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Mögliche Auswirkungen eines Ozonschwundes

Nachdem man den Rückgang der Ozonkonzentration über der Antarktis festgestellt hatte, kam die Befürchtung auf, der Ozon-Verlust könnte die ganze Atmosphäre erfassen, zumal man auch in niedereren Breiten eine – allerdings weniger spektakuläre – Ozonabnahme festgestellt hatte: Am Meteorologischen Observatorium auf dem Hohenpeißenberg (nördlich von Garmisch-Partenkirchen), wo seit den 1960er-Jahren Ozonforschung getrieben wird, hat man einen jährlichen Rückgang von durchschnittlich 0,2 % beobachtet (Wege et al. 1988). Der Rückgang des Ozons bedeutet aber gleichzeitig eine Zunahme der UV-Strahlung. Eine einfache Faustregel der Luftchemiker besagt: Jedes Prozent Ozonverlust lässt zwei Prozent mehr UV-Strahlung zur Erdoberfläche durchdringen.

Man begann abzuschätzen, welche Folgen eine weitere Ozon-Abnahme und damit ein Anstieg der UV-Bestrahlung für das Leben auf der Erde haben könnten. So ergaben Modellrechnungen, dass eine 5 %ige Abnahme der Ozonkonzentration ein um 10 % erhöhtes Hautkrebsrisiko bewirken würde. Das bedeutet z. B. allein für die USA jährlich 40 000 neue Fälle. Aus anderen Modellrechnungen geht hervor, dass 1 % Ozonabnahme nach 20 Jahren das Risiko, an einem Nicht-Melanom-Hautkrebs zu erkranken, um 3 % erhöht. Weitere Folgen eines Ozonschwundes wären Hautverbrennungen, Augenerkrankungen und Schäden am Immunsystem. 1 % weniger Ozon hat 0,6 bis 0,8 % mehr Fälle von Augenlinsentrübungen zur Folge.

Unter den Pflanzen gelten eine Reihe von Nahrungs- und Futterpflanzen, darunter die Sojabohne, als außerordentlich UV-empfindlich. Eine Untersuchung hat gezeigt, dass bei einer simulierten Ozonabnahme um 25 % die Nettoproduktion um 20 bis 27 25 % sinken kann (Schönwiese und Diekmann 1987). Besonders folgenschwer wären Schäden an Mikroorganismen, insbesondere Algen, denn sie produzieren doppelt so viel Sauerstoff und binden doppelt so viel Kohlendioxid wie die grünen Pflanzen zusammen. Sie stehen zudem am Beginn einer Nahrungskette, die bis zum Menschen reicht.

Ursachen des Ozonschwundes

Angesichts solcher Gefahren hat man mit Nachdruck die Erforschung des Phänomens forciert und hat verschiedene Theorien entwickelt, von denen aber keine eine umfassende Erklärung zu liefern vermochte. Im Lauf der Zeit ist aber klar geworden, dass anthropogene Einflüsse beim Ozonabbau eine erhebliche, wahrscheinlich sogar die ausschlaggebende Rolle spielen. Heute weiß man, dass insbesondere die FCKWs, aber auch andere ähnliche Substanzen, eine gewaltige Zerstörungskraft entwickeln.

Ozonabbau durch FCKWs

Die Reaktionsfolge (5) bis (7) beschreibt den Ozonabbau durch FCKWs. Zunächst wird in Reaktion (5) unter der Einwirkung von harter UV-Strahlung ein Chlor-Atom abgespalten, das in Reaktion (6) unter Zerstörung eines Ozon-Moleküls oxidiert wird. Über die schon von oben bekannte Reaktion (3) werden O-Radikale produziert, die dem Chloroxid in (7) den Sauerstoff wieder entreißen. Das dabei frei werdende Cl-Atom – und das ist das Teuflische an diesem Vorgang – ist damit bereit, erneut in die Reaktion (6) einzutreten und ein nächstes Ozon-Molekül zu reduzieren. Bis zu 10 000-mal kann sich dieser Prozess wiederholen, ehe das Chlor anderweitig gebunden wird. Man muss sich einmal klarmachen, was das bedeutet: Ein einziges FCKW-Molekül kann auf diese Weise bis zu 10 000 Ozonmoleküle zerstören.

