3.1  Die Atmosphäre

The Atmosphere

 

 

Das Wort Atmosphäre bezieht sich auf den Wasserdampf, der in ihr vorkommt. Wasserdampf ist aus Sicht des Flugwetters der wichtigste Bestandteil der Luft, da er verantwortlich für den globalen Energietransport und für das Auftreten von Wolken und Niederschlag ist.

Das Gasgemisch, das die Erdatmosphäre bildet, wird als Luft bezeichnet. Diese Luftschicht ist etwa einhundert Kilometer dick, wird aber mit der Höhe schnell dünner. Ab ca.100km Höhe ist das Gasgemisch Luft nicht mehr homogen und trennt sich in seine Gasbestandteile, darüber beginnt offiziell der Weltraum.

Etwa 70% der Erdoberfläche besteht aus Wasser. Meeresströmungen transportieren große Mengen von Wärmeenergie aus dem Äquatorbereich in polare Breiten. Auch in der Atmosphäre entstehen großräumige Ausgleichsströmungen, die man als planetarische Zirkulation bezeichnet.

In diesem Abschnitt des Faches „Meteorologie“ werden die physikalischen Grundlagen vermittelt, die zum Verständnis der Ursachen und Abläufe von Wetterphänomen notwendig sind. Darüber hinaus wird auf die „Internationale Standardatmosphäre (ISA)“ eingegangen, die zu Normungszwecken in der Luftfahrt definiert wurde, sowie auf die barometrische Höhenmessung.

Entsprechend behandeln wir in diesem Kapitel in folgende sieben Themen:

• 3.1.1 Zusammensetzung, vertikale Struktur und Schichtung
• 3.1.2 Lufttemperatur
• 3.1.3 Luftdruck
• 3.1.4 Luftfeuchtigkeit
• 3.1.5 Luftdichte
• 3.1.6 ISA
• 3.1.7 Barometrische Höhenmessung
• Zusammenfassung 

3.1.1  Zusammensetzung, vertikale Struktur und Schichtung

Luft als Gemisch von Gasen und Wasserdampf, die Bezeichnungen der vier atmosphärischen Schichten und ihrer Grenzflächen, die besondere Bedeutung der Troposphäre.

Inhalt:

• 3.1.1.1 Zusammensetzung der Atmosphäre
• 3.1.1.2 Vertikale Struktur der Atmosphäre
• 3.1.1.3 Troposphäre  

3.1.1.1  Zusammensetzung der Atmosphäre

Aus welchen Gasen mit welchen Anteilen besteht trockene Luft?

Was wir als Luft bezeichnen, ist ein Gemisch von Gasen. Trockene Luft besteht aus:

78% Stickstoff (N₂),

21% Sauerstoff (O₂) und

  1% anderen Gasen, v.a. Argon (Ar) und Kohlendioxid (CO₂).

In den unteren 100km der Atmosphäre bleibt diese Zusammensetzung nahezu gleich.

3.1.1.2  Vertikale Struktur der Atmosphäre

Unterscheidung der atmosphärischen Schichten aufgrund des Temperaturverlaufs, Ursache für die Abnahme des Luftdrucks mit der Höhe

Das Gasgemisch Luft besteht aus Molekülen und ist (im Gegensatz zur Flüssigkeit Wasser) kompressibel. Auf Meeresspiegelniveau wird die Luft durch die Schwerkraft, das heißt durch das Gewicht der gesamten darüber liegenden Luftsäule komprimiert. Mit zunehmender Höhe nimmt der Luftdruck aufgrund der Gewichtsabnahme der darüber liegenden Luftsäule ab (siehe 3.1.3 Luftdruck). Die Luft wird dünner (siehe 3.1.5 Luftdichte) und enthält weniger Moleküle.

Die Temperatur der Atmosphäre variiert mit der Höhe. Basierend auf dem Temperaturverlauf kann die Atmosphäre in vier Schichten („Sphären“) unterteilt werden:

die Troposphäre,

die Stratosphäre,

die Mesosphäre,

die Thermosphäre.

Die Grenzflächen zwischen den Sphären werden „Pausen“ genannt (Tropopause, Stratopause, Mesopause). In den Grenzschichten (Pausen) ändert sich immer der Temperaturverlauf mit der Höhe.

3.1.1.3  Die Troposphäre

Die unterste Schicht der Erdatmosphäre, Ursachen für das Wettergeschehen

Die Troposphäre ist die unterste Schicht der Erdatmosphäre. Sie reicht vom Erdboden bis zum Beginn der Stratosphäre. Die Grenze dazwischen wird Tropopause genannt.

Die Höhe der Troposphäre ist abhängig von der geographischen Breite und der Jahreszeit. Sie beträgt etwa 7 Kilometer an den Polen (wo sie im Winter bis zu 2 Kilometer niedriger ist als im Sommer) und 16 Kilometer am Äquator. In der Troposphäre sind etwa 90 Prozent der gesamten Luft sowie beinahe der gesamte Wasserdampf der Erdatmosphäre (99%) enthalten. Da sich in ihr - aufgrund des Wasserdampfgehaltes - der Großteil des Wetters abspielt, spricht man auch von der Wetterschicht der Atmosphäre.

Die Troposphäre wird nur in geringem Maße direkt durch Sonnenstrahlen erwärmt. Der größte Teil der Sonnenenergie wird am Erdboden aufgenommen und in die Atmosphäre abgegeben, weswegen sie in Bodennähe am wärmsten ist. Mit zunehmender Entfernung vom Erdboden nimmt die Lufttemperatur im Schnitt um etwa 0,65°C pro 100 Meter Höhe ab (als Mittelwert festgelegt in der „Internationalen Standardatmosphäre, ISA“). 

3.1.2  Lufttemperatur

Wärmemessung, Arten von Inversionen, Isothermie, Energie- und Strahlungsbilanz der Erdoberfläche

Inhalt:

• 3.1.2.1 Begriffsbestimmungen und Messgrößen
• 3.1.2.2 Vertikale Temperaturverteilung
• 3.1.2.3 Entstehung und Arten von Inversionen
• 3.1.2.4 Strahlung und Wärmetransport

• 3.1.2.5 Bodennahe Temperatur 

3.1.2.1  Begriffsbestimmungen und Messgrößen

Was ist thermische Energie, welche Maßeinheiten werden in der Flugmeteorologie verwendet?

