Luftschichtung

 

 

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Luftschichtung

Wetterballonaufstieg

Fr das Wettergeschehen und damit auch die Thermikentwicklung ist die Schichtung der Luft von wesentlicher Bedeutung. Magebend dafr ist immer die in den einzelnen Luftschichten herrschende Temperaturabnahme mit der Hhe, die Luft wird nach oben also immer klter. Diese Temperaturabnahme erfolgt jedoch oft sehr uneinheitlich.

  • In einer stabilen Luftschicht herrscht eine Temperaturabnahme von weniger als 1 캜 / 100 m.
  • In einer labilen Luftschicht nimmt dagegen die Temperatur um mehr als 1 캜 / 100 m ab.
  • In einer indifferenten Luftschicht betrgt die Temperaturnderung genau 1 캜 / 100 m.

Die Atmosphre kann somit in verschieden Schichttypen unterteilt werden, fr die eine der drei eben genannten Beschreibung zutrifft. Nimmt die Lufttemperatur stattdessen mit der Hhe zu, so spricht man von einer Inversion. Bleibt die Temperatur trotz zunehmender Hhe gleich, liegt eine Isothermie vor. Die atmosphrische Schichtung ist insoweit also Ausdruck fr den Grad der Stabilitt bzw. Labilitt atmosphrischer Luftmassen.

Um die konkreten Verhltnisse festzustellen, l癌t man zweimal tglich weltweit an rund 900 Orten Radiosonden aufsteigen. Die Megerte an den Ballonen messen u.a. auch die Temperatur, anhand der die Schichtung der Atmosphre bestimmt werden kann.

Der Vergleich des aktuellen vertikalen Temperaturgradienten einer Luftsule mit dem adiabatischen Temperaturgradienten, der sich aus der Temperaturnderung bei der adiabatischen Hebung oder beim adiabatischen Absinken eines Luftpaketes ergibt, zeigt das Ma der vertikalen Stabilitt einer Luftschichtung. Wir wissen, da der trockenadiabatische Temperaturgradient etwa 1 K/100 m betrgt. Fr wasserdampfgesttigte Luft kann sich dieser Wert durch das Freiwerden von Kondensationswrme um bis zu 0,4 K/100 m verringern (feuchtadiabatischer Temperaturgradient).

adiabatische Gradienten

  • Ist also der aktuelle vertikale Temperaturgradient gr秤er als der adiabatische Temperaturgradient, so besteht eine labile Schichtung. Diese ist gekennzeichnet durch eine turbulente Durchmischung der Atmosphre bei gleichzeitigem Transport von Wrme in die Hhe. Die potentielle Temperatur nimmt mit der Hhe ab.
  • Ist der aktuelle vertikale Temperaturgradient kleiner als der adiabatische Temperaturgradient, herrscht eine stabile Schichtung. Dabei findet keine vertikale Durchmischung der Atmosphre statt, weshalb ein allenfalls nur schwacher Wrmetransport 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 rcktreibende noch beschleunigende Krfte.

Der Extremfall einer stabilen Schichtung, eine Inversion, liegt vor, wenn der aktuelle vertikale Temperaturgradient einer Luftsule positiv ist, die Temperatur also mit der Hhe zunimmt. Hufige Formen von Inversionen sind Subsidenz- oder Absinkinversionen (in Hochdruckgebieten), Grundschichtinversionen (im Bereich der planetaren Grenzschicht) und nchtliche Bodeninversionen, die nur einige Meter oberhalb der Erdoberflche erfassen. Inversionen neigen hufig auch zur Selbstverstrkung durch die weitere Anreicherung der Luft mit Wasserdampf oder durch Nebelbildung. Dadurch wird einerseits die solare Einstrahlung oberhalb der Inversionschicht weitgehend reflektiert, andererseits khlen sich die unteren Luftschichten durch thermische Abstrahlung weiter ab. Inversionswetterlagen knnen insbesondere bei schwacher solarer Einstrahlung ber lngere Zeitrume (Tage bis Wochen) bestehen bleiben und zur Anreicherung von Luftschadstoffen in der bodennahen Atmosphrenschicht fhren.

Diese Zusammenhnge zeigt die Animation.