(5) Quant + CCI2F2 → CCIF2 + CI (Wellenlänge ≤ 0,22 µm)

(6) CI + O3 → O2 + CIO

(3) Quant + O3 → O + O2 (Wellenlänge ≤ 1,1 µm)

(7) CIO + O → CI + O2

Ähnliche katalytische Prozesse laufen auch mit Brom-Molekülen ab, die aus Feuerlöschern und Treibstoffen stammen, und schließlich wird das oben schon diskutierte N2O in eine katalytische Reaktionskette einbezogen, bei der NO als Katalysator fungiert.

Angesichts der schwerwiegenden Folgen des stratosphärischen Ozonabbaus gelang es, das bis heute erfolgreichste Klimaschutzabkommen zu treffen: das Montrealer Protokoll. Die zunächst 48 Unterzeichnerstaaten verpflichteten sich darin zur Reduzierung und schließlich zur vollstän­digen Beendigung der Emission von chlor- und bromhaltigen Chemikalien, die atmosphärisches Ozon zerstören. Es wurde am 16.09.1987 abgeschlossen und trat am 01.01.1989 in Kraft. Im Laufe der Folgejahre traten dem Abkommen zahlreiche weitere Staaten bei. Die Vereinbarung zeigte rasch Wirkung: Der Anstieg der Konzentration gefährlicher FKW und FCKW verlangsamte sich innerhalb weniger Jahre und ging alsbald in einen kontinuierlichen Rückgang über. In einem im September 2014 von der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) herausgegebenen Bericht heißt es, wenn sich die Entwicklung so fortsetze wie bisher, werde das Ozonloch spätestens im Jahr 2050 kein Thema mehr sein. Das zeigt, wie erfolgreich engagierte internationale Abkommen sein können!

Ozonbildung in der unteren Atmosphäre

Während in der höheren Atmosphäre, der sogenannten Stratosphäre, das Ozon abnimmt, wird es in der bodennahen Atmosphäre, der sogenannten Troposphäre, immer mehr. Zurzeit steigt dort der Ozongehalt pro Jahr um etwa 1,1 %. Bei den Ozon-Messungen auf dem Hohenpeißenberg wurde sogar eine doppelt so schnelle Zunahme festgestellt. Allerdings ist dieser Anstieg nur auf der Nordhalbkugel zu beobachten. Gegenwärtig beträgt die bodennahe Ozon-Konzentration nördlich des Äquators im Mittel etwa 40 ppb. Auf der Südhalbkugel liegt sie nur um 10 bis 20 ppb. In Deutschland findet man üblicherweise Werte zwischen 25 und 45 ppb, hat aber auch schon Konzentrationen über 200 ppb gemessen.

Woher kommt eigentlich das Ozon der unteren Luftschichten? Zum Teil sickert es natürlich aus der Stratosphäre ein, seit einigen Jahrzehnten lässt sich aber auch eine zusätzliche anthropo 28 gen bedingte Komponente mit etwa 0,5 Gt pro Jahr nachweisen. Ozon entsteht nämlich in der untersten Atmosphärenetage sowohl aus Kohlen­monoxid als auch aus Kohlenwasserstoffen, wenn gleichzeitig Stickoxide und kurzweIlige Strahlung vorhanden sind.

Beim Bildungsprozess aus Kohlenmonoxid läuft folgende Reaktionskette ab:

(1) CO + OH → CO2 + H

(2) H + O2 + M → HO2 + M

(3) HO2 + NO → OH + NO2

(4) Quant + NO2 → NO + O (Wellenlänge ≤ 0,4 µm)

(5) O + O2 + M → O3 + M

Netto: CO + 2 O2 → CO2 + O3

(M sind für die Reaktion notwendige Stoßpartner).

