Physik der Atmosphäre

1.1Eine dünne Haut, von unten beheizt#

Wäre die Erde eine Orange, passte das ganze Wetter, das uns betrifft, in die Dicke ihrer Schale. Diese Schicht heißt Troposphäre. Sie reicht vom Boden bis zur Tropopause, in unseren Breiten bei etwa 11 km – höher am Äquator (16 bis 17 km), tiefer an den Polen (etwa 8 km), im Winter etwas tiefer als im Sommer. In dieser Schicht nimmt die Temperatur mit der Höhe ab, hier wechselt das Wasser seinen Zustand – sie ist also die Schicht der Wolken, des Windes und der Konvektion.

Darüber ist die Stratosphäre stabil und trocken: Die Temperatur nimmt dort nicht mehr ab, weiter oben steigt sie sogar wieder. Keine Thermik kann dauerhaft in sie eindringen. An dieser Decke zerschellen die Gipfel der Cumulonimben, die sich dann zum Amboss ausbreiten (Abb. 1.1).

Warum es oben kälter ist

Eine falsche und hartnäckige Vorstellung besagt, in der Höhe sei es kalt, weil man sich von der Sonne entfernt. In Wirklichkeit durchdringt die Sonnenstrahlung die Luft, fast ohne sie zu erwärmen: Es ist der Boden, der die Energie aufnimmt und an die Luft weitergibt, durch Kontakt und durch Infrarotstrahlung. Die Atmosphäre wird von unten geheizt, wie ein Topf auf dem Herd. Zwei Folgen bilden die Grundlage dieses ganzen Buches.

Erstens nimmt die Temperatur im Mittel mit der Höhe ab. Der mittlere vertikale Temperaturgradient beträgt 0,65 °C / 100 m, also 6,5 °C pro Kilometer. Doch das ist nur ein statistischer Mittelwert: Das tatsächliche Profil des Tages, die Zustandskurve (Abschnitt 1.6), weicht ständig davon ab, und genau diese Abweichung macht einen Flugtag oder verdirbt ihn.

Zweitens geht die Konvektion immer vom Boden aus. Der Boden erwärmt die Luft, die ihn berührt; diese Luft wird weniger dicht als ihre Nachbarn und steigt auf: Das ist die Thermik. Die Meteorologie des Gleitschirm- und Drachenfliegens ist die Wissenschaft davon, was danach mit diesem Luftpaket geschieht.

1.2Der Luftdruck: das Gewicht der Luft#

Der Druck an einem Punkt ist das Gewicht der gesamten Luftsäule über ihm. Auf Meereshöhe wiegt diese Säule etwa 10 Tonnen pro Quadratmeter, was den Normwert von 1013,25 hPa ergibt. Steigt man auf, bleibt weniger Luft über einem: Der Druck nimmt ab.

Er nimmt nicht gleichmäßig ab. Luft ist kompressibel: Die unteren Schichten, vom Gewicht der oberen zusammengedrückt, sind dichter. Stellen Sie sich einen Stapel Bettdecken vor: Die unteren sind plattgedrückt, die oberen aufgebauscht. Teilen Sie die Atmosphäre in sechs gleich schwere Schichten: Die erste ist 1500 m dick, die fünfte fast 5 km (Abb. 1.2).

In Bodennähe verliert man etwa 1 hPa pro 8 m; um 2000 m eher 1 hPa pro 10 m. In etwa 5500 m ist der Druck auf die Hälfte gesunken. Deshalb beschreiben Meteorologen die Höhe durch Druckniveaus, die Sie auf allen Karten und in allen Temps (Radiosondenaufstiege oder berechnete Vertikalprofile) wiederfinden werden:

Diese Höhen schwanken je nach Lufttemperatur um einige Dutzend bis einige hundert Meter: Eine warme Säule ist dicker als eine kalte. Das ist sogar eine wertvolle Information, die in Kapitel 5 genutzt wird.

