Loe raamatut: «Meteorologie», lehekülg 6

1.6.1Stabile und labile Zustände

Unter welchen Umständen darf man in der Atmosphäre Stabilität, unter welchen Labilität erwarten? Dazu betrachten wir in Abb. 11 die rechte Hälfte. Dort ist eine Temperatur-Höhenkurve K dargestellt, die einer unteradiabatischen Schichtung entspricht. Nun denkt man sich in der Höhe h ein Luftpaket, das die gleichen Eigenschaften wie auf Seite 46ff. beschrieben sowie die Temperatur ϑH haben soll. Dieses Luftpaket werde nun auf das Niveau h1 hochgehoben. Dabei kühlt es sich ab, und zwar adiabatisch. Wenn es in h1 ankommt, ist seine Temperatur auf ϑL abgesunken. Da die Temperaturschichtung in der Atmosphäre als unteradiabatisch vorausgesetzt war, wird ϑL kleiner sein als die Temperatur der 50 Umgebungsluft ϑU. Das Luftpaket ist also kälter als seine Umgebung. Kalte Luft ist aber schwerer als warme. Das Luftpaket wird infolgedessen sofort wieder nach unten wegsinken, bis es in der Höhe h angekommen ist. Dort stimmt nach adiabatischer Erwärmung seine Temperatur wieder mit der der Umgebung überein. Die gleichen Überlegungen gelten, sogar noch in verstärktem Maße, auch bei einer Inversion.

Abb. 11 Zur Demonstration von Stabilität und Labilität der Atmosphäre (Erläuterungen im Text).

Denkt man sich das Luftpaket dagegen auf das Niveau h2 heruntergeholt, so passiert genau das Umgekehrte wie vorhin: Aufgrund adiabatischer Erwärmung wird seine Temperatur höher als die der Umgebung, sodass es wie ein Heißluftballon zur ursprünglichen Höhe h zurücksteigen wird.

Im Falle einer unteradiabatischen Temperaturschichtung wird also jede Vertikalbewegung automatisch und vollständig rückgängig gemacht. Die Atmosphäre kehrt nach jeder Störung wieder in ihren Ausgangszustand zurück, genauso wie die Kugel wieder in die Mulde zurückrollt. Man kann also zu Recht von einer stabilen Atmosphäre sprechen. Man bezeichnet deshalb unteradiabatische Temperaturgradienten und erst recht Inversionen als stabile Schichtungen.

Betrachtet man, wie auf der linken Hälfte der Abb. 11 dargestellt, eine überadiabatische Schichtung, so erkennt man sofort, dass man hier einen labilen Zustand vor sich hat. Wird nämlich wieder ein Luftpaket von h nach h1 gehoben, so zeigt sich, dass seine Temperatur ϑL dann höher ist als die der Umgebung ϑU. Dadurch erhält das Luftpaket einen ständig wachsenden Auftrieb, der es immer schneller nach oben schießen lässt. Analoge Überlegungen führen zu dem Ergebnis, dass eine Verschiebung nach unten zu einem Durchsacken bis zur Erdoberfläche führt.

Der geringste Anstoß reicht also bereits aus, in der Atmosphäre Umwälzungen größten Ausmaßes auszulösen, die nicht mehr in den Ausgangszustand zurückführen. Wir haben hier wie bei der über den Hügel rollenden Kugel eine labile Situation oder labile Schichtung vor uns. Echte über-adiabatische Temperaturgradienten treten nur relativ selten und meist auch nur vorübergehend auf, weil immer Anlässe genug vorhanden sind, ausgleichende Umlagerungsvorgänge anzustoßen.

Abb. 12 Kaltlufteinbruch: In der Höhe oberhalb von 1000 m ist die kalte Luft schon angekommen, während darunter noch die warme Luft vorhanden ist. (stark schematisiert).

Einer der Fälle, bei denen es zu echter Labilität kommt, ist das rasche Vordringen von Kaltluft gegen eine warme Luftmasse. Aus noch zu erklärenden Gründen (s. Seite 291) kommt dabei die Kaltluft in der Höhe oft schneller voran als am Boden, d. h., es kann am Boden noch Warmluft vorhanden sein, während in der Höhe die Kaltluft schon angekommen ist. Eine drastische Temperaturabnahme mit der Höhe, also massive Labilität, ist die Folge. Eine solche Situation äußert sich in heftigen Gewittern, Regen-, Schnee- oder Hagelschauern. Die bei solchen Wettersituationen auftretenden 51 heftigen Wind- und Sturmböen sind nichts anderes als Luftpakete, die aus großer Höhe heruntergestürzt und – am Erdboden angekommen – in die Horizontale umgelenkt worden sind (s. Abb. 12).