Wie aus der Nettoreaktion zu erkennen ist, entsteht bei der Oxidation jedes CO-Moleküls ein Ozon-Molekül. Voraussetzung dafür ist allerdings, dass die Luft eine Mindestkonzentration an Stickoxiden (NOx) enthält. Bleibt die Konzentration der Stickoxide unter dem kritischen Wert, so läuft eine ganz andere Reaktionsfolge ab, die netto zu folgender Gleichung führt:

CO + O3 → CO2 + O2

In diesem Fall verschwindet also bei der Oxidation jedes CO-Moleküls ein Ozonmolekül.

Ähnliche, allerdings noch kompliziertere Vorgänge spielen sich auch bei der Oxidation von flüchtigen organischen Verbindungen, z. B. von Kohlenwasserstoffen, aber auch einer Reihe anderer organischer Spurengase ab. Neben Ozon entstehen dabei weitere, in ihrer Wirkungsweise dem Ozon verwandte Stoffe, die man als Fotooxidantien bezeichnet, z. B. Peroxiacetylnitrat (PAN) oder Wasserstoffsuperoxid.

Es wurde schon darauf hingewiesen, dass Vorgänge dieser Art überwiegend anthropogen verursacht sind. Man wird sich also fragen, woher die an diesen Reaktionen beteiligten Stoffe kommen. Die Stickoxide entstehen zwar zu einem geringen Teil auch auf natürlichem Wege z. B. bei Blitzentladungen (→ S. 20). Der größte Teil stammt jedoch von heißen Verbrennungsprozessen, wie sie z. B. in fossil befeuerten Industrieanlagen oder Automotoren ablaufen. In Deutschland schlägt der Kraftverkehr etwa mit 60 % zu Buche.

Das Kohlenmonoxid entsteht bei der unvollständigen Verbrennung organischer Energieträger. Da praktisch alle Verbrennungsvorgänge mehr oder weniger unvollständig sind, wird dabei stets CO freigesetzt. Gut die Hälfte (2,6 Mrd. t pro Jahr) kommt aus anthropogenen Quellen, wobei der Kraftverkehr wieder die Spitzenstellung einnimmt. Auch die vorhin genannten, in der Luft vorhandenen flüchtigen organischen Verbindungen hat zu einem erheblichen Teil der Kraftverkehr zu verantworten. Sie entweichen beim Tanken, durch Verdunstung aus Kraftstofftanks und beim unvollständigen Verbrennen des Benzins. Nicht unerhebliche Mengen stammen aus den in Industrie und Haushalt verwendeten Lösungsmitteln.

Schäden durch troposphärisches Ozon

Wenn hier das troposphärische Ozon so ausführlich behandelt wird, dann liegt das daran, dass dieses Gas als sehr gefährlich eingeschätzt wird:

 Trotz seiner geringen Konzentration beträgt sein Anteil am atmosphärischen Glashauseffekt an die 10 %.

 Wegen seiner aggressiven Oxidationskraft löst es an allen Oberflächen verstärkt Korrosion aus.

 Ozon ist außerdem ein giftiges Gas. Gerade in den letzten Jahren hat man erkennen müssen, dass es eine ganze Reihe von Krankheiten auslösen kann. Sie reichen von Reizungen der Schleimhäute, der Atemwege und des Lungengewebes über Abnahme der körperlichen Leistungsfähigkeit bis zu Asthmaanfällen. In Ruhe werden zwar relativ hohe Ozonkonzentrationen toleriert. Bei starker körperlicher Belastung genügen jedoch bereits Konzentrationen von 180 bis 240 µg/m3 Luft, um Körperreaktionen hervorzurufen. Allergische Personen reagieren auf Ozon besonders empfindlich.

