Temperaturgradient

 

 

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Temperaturgradient

Die Gradientkraft ist eine der fundamentalen Krfte in der Physik. Sie tritt hier in der Regel in zwei Arten von Gradienten auf, als Temperatur- und als Luftdruckgradient.

Die Natur ist stets bestrebt, entstandene Ungleichgewichte wieder auszugleichen. So werden Druckunterschiede durch Wind ausgeglichen, Temperaturunterschiede etwa durch das Geschehen an Luftmassengrenzen (Fronten). Je gr秤er ein Ungleichgewicht auf einem kleinen Raum ist, desto strker wirkt sich dieser Ausgleich aus. Je gr秤er also z.B. die Luftdruckunterschiede sind, desto strker weht der Wind (Sturm, Orkan). Je gr秤er die Temperaturgegenstze zweier unterschiedlicher Luftmassen sind, desto heftiger knnen diese durch Niederschlagsgebiete mit Dauerregen, Gewitter oder Unwetter zum Ausgleich gefhrt werden.

Der Luftdruckgradient wird im Kapitel Gradientkraft vorgestellt.

Als Gradient einer Megr秤e bezeichnet man den Unterschied von Messungen pro Meter Abstand. Er gibt also die rumliche Zu- oder Abnahme der Megr秤e an. Ein Temperaturgradient ist somit eine gerichtete physikalische Gr秤e, die einen rumlichen Temperaturunterschied in den drei Raumrichtungen beschreibt. Er ist bei vielen physikalischen und technischen Fragestellungen, zum Beispiel bei der Diffusion, Wrmeleitung, Wrmestrahlung oder Konvektion, der wesentliche Faktor. Seine international verwendete Einheit (SI-Einheit) ist Kelvin pro Meter (K/m).

vertikales Temperaturprofil

In der Meteorologie ist insbesondere der sog. atmosphrische Temperaturgradient von Bedeutung. Dabei beschrnkt man sich auf den Temperaturgradienten der Troposphre und meist auch nur auf dessen Vertikalkomponente, also das Ma der 훞derung der Lufttemperatur mit zunehmendem Abstand von der Erdoberflche. Der Temperaturverlauf der darber liegenden Atmosphrenschichten hat nur noch eine geringe Bedeutung fr das Wetter, das sich ja fast ausschlielich in der Troposphre abspielt.

Finden in dem als abgeschlossen angenommenen System der Atmosphre bei vertikalen Zustandsnderungen von Luft Phasenbergnge (regelm癌ig von Wasser) statt, spricht man von feuchtadiabatischen oder sttigungsadiabatischen Prozessen, ist das nicht der Fall, handelt es sich um einen trockenadiabatischen Vorgang. Diese beiden dynamischen Gradienten sind vom tatschlich mebaren, statischen Umgebungsgradienten zu unterscheiden.

Die dynamischen Gradienten sind im Zusammenwirken mit dem statischen Gradienten der Zustandsluft fr die Schichtungsstabilitt der Troposphre verantwortlich. Art und der Gr秤e des vertikalen Temperaturgradienten, der Temperaturschichtung, bestimmen somit auch den Gleichgewichtszustand der Atmosphre. Der Temperaturgradient ist also zugleich das Kriterium fr "Stabilitt" oder "Labilitt" der Atmosphre.

  • Der atmosphrische Temperaturgradient in der Troposphre ist meist negativ, die Lufttemperatur nimmt also mit der Hhe ab bis ca. -50 캜 in Hhe der Tropopause.
  • Der atmosphrische Temperaturgradient der Stratosphre ist erst neutral (Isothermie bei ca. -50 캜) und nach oben hin positiv (bis ca. 0 캜 in Hhe der Stratopause.
  • Der atmosphrische Temperaturgradient der Mesosphre ist erneut negativ (bis ca. -90 캜 in Hhe der Mesopause).
  • Der atmosphrische Temperaturgradient der Thermosphre und der Exosphre ist wieder positiv (bis zu den Temperaturen im Weltall).

Das zeigt die Abbildung rechts oben.

