Temperaturgradient

 

 

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Temperaturgradient

Die Gradientkraft ist eine der fundamentalen Kräfte in der Physik. Sie tritt hier in der Regel in zwei Arten von Gradienten auf, als Temperatur- und als Luftdruckgradient.

Die Natur ist stets bestrebt, entstandene Ungleichgewichte wieder auszugleichen. So werden Druckunterschiede durch Wind ausgeglichen, Temperaturunterschiede etwa durch das Geschehen an Luftmassengrenzen (Fronten). Je größer ein Ungleichgewicht auf einem kleinen Raum ist, desto stärker wirkt sich dieser Ausgleich aus. Je größer also z.B. die Luftdruckunterschiede sind, desto stärker weht der Wind (Sturm, Orkan). Je größer die Temperaturgegensätze zweier unterschiedlicher Luftmassen sind, desto heftiger können diese durch Niederschlagsgebiete mit Dauerregen, Gewitter oder Unwetter zum Ausgleich geführt werden.

Der Luftdruckgradient wird im Kapitel Gradientkraft vorgestellt.

Als Gradient einer Meßgröße bezeichnet man den Unterschied von Messungen pro Meter Abstand. Er gibt also die räumliche Zu- oder Abnahme der Meßgröße an. Ein Temperaturgradient ist somit eine gerichtete physikalische Größe, die einen räumlichen Temperaturunterschied in den drei Raumrichtungen beschreibt. Er ist bei vielen physikalischen und technischen Fragestellungen, zum Beispiel bei der Diffusion, Wärmeleitung, Wärmestrahlung oder Konvektion, der wesentliche Faktor. Seine international verwendete Einheit (SI-Einheit) ist Kelvin pro Meter (K/m).

vertikales Temperaturprofil

In der Meteorologie ist insbesondere der sog. atmosphärische Temperaturgradient von Bedeutung. Dabei beschränkt man sich auf den Temperaturgradienten der Troposphäre und meist auch nur auf dessen Vertikalkomponente, also das Maß der Änderung der Lufttemperatur mit zunehmendem Abstand von der Erdoberfläche. Der Temperaturverlauf der darüber liegenden Atmosphärenschichten hat nur noch eine geringe Bedeutung für das Wetter, das sich ja fast ausschließlich in der Troposphäre abspielt.

Finden in dem als abgeschlossen angenommenen System der Atmosphäre bei vertikalen Zustandsänderungen von Luft Phasenübergänge (regelmäßig von Wasser) statt, spricht man von feuchtadiabatischen oder sättigungsadiabatischen Prozessen, ist das nicht der Fall, handelt es sich um einen trockenadiabatischen Vorgang. Diese beiden dynamischen Gradienten sind vom tatsächlich meßbaren, statischen Umgebungsgradienten zu unterscheiden.

Die dynamischen Gradienten sind im Zusammenwirken mit dem statischen Gradienten der Zustandsluft für die Schichtungsstabilität der Troposphäre verantwortlich. Art und der Größe des vertikalen Temperaturgradienten, der Temperaturschichtung, bestimmen somit auch den Gleichgewichtszustand der Atmosphäre. Der Temperaturgradient ist also zugleich das Kriterium für "Stabilität" oder "Labilität" der Atmosphäre.

  • Der atmosphärische Temperaturgradient in der Troposphäre ist meist negativ, die Lufttemperatur nimmt also mit der Höhe ab bis ca. -50 °C in Höhe der Tropopause.
  • Der atmosphärische Temperaturgradient der Stratosphäre ist erst neutral (Isothermie bei ca. -50 °C) und nach oben hin positiv (bis ca. 0 °C in Höhe der Stratopause.
  • Der atmosphärische Temperaturgradient der Mesosphäre ist erneut negativ (bis ca. -90 °C in Höhe der Mesopause).
  • Der atmosphärische Temperaturgradient der Thermosphäre und der Exosphäre ist wieder positiv (bis zu den Temperaturen im Weltall).

Das zeigt die Abbildung rechts oben.