Der Höhenmesser ist ein Barometer

Ihr Höhenmesser – in der Uhr, im GPS oder am Gurtzeug – misst nicht die Höhe: Er misst den Druck und rechnet ihn nach der Standardatmosphäre in eine Höhe um. Fällt der Druck in der Nacht um 5 hPa, weil sich ein Tief nähert, „steigt“ der Höhenmesser um etwa fünfzig Meter, ohne dass Sie sich bewegt haben.

1.3Feuchte und Taupunkt#

Luft enthält immer Wasserdampf, ein unsichtbares Gas. Wie viel sie davon höchstens tragen kann, hängt fast nur von ihrer Temperatur ab, und zwar stark nichtlinear. Ein Kilogramm Luft von 30 °C kann etwa 27 g Dampf enthalten; bei 10 °C nur 7,6 g; bei −10 °C kaum 1,8 g. Etwa alle 10 °C verdoppelt sich das Fassungsvermögen (Abb. 1.3).

Merken Sie sich das Bild: Feuchte Luft abzukühlen heißt, sie unaufhaltsam auf die Sättigung zuzutreiben. Der Morgennebel, der Tau auf dem Zelt, der Cumulus am Mittag und die beschlagene Brille sind ein und dasselbe Phänomen.

Drei Größen beschreiben die Feuchte, und man muss sie streng auseinanderhalten:

Deshalb denken Meteorologen in Td und nicht in rF: „rF = 60 %“ sagt nichts, solange man die Temperatur nicht kennt; „Td = 14 °C“ legt die Wassermenge ein für alle Mal fest. Die Differenz T − Td, die Taupunktdifferenz, ist die Größe für die Praxis: Sie gibt an, um wie viel man die Luft abkühlen muss, um eine Wolke zu erzeugen.

Die relative Feuchte fährt Achterbahn

Im Lauf eines schönen Tages gewinnt oder verliert die Talluft kaum Wasser: Td bewegt sich kaum. Die Temperatur dagegen steigt zwischen Morgendämmerung und Nachmittag um 10 bis 15 °C. Ergebnis: Die relative Feuchte fällt von fast 100 % am frühen Morgen auf 40 % oder weniger gegen 15 Uhr und steigt am Abend wieder an (Abb. 1.4).

1.4Das Luftpaket und die Fahrradpumpe#

Um die Vorgänge zu durchdenken, verfolgt man ein Luftpaket (oder Luftteilchen): eine gedachte Luftblase, die aufsteigt, ohne sich mit der umgebenden Luft zu vermischen und ohne Wärme mit ihr auszutauschen. Das ist eine Idealisierung – wir werden ihre Grenzen sehen –, aber ihre Vorhersagekraft ist bemerkenswert.

Steigt das Paket auf, nimmt der Druck um es herum ab: Es dehnt sich aus, wie die Luft, die aus einem Ventil entweicht. Beim Ausdehnen schiebt es die umgebende Luft beiseite, und diese Arbeit zehrt an seiner eigenen Energie: Es kühlt ab. Umgekehrt erwärmt sich die in einer Fahrradpumpe zusammengedrückte Luft. Diese Zustandsänderung ohne Wärmeaustausch heißt adiabatisch. Die Abkühlung hat nichts mit dem Kontakt zu kälterer Luft zu tun: Sie ist rein mechanisch, und ihr Tempo ist eine physikalische Konstante (Abb. 1.5).

Ein letztes Detail ist wichtig. Auch der Taupunkt des Pakets sinkt beim Aufsteigen ein wenig, um etwa 0,2 °C / 100 m, weil die Ausdehnung seinen Dampf verdünnt. Temperatur und Taupunkt nähern sich also um 1,0 − 0,2 = 0,8 °C pro 100 m an. Merken Sie sich diese Zahl: Sie liefert gleich die Höhe der Wolken.

