F-MT-001 Welcher Bestandteil ist in dem Gasgemisch Luft in der Atmosphäre für das Wettergeschehen verantwortlich?

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1 F-MT-001 Welcher Bestandteil ist in dem Gasgemisch Luft in der Atmosphäre für das Wettergeschehen verantwortlich? A) Helium B) Stickstoff C) Sauerstoff D) Wasserdampf Erklärung zu Frage F-MT-001 Die richtige Antwort ist Antwort D) Im terrestrischen Wettergeschehen spielt Wasserdampf die wichtigste Rolle. Ein kg Luft kann bei 30 C und 1 bar Druck bis zu 30 Gramm Wasserdampf als Luftfeuchtigkeit aufnehmen. Wasserdampf, der nicht als Luftfeuchtigkeit aufgenommen werden kann, wird als Tau, Reif, Raureif, Nebel, Schnee oder Regen aus der Luft ausgeschieden. Durch die Bildung von Wolken aufgrund kondensierenden Wasserdampfs wird eine starke Dämpfung der Sonneneinstrahlung auf die Erde hervorgerufen. Der in der Erdatmosphäre vorhandene Wasserdampf ist zudem ein Treibhausgas und hauptsächliche Ursache (66 %) für den Treibhauseffekt. Infolge dieses Effekts ist die globale Durchschnittstemperatur von circa -18 C auf +15 C angehoben, was Leben auf der Erde überhaupt erst ermöglicht. In der Stratosphäre vorhandene Spuren von Wasserdampf gelten andererseits als besonders klimaschädlich. Die Klimaforscher beobachteten in den letzten 40 Jahren einen Zuwachs des Wasserdampfs in der Stratosphäre von 75% und halten diesen für die in den letzten Jahren beobachtete Erhöhung der mittleren Erdtemperatur für mitverantwortlich. F-MT-002 In welche Schichten wird die Atmosphäre in aufsteigender Reihenfolge eingeteilt? A) Strato-, Tropo-, Meso-, Thermo- (Iono-)sphäre B) Strato-, Tropo-, Thermo- (Iono-), Mesosphäre C) Tropo-, Strato-, Meso-, Thermo- (Iono-)sphäre D) Tropo-, Thermo- (Iono-), Strato-, Mesosphäre Erklärung zu Frage F-MT-002 Die richtige Antwort ist Antwort C) Aufbau der Atmosphäre Die Atmosphäre umspannt die Erde als sehr dünnen Schutzfilm gegen den kalten und leeren Weltraum Ihre Hauptbestandteile sind Stickstoff mit 78% und Sauerstoff mit 21%. Das restliche eine Prozent sind Bestandteile wie Kohlenstoff-Sauerstoff- Verbindungen, Stickstoff-Sauerstoff-Verbindungen oder Edelgase wie beispielsweise Argon. Die Atmosphäre wird entsprechend ihres positiven oder negativen Temperaturgradients in die vier Schichten l Troposphäre l Stratosphäre l Mesosphäre l Thermosphäre (Ionosphäre) Seite 1 von 227

2 unterteilt. Darüber kommt noch die Exosphäre, die den Übergang in den Weltraum markiert. Diese wird meistens nicht als eine wirkliche Schicht gezählt. Die Obergrenze der Exosphäre befindet sich etwa 1000 Kilometer über der Erdoberfläche. Allerdings konzentrieren sich 99% der Atmosphärenmasse in den unteren 40 Kilometern. Das bedeutet, dass der Druck mit zunehmender Höhe sehr stark abnimmt. Die Troposphäre Die Troposphäre ist die unterste Schicht der Atmosphäre, mit einer Mächtigkeit zwischen 8 und 18 Kilometern. Die Dicke schwankt mit den Jahreszeiten, wobei sie im Sommer größer ist als im Winter. Innerhalb der Troposphäre nimmt die Temperatur von durchschnittlich 17 C am Boden mit etwa 6 C pro Kilometer ab und erreicht an ihrer Obergrenze im Mittel eine Temperatur von 52 C. In der Troposphäre spielt sich fast das gesamte Wettergeschehen ab; sie enthält 99% des gesamten Wasserdampfes der Atmosphäre. Die Troposphäre ist durch die Tropopause von der Stratosphäre getrennt. Innerhalb der Tropopause ist die Temperatur konstant. Die Stratosphäre Die Stratosphäre folgt auf die Troposphäre und erstreckt sich von etwa 10 Kilometer