganze Luftschichten angehoben werden. Potentielle Labilität besteht oft dann, wenn eine feuchtwarme unter einer trockenkalten Luftschicht lagert. Bei einer Hebung der gesamten Luftschicht setzt in der unteren, feuchtwarmen Luftschicht rasch Kondensation ein und es wird latente Wärme frei, was den weiteren Aufstieg noch beschleunigt. In der darüberliegenden trockenen Schicht setzt dagegen keine oder erst viel später Kondensation ein, so daß sich diese Luftschicht lange Zeit trockenadiabatisch abkühlt.

Daraus ergeben sich mit zunehmender Hebung immer größere Temperaturgradienten, was eine fortschreitende Labilisierung der gesamten Luftsäule bewirkt. Potentielle Labilität ist besonders bei der Gewitterprognose eine wichtige Größe.

Eine labile Luftschichtung (> 0,65 - 0,9 °C/100 Höhenmeter) kann also in unterschiedlicher Weise entstehen:

  • Strömt in der Höhe kältere Luft ein, erhöht sich der vertikale Temperaturgradient, die Schichtung wird labiler.
  • Ebenso führt eine starke Bodenerwärmung zu einer labileren Luftschichtung. Solcherart "trockene" Labilität, die erst spät, d.h. in größerer Höhe zur Kondensation führt, ist natürlich für den Segelflieger schön: Sie ergibt meist schöne gekennzeichnete Thermik mit guter Arbeitshöhe und ist oft beständig ohne große Einschränkungen.
  • Es kann aber auch eine "latent (potentiell) labile Luftschichtung" vorherrschen. Dabei ergibt sich die Labilität aus dem Feuchtegehalts der Luft. Darin steckt eine erhebliche Menge an potentieler Energie (Labilitätspotential), wie im Kapitel Wasserdampf dargestellt ist. Eine labile Luftschichtung ergibt sich aber erst dadurch, wenn die feuchte Luft durch Hebung (Thermik) kondensiert und freie Konvektion, d.h. ein vertikaler Luftmassentausch einsetzt. Das kann dann recht schnell zu Überentwicklungen führen, so daß auch häufig Gewitter entstehen. In unseren Breiten ist in den Sommermonaten daher oftmals nicht der aktuelle Temperaturgradient für die aufkommende Gewittertätigkeit verantwortlich, sondern die Luftfeuchte. Deshalb kann die Wetterlage bei feuchter (Höhen-)Warmluft sehr stabil und damit thermisch für den Segelflug unergiebig sein, wenn es jedoch zur Hebung dieser trägen Luftmasse kommt, sei es durch einen Frontaufzug oder durch Konvergenz, ist der Übergang von keiner Thermik bis zur Überentwicklung oft fließend und zügig.

 

Zusammenfassung: Stabile und labile Schichtung der Atmosphäre

Ein tatsächlich aufsteigendes Luftpaket verhält sich nicht unbedingt so, wie es in unserer theoretischen Betrachtung für den trocken-adiabatischen Temperaturgradient berechnet wurde. Ist die Temperaturabnahme der Umgebungsluft kleiner als bei der Idealbedingung, spricht man von einer stabilen Schichtung der Atmosphäre. Sobald ein Luftpaket seine Ruhelage durch einen äußeren Einfluß verläßt, kehrt es nach einer Weile selbstständig in seine Ruhelage zurück.

Schichtung der Atmosphäre a - Umgebungsgradient (tatsächlicher Temperaturverlauf)
b - trocken-adiabatischer Temperaturgradient
c - feucht-adiabatischer Temperaturgradient

Ist die Temperaturabnahme aber größer als beim trocken-adiabatischen Temperaturgradienten, wird die Schichtung der Atmosphäre labil. Ein Luftpaket, das seine Ruhelage verläßt, kehrt nicht in seine Ruhelage zurück, sondern bewegt sich in beschleunigter Bewegung weiter: Thermik ist entstanden.

Betrachtet man zusätzlich zum trocken-adiabatischen (b) noch den feucht-adiabatischen Temperaturgradienten (c) und liegt die tatsächliche Temperaturschichtung der Umgebungsluft (a) zwischen diesen beiden, herrscht bedingte Stabilität bzw. bedingte Labilität. Das Verhalten des Luftpakets ist stets abhängig vom eigenen Wasserdampfgehalt: Ist das Luftpaket trocken, wird es sich vorwiegend stabil, ist es dagegen mit Wasserdampf gesättigt, wird es sich labil verhalten.

Aufstieg des Luftpakets mit Wolkenbildung

Das Diagramm links zeigt nun den Aufstieg eines Luftpakets. Der Aufstieg erfolgt zunächst ohne Kondensation entlang des trocken-adiabatischen Temperaturgradienten bis zum Kondensationsniveau. Dort setzt die Wolkenbildung ein und die Abkühlung des Luftpakets folgt nun dem feucht-adiabatischen Temperaturgradienten.

Hat sich das Luftpaket bei seinem Aufstieg an die Temperatur der Umgebungsluft angeglichen, endet sein Aufstieg. Eine zuvor entstandene Wolke wächst dann nicht weiter nach oben. Der Zustand ist wieder stabil.

Selbst in der labilsten Atmosphäre würde übrigens ein Luftpaket spätestens am Übergang zur Stratosphäre, d.h. an der Tropopause gestoppt werden, da dort ein Temperaturanstieg erfolgt.

 

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