Der soeben besprochene Vorgang zur Labilisierung der Atmosphäre ist zwar sehr anschaulich, sehr viel wichtiger ist ein anderer, ebenfalls beim Vorrücken von Kaltluft ablaufender Prozess: Die Kaltluft schiebt sich dabei keilförmig unter die Warmluft und beginnt diese wie mit einer Schaufel hochzuheben. Dabei laufen die in Abb. 10 (Absinkinversion) beschriebenen Vorgänge, die dort zu Stabilisierung bzw. zu Inversionsbildung geführt haben, in umgekehrter Richtung ab, d. h. der Temperaturgradient kippt in Richtung überadiabatische Schichtung mit der Folge starker Labilisierung.

Ein dritter wichtiger Labilisierungsprozess setzt bei starker Sonnenstrahlung ein. Er wird im Rahmen des Energiehaushalts der Erdoberfläche auf Seite 241 besprochen.

Wie hoch steigt eigentlich ein nach oben angestoßenes Luftpaket in einer labil ­geschichteten Atmosphäre? Da seine Temperaturdifferenz zur Umgebung mit zunehmender Höhe immer größer wird, wächst gleichzeitig auch sein Auftrieb weiter und weiter. Könnte das Luftpaket vielleicht sogar so schnell werden, dass es der irdischen Gravitation zu entfliehen vermag?

Antwort:

Das Luftpaket wird keine größere Höhe als etwa 10 km erreichen, denn die dort einsetzende mächtige, Ozon bedingte Inversion wird jede weitere Vertikalbewegung unterdrücken (s. Seite 58 sowie die Bildung von Amboss-Wolken auf Seite 122).

Wenn die tatsächliche Temperaturschichtung dem adiabatischen Gradienten entspricht, ruft die Vertikalverschiebung eines Luftpaketes keine Reaktion hervor, denn in jeder Höhe stimmen die Umgebungstemperatur und die eigene Temperatur überein. Die Folge ist, dass das Luftpaket unbeeinflusst in der betreffenden Höhe bleibt. Eine solche Situation entspricht in unserem Kugelmodell dem Fall, dass die Kugel auf einer ebenen, waagerechten Fläche liegt. Wird sie aus ihrer augenblicklichen Lage herausgenommen und an irgendeine andere Stelle gelegt, so bleibt sie dort ruhig liegen. Man nennt diesen Schichtungstyp indifferent.

1.6.2Atmosphärenschichtung und Umweltschutz

Wie gleich zu zeigen sein wird, spielt der Schichtungstyp bei Fragen des Umweltschutzes eine außerordentlich wichtige Rolle. Je nach dem Stabilitätszustand werden nämlich Emissionen entweder sehr schnell in vertikaler Richtung zu unbedeutenden Konzentrationen verdünnt, oder sie können sich, tage-, ja wochenlang in festen Höhenschichten eingeschlossen, in gefährlichem Maße ansammeln. Abb. 13 soll die Zusammenhänge erläutern. Dort ist für fünf verschiedene Schichtungen das typische Ausbreitungsverhalten von Emissionen dargestellt. Links daneben sind die zugehörigen Temperatur-Höhenkurven und der adiabatische Gradient eingezeichnet.

Im Falle (a) haben wir eine fast adiabatische Schichtung vor uns. Der vom Schornstein ausgestoßene Rauch bewegt sich dabei in immer größer werdenden Mäandern lebhaft auf und ab und verdünnt sich dabei außerordentlich rasch. Er kann aber vorübergehend auch einmal bis zum Boden heruntergedrückt werden. Fast erinnert das Bild an eine Tasse mit Kaffee, in der Milch verrührt wird. In der Tat spielen sich dabei auch ganz ähnliche Vorgänge ab. 52 Würde man die Bahn eines ausgesuchten Rauchteilchens verfolgen, so könnte man sehen, dass sie aus vielen hintereinander angeordneten, verschieden großen Schleifen besteht. Von den Schleifen hat dieser Schichtungstyp auch seinen Namen Looping erhalten.