bis 50 Kilometer Höhe oberhalb der Erdoberfläche. In den ersten etwa 20 Kilometern ist die Temperatur relativ konstant, dann nimmt sie bis auf etwa 0 C an ihrer Obergrenze zu. Der plötzliche Temperaturanstieg wird durch die Ozonschicht in etwa 30 bis 40 Kilometer Höhe verursacht. Die Ozonschicht absorbiert die ultraviolette Strahlung der Sonne, wobei sich der Bereich aufheizt. Wegen der Absorption des gefährlichen UV-Lichtes ist die Ozonschicht für das Leben auf der Erde so wichtig. In den letzten Jahren wurde durch von Menschen verursachte Umweltverschmutzung die Ozonschicht geschädigt und teilweise sogar ganz zerstört. In der Stratosphäre spielt sich das Wettergeschehen nur in geringem Maße ab. Da es dort aber meistens keine starken Winde gibt, wird die Stratosphäre gerne von Piloten aufgesucht, denn dort verlaufen Flüge recht ruhig. Leider tragen auch Flugzeugabgase sehr stark zur Schädigung der Ozonschicht bei, da sie die Tropopause nur schlecht durchdringen und deshalb in der Stratosphäre verbleiben und irgendwann mit der Ozonschicht in Berührung kommen. Die Stratosphäre ist durch die Stratopause von der Mesosphäre getrennt. Die Mesosphäre Die Mesosphäre schließt an die Stratosphäre an und reicht von etwa 50 bis 85 Kilometern Höhe über der Erdoberfläche. Die extrem ausgedünnte Luft der Mesosphäre lässt die Temperatur mit zunehmender Höhe wieder auf 93 C fallen. Die Mesosphäre besteht überwiegend aus leichten Gasen, die beginnen, eine Schichtung der chemischen Elemente entsprechend ihrer Masse auszubilden. Dabei liegen leichtere Elemente über den schweren. Innerhalb der Mesosphäre verglühen die meisten Meteore, wenn sie auf die Erde Seite 2 von 227

3 stürzen. Beobachtet man nachts eine Sternschnuppe, kann man sich fast sicher sein, einen gerade in der Mesosphäre verglühenden Meteor zu sehen. Die Schicht zwischen Mesosphäre und Thermosphäre heißt Mesopause. Die Thermosphäre oder Ionosphäre Die Thermosphäre erstreckt sich von 85 bis etwa 600 Kilometer Höhe über der Erdoberfläche. In ihr sind die einzelnen Gasteilchen sehr weit voneinander entfernt. Die extrem kleine Dichte dieser Atmosphärenschicht setzt sie der hochenergetischen Sonnenstrahlung aus. Dadurch heizt sich die Thermosphäre bis über 1700 C in ihren äußersten Ausläufern auf. Die Gasmolekühle dieser extrem dünnen Atmosphärenschicht werden von der eintreffenden energiereichen kosmischen Strahlung ionisiert, also in positive Ionen und freie Elektronen gespalten, daher spricht man auch von der Ionosphäre. In der Ionosphäre herrschen starke elektrische und magnetische Felder, mit denen elektrisch geladene Teilchen des Sonnenwindes wechselwirken, wodurch es zu Erscheinungen wie Polarlichtern kommt. Es können elektrische Ströme fließen, die die Ausbreitung von Funkwellen erheblich beeinflussen. F-MT-003 Wie groß ist etwa der Sauerstoffanteil in der Luft? A) 78% B) 14% C) 50% D) 21% Erklärung zu Frage F-MT-003 Die richtige Antwort ist Antwort D) Zusammensetzung der Luft Reine, trockene Luft hat in bodennahen Schichten etwa folgende Zusammensetzung: Gas Volumen-Anteil (%) Stickstoff 78,08 Sauerstoff 20,95 Argon 0,93 Kohlendioxid (CO 2 ) 0,034 Wasserstoff 0,00005 Andere Edelgase 0,00245 Seite 3 von 227