Wird neben dem vertikalen auch der horizontale Temperaturgradient betrachtet, lassen sich Luftmassen auch bezglich ihrer Fhigkeit zu horizontaler Strmung und Zirkulationen beurteilen. Verlaufen die Isothermen (Flchen gleicher Temperatur) und die Isobaren (Flchen gleichen Luftdruckes) in einer Luftmasse parallel zueinander, liegt eine barotrope Schichtung vor, die keine horizontal gerichteten Krfte aufweist. Sind die Isobaren und Isothermen aber gegeneinander geneigt, handelt es sich um einebarokline Schichtung. In baroklin geschichteten Luftmassen fhrt das Auftreten von seitlich gerichteten Krften zur Entstehung von horizontalen Strmungen: 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 (atmosphrische Zirkulation).

Die Kenntnis des aktuellen vertikalen Temperaturgradienten ermglicht eine einfache Abschtzung des Verhaltens eines Luftpaketes bei seiner Verschiebung gegenber der Umgebung und damit eine Beurteilung der thermischen Stabilitt eines thermisch geschichteten Luftkrpers, d.h. eines Luftkrpers mit vorgegebenem Temperaturverlauf, gegenber irgendwelchen Strungen, sei es durch dynamische Turbulenzen oder andere zufllige Temperaturabweichungen.

Der Hintergrund ist dabei folgende berlegung: Wird ein Luftpaket aus seiner Ruhelage heraus vertikal verschoben, entspricht seine Temperaturnderung grundstzlich dem adiabatischen Temperaturgradienten. Weicht aber der Temperaturverlauf der ruhend gedachten Umgebungsluft davon ab, wird das Luftpaket durch positive oder negative Auftriebskrfte beeinflut. Wird es wieder in seine Ausgangsposition zurckgefhrt, ist die Temperaturschichtung stabil. Gengt umgekehrt aber schon eine kleine vertikale Verschiebung des Luftpakets, da es sich endgltig aus der Ruhelage entfernt, liegt eine labile Schichtung vor. Zwischen diesen beiden Mglichkeiten 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 Auftriebskrfte auftreten.

Auch dies l癌t sich anhand der obigen Animation anschaulich nachvollziehen.

Es ist offensichtlich, da dieses Stabilittsverhalten von grundlegender Bedeutung fr 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 Labilitt fhrt dagegen zu einer mehr oder minder starken konvektiven Durchmischung der Luft. Der vertikale Austausch der Luftmassen wird in diesem Fall berhaupt erst ermglicht und intensiviert.

Die Atmosphre 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 feuchtegesttigten Luft der Fall, wenn die gemessene Temperaturabnahme der Luft mit der Hhe gr秤er ist als die trockenadiabatische Temperaturabnahme (- 0,98 캜/100 m). Weil im Luftpaket-Modell angenommen wird, da das aus seiner Ausgangslage verschobene Luftpaket seine Temperatur trockenadiabatisch ndert, wre es bei einem Aufstieg stets wrmer (mit der Hhe sogar zunehmend) als die Umgebungsluft und wrde daher wie ein Heiluftballon immer rascher aufsteigen. Wrde es absinken, wre es stets klter als seine Umgebung und wrde deshalb immer weiter absinken. Wre die Schichtung dagegen genau adiabatisch, dann bliebe das Luftpaket einfach dort, wo es ist bzw. wo es gezwungenermaen hin verschoben wird. Im Grunde handelt es sich insofern um eine einfache Anwendung des Auftriebsgesetzes.

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

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

 

Thermodynamische Diagrammpapiere

Thermodynamische Diagrammpapiere sind spezielle Hilfsmittel der synoptischen Meteorologie, mit denen sich die per TEMP ermittelten Mewerte der Radiosondenaufstiege
- Luftdruck, Lufttemperatur, Luftfeuchte und Wind - anschaulich darstellen und auswerten lassen. Die auf den Mewerten basierenden Kurven dieser Diagramme stellen den augenblicklichen Zustand der Atmosphre dar und werden deshalb Zustandskurven genannt. Weil diese Diagrammpapiere in ihrem Aufbau und Inhalt die in der Atmosphre ablaufenden physikalischen Prozesse wiedergeben und diese Vorgnge die Wechselbeziehungen zwischen Energie (Wrme-, Bewegungsenergie, potentielle Energie) und mechanischer Arbeit, d.h. der Thermodynamik, beinhalten, heien sie thermodynamische Diagrammpapiere. Anhand der dargestellten Kurven knnen die in der Atmosphre ablaufenden thermodynamischen Vorgnge 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. Stve.