Abb. 13 Formen einer Rauchfahne bei verschiedenen Temperaturschichtungen nach Bierly und Hewson 1962.

Vergleicht man den Typ (b) damit, so stellt man fest, dass bei einer leicht stabilen Schichtung zwar noch Ansätze zu Mäandern vorhanden sind, aber die Vertikalbewegung doch insgesamt schon recht eingeschränkt ist. Nur langsam entwickelt sich die Rauchfahne in der Vertikalen, entsprechend langsam erfolgt auch die Verdünnung der Emission. Wegen der konischen, allmählich dicker werdenden Form des Rauches nennt man diesen Schichtungstyp Coning. 53

Steigert man die Stabilität schließlich bis zu einer massiven Inversion, wie im Fall (c) dargestellt, so findet überhaupt keine vertikale Ausbreitung mehr statt. Der Rauch steigt zwar wegen seiner Wärme noch etwas über die Schornsteinoberkante hinaus, aber nur so lange, bis er sich auf die Temperatur der Umgebung abgekühlt hat. Dann gibt es für ihn keine Vertikalbewegung mehr. Nur in der Horizontalen besteht die Möglichkeit zur Ausbreitung, sodass die Rauchfahne die Form eines waagerecht liegenden Fächers annimmt. Entsprechend bezeichnet man Inversionslagen auch als Fanning-Lagen. Für einen seitlich stehenden Beobachter zieht sich der Rauch in Form eines dünnen Fadens dahin, der kein Ende zu nehmen scheint. Bei einer Inversion sind demnach die Voraussetzungen für eine Verdünnung von atmosphärischen Verunreinigungen außerordentlich schlecht.

Als Lofting bezeichnet man einen Schichtungstyp, bei dem wie in Abb. 13 (d) dargestellt, eine Inversion relativ geringer Mächtigkeit nur in Bodennähe vorhanden ist, während darüber die Temperaturschichtung in etwa adiabatischen Verhältnissen entspricht. Solche Situationen entstehen praktisch in jeder wolkenarmen Nacht aufgrund des Energiehaushaltes (s. Seite 240ff.). Die Höhe der Inversion ist sehr unterschiedlich und hängt wesentlich von der Geländeform ab. Im ebenen Gelände übersteigt sie kaum 300 m. In Tallagen dagegen kann sie durchaus mehrere hundert Meter erreichen.

Gelingt es, durch entsprechende Schornsteinhöhe und Abgastemperatur, die Emissionen über die Inversionsobergrenze hinaufzubringen, so ist innerhalb der Inversion keine Luftverunreinigung mehr zu befürchten. Da die Inversion Vertikalbewegungen blockiert, können keine Luftpakete nach unten vordringen, dagegen bestehen nach oben hin wie beim Looping- oder Coning-Typ gute Voraussetzungen für eine rasche Verdünnung. Werden Schadstoffe jedoch innerhalb einer Inversion so abgelassen, dass sie die darüberliegende adiabatische Schicht nicht mehr erreichen können, so bleiben sie, ebenso wie beim Fanning-Typ, in einer festen Höhe gefangen und sammeln sich dort in ständig steigender Konzentration an. Dieser Fall tritt dann ein, wenn die Inversion aufgrund einer extremen Wetterlage erheblich höher als gewöhnlich wird. Meist stellt Lofting eine vorübergehende Situation von nur einigen Stunden Dauer dar.

Schließlich ist der umgekehrte Fall zu nennen, bei dem über einer nahezu adiabatischen Schicht am Boden eine Höheninversion liegt (e). Eine solche Situation heißt Fumigation. Gelingt es nicht, Abgase bis auf das Niveau der Inversion zu bringen, so stellt eine Fumigation-Lage die umweltschädlichste von allen fünf genannten Situationen dar. 54

Nach oben hin ist durch die Inversion jede Verdünnungsmöglichkeit blockiert, nach unten hingegen können sich die Verunreinigungen ungehindert ausbreiten, sodass sie sich in der Schicht zwischen Boden und Inversionsuntergrenze zunehmend ansammeln.

Zu Fumigation-Situationen kommt es gerne in größeren Städten (s. Seite 350). Da in Ballungszentren im Allgemeinen auch besonders viele Emissionsquellen vorhanden sind, wirkt sich eine Fumigation-Lage besonders umweltbelastend aus. Ihre Entstehung ist leicht zu erklären.