4 Das Verhältnis von Stickstoff zu Sauerstoff in der trockenen atmosphärischen Luft ist weitgehend konstant. Infolge der Verfeuerung fossiler Energieträger wird ein Anstieg der CO2-Konzentration beobachtet. F-MT-004 Der Wasserdampfgehalt der Luft der Troposphäre A) ist immer von der aktuellen Wetterlage an einem Ort anhängig. B) ist über Wasserflächen immer höher als über Land. C) ist im Winter immer höher als im Sommer. D) ist bei hohen Temperaturen immer höher als bei tiefen Temperaturen. Erklärung zu Frage F-MT-004 Die richtige Antwort ist Antwort A) Der Wasserdampfgehalt der Luft ist stark abhängig von der Temperatur und dem Luftdruck (siehe unten). Daher kann man nicht pauschal sagen, der Wasserdampfgehalt sei über Wasser immer höher als über Land oder im Winter höher als im Sommer. Ebenso kann es sein, dass bei hoher Temperatur und Trockenheit der Wasserdampfgehalt der Luft geringer ist als bei niedriger Temperatur, aber hoher Luftfeuchtigkeit. Als richtige Antwort kommt daher nur die Antwort ist immer von der aktuellen Wetterlage an einem bestimmten Ort abhängig in Frage. Feuchtemaße Der Wassergehalt der Luft kann durch verschiedene sogenannte Feuchtemaße angegeben werden: l absolute Luftfeuchtigkeit l relative Luftfeuchtigkeit (%) l spezifische Luftfeuchtigkeit / Wasserdampfgehalt l Taupunktsdifferenz (Spread) l Dampfdruck Absolute Luftfeuchtigkeit Die absolute Luftfeuchtigkeit, auch Wasserdampfdichte oder kurz Dampfdichte, ist die Masse des Wasserdampfes in einem bestimmten Luftvolumen. Sie wird üblicherweise in Gramm Wasser pro Kubikmeter Luft angegeben. Nach oben begrenzt wird sie durch die maximale Wassermenge, die die Luft bei einer gegebenen Temperatur aufnehmen kann (Sättigung). Die absolute Luftfeuchtigkeit Seite 4 von 227

5 ist aufgrund der Änderung des Luftvolumens mit der Temperatur stark temperaturabhängig. Sie variiert mit der Höhe, da sich mit dieser der Luftdruck und damit auch das Volumen eines gegebenen Luftpaketes ändert, aber die Wassermenge konstant bleibt. Die absolute Luftfeuchtigkeit ändert sich daher auch bei Auf- und Abwärtsbewegungen des Luftpaketes (Konvektion). Relative Luftfeuchtigkeit Die relative Luftfeuchtigkeit ist das prozentuale Verhältnis zwischen der momentanen Luftfeuchtigkeit und der Feuchtigkeit, die die Luft unter den gegebenen Umständen maximal aufnehmen könnte. Die relative Luftfeuchtigkeit steht also für den relativen Sättigungsgrad des Wasserdampfs: l Bei einer relativen Luftfeuchtigkeit von 50 % enthält die Luft nur die Hälfte der Wasserdampfmenge, die sie bei der entsprechenden Temperatur maximal aufnehmen könnte. l Bei 100 % relativer Luftfeuchtigkeit ist die Luft vollständig mit Wasserdampf gesättigt. Der Taupunkt ist erreicht. (Taupunkt ist definiert als die Temperatur, unter die ein Luftpaket abgekühlt werden muss, damit Kondensation eintritt. Am Taupunkt herrscht eine Luftfeuchtigkeit von 100%.) Wird der Sättigungsgrad von 100 % überschritten, so schlägt sich die überschüssige Feuchtigkeit als Kondenswasser bzw. Nebel nieder. Mit steigender Temperatur nimmt die zur Sättigung benötigte Wasserdampfmenge zu. Das hat zur Folge, dass die relative Luftfeuchtigkeit eines gegebenen Luftvolumens bei Erwärmung abnimmt. Da sich also die maximale Feuchte mit der Temperatur ändert, ist die Angabe der Temperatur für die Vergleichbarkeit der Werte zwingend notwendig. Spezifische Luftfeuchtigkeit Die spezifische Luftfeuchtigkeit - auch als Wasserdampfgehalt bezeichnet - gibt die Masse des Wassers an, die sich in einer bestimmten Masse feuchter Luft befindet. Diese Größe bleibt im Unterschied zur absoluten und zur relativen Luftfeuchtigkeit bei Vertikalbewegungen eines Luftpaketes so lange konstant, wie keine Kondensation oder Verdunstung eintritt. Man bezeichnet dies auch als Verschiebungsinvarianz oder Stationarität. Taupunktsdifferenz (engl. "spread") Die Taupunktsdifferenz ist die Differenz zwischen der herrschenden Lufttemperatur und dem Taupunkt. Ist der Spread groß, ist die Luft relativ trocken, ist er klein, ist die Luft relativ feucht; ist er Null, herrscht Sättigung (100% relative Feuchte). Kennt man die Taupunktsdifferenz eines konvektiv aufsteigenden Luftpaketes, lässt sich das Kondensationsniveau nach einer Faustformel berechnen: l Höhe des Kondensationsniveaus = 122 mal Taupunktsdifferenz (in Metern). Dampfdruck Seite 5 von 227