 An Pflanzen treten ab 80 ppb – das ist ein Wert, der bei strahlungsreichem Sommerwetter in unseren Breiten häufig überschritten wird – offensichtliche Schäden auf, sogenannte „Wetterflecken“. Sie zeigen an, dass Zellkörperchen, die den grünen Pflanzenfarbstoff tragen (Chloroplasten), sowie Zellwände zerstört sind (Berge und Jaag 1970). Zu versteckten Schäden, die aber zu einer Hemmung der Fotosyntheseleistung führen und sich damit bei landwirtschaftlichen Nutzpflanzen in Ertragsrückgängen bemerkbar machen, kommt es schon bei geringeren Konzentrationen. Heagle (1989) berich 29 tet über Versuche mit einer künstlich auf 40 bis 50 ppb (gegenüber 30 ppb) erhöhten Ozonkonzentration. Dabei musste man bei empfindlichen Winterweizensorten Ertragseinbrüche bis zu einem Drittel hinnehmen. Bei robusteren Sorten fielen die Verluste mit etwa 10 % jedoch nicht so krass aus. Sehr empfindlich sind jedenfalls auch Soja, Baumwolle, Tabak, Bohnen und Kohl.

 Offensichtlich ist Ozon auch an der Schädigung der Wälder beteiligt. Seine Rolle stellt man sich dabei folgendermaßen vor: Zunächst werden die Wachsschichten der Nadeln und Blätter von gasförmigem oder in Wasser gelöstem Ozon oder anderen Fotooxidantien aufgebrochen. Durch die dabei entstehenden Risse gelangen die Gase ins Innere und führen zu Schäden an den Membranen und Spaltöffnungen. Dadurch kommt es zu Störungen im Wasserhaushalt. Gleichzeitig dringen auch saure Niederschläge ein und waschen lebenswichtige Calcium- und Magnesiumverbindungen aus (Leaching-Hypothese). Pahl und Winkler (1993) haben festgestellt, dass die Konzentration schädlicher Spurenstoffe im Wasser von Wolken und damit auch von Nebel bis zu 10-mal so hoch sein kann wie im Regenwasser.

Zwar bietet das chemische Milieu der Großstädte die beste Voraussetzung für die Ozonbildung. Man spricht in diesem Zusammenhang gern von Fotosmog und nennt als Musterbeispiel den Los-Angeles-Smog. Da die Sonnenstrahlung eine wesentliche Voraussetzung für die Synthese von Ozon und anderen Fotooxidantien ist, entstehen diese Stoffe aber auch in den strahlungsreichen Reinluftgebieten weit außerhalb der Städte in unerwartet hohen Konzentrationen – selbst dann noch, wenn der Wind die dorthin verfrachtete Großstadtluft schon weitgehend verdünnt hat.

Im Lauf der nächsten Jahre werden sich die Ausgangsstoffe für die Ozonbildung aller Voraussicht nach weiter anreichern. Wir haben deshalb in Zukunft mit noch viel höheren Ozonwerten zu rechnen als heute.

Technisch und medizinisch wird Ozon für verschiedene Zwecke eingesetzt:

 a)Zur Beseitigung von unerwünschten Luftbeimengungen wie Geruchsstoffe, Bakterien, Viren, Sporen usw. Dabei wird alles zu Beseitigende vom Ozon oxidiert.

 b)In Schwimmbädern wird Ozon benutzt, um Krankheitserreger und unerwünschte Substanzen im Wasser durch Oxidation zu beseitigen. Der unangenehme Chlor-Geruch, den man von vielen Schwimmbädern her kennt, lässt sich dadurch vermeiden.

 c)Auch zur Reinigung von Trink-, Prozess-, Kühl- und Abwasser wird es verwendet.

 d)Bei der sogenannten Ozontherapie wird Ozon eingesetzt, um Krankheitserreger zu eliminieren. Die Ozontherapie ist jedoch nach wie vor stark umstritten (nach verschieden Quellen).

Die Betrachtungen zu den luftchemischen Auswirkungen der Atmosphärengase mussten hier stark pauschaliert werden. Die Zahlenwerte stammen aus verschiedenen Quellen. Ausführliche Informationen zu diesem Thema findet man im Abschnitt „Weiterführende Literatur“, dort insbesondere bei Fabian (2002), wo sehr viel zur Vertiefung geeignete Literatur aufgeführt ist.

