Stabilität und vertikale Luftbewegung

Zwischen grossflächigen, vertikalen Bewegungen und der Stabilität der Luft besteht ein Zusammenhang. Während in einem Hoch die Luft absinkt und sich dabei stabilisiert, steigt sie in einem Tief auf und labilisiert sich. Luft kann aber nicht weit steigen, ohne dass Feuchtigkeit kondensiert und die Luftstabilität beeinflusst. Damit lassen sich zum Beispiel Gewitter in einer Warmfront erklären.

Der Luftdruck ist ein wichtiges Merkmal einer guten Thermiklage. Er sollte zwischen 1017 und 1024 hPa liegen. Übersteigt er diesen Bereich, regt sich in der grossen Stabilität der Luft kein Thermikbläschen mehr. Sinkt er darunter, entstehen in der zunehmenden Labilität Überentwicklungen und Schauer. Weshalb ist das so? Die Tatsache, dass in einem Hoch die Luft absinkt und in einem Tief aufsteigt, lässt vermuten, dass die vertikale Luftbewegung die Stabilität verändert.

Zunehmende Stabilität in einem Hoch
Etwa mit 1 cm pro Sekunde sinkt die Luft in einem Hoch ab und erwärmt sich adiabatisch, d. h. mit 1 °C pro 100 m Höhenunterschied. Diese Erwärmung aber erklärt die Stabilisierung noch nicht. Das wird erst mit der Erkenntnis klar, dass der zunehmende Druck die Luft zusammenpresst. Eine Luftschicht, die auf 3000 m Höhe noch 580 m dick war, quetscht er auf Meereshöhe auf 440 m zusammen. Da immer gleich viel Luft in der Schicht ist, bleibt der Druckunterschied von 50 hPa zwischen Unter- und Obergrenze konstant. Wenn die Luftschicht absinkt und dadurch zusammengepresst wird, dann sinkt die Obergrenze dieser Luftschicht schneller ab als die Untergrenze, nämlich genau um den Betrag, um den die Schicht dünner wird, und erwärmt sich demzufolge auch stärker als die Untergrenze. Damit nimmt der Temperaturunterschied zwischen Ober- und Untergrenze ab, was einer zunehmenden Stabilität entspricht. Da wenig über dem Boden seitlich Luft wegfliesst, verstärkt sich dieser Effekt noch.

Im Emagramm in Abb. 1 lässt sich das nachvollziehen, doch vorher eine kurze Erklärung zur Höhenangabe. Da der Luftdruck kontinuierlich mit der Höhe abnimmt, kann er auch als Mass für die Höhe verwendet werden. Tatsächlich liefern Ballonsondierungen nur Druck, Temperatur, Taupunkt und andere Grössen, nicht aber die Höhe in Metern. Sie lässt sich ausgehend vom Luftdruck am Boden aus den gemessenen Werten berechnen. Die Höhe, bei welcher der Luftdruck auf 700 hPa abgenommen hat, hängt genauso wie der Bodendruck von der aktuellen Wettersituation ab. Diese Höhe liegt bei Hochdruck höher, bei Tiefdruck niedriger, durchschnittlich aber auf etwa 3000 m. Für die Betrachtungen hier genügt es, durchschnittliche Höhen für den Druck anzunehmen. In Abb. 1 sind beide Skalen enthalten.

Zurück zum Emagramm in Abb. 1: Eine Luftschicht der Dicke von 50 hPa ist auf den Druckniveaus von 700, 750 bis hinunter auf 950 und 1000 hPa eingezeichnet. Auf 700 hPa beträgt die Temperatur an der Unter- bzw. an der Obergrenze 8,5 resp. 10,2 °C, was einer Temperaturabnahme von 0,28 °C pro 100 m entspricht. Adiabatisch erwärmt erreicht diese Schicht unten auf 1000 hPa Isothermie bei 20 °C.