Wärme (thermische Energie) ist die gemeinsame Bewegungsenergie jener kleinen Teilchen (Moleküle, Atome), aus denen Stoffe sich zusammensetzen. Je schneller diese kleinen Teilchen sich hin und her bewegen, desto wärmer ist der Körper. Je heftiger die Teilchen auf einen anderen Stoff treffen (zum Beispiel auf deine Hand), desto wärmer fühlen sie sich an / desto höher ist seine Temperatur. 

Die Temperatur wird in der Flugmeteorologie in Europa in Grad Celsius gemessen. Die Celsiusskala wird fast überall auf der Welt verwendet. In fünf Ländern, darunter die USA, wird dagegen Fahrenheit verwendet. Die Celsiusskala wird durch den Schmelzpunkt von Eis (0°C) und den Siedepunkt von Wasser bei Normaldruck (100°C) definiert.  

Das Kelvin wird vor allem in Naturwissenschaft und Technik zur Angabe von Temperaturen und Temperaturdifferenzen verwendet. Die Kelvin-Skala ist gegenüber dem Grad Celsius (°C) um exakt 273,15 K verschoben: Eine Temperatur von 0°C entspricht 273,15 K, der absolute Nullpunkt liegt bei 0 K (= −273,15°C).

In der Meteorologie wird die Temperatur der bodennahen Luftschicht mit einem Thermometer in einer weißen, winddurchlässigen Hütte („englische Hütte“) in 2 Meter Höhe gemessen. Dadurch wird weitgehend verhindert, dass die Messung durch Strahlungseinflüsse verfälscht wird.

Die Lufttemperatur in der Troposphäre unterliegt geographischen, jahreszeitlichen und tageszeitlichen Schwankungen.

3.1.2.2  Vertikale Temperaturverteilung

Darstellung des Temperatur-Höhen-Diagramm

3.1.2.3  Entstehung und Arten von Inversionen

Unterscheidung von Strahlungsinversion (Bodeninversion), Höheninversion, Aufgleit-inversion, Absinkinversion

Im gezeigten Beispiel siehst du, dass es in einer Höhe von etwa 1500 bis 2000 m eine Inversionsschicht gibt. Das ist eine Schicht, in der die Temperatur nicht ab-, sondern mit der Höhe zunimmt. In 1000 bis 1500 m Höhe ist eine isotherme Schicht zu sehen, eine Schicht, in der die Temperatur der Luft mit der Höhe gleichbleibt.

Ursachen für die Entstehung von Inversionen sind die Strahlungs-, Aufgleit- oder Absinkprozesse in der Atmosphäre: 

Eine Strahlungsinversion betrifft in der Regel nur die unmittelbare Nähe zum Erdboden und wird daher auch als Bodeninversion bezeichnet. Sie wird durch die Abstrahlung und damit Abkühlung der Erdoberfläche hervorgerufen und tritt vor allem bei herbstlichen und winterlichen Hochdruckwetterlagen auf, wenn bei fehlender Wolkendecke die nächtliche Auskühlung begünstigt ist. Sie tritt aber auch morgens an windarmen sommerlichen Strahlungstagen auf und bremst die Thermikentwicklung aus. 

In der Nacht kühlt sich die Erdoberfläche durch Ausstrahlung ab, und mit ihr die bodennahe Luft. Aufgrund der guten Isolationseigenschaften der Luft wirkt sich die Abkühlung der bodennahen Luftschicht mit zunehmender Höhe immer weniger aus: es bildet sich eine Inversion. Je schwächer der Wind und je intensiver die Ausstrahlung, desto stärker wird die hieraus resultierende Strahlungsinversion sein. Sie kann bis in die frühen Morgenstunden mehrere hundert Metern Mächtigkeit erreichen.

Höheninversionen entstehen entweder durch Advektion von Warmluft in der Höhe (Aufgleitinversion) oder durch das Absinken der Luftmassen in der Höhe durch steigenden Druck (Absinkinversion im Hochdruckgebiet). Auch Höheninversionen sind meist nur ein paar 100 Meter hoch. 

Eine Aufgleitinversion wird durch Advektion, also die Heranführung von Luftmassen in der Horizontalen hervorgerufen. Dabei gleitet in der Regel wärmere Luft auf kältere auf. An der Grenzfläche steigt die Temperatur mit der Höhe wieder an, es bildet sich eine Inversion aus. Das Phänomen tritt meist dann auf, wenn bei Annäherung einer Warmfront zunächst nur die oberen Luftschichten einen Warmlufteinschub besitzen, während dieser in Bodennähe noch nicht angekommen ist. 

In Hochdruckgebieten gibt es großflächig Absinkvorgänge, die mit einer adiabatischen Erwärmung der in der Höhe absinkenden Luft verbunden sind und dann zu Absinkinversionen führen (mehr zum Thema „Abkühlung und Erwärmung vertikal verschobener Luftpakete“ im Kapitel 3.3 „Thermodynamik“). 

3.1.2.4  Strahlung und Wärmetransport

Auswirkung des unterschiedlichen Einstrahlungswinkels der Sonne, Energie- und Strahlungsbilanz der Erdoberfläche

Die Sonne ist der entscheidende Antrieb für die Entstehung des Wetters. Wenn die Sonnenstrahlung senkrecht auf die Erdoberfläche fällt, dann werden dabei etwa 1000 Watt pro m² an Strahlungsleistung übertragen. Aufgrund der Kugelform der Erde geschieht dies aber nicht gleichmäßig über die Erdoberfläche. An Orten, an denen die Sonne senkrecht auf die Erdoberfläche scheint, ist die Bestrahlungsstärke doppelt so groß wie in einem Gebiet, in dem die Sonne nur in einem Winkel von 30° auf die Erdoberfläche scheint. Zudem muss die Sonnenstrahlung bei flachem Einstrahlungswinkel einen längeren Weg durch die Atmosphäre zurücklegen (siehe Abbildung).

