3.1  Die Atmosphäre

              The Atmosphere

 

 3.1 die Atmosphäre blau

Die Erde umkreist die Sonne auf ihrer Umlaufbahn in 365 1/4 Tagen. Dabei dreht sie sich in 24 Stunden um ihre Achse. Diese Achse steht nicht senkrecht zur Ebene der Erdbewegung, sondern um 23o geneigt. Dadurch erhalten wir in Mitteleuropa im Sommer viel mehr Sonnenstunden als im Winter. Außerdem steht in Mitteleuropa im Sommer die Sonne viel höher. Der Winkel, den die Sonnenstrahlen mit der Erdoberfläche bilden, ist viel größer als im Winter.

3.1.1 Jahreszeiten

Abb. 3.1.1  Die Umlaufbahn der Erde um die Sonne

 

Wie einige andere Planeten unseres Sonnensystems ist die Erde von einer gasförmigen Hülle, einer Atmosphäre, umgeben.  

3.1.2 Die Planeten des Sonnensystems

Abb.3.1.2  Die Planeten unseres Sonnensystems.

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.

3.1.3 Die Atmosphäre - aus dem Weltall betrachtet

Abb.3.1.3  Auf dem aus der Internationalen Raumstation ISS aufgenommen Foto kannst Du die Atmosphäre, Wolken und im Hintergrund den Mond erkennen.

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

Inhalt:

  • Zusammensetzung der Atmosphäre
  • Vertikale Struktur der Atmosphäre
  • Troposphäre

Zusammensetzung der Atmosphäre

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.

Darüber hinaus enthält die Luft auch Wasserdampf (H2O), ein unsichtbares Gas. Dessen Prozentsatz ist nicht konstant, er hängt u. a. von der Temperatur der Luftmasse, dem Ort und der Wetterlage ab. Kalte Luft kann wenig (<1%) und warme Luft kann viel Wasserdampf (bis 4%) enthalten. 

 

Vertikale Struktur der Atmosphäre

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.

3.1.4 Die Schichten der Atmosphaere

Abb.3.1.1.1   Die Schichten und der Temperaturverlauf in der Atmosphäre

In der Troposphäre nimmt die Temperatur im Allgemeinen mit der Höhe ab. An der Tropopause beträgt die Temperatur um −75 °C (am Äquator) bis −45 °C (an den Polen). Ab dieser Höhe bleibt die Temperatur zunächst gleich (Isothermie) und nimmt dann in der Stratosphäre wieder zu (Inversion), in 50 km Höhe beträgt sie wieder 0 Grad Celsius. Dies ist auf die Absorption des ultravioletten Strahlungsanteils im Sonnenlicht in dieser Höhe zurückzuführen („Ozonschicht“). Sonnenstrahlen anderer Wellenlänge werden von der Atmosphäre kaum absorbiert.

Die Troposphäre

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. Da sich die Luft mit zunehmender Höhe ausdehnt und damit abkühlt, nimmt mit zunehmender Höhe (wie weiter unten erläutert wird) die Lufttemperatur im Schnitt um etwa 0,65°C pro 100 Meter Höhe ab (als Mittelwert festgelegt in der „Internationalen Standardatmosphäre, ISA“). 

Da warme Gase aufgrund ihrer geringeren Dichte innerhalb der Troposphäre aufsteigen und kalte absinken, wird die Luft durchmischt, die Entstehung von Wetter wird möglich. Durch Kondensation des vorhandenen Wasserdampfs werden Wolken gebildet, Regen entsteht und die Troposphäre wird von gelösten Gasen und Feststoffen gereinigt. Die Tropopause stellt wegen der Inversion eine Durchmischungsgrenze dar. Mit der Stratosphäre findet deshalb nur ein geringer Luftaustausch statt. Alle Vorgänge, die das Wetter beeinflussen, spielen sich in der Troposphäre ab.

 

3.1.2  Lufttemperatur

Inhalt:

  • Begriffsbestimmungen und Messgrößen
  • Vertikale Temperaturverteilung
  • Entstehung und Arten von Inversionen
    (Bodeninversion, Höheninversion, Aufgleitinversion, Absinkinversion)
  • Strahlung und Wärmetransport
  • Bodennahe Temperatur, Oberflächeneffekte (Absorption und Reflexion), tägliche und saisonale Schwankungen, Auswirkungen von Wolken und Auswirkungen von Wind

Begriffsbestimmungen und Messgrößen

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.

Die global gemittelte Temperatur an der Erdoberfläche beträgt ca. 15°C, in Deutschland liegt der Wert bei etwa 10°C.