1.4Luftdruck

Der Luftdruck ist mit dem Begriff der Meteorologie landläufig am engsten verknüpft. Er wird regelmäßig an ungezählten Punkten der Erde rund um die Uhr mit großer Präzision gemessen und in Form von Linien gleichen Luftdruckes oder Isobaren in den Wetterkarten dargestellt. Er bildet eine Basis für die großräumige wie für die lokale Wettervorhersage und dient dem Luftverkehr als Navigationshilfe. Uns wird der Luftdruck helfen, den Temperaturrückgang mit zunehmender Höhe (→ Kap. 1.5) zu verstehen.

1.4.1Definitionen und Gesetzmäßigkeiten

Was ist eigentlich Luftdruck, wie kommt er zustande und was bewirkt er?

Als Druck (p) bezeichnet man in der Physik das Verhältnis einer senkrecht auf eine Fläche wirkenden Kraft (K) zur Größe der Fläche (f), also:

30 Einen Druck findet man z. B. am Grunde eines mit Wasser gefüllten Gefäßes, wo das Wasser mit der Kraft seines Gewichtes auf die Bodenfläche des Gefäßes drückt. Genauso wie das Wasser im Gefäß, hat auch die Luft ein Gewicht, und mit diesem Gewicht drückt sie auf die Erdoberfläche. Der dadurch hervorgerufene Druck ist das, was man als Luftdruck bezeichnet.

Die gesamte Masse der Erdatmosphäre beträgt rund 5,1 · 1015 t. Unter der Wirkung der Schwerkraft lastet sie auf Meeresniveau im Mittel auf jedem Quadratmeter der Erdoberfläche mit einer Kraft von 1,01 · 105 N. Das entspricht einem Druck von 1013 mbar oder 760 Torr (= mm Quecksilbersäule). Die beiden letztgenannten Einheiten sind seit Einführung der SI-Einheiten jedoch nicht mehr erlaubt.

Aus Nachbarwissenschaften

Der Atmosphärendruck auf die Oberfläche eines Himmelskörpers geht auf das Gewicht der Atmosphärengase zurück. Damit spielt nicht nur die Gravitation des Himmelskörpers eine wichtige Rolle, sondern auch die Masse seiner Atmosphäre. Bei unserem Nachbarplaneten Venus erreicht die Gravitation zwar nur 90 % der Erdgravitation, aufgrund der großen Atmosphärenmasse ist ihr Druck jedoch 100-mal so groß wie der Luftdruck auf der Erde.

Da der Luftdruck auf das Gewicht der auflastenden Luftsäule zurückgeht, muss er mit der Höhe immer geringer werden, denn je höher man kommt, desto weniger Luft hat man noch über sich. Genauso ist es auch in dem als Beispiel gebrauchten Wassergefäß. Am Boden ist der Wasserdruck am höchsten. Er geht nach oben immer weiter zurück und verschwindet an der Wasseroberfläche ganz.

Man kann die Luftdruckabnahme mit der Höhe auch leicht berechnen. Dazu betrachtet man die in Abbildung 1.6 dargestellte Säule: p0 sei der in der Höhe h0, also am Boden gemessene Luftdruck. In der Höhe h1 finden wir dann einen Druck p1, der um den Beitrag der Luft aus dem Volumen f (h1 – h0) verringert ist. Dieser Beitrag lässt sich aus der Dichte der Luft und der Erdanziehung berechnen. Man erhält so eine Druckabnahme von etwa 0,13 mbar/m. Berechnet man damit die Höhe der Atmosphäre, so kommt man auf einen Wert von etwa 8000 m. In dieser Höhe müsste der Luftdruck auf 0 mbar zurückgegangen sein. Das ist aber nicht der Fall, denn in 8 km Höhe findet man noch einen Luftdruck von etwa 350 mbar vor.