Der für das Wettergeschehen wesentliche Temperaturgradient betrifft die vertikale Änderung der Temperatur in der Troposphäre, der untersten Schicht der Erdatmosphäre. Er stellt damit die Veränderung der Temperatur mit dem Abstand von der Erdoberfläche dar. Der horizontale oder meridionale Temperaturgradient, also die Veränderung der Temperatur zwischen dem Äquator und den Polen, spielt als Antriebsfaktor der planetarischen Zirkulation eine wesentliche Rolle.

Im Detail kann das Ausmaß der Temperaturänderung mit der Höhe durchaus unterschiedlich sein und sich u.U. auch in einen Temperaturanstieg umkehren (Inversionswetterlage). Betrachtet man die gesamte Erdatmosphäre, kehrt er sich insgesamt drei mal um, wie die Grafik rechts oben zeigt.

Der vertikale Temperaturgradient

Der vertikaler Temperaturgradient gibt die Temperaturänderung pro 100 m Höhenunterschied an. Er ist normalerweise negativ, die Lufttemperatur nimmt also mit der Höhe ab. Das ergibt sich logischerweise aus der nach oben abnehmenden Luftdichte. Die Temperatur ist wie gesehen das Maß der Energie der Luftteilchen. Infolge der geringen Luftdichte in der Höhe sind nur wenig Luftmoleküle vorhanden, so daß auch das Maß der inneren Energie der Luft mit der Höhe geringer wird: Die Temperatur sinkt. Das Ausmaß dieser Temperaturabnahme kann jedoch sehr unterschiedlich sein und sich u.U. auch in einen Temperaturanstieg umkehren.

Meßbar und relevant ist der sog. Umgebungsgradient. Dieser ist ein Maß für die Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre.

Die Änderung der Temperatur in der Vertikalen geht also einher mit der von der Schwerkraft verursachten Änderung des Luftdrucks (siehe barometrische Höhenstufen) und der Luftdichte sowie mit Energietransportvorgängen über die fühlbare und latente Wärme, also letztlich dem Übergang von thermischer in potentielle Energie - und umgekehrt. Es handelt sich also um ein Phänomen, das seine Erklärung in der Thermodynamik und der kinetischen Gastheorie findet. Die theoretische Grundlage dafür bieten die verschiedenen Gasgesetze. Für einfache Prozesse wird hierzu die allgemeine Gasgleichung als Zustandsgleichung herangezogen, jedoch nur, solange die Luft ein annähernd ideales Verhalten zeigt.

Einzelheiten zum Luftdruck in unterschiedlichen Höhen und zur entsprechend veränderlichen Luftdichte sowie zur Thermodynamik stehen in den Kapiteln Luftdruck, Luftdichte und in den Kapiteln Thermodynamik und Adiabatik.

Struktur der Troposphäre

Die gegenseitige Abhängigkeit von Druck und Temperatur hängt also von der Zustandsänderung der Luft ab. Eine Abnahme des Luftdrucks  entspricht dabei einer Höhenzunahme sowie umgekehrt eine Luftdruckerhöhung einer Höhenabnahme. Für ein Luftpaket, das sich in der Atmosphäre vertikal nach oben oder unten bewegt, handelt es sich dabei um eine isentrope Zustandsänderung, ihm wird also keine Wärme von außen zugeführt oder entzogen und es tritt auch keine Mischung mit der Umgebungsluft ein. Diese vereinfachende Annahme, die bei der theoretischen Betrachtung dynamischen Gradienten zugrunde zu legen ist, ergibt auch in der meteorologischen Praxis wegen der geringen Mischungsfähigkeit sowie der schlechten Wärmeleitungseigenschaften der Luft meist gute Näherungswerte. Allerdings wirken in Bodennähe die erwärmenden Effekte der Ausstrahlung, weshalb man hier nicht von einem adiabatischen Prozeß ausgehen darf. Zudem sind in der Praxis auch dynamische Prozesse zu berücksichtigen, wie z.B. das Aufgleiten von Warmluft auf Kaltluft, die bei der theoretischen Betrachtung adiabatischer Prozesse ebenfalls vernachlässigt werden. Darüber hinaus werden insoweit nur die Vorgänge in der Troposphäre untersucht, weil in der Stratosphäre aufgrund des dortigen Ozons kein adiabatischer Gradient vorkommt. Dies gilt ganz allgemein für die höhere Atmosphäre, da dort das Strahlungsgleichgewicht generell dominiert.