Der fr das Wettergeschehen wesentliche Temperaturgradient betrifft die vertikale 훞derung der Temperatur in der Troposphre, der untersten Schicht der Erdatmosphre. Er stellt damit die Vernderung der Temperatur mit dem Abstand von der Erdoberflche dar. Der horizontale oder meridionale Temperaturgradient, also die Vernderung der Temperatur zwischen dem 훢uator und den Polen, spielt als Antriebsfaktor der planetarischen Zirkulation eine wesentliche Rolle.

Im Detail kann das Ausma der Temperaturnderung mit der Hhe durchaus unterschiedlich sein und sich u.U. auch in einen Temperaturanstieg umkehren (Inversionswetterlage). Betrachtet man die gesamte Erdatmosphre, kehrt er sich insgesamt drei mal um, wie die Grafik rechts oben zeigt.

Der vertikale Temperaturgradient

Der vertikaler Temperaturgradient gibt die Temperaturnderung pro 100 m Hhenunterschied an. Er ist normalerweise negativ, die Lufttemperatur nimmt also mit der Hhe ab. Das ergibt sich logischerweise aus der nach oben abnehmenden Luftdichte. Die Temperatur ist wie gesehen das Ma der Energie der Luftteilchen. Infolge der geringen Luftdichte in der Hhe sind nur wenig Luftmolekle vorhanden, so da auch das Ma der inneren Energie der Luft mit der Hhe geringer wird: Die Temperatur sinkt. Das Ausma dieser Temperaturabnahme kann jedoch sehr unterschiedlich sein und sich u.U. auch in einen Temperaturanstieg umkehren.

Mebar und relevant ist der sog. Umgebungsgradient. Dieser ist ein Ma fr die Schichtungsstabilitt der Erdatmosphre.

Die 훞derung der Temperatur in der Vertikalen geht also einher mit der von der Schwerkraft verursachten 훞derung des Luftdrucks (siehe barometrische Hhenstufen) und der Luftdichte sowie mit Energietransportvorgngen ber die fhlbare und latente Wrme, also letztlich dem bergang von thermischer in potentielle Energie - und umgekehrt. Es handelt sich also um ein Phnomen, das seine Erklrung in der Thermodynamik und der kinetischen Gastheorie findet. Die theoretische Grundlage dafr bieten die verschiedenen Gasgesetze. Fr einfache Prozesse wird hierzu die allgemeine Gasgleichung als Zustandsgleichung herangezogen, jedoch nur, solange die Luft ein annhernd ideales Verhalten zeigt.

Einzelheiten zum Luftdruck in unterschiedlichen Hhen und zur entsprechend vernderlichen Luftdichte sowie zur Thermodynamik stehen in den Kapiteln Luftdruck, Luftdichte und in den Kapiteln Thermodynamik und Adiabatik.

Struktur der Troposphre

Die gegenseitige Abhngigkeit von Druck und Temperatur hngt also von der Zustandsnderung der Luft ab. Eine Abnahme des Luftdrucks  entspricht dabei einer Hhenzunahme sowie umgekehrt eine Luftdruckerhhung einer Hhenabnahme. Fr ein Luftpaket, das sich in der Atmosphre vertikal nach oben oder unten bewegt, handelt es sich dabei um eine isentrope Zustandsnderung, ihm wird also keine Wrme von auen zugefhrt oder entzogen und es tritt auch keine Mischung mit der Umgebungsluft ein. Diese vereinfachende Annahme, die bei der theoretischen Betrachtung dynamischen Gradienten zugrunde zu legen ist, ergibt auch in der meteorologischen Praxis wegen der geringen Mischungsfhigkeit sowie der schlechten Wrmeleitungseigenschaften der Luft meist gute Nherungswerte. Allerdings wirken in Bodennhe die erwrmenden Effekte der Ausstrahlung, weshalb man hier nicht von einem adiabatischen Proze ausgehen darf. Zudem sind in der Praxis auch dynamische Prozesse zu bercksichtigen, wie z.B. das Aufgleiten von Warmluft auf Kaltluft, die bei der theoretischen Betrachtung adiabatischer Prozesse ebenfalls vernachlssigt werden. Darber hinaus werden insoweit nur die Vorgnge in der Troposphre untersucht, weil in der Stratosphre aufgrund des dortigen Ozons kein adiabatischer Gradient vorkommt. Dies gilt ganz allgemein fr die hhere Atmosphre, da dort das Strahlungsgleichgewicht generell dominiert.