Wir haben also bei unseren Überlegungen offensichtlich etwas übersehen. Und das ist die Tatsache, dass Luft im Gegensatz zu Wasser ein zusammendrückbares Medium ist. Die Annahme, der für den Boden gewählte Dichtewert sei für alle Höhen gültig, war also falsch. Tatsächlich ist die Luft am Boden, wo das gesamte Gewicht der Luftsäule auflastet, viel stärker zusammengedrückt und damit dichter als in der Höhe, wo nur noch das Gewicht eines Bruchteiles der Luftsäule vorhanden ist.

Abb. 1.6 Sehr anschaulich kann man sich den Luftdruck vorstellen, wenn man, wie hier gezeigt, an eine Luftsäule mit einer bestimmten Basisfläche denkt. Das Gewicht (g) dieser Luftsäule dividiert durch die Basisfläche (f) ist dann der Luftdruck (p0) an der Erdoberfläche.

Hält man sich diese Tatsache vor Augen, so ist leicht einzusehen, dass die Luftdruckabnahme in Bodennähe sehr schnell erfolgt und immer langsamer wird, je höher man hinaufkommt. Mit Abbildung 1.7 soll der Zusammenhang verdeutlicht werden. In Bodennähe ist die Luftdichte hoch. Steigt man vom Boden (h0) um h zur Höhe h1, so lässt man eine Luftschicht unter sich, die aufgrund ihrer hohen Dichte einen relativ großen Beitrag zum Luftdruck leistet. Folglich ist zwischen h0 und h1 ein großer Luftdruckrückgang 31 von p0 auf p1 zu beobachten. Weiter oben ist die Luftdichte geringer. Steigt man dort von h2 um die gleiche Höhe h nach h3, so lässt man eine Schicht unter sich, die nur einen kleinen Beitrag zum Luftdruck leistet. Die Folge davon ist eine nur geringe Druckabnahme von p2 auf p3.

Abb. 1.7 Der Luftdruck nimmt mit der Höhe exponentiell ab (Erläuterungen im Text).

Die Gleichung, mit der man den genauen Zusammenhang berechnen kann, heißt Barometrische Höhenformel. Sie lautet in verallgemeinerter Form:

Dabei steht p3 für den Luftdruck in der Höhe h3 und p2 für den Luftdruck in der Ausgangshöhe h2. T ist die mittlere Temperatur der betrachteten Luftschicht (die zwischen h3 und h2 liegt!). C darf als Konstante betrachtet werden, sie nimmt den Wert 34 an, wenn die Höhe in km und die Temperatur in Kelvin (K) eingesetzt wird.

Soll bei einer Berechnung vom Meeresniveau ausgegangen werden, so nimmt die barometrische Höhenformel folgende einfachere Form an:

Dann steht p1 für den Luftdruck in der gewünschten Höhe h1 und p0 für den Luftdruck auf Meeresniveau. Die Indizierung in der Formel entspricht der in Abbildung 1.7.

Die barometrische Höhenformel liefert einen Verlauf der Luftdruck-Höhenkurve, wie in der durchgezogenen Kurve der Abbildung 1.8 dargestellt. Wie man sieht, geht danach der Luftdruck nach je etwa 5,5 km Höhenzunahme auf die Hälfte zurück. So finden wir in 5,5 km Höhe noch einen Druck von rund 500 mbar, in 11 km Höhe einen von etwa 250 mbar usw. In Bodennähe macht der Rückgang etwa 1 mbar/8 m aus.

Eine feste Atmosphärenobergrenze gibt es danach nicht. Vielmehr wird die Luft nach oben immer dünner und geht schließlich kontinuierlich in den als „luftleer“ bezeichneten Weltraum über. Wenn in diesem Buch später von Atmosphärenobergrenze gesprochen wird, so ist damit eine gedachte Kugelschale um die Erde gemeint, die so weit von der Erdoberfläche entfernt ist, dass der dort herrschende Luftdruck vernachlässigt werden darf.

Die durchgezogene Kurve in Abbildung 1.8 gilt im Mittel für alle Jahreszeiten und die ganze Erde. Sie heißt „US-Standardatmosphäre“.