thermodynamisches Diagrammpapier

Stvediagramm (Beispielaufstieg Schleswig)
DWD

Beispieldarstellung der Meergebnisse eines Radiosondenaufstiegs (TEMP):

Die in der Abbildung links verwendete Version des thermodynamischen Diagrammpapiers nach Stve wurde maschinell erstellt. Sie enthlt zur besseren bersicht nur die wichtigsten Hilfslinien (so z.B. nur die Adiabate, welche zum Stabilittsvergleich mit den Aufstiegsdaten bentigt wird, die Hauptluftdruckflchen an der Ordinate und die Temperatur- (bzw. Relative Feuchte-) Beschriftungen an den Abszissen). Alle anhand der Mischungsverhltniskurven und Adiabaten abzuleitenden Gr秤en wurden vom Auswerteprogramm schon ermittelt. Sie stehen als blaue Zahlen im oberen Bereich des Diagramms:

  • TRO: Tropopausenhhe (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 캜 (Auslsetemperatur, Bodentemperatur, Taupunktsmitteltemperatur)und mit dem KO-Index ein wichtiger Stabilittsindex mit Wertung.

Pro Mehhe 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 Hhe) die Atmosphre labil geschichtet ist, mu deshalb auch die Luftfeuchte in die Betrachtung einbezogen werden. Da oberhalb des Kondensationsniveaus erhebliche Mengen an latenter Kondensationswrme freigesetzt werden, ist statt eines durchgehend trockenandiabatischen Aufstieges richtigerweise ab dem Kondensationsniveau ein feuchtadiabatischer Aufstieg des Luftpakets anzunehmen. Insoweit wirkt sich die freiwerdende Kondensationswrme auf die Labilitt immer verstrkend aus. Ein feuchtadiabatischen Aufstieg des Luftpakets, bei dem es zur Kondensation des in der Luft enthaltenen Wasserdampfs kommt, geschieht somit meist im Anschlu an einen zunchst trockenadiabatischen Aufstieg. Die dabei freigesetzte latente Wrme (Kondensationswrme) verringert den trockenadiabatischen auf den feuchtadiabatischen Gradienten. Durch die Abkhlung steigt nmlich die relative Luftfeuchtigkeit in demLuftpaket an und hat am Taupunkt schlielich das Kondensationsniveau erreicht. In dieser Hhe 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 mchtigeren trockenlabile Luftschichten an, vielmehr wird die Schichtung oftmals sogar erst dann labil, wenn Kondensation einsetzt. Hilfe bei der Beurteilung der Schichtungsstabilitt liefern die thermodynamischen Diagrammpapiere.

Da alle Betrachtungen des atmosphrischen Schichtungszustands fr beide Flle gleichermaen gelten, sich also nur der jeweilige Bezug ndert, 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 Temperaturnderung genau der adiabatischen Temperaturnderung eine vertikal bewegten Luftpakets. Die neutrale Schichtung ist sozusagen der Grenzfall zwischen der instabilen und der stabilen Schichtung. In der Realitt wrde eine sehr gut durchmischte Atmosphre diesem Zustand am nchsten kommen. Die Entsprechung der Mechanik ist das indifferente Gleichgewicht. 

Betrgt der vertikale Temperaturgradient in der Atmosphre 1 K/100 m, wird ein aus der Ruhelage aufwrts bewegtes Luftpaket in jeder Hhe gleich warm ankommen, da es selbst seine Temperatur ja nur um 1 K/100 m (trockenadiabatisch) ndert. 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 hheren Luftschichten klter (=schwerer), in tieferen Schichten wrmer (=leichter) als seine Umgebung und strebt daher zu seinem Ausgangspunkt zurck. Ein vertikaler Temperaturgradient der Atmosphre von mehr als 1 K/100 m wird als "trockenlabile" Schichtung bezeichnet: das gedachte Luftpaket ist beim Aufsteigen immer wrmer (= leichter), beim Absinken immer klter (=schwerer) als seine Umgebung und entfernt sich zusehends von seiner Ausgangslage. Ein "beradiabatischer" Temperaturgradient, also von mehr als 1 K/100 m, kommt in der Regel nur in Bodennhe an heien Sommertagen vor und ist die Voraussetzung fr die Ablsung einer "Thermikblase".