Vertikale Temperaturverteilung

In der Troposphäre nimmt die Lufttemperatur im Mittel mit der Höhe ab. Diese Temperaturabnahme ist aber nicht immer gleich. Das aktuelle vertikale Temperaturprofil wird mit einer Radiosonde gemessen, die an einem Wetterballon aufsteigt. Diese Sonde misst Temperatur, Luftfeuchtigkeit und Luftdruck in den verschiedenen Höhen und übermittelt die Daten über Funk an die Bodenstation. In einem Temperatur-Höhen-Diagramm eingezeichnet erhält man die Temperaturzustandskurve für den Messort zum Zeitpunkt der Messung.

3.1.5 Temperaturzustandskurve

Abb.3.1.2.1   Temperatur-Höhen-Diagramm

Entstehung und Arten von Inversionen

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 besser 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“). 

Oberhalb von Absinkinversionen hat man meist gute Sichtverhältnisse, da das Absinken mit Lufterwärmung und Abtrocknung verbunden ist. Unterhalb der Inversion ist die Sicht normalerweise schlechter, da die Luftfeuchte höher ist als oberhalb der Inversion und sich die Staubteilchen (Aerosole) in der Inversionsschicht konzentrieren. In der Aufgleitinversion ist die Luftfeuchtigkeit an der Oberseite der Inversionsschicht am höchsten, da die herangeführten Luftmassen meist mehr Feuchtigkeit beinhalten als die vorher dort lagernde Kaltluft (mehr zum Thema "Luftmassengrenzen" im Kapitel 3.6 "Luftmassen und Fronten").

Strahlung und Wärmetransport

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).

3.1.6 Erdbestrahlung

Abb.3.1.2.2   Verteilung der Sonnenstrahlung auf der Erdoberfläche in unterschiedlichen Breiten

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.

3.1.7 Strahlungshaushalt der Erde

Abb.3.1.2.3   Strahlungshaushalt der Erde (Quelle: Wikipedia)    

Die Energie- und Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist auch die Ursache für den Tagesgang der Lufttemperatur der bodennahen Luftschichten. Sie ist häufig tagsüber positiv, und nur abends, nachts und früh bis kurz nach Sonnenaufgang negativ.

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.

3.1.8 Tagesgang der Temperatur

Abb.3.1.2.4   Tagesgang der Temperatur an einem Strahlungstag

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.

Wolken reduzieren die kurzwellige Sonneneinstrahlung am Erdboden, so dass es tagsüber weniger warm wird. Nachts dagegen führt die Reflexion der langwelligen Ausstrahlung der Erdoberfläche an einer Wolkendecke zu einer geringeren Abkühlung am Erdboden. Die Wolken wirken dann wie eine Decke, unter der es zwar tagsüber nicht so warm wird, nachts aber auch weniger abkühlt.

  

3.1.3  Luftdruck

Inhalt

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

Luftdruck, Luftdruckmessung und Isobaren

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.

 3.1.9 Barometer

Abb.3.1.3.1   Zur Luftdruckmessung gibt es im Wesentlichen zwei Systeme:

1. Das Flüssigkeitsbarometer (der von außen wirkende Luftdruck hebt eine Flüssigkeitssäule gegen ein Vakuum) und 2. das Aneroid- oder Dosenbarometer (der Luftdruck wirkt gegen eine luftleere Dose. Das Prinzip wird auch im Höhenmesser verwendet).

In den Bodenwetterkarten werden zur Darstellung von Drucksystemen (Hoch- und Tiefdruckgebiete) Isobaren eingezeichnet. Das sind Linien, die Orte mit gleichem Luftdruck verbinden (siehe 3.6 Luftmassen und Fronten bzw. 3.7 Hoch- und Tiefdruckgebiete). Dabei wird der an den Messstationen der Wetterdienste gemessene Luftdruck der Vergleichbarkeit wegen auf ein einheitliches Höhenniveau umgerechnet – man sagt: auf das mittlere Meeresniveau „reduziert“. 

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. 

Für weitere Informationen zu den Wetterkarten siehe 3.10 Flugwetterinformationen.

Druckabnahme mit der Höhe

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.

3.1.10 Barometrische Hoehenstufen neu

Abb.3.1.3.2   Barometrische Höhenstufen: alle 5.500m verdoppelt sich die Höhedifferenz, auf der sich der Luftdruck um 1 hPa reduziert.

Der Wert der barometrischen Höhenstufe ist ein ungefährer Wert, mit dem das Verhältnis von Luftdruckänderung und Höhe beschrieben wird. Der Wert ist am nächsten an der Realität am unteren Ende des Höhenbereichs. Also entspricht z.B. der Wert der untersten Schicht von 1 hPa auf 8m Höhe der Luftdruckänderung in Meereshöhe.