Adiabatisch bedeutet, wie bereits dargelegt wurde, da die spezifische Wrmezufuhr an das betrachtete System gleich Null ist und Mischungsprozesse mit der Umgebungsluft ausgeschlossen sind. Beim Aufsteigen gert das System von Luftteilchen unter abnehmendem Druck und dehnt sich deshalb aus, wodurch sich seine innere Energie, die der Temperatur proportional ist, verringert. Sinkt das System wieder ab, gelangt es unter zunehmenden Luftdruck, es wird komprimiert und gewinnt dadurch innere Energie, weshalb seine Temperatur steigt.

Adiabaten

Der vertikale Temperaturgradient ist nicht zuletzt auch entscheidend fr die Strke der Thermik, denn je strker die Temperatur mit der Hhe abnimmt, desto leichter und heftiger kann eine vom Boden abgelste Warmluftblase aufsteigen. Wie schon im Kapitel Adiabasie dargestellt, kann sich eine aufsteigende Warmluftblase um max. 1,0 캜 pro 100 m durch Expansion abkhlen (oder ein Kaltluftpaket beim Absteigen erwrmen). Dabei kann eine Warmluftblase nur solange aufsteigen, bis ihre Temperatur gleich ist wie die der Umgebungsluft, sie also beim Aufsteigen durch Abkhlung die Temperatur der Umgebungsluft erreicht. Je strker der Temperaturgradient, desto strker ist auch die Thermik und desto hher reicht sie.

Zu unterscheiden ist also immer zwischen

  • der Temperaturabnahme der Atmosphre (Schichtungszustand labil, indifferent, stabil)
  • der Temperaturabnahme der aufsteigenden Warmluftblase.

Einen Gradienten, der gr秤er ist als der trockenadiabatische, bezeichnet man dabei als beradiabatisch sowie dementsprechend einen niedrigeren Gradienten als unteradiabatisch. Zur Erkundung der thermischen Eigenschaften von aufsteigender oder auch absinkender Luft verwenden wir wieder das aus dem Kapitel Gleichgewicht bekannte Luftpaket-Modell.

trockenadiabatischer Temperaturgradient

Trockenadiabatischer Temperaturgradient

Betrachten wir also ein Luftpaket aus ungesttigter Luft, welches in seiner Umgebungsluft aufsteigt. Da der Luftdruck mit der Hhe abnimmt, wie im Kapitel Luftdruckdargestellt ist, sinkt nach der allgemeinen Gasgleichung die Temperatur im Luftpaket. Umgekehrt nimmt die Temperatur im Luftpaket zu, wenn es nach unten sinkt, weil dort der Luftdruck ansteigt. Das zeigt diese Animation.

Wie stark sich die Temperatur bei diesen Vorgngen ndert, ist eine Frage des Temperaturgradienten (engl.: lapse rate). Er hat bei ungesttigter Luft, d.h. ohne Wolkenbildung, einen konstanten Wert von etwa 1 캜 pro 100 m oder 3 캜 pro 1.000 ft (genau 0,98 캜/100 m). Es ist in diesem Fall der sog. trockenadiabatische Temperaturgradient (engl.: dry adiabatic lapse rate = DALR).

 

adiabatische Gradienten

Abb.: adiabatische Gradienten (oben)
adiabatische Hebung (unten)

adiabatische Hebung

De trockenadiabatische Temperaturgradient gilt fr adiabatisch-reversible, isentrope Zustandsnderungen, d.h. es tritt keine 훞derung des Aggregatzustands ein. Er gilt fr Hhennderungen eines Luftpaketes nur solange die relative Luftfeuchtigkeit unter 100 % Prozent bleibt, also keine Unterschreitung des Taupunkts und damit keine Kondensation erfolgt. Trocken aufsteigende Luft khlt sich somit immer um 1 캜/100 m ab. Wenn die Luft absinkt, erwrmt sie sich umgekehrt mit derselben Rate, also ebenfalls um 1 캜/100 m. Die Temperaturgradienten werden brigens ohne Vorzeichen genannt, man spricht daher z.B. von 3 캜 Temperaturabnahme pro 1.000 ft.