Da die Strahlungsenergie durch Absorption an der Erdoberfläche in Wärme umgewandelt wird, wird es an den senkrecht von der Sonne bestrahlten Flächen vergleichsweise wärmer. Wegen der Kugelform entstehen durch diesen Effekt die großräumigen Temperaturunterschiede auf der Erde.

Von dieser Energie, die an der Obergrenze der Atmosphäre auf die Erde trifft, wird etwa die Hälfte von der Erdoberfläche absorbiert. Ein kleiner Teil wird von der Atmosphäre absorbiert, ein weiterer Teil der Sonnenstrahlen wird von Wolken sowie vor allem von Schnee und Eis auf der Erdoberfläche reflektiert. Wo der Boden oder das Meerwasser durch die Strahlung erwärmt wird, gibt die Erdoberfläche die Wärme an tiefere Bodenschichten und durch Wärmeleitung an die direkt darüber liegende Luft ab – die bodennahe Luft wird vom Boden durch Wärmeleitung erwärmt. Die Erwärmung der unteren Luftschichten erfolgt im Wesentlichen indirekt - hauptsächlich durch Aufsteigen (Konvektion, „Thermik“) von direkt am Boden erwärmter Luft.

Eine Darstellung der der Erde zugeführten und abgegebenen Energie- bzw. Strahlungsmengen wird als Strahlungshaushalt der Erde bezeichnet, die Differenz zwischen zugeführter und abgegebener Energie bzw. Strahlung heißt Energie- bzw. Strahlungsbilanz.

3.1.2.5  Bodennahe Temperatur

Oberflächeneffekte (Absorption und Reflexion), tägliche und saisonale Schwankungen, Auswirkungen von Wolken und Auswirkungen von Wind

Advektions- und Strahlungsprozesse sorgen für Temperaturänderungen in der Atmosphäre. So kann mit der Luftströmung in einer bestimmten Luftschicht Warmluft oder Kaltluft herangeführt werden (Warmluftadvektion, Kaltluftadvektion). 

Bei den Strahlungsprozessen macht es einen erheblichen Unterschied, ob die Sonne auf Wasser oder auf Land scheint. Sonnenstrahlen dringen tief ins Wasser ein. Wasser erwärmt sich aufgrund seiner hohen Wärmekapazität langsam und kühlt langsam ab.

Auf dem festen Land spielt die Art des Bodens, seine Farbe, die Bodenfeuchte und die Orographie eine Rolle: Die Orographie beeinflusst die Strahlungsenergie, die für die Erwärmung einer Oberfläche überhaupt zur Verfügung steht (senkrechte oder flachere, verteilte Bestrahlung, z.B. an Hängen). Die Böden besitzen eine unterschiedliche Wärmeleitfähigkeit (Ableitung von Wärme in tiefere Untergrundschichten) sowie eine unterschiedliche Wärmekapazität (Möglichkeit Wärme zu speichern). Die Farbe der Bodenoberfläche (hell/dunkel!) kennzeichnet das Reflexions- bzw. Absorptionsvermögen an Strahlungsenergie (- und damit die Fähigkeit Strahlung in Wärme umzuwandeln). Die Bodenfeuchte schließlich bestimmt den Anteil an Strahlungsenergie, der für die Verdunstung bzw. die Konvektion ("Thermik") zur Verfügung steht. So heizt sich trockener Sand vergleichsweise schnell auf, dunklere Bodenarten absorbieren mehr Wärme als helle Erde. Bei feuchtem Boden wird viel Energie für die Verdunstung benötigt. Soll viel Strahlungsenergie in die Erwärmung der Luft - also in die Konvektion fließen, benötigen wir also eine möglichst senkrecht beschienenen Untergrund, der viel Strahlung absorbiert und trocken ist. 

Mit einem höheren Sonnenstand nimmt die Strahlung zu und die Temperatur des Bodens steigt an.

Nachdem die Sonne ihren Höchststand erreicht hat (in Deutschland während der Sommerzeit also ungefähr gegen 2 Uhr nachmittags), steigt die Temperatur in der Regel noch etwas weiter an, ehe am Nachmittag die Höchsttemperatur erreicht wird. Danach sinkt die Temperatur bis in die frühen Morgenstunden. Dieser Verlauf hängt von der Energiebilanz am Erdboden ab. Auch die Jahreszeiten sind am Ende das Ergebnis einer eher negativen Energiebilanz aufgrund der Schrägstellung der Erdachse.

3.1.3  Luftdruck

Grundbegriffe und Definitionen, Verlauf der Druckabnahme mit der Höhe, Verwendung der mittleren Meereshöhe als Standardhöhe in der Luftfahrt, vertikale Luftdruckstrukturen

Inhalt:

• 3.1.3.1 Luftdruck, Luftdruckmessung und Isobaren
• 3.1.3.2 Druckabnahme mit der Höhe
• 3.1.3.3 Reduzierung des Luftdrucks auf mittlere Meereshöhe
• 3.1.3.4 Zusammenhang zwischen Druckgebieten am Boden und in der Höhe 

3.1.3.1  Luftdruck, Luftdruckmessung und Isobaren

Wie wird Luftdruck gemessen, was sind Isobaren, wie werden Drucksysteme in Wetterkarten dargestellt?

Als Luftdruck bezeichnen wir die Kraft pro Flächeneinheit, die von der Masse der Luftsäule auf einen Körper ausgeübt wird. Ein Maßeinheit hierfür ist Newton pro Quadratmeter (N/m²), oder Pascal (Pa), wobei 1 N/m² 1 Pa entspricht. Der Luftdruck wird also mit zunehmender Höhe immer niedriger. Dabei hängt der Druck von der Luftdichte, d.h. insbesondere von der Temperatur in dieser Luftsäule ab. Auf Meereshöhe kann der Luftdruck in Deutschland zwischen 950 und 1060 hPa schwanken. Der durchschnittliche Luftdruck der Atmosphäre beträgt auf Meereshöhe 1013,25 hPa. Damit lasten auf jedem Quadratmeter auf der Erdoberfläche etwa 10t Luft!

