Grundlagen der Atmosphärenphysik: Gradienten, Stabilität & Zirkulation

Vertikale Temperaturgradienten

Der Temperaturunterschied zwischen zwei Punkten bei einem Höhenunterschied von 100 m.

Definition des Vertikalen Temperaturgradienten (GTV)

Der vertikale Temperaturgradient (GTV) ist die vertikale Veränderung der Lufttemperatur in ruhender oder statischer Luft. Er variiert mit Höhe, Breite, Jahreszeit und anderen Faktoren.

Temperaturinversion

Eine Inversion ist ein Luftraum, in dem die Temperatur mit der Höhe zunimmt, anstatt abzunehmen, d.h., wenn der GTV negativ ist. Ein typisches Beispiel ist der Winter.

Trockenadiabatischer Temperaturgradient (GAS)

Der trockenadiabatische Temperaturgradient (GAS) beschreibt die Temperaturänderung einer aufsteigenden oder absinkenden, ungesättigten Luftmasse. Er ist dynamisch und kann als „geschlossenes System“ oder adiabatisch betrachtet werden, da kein Wärmeaustausch mit der Umgebungsluft stattfindet.

Feuchtadiabatischer Temperaturgradient (GAH)

Der feuchtadiabatische Temperaturgradient (GAH): Wenn eine aufsteigende Luftmasse den Taupunkt erreicht, kondensiert das enthaltene Wasser und bildet eine Wolke. Die Luftmasse steigt weiter, aber nun mit dem GAH. Der GAH hängt von der Menge des anfänglichen Wasserdampfs ab: Je mehr Wasserdampf, desto niedriger ist der GAH.

Bedingungen der atmosphärischen Stabilität und Instabilität

Atmosphärische Instabilität

Instabilität tritt auf, wenn eine aufsteigende Luftmasse, deren interne Temperatur sich gemäß dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten (GAS) ändert, wärmer bleibt als die Umgebungsluft, deren vertikale Temperaturschwankungen dem GTV entsprechen. Dies ist der Fall, wenn der GTV größer ist als der GAS (GTV > GAS). Solche Bedingungen fördern starke vertikale Bewegungen und können zur Bildung von Stürmen und Niederschlag führen.

Atmosphärische Stabilität und Absinken

Stabilität bedeutet eine Unterdrückung der Konvektion, da kalte, dichtere Luftmassen absinken und sich am Boden ansammeln. Dies ist der Fall, wenn eine absinkende Luftmasse kälter wird als die Umgebungsluft.

Stabile Schichtung: GTV positiv und kleiner als GAS

Wenn der GTV positiv und kleiner als der GAS ist (0 < GTV < GAS): In dieser Situation gibt es keine vertikale Bewegung.

Sehr stabile Schichtung: GTV negativ (Inversion)

Wenn der GTV negativ ist (GTV < 0): Dies entspricht einer Inversion, die sehr stabil ist und vertikale Bewegungen stark unterdrückt.

Typische Bedingungen für starkes Absinken

Intensiveres Absinken erfolgt in der Regel im Winter, bei Windstille, langen Nächten und sehr kalter Atmosphäre. Unter diesen Bedingungen werden Luftschadstoffe am Boden eingeschlossen.

Dynamik der Atmosphäre: Wind und Corioliskraft

Die Windbewegung ist selten geradlinig, da sie vom Corioliseffekt beeinflusst wird. Dieser Effekt ist eine Folge der Erdrotation. Die Stärke der Corioliskraft ist an den Polen am größten und nimmt zum Äquator hin ab, wo sie verschwindet. Der Wind strömt von Hochdruckgebieten zu Tiefdruckgebieten, dem Druckgradienten folgend. Durch die Ablenkung der Corioliskraft dreht sich der Wind auf der Nordhalbkugel (NH) um Hochdruckgebiete im Uhrzeigersinn und um Tiefdruckgebiete gegen den Uhrzeigersinn (auf der Südhalbkugel (SH) ist es umgekehrt).

Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre

Heiße äquatoriale Luft steigt durch die Erwärmung an der Erdoberfläche auf, was zu äquatorialen Tiefdruckgebieten führt. An den Polen führt die niedrige Temperatur zu absinkender Kaltluft und der Bildung permanenter polarer Hochdruckgebiete. Die Corioliskraft bewirkt eine Rechtsablenkung des Windes auf der Nordhalbkugel (NH) und eine Linksablenkung auf der Südhalbkugel (SH). Die globale atmosphärische Zirkulation wird durch drei Hauptzellen beschrieben:

• Hadley-Zelle

  Angetrieben durch die intensive Sonneneinstrahlung am Äquator. Warme Luft steigt in den äquatorialen Tiefdruckgebieten auf, erreicht die Tropopause und strömt dann horizontal polwärts. Der Corioliseffekt bewirkt eine Ablenkung. Um etwa 30° N und S Breite sinkt die Luft ab und bildet subtropische Hochdruckgebiete, die, wenn sie über Kontinenten liegen, die größten Wüsten der Welt verursachen. Das subtropische Azorenhoch beeinflusst beispielsweise das Klima Mitteleuropas. Manchmal im Sommer übt auch das kontinentale Saharahoch seinen Einfluss auf die Iberische Halbinsel aus. Die Zelle schließt sich durch die Passatwinde, die als Oberflächenwinde von den subtropischen Hochdruckgebieten zum Äquator strömen, wo die Winde beider Hemisphären in der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) zusammenlaufen.

• Polarzelle

  Die Polarzelle reicht bis etwa 60° geografischer Breite, wo die Luft wieder aufsteigt und subpolare Tiefdruckgebiete bildet.

• Ferrel-Zelle

  Diese Zelle befindet sich zwischen der Hadley- und der Polarzelle (ca. 30° bis 60° Breite). Sie wird indirekt durch die anderen beiden Zellen angetrieben und ist durch die vorherrschenden Westwinde an der Oberfläche gekennzeichnet. In dieser Zone kommt es zum Austausch von Luftmassen zwischen den subtropischen Hochdruckgebieten und den subpolaren Tiefdruckgebieten.