Abb. 1.8 Luftdruckabnahme mit der Höhe in der US-Standardatmosphäre (1976) und stark vereinfachter Druckverlauf in warmer und in kalter Luft.

Im Einzelfall kann es jedoch zu spürbaren Abweichungen von dieser Druck-Höhenverteilung kommen. Neben dynamischen kommen dafür insbesondere thermische Ursachen infrage. So gilt für kalte Luft: Der Druck ist in der unteren Atmosphäre größer und nimmt mit der Höhe schneller ab 32 als in der Standard-Atmosphäre. Entsprechend gilt für warme Luft: Der Druck ist in der unteren Atmosphäre kleiner und nimmt mit der Höhe langsamer ab als in der Standard-Atmosphäre. In Abbildung 1.8 sind schematisierte Druck-Höhen-Kurven für kalte und warme Luft eingezeichnet. Um die Verhältnisse möglichst deutlich zu machen, sind sie erheblich extremer gewählt, als sie in der Natur tatsächlich vorkommen (vgl. unten).

Merke

Auszug aus der US-Standardatmosphäre

Höhe km	Luftdruck mbar
0	1013
1	899
2	795
3	701
4	617
5	540
6	472
7	411
8	375
9	308
10	265
15	121
20	55
40	2,9
60	0,22
80	0,01
100	0,0003

(sie repräsentiert näherungsweise die Verhältnisse in mittleren Breiten)

Nach NOAA (1976) zit. in Kraus (2004).

Natürlich lässt sich die Druckabnahme mit der Höhe in beliebig warmen bzw. kalten Luftmassen mithilfe der barometrischen Höhenformel problemlos berechnen und darstellen. Wir wollen aber versuchen, uns die Zusammenhänge auch anschaulich klarzumachen. Dazu soll uns Abbildung 1.9 dienen, von der wir zunächst den oberen Teil betrachten.

Abb. 1.9 Aufriss der Atmosphäre. Rechts: Rückgang des Luftdrucks unter der Bedingung der Standard-Atmosphäre. Das Niveau, auf dem der Luftdruck 500 mbar beträgt, ist durchgezogen dargestellt und liegt in 5,5 km Höhe, das 250-mbar-Niveau ist gestrichelt und liegt in 11 km Höhe. Das 125-mbar-Niveau ist strichpunktiert und das 62,5-mbar-Niveau schließlich ist gepunktet gezeichnet. Noch größere Höhen sind in diesem Zusammenhang nicht mehr von Interesse. Die Veränderungen in Abbildung 1.9 unten links und unten rechts sind im Text erläutert. Zur Erklärung der Unterschiede in den Luftdruck-Höhen-Kurven bei verschiedenen Temperaturen (Einzelheiten siehe Text).

Denken wir uns dazu aus der Atmosphäre drei Luftsäulen herausgeschnitten: die erste über (A) – (B), die zweite über (B) – (C) und die dritte über (C) – (D). Sie sind blau hinterlegt und sollen der Standardatmosphäre entsprechen. Die drei Säulen sollen gegeneinander und gegen ihre Umgebung thermisch völlig isoliert sein, d. h., die gestrichelt eingezeichneten senkrechten Trennflächen über (A), (B), (C) und (D) sollen absolut wärmeundurchlässig sein. 33

Mit diesen Säulen führen wir jetzt ein Gedankenexperiment durch: Dazu denken wir uns die linke, über (A) – (B) liegende abgekühlt und die rechte über (C) – (D) erwärmt; die mittlere über (B) – (C) bleibt unverändert. Den Temperaturänderungen entsprechend zieht sich die linke Säule zusammen, während sich die rechte ausdehnt. Im unteren linken Teil der Abbildung, in dem die Verhältnisse nach der jeweiligen Temperaturänderung dargestellt sind, erkennt man nun deutlich, dass der Druck in der abgekühlten Luft mit der Höhe schneller abnimmt als in der thermisch unveränderten, denn in allen Höhen finden wir jetzt in der Kaltluft kleinere Druckwerte als in den benachbarten Säulen. Auf die gleiche Weise erkennen wir, dass der Druck in der erwärmten Luft mit der Höhe langsamer abnimmt als in der Kaltluft und unter den Bedingungen der Standardatmosphäre.