6 Dampfdruck bezeichnet den Druckanteil (Partialdruck) des Wasserdampfs am Gesamtluftdruck. Er ist ein Maß für die Luftfeuchtigkeit. Der Dampfdruck wird indirekt aus der Psychrometer-Messung (feuchtes und trockenes Thermometer) oder aus der Taupunktsdifferenz bestimmt. Der Druck des Wasserdampfes steigt mit der Temperatur und beträgt maximal (Sättigungsdampfdruck) z.b. bei 0 C etwa 6 hpa, bei 10 C etwa 12 hpa und bei 20 C etwa 23 hpa. Das Verhältnis zwischen dem herrschenden Dampfdruck und dem bei dieser Temperatur maximal möglichen Dampfdruck (Sättigungsdampfdruck) wird relative Feuchte genannt. F-MT-005 Wo befindet sich in der Atmosphäre immer eine Inversion oder Isothermie? A) An der Tropopause B) An allen Wolkenuntergrenzen C) Am Erdboden D) Nirgendwo; denn in der Atmosphäre nimmt die Temperatur generell mit der Höhe ab. Erklärung zu Frage F-MT-005 Die richtige Antwort ist Antwort A) Zunächst die Erklärung der Begriffe Inversion, Isothermie und Tropopause: l Isothermie bezeichnet Luftschichten mit gleich bleibender Temperatur bei zunehmender/abnehmender Höhe. l Inversion Inversion bezeichnet Luftschichten mit zunehmender Temperatur bei zunehmender Höhe. Daher ist die Temperatur an der Untergrenze einer Inversion am niedrigsten. Mit der Umkehr des Temperaturverlaufs ist auch eine Feuchteabnahme verbunden. Solche Luftschichten sind sehr stabile Schichtungen und wirken stark hemmend für Vertikalbewegungen der Luft. Sie werden auch als Sperrschichten bezeichnet. An der Untergrenze der Inversion werden Vertikalbewegungen gebremst, so dass der Austausch der Luft zwischen den unteren und oberen Schichten verhindert wird. Da die Inversion als Sperrschicht wirkt, sammeln sich unter ihr Staubteilchen, aber auch Abgase an. Die Luftfeuchtigkeit ist hier meist sehr hoch, was zu schlechter Flugsicht führt. l Tropopause: vom Griechischen pausis (aufhören). Sie ist die Obergrenze der Troposphäre und bildet eine Grenzfläche für das Wettergeschehen. Ab hier nimmt die Temperatur mit zunehmender Höhe nicht mehr weiter ab, sondern bleibt gleich ( Isothermie). Gliederung der Atmosphärenschichten nach der Temperatur Die Atmosphäre zeigt neben der bekannten horizontalen Seite 6 von 227

7 Temperaturverteilung (am Äquator herrscht eine andere Temperatur als an den Polen), auch eine ausgeprägte vertikale Temperaturverteilung, die für den Transport der Luft und ihrer Bestandteile von großer Bedeutung ist. Sie zeigt einen charakteristischen Verlauf, der überall auf der Erde beobachtet werden kann. Aufgrund der vertikalen Temperaturverteilung kann die Atmosphäre in fünf Schichten mit folgenden mittleren Höhenwerten unterteilt werden: l Troposphäre l Stratosphäre l Mesosphäre l Thermosphäre l Exosphäre Die aus der Abbildung ersichtlichen Wendepunkte des vertikalen Temperaturverlaufes werden in aufsteigender Reihenfolge als l Tropopause l Stratopause l Mesopause bezeichnet. Oberhalb der Tropo- und Mesopause liegt wärmere über kälterer Luft, wie es auch bei den gelegentlich in