Adiabatisch bedeutet, wie bereits dargelegt wurde, daß die spezifische Wärmezufuhr an das betrachtete System gleich Null ist und Mischungsprozesse mit der Umgebungsluft ausgeschlossen sind. Beim Aufsteigen gerät das System von Luftteilchen unter abnehmendem Druck und dehnt sich deshalb aus, wodurch sich seine innere Energie, die der Temperatur proportional ist, verringert. Sinkt das System wieder ab, gelangt es unter zunehmenden Luftdruck, es wird komprimiert und gewinnt dadurch innere Energie, weshalb seine Temperatur steigt.

Adiabaten

Der vertikale Temperaturgradient ist nicht zuletzt auch entscheidend für die Stärke der Thermik, denn je stärker die Temperatur mit der Höhe abnimmt, desto leichter und heftiger kann eine vom Boden abgelöste Warmluftblase aufsteigen. Wie schon im Kapitel Adiabasie dargestellt, kann sich eine aufsteigende Warmluftblase um max. 1,0 °C pro 100 m durch Expansion abkühlen (oder ein Kaltluftpaket beim Absteigen erwärmen). Dabei kann eine Warmluftblase nur solange aufsteigen, bis ihre Temperatur gleich ist wie die der Umgebungsluft, sie also beim Aufsteigen durch Abkühlung die Temperatur der Umgebungsluft erreicht. Je stärker der Temperaturgradient, desto stärker ist auch die Thermik und desto höher reicht sie.

Zu unterscheiden ist also immer zwischen

  • der Temperaturabnahme der Atmosphäre (Schichtungszustand labil, indifferent, stabil)
  • der Temperaturabnahme der aufsteigenden Warmluftblase.

Einen Gradienten, der größer ist als der trockenadiabatische, bezeichnet man dabei als überadiabatisch sowie dementsprechend einen niedrigeren Gradienten als unteradiabatisch. Zur Erkundung der thermischen Eigenschaften von aufsteigender oder auch absinkender Luft verwenden wir wieder das aus dem Kapitel Gleichgewicht bekannte Luftpaket-Modell.

trockenadiabatischer Temperaturgradient

Trockenadiabatischer Temperaturgradient

Betrachten wir also ein Luftpaket aus ungesättigter Luft, welches in seiner Umgebungsluft aufsteigt. Da der Luftdruck mit der Höhe abnimmt, wie im Kapitel Luftdruck dargestellt ist, sinkt nach der allgemeinen Gasgleichung die Temperatur im Luftpaket. Umgekehrt nimmt die Temperatur im Luftpaket zu, wenn es nach unten sinkt, weil dort der Luftdruck ansteigt. Das zeigt diese Animation.

Wie stark sich die Temperatur bei diesen Vorgängen ändert, ist eine Frage des Temperaturgradienten (engl.: lapse rate). Er hat bei ungesättigter Luft, d.h. ohne Wolkenbildung, einen konstanten Wert von etwa 1 °C pro 100 m oder 3 °C pro 1.000 ft (genau 0,98 °C/100 m). Es ist in diesem Fall der sog. trockenadiabatische Temperaturgradient (engl.: dry adiabatic lapse rate = DALR).

 

adiabatische Gradienten

 

adiabatische Hebung

Der trockenadiabatische Temperaturgradient gilt für adiabatisch-reversible, isentrope Zustandsänderungen, d.h. es tritt keine Änderung des Aggregatzustands ein. Er gilt für Höhenänderungen eines Luftpaketes nur solange die relative Luftfeuchtigkeit unter 100 % Prozent bleibt, also keine Unterschreitung des Taupunkts und damit keine Kondensation erfolgt. Trocken aufsteigende Luft kühlt sich somit immer um 1 °C/100 m ab. Wenn die Luft absinkt, erwärmt sie sich umgekehrt mit derselben Rate, also ebenfalls um 1 °C/100 m. Die Temperaturgradienten werden übrigens ohne Vorzeichen genannt, man spricht daher z.B. von 3 °C Temperaturabnahme pro 1.000 ft.