Der Luftdruck auf Meeresniveau, kurz mit „Bodenluftdruck” bezeichnet, ist jedoch bislang überall gleich geblieben, denn das Gewicht der Luftsäulen hat sich ja bei unserem Gedankenexperiment nicht geändert. Wenn aber der Luftdruck in der erwärmten Luft in allen Höhen größer ist als in der gemäßigten und in der gemäßigten größer als in der kalten, dann wird ein horizontaler Druckausgleich einsetzen (→ Kap. 5.2). Das bedeutet, dass mäßig warme Luft – den im unteren rechten Teil der Abbildung eingezeichneten Pfeilen entsprechend – in die abgekühlte Säule und erwärmte Luft in den gemäßigten Bereich fließt. Da aber die 34 zufließende Luft Masse mitbringt, steigt das Gewicht der kalten Säule und damit auch der Bodenluftdruck. Entsprechend bewirkt der Massenabfluss aus der warmen Säule dort eine Abnahme des Bodenluftdruckes.

Diese Vorgänge erklären zwanglos die von Abbildung 1.8 her bereits bekannten Verhältnisse: In kalter Luft ist der Bodenluftdruck höher als in der mäßig warmen Standardatmosphäre und nimmt mit der Höhe schneller ab als in dieser. In warmer Luft ist es umgekehrt: Dort ist der Bodenluftdruck kleiner als in der Standardatmosphäre und nimmt langsamer ab als in ihr.

Sowohl der Zufluss in die Kaltluft als auch der Abfluss aus der Warmluft machen sich nur in der unteren Atmosphäre bemerkbar. In der höheren Atmosphäre bleiben die Druckverhältnisse praktisch so, als ob keine Massenzuflüsse oder -abflüsse stattgefunden hätten.

In der Natur gibt es natürlich keine völlige thermische Isolierung unmittelbar benachbarter Luftsäulen. Im Bereich vieler hundert oder gar tausend Kilometer spielen sich jedoch Vorgänge ab, die den oben dargestellten recht nahekommen. Dennoch muss nachdrücklich betont werden, dass hier zugunsten der Anschaulichkeit sehr stark vereinfacht wurde.

Extrem tiefe Temperaturen findet man in Ostsibirien. Dort kann sich die Luft im Lauf des Winters fern von jeder wärmenden Meeresströmung bis unter –65 °C abkühlen. In dieser Gegend hat man auch mit 1083,8 mbar den höchsten Luftdruckwert der Welt gemessen (Agata, UdSSR, am 31.12.1968).

Aus der Vorlesung

„Bei solchen Temperaturen gibt es in Nowosibirsk hitzefrei“, sagte der Professor, als sich die Studenten über den kalten Hörsaal beklagten.

In der Meteorologie bezeichnet man Gebiete, in denen der Luftdruck besonders hoch ist, als Hochdruckgebiete oder kurz als Hochs, und Gebiete, in denen er besonders gering ist, als Tiefdruckgebiete oder kurz Tiefs. In kalter Luft bildet sich demnach ein Hoch aus, man nennt es „Kältehoch“; in warmer Luft dagegen entsteht analog dazu ein „Hitzetief“. Hochs und Tiefs können aber auch auf ganz andere Weise entstehen (→ Kap. 6.1.2, S. 229).

Will man die Luftdruckabnahme mit der Höhe an einem bestimmten Ort und zu einer bestimmten Zeit beschreiben, so kann man angeben, welche Druckwerte man in verschiedenen Höhen gemessen hat.

Merke

Zusammenfassend lässt sich über den Luftdruck folgendes feststellen: In besonders warmer/kalter Luft ist der Luftdruck in der unteren Atmosphäre kleiner/größer und nimmt mit der Höhe langsamer/schneller ab als in der US-Standardatmosphäre.