Reduzierung des Luftdrucks auf mittlere Meereshöhe 

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 15oC auf Meereshöhe) verwendet. (genaueres hierfür siehe 3.1.6 ISA). 

Zur Erstellung von Wetterkarten berechnen die Meteorologen den reduzierten Luftdruck unter Berücksichtigung des Messortes und der aktuellen atmosphärischen Verhältnisse, insbesondere des vertikalen Luftdruckgradienten und der Temperatur.

Zusammenhang zwischen Druckgebieten am Boden und in der Höhe 

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.

Aus diesem Grund kann unter einem Höhenhoch am Boden ein flaches thermisches Tief (sog. „Hitzetief“) auf der Bodenwetterkarte zu finden sein, während ein (flaches und kaltes) Zwischenhoch am Boden in der Höhe nicht zu erkennen ist und sich dort stattdessen ein niedriger Druck (ein sog. Höhentrog) in der Höhenwetterkarte befindet.

 

3.1.4  Luftfeuchtigkeit

Inhalt:

  • Wasserdampf in der Atmosphäre
  • Feuchtemessung
  • Feuchtegrößen: Mischungsverhältnis, Taupunkt, Spread, Absolute und relative Luftfeuchtigkeit

Wasserdampf in der Atmosphäre

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%.

3.1.11 Verdunstung und Niederschlag

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

3.1.12 Wasserkreislauf

Abb.3.1.4.2   Wasserkreislauf (Quelle: Wikipedia)
Der Wasserdampf kommt zum größten Teil über Verdunstung über den Meeren in die Atmosphäre, regnet ab und fliest über die Flüsse wieder zurück zum Meer.

Feuchtemessung

Geräte zur Messung der Luftfeuchtigkeit werden als Hygrometerbezeichnet. 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, s.u.).

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

In den weltweiten offiziellen Wetterstationen werden zur Messung der Luftfeuchtigkeit verschiedene Messgeräte benutzt. Eine Methode ist ein in der Klimahütte („Englische Hütte“) montiertes Aspirationspsychrometer, welches aus einem trockenen und einem feuchtenThermometerbesteht. Aus den Werten beiderThermometer kann man anhand einer Tabelle dann die aktuelle relative Luftfeuchtigkeit in Prozent und denTaupunkt ermitteln. Weiterhin gibt es separate Messfühler für denTaupunkt, welche aus einem Sensor über einerLithiumchloridlösungbestehen.

3.1.13 Hygrometer

Abb.3.1.4.3   Hygrometersysteme: 

1. Aspirationshygrometer (Meteorologie; Berechnung der Feuchte aus der Differenz zwischen trockener und feuchter Luft), 
2. Haarhygrometer (Zuhause; die feuchteabhängige Längenänderung eines Mediums wird auf eine Skala der relativen Luftfeuchte übertragen)

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

In der Physik werden verschiedene Maßeinheiten für die Luftfeuchte verwendet: Die Absolute Luftfeuchtigkeit ist die Masse an Wasserdampf in einem Kubikmeter Luft (Einheit: g/m3). Beeinflusst wird die Luftfeuchtigkeit vor allem durch die Verfügbarkeit von Wasser, der Temperatur und den Grad der Durchmischung der Atmosphäre. Ein Luftvolumen kann bei einer bestimmten Temperatur und Druck nur eine gewisse Höchstmenge Wasserdampf enthalten. Der Wert hierfür ist die Maximale Feuchtigkeit  (Einheit: g/m3): bei dieser Temperatur ist die Luft mit Wasserdampf gesättigt ist. Höhere Lufttemperaturen ermöglichen einen höheren Wasserdampfgehalt in der Luft.

3.1.14 Taupunktkurve

Abb.3.1.4.4   Maximale Luftfeuchtigkeit in Abhängigkeit von der Temperatur

Druckänderungen bewirken Änderungen der absoluten Luftfeuchtigkeit: gelangt ein Luftpaket unter geringeren Druck, dehnt es sich aus und die Luft inklusive des Wasserdampfs verteilt sich über ein größeres Volumen; die absolute Feuchtigkeit nimmt dabei ab. Unverändert bleibt bei Volumenänderungen dagegen die Spezifische Luftfeuchtigkeit, die die Masse des Wasserdampfes angibt, die sich in einer bestimmten Masse feuchter Luftbefindet, 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 Feuchte“ 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 100oC 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.