Erdbodennähe auftretenden Inversionswetterlagen beobachtet wird, bei denen ebenso der Austausch zwischen warmer Bodenluft und kalter Luft darüber stark erschwert wird. So kühlt sich in der Troposphäre aufsteigende Luft stark ab (um 6,5 C auf 1000 m) und kann dann nicht in die darüber liegende wärmere Stratosphäre gelangen. Die Lage der Tropopause ist sehr stark von der geographischen Breite und der Jahreszeit abhängig. Sie erreicht ihre Maximale Dicke von km über den Tropen. An den Polen beträgt die Dicke nur ca. 8 km. Die Troposphäre enthält 80 % der Masse der gesamten Atmosphäre. Sie ist die Schicht, in der sich das Wettergeschehen mit Wolken- und Niederschlagsbildung abspielt. Die Troposphäre enthält fast den gesamten Wasserdampf der Atmosphäre. In ihrer untersten Schicht, der 1 bis 2,5 km mächtigen planetarischen Grenzschicht, bewirkt der Einfluss der Erdoberfläche starke Veränderungen der meteorologischen Parameter Temperatur, Wind und Feuchtigkeit. In der Höhe der Tropopause liegt die Temperatur bei etwa - 60 C. Hier treten auch die so genannten Strahlströme (engl.: jet streams) als relativ schmale Bänder mit sehr hohen Windgeschwindigkeiten auf (bis 500 km/h). Im Bereich dieser Strahlströme laufen ständig wichtige Prozesse ab, die zu einer vertikalen Aufspaltung, Auflösung oder Neubildung der Tropopause führen. Oberhalb der Tropopause, in der Stratosphäre, steigt die Temperatur wieder an. Diese Erwärmung wird wesentlich durch das dort vorhandene Ozon verursacht, das den kurzwelligen Anteil der Sonnenstrahlung absorbiert. Die Ozonschicht ist deshalb für das Leben auf der Erde sehr wichtig. Die Stratosphäre ist praktisch wolkenfrei, weil wegen der extrem niedrigen Temperaturen in der Tropopause der Übergang von Wasserdampf aus der Troposphäre in die Stratosphäre sehr gering ist, so dass die Stratosphäre kaum Wasserdampf enthält. Seite 7 von 227

8 Die Stratosphäre lässt sich unterteilen in l eine untere Stratosphäre mit etwa gleich bleibender Temperatur um -56 C (Isothermie) und l eine obere Stratosphäre oberhalb 20 km Höhe, in der die Temperatur infolge der Strahlungsabsorption bis auf Werte von durchschnittlich 0 C ansteigt. Wegen dieses Temperaturanstiegs mit der Höhe finden Vertikalbewegungen nur begrenzt statt. Oberhalb der Stratosphäre beginnt die Mesosphäre. In den nächsten 30 km sinkt die Temperatur von ungefähr 0 C auf fast -100 C ab. An die Mesosphäre schließt sich die Thermosphäre an. In ihr lassen sich wegen der geringen Teilchendichte praktisch keine Temperaturen, sondern nur Strahlungsenergien bestimmen. Oberhalb von 500 km beginnt die Exosphäre, in der die Raumstationen positioniert werden. F-MT-006 Die Höhe der Lage der Tropopause ändert sich mit A) den Jahreszeiten und dem Wasserdampfgehalt der Luft. B) den Jahreszeiten und der geographischen Breite. C) der geographischen Breite und der Temperatur an ihrer Untergrenze. D) der geographischen Breite und dem Wasserdampfgehalt der Luft. Erklärung zu Frage F-MT-006 Die richtige Antwort ist Antwort B) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-005 F-MT-007 Wie heißen die Luftschichten der Troposphäre, in denen die Temperatur der Luft bei zunehmender Höhe gleich bleibt oder sogar wieder zunimmt? A) Isothermen, Bodeninversionen, Inversionen B) Isobaren, Isothermen, Inversionen C) Isothermien, Bodeninversionen, freie oder Höheninversionen D) Isothermien, Inversionen, Isohypsen Erklärung zu Frage F-MT-007 Die richtige Antwort ist Antwort C) Zunächst die Erklärung der Begriffe Inversion, Bodeninversion, Höheninversion