Die
Schichtungsstabilitat der Erdatmosphare
beschreibt deren thermodynamische Stabilitat bzw. Labilitat bezuglich des vertikalen
atmospharischen Temperaturgradienten
anhand verschiedener
Gleichgewichtszustande
. Es wird zwischen einer labilen, stabilen und neutralen Atmospharenschichtung unterschieden.
Die Schichtung der
Atmosphare
bestimmt alle vertikalen Luftbewegungen und ist damit von elementarer Bedeutung fur alle konvektiven Vorgange innerhalb der Erdatmosphare sowie den damit verbundenen Prozessen der
Wolkenentstehung
oder
Luftverschmutzung
. Eine labile Schichtung ist die Voraussetzung fur die Entwicklung von
Thermik
-Aufwinden. Thermik und
Hangaufwind
ermoglichen
Gleitfliegern
(
Segelfliegern
,
Drachenfliegern
und
Gleitschirmfliegern
) Startuberhohung, lange Fluge und
Streckenfluge
.
Grundsatzlich unterscheidet man zwei Arten von atmospharischen Temperaturgradienten: den
dynamischen Gradienten
eines
Luftpakets
und den
statischen Gradienten
der Atmosphare. Die messbare
Lufttemperatur
nimmt innerhalb der Atmosphare oft sehr uneinheitlich mit der Hohe ab, in der Regel jedoch mit einer klaren Tendenz. Ublicherweise handelt es sich um eine Temperaturabnahme: die Luft wird nach oben immer kalter. Nimmt die Lufttemperatur stattdessen mit der Hohe zu, so spricht man von einer
Inversion
. Gegenuber diesem Umgebungsgradienten besitzt ein sich vertikal bewegendes Luftpaket eine eigene, dynamische Temperaturanderung.
Betrachtet man ein ausreichend großes Luftpaket, so kann der Austausch mit der Umgebungsluft und eine Anpassung an die Umgebungstemperatur vernachlassigt werden. Findet Temperaturanderung des Luftpakets in einer idealisierten Betrachtung vollig unabhangig von der Umgebung und der dort herrschenden Temperatur statt, spricht man von einer
adiabatischen
Zustandsanderung. Ein auf- oder absteigendes Luftpaket kann dann seine Temperatur schneller, gleich schnell oder langsamer andern, als es seiner Umgebung, also dem statischen Zustand der Erdatmosphare, entsprache.
Als Modellannahme wird in der Regel ein Luftpaket betrachtet, das sich entsprechend dem
trockenadiabatischen Temperaturgradienten
verhalt und in einer bestimmten Hohe die gleiche Temperatur und
Dichte
wie die umgebende Luft hat. Das Luftpaket erfahrt ausgehend von dieser Anfangstemperatur bei der Hebung eine Abkuhlung und bei der Senkung eine Erwarmung um jeweils 9,8 Grad Celsius je Kilometer. Diese Anderung erfolgt
adiabatisch
-reversibel, dem Luftpaket wird also keine
Warme
zugefuhrt oder entzogen. Zudem tritt keine Mischung mit der umgebenden Luft ein und es kommt nicht zur
Kondensation
des in der Luft enthaltenen
Wasserdampfs
.
Wenn es zur Kondensation kommt, spricht man vom feuchtadiabatischen Aufstieg des Luftpakets, der oft auf einen trockenadiabatischen Aufstieg folgt. Durch die mit dem Aufstieg einhergehende Abkuhlung steigt die relative Luftfeuchtigkeit, bis sie am
Taupunkt
schließlich das
Kondensationsniveau
erreicht. In dieser Hohe setzt die
Kondensation
und somit
Wolkenbildung
ein. Die dabei freigesetzte
Kondensationsenthalpie
des Wasserdampfs verringert den trockenadiabatischen auf den feuchtadiabatischen Gradienten. Da alle Betrachtungen des atmospharischen Schichtungszustands fur beide Falle gleichermaßen gelten , wird im Weiteren allgemein von einem adiabatischen Gradienten gesprochen.