1.5Die Cumulusbasis#

Ein Luftpaket, das mit einer Differenz T − Td von 11 °C am Boden startet, holt seinen Taupunkt nach 11 / 0,8 ≈ 14 Schritten von 100 m ein, also etwa 1350 m höher. In dieser Höhe ist es gesättigt: Das ist das Kondensationsniveau, die flache Basis des Cumulus. Alle Pakete eines Ortes haben ungefähr dieselben Startwerte: Sie kondensieren alle in derselben Höhe, daher diese so typische waagerechte Basis (Abb. 1.6).

Drei Vorsichtsregeln für die Anwendung. Die Formel liefert eine Höhe über der Station: Addieren Sie deren Höhe. Sie gilt für Werte, die in der Wetterhütte gemessen wurden, wenn die Sonne schon geheizt hat: Eine um 7 Uhr abgelesene Differenz unterschätzt die Basis am Nachmittag deutlich. Schließlich setzt sie voraus, dass die Luft vom Boden bis zur Basis gut durchmischt ist, was der Fall ist, sobald die Thermik läuft.

1.6Stabil oder labil: der Wettlauf zweier Abkühlungen#

Die Adiabaten beschreiben, was ein angehobenes Luftpaket tun würde. Bleibt die Frage, worauf es unterwegs trifft: auf das tatsächliche Temperaturprofil der Atmosphäre an diesem Tag, gemessen per Radiosondenaufstieg oder von den Modellen berechnet. Das ist die Zustandskurve. Sie gehorcht keiner Schiene: Sie ist das Ergebnis der ganzen Geschichte der Luftmasse – Erwärmung des Bodens, nächtliche Abkühlung, Luft, die unter einem Hoch absinkt, warme oder kalte Luft, die der Wind herangeführt hat …

Das Urteil hängt an einem Vergleich der Neigungen. Heben Sie in Gedanken ein Paket um 100 m an: Es verliert 1 °C. Und die Umgebungsluft 100 m höher – ist sie kälter oder weniger kalt als das Paket? (Abb. 1.7)

Vom Temperaturunterschied zur Vertikalgeschwindigkeit

Ein Paket, das wärmer ist als seine Umgebung, ist leichter: Es erfährt einen Auftrieb nach oben, der proportional zum Temperaturunterschied ist. Ein Unterschied von 1 °C ergibt eine Beschleunigung von etwa 0,03 m/s² – drei Hundertstel der Erdbeschleunigung. Das ist bescheiden, aber über 1000 m Aufstieg würde es theoretisch reichen, um 6 bis 8 m/s zu erreichen.

Dass die echte Thermik eher zwischen 1 und 4 m/s liegt, mit Spitzen von 5 bis 8 m/s an großen Alpentagen, liegt an der Einmischung: Der Aufwind saugt an seinen Rändern kältere und trockenere Umgebungsluft an, die seinen Wärmeüberschuss verdünnt, und er reibt sich an der ruhenden Luft. Je schmaler ein Thermikschlauch, desto stärker wird er verdünnt. Ein breiter, gut gespeister Thermikschlauch ist in seinem Kern geschützt: Er steigt stärker und höher.

1.7Inversionen: ein Deckel über dem Tal#

Eine Inversion ist eine Schicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Das ist Stabilität im Extrem: Ein Paket, das in sie eindringt, wird sofort kälter als seine Umgebung und sinkt zurück. Drei Mechanismen erzeugen Inversionen, mit unterschiedlichen Erkennungszeichen (Abb. 1.8).

Die Strahlungsinversion entsteht in klaren, ruhigen Nächten am Boden. Der Boden strahlt seine Wärme in den Weltraum ab, kühlt aus und kühlt die Luft, die ihn berührt. Die kalte, schwere Luft fließt ab und sammelt sich in den Talgründen, in einer Schicht von einigen Dutzend bis einigen hundert Metern Dicke. Am frühen Morgen kann der Talgrund 5 bis 10 °C kälter sein als ein 300 m höher gelegener Hang. Die Sonne trägt sie im Lauf des Vormittags von unten ab: Sie ist es, die den Beginn der Thermik verzögert.