Barometer messen den Druck – heute in der Messgröße Hektopascal (abgekürzt hPa), früher in Millibar oder gar im Millimeter Quecksilbersäule. Dabei ist ein Hektopascal gleich einem Millibar. 760mm Quecksilbersäule entsprechen 1013,25 hPa. Es gibt Quecksilberbarometer, Dosenbarometer (mit luftleerer, elastischer Dose, der Aneroiddose) und elektronische Barometer. Ein Barograph ist ein Messgerät, das den zeitlichen Verlauf des Luftdrucks aufzeichnet. Die so entstehende Kurve wird Barogramm genannt.

In Höhenwetterkarten – also Wetterkarten, die Drucksysteme in der Höhe darstellen sollen – wird nicht der Druck in einer festen Höhe dargestellt, sondern die Höhe bestimmter Druckflächen angegeben: so gibt es Höhenwetterkarten für die Druckflächen 850hPa, 700hPa, 500hPa, 300hPa und 200hPa. Das Äquivalent zu den Isobaren in der Bodenwetterkarte sind also Isohypsen in der Höhenwetterkarte, das sind Linien gleicher Höhe. Besondere Beachtung findet die Höhenwetterkarte der Druckfläche 500hPa. In etwa 5500m Höhe teilt sie einmal die Masse der Atmosphäre ungefähr in zwei Hälften und die dort ablaufenden Prozesse (Windströmungen) haben zweitens auch herausragenden Einfluss auf das Wettergeschehen: sie zeigt, welche Einflüsse das Wetter am Boden erzeugen und steuern. 

3.1.3.2  Druckabnahme mit der Höhe

Die exponentielle Abnahme des Luftdrucks, Definition der barometrischen Höhenstufen

In einer Luftsäule lasten höher liegende Teilchen auf darunter liegenden Teilchen. Aufgrund der Komprimierbarkeit der Luft nimmt die Luftdichte, und damit auch der Luftdruck mit der Höhe exponentiell ab: Der Luftdruck halbiert sich alle 5.500m Höhe.

3.1.3.3  Reduzierung des Luftdrucks auf mittlere Meereshöhe 

Die mittlere Meereshöhe als Standardhöhe in der Luftfahrt, die Normen der ICAO-Standard-Atmosphäre (ISA)

Um die Vergleichbarkeit der Luftdruckmessungen der verschiedenen Wetterstationen zu erreichen, verwendet man die mittlere Meereshöhe (Mean Sea Level, MSL) als Standardhöhe. Einfluss auf die Luftdruckänderung mit der Höhe haben die Lufttemperatur und der aktuelle Luftdruck (die Luftdichte!).

Zur Vereinfachung der Reduzierung des Luftdrucks auf Meeresspiegel in der Luftfahrt werden die Normen der „ISA-/ICAO-Standard-Atmosphäre“ mit (z.B. mit der Norm-Temperatur 15^oC auf Meereshöhe) verwendet. (genaueres hierfür siehe 3.1.6 ISA). 

3.1.3.4  Zusammenhang zwischen Druckgebieten am Boden und in der Höhe 

Notwendigkeit der Betrachtung der vertikalen Luftdruckstrukturen in der Meteorologie

Da die Atmosphäre eine dreidimensionale Struktur aufweist genügt es nicht, sich bei der Beschreibung meteorologischer Prozesse ausschließlich auf die Bodenwetterkarte zu beschränken. Zusätzlich musst du weitere Atmosphärenschichten betrachten, die in den sogenannten Höhenwetterkarten dargestellt sind. Nicht selten zeigen sich meteorologische Luftdruckstrukturen ausschließlich in der Höhenwetterkarte und sind im Bodenniveau kaum oder gar nicht zu erkennen. Ein gutes Beispiel dafür sind kleinräumige Höhentiefs, die auch als Kaltlufttropfen bezeichnet werden.

Da die Änderung des Luftdrucks mit der Höhe nur von der Luftdichte abhängt, erfolgt die vertikale Druckabnahme in hochreichend kalter Luft (aufgrund der vergleichsweise höheren Luftdichte in der Kaltluft) rascher als bei den niedrigeren Werten der Luftdichte in warmer Luft.  Aus diesem Grunde sind Höhentiefsysteme immer mit Kaltluft verbunden, Höhenhochs dagegen immer mit Warmluft. Du kannst das beim Betrachten der Höhenwetterkarte erkennen, wenn du beispielsweise die Höhe der 500 hPa Druckfläche mit der Temperaturverteilung vergleichst. Strenggenommen müsstest du dir allerdings die Mitteltemperatur der gesamten Luftschicht vom Boden bis zu 500 hPa (ca. 5.5 km Höhe) anschauen, aber für den großräumigen näherungsweisen Vergleich ist auch die Temperatur der 500 hPa-Fläche ein guter Anhaltspunkt.

3.1.4  Luftfeuchtigkeit

Bedeutung des Wasserdampfs für die Wetterphänomene, der Wasserkreislauf, Messung der Luftfeuchtigkeit, Messgrößen und Definitionen

Inhalt:

• 3.1.4.1 Wasserdampf in der Atmosphäre
• 3.1.4.2 Feuchtemessung
• 3.1.4.3 Feuchtegrößen 

3.1.4.1  Wasserdampf in der Atmosphäre

Der Wasserkreislauf, Verdunstung und Niederschlag

Luft ist ein Gemisch von Gasen. Eines davon ist Wasserdampf, also Wasser in gasförmigem Zustand. Dank des Vorhandenseins von Wasserdampf haben wir auf der Erde Wetterphänomene. Da 70 % der Erdoberfläche vom Meer bedeckt sind, kommt das Wasser hauptsächlich durch Verdunstung über dem Meer in die Luft. Der Wind trägt diesen Wasserdampf mit sich, und durch die Niederschläge entstehen Flüsse und Seen, die wiederum auch für Verdunstung von Wasser sorgen. Warme Luft kann mehr Wasserdampf enthalten als kalte Luft. In einem tropischen Regenwald kann die Luft bis zu 4% Wasserdampf enthalten, in den Polaren Regionen nahe 0%.