Als Spread wird die Temperaturdifferenz zwischen Lufttemperatur und Taupunkt bezeichnet: je größer der Spread, desto trockener ist die Luft. Bei Spread gleich Null ist die Luft an Wasserdampf gesättigt.
Bei Thermik mit Cumuluswolkenbildung kann die Wolkenuntergrenze mit Hilfe des Spreads ermittelt werden, indem man den Wert mit 125 Metern multipliziert.

 

3.1.5  Luftdichte

Inhalt:

  • Zusammenhang zwischen Druck, Temperatur und Dichte

Der Zusammenhang zwischen Luftdruck, Temperatur und Luftdichte

Bei einem Luftdruck von 1013,25hPa und einer Temperatur von 0°C hat 1m3 trockene Luft eine Masse von 1,293kg. Die Luftdichte, also die Masse pro Volumeneinheit, beträgt also 1,293 kg/m3. Die Luftdichte ist abhängig von der Lufttemperatur und dem Luftdruck: Sie nimmt zu, wenn der Luftdruck steigt und die Lufttemperatur fällt. Warme Luft hat also eine geringere Dichte, sie ist spezifisch leichter als kalte Luft: Wärme (thermische Energie) ist ja die Bewegungsenergie jener kleinen Teilchen (Moleküle, Atome), aus denen Stoffe sich zusammensetzen. Und bei einer größeren Temperatur bewegen sich die Teilchen heftiger und benötigen mehr Platz. 

3.1.15 Luftdichte

Abb.3.1.5.1   Die Luftdichte nimmt mit der Höhe nahezu synchron zum Luftdruck ab

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

Neben der Lufttemperatur und dem Luftdruck beeinflusst auch die Luftfeuchte die Luftdichte: Wasserdampf hat ein geringeres spezifisches Gewicht wie die trockene Luft. Relevant ist dieses bei den späteren Betrachtungen zur Thermik (Kap. 3.3.5). 

 

3.1.6  ISA

Inhalt:

  • ICAO-Standardatmosphäre

ICAO-Standardatmosphäre

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.

Die Fahrtmesseranzeige ist bei hohen Temperaturen zu niedrig, da die Luft weniger Dichte hat als gemäß Standardatmosphäre. Auch in großer Höhe ist die reale Luftdichte geringer als die der Standardatmosphäre, so dass mit zunehmender Höhe die Fehlanzeige (Anzeige zu gering) wächst.

 

3.1.7  Barometrische Höhenmessung

Inhalt:

  • Fachbegriffe und Begriffsbestimmungen
  • Höhenmesser und Höhenmessereinstellungen
  • Einflussfaktoren auf die barometrische Höhenmessung („Auswirkung topographisch beschleunigter Luftströmungen“ = Teil des neuen Kapitels)
  • 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:

Luftrecht

Kapitel 1.6 Flugnavigation und Luftfahrzeugbetrieb - 1.6.3 Flughöhe und Höhenmessereinstellungen

Allgemeine Segelflugzeugkunde

Kapitel 8.6 Instrumentierung – 8.6.2 Mechanische Instrumente/ Druckinstrumente/Höhenmesser

Navigation

Kapitel 9.1 Grundlagen der Navigation –9.1.4 Höhenmessereinstellungen

Insofern können sich einige Inhalte wiederholen, enthalten jedoch dem Fach entsprechend wichtige Schwerpunkte, die du als Pilot kennen solltest.

Fachbegriffe und Begriffsbestimmungen

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. 

Zur Bestimmung der wahren Höhe ist das Verfahren der barometrischen Höhenmessung zwar ungenau, doch erfüllt es bei korrekt eingestelltem Höhenmesser die Forderung, dass die Flughöhenanzeige relativ zu den Lufträumen hinreichend genau ist, und dass die von der Flugsicherung zugewiesene Flughöhe oder Flugfläche (die Druckhöhe!) jede nahe Begegnung mit anderen Luftfahrzeugen ausschließt.

Höhenmesser und Höhenmessereinstellungen

Abb.3.1.7.1   analoger Höhenmesser      3.1.16 Hoehenmesser neu

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.

Für die Höhenmessereinstellung sind in Europa die folgenden drei Q-Codes relevant:

Höhenmessereinstellung SD web 1100 neu 2

 Abb.3.1.7.2   VFR-Verkehr und Höhenmessereinstellung

 

QFE bezeichnet die Höhe über Flugplatzniveau. 

Wenn der Höhenmesser auf QFE eingestellt ist, dann wird er die Höhe über dem Flugplatzniveau anzeigen. Dazu wird die Höhenmesseranzeige vor dem Start auf Null gedreht. Der angezeigte Druckwert ist dann das QFE. Nach einem kurzen Flug zeigt der Höhenmesser nach der Landung wieder ungefähr die Höhe Null an. Dies ist die am häufigsten verwendete Höhenmessereinstellung für lokale Flüge im Platzrundenbereich.