Erreicht ein beim Aufsteigen sich abkhlendes, wasserdampfhltiges Luftpaket den Taupunkt, beginnt die Kondensation des Wasserdampfes einzusetzen. Die dabei freiwerdende Wrme, die Kondensationswrme, war latent im Wasserdampf von der Verdunstung her (fr die Wrmeenergie bentigt wird) "versteckt" und wird daher als "latente" Wrme bezeichnet. Sie vermindert daher oberhalb des Kondensationsniveaus bei fortgesetzter Aufwrtsbewegung die weitere Abkhlung. Der "feuchtadiabatische" Temperaturgradient betrgt also im Mittel nur etwa 0,6캜/100 m.

Analog spricht man von einer feuchtindifferenten Schichtung einer Luftmasse, wenn deren Temperaturgradient den Feuchtadiabaten entspricht; von einer feuchtlabilen Schichtung bei einem gr秤eren, von einer feuchtstabilen Schichtung bei einem kleineren Temperaturgradienten als es den Feuchtadiabaten entspricht. Feuchtlabilitt tritt in der Atmosphre hufiger auf als Trockenlabilitt.

Nehmen wir als Beispiel die Mewerte eines beliebigen Tages mit einer Lufttemperatur von 20 캜 am Boden und von - 10 캜 in 3 km Hhe, d.h. die an diesem Tag beobachtete Temperaturnderung betrgt 1 K/100 m. Ein trockenadiabatisch aufsteigendes Luftpaket ndert seine Temperatur ebenfalls um diesen Betrag und kommt deshalb in 3 km Hhe mit ebenso mit - 10 캜 an. Seine Temperatur und Dichte entspricht damit genau der Umgebungsluft, es 꼜chwebt", wenn die vom ursprnglichen Hebungsimpuls erzwungene Aufwrtsbewegung aufhrt, d.h. weder steigt es, noch sinkt es, sondern es bleibt auf dem erreichten Niveau liegen.

Wie das Schaubild rechts zeigt, khlt sich ein aufsteigendes Luftpaket bei neutraler Schichtung der Atmosphre genauso schnell ab wie die umgebende Atmosphre. Die Punkte A, B, und C, die fr jeweils ein Luftpaket stehen, das sich trockenadiabatisch abkhlt bzw. erwrmt (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, ndert das Luftpaket seine vertikale Position auch nicht selbststndig und sobald die erzwungene Hebung von B nach A bzw. Senkung von B nach C aufhrt, bleibt das Luftpaket hhenstabil. 

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

 

Stabile Schichtung

stabile Luftschichtung

 

 

 

 

 

 

 

Inversionslage

Eine stabile Luftschichtung ist dadurch gekennzeichnet, da die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphre kleiner ist als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpakets, sie hat also einen unteradiabatischen Temperaturgradienten. Nimmt die Temperatur der Atmosphre 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 Mewerte eines beliebigen Tages mit einer Lufttemperatur von 20 캜 am Boden und von - 5 캜 in 3 km Hhe, d.h. die gemessene Temperaturnderung betrgt rund 0,7 K/100 m. Ein am Boden 20 캜 warmes Luftpaket wird 꼏ehoben". Infolge der trockenadiabatischen Abkhlung betrgt seine Temperatur bei Ankunft in 3 km Hhe - 10 캜. Gegenber der Umgebungsluft ist es aber 5 K klter. Seine Dichte ist somit gr秤er, d.h. es ist schwerer als die Auenluft. Hrt die vom ursprnglichen Impuls erzwungene Aufwrtsbewegung jetzt auf, sinkt das Luftpaket wieder ab, und zwar um so beschleunigter, je gr秤er seine Temperaturdifferenz zur Auenluft ist: Das Luftpaket kehrt in seine Ausgangslage zurck.