Die Absinkinversion entsteht unter Hochdruckgebieten. Die Luft sinkt dort langsam ab, über Hunderte von Kilometern; beim Absinken wird sie komprimiert und erwärmt sich um 1 °C pro 100 m (die Fahrradpumpe, in umgekehrter Richtung), und sie trocknet ab. Schließlich legt sie sich warm und trocken auf die kühlere Luft der unteren Schichten, oft zwischen 1000 und 3000 m. Das ist der Deckel langer Schönwetterperioden: blauer Himmel, trockener Dunst unter der Inversion, eine gedeckelte Thermikobergrenze, die sich von Tag zu Tag kaum ändert und sogar Tag für Tag sinken kann, wenn das Hoch altert (Abschnitt 3.7).

Die Frontinversion entsteht, wenn warme Luft über kältere Luft gleitet, vor einer Warmfront (Kapitel 4). Sie ist oft feucht: Stratus, Dunst oder Nieselregen in der kalten Schicht, Schichtwolken darüber.

1.8Die Paketmethode#

Alles bisher Gesagte lässt sich in einem einzigen Diagramm zusammenfassen, dem Emagramm, in dem man die Zustandskurve des Tages und die adiabatischen Schienen übereinanderlegt. Im echten Dokument sind die Temperaturen schräg und die Höhe als Druck aufgetragen; zum Verstehen kann man es „begradigen“, mit den Achsen Temperatur / Höhe, ohne etwas von der Methode zu verlieren (Abb. 1.9). Kapitel 2 bringt Ihnen bei, die echten zu lesen.

Zwei Größen fassen das Diagramm zusammen. Die Fläche, in der das Paket wärmer ist als die Umgebungsluft, misst die für die Konvektion verfügbare Energie: die CAPE, in Joule pro Kilogramm. Die Fläche, in der es kälter ist – typischerweise in der Morgeninversion –, misst die Energie, die aufgebracht werden muss, um den Deckel zu durchbrechen: die CIN. Eine hohe CAPE unter einer CIN, die bis zur Tagesmitte hält, ist das Szenario der Gewitterexplosion am späten Nachmittag: Den ganzen Nachmittag über sammelt sich die Energie unter dem Deckel, dann entlädt sich alles auf einmal.

Schließlich ist die Auslösetemperatur die Bodentemperatur, ab der die vom Boden ausgehende Trockenadiabate die nächtliche Bodeninversion durchbricht. Vergleichen Sie sie mit dem vorhergesagten Temperaturanstieg am Vormittag: Sie erhalten die Uhrzeit der ersten nutzbaren Thermik. Und der Abstand zwischen Höchsttemperatur und Auslösetemperatur sagt, ob der Tag ergiebig oder zäh wird.

1.9Wo die Thermik endet: weiche Obergrenze, harte Obergrenze#

Ein Aufwind endet, wenn das Paket nicht mehr wärmer ist als die Umgebungsluft. Dafür gibt es drei Wege, mit im Flug sehr unterschiedlichen Erkennungszeichen (Abb. 1.10).

Die weiche Obergrenze ist die der Tage ohne ausgeprägten Deckel: Die Umgebungsluft kühlt mit der Höhe immer langsamer ab, der Überschuss des Pakets schmilzt allmählich. Im Flug wird der Bart breiter, schwächer, schwer zu zentrieren; mit Mühe gewinnt man noch ein paar Dutzend Meter, dann nichts mehr.

Die harte Obergrenze, der „Betondeckel“, ist die der Inversionen: Der Überschuss verschwindet innerhalb weniger Dutzend Meter. Der Bart steigt gut bis zum Schluss und endet dann abrupt, oft in einer zerrissenen Zone, in der der Schirm durchgeschüttelt wird. Die Cumuli, falls vorhanden, breiten sich darunter aus.