Luft
dehnt sich beim Erwarmen aus
. Aus dem Unterschied zwischen der Dichte des betrachteten Luftpakets und derjenigen des umgebenden Mediums folgt nach dem
Archimedischen Prinzip
ein
statischer Auftrieb
oder ein Abtrieb. Wenn das betrachtete Luftpaket die gleiche Dichte wie die Umgebung hat, steigt sie nicht weiter auf.
Es gilt:
Hierbei steht der Index U fur die Umgebungsluft und L fur das Luftpaket. Das Formelzeichen
steht fur die
Beschleunigung
, die das Luftpaket in vertikaler Richtung erfahrt und
fur die
Gravitationsbeschleunigung
. Der griechische Buchstabe
steht fur die Dichte und
fur die Temperatur.
Die Beschleunigung ist gleich Null, wenn das Luftpaket und die Umgebung die gleiche Temperatur bzw. Dichte haben. Die Beschleunigung ist umso großer, je weiter sie auseinanderliegen. Ist die Temperatur der Luft großer (oder die Dichte kleiner) als die der Umgebung, steigt das Luftpaket auf.
Bei der
neutralen
oder
indifferenten Atmospharenschichtung
entspricht die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphare der des Luftpakets. In der Realitat wurde eine sehr gut durchmischte Atmosphare diesem Zustand am nachsten kommen. Die Entsprechung der Mechanik ist das
indifferente Gleichgewicht
.
Wegen der neutralen Schichtung der Atmosphare kuhlt sich ein aufsteigendes Luftpaket genauso schnell wie die umgebende Atmosphare ab. Die Punkte A, B, und C, die fur jeweils ein Luftpaket stehen, das sich trockenadiabatisch abkuhlt bzw. erwarmt (rote Linie), sind also identisch mit den Bedingungen der als schwarz eingezeichneten Umgebungsluft. Auf- und Abtrieb des Luftpakets gleichen sich folglich aus, denn es gibt keinen Dichteunterschied zwischen dem Luftpaket und der jeweiligen
Luftschicht
. Da also keine resultierende Kraft wirkt, andert das Luftpaket seine vertikale Position auch nicht selbststandig und sobald die erzwungene Hebung von B nach A bzw. Senkung von B nach C aufhort, bleibt das Luftpaket hohenstabil.
In einer neutral geschichteten Atmosphare kommt es aufgrund der fehlenden Konvektion kaum zu Wolkenbildung. Fur die Ausbreitung von Stoffen und insbesondere Schadstoffen stellt eine neutrale Schichtung weder ein Hindernis noch einen Vorteil dar.
Eine
stabile Atmospharenschichtung
bezeichnet den Zustand der Erdatmosphare, bei dem die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphare kleiner als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpakets ist, es sich also um einen unteradiabatischen Temperaturgradienten handelt. Nimmt dessen Temperatur entsprechend dem trockenadiabatischen Gradienten ab, so spricht man von einer trockenstabilen Schichtung. Dementsprechend handelt es sich bei einer Abnahme mit dem feuchtadiabatischen Gradienten um eine feuchtstabile Schichtung.