Stellen wir uns vor, durch Absinken sei eine mehrere hundert Meter mächtige Inversion entstanden. Wenn jetzt die unteren Schichten dieser Inversion durch Wiedererwärmung abgebaut werden, haben wir in kurzer Zeit eine Fumigation-Situation. Aber welche Vorgänge sind es, die eine solche Wiedererwärmung bewirken können?

Zum einen ist es die Wärmefreisetzung durch Industrie, Hausbrand und Kraftverkehr, zum andern die Ausbildung von Windwirbeln an Gebäuden und Geländeunebenheiten. Insbesondere der zweite Vorgang spielt eine wichtige Rolle. Wie wir später noch sehen werden, erzeugt der Wind im Gelände (s. Seite 347) stets mehr oder weniger große Wirbel mit überwiegend waagerechten Rotationsachsen. Diese Wirbel erzwingen in ihren auf- und ihren absteigenden Ästen Vertikalbewegungen von Luftpaketen, sowohl von oben nach unten als auch umgekehrt von unten nach oben. Dadurch werden nicht nur sämtliche zur Labilität neigenden Schichtungen fast augenblicklich umgelagert, sondern auch stabile Schichtungen bis hin zu Inversionen zumindest abgeschwächt, wenn nicht völlig zerstört. Der Grund dafür ist, dass in den absteigenden Ästen der Wirbel Luftpakete aus Höhen bis zu einigen hundert Metern heruntergeholt werden. Diese sind von Anfang an schon wärmer als die kalte Luft am Grund der Inversion, zusätzlich werden sie aber während des Absinkens noch adiabatisch erwärmt. Damit können sie insbesondere die unteren Bereiche der Inversion aufheizen und sie auf diese Weise zum Verschwinden bringen, also eine Fumigation-Situation hervorrufen. Wie Fumigation-Schichtungen noch entstehen, wird auf Seite 350 besprochen.

Neben den hier vorgestellten Schichtungstypen gibt es noch die relativ seltene Sonderform „Trapping”. Ihren Namen hat sie vom englischen Wort für Falle: „trap”. Bezeichnet wird damit eine Situation, bei der über einer Bodeninversion eine weitgehend adiabatische Schicht liegt, an die sich nach oben hin eine Höhen­inversion anschließt.

1.6.3Ausbreitungsrechnung

Ihre Aufgabe ist es, die Ausbreitung und Verdünnung freigesetzter Luftverunreinigungen zahlenmäßig zu beschreiben. In der Technischen Anleitung zur Reinhaltung der Luft, kurz als TA Luft bezeichnet, die das Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit im Jahre 2002 neu herausgegeben hat, sind alle Grundlagen und Berechnungsverfahren sowie die dabei zu 55 berücksichtigenden Richtlinien genau beschrieben und können dort im Bedarfsfall nachgelesen werden.

Hier soll nur ein vereinfachtes Beispiel vorgestellt werden, das das Ausbreitungsverhalten der Atmosphäre vom Prinzip her aufzeigt.

Dazu werden 5 Stabilitätsklassen definiert:

 sehr stabil

 stabil

 stabil-neutral

 labil-neutral

 labil

 sehr labil

Um Verwechslungen zu vermeiden, sei darauf hingewiesen, dass die „Stabilitätsklassen“ nicht mit den in der Meteorologie verwendeten Bezeichnungen „stabil“ und „labil“ identisch sind – sonst dürfte es zumindest die Klasse „sehr labil“ überhaupt nicht geben, weil eine solche Schichtung keinen dauerhaften Bestand hat (s. Seite 51).

Welche Stabilitätsklasse bei einer gegebenen Situation gilt, wird von der Windgeschwindigkeit (Höhere Windgeschwindigkeit – stärkere Wirbelbildung, siehe oben) und vom herrschenden Temperaturgradienten festgelegt. Wenn der Temperaturgradient (wegen des zu großen Messaufwandes) nicht bestimmt werden kann, darf ersatzweise die Bewölkung als Kriterium verwendet werden. Wie später noch gezeigt wird (s. Seite 239), fallen nämlich die Temperaturgradienten umso extremer aus je weniger Bewölkung vorhanden ist. Auf diese Weise kommt es nachts zu kräftigen Inversionen und tags zu adiabatischen – zeitweise sogar zu leicht überadiabatischen Gradienten.