Dieser Wert ist, abgesehen von kleinen Schwankungen durch Unterschiede in der Luftzusammensetzung, konstant, die Ab- bzw. Zunahme der Temperatur verläuft also linear, wie die Abbildung links oben zeigt. Kennt man die Bodentemperatur, läßt sich damit die Temperatur in verschiedenen Höhen einfach berechnen. Dies funktioniert allerdings nur, solange sich keine Wolken bilden und kein Wasserdampf kondensiert. Dies entspricht den Annahmen für den trockenadiabatischen Prozeß, die neben äußerer Wärmezufuhr auch Übergänge zwischen verschiedenen Aggregatszuständen ausschließen.

Die Abbildung rechts oben zeigt den trockenadiabatischen Aufstieg der Luft bis 2.000 m. Dann setzt Kondensation ein, eine Wolke bildet sich. Anschließend nimmt die Temperatur beim weiteren Aufstieg der Luft nur noch mit dem feuchtadiabatischen Wert ab.

feuchtadiabatischer Temperaturgradient

Feuchtadiabatischer Temperaturgradient

Wenn wir unser Beispiel des aufsteigenden Luftpakets weiter betrachten, stellen wir fest, daß der im Luftpaket enthaltene Wasserdampf ab einer bestimmten Höhe seine Sättigung erreicht, zu kondensieren beginnt und eine Wolke bildet. Aufgrund der nun frei werdenden Kondensationswärme von 600 cal/g wird unser Luftpaket nunmehr mit zunehmender Höhe weniger stark abkühlen. Das Luftpaket ist damit in den feuchtadiabatischen Zustand gewechselt. Beim weiteren Aufstieg des Luftpaketes wird der Wasserdampf nach und nach kondensieren und die so entstandenen Wassertröpfen als Niederschlag das Luftpaket verlassen. Aufgrund der zugeführten latenten Wärme ist der Temperaturrückgang mit zunehmender Höhe weniger stark aus als im trockenadiabatischen Fall. Andererseits, je kälter es wird, desto weniger Wasserdampf ist noch im Luftpaket vorhanden. Bei niedrigen Temperaturen kann daher immer weniger Wasserdampf kondensieren. Damit nähert sich der feuchtadiabatische Temperaturgradient bei kalten Temperaturen dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten wieder an. Deswegen erscheint er im Diagramm rechts als leicht gebogene Linie. Im üblichen Bereich der Wolkenbildung in unseren mittleren Breiten ab ca. 1.000 m (3.000 - 4.000 ft) Höhe liegt der sog. feuchtadtabatische Temperaturgradient (engl.: saturated air lapse rate = SALR) deshalb abhängig vom Feuchtegehalt der Luft im Mittel bei ca. 0.5 - 0,6 °C/100 m oder 1,5 - 1,8 °C/1.000 ft.

Der feuchtadiabatische Temperaturgradient gilt zwar ebenfalls für adiabatische Bedingungen, aber dabei ausdrücklich für den Fall, daß eine Kondensation von Wasserdampf auftritt. Wird z.B. durch Thermik warme, feuchte Luft bis zum Kondensationsniveau angehoben, sinkt die Temperatur mit zunehmender Höhe bis auf den Taupunkt ab. Dabei kondensiert der unsichtbare Wasserdampf als sichtbares Wolkentröpfchen aus: Eine Wolke kann entstehen. Die bei der Verdunstung des Wassers aufgenommene Energie wird nun als Kondensationswärme (latente Wärme) von 2.257 kJ/kg wieder freigesetzt und erhöht die Temperatur der aufsteigenden Luft. Diese Wärmezufuhr kann mit der trockenadiabatischen Abkühlungsrate quasi verrechnet werden, so daß die Abkühlungsrate in der Wolke etwa auf die Hälfte sinkt. Der trockenadiabatische Temperaturgradient wird somit durch diese Energiezufuhr abgeschwächt. Dieser neue Gradient wird als feuchtadiabatische Abkühlungsrate bezeichnet.