Abb.3.1.4.1   Verdunstung und Niederschlag (Quelle: Wikipedia)
Wasserdampf gelangt hauptsächlich durch Verdunstung und durch Pflanzentranspiration in die Atmosphäre.

3.1.4.2  Feuchtemessung

Funktionsweisen von Hygrometern, Psychrometern und Feuchtigkeitssensoren

Geräte zur Messung der Luftfeuchtigkeit werden als Hygrometer bezeichnet. Arten sind zum Beispiel Absorptionshygrometer (Haarhygrometer, Messung der relativen Feuchte durch Änderung der Länge eines Mediums (z.B. Haar) bei Änderung der Feuchte), und Psychrometer (misst die Differenz zwischen Temperatur und Feuchttemperatur, aus der der Meteorologe dann den Taupunkt bestimmt, siehe unten).

Feuchtigkeitssensoren liefern ein elektrisches Signal, Absorptionssensoren beruhen auf einer sich bei unterschiedlicher Wasseraufnahme ändernden elektrischen Eigenschaft bestimmter Materialien und Materialaufbauten. 

Abb.3.1.4.3   Hygrometersysteme: 

3.1.4.3  Feuchtegrößen

Mischungsverhältnis, Taupunkt, Spread, Absolute und Relative Luftfeuchtigkeit, Dampfdruck

Druckänderungen können aber eine Volumens- und damit verbunden eine Dichteänderung eines Luftpakets verursachen: Bei abnehmendem Druck dehnt sich das Luftpaket aus und es verteilen sich die Wasserdampfmoleküle über ein größeres Volumen. Ein in der Atmosphäre aufgrund von Thermik aufsteigendes Luftpaket verringert beim Aufsteigen also seine Absolute Feuchtigkeit. Da sich parallel in dem aufsteigenden Luftpaket aber auch die Temperatur reduziert (siehe Kap.3.3 "Thermodynamik"), nimmt mit der Höhe die Maximale Feuchtigkeit des Luftpakets ab! Es kommt irgendwann zur Kondensation, zur Wolkenbildung. 

Unverändert bleibt bei Volumenänderungen dagegen die Spezifische Luftfeuchtigkeit, die die Masse des Wasserdampfes angibt, die sich in einer bestimmten Masse feuchter Luft befindet, sowie das Mischungsverhältnis, das das Verhältnis der Masse des Wasserdampfes zu einer bestimmten Masse trockener Luft bestimmt (beides hat die Einheit g/kg). Der Absoluten Feuchte entspricht hierbei das Sättigungsmischungsverhältnis: das ist das Mischungsverhältnis, bei dem bei einer bestimmten Temperatur die Luft an Wasserdampf gesättigt ist. Das Sättigungsmischungsverhältnis ist wichtig für Betrachtungen zur Bildung von Wolken bei Hebungsvorgängen in der Atmosphäre.

Die Feuchtegrößen „Absolute Feuchtigkeit“ und „Mischungsverhältnis“ erhält der Meteorologe aus Tabellen und kann aus den Messwerten die „Relative Luftfeuchtigkeit“ und den „Taupunkt“ berechnen, die für den Piloten für die Abschätzung der Wetterlage und die Flugvorbereitung aussagekräftiger sind.

Die Relative Luftfeuchtigkeit ist das Verhältnis zwischen der Menge an Wasserdampf, die die Luft enthält und der Menge, die sie bei einer bestimmten Temperatur enthalten könnte. Entsprechend wird sie in Prozent angegeben. Die relative Luftfeuchtigkeit ist 100%, wenn die Luft an Wasserdampf gesättigt ist. Ein Hygrometer zeigt die relative Luftfeuchtigkeit an.

Eine weitere Maßeinheit für die Luftfeuchtigkeit ist der Dampfdruck, der die Abhängigkeit vom Druck und Temperatur am Siedepunkt von Wasser besser verdeutlicht: Der Dampfdruck ist der Druck, der sich einstellt, wenn sich in einem abgeschlossenen System ein Dampf mit der zugehörigen flüssigen Phase im thermodynamischen Gleichgewicht befindet, das heißt, dass genauso viel Teilchen verdampfen wie auch wieder verflüssigen. Der Dampfdruck nimmt mit steigender Temperatur zu und ist abhängig vom vorliegenden Stoff bzw. Gemisch. Ist in einem offenen System der Dampfdruck einer Flüssigkeit gleich dem Umgebungsdruck, so beginnt die Flüssigkeit zu sieden. Das ist bei Wasser bei 1013,25hPa Luftdruck bei 100^oC der Fall. In der Atmosphäre ist der Dampfdruck ein Teil- oder Partialdruck vom Gesamtluftdruck.

In der Meteorologie hat sich die Taupunkttemperatur – kurz: der Taupunkt – als Messgröße für die Luftfeuchtigkeit durchgesetzt, da sich mit ihm relativ leicht atmosphärische Kondensationsvorgänge in der Atmosphäre vorhersagen lassen. 

Als Taupunkt bezeichnet man die Temperatur, auf die sich die Luft abkühlen müsste, damit bei der in der Luft vorhandenen Wasserdampfmenge sie gerade gesättigt wäre und Kondensation möglich wird. Der Wasserdampf, der in der Luft nicht mehr (unsichtbar) gebunden werden kann, fällt in Form von Wassertröpfchen aus, es bildet sich eine Wolke. Voraussetzung hierfür ist allerdings, dass Kondensationskerne in der Luft vorhanden sind; wäre das nicht der Fall, könnte die Luft auch an Wasserdampf „übersättigt“ sein.   

Der Taupunkt ist lediglich vom Luftdruck abhängig, wohingegen die relative Feuchtigkeit eine von Druck und Temperatur abhängige Größe ist. 

Die Kurve in der Abbildung oben zeigt einerseits die maximale Feuchtigkeit an, die ein Luftpaket bei der jeweiligen Temperatur aufnehmen kann. Andererseits zeigt die Kurve auch an, welchen Wert der Taupunkt bei einer vorgegebenen Absoluten Feuchte hat. Die Kurve wird deshalb auch Taupunktkurve genannt.