und Isothermie: l siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-005 l Bodeninversion Als Bodeninversion bezeichnet man Inversionen direkt auf der Erdoberfläche. Sie entstehen, wenn sich die Erdoberfläche bei nachlassender Sonneneinstrahlung infolge der Ausstrahlung abgekühlt hat und dadurch auch die darüber liegenden, vor allem bodennahen Luftschichten abgekühlt wurden. Es stellt sich oft Bodennebel ein. Da höhere Luftschichten davon nur sehr verzögert oder sogar überhaupt nicht erfasst werden, bedeutet dies, dass die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Nach Sonnenaufgang erwärmt sich der Erdboden besonders im Sommer sehr schnell infolge der Sonneneinstrahlung, Seite 8 von 227

9 so dass eine Auflösung der Inversion vom Boden her eintritt. l Analog zum Abkühlen der Erdoberfläche kühlt sich auch, bei entsprechender Ausstrahlung, eine Wolken- bzw. Dunstobergrenze ab. Dies führt zu einer Inversion an dieser Oberfläche. Die Inversion beginnt hier also in einer gewissen Höhe und wird deshalb als Höheninversion bezeichnet. Dieser Inversionstyp wird oft über Städten angetroffen. Durch den Wärmeinseleffekt der Städte wird die Ausbildung dieses Inversionstyps gefördert. l siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-005 Die Troposphäre ist die untere Schicht der Atmosphäre, in der sich die Wettererscheinungen abspielen. Daher kann es in der Troposphäre Bodenund Höheninversionen, aber auch allgemein Inversionen sowie Schichten geben, in der die Temperatur mit zunehmender Höhe gleich bleibt (Isothermien). l Isothermen bezeichnen Verbindungslinien von Orten mit gleicher Temperatur l Isobaren bezeichnen Verbindungslinien von Orten mit gleichem Druck l Isohypsenbezeichnen Verbindungslinien von Orten mit gleicher Höhe für eine konstante Druckfläche nach dem Vorbild von topographischen Landkarten. Diese Linien bezeichnen keine Luftschichten, daher sind alle Antworten falsch, in denen einer dieser Begriffe vorkommt. F-MT-008 An der Untergrenze einer Inversion A) ist oftmals die Lufttemperatur am höchsten und die Luftfeuchte am niedrigsten. B) ist meist die Lufttemperatur und die Luftfeuchtigkeit am niedrigsten. C) ist die Lufttemperatur am niedrigsten aber die Luftfeuchte meist sehr hoch. D) ist die Luftfeuchte meist sehr hoch aber die Flugsicht am besten. Erklärung zu Frage F-MT-008 Die richtige Antwort ist Antwort C) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-005 F-MT-009 In welchem Bereich der Atmosphäre spielt sich das Wettergeschehen ab? A) Tropopause B) Mesosphäre C) Stratosphäre D) Troposphäre Erklärung zu Frage F-MT-009 Die richtige Antwort ist Antwort D) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-002 F-MT-010 Wie ändert sich der prozentuale Anteil des Sauerstoffs in der Troposphäre mit zunehmender Höhe? Er A) nimmt zu. B) bleibt gleich. C) nimmt ab. D) nimmt je nach Luftdruck ab oder zu. Erklärung zu Frage F-MT-010 Die richtige Antwort ist Antwort B) Seite 9 von 227

10 Homosphäre und Heterosphäre Betrachtet man zwei Gase, die auf der Erdoberfläche den gleichen Partialdruck haben, so nimmt dieser Partialdruck für das leichte Gas langsamer mit der Höhe ab als für das schwere Gas. In größeren Höhen wird daher die Konzentration des leichten Gases größer und in sehr großen Höhen wird das schwere Gas nicht mehr nachweisbar sein. Dieser Vorgang wird als Entmischung bezeichnet. Danach sollte man erwarten, dass der Sauerstoffanteil der Luft relativ zum Stickstoffanteil in größeren Höhen abnimmt, denn Sauerstoff