Somit l癌t sich allgemein sagen: Ist die beobachtete Temperaturabnahme in der Atmosphre kleiner als die adiabatische Temperaturnderung, spricht man von einer 꼜tabil geschichteten" Atmosphre; die Folgen einer erzwungenen Vertikalbewegung werden von ihr selbstndig rckgngig gemacht, sobald der Initialimpuls aufhrt.

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 abkhlt 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. Whrend des weiteren Aufstiegs von B nach A ist das Luftpaket nun aber schon klter als die Umgebungsluft und besitzt somit auch eine hhere Dichte. Hrt die erzwungene Hebung bei A auf, so sinkt das Luftpaket wieder nach unten ab. Je gr秤er der Temperaturunterschied, desto schneller sinkt die Luft ab es entsteht vorbergehend ein Fallwind. Im Segelflugzeug ist das gelegentlich irritierend: Wo gerade noch ein Steigen war, ist pltzlich "Saufen" anzutreffen.

Das Luftpaket sinkt in der Folge jedoch nicht nur einfach bis B ab, sondern bewegt sich aufgrund der Trgheit - wie zuvor beim Aufstieg - etwas ber diesen Punkt hinaus. Schlielich 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 allmhlich ab. Ohne weitere Strungen von auen wird sich das Luftpaket in einen stabilen Gleichgewichtszustand bei B einpendeln. Die Animation veranschaulicht das. Die gleiche berlegung ist auch fr eine Absenkung von B nach C gltig, nur da das Luftpaket nach Einstellung der erzwungenen Absenkung steigen wird, da seine Temperatur nun hher als die der Umgebung ist. In einer stabilen Atmosphre werden Vertikalbewegungen folglich ber eine negative Rckkopplung abgefedert, was eine Durchmischung der Luft behindert. Diesen Rckfhrungseffekt zeigt die Animation.

Dies zeigt sich besonders im Falle einer Inversion, also eines umgekehrten Gradienten mit einem Temperaturanstieg bei Hhenzunahme. Es handelt sich dabei sozusagen um einen Sonderfall einer stabilen Schichtung, denn jeder Aufstieg eines Luftpakets wird bei ausreichender Mchtigkeit der Inversionsschicht blockiert. Dies erklrt sich daraus, da bei einer Inversion wrmere und damit leichtere Luftmassen ber klteren Luftmassen liegen, sich die Atmosphre also in einem idealen Gleichgewicht befindet, das keinen natrlichen Luftaustausch zulsst. 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 Atmosphre sind die ab dem Kondensationsniveau gebildeten Wolken vergleichsweise hhenstabil und meist sehr flach. Durch horizontale Druckunterschiede und den damit verbundenen Wind breiten sie sich flchig aus, es kommt zu einer typischen Schichtbewlkung vom Typ Cirrus oder Cirrostratus in gr秤eren, Altostratus in mittleren und Stratus in geringeren Hhen.

 

Labile Schichtung

labile Luftschichtung

 

 

 

 

 

 

 

 

Temperaturverlauf der Luftschichten

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Segelflugstart mit Cumulus humilis Bewlkung

 

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

Betrgt also der vertikale Temperaturgradient in der Atmosphre mehr als 1 K/100 m, wird ein aus der Ruhelage aufwrts bewegtes Luftpaket in jeder Hhe wrmer ankommen und mit wachsender Hhe wird seinen Temperaturberschu gegenber der Umgebung sogar noch zunehmen, da es selbst seine Temperatur ja nur um 0,98 K/100 m (trockenadiabatisch) ndert. Das Luftpaket wird daher stets wrmer und damit leichter als seine Umgebung sein, hat also Auftrieb und wird somit wie ein Heiluftballon beschleunigtweitersteigen. Fr ein nach unten bewegtes Luftpaket gilt dementsprechend, da es sich um 1 K/100 m erwrmt, whrend die Erwrmung in der Umgebung gem癌 Zustandskurve gr秤er ist. Es ist deshalb in jeder Hher klter als die umgebende Luft, damit schwerer und wird weiter absinken. Wre 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 Mewerte eines beliebigen Tages mit einer Lufttemperatur von 20 캜 am Boden und von -15캜 in 3 km Hhe, d.h. die gemessene Temperaturnderung betrgt rund 1,2 K/100 m. Unser Luftpaket hat am Boden ebenfalls eine Temperatur von 20 캜 und wird nun durch einen atmosphrischen Vorgang 꼏ehoben". Beim Aufsteigen khlt es sich trockenadiabatisch um 1 K/100 m ab und kommt somit in 3 km Hhe mit einer Temperatur von -10 캜 an. Es ist deshalb um 5 K wrmer als die dortige Umgebungsluft. Seine Dichte ist entsprechend geringer, also ist es leichter als die Umgebungsluft und bewegt sich deshalb weiter aufwrts.