3.1.5  Luftdichte

3.1.5.1  Der Zusammenhang zwischen Luftdruck, Temperatur und Luftdichte

Abnahme der Luftdichte mit der Höhe, Temperatur- und Luftdruckabhängigkeit

Die Luftdichte nimmt bis etwa 100km Höhe nahezu synchron zum Luftdruck mit der Höhe ab (alle 5500m halbiert sich der Luftdruck und die Luftdichte). Über 100km nimmt im Verhältnis die Luftdichte weniger als der Druck ab, da die Temperaturzunahme mit der Höhe dem entgegenwirkt.

Eine geringere Dichte bedeutet auch ein geringeres spezifisches Gewicht, so dass ein warmes Luftpaket in einer Umgebung von kälterer Luft auch aufsteigen kann („Archimedischer Auftrieb“).

Die Luftdichte nimmt grundsätzlich mit steigender Temperatur und fallendem Luftdruck ab. Zu berücksichtigen ist dies bei der Fliegerei besonders im Motorflug, wo sich die Luftdichte auf die Leistungen des Flugzeugs auswirken (Startstrecke, Steigleistung): je geringer der Luftdruck, je höher der Startplatz und je höher die Temperatur, desto geringer die Flugleistungen.  

3.1.6  ISA

3.1.6.1  ICAO-Standardatmosphäre

Referenzatmosphäre in der Luftfahrt für ein gleiches Höhenbezugssystem, Werte der Konstanten

Die ICAO hat auf der Grundlage klimatologischer Mittelwerte zu Normungszwecken eine sogenannte Internationale Standardatmosphäre definiert. Sie wurde eingeführt, damit für die Bewegung aller Luftfahrzeuge in der Atmosphäre ein gleiches Höhenbezugssystem vorhanden ist.

Bei der ICAO-Standard-Atmosphäre (ISA) wird für trockene Luft (rel. Luftfeuchte = 0%) ein vertikaler Verlauf der Lufttemperatur angenommen, der in etwa den auf der Erde herrschenden Mittelwerten entspricht. Aus dieser Vorgabe lassen sich dann die vertikalen Profile von Luftdichte und Luftdruck berechnen.

Die Standardatmosphäre ist eine vereinbarte Referenzatmosphäre, auf deren Grundlage (barometrische) Höhenmesser sowie Fahrtmesser kalibriert werden.

Die ICAO-Standardatmosphäre weist auf Meereshöhe eine Temperatur von 15°C, einen Luftdruck von 1013,2hPa und eine Luftdichte von 1.225kg pro m³ auf.

Die Konstanten als globale Mittelwerte im mittleren Meeresniveau (NN) nach ISA/ICAO lauten:

Lufttemperatur:	288,15 K (15 °C)
Luftdruck:	1.013,25 hPa
Luftdichte:	1,225 kg/m3
Relative Feuchte:	0%
Die vertikale Temperaturänderung beträgt bis      11.000m ü. NN:       von     11.000 bis 20.000m:    von     20.000 bis 32.000m:	-0,65 K pro 100m  0 K pro 100m 0,10 K pro 100m	(Abnahme mit der Höhe) (keine Temperaturänderung) (Zunahme mit der Höhe)
Höhe der Tropopause:	11.000m

Wenn du unter Bedingungen fliegst, die von der Standardatmosphäre abweichen, dann ist die Anzeige des Höhenmessers und des Fahrtmessers fehlerbehaftet. Je größer der Unterschied zur Standardatmosphäre ist, desto größer ist dieser Fehler.

Der Höhenmesser zeigt im Sommer eher eine zu niedrige Flughöhe an, da bei sommerlicher Wärme (höhere Temperatur als in der Standardatmosphäre) die Druckflächen weiter auseinander liegen und damit der Luftdruck mit zunehmender Höhe langsamer abnimmt. Im Winter ist es umgekehrt.

3.1.7  Barometrische Höhenmessung

Bedeutung für die Luftfahrt, Gefahren bei Temperatur- und Luftdruckänderungen, Begriffe und Definitionen, Q-Gruppen

Inhalt:

• Vorwort
• 3.1.7.1 Fachbegriffe und Begriffsbestimmungen
• 3.1.7.2 Höhenmesser und Höhenmessereinstellungen
• 3.1.7.3 Einflussfaktoren auf die barometrische Höhenmessung
• 3.1.7.4 Höhenberechnungen

Vorwort

Der Höhenmesser ist eines der wichtigsten Instrumente im Flugzeug. Er bietet dem Piloten die Möglichkeit, seinen Flug unter Berücksichtigung der Leistung des Flugzeugs, eventueller (gesetzlicher) Höhenbeschränkungen, sowie meteorologischer und technischer Einflussfaktoren, optimal zu planen und durchzuführen. Daher wird der Höhenmesser auch in folgenden Fächern mit behandelt:

Kapitel 1.6 Flugnavigation und Luftfahrzeugbetrieb - 1.6.3 Flughöhe und Höhenmessereinstellungen

Kapitel 8.6 Instrumentierung – 8.6.2 Mechanische Instrumente/ Druckinstrumente/Höhenmesser

Kapitel 9.1 Grundlagen der Navigation –9.1.4 Höhenmessereinstellungen

3.1.7.1  Fachbegriffe und Begriffsbestimmungen

Wie genau ist eine barometrische Höhenmessung?

Der Luftdruck nimmt in der Atmosphäre mit der Höhe stetig ab – in niedrigen Höhen ca. um 12,5hPa pro 100m -. Daher kann man indirekt aus einer Luftdruckmessung auf die Höhe schließen. Ein barometrischer Höhenmesser ist nichts weiter als ein modifiziertes Luftdruckmessgerät: anstelle des Luftdrucks wird durch Zeiger eine Höhe angezeigt. 

Die Genauigkeit hängt von der Qualität des barometrischen Messsystems und den atmosphärischen Bedingungen ab. Die Umrechnung von Luftdruck in Höhe basiert bei für den Flugverkehr zugelassenen Höhenmessern auf der Internationalen Standardatmosphäre (ISA), bei der auf Meereshöhe eine Temperatur von 15°C, eine Luftfeuchte von 0% und ein Druck von 1013,25hPa herrscht und die Temperatur um 6,5°C pro km mit der Höhe abnimmt. Abweichungen von der Standardatmosphäre bedeuten Fehlanzeigen bezüglich der wahren Höhe. 