Dieser Wert ist, abgesehen von kleinen Schwankungen durch Unterschiede in der Luftzusammensetzung, konstant, die Ab- bzw. Zunahme der Temperatur verluft also linear, wie die Abbildung links oben zeigt. Kennt man die Bodentemperatur, l癌t sich damit die Temperatur in verschiedenen Hhen einfach berechnen. Dies funktioniert allerdings nur, solange sich keine Wolken bilden und kein Wasserdampf kondensiert. Dies entspricht den Annahmen fr den trockenadiabatischen Proze, die neben uerer Wrmezufuhr auch bergnge zwischen verschiedenen Aggregatszustnden ausschlieen.

Die beiden Abbildungen rechts zeigen den trockenadiabatischen Aufstieg der Luft bis 2.000 m. Dann setzt bei entsprechender Luftfeuchte Kondensation ein, eine Wolke bildet sich. Anschlieend nimmt die Temperatur beim weiteren Aufstieg der Luft nur noch mit dem feuchtadiabatischen Wert ab. Zur Vereinfachung der Darstellung soll im unteren Bild trotz der dort oben zu sehenden Wolkenbildung nur die trocken-adiabatische Hebung betrachtet werden, d.h. es findet kein Massen- und/oder Energiefluss durch die Volumennderung statt.

Zur Vertiefung darf auf das Kapitel Kondensationsniveau verwiesen werden.

Feuchtadiabatischer Temperaturgradient

feuchtadiabatischer Temperaturgradient

Wenn wir unser Beispiel des aufsteigenden Luftpakets weiter betrachten, stellen wir fest, da der im Luftpaket enthaltene Wasserdampf ab einer bestimmten Hhe seine Sttigung erreicht, zu kondensieren beginnt und eine Wolke bildet. Aufgrund der nun frei werdenden Kondensationswrme von 600 cal/g wird unser Luftpaket nunmehr mit zunehmender Hhe weniger stark abkhlen. Das Luftpaket ist damit in den feuchtadiabatischen Zustand gewechselt. Beim weiteren Aufstieg des Luftpaketes wird der Wasserdampf nach und nach kondensieren und die so entstandenen Wassertrpfen als Niederschlag das Luftpaket verlassen. Aufgrund der zugefhrten latenten Wrme ist der Temperaturrckgang mit zunehmender Hhe weniger stark aus als im trockenadiabatischen Fall.

Andererseits, je klter es wird, desto weniger Wasserdampf ist noch im Luftpaket vorhanden.

Bei niedrigen Temperaturen kann daher immer weniger Wasserdampf kondensieren. Damit nhert sich der feuchtadiabatische Temperaturgradient bei kalten Temperaturen dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten wieder an. Deswegen erscheint er im Diagramm rechts als leicht gebogene Linie. Im blichen Bereich der Wolkenbildung in unseren mittleren Breiten ab ca. 1.000 m (3.000 - 4.000 ft) Hhe liegt der sog. feuchtadtabatische Temperaturgradient (engl.: saturated air lapse rate = SALR) deshalb abhngig vom Feuchtegehalt der Luft im Mittel bei ca. 0.5 - 0,6 캜/100 m oder 1,5 - 1,8 캜/1.000 ft.Der feuchtadiabatische Temperaturgradient gilt zwar ebenfalls fr adiabatische Bedingungen, aber dabei ausdrcklich fr den Fall, da eine Kondensation von Wasserdampf auftritt. Wird z.B. durch Thermik warme, feuchte Luft bis zum Kondensationsniveau angehoben, sinkt die Temperatur mit zunehmender Hhe bis auf den Taupunkt ab. Dabei kondensiert der unsichtbare Wasserdampf als sichtbares Wolkentrpfchen aus: Eine Wolke kann entstehen. Die bei der Verdunstung des Wassers aufgenommene Energie wird nun als Kondensationswrme (latente Wrme) von 2.257 kJ/kg wieder freigesetzt und erhht die Temperatur der aufsteigenden Luft. Diese Wrmezufuhr kann mit der trockenadiabatischen Abkhlungsrate quasi verrechnet werden, so da die Abkhlungsrate in der Wolke etwa auf die Hlfte sinkt. Der trockenadiabatische Temperaturgradient wird somit durch diese Energiezufuhr abgeschwcht. Dieser neue Gradient wird als feuchtadiabatische Abkhlungsrate bezeichnet.