Die Gnadenfrist in der Wolke kommt von der latenten Wärme: Oberhalb der Basis verliert das gesättigte Paket nur noch 0,5 bis 0,6 °C pro 100 m. Kühlt die Umgebungsluft schneller ab, wird es wieder immer wärmer: Die Wolke wächst, manchmal sehr hoch. Das ist die bedingte Labilität aus Abschnitt 1.6, und sie macht aus einem Cumulus einen Congestus und dann einen Cumulonimbus.

Zwei Feinheiten für die Praxis. Erstens die Einmischung: Die Obergrenze des Emagramms ist die des idealen Pakets; die echten, verdünnten Bärte enden oft etwas tiefer, und nur die kräftigsten erreichen die theoretische Obergrenze. Zweitens ist die Obergrenze nicht fest: Sie steigt im Lauf des Tages, in dem Maße, wie die Konvektion die Schicht erwärmt und die Inversionen von unten abträgt. Die Obergrenze um 12 Uhr ist nicht die um 15 Uhr.

1.10Latente Wärme, der verborgene Motor#

Wasser ist der große Wärmetransporteur der Atmosphäre (Abb. 1.11). Um zu verdunsten, leiht es sich Wärme aus seiner Umgebung: Deshalb kühlt Sie der Schweiß, und deshalb erwärmt sich ein feuchter Boden weniger als trockenes Geröll. Einmal in der Luft, reist der Dampf unsichtbar mit der Thermik. Wenn er kondensiert, gibt er genau die geliehene Wärme zurück, etwa 2500 J pro Gramm Wasser.

Eine Größenordnung macht den Effekt greifbar: Kondensiert 1 Gramm Wasser in einem Kilogramm Luft, erwärmt sich diese um etwa 2,5 °C. Ein feuchtes Luftpaket, das beim Durchqueren seiner Wolke einige Gramm Tröpfchen bildet, erhält so mehrere Grad Gratisheizung. Die Wolke ist eine Wärmekraftmaschine, die sich heizt, indem sie ihre Tröpfchen bildet: Das ist der Treibstoff der Cumulonimben und der Grund, warum ein Bart wieder an Kraft gewinnt, wenn er in seine Wolke eintritt.

Die Maschine funktioniert auch umgekehrt. Fällt Regen in trockene Luft, verdunstet ein Teil davon unterwegs und kühlt die Luft, die er durchquert. Diese abgekühlte, schwerere Luft stürzt zum Boden und breitet sich in Böen aus. Je trockener die Luft unter der Basis, desto heftiger der Effekt: Gewitter mit hoher Basis über trockener Luft bringen die heftigsten Böen.

1.11Die Mächtigkeit, die Niederschlag bringt#

Alle Wolken enthalten Wasser, aber nur sehr wenige bringen Regen. Die Tröpfchen eines Cumulus messen einige Hundertstel Millimeter: Sie schweben. Für einen Regentropfen muss man eine Million davon vereinen, und das braucht Zeit und Mächtigkeit. In mittleren Breiten führt der wirksamste Weg über das Eis: Im Teil der Wolke, der kälter als etwa −10 °C ist, wachsen die Eiskristalle auf Kosten der Tröpfchen, fallen dann und schmelzen, wenn sie die Nullgradgrenze durchqueren (Abb. 1.12).

Daraus folgt eine Faustregel für die Praxis, als Größenordnung zu verstehen: Eine konvektive Wolke von weniger als 1500 bis 2000 m Mächtigkeit bringt praktisch nie Niederschlag; ab 3000 m, vor allem wenn ihre Obergrenze kälter als −10 °C ist, werden Schauer wahrscheinlich; ein Cumulonimbus von 8 bis 10 km Mächtigkeit, das ist das Gewitter. Die Mächtigkeit lässt sich im Emagramm ablesen (Obergrenze − Basis, Abschnitt 1.8) und wird von den meisten Vorhersageseiten für Gleitschirm- und Drachenflieger direkt angegeben.