Im Schaubild rechts (oben) ist in einer labiler Atmosphre die Temperatur des von B nach A aufsteigenden Luftpakets immer gr秤er bzw. dessen Dichte geringer als die der Umgebung, es erfhrt 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 abkhlt 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 fr die umgekehrte Richtung von B nach C, wenn das Luftpaket also absinkt und dabei immer klter ist als seine Umgebung und folglich eine gr秤ere Dichte besitzt. Es wird dann immer schneller absinken bis es mit entsprechender Geschwindigkeit auf die Erdoberflche trifft. Ein Wind, den man auf der Erdoberflche als besonders stark und pltzlich empfindet, eine sog. Be, ist daher meistens nichts anderes als derartig beschleunigtes und dann am Boden in die Horizontale umgelenktes Luftpaket.

Eine trockenlabile Schichtung tritt in Bodennhe beispielsweise bei einer starken lokalen Erwrmung der Luft durch die Ausstrahlung der Erdoberflche auf. Whrend morgens nur eine geringe Erwrmung erfolgt, kommt es mit zunehmendem Sonnenhochstand zu einer strkeren Einstrahlung, so da die bodennahe Luft stark aufgeheizt wird und sich ein beradiabatischer Temperaturgradient einstellen kann. Ist dieser gro genug, lsen sich schlielich Thermikblasen aus der berhitzten Bodenschicht und steigen auf, was eine Durchmischung der unteren Luftschichten zur Folge hat. Das Ergebnis dieser Durchmischung, die bis in einige Kilometer Hhe reichen kann, ist letztlich eine neutrale Schichtung. Da sich eine labile Schichtung durch die Durchmischung also letztlich selbst abschwcht, 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 Abkhlung bei ausreichendem Wasserdampfgehalt Quellwolken bilden. Bei stabiler Schichtung mu 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 Vorgnge entstehen. Insbesondere dynamische Vorgnge knnen eine labile Schichtung verursachen. Strmt in der Hhe kltere Luft ein, z.B. wenn sich Kaltluft bei einem Kaltfrontdurchzug in der Hhe schneller bewegt als in Bodennhe, erhht sich der vertikale Temperaturgradient, die Schichtung wird folglich labiler. Die Folge sind hufig starke Gewitter in Verbindung mit Regen- und Hagelschauern sowie starken Ben (Sturmben oder sturmartige Ben). Ebenso fhrt eine starke Bodenerwrmung zur labileren Luftschichtung. Eine solche "trockene" Labilitt ist fr den Segelflug gut, denn sie ist nicht nur der Antrieb fr die notwendige Thermik, sie bleibt zudem auch meist ohne groe Einschrnkung.

In den gem癌igten Breiten ist eine labile Schichtung meist auf einen bestimmten Hhenbereich begrenzt und erreicht nur selten eine gr秤ere Ausdehnung. Darunter oder darber liegen dabei meist stabile Verhltnisse vor. In groen Hhen fhrt dies zur Bildung von Cirruswolken im Fall eines Horizontalwindes bzw. ohne Wind zu Cirrocumuluswolken. In mittleren Hhen bildet sich dann eine Altocumulusbewlkung, in niedrigen Hhen eher Stratocumulus und Cumulus. Cumulonimbus und Nimbostratus sind dagegen auf hoch reichende Labilitt angewiesen.

 

Potentielle Labilitt

Ein Besonderheit ist die potentielle Labilitt.