Wie stark diese Abschwchung ist, hngt von der Ausgangstemperatur des aufsteigenden Luftpakets ab, denn je hher diese ist, desto mehr Wasserdampf kann die Luft aufnehmen, desto gr秤er ist der Anstieg des Sttigungsdampfdrucks und desto mehr Wasserdampf kondensiert folglich auch pro Kelvin Abkhlung aus, d.h. desto mehr Wrmeenergie wird frei. Bei hohen Temperaturen kann der Temperaturgradient daher unter 4 K/km betragen, bei einer Temperatur von - 40 캜 mit 9 K/km aber auch dem trockenadiabatischen Gradienten rechtnahe kommen. In der Regel gilt fr die feuchiadiabalische Abkhlung aufsteigender bzw. die Erwrmung absinkender Luft ein Wert von 0,4 K pro 100 m bei starker Kondensation und bis 0,8 bis 0,9 K pro 100 m bei schwacher Kondensation. Die feuchtadiabatische Temperaturnderung ist dabei nicht nur von der Temperatur, sondern auch vom Luftdruck abhngig, wie nachstehende Tabelle zeigt:

Luftdruck
in hPa

Lufttemperatur in 캜

- 60

- 30

- 10

0

10

30

1.000        

1,0

0,94

0,78

0,66

0,54

0,37

600        

1,0

0,91

0,69

o,55

0,44

0,30

200        

0,98

0,76

0,46

0,35

0,29

0,22

 

Temperaturnderung in K / 100 m

In der Abbildung links oben ist ein idealisierter Temperaturverlauf mit einem konstanten Gradienten von 6,5 캜 dargestellt, was etwa dem mitteleuropischen Durchschnitt entspricht. In unseren Breiten betrgt der Mittelwert des feuchtadiabatischen Gradienten 0,6 캜/100 m bzw. 1,8 캜/1.000 ft

Setzt also whrend des Luftaufstieges Kondensation ein, wird die bei der Verdunstung von Wasser verbrauchte Energie von 2.257 kJ/kg wieder freigesetzt. Der bis dahin trockenadiabatische Abkhlungsproze verringert sich dadurch je nach Wasserdampfgehalt auf einen Wert zwischen 0,6 캜/100 m und 0,5 캜/100 m. Der rein feuchtadiabatische Temperaturgradient ist im Unterschied zum trockenadiabatischen Temperaturgradient nicht konstant, sondern ndert sich mit dem Feuchtegehalt bei herrschender Temperatur und herrschendem Luftdruck.Solange daher der Sttigungsdampfdruck in vertikal bewegten Luftmassen nicht erreicht ist, laufen alle Zustandsnderungen von vertikal bewegten Luftmassen trocken-adiabatisch ab. Die Temperaturnderung betrgt dann 0,98 캜/100 m (1 캜/100 m), bei Hebung abnehmend, bei Absinken zunehmend. Die 훢uivalenttemperatur beschreibt die Temperatur, die eine Luftmasse annehmen wrde, wenn die gesamte in ihr gespeicherte latente Wrme (Wasserdampf) in fhlbare Wrme umgesetzt wrde.

  • Luft unter 100 % relativer Feuchte khlt pro 100 m Hhe um etwa 1 K trockenadiabatisch ab,
  • Luft bei 100% relativer Feuchte bildet Wolken und khlt pro 100 m Hhe nur noch um ca. 0,6 K feuchtadiabatisch ab.
  • Der Temperaturgradient von Normal-Null bis zur Tropopause betrgt in der Standardatmosphre - 0,65 캜/100 m bzw. 2 캜/1.000 ft.