Da sich die Umgebung des Luftpakets langsamer abkuhlt als es selbst, nimmt bei einer Hebung von C nach B der Temperaturunterschied immer weiter ab und wechselt bei B sein Vorzeichen. Wahrend des weiteren Aufstiegs von B nach A ist das Luftpaket also kalter als die Umgebungsluft und besitzt somit auch eine hohere Dichte. Hort die erzwungene Hebung bei A auf, so sinkt das Luftpaket entsprechend dem Archimedischen Prinzip wieder nach unten ab. Je großer der Temperaturunterschied, desto schneller sinkt die Luft ab ? es entsteht vorubergehend ein
Fallwind
. Das Luftpaket sinkt in der Folge jedoch nicht nur einfach bis B ab, sondern bewegt sich aufgrund der Tragheit etwas uber diesen Punkt hinaus. Somit hat das Luftpaket dann wiederum eine etwas geringere Dichte als die Umgebungsluft und die Bewegungsrichtung kehrt sich um, das Paket steigt also wieder. Dieser Ablauf wiederholt sich und das Luftpaket beschreibt eine
harmonische Schwingung
in der Vertikalen. Aufgrund der Luftreibung nimmt die
Amplitude
dieser Schwingung uber die Zeit ab. Ohne weitere Storungen von außen wurde sich das Luftpaket also in einen stabilen Gleichgewichtszustand bei B einpendeln. Die gleiche Uberlegung ist auch fur eine Absenkung von B nach C gultig, nur dass das Luftpaket nach Einstellung der erzwungenen Absenkung steigen wird, da seine Temperatur nun hoher als die der Umgebung ist. In einer stabilen Atmosphare werden Vertikalbewegungen folglich uber eine
negative Ruckkopplung
abgefedert, was eine Durchmischung der Luft behindert.
Dies zeigt sich auch im Falle einer
Inversion
, also eines umgekehrten Gradienten mit einem Temperaturanstieg bei Hohenzunahme. Es handelt sich dabei um einen besonders starken Sonderfall einer stabilen Schichtung, denn jeder Aufstieg eines Luftpakets wird bei ausreichender Machtigkeit der Inversionsschicht blockiert. Dies erklart sich einfach daraus, dass bei einer Inversion warme und damit leichte Luftmassen uber kalteren Luftmassen liegen, sich die Atmosphare also in einem idealen Gleichgewicht befindet, das keinen naturlichen Luftaustausch verlangt.
Im Falle eines feuchtadiabatischen Aufstiegs in einer stabil geschichteten Atmosphare sind die ab dem Kondensationsniveau gebildeten Wolken vergleichsweise hohenstabil und meist sehr flach. Durch horizontale Druckunterschiede und dem damit verbundenen Wind breiten sie sich in der Flache aus, es kommt zu einer typischen Schichtbewolkung vom Typ
Cirrus
oder
Cirrostratus
in großeren,
Altostratus
in mittleren und
Stratus
in geringeren Hohen.
Eine
labile
oder
instabile Atmospharenschichtung
bezeichnet den Zustand der Erdatmosphare, bei dem die vertikale Temperaturabnahme der Atmosphare großer als die Temperaturabnahme des aufsteigenden Luftpaketes ist, es sich also um einen uberadiabatischen Temperaturgradienten handelt. Nimmt die Temperatur des Luftpakets entsprechend dem trockenadiabatischen Gradienten ab, spricht man von einer trockenlabilen Schichtung. Bei feuchtadiabatischer Abkuhlung spricht man entsprechend von einer feuchtlabilen Schichtung.
Da in
labiler
Atmosphare die Temperatur des von B nach A aufsteigenden Luftpakets immer großer bzw. dessen Dichte niedriger ist als die der Umgebung, erfahrt dieses eine nach oben gerichtete Ruckstellkraft, den Auftrieb. Das Luftpaket wird also auch ohne eine erzwungene Hebung weiter aufsteigen und da es sich dabei weiterhin langsamer abkuhlt als seine Umgebung, wird dieser Aufstieg immer weiter beschleunigt. Das Luftpaket entfernt sich somit uber eine
positive Ruckkopplung
immer weiter vom Gleichgewichtspunkt bei B. Gleiches gilt fur die umgekehrte Richtung von B nach C, wenn das Luftpaket also absinkt und dabei immer kalter ist als seine Umgebung und folglich eine großere Dichte besitzt. Es wird dann immer schneller absinken, bis es irgendwann mit hoher Geschwindigkeit auf die Erdoberflache trifft. Winde, die man auf der Erdoberflache als besonders stark und plotzlich empfindet, so genannte
Boen
, sind dabei in der Regel nichts anderes als derartig beschleunigte und dann in die Horizontale umgelenkte Luftpakete.