Der stratiforme Regen – der Regen der Fronten, der stundenlang über ganzen Regionen fällt – gehorcht derselben Physik, aber in dicken Schichten, die langsam über Hunderte von Kilometern gehoben werden: Das ist Sache von Kapitel 4.

Zwei Fragen des Wanderers, eine Antwort in Zahlen

„Werde ich in der Wolke wandern?“ Die Basis konvektiver Wolken ist das Kondensationsniveau: Basis ≈ Talhöhe + 122 × (T − Td). Vergleichen Sie diese Zahl mit der Höhe Ihrer Route, und denken Sie daran, dass die Basis im Lauf des Vormittags steigt, dass die Luvhänge einer feuchten Strömung Wolken tiefer festhalten, als die Rechnung ergibt, und dass eine Differenz T − Td von weniger als 4 °C schon am Morgen verhüllte Gipfel verspricht.

„Wird es regnen?“ Für konvektiven Regen schauen Sie auf die vorhergesagte Wolkendicke und die Höhe der Nullgradgrenze. Cumuli von 1000 m unter einer Nullgradgrenze in 4000 m: nichts. Wolken von 3000 m oder mehr, deren Obergrenze über die Nullgradgrenze steigt: Schauer am Nachmittag möglich. Ist zudem die CAPE hoch und die Luft in der Höhe feucht, ist die Gewittergefahr real; im Gebirge entscheidet sie sich früh, und Kapitel 9 beschreibt die Anzeichen im Detail.

1.12Übungen#

1.13Merkzettel und Fachbegriffe#

Adiabatisch

Zustandsänderung ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung. Ein aufsteigendes Luftpaket kühlt adiabatisch ab, allein durch Ausdehnung.

CAPE und CIN

Für die Konvektion verfügbare Energie (Fläche, in der das Paket wärmer ist als die Umgebungsluft) und Energie, die aufgebracht werden muss, um eine stabile Schicht zu durchbrechen (Fläche, in der es kälter ist), in J/kg.

Latente Wärme

Wärme, die verdunstendes Wasser aufnimmt und die bei der Kondensation des Dampfes wieder frei wird, etwa 2500 J pro Gramm.

Zustandskurve

Tatsächlicher Verlauf der Temperatur mit der Höhe, an einem bestimmten Ort zu einer bestimmten Zeit.

Taupunktdifferenz

Differenz T − Td: um wie viel man die Luft abkühlen muss, damit sie gesättigt ist.

Einmischung (Entrainment)

Einmischen von Umgebungsluft in einen Aufwind über seine Ränder; sie verdünnt den Wärmeüberschuss und bremst das Steigen.

Relative Feuchte

Verhältnis zwischen dem vorhandenen Dampf und dem bei der Lufttemperatur möglichen Maximum, in Prozent.

Inversion

Schicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt; ein Deckel für die Konvektion.

Kondensationsniveau

Höhe, in der ein aufsteigendes Luftpaket die Sättigung erreicht; Cumulusbasis. Man begegnet auch der englischen Abkürzung LCL.

Luftpaket (oder Luftteilchen)

Gedachte Luftblase, die man verfolgt und dabei als von ihrer Umgebung isoliert annimmt.

Taupunkt

Temperatur, auf die man die Luft abkühlen müsste, damit sie gesättigt ist; ein Maß für die Dampfmenge.

Mischungsverhältnis

Masse des Wasserdampfs pro Kilogramm trockener Luft, in g/kg.

Absinken (Subsidenz)

Langsames, großräumiges Absinken von Luft, typisch für Hochdruckgebiete; die Luft erwärmt sich dabei und trocknet ab.

Troposphäre, Tropopause

Untere Schicht der Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe abnimmt und die Wolken entstehen; die Tropopause ist ihre Obergrenze, bei etwa 11 km.

Ende von Kapitel 1 · Kapitel 2 setzt diese Werkzeuge an echten Emagrammen in die Praxis um.