Umgebungsgradient

Der Umgebungsgradient der Troposphre, auch als geometrischer Temperaturgradient bezeichnet, stellt den Temperaturverlauf der Atmosphre dar, so wie er mit Aufstiegssonden gemessen werden kann. Er variiert je nach geographischer Breite, Klimazone und Jahreszeit zwischen weniger als 0 캜 im Winter an den Polen, d.h. dort steigt dann die Temperatur mit der Hhe, und bis zu 8 캜 im Sommer ber tropischen Ozeanen. In unseren mittleren Breiten betrgt er im Mittel 0,65 K pro 100 m bzw. 2 캜/1.000 ft. Das ist auch der Wert fr die Standard-Atmosphre. Durch das komplexe Zusammenwirken einer Vielzahl diabatischer, advektiver und konvektiver Prozesse kann er erheblich von den - theoretischen - Modellvorstellungen eines trocken- oder feuchtadiabatischen Gradienten abweichen und auch deutlich um seinen eigenen Mittelwert schwanken. Das bedeutet, da durch Radiosondenaufstiege gewonnene aktuelle Zustandskurven in Abhngigkeit von der Wetterlage signifikant unterschiedlich sein knnen. So wird beispielsweise die Temperatur in einer Warmluftmasse und bei Aufgleitvorgngen um 0,3 bis 0,5 K pro 100 m, in einbrechender Kaltluft immerhin um 0,6 bis 0,8 K/100 m abnehmen. Ist ein Temperaturgradient gr秤er als der trockenadiabatische Wert, bezeichnet man ihn als beradiabatisch, ist er geringer als unteradiabatisch.

Betrachtet man die gesamte Troposphre, herrschen in unterschiedlichen Hhen zudem oft vllig unterschiedliche Gradienten, wobei sich in der Regel eine fr die jeweilige Wetterlage charakteristische Abfolge einstellt. Auch eine Umkehr das Gradienten in Form einer Inversion ist dabei mglich. Aus den Unterschieden, die sich zu einem Luftpaket ergeben, das adiabatisch ber dynamische Gradienten erwrmt oder abgekhlt wird, leitet sich die Schichtungsstabilitt der Erdatmosphre ab.

 

 

Der horizontale Temperaturgradient

Ebenso wie in der Vertikalen gibt es in der Atmosphre derartige Temperaturgradienten auch in der Horizontalen. Diese sind dann jedoch nicht schichtungsabhngig, sondern werden von unterschiedlich temperierten Luftmassen bestimmt. Hierauf wird im Kapitel Luftmassen nher eingegangen.

Wird neben dem vertikalen auch der horizontale Temperaturgradient bercksichtigt, lassen sich Luftmassen auch bezglich ihrer Eignung zu horizontalen Strmungen und Zirkulationen beurteilen. Verlaufen die Isothermen (Flchen gleicher Temperatur) und die Isobaren (Flchen gleichen Luftdruckes) in einer Luftmasse parallel zueinander, herrscht eine barotrope Schichtung, in der keine horizontal gerichteten Krfte auftreten. Sind Isobaren und Isothermen aber gegeneinander geneigt, liegt eine barokline Schichtung vor. In baroklin geschichteten Luftmassen ergeben sich seitlich gerichtete Krfte, die zur Ausbildung von horizontalen Luftstrmungen, kurz gesagt Wind, fhren. Barokline Schichtungen treten typischerweise im Bereich von Fronten zwischen Luftmassen unterschiedlicher Temperatur auf. Sie spielen auch bei der Entstehung von Zyklon-Antizyklon-Systemen (Zyklogenese) im Bereich der Westwinddriftzone eine entscheidende Rolle (atmosphrische Zirkulation).