Damit ist die Lage gemeint, in welcher die Luftschichtung nur dann labil wird, wenn aus irgendeinem Grund, wie z.B. eine sich nhernde Front, nicht nur einzelne Luftpakete, sondern ganze Luftschichten angehoben werden. Potentielle Labilitt 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 Wrme frei, was den weiteren Aufstieg noch beschleunigt. In der darberliegenden trockenen Schicht setzt dagegen keine oder erst viel spter Kondensation ein, so da sich diese Luftschicht lange Zeit trockenadiabatisch abkhlt.

Daraus ergeben sich mit zunehmender Hebung immer gr秤ere Temperaturgradienten, was eine fortschreitende Labilisierung der gesamten Luftsule bewirkt. Potentielle Labilitt ist besonders bei der Gewitterprognose eine wichtige Gr秤e.

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

  • Strmt in der Hhe kltere Luft ein, erhht sich der vertikale Temperaturgradient, die Schichtung wird labiler.
  • Ebenso fhrt eine starke Bodenerwrmung zu einer labileren Luftschichtung. Solcherart "trockene" Labilitt, die erst spt, d.h. in gr秤erer Hhe zur Kondensation fhrt, ist natrlich fr den Segelflieger schn: Sie ergibt meist schne gekennzeichnete Thermik mit guter Arbeitshhe und ist oft bestndig ohne groe Einschrnkungen.
  • Es kann aber auch eine "latent (potentiell) labile Luftschichtung" vorherrschen. Dabei ergibt sich die Labilitt aus dem Feuchtegehalts der Luft. Darin steckt eine erhebliche Menge an potentieler Energie (Labilittspotential), 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 berentwicklungen fhren, so da auch hufig Gewitter entstehen. In unseren Breiten ist in den Sommermonaten daher oftmals nicht der aktuelle Temperaturgradient fr die aufkommende Gewitterttigkeit verantwortlich, sondern die Luftfeuchte. Deshalb kann die Wetterlage bei feuchter (Hhen-)Warmluft sehr stabil und damit thermisch fr den Segelflug unergiebig sein, wenn es jedoch zur Hebung dieser trgen Luftmasse kommt, sei es durch einen Frontaufzug oder durch Konvergenz, ist der bergang von keiner Thermik bis zur berentwicklung oft flieend und zgig.

 

Zusammenfassung: Stabile und labile Schichtung der Atmosphre

Ein tatschlich aufsteigendes Luftpaket verhlt sich nicht unbedingt so, wie es in unserer theoretischen Betrachtung fr den trocken-adiabatischen Temperaturgradient berechnet wurde. Ist die Temperaturabnahme der Umgebungsluft kleiner als bei der Idealbedingung, spricht man von einer stabilen Schichtung der Atmosphre. Sobald ein Luftpaket seine Ruhelage durch einen ueren Einflu verl癌t, kehrt es nach einer Weile selbststndig in seine Ruhelage zurck.

Schichtung der Atmosphre a - Umgebungsgradient (tatschlicher Temperaturverlauf)
b - trocken-adiabatischer Temperaturgradient
c - feucht-adiabatischer Temperaturgradient

Ist die Temperaturabnahme aber gr秤er als beim trocken-adiabatischen Temperaturgradienten, wird die Schichtung der Atmosphre labil. Ein Luftpaket, das seine Ruhelage verl癌t, kehrt nicht in seine Ruhelage zurck, sondern bewegt sich in beschleunigter Bewegung weiter: Thermik ist entstanden.

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

Aufstieg des Luftpakets mit Wolkenbildung

Das Diagramm links zeigt nun den Aufstieg eines Luftpakets. Der Aufstieg erfolgt zunchst ohne Kondensation entlang des trocken-adiabatischen Temperaturgradienten bis zum Kondensationsniveau. Dort setzt die Wolkenbildung ein und die Abkhlung 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 wchst dann nicht weiter nach oben. Der Zustand ist wieder stabil.

Selbst in der labilsten Atmosphre wrde brigens ein Luftpaket sptestens am bergang zur Stratosphre, d.h. an der Tropopause gestoppt werden, da dort ein Temperaturanstieg erfolgt.

 

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