Die Genauigkeit eines barometrischen Höhenmessers beträgt einige Dekameter und wird mit größerer Flughöhe geringer. Zur Berechnung der wahren Flughöhe über dem Meeresspiegel (engl. true altitude) müssen der Luftdruck am Boden sowie das vertikale Profil der Temperatur und der Luftfeuchte bekannt sein. 

3.1.7.2  Höhenmesser und Höhenmessereinstellungen

Einstellung des Höhenmessers auf Flugplatzhöhe, Höhe über dem Meeresspiegel bzw. Höhe über der Standarddruckfläche

   

Dieser analoge Höhenmesser ist auf 1013,2 hPa eingestellt. Du kannst das auf der sogenannten Kollsman-Skala oben im Höhenmesser sehen. Der Höhenmesser wurde vor dem Flug auf diesen Druck eingestellt. Für den Fall, dass das QNH (Druck auf Meereshöhe) 1013,2 hPa beträgt, zeigt dieser Höhenmesser 660 Meter über dem Meeresspiegel an.

Auf der linken Seite siehst du einen Drehknopf. Damit kannst du den eingestellten barometrischen Druck ändern und damit die Anzeige des Höhenmessers verändern. Gebräuchlich sind folgende Einstellungen:

• Höhe über dem Flugplatz
• Höhe über dem Meeresspiegel
• Höhe über der Standarddruckfläche (1013,2hPa).

Je nach Verwendungszweck gibt es unterschiedlich normierte Höhenmessereinstellungen, welche durch Q-Gruppen gekennzeichnet werden. Die Q-Schlüssel wurden in der Morsezeit willkürlich definiert, um den Funkverkehr zu beschleunigen.

QNH bezeichnet die barometrische Höhe über Meeresniveau.

Die lokale Wetterstation misst den Luftdruck am Boden und rechnet diesen über die Standardatmosphäre auf den entsprechenden Luftdruck auf Meereshöhe zurück. Die so erhaltene Druckreferenz wird als QNH bezeichnet. Außerdem kann man das QNH auch aus dem Flugwetterbericht entnehmen. 

Alternativ kann man den Höhenmesser auf QNH einstellen, indem man vor dem Start die Höhenmesseranzeige auf die Flugplatzhöhe eindreht. Der angezeigte Luftdruck ist dann das QNH. 

QNE bezeichnet die Standard-Höhenmessereinstellung (1013,25 hPa). 

Das QNE ist kein von der Internationalen Zivilluftfahrtorganisation ICAO für den Gebrauch in der Luftfahrt definierter Q-Code, und findet entsprechend auch keine Erwähnung im Luftfahrthandbuch. Allerdings haben einige nationale Luftfahrtbehörden oder Wetterdienste das QNE und den Umgang mit dem QNE definiert:

QFF ist der exakt auf Meereshöhe reduzierter Wetterstations-Luftdruck. 

3.1.7.3  Einflussfaktoren auf die barometrischen Höhenmessungen

Welchen Einfluss haben Temperatur- und Luftdruckänderungen, welche Gefahren bestehen?

Der Einfluss von Luftdruckänderungen

Bei einem langen Überlandflug kann sich der Luftdruck räumlich (und natürlich auch zeitlich) ändern. Wenn du beispielsweise von einem Gebiet mit höherem Luftdruck in ein Gebiet mit niedrigerem Luftdruck fliegst, dann wird der Höhenmesser eine zu große Höhe anzeigen. Die Eselsbrücke dafür lautet: "Von Hoch zum Tief geht’s schief".

 

Der Einfluss der Temperaturabweichung

in einer kalten Luftsäule ist die Dichte der Luft am Boden höher. Dadurch sinkt der Luftdruck in einer kalten Luftsäule schneller mit der Höhe als in einer warmen Säule. Die angezeigte Flughöhe wird durch den geringeren Luftdruck höher angezeigt als die wahre Höhe. 

Eselsbrücke: „Im Winter sind die Berge höher“.

Zur Abschätzung der Höhenmesserfehlanzeige aufgrund einer vom Standard abweichenden Temperatur gibt es die folgende Regel zur Höhenmesserkorrektur:

Je 1°C Abweichung der Lufttemperatur vom ICAO-Wert:

• 0,4% (oder 120ft) von der Höhenmesseranzeige abziehen, wenn die Luft kälter ist,
• dazuzählen, wenn die Luft wärmer ist

Der Einfluss der Temperaturänderung

Wenn du von einem Gebiet mit einer hohen Temperatur in ein Gebiet mit einer niedrigeren Temperatur fliegst, dann zeigt der Höhenmesser eine zu große Höhe an. In der umgekehrten Richtung wird der Höhenmesser dagegen eine zu niedrige Höhe anzeigen.

Eselsbrücke: „Von Warm nach Kalt – das knallt“    oder

Auswirkung topographisch beschleunigter Luftströmungen

Auch Strömungseffekte können in der freien Atmosphäre Fehlanzeigen eines barometrischen Höhenmessers bewirken: Diese können durch Turbulenzen und durch besondere Strömungseffekte im Gebirge (topographisch beschleunigter Luftströmungen über Bergen) auftreten.

3.1.7.4  Höhenberechnungen

Definition von wahrer Höhe und Dichtehöhe, ihre Bedeutung und Berechnung

Als wahre Höhe (engl.: true altitude) bezeichnet man die tatsächliche Höhe über MSL unabhängig von den wechselhaften Einflüssen der Atmosphäre. Die wahre Höhe wird dementsprechend aus der Höhenmesseranzeige für QNH und 1013,25 hPa sowie der berichtigten Außentemperatur mithilfe eines elektronischen Flug-Computers oder eines herkömmlichen Navigationsrechner („Drehmeier”) wie z.B. dem ARISTO- AVIAT oder dem Jeppesen Flight Computer berechnet.