ist schwerer als Stickstoff. Messungen zeigen aber, dass die Anzahl der Moleküle des Sauerstoffs in den untersten 80 bis 100 Kilometern der Atmosphäre so abnimmt, dass das Verhältnis der Konzentrationen konstant bleibt. Der Vorgang der Entmischung wird also in dem unteren Atmosphärenbereich (bis etwa 100 km Höhe) durch andere Mechanismen aufgehoben. In der Hauptsache handelt es sich dabei um die turbulente Durchmischung der Atmosphäre durch auf- und absteigende Luftströmungen. Man nennt diesen Bereich, in dem die Zusammensetzung der Atmosphäre konstant ist, die Homosphäre. Sie reicht bis etwa 100 km Höhe. In der darüber liegenden Atmosphärenschicht nimmt die Konzentration der leichten Gase langsamer mit der Höhe ab als die der schweren, das heißt, es tritt Entmischung ein. Diese Atmosphärenschicht wird als Heterosphäre bezeichnet. Die Troposphäre fällt vollständig in den Bereich der Homosphäre, d.h. der Sauerstoffanteil ändert sich mit der Höhe nicht. F-MT-018 Der Luftdruck in der Erdatmosphäre entsteht durch A) die Wirkung der Zentrifugalkraft durch die Erdrotation. B) die Wirkung der Gravitationskraft der Erde auf die einzelnen Bestandteile der Luft. C) die Wirkung der Corioliskraft auf die einzelnen Bestandteile der Luft. D) die Wirkung einer Kraft, die der Summe aus Gravitations- und Corioliskraft entspricht. Erklärung zu Frage F-MT-018 Die richtige Antwort ist Antwort B) Luftdruck Die Luft übt im Zustand der Ruhe auf jede, beliebig orientierte Fläche einen senkrecht zu ihr gerichteten Druck aus. Der auf die Erdoberfläche wirkende statische Druck der Atmosphäre wird als Luftdruck bezeichnet und lässt sich als das Gewicht einer Luftsäule verstehen, die von der Erdoberfläche bis in die oberen Schichten der Atmosphäre reicht. Das Gewicht der Luftsäule wird durch die Wirkung der Gravitationskraft der Erde (Erdanziehungskraft) auf die einzelnen Moleküle des Luftgemisches verursacht. Der Luftdruck wird im Druckmaß Hektopascal [hpa] oder als Länge einer auf 0 C und Normalschwere reduzierten Quecksilbersäule [mm Hg] angegeben. Unter Normbedingungen gilt: 1 mmhg = 1,3332 hpa. F-MT-019 In welchen Wetterkarten findet man Isobaren? A) In allen Höhenwetterkarten B) In den Höhenwindkarten Seite 10 von 227

11 C) In allen Wetterkarten D) In Bodenwetterkarten Erklärung zu Frage F-MT-019 Die richtige Antwort ist Antwort D) Bodenwetterkarten Bodenwetterkarten zeigen den Zustand der Luftdruckverhältnisse über dem angezeigten Gebiet an. Sie sind nützlich für die Wettervorhersage, geben Aufschluss über Windgeschwindigkeit und Windrichtung und helfen, mögliche Wettergefahren frühzeitig erkennen. Bodenwetterkarten zeigen Linien gleichen Luftdrucks, die Isobaren. Aus dem Abstand der Isobaren kann auf die Windstärke geschlossen werden: je enger die Isobaren beieinander liegen, desto stärker ist der Wind. Sie beinhalten außerdem die Lage von Hoch und Tiefruckgebieten und stellen Warm- und Kaltfronten dar. Höhenwetterkarten Höhenwetterkarten zeigen nicht das Wetter in einer bestimmten Höhe wie z.b. in 3 km, sondern sie zeigen das Wetter in der Höhe einer bestimmten Luftdruckfläche, z.b. in Höhe des 500-hPa-Niveaus. Diese Fläche liegt aber nicht gleich hoch: Da warme Luft eine geringere Dichte hat als kalte Luft, dehnt sie sich stärker aus. Sie reicht somit auch höher als Kaltluft. Warmluft "hebt" eine Luftdruckfläche also an, Kaltluft "senkt" sie ab. Luftdruckflächen liegen folglich unterschiedlich hoch. Die Höhe einer bestimmten Luftdruckfläche an einem Ort wird in eine Karte eingetragen und gleiche Höhen werden verbunden. Man erhält Isohypsen (Linien gleicher Höhe). Höhenwetterkarten enthalten daher keine Isobaren, sondern Isohypsen. Seite 11 von 227