Eine trockenlabile Schichtung tritt zum Beispiel in Bodennahe bei einer starken lokalen Erwarmung der Luft uber die
Ausstrahlung
auf. Wahrend zum Beispiel morgens nur eine geringe Erwarmung erfolgte und sich ein uberadiabatischer Temperaturgradient eingestellt hat, kommt es mit zunehmender Tageszeit zu einer starkeren Sonneneinstrahlung, die jedoch die Luft in Bodennahe je nach Art der Erdoberflache hochst unterschiedlich aufheizen kann. Ist dieser Unterschied groß genug, so losen sich in der Folge Thermikblasen, die eine Durchmischung der unteren Luftschichten herbeifuhren. Das Ergebnis einer solchen Durchmischung, die in Wusten und Hochebenen bis in einige Kilometer Hohe reichen kann, ist letztlich eine neutrale Schichtung. Da sich eine labile Schichtung durch die Durchmischung also letztlich selbst abschwacht, ist sie meist nur von kurzer Dauer.
Auch dynamische Ursachen konnen eine labile Schichtung bedingen, vor allem wenn sich Kaltluft bei einem
Kaltfrontdurchzug
in der Hohe schneller bewegt als in Bodennahe. Die Folge sind haufig starke
Gewitter
in Verbindung mit
Schnee
-,
Regen
- und
Hagelschauern
sowie starken Boen, die man dann als Sturmboen bezeichnet.
In den gemaßigten Breiten ist eine labile Schichtung meist auf einen bestimmten Hohenbereich begrenzt und erreicht nur in seltenen Ausnahmefallen eine großere Ausdehnung. Als Unter- oder Oberschichtung liegen dabei meist stabile Verhaltnisse vor. In großen Hohen fuhrt dies zur Bildung von
Cirruswolken
im Fall eines Horizontalwindes und zu
Cirrocumuluswolken
bei Abwesenheit eines solchen. In mittleren Hohen zeigt sich dagegen eine
Altocumulusbewolkung
, in niedrigen Hohen eher
Stratocumulus
und
Cumulus
.
Cumulonimbus
und
Nimbostratus
sind dagegen auf hoch reichende Labilitat angewiesen und treten daher auch haufiger in Aquatornahe auf.
Eine
bedingt labile Atmospharenschichtung
bezeichnet eine Situation, bei der ein trockenadiabatisch aufsteigendes Luftpaket eine stabile oder neutrale Schichtung ergibt, ein im Gegenzug feuchtadiabatisch aufsteigendes Luftpaket aber eine labile Atmospharenschichtung zur Folge hatte.
Bei dieser haufig im Sommer auftretenden Problematik stellt sich die Frage, ob es zur Wolkenbildung kommt oder nicht. Wenn der Wasserdampf des Luftpaketes nicht kondensiert, passiert auch nichts weiter. Bei einsetzender Kondensation allerdings wachsen die Wolken schnell zu Gewittern heran.
Extreme Schichtungen, also labile und stabile Schichtungen, werden durch geringe Windgeschwindigkeiten begunstigt, große Windgeschwindigkeiten fuhren dagegen zu eher neutraler Schichtung. Im Ubrigen fuhrt Bewolkung, also geringe
Globalstrahlung
tags und starke
atmospharische Gegenstrahlung
nachts, zu eher neutraler Schichtung, wahrend wolkenloser Himmel tags bei starker Globalstrahlung eine labile Schichtung, nachts dagegen eine stabile Schichtung bewirkt.