Die Dichtehöhe (engl. density altitude) ist das maßgebende Kriterium für das Leistungsverhalten des Luftfahrzeugs, da die Luftdichte sowohl dessen Aerodynamik als auch die Leistung des Triebwerks beeinflusst. Sie ist die Höhe, in der die Luftdichte der ICAO-Standardatmosphäre mit der Luftdichte in der momentanen Höhe des Luftfahrzeugs übereinstimmt. Die Dichtehöhe ist bei gegebenem Druck abhängig von der Temperatur und der Feuchte. Je höher die Temperatur und die Feuchte, desto höher die Dichtehöhe.

Eine hohe Temperatur, große Höhe und hohe Luftfeuchte können eine deutlich reduzierte Luftdichte mit entsprechend reduzierter Leistung des Luftfahrzeugs bewirken. Wenn die Luftdichte abnimmt, nimmt die Dichtehöhe zu. 

Zusammenfassung

• Anhand des mittleren Temperaturverlaufs kann man die Atmosphäre in vier Schichten einteilen:
  • Troposphäre;
  • Stratosphäre
  • Mesosphäre;
  • Thermosphäre.

Das flugmeteorologisch relevante Wetter spielt sich in der Troposphäre ab.

• Die strahlungsbedingte Erwärmung der Erdoberfläche wird bestimmt durch:
  • den Einfallswinkel der kurzwelligen Sonnenstrahlung,
  • die Weglänge der Sonneneinstrahlung durch die Atmosphäre,
  • das Vorhandensein von Bewölkung und Aerosol (z.B.Saharastaub)
  • die Absorption und Reflexion der Strahlung am Boden (z. B. Bodenfarbe, Bodenfeuchte).
• Mit zunehmender Höhe nimmt der Luftdruck aufgrund der Abnahme des Gewichts der darüber liegenden Luftsäule ab.
• Die Temperatur der Atmosphäre wird in Grad Celsius gemessen.
• Eine Luftschicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt, wird als Inversionsschicht bezeichnet.
• Eine Schicht, in der die Temperatur mit der Höhe gleichbleibt, ist eine isotherme Schicht / eine Isothermie. 
• Auf den Bodenwetterkarten sind Isobaren Linien, die Orte mit gleichem Luftdruck verbinden.
• Der Luftdruck ist die Kraft, die das Gewicht der Luftsäule auf eine Fläche ausübt. Der mittlere Luftdruck auf Meereshöhe beträgt 1013 hPa (oder veraltet 760 mm Quecksilbersäule oder Torr).
• Die Atmosphäre enthält bis zu 4% Wasserdampf, also Wasser in gasförmigem Zustand. Dank des Wasserdampfes haben wir auf der Erde Wetterphänomene. 
• Die relative Luftfeuchtigkeit ist das Verhältnis der Menge an Wasserdampf, die die Luft enthält, zu der Menge, die sie bei dieser Temperatur enthalten könnte. 
• Der Taupunkt ist die Temperatur, bei der die Luft mit der vorhandenen Menge des Dampfes gerade gesättigt ist. Wird diese Temperatur unterschritten, setzt Kondensation ein.
• Luftdichte ist das Gewicht der Luft pro m³. Das Gewicht trockener Luft auf Meereshöhe bei 0°C, beträgt 1,293kg/m³bei einem Luftdruck von 1013,25 hPa. Je höher die Temperatur, desto geringer ist die Luftdichte bei einem bestimmten Luftdruck. Warme Luft ist leichter und wird in einer Umgebung mit kälterer Luft aufsteigen.
• Die internationale Standardatmosphäre geht von den folgenden Bedingungen aus:
  • eine Temperatur auf Meereshöhe von 15°C
  • eine Temperaturabnahme von 0,65°C pro 100m Höhe
  • ein Luftdruck auf Meereshöhe von 1013,2hPa
• Der Höhenmesser und der Fahrtmesser werden bei Bedingungen kalibriert, die denen der Standardatmosphäre entsprechen.
• du kannst einen Höhenmesser auf folgende Bezugsdrucke einstellen: 
  • QFE = Druck in der Flugplatzniveau, die Höhe über QFE ist also die Höhe über Grund
  • QNH = Druck korrigiert auf Meereshöhe, angezeigt wird die Höhe über Meeresspiegelniveau
  • QNE = Höhe über Standarddruck QNE, wird auch als Flugfläche (FL) angegeben.
• "Vom Hoch zum Tief geht’s schief":
  Wenn du von einem Gebiet mit höherem Luftdruck in ein Gebiet mit niedrigerem Luftdruck fliegst, zeigt dein Höhenmesser eine zu große Höhe an. 
• „Von warm nach kalt - das knallt“:
  Wenn du von einem Gebiet mit höherer Temperatur in ein Gebiet mit niedrigerer Temperatur fliegst, bist du niedriger, als der Höhenmesser anzeigt / der Höhenmesser zeigt eine zu große Höhe an. In der umgekehrten Richtung wir der Höhenmesser dagegen eine zu niedrige Höhe anzeigen.

Anker: Zusammensetzung = Atmo0a; Vertikale Struktur = Atmo0b; Troposphäre = Atmo0c;

Lufttemperatur = Atmo-1; Begriffsbestimmungen = Atmo-1a; Vertikale Temperaturverteilung = Atmo1b; Entstehung Inversionen = Atmo1c; Strahlung/Wärme = Atmo1d; Bodennahe Temperatur =Atmo1e;

Luftdruck = Atmo-2; Luftdruck ff = Atmo-2a; Druckabnahme = Atmo2b; Reduzierung Luftdruck = Atmo2c; Zusammenhang Druckgebiete = Atmo2d;

Luftfeuchtigkeit = Atmo-3; Wasserdampf = Atmo-3a; Feuchtemessung = Atmo3b: Feuchtegrößen = Atmo3c

Luftdichte = Atmo-4;Zusammenhang Druck-Dichte Temperatur = Atmo-4;

ISA = Atmo-5; ICAO Standartatmosphäre = Atmo-5

Höhenmessung = Baro3;Vorwort = Baro3v; Fachbegriffe = Baro3a; Höhenmesser = Baro3b; Einflussfaktoren = Baro3c; Höhenberechnungen = Baro3d

Zusammenfassung = Atmo-Zus 

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