Diese Definition erlaubt es, die 5 Stabilitätsklassen – stark vereinfacht und generalisiert – folgenden Wettersituationen zuzuordnen:

sehr stabil:	windstille, klare Nächte
stabil:	windschwache, wolkenarme Nächte
stabil-neutral:	windige wolkenreiche Nächte, windige wolkenreiche Tage
labil-neutral:	windige, wolkenarme oder windschwache, wolkige Tage
labil:	windschwache, wolkenarme Tage
sehr labil:	windschwache, wolkenlose, extrem sonnige Tage

Abb. 14 Berechnete SO2-Konzentrationen in Abhängigkeit vom Abstand zum Schornstein bei verschiedenen Wetterlagen (nach Malberg 2006, abgeändert).

Die so gefundene Ausbreitungsklasse wird dann den Rechnungen zugrunde gelegt. Diese können natürlich nicht jeden einzelnen Wirbel und jede kleinste Luftbewegung erfassen. Sie beschreiben 56 vielmehr einen mittleren Ausbreitungsvorgang. Man spricht von „quasistationären“ Verhältnissen. In Abb. 14 sind Ergebnisse von Ausbreitungsrechnungen dargestellt, die mit einem Gauß-Rechenmodell bearbeitet wurden. (Näheres siehe Marginalspalte Seite 56 und Malberg, 2006). Die Grafik zeigt die Abnahme der SO2-Konzentrationen (in Bodennähe) hinter einem 125 m hohen Schornstein bei unterschiedlichen Ausbreitungsbedingungen.

Dem hier verwendeten Verfahren zur Berechnung der Ausbreitung von Emissionen liegen – stark vereinfacht – folgende Annahmen zugrunde:

 Die aus einem Schornstein freigesetzten Substanzen formen sich zu einer Wolke mit einem (in Strömungsrichtung betrachtet) elliptischen Querschnitt. Bei labiler Schichtung (im Sinne der Stabilitätsklassen, z. B. Looping) ist diese Ellipse höher als breit. Bei stabiler Schichtung (z. B. Fanning) ist sie breiter als hoch.

 Die Konzentration der emittierten Substanzen nimmt innerhalb der Ausbreitungswolke stets vom Zentrum zum Ellipsenrand hin ab. Die Konzentration folgt dabei stets einer sog. „Gauß-Verteilung“, also einer glockenförmigen Kurve und zwar sowohl in der Horizontalen als auch in der Vertikalen.

 Strömungsabwärts dehnen sich die Ellipsen immer weiter aus, ihre Form bleibt dabei aber erhalten.

(Weitere Informationen dazu, insbesondere zur Gauß-Verteilung findet man bei Malberg, 2006)

Bei Wetterverhältnissen, die der Ausbreitungsklasse „labil“ oder „sehr labil“ entsprechen, kommt es, wie man sieht, in der unmittelbaren Umgebung des Emittenten zu auffällig hohen Konzentrationen, die aber mit der Entfernung rasch abnehmen. Dieses Ergebnis lässt sich leicht deuten: Man braucht sich nur klarzumachen, dass unter diesen Bedingungen SO2-reiche Luftschwaden immer wieder bis in Bodennähe heruntergedrückt werden können (s. Abb. 13 a). Herrschen dagegen die Ausbreitungsbedingungen „stabil“ oder „sehr stabil“, dann treten erst in größeren Entfernungen nachweisbare Konzentrationen auf, die jedoch über eine weite Distanz erhalten bleiben.

Gauß, Carl-Friedrich;

Mathematiker, Physiker und Astronom;

* 30.4.1777 in Braunschweig;

† 23.2.1855 in Göttingen.

Naturwissenschaftliches Universalgenie; von P. S. de Laplace als „größter Mathematiker Europas“ bezeichnet.

Achtung: Die hier vorgestellten Ergebnisse gelten nicht mehr, wenn die Ausbreitungsbedingungen durch lokalklimatische Einflüsse (s. Seite 325) modifiziert werden.

1.7Vertikale Struktur und Temperatur der Atmosphäre

Wie oben gesagt wurde, nimmt die Lufttemperatur (im Mittel) vom Erdboden aus mit zunehmender Höhe ab. Etwas oberhalb 10 km Höhe hört die Temperaturabnahme jedoch ziemlich spontan auf, um dann bald in einen Temperaturanstieg umzuschlagen, wie man 57 auf Abb. 15 sehen kann. Die Erwärmung erreicht ihren Höhepunkt in etwa 50 km Höhe, wo Temperaturen um 0 °C herrschen. Darüber geht die Temperatur wieder langsam zurück und erreicht in 80 bis 90 km Höhe einen zweiten Tiefstwert, um ab 90 km erneut und sehr schnell auf Werte von vielen hundert Grad anzusteigen. Allerdings darf man diese Temperaturen nicht mehr im selben Sinne sehen wie in Bodennähe.