[1]
Die Schichtungsstabilitat hat einen hohen Einfluss auf die
Luftverschmutzung
, da die Ausbreitung von Abgasen identisch zur Ausbreitung eines Luftpakets betrachtet werden kann. Es werden dabei einige spezifische Schichtungsverhaltnisse unterschieden.
Grundlage fur die Schilderungen ist eine Fabrik, die uber einen Schornstein Abgase in die Atmosphare emittiert. Dabei herrscht eine westliche Windrichtung von links nach rechts vor, so dass die Abgase nach einer bestimmten vertikalen Ausbreitung in Horizontale ubergehen. Diese anfangliche Steigungsphase liegt an der meist hoheren Temperatur der Abgase. Die letztendlich dadurch erreichte Hohe bezeichnet man als effektive
Schornsteinhohe
. In den Abbildungen stellt die rot gezeichnete Linie den Temperaturverlauf der Atmosphare und die schwarze Linie den adiabatischen Gradienten des Luftpakets dar.
Es herrscht eine leicht bis mittelstarke labile Schichtung, die Luftschadstoffe breiten sich schleifenformig nach
Osten
aus. Durch
Turbulenzen
und konvektive Vorgange kann der Ausstoß bereits nach kurzer Zeit den Boden beruhren, so dass die Schadstoffbelastung in relativ geringer Nahe vom Schornstein recht groß ist. Sie lasst dafur jedoch auch schnell nach und ist bei mittelgroßen Entfernungen recht gering. Die Situation ist typisch fur Nachmittage von sonnigen Sommertagen.
Es herrscht eine neutrale bis leicht stabile Schichtung und die Luftschadstoffe breiten sich konisch aus, wobei die vertikale Ausdehnung des zunehmend breiter werdenden Abgaskegels recht gleichmaßig ist. Die Verdunnung der Abgase ist recht gering, die Rauchfahne beruhrt jedoch nicht direkt den Boden. Eine Situation vorab bei bewolktem Wetter.
Beim Typ Fanning ist die stabile Schichtung zu einer massiven Bodeninversion verstarkt worden, die bis uber die effektive Schornsteinhohe reicht. Nach anfanglicher Steigung auf die effektive Schornsteinhohe kommt es praktisch zu keiner weiteren vertikalen Ausbreitung und damit Verdunnung der Rauchfahne mehr. Die hohen Abgaskonzentrationen bleiben auch noch in erheblicher Entfernung zum Schornstein erhalten. Bodennah ist die Belastung hier gering, hoch ist sie allerdings bei Auftreten von Gelandeerhohungen in der Ausbreitungs-Richtung. Auftreten v. a. nachts und bei Tiefdruck, wobei es sich haufig um die Vorstufe zu Fumigation (s. unten) handelt.
Am Boden zeigt sich hier ebenfalls eine Inversion, meist eine nachtliche Strahlungsinversion, doch liegt deren Obergrenze nun auf oder sogar unter der effektiven Schornsteinhohe. Danach folgt ein adiabatischer Temperaturabfall mit neutraler Schichtung. Fur die vertikale Ausbreitung der Rauchsaule erweist sich die Inversion erneut als Sperrschicht, in diesem Fall jedoch nach unten. Da die Emissionen oberhalb der Inversion erfolgen (andernfalls wurde es sich wieder um eine Fanning-Lage handeln), konnen die Schadstoffe maximal bis zur Obergrenze der Inversion absinken. Dort zeigt sich dann auch meist eine hohere Abgaskonzentration. Nach oben hin wird die vertikale Ausbreitung jedoch nicht behindert.
Fur die Luftverschmutzung ist dies eine sehr wunschenswerte Situation: Die Rauchgasfahne verdunnt sich, erreicht jedoch nicht die Erdoberflache. Auftreten v. a. am fruhen Abend bei wolkenlosem Himmel, in den meisten Fallen von kurzerer Dauer.