 

ICAO-Temperaturgradient

Ein weiterer Temperaturgradient ist der ICAO-Temperaturgradient. Der ICAO-Temperaturgradient ist wie die ICAO-Atmosphre selbst ein theoretisches Gebilde, d.h. ein willkrlich festgelegter Wert. Danach wird die ICAO-Atmosphre mit zunehmender Hhe im Bereich von 0 - 11 km um etwa 0,65 캜/100 m oder etwa 2 캜/1.000 ft klter (die ICAO-Atmosphre selbst ist bis 80 km Hhe definiert). Der Wert entspricht somit in etwa einem Mittelwert aller real vorkommenden Temperaturgradienten fr durchschnittliche atmosphrische Verhltnisse in mittleren Breiten. Dabei ist zu bercksichtigen, da die ICAO-Atmosphre ohne Wasserdampf definiert ist, weshalb der ICAO-Gradient ber die volle Hhenschicht einheitlich verwendet werden kann. Der ICAO- bzw. ISA-Temperatur gradient ist im Diagramm oben rechts dargestellt.

Tabellarisch zusammengefasst sieht das dann so aus:

Ungesttigte Luft (< 100% Luftfeuchte) 

trockenadiabatischer Temperaturgradient

dry adiabatic lapse rate = DALR 

1 캜 pro 100 m = 3 캜 pro 1.000 ft

Gesttigte Luft (100% Luftfeuchte)

feuchtadiabatischer Temperaturgradient

saturated air lapse rate = SALR

0,6 캜/100 m = 1,8 캜/1.000 ft

ICAO Atmosphre (ohne Wasserdampf) 

ICAO Temperaturgradient  

ICAO lapse rate

0,65 캜 pro 100 m = 2 캜 pro 1.000 ft

Umgebungsluft

Temperaturgradient der Umgebungsluft

Environmental lapse rate = ELR  

Beliebige Werte abhngig von der aktuellen Wettersituation

 

Das Zusammenspiel dieser Temperaturgradienten macht diese Animation anschaulich.

Temperaturgradient und Tropopausenhhe

Temperaturgradient der Troposphre

Wie eben erwhnt, nimmt die Temperatur in der Troposhre mit der Hhe ab. Dies wird in der Meteorologie als Temperaturgradient bezeichnet. Dieser ist definitionsgem癌 in der Troposphre im Mittel negativ. Besondere vertikale Temperaturgradienten sind:

  • der trockenadiabatische Temperaturgradient (engl.: dry adiabatic lapse rate - DALR)
  • der feuchtadiabatische Temperaturgradient (engl.: saturated (moist) adiabatic lapse rate - SALR bzw. MALR)
  • der ISA-Temperaturgradient (engl.: ICAO lapse rate).

Aus dem 1. Hauptsatz der Thermodynamik, dem hydrostatischen Gleichgewicht und der idealen Gasgleichung ergibt sich, da eine trockenadiabatisch geschichtete Atmosphre eine konstante Temperaturabname mit der Hhe aufweist von 0,98 캜/100 m (Hinweis: Fr Prfungsaufgaben wird insoweit blicherweise mit 1 캜/100 m bzw. 3 캜/1.000 ft gerechnet). Bei einer feuchtadiabatischen Schichtung, nimmt die Temperatur hingegen langsamer mit der Hhe ab. Feuchtadiabatisch aufsteigende Luftpakete werden durch die freiwerdende Kondensationswarme erwrmt, d.h. je hher die Feuchte der Luft, desto mehr Kondensationswrme kann frei werden und desto geringer ist folglich der feuchtadiabatische Temperaturgradient. In den Tropen kann er so u.U. nur 0,4 캜/100 m bzw. 1,2 캜/1.000 ft betragen, whrend er sich aufgrund des geringen Feuchtegehalts in der kalten Polarluft an den Polen sich nur wenig vom trockenadiabatischen Temperaturgradienten unterscheidet. In mittleren Breiten betrgt der Mittelwert des feuchtadiabatischen Gradienten 0,6 캜/100 m bzw. 1,8 캜/1.000 ft. Die durch ICAO genormte ISA-Atmosphre definiert fr die Hhenmessung und verschiedene andere Zwecke der Luftfahrt einen konstant mit der Hhe abnehmenden ISA-Temperaturgradient von 0,65 캜/100 m oder 2 캜/1.000 ft.

Der tatsachliche Temperaturgradient einer realen Luftmasse (engl.: environmental lapse rate - ELR) ist ein mit der Hhe und der Luftfeuchte variierender Wert, wobei der Wert beliebig positiv wie auch negativ sein kann.

 

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