Wie stark diese Abschwächung ist, hängt von der Ausgangstemperatur des aufsteigenden Luftpakets ab, denn je höher diese ist, desto mehr Wasserdampf kann die Luft aufnehmen, desto größer ist der Anstieg des Sättigungsdampfdrucks und desto mehr Wasserdampf kondensiert folglich auch pro Kelvin Abkühlung aus, d.h. desto mehr Wärmeenergie wird frei. Bei hohen Temperaturen kann der Temperaturgradient daher unter 4 K/km betragen, bei einer Temperatur von - 40 °C mit 9 K/km aber auch dem trockenadiabatischen Gradienten rechtnahe kommen. In der Regel gilt für die feuchiadiabalische Abkühlung aufsteigender bzw. die Erwärmung absinkender Luft ein Wert von 0,4 K pro 100 m bei starker Kondensation und bis 0,8 bis 0,9 K pro 100 m bei schwacher Kondensation. Die feuchtadiabatische Temperaturänderung ist dabei nicht nur von der Temperatur, sondern auch vom Luftdruck abhängig, wie nachstehende Tabelle zeigt:

Luftdruck
in hPa

Lufttemperatur in °C

- 60

- 30

- 10

0

10

30

1.000        

1,0

0,94

0,78

0,66

0,54

0,37

600        

1,0

0,91

0,69

o,55

0,44

0,30

200        

0,98

0,76

0,46

0,35

0,29

0,22

 

Temperaturänderung in K / 100 m

 

In der Abbildung links oben ist ein idealisierter Temperaturverlauf mit einem konstanten Gradienten von 6,5 °C dargestellt, was etwa dem mitteleuropäischen Durchschnitt entspricht. In unseren Breiten beträgt der Mittelwert des feuchtadiabatischen Gradienten 0,6 °C/100 m bzw. 1,8 °C/1.000 ft

Setzt also während des Luftaufstieges Kondensation ein, wird die bei der Verdunstung von Wasser verbrauchte Energie von 2.257 kJ/kg wieder freigesetzt. Der bis dahin trockenadiabatische Abkühlungsprozeß verringert sich dadurch je nach Wasserdampfgehalt auf einen Wert zwischen 0,6 °C/100 m und 0,5 °C/100 m. Der rein feuchtadiabatische Temperaturgradient ist im Unterschied zum trockenadiabatischen Temperaturgradient nicht konstant, sondern ändert sich mit dem Feuchtegehalt bei herrschender Temperatur und herrschendem Luftdruck.Solange daher der Sättigungsdampfdruck in vertikal bewegten Luftmassen nicht erreicht ist, laufen alle Zustandsänderungen von vertikal bewegten Luftmassen trocken-adiabatisch ab. Die Temperaturänderung beträgt dann 0,98 °C/100 m (1 °C/100 m), bei Hebung abnehmend, bei Absinken zunehmend. Die Äquivalenttemperatur beschreibt die Temperatur, die eine Luftmasse annehmen würde, wenn die gesamte in ihr gespeicherte latente Wärme (Wasserdampf) in fühlbare Wärme umgesetzt würde.

  • Luft unter 100 % relativer Feuchte kühlt pro 100 m Höhe um etwa 1 K trockenadiabatisch ab,
  • Luft bei 100% relativer Feuchte bildet Wolken und kühlt pro 100 m Höhe nur noch um ca. 0,6 K feuchtadiabatisch ab.
  • Der Temperaturgradient von Normal-Null bis zur Tropopause beträgt in der Standardatmosphäre - 0,65 °C/100 m bzw. 2 °C/1.000 ft.