Der Typ der Fumigation stellt die aus Sicht der Luftverschmutzung schadlichste Lage dar. Hier herrscht eine labile Schichtung am Boden, gefolgt von einer Hoheninversion oberhalb der effektiven Schornsteinhohe. Unterhalb der Inversion konnen sich die Abgase aufgrund der labilen Schichtung sehr gut ausbreiten, werden jedoch nach oben durch die Inversion blockiert. Die Durchmischung erfolgt also nur in Bodennahe.
Bleibt diese Lage uber langere Zeit erhalten, kann es zu einer drastischen Anreicherung der Schadstoffe kommen. Ist die Durchmischungszone zum Beispiel durch eine Tal- oder gar Kessellage recht klein, so ist auch eine Auflosung der Inversion durch Wind stark eingeschrankt, was die Anreicherung der Abgase entsprechend begunstigt. Eine solche Tallage und ebenso ein hoher Schadstoffausstoß ist gerade fur Ballungsraume charakteristisch. Diese sind, wie die
Stadtklimatologie
zeigt, zudem wichtige Warmequellen, neigen also dazu, Inversionen in Bodennahe zu Hoheninversionen ?umzubauen“, was dann auch die Hauptursache fur die Entstehung von Fumigation-Lage ist.
Die funf dargestellten Falle sind nur isoliert betrachtet worden, was aber uber eine großere horizontale Entfernung kaum den realen Bedingungen entspricht. Die Schichtung der Atmosphare kann sich also mit der Entfernung vom Schornstein andern, was besonders bei
orografischen
Erhebungen und einer Anderung der thermischen Eigenschaften der Erdoberflache der Fall ist. Denkt man sich nun mehrere Lagen in einer Reihe, konnen sich spezifische Kombinationen ergeben, die einer Schadstoffausbreitung forderlich oder hinderlich sind.
Neben der Bezeichnung der Stabilitatsklassen als labil, neutral und stabil gibt es verschiedene Systematiken zur Einordnung der Stabilitatsklasse. Bekannt ist die Systematik der Pasquill-Klassen nach
Frank Pasquill
,
[2]
die die Stabilitatsklassen von sehr labil bis stabil mit den Buchstaben A bis F bezeichnet.
[1]
Die
Technische Anleitung zur Reinhaltung der Luft
(TA Luft) verwendet Ausbreitungsklassen nach Klug
[3]
und Manier
[4]
mit Bezeichnungen von I (sehr stabil) bis V (sehr labil).
[1]
Andere Stabilitatsklassen wurden von Vogt sowie von Nester und Thomas definiert. Ein Maß fur die Stabilitat ist die von
Alexander Michailowitsch Obuchow
eingefuhrte Obukhov-Lange.
[1]
- T. R. Oke:
Boundary Layer Climates
. Methuen u. a., London 1978,
ISBN 0-416-70530-8
.
- Peter Fabian
:
Atmosphare und Umwelt. Chemische Prozesse, menschliche Eingriffe. Ozon-Schicht, Luftverschmutzung, Smog, saurer Regen
. 4. erweiterte und aktualisierte Auflage. Springer, Berlin u. a. 1992,
ISBN 3-540-55773-3
.
- ↑
a
b
c
d
Thomas Foken:
Angewandte Meteorologie, Mikrometeorologische Methoden.
Springer, Berlin und Heidelberg 2003.
ISBN 978-3-540-00322-9
.
Buch
bei Google Books.
- ↑
Frank Pasquill:
Atmospheric diffusion: The dispersion of windborne material from industrial and other sources.
2. Auflage. Halsted Press, New York 1974.
- ↑
W. Klug:
Ein Verfahren zur Bestimmung der Ausbreitungsbedingungen aus synoptischen Beobachtungen.
Staub ? Reinhaltung der Luft
29 (1969) S. 143?147.
- ↑
G. Manier:
Vergleich zwischen Ausbreitungsklassen und Temperaturgradienten.
Meteorologische Rundschau
28 (1975), S. 6.