Infolge der in diesen Höhen äußerst geringen Luftdichte – in 100 km Höhe beträgt sie weniger als ein Millionstel des Bodenwertes – ist die Luft überhaupt nicht mehr in der Lage, Wärme zu speichern und an irgendwelche Objekte wie ein Thermometer oder den menschlichen Körper zu übertragen. Trotz der nominal hohen Temperaturen würde man sie nicht als heiß empfinden. Diese Temperaturen ergeben sich nur rechnerisch nach physikalischen Gesetzen. Die in der Abb. 15 gezeigte Temperatur-Höhenkurve entspricht der US-Standardatmosphäre (Zit. in Kraus, 2004). 58

Wesentliche Bedeutung besitzt das Temperaturmaximum um 50 km Höhe. Es verdankt seine Existenz dem dort vorhandenen Ozon. Ozon absorbiert, wie auf Seite 30 schon besprochen wurde, praktisch die halbe ultraviolette Strahlung. Es ist nicht verwunderlich, dass bei einer so starken Energieabsorption eine erhebliche Erwärmung eintritt.

Dass die höchste Temperatur weit oberhalb des Konzentrationsmaximums zu finden ist, erklärt sich ebenfalls aus der enormen Strahlungsabsorption.

In der Höhe des Ozonmaximums fehlt schon so viel UV-Strahlung, dass es nur noch zu einer vergleichsweise geringen Erwärmung kommt.

Infolge des ozonbedingten Temperaturanstieges haben wir zwischen etwa 10 km und etwa 50 km eine zunehmend stabile Schichtung. Vertikalbewegungen der unteren Atmosphäre finden demnach hier ein ziemlich abruptes Ende. Durch diese Sperrschicht werden praktisch alle Wettvorgänge nach oben begrenzt. Selbst die labilsten Gewitterwolken stoßen nur wenig in sie vor.

Wegen des unterschiedlichen meteorologischen Verhaltens der einzelnen Stockwerke der Atmosphäre hat man ihnen verschiedene Namen gegeben. So nennt man die untere Schicht Wetterschicht oder Troposphäre. Ihre Obergrenze, also das Niveau, bei dem die ozonbedingte stabile Schichtung beginnt, heißt Tropopause, und die darüber befindliche Schicht trägt den Namen Stratosphäre. Diese reicht bis zum Temperaturmaximum in etwa 50 km Höhe und wird von der Stratopause nach oben begrenzt. Die nächste Schicht, die Mesosphäre, reicht wieder bis zum nächsten Temperaturextrem, dem Minimum in etwa 80 km Höhe. Über ihr liegt durch die Mesopause abgegrenzt die Thermosphäre. Im unteren Teil – Mitte der Abb. 15 sind Konzentrations-Höhenkurven des Ozons für 0° und 80° nördlicher Breite dargestellt. Die Daten stammen von Fabian (1992).

Die Atmosphäre ist bis in eine Höhe von etwa 100 km praktisch gleichmäßig durchmischt. Eine Ausnahme bildet das stratosphärische Ozon (s. Seite 31). Ab etwa 100 km Höhe beginnt sie sich allmählich zu entmischen und zwar in dem Sinn, dass sich die leichteren Gase in den höheren und die schwereren eher in den tieferen Schichten ansammeln. In 1000 km Höhe findet man fast nur noch Wasserstoff. Ursache für diese Entmischung ist die wegen des geringen Luftdruckes (etwa 10-3 mbar) große freie Weglänge der Moleküle (mittlerer Weg eines Moleküls, ehe es mit anderen in Energie- oder Impulsaustausch tritt): in 100 km Höhe etwa 15 cm.

Wegen der unterschiedlichen Durchmischung nennt man die Schicht bis 100 km Homosphäre und die darüber Heterosphäre. Die Grenze zwischen ihnen, die sogenannte Homopause wird von Luft- und Raumfahrtorganisationen als Atmosphärenobergrenze definiert.