Umgebungsgradient

Der Umgebungsgradient der Troposphäre, auch als geometrischer Temperaturgradient bezeichnet, stellt den Temperaturverlauf der Atmosphäre dar, so wie er mit Aufstiegssonden gemessen werden kann. Er variiert je nach geographischer Breite, Klimazone und Jahreszeit zwischen weniger als 0 °C im Winter an den Polen, d.h. dort steigt dann die Temperatur mit der Höhe, und bis zu 8 °C im Sommer über tropischen Ozeanen. In unseren mittleren Breiten beträgt er im Mittel 0,65 K pro 100 m bzw. 2 °C/1.000 ft. Das ist auch der Wert für die Standard-Atmosphäre. Durch das komplexe Zusammenwirken einer Vielzahl diabatischer, advektiver und konvektiver Prozesse kann er erheblich von den - theoretischen - Modellvorstellungen eines trocken- oder feuchtadiabatischen Gradienten abweichen und auch deutlich um seinen eigenen Mittelwert schwanken. Das bedeutet, daß durch Radiosondenaufstiege gewonnene aktuelle Zustandskurven in Abhängigkeit von der Wetterlage signifikant unterschiedlich sein können. So wird beispielsweise die Temperatur in einer Warmluftmasse und bei Aufgleitvorgängen um 0,3 bis 0,5 K pro 100 m, in einbrechender Kaltluft immerhin um 0,6 bis 0,8 K/100 m abnehmen. Ist ein Temperaturgradient größer als der trockenadiabatische Wert, bezeichnet man ihn als überadiabatisch, ist er geringer als unteradiabatisch.

Betrachtet man die gesamte Troposphäre, herrschen in unterschiedlichen Höhen zudem oft völlig unterschiedliche Gradienten, wobei sich in der Regel eine für die jeweilige Wetterlage charakteristische Abfolge einstellt. Auch eine Umkehr das Gradienten in Form einer Inversion ist dabei möglich. Aus den Unterschieden, die sich zu einem Luftpaket ergeben, das adiabatisch über dynamische Gradienten erwärmt oder abgekühlt wird, leitet sich die Schichtungsstabilität der Erdatmosphäre ab.

 

 

Der horizontale Temperaturgradient

Ebenso wie in der Vertikalen gibt es in der Atmosphäre derartige Temperaturgradienten auch in der Horizontalen. Diese sind dann jedoch nicht schichtungsabhängig, sondern werden von unterschiedlich temperierten Luftmassen bestimmt. Hierauf wird im Kapitel Luftmassen näher eingegangen.

Wird neben dem vertikalen auch der horizontale Temperaturgradient berücksichtigt, lassen sich Luftmassen auch bezüglich ihrer Eignung zu horizontalen Strömungen und Zirkulationen beurteilen. Verlaufen die Isothermen (Flächen gleicher Temperatur) und die Isobaren (Flächen gleichen Luftdruckes) in einer Luftmasse parallel zueinander, herrscht eine barotrope Schichtung, in der keine horizontal gerichteten Kräfte auftreten. Sind Isobaren und Isothermen aber gegeneinander geneigt, liegt eine barokline Schichtung vor. In baroklin geschichteten Luftmassen ergeben sich seitlich gerichtete Kräfte, die zur Ausbildung von horizontalen Luftströmungen, kurz gesagt Wind, führen. Barokline Schichtungen treten typischerweise im Bereich von Fronten zwischen Luftmassen unterschiedlicher Temperatur auf. Sie spielen auch bei der Entstehung von Zyklon-Antizyklon-Systemen (Zyklogenese) im Bereich der Westwinddriftzone eine entscheidende Rolle (atmosphärische Zirkulation).