Aufsteigen der Luft mit Kondensation
Vereinfacht gesehen kehrt sich in einem Tief der Bewegungsablauf um. Wenn eine isotherme Schicht von 1000 hPa (100 m Höhe) auf etwa 700 hPa (3000 m Höhe) aufsteigt, labilisiert sie sich auf einen Temperaturgradienten von 0,28 °C. Doch soweit kann die Luft gar nicht aufsteigen, ohne dass Feuchtigkeit wegen der abnehmenden Temperatur kondensiert. Die Feuchtigkeit verursacht Effekte, die einige meteorologische Erscheinungen erklären.

Ist die Luftschicht unten trocken, oben aber feucht, hat das eine stabilisierende Wirkung. Im Beispiel von Abb. 2 hat sie auf 1000 hPa eine Temperatur von 20 °C und einen Taupunkt von 4 °C. Auf 950 hPa ist sie 17 °C warm mit einem Taupunkt von 13 °C. Steigt diese Luftschicht auf, so kondensiert zuerst an ihrer Obergrenze bei 900 hPa die Feuchtigkeit. Weil beim weiteren Aufstieg Kondensationswärme frei wird, folgt der Temperaturverlauf nicht mehr der Trockenadiabaten, sondern der Feuchtadiabaten. An der Untergrenze der Luftschicht kondensiert die Feuchtigkeit hingegen erst bei 850 hPa. Da beim Aufstieg im oberen Teil der Schicht schon bei tieferer Höhe Feuchtigkeit kondensiert und die Luft daher weniger rasch kühler wird als im unteren Teil, verändert sich der Temperaturunterschied hin zu einer stabileren Schichtung.

Ist, wie in Abb. 3 dargestellt, die Luftschicht unten feuchter als oben, kondensiert die Feuchtigkeit zuerst im unteren Teil. Die Luft kühlt sich dann dort weniger rasch ab als im oberen Teil, womit sich die Luftschicht labilisiert.

Die Grenze zwischen Stabilisierung und Labilisierung hängt stark von der Temperatur ab. Bei hohen Temperaturen kann die Luft viel mehr Feuchtigkeit aufnehmen als bei tiefen Temperaturen. Das widerspiegelt sich auch in den Feuchtadiabaten, die bei hohen Temperaturen steiler verlaufen als bei tiefen, wo sie sich den Trockenadiabaten annähern. Bei tiefen Temperaturen verliert die Feuchtigkeit ihren Einfluss mehr und mehr. So ist bei tieferen Temperaturen ein immer grösserer Feuchtigkeitsgradient notwendig, damit die Luft beim Aufstieg labilisiert.

Beispiele aufsteigender Luftschichten
Grossflächig aufsteigende Luftmassen kommen in Fronten vor, aber auch wenn Luft über ein Hindernis fliesst. In der Warmfront gleitet warme Luft über kalte Luft auf. Die Warmluft kühlt sich dabei ab, die Feuchtigkeit beginnt zu kondensieren, und gewöhnlich setzt ein gleichmässiger Landregen ein. Gelegentlich können aber auch Gewitter auftreten. Mit der obigen Betrachtung wird klar, dass das Feuchtigkeitsprofil einen wesentlichen Faktor darstellt, ob Gewitter entstehen.

Man unterscheidet zwei Typen von Kaltfronten: Die klassische mit kräftigen Gewittern und eine zahme, die nur kräftigen Regen bringt. Ausschlaggebend für den Typ ist die Stabilität und das Feuchtigkeitsprofil der Warmluft, die durch die vordringende Kaltluft gehoben wird. Besonders im Sommer ist diese Luftschicht unten sehr warm und feucht. Nur wenig angehoben, kondensiert bereits Feuchtigkeit, und die Schichtung wird labil. Gewaltige Gewitter wachsen in die Höhe.

Eine Luftschicht kann auch an einem Gebirge oder einem Berg aufgleiten. Dabei bildet sich oft gleichmässiger Steigungsregen. Bei Föhn zum Beispiel gleitet Luft auf der Alpensüdseite (bei Nordföhn auf der Alpennordseite) auf und führt dort zu intensivem, gleichmässigem Regen. Wenn die Feuchtigkeit in der untersten Schicht der aufsteigenden Luft ausreicht, um die Luft zu labilisieren, bilden sich im Steigungsregen auch Gewitter.

Martin Gassner

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