Die gestrichelte blaue Linie repräsentiert die Luftdruckabnahme. Sie wird an der blauen Skala am oberen Rand abgelesen.

Zu erwähnen ist noch die Ionosphäre. Darunter versteht man eine Atmosphärenschicht, in der freie Elektronen in reicher Menge vorkommen. Die Ursache für die Ionisierung ist in der energiereichen Höhenstrahlung (Röntgen-, Gamma-, kosmische Höhenstrahlung) zu suchen. Die Elektronendichte zeigt eine markante, bis zu 5fache Schichtung. Die Schichten werden üblicherweise mit D, E, F1 und F2 bezeichnet.

Die Ionosphäre ­reflektiert bestimmte Rundfunkwellen und ermöglicht auf diese Weise die Überwindung sehr weiter Distanzen. Sie hat dadurch – auch heute noch – eine erhebliche Bedeutung für den Nachrichtenverkehr. Durch heftige Sonneneruptionen kann sie so stark verändert werden, dass sie die Rundfunkwellen nicht mehr reflektiert, sondern absorbiert, was unter Umständen bis zum Zusammenbruch des über sie abgewickelten Funkverkehrs führen kann.

Die Troposphäre wird ihrerseits in mehrere Schichten unterteilt, die jedoch leider nicht exakt definiert sind. Man findet deshalb in der Literatur unterschiedliche Angaben. In Abb. 15 a ist das hier beschriebene Schema vorgestellt. 59

Die unterste, die Laminare Unterschicht ist nur wenige mm mächtig. Was laminar bedeutet, wird auf Seite 238 und im Zusammenhang mit dem „Spotklima“ ab Seite 360 besprochen.

Über ihr liegt die sogenannte Planetarische Grenzschicht. Sie ist je nach Situation zwischen 0,5 und 2 km mächtig und grenzt oben an die freie Atmosphäre. In Ihr spielt sich der gesamte Austausch von Wärme, Wasserdampf und Luftbewegung zwischen Erdboden bzw. Wasseroberflächen und der Atmosphäre ab. Alle Windbewegungen sind dort „turbulent“ (s. Seite 120 und 275). Ihr unterer Teil, der bis etwa 50 m hoch reicht, heißt Prandtl-Schicht (s. Seite 365). In ihr nimmt – wegen des abnehmenden Einflusses der Bodenreibung – die Windgeschwindigkeit mit der Höhe spürbar zu. An ihrer Obergrenze erreicht sie 70 bis 80 % der Werte in der feien Atmosphäre. Die Windrichtung bleibt jedoch weitgehend konstant (s. Seite 267).

Zu erheblichen Änderungen der Windrichtung, die 45° überschreiten können, kommt es jedoch im oberen Teil der Planearischen Grenzschicht, der sogenannten Ekman-Schicht (s. Seite 267).

Häufig wird die Schicht zwischen dem Erdboden und 2 m Höhe als „bodennahe Grenzschicht“ oder „Geiger-Schicht“ (s. Seite 318) bezeichnet. In ihr spielen sich die stärksten vertikalen Veränderungen von Temperatur, Wasserdampfgehalt und Wind ab.

Verständnisfragen zu Kapitel 1

(Hinweise auf Antworten in Klammern).

1.1	Welche Temperaturschichtung stellt sich beim großflächigen Absinken einer Luftschicht in der Atmosphäre ein? (Seite 48, ab 2. Absatz).
1.2	Was versteht man unter „Fumigation-Situation“? (Seite 54, ab vorletztem Absatz).
1.3	Wann gibt es überadiabatische Temperaturschichtungen?
	(Seite 239, ab letztem Absatz für dauerhafte; Seite 51, ab letztem Absatz für kurzzeitige; siehe auch Seite 93 ab 2. Absatz).
1.4	In welcher Form breiten sich Luftinhaltsstoffe in einer Inversion aus? (Seite 54, 1. Absatz; bitte auch an Lofting und Fumigation denken!).
1.5	Wie kam der Sauerstoff in die Atmosphäre? (Seite 21, ab 2. Absatz).
1.6	Warum nimmt der Luftdruck mit der Höhe ab und warum in exponentieller Form? (Seite 37, ab letztem Absatz).
1.7	Warum sind FCKWs so gefährlich für das atmosphärische Ozon? (Seite 33, ab 3. Absatz).
1.8	Warum nimmt die Lufttemperatur mit der Höhe ab? (Seite 45, ab 2. Absatz). 60