Wieso ändert sich das Wetter?

Die Bestandteile der Atmosphäre

Die Atmosphäre ist die mit Abstand größte Gasmenge, die uns zugänglich ist. Alle Bestandteile dieser Gasmischung sind in der Tabelle aufgeführt. Ihre Zusammensetzung wird innerhalb gewisser Grenzen durch Diffusion und Konvektion in Form von Winden (insbesondere von Wirbeln, also lokalen Turbulenzen) konstant gehalten. Druck und Temperatur hingegen hängen von der Höhe und von regionalen Einflüssen ab. Dies gilt besonders für die Troposphäre (die „Wetterschicht“), die unterste Schicht der Erdatmosphäre mit einer Höhe von etwa 11 km.

Tabelle: Zusammensetzung der Erdatmosphäre

Die Temperatur der Atmosphäre

Auf Höhe des Meeresspiegels beträgt die Temperatur im Durchschnitt 15 °C, in 11 km Höhe beim Übergang zur nächsthöheren Schicht der Atmosphäre, der Tropopause, ist sie bereits auf −57 °C gefallen. Wird die Temperatur in Kelvin angegeben, fällt diese Temperaturänderung weniger auf. Die Temperatur liegt zwischen 288 K und 216 K, ihr Mittelwert beträgt 268 K. Wenn wir annehmen, dass über die gesamte Höhe der Troposphäre diese mittlere Temperatur herrscht, dann besteht folgender Zusammenhang zwischen dem Druck p und der Höhe h:

Abbildung 1: Abhängigkeit des Luftdrucks von der Höhe gemäß der barometrischen Höhenformel.

Die barometrische Höhenformel

Diese Gleichung wird barometrische Höhenformel genannt. p₀ bezeichnet den Druck auf Höhe des Meeresspiegels. H ist eine Konstante, die mit der mittleren Molmasse M und der durchschnittlichen Temperatur T über die Beziehung H = RT/Mg zusammenhängt. Der Wert von H beträgt ungefähr 8 km. Diese Formel berücksichtigt das Ergebnis des „Wettstreits“ zwischen der potenziellen Energie der Gasmoleküle im Schwerefeld der Erde und den Mischungseffekten, die durch thermische Bewegungen hervorgerufen werden. Abbildung 1 zeigt, wie der Luftdruck gemäß der barometrischen Höhenformel mit steigender Höhe abnimmt. Der Kurvenverlauf gibt die wirklichen Druckverhältnisse in der Atmosphäre recht gut wieder, selbst in Regionen deutlich oberhalb der Troposphäre. Die barometrische Höhenformel besagt, dass Druck und Dichte der Luft in einer Höhe h = H × ln(2) (etwa 6 km) halb so groß wie auf Höhe des Meeresspiegels sind. Regionale Veränderungen von Druck, Temperatur und Zusammensetzung in der Troposphäre bestimmen unser „Wetter“. Wir wollen im Folgenden einige typische Vorgänge betrachten, die zu diesen Änderungen beitragen. Heiße Luft hat bei gleichem Druck eine geringere Dichte als kalte Luft und steigt deshalb nach oben. Mit zunehmender Höhe nimmt der Druck ab und die Luft expandiert adiabatisch (d. h. ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung), so dass ihre Temperatur sinkt. Da kalte Luft nicht so viel Wasser aufnehmen kann wie warme Luft, entstehen aus der überschüssigen Luftfeuchtigkeit Wolken. Eine starke Bewölkung kann also mit aufsteigender Luft, ein klarer Himmel oftmals mit absteigender Luft erklärt werden. Luftbewegungen in großer Höhe können dazu führen, dass die Zahl der Gasmoleküle pro Volumeneinheit in manchen Regionen über den durchschnittlichen Wert steigt, in anderen dafür unter diesen Wert fällt. Auf diese Weise entstehen Hochdruckgebiete („Hochs“ oder Antizyklonen) und Tiefdruckgebiete („Tiefs“ oder Zyklonen). Auf einer typischen Wetterkarte (siehe Abbildung 2) werden die entsprechenden Gebiete mit den Buchstaben H und T bezeichnet. Die eingezeichneten Linien verbinden Orte, an denen der gleiche Druck herrscht, und werden Isobaren genannt. Die Regionen der Erde, in denen wir bevorzugt Hoch- oder Tiefdruckgebiete vorfinden, heißen Hochdruckgürtel bzw. Tiefdruckrinnen.

Abbildung 2: Typische Wetterkarte am Beispiel des Festlands von Nordamerika vom 6. Mai 2014.

Druckunterschiede

Horizontale Druckunterschiede verursachen Luftströme, die wir Winde nennen. Aufgrund der Rotation der Erde von Westen nach Osten werden Winde auf der nördlichen Erdhalbkugel nach rechts, auf der südlichen Erdhalbkugel hingegen nach links abgelenkt. In der Summe werden die Winde also nach Westen abgelenkt, während sie von Gebieten langsamer Rotation (an den Polen) in Richtung der Gebiete mit schnellerer Rotation (am Äquator) strömen. In großer Höhe bewegen Winde sich nahezu parallel zu den Isobaren. Die Tiefdruckgebiete liegen auf der Nordhalbkugel links, auf der Südhalbkugel rechts der Windrichtung (siehe Abbildung 3). Nahe der Erdoberfläche sind die Windgeschwindigkeiten geringer. Daher verläuft die Windrichtung dort senkrecht zu den Isobaren vom Hoch- zum Tiefdruckgebiet. Die unterschiedlichen Windrichtungen führen dazu, dass die Luft auf der nördlichen Hemisphäre spiralförmig im Uhrzeigersinn aus einem Hoch heraus und gegen den Uhrzeigersinn in ein Tief hineinströmt.

Abbildung 3: Horizontale Strömungsrichtung der Luft relativ zu einem Tiefdruckgebiet auf der nördlichen und auf der südlichen Erdhalbkugel.

Der Gasverlust von Hochdruckgebieten durch Winde wird ausgeglichen, indem Luft in großer Höhe nachströmt und anschließend nach unten absinkt. Wir wissen bereits, dass dieser Vorgang für die Abnahme der Bewölkung bis hin zu einem wolkenlosen Himmel verantwortlich ist. Ferner nehmen Dichte und Temperatur der Luft mit abnehmender Höhe zu. Aus diesem Grund sind Hochdruckgebiete mit hohen Temperaturen auf der Erdoberfläche verbunden. Im Winter kann es passieren, dass die kalte Luft nahe der Erdoberfläche ein komplettes Absinken der Luft aus großer Höhe verhindert. Dann befindet sich eine warme Luftschicht über einer kalten Luftschicht. Wir sprechen in so einem Fall von einer Inversionslage. Auch an Orten mit einer besonderen geographischen Lage wie beispielsweise Los Angeles ist ein Luftaustausch unter Umständen nur eingeschränkt möglich. Dies kann zu einer Zunahme der Konzentration photochemischer Schadstoffe, auch Smog genannt, in der kalten Luftschicht führen.

Aus: Atkins, de Paula, „Kurzlehrbuch Physikalische Chemie“, ISBN 9783527343928