 

ICAO-Temperaturgradient

Ein weiterer Temperaturgradient ist der ICAO-Temperaturgradient. Der ICAO-Temperaturgradient ist wie die ICAO-Atmosphäre selbst ein theoretisches Gebilde, d.h. ein willkürlich festgelegter Wert. Danach wird die ICAO-Atmosphäre mit zunehmender Höhe im Bereich von 0 - 11 km um etwa 0,65 °C/100 m oder etwa 2 °C/1.000 ft kälter (die ICAO-Atmosphäre selbst ist bis 80 km Höhe definiert). Der Wert entspricht somit in etwa einem Mittelwert aller real vorkommenden Temperaturgradienten für durchschnittliche atmosphärische Verhältnisse in mittleren Breiten. Dabei ist zu berücksichtigen, daß die ICAO-Atmosphäre ohne Wasserdampf definiert ist, weshalb der ICAO-Gradient über die volle Höhenschicht einheitlich verwendet werden kann. Der ICAO- bzw. ISA-Temperatur gradient ist im Diagramm oben rechts dargestellt.

Tabellarisch zusammengefasst sieht das dann so aus:

Ungesättigte Luft (< 100% Luftfeuchte) 

trockenadiabatischer Temperaturgradient

dry adiabatic lapse rate = DALR 

1 °C pro 100 m = 3 °C pro 1.000 ft

Gesättigte Luft (100% Luftfeuchte)

feuchtadiabatischer Temperaturgradient

saturated air lapse rate = SALR

0,6 °C/100 m = 1,8 °C/1.000 ft

ICAO Atmosphäre (ohne Wasserdampf) 

ICAO Temperaturgradient  

ICAO lapse rate

0,65 °C pro 100 m = 2 °C pro 1.000 ft

Umgebungsluft

Temperaturgradient der Umgebungsluft

Environmental lapse rate = ELR  

Beliebige Werte abhängig von der aktuellen Wettersituation

 

Das Zusammenspiel dieser Temperaturgradienten macht diese Animation anschaulich.

Temperaturgradient und Tropopausenhöhe

Temperaturgradient der Troposphäre

Wie eben erwähnt, nimmt die Temperatur in der Troposhäre mit der Höhe ab. Dies wird in der Meteorologie als Temperaturgradient bezeichnet. Dieser ist definitionsgemäß in der Troposphäre im Mittel negativ. Besondere vertikale Temperaturgradienten sind:

  • der trockenadiabatische Temperaturgradient (engl.: dry adiabatic lapse rate - DALR)
  • der feuchtadiabatische Temperaturgradient (engl.: saturated (moist) adiabatic lapse rate - SALR bzw. MALR)
  • der ISA-Temperaturgradient (engl.: ICAO lapse rate).

Aus dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik, dem hydrostatischen Gleichgewicht und der idealen Gasgleichung ergibt sich, daß eine trockenadiabatisch geschichtete Atmosphäre eine konstante Temperaturabname mit der Höhe aufweist von 0,98 °C/100 m (Hinweis: Für Prüfungsaufgaben wird insoweit üblicherweise mit 1 °C/100 m bzw. 3 °C/1.000 ft gerechnet). Bei einer feuchtadiabatischen Schichtung, nimmt die Temperatur hingegen langsamer mit der Höhe ab. Feuchtadiabatisch aufsteigende Luftpakete werden durch die freiwerdende Kondensationswarme erwärmt, d.h. je höher die Feuchte der Luft, desto mehr Kondensationswärme kann frei werden und desto geringer ist folglich der feuchtadiabatische Temperaturgradient. In den Tropen kann er so u.U. nur 0,4 °C/100 m bzw. 1,2 °C/1.000 ft betragen, während er sich aufgrund des geringen Feuchtegehalts in der kalten Polarluft an den Polen sich nur wenig vom trockenadiabatischen Temperaturgradienten unterscheidet. In mittleren Breiten beträgt der Mittelwert des feuchtadiabatischen Gradienten 0,6 °C/100 m bzw. 1,8 °C/1.000 ft. Die durch ICAO genormte ISA-Atmosphäre definiert für die Höhenmessung und verschiedene andere Zwecke der Luftfahrt einen konstant mit der Höhe abnehmenden ISA-Temperaturgradient von 0,65 °C/100 m oder 2 °C/1.000 ft.

Der tatsachliche Temperaturgradient einer realen Luftmasse (engl.: environmental lapse rate - ELR) ist ein mit der Höhe und der Luftfeuchte variierender Wert, wobei der Wert beliebig positiv wie auch negativ sein kann.

 

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