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. 

Bei Überlandflügen wird diese Einstellung verwendet, da alle Höhenangaben in der Flugkarte als Höhe über dem Meeresspiegel angezeigt werden.

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:

Der Begriff QNE bezeichnet in deutschsprachigen Ländern die Druckhöhe über der Druckfläche 1013,25hPa. Hierzu wird am Höhenmesser der Standarddruck von 1013,25hPa eingestellt. In diesem Fall wird die sogenannte Flugfläche (FL) angezeigt. International hat man sich darauf geeinigt, dass alle Luftfahrzeuge ab einer bestimmten Höhe, der sogenannten Übergangshöhe, auf QNE umschalten. In Deutschland ist dies in einer Höhe von 5000ft MSL bzw. von 2.000 ft AGL (der höhere Wert ist maßgebend). 1013,25hPa entsprechen dem durchschnittlichen Druck auf Meereshöhe. Wenn mehrere Luftfahrzeuge mit einer unterschiedlichen QNH-Einstellung starten, ist das Fliegen mit QNE-Einstellung eine wichtige Sicherheitsmaßnahme. Die Flugsicherung gibt den Passagierflugzeugen vor, wie schnell sie fliegen sollen und welche Flughöhe sie einhalten müssen. Auf diese Weise werden Kollisionen vermieden. Segelflugzeuge, die in einem Gebiet auf z.B. FL65 steigen dürfen, müssen die maximale Höhe mit Hilfe von QNE ermitteln. Dazu muss der Höhenmesser auf 1013,25 eingestellt werden Beim Sinkflug muss bei einer Höhe von FL45 wieder QNH eingestellt werden. Ein FL entspricht 100ft. FL45 entspricht einer Höhe von 4500ft, wenn das QNH zufällig 1013,25hPa beträgt. 

 

Als Flughöhe (altitude) bezeichnet man die Druckhöhe gemäß ISA des Flugzeuges. Sie entspricht etwa den vertikalen Abstand zwischen einem Luftfahrzeug und der Meereshöhe. Die Höhe über Grund (height) ist der vertikale Abstand zwischen einem Luftfahrzeug und dem darunter liegenden Terrain. Flugfläche (flight level, FL) ist die Höhe in hundert Fuß, bei der der Höhenmesser auf den Standarddruck (1013,25hPa) eingestellt ist.

 

QFF ist der exakt auf Meereshöhe reduzierter Wetterstations-Luftdruck. 

Das QFF wird in der Meteorologie verwendet und dient zum weltweiten Vergleich von Luftdruckwerten. Er bezeichnet den Luftdruck, umgerechnet auf die Meereshöhe unter Berücksichtigung der Höhe des Messortes und der aktuellen atmosphärischen Verhältnisse, insbesondere des vertikalen Luftdruckgradienten und der Temperatur. Für die Höhenmessung in Luftfahrzeugen hat QFF keinerlei Bedeutung,

 

Einflussfaktoren auf die barometrischen Höhenmessungen

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".

3.1.18 Flugflaechen neu

Abb.3.1.7.3   „Vom Hoch ins Tief geht’s schief“

Das Segelflugzeug, das mit einem ursprünglich korrekt eingestellten QNH von 1035 gestartet war, kann Stunden später in einem Gebiet mit einem QNH von 1025 ankommen. Der Höhenmesser ist noch auf ein QNH von 1035 eingestellt und zeigt 350 m Höhe an. Tatsächlich fliegt das Luftfahrzeug bei einem QNH von 1025 aber etwa 100 m tiefer. Bei einer Außenlandung musst du daher die Höhe in der gedachten Platzrunde schätzen. Sehr hilfreich sind hier die GPS-basierten Navigationssysteme, die die Höhe über dem Boden recht genau anzeigen.

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

bzw.: Je 2,8°C Abweichung 1% korrigieren!

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

                      „Von Warm nach Kalt wird man nicht alt“

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.

Topographisch beschleunigte Luftströmungen reduzieren lokal den Luftdruck (Venturi-Effekt), wodurch der Höhenmesser eine zu große Höhe anzeigt.

Höhenberechnungen

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. 

Mit Hilfe eines Navigationsrechners oder eines Dichtehöhen-Diagramms lässt sich die Dichtehöhe auf Basis der ungefähren Werte für Temperatur und Höhe ermitteln. Informationen im Flughandbuch von Motorflugzeugen erlauben dann Startstrecke und Steigrate besser abgeschätzt werden. 

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.