12 Höhenwindkarten In Höhenwindkarten werden keine Isobaren dargestellt. Hier findet man Windpfeile, die den Wind mit Richtung und Stärke an verschiedenen in der Karte dargestellten Positionen anzeigen. Seite 12 von 227

13 F-MT-020 Was sind Isohypsen? A) Linien gleicher Temperatur B) Linien gleichen Druckes C) Linien gleicher Windgeschwindigkeit D) Linien gleicher Höhe einer Hauptdruckfläche über MSL Erklärung zu Frage F-MT-020 Die richtige Antwort ist Antwort D) Isohypsen sind Linien mit gleicher Höhe über einem Druckniveau. Da warme Luft eine geringere Dichte hat als kalte Luft, dehnt sie sich stärker aus. Sie reicht somit auch höher als Kaltluft. Warmluft "hebt" eine Luftdruckfläche also an, Kaltluft "senkt" sie ab. Die Höhe einer Fläche mit gleichem Druckniveau kann folglich von Ort zu Ort variieren. In Höhenwetterkarten werden die Höhen einer bestimmten Luftdruckfläche in eine Karte eingetragen und gleiche Höhen miteinander zur Isohypsen verbunden. F-MT-021 Mit welchen beiden Instrumenten wird im Flugwetterdienst der Luftdruck gemessen? Mit dem A) Quecksilberbarometer, Hygrometer B) Stationsbarometer, Psychrometer C) Aneroidbarometer, Hygrometer D) Dosenbarometer, Quecksilberbarometer Erklärung zu Frage F-MT-021 Die richtige Antwort ist Antwort D) Luftdruck wird grundsätzlich mit Barometern gemessen. Man unterscheidet zwei Hauptbauformen: l Dosenbarometer oder Aneroidbarometer Das Messprinzip beruht auf dem Gleichgewicht zwischen Hooke scher Rückstellkraft der verformten Oberfläche einer evakuierten, gasdicht verschlossenen Metalldose (Vidier-Dose) und dem von außen auf diese Dose wirkenden Luftdruck. Die druckabhängige Formgröße wird üblicherweise mechanisch auf einen Drehzeiger übertragen und auf einer geeichten Druckskala angezeigt. l Quecksilberbarometer Diese Messgeräte bestehen aus einem mit Quecksilber gefüllten senkrechten Rohr, das am oberen Ende luftdicht verschlossen ist. Das untere Ende taucht in ein Barometergefäß, das ebenfalls Quecksilber enthält. Durch sein Eigengewicht fließt das Quecksilber aus dem Rohr, wobei am oberen Ende ein Unterdruck entsteht. Der Luftdruck wirkt dabei über ein "Luftloch" im Gefäß dem entgegen, so dass die Quecksilbersäule je nach aktuellem Luftdruck am Messort bei Seite 13 von 227

14 einer bestimmten Höhe zur Ruhe kommt. Hygrometer und Psychrometer sind Geräte zur Messung der Luftfeuchtigkeit. Bei einem Psychrometer wird die Temperatur eines trockenen und eines mit Wasser befeuchteten Thermometers verglichen. Die Differenz (das feuchte Thermometer ist kühler) ist ein Maß für die Feuchte. F-MT-022 In welcher ungefähren Höhe beträgt der atmosphärische Druck die Hälfte des Druckes vom Meeresniveau? A) m MSL B) m MSL C) m MSL D) m MSL Erklärung zu Frage F-MT-022 Die richtige Antwort ist Antwort C) Barometrische Höhenformel Die Abnahme des Luftdruckes mit der Höhe (unter der Annahme, dass Temperatur und Masse der Luft konstant sind) wird durch die Barometrische Höhenformel beschrieben: p(h) = p 0 exp(- ρ 0 g h p0 ) wobei l p 0 den Druck in Höhe 0 (Meeresniveau) = 1013,2 hpa l ρ 0 die mittlere Luftdichte = 1,29 kg/m 3 und l g die Erdbeschleunigung = 9,81 m/sec 2 bezeichnen. Berechnung der Höhe, in der der Druck ungefähr der Hälfte des Drucks in Meereshöhe entspricht Setzt man in der Barometrischen Höhenformel p(h) = 1/2 p 0, folgt: 1/2 p 0 = p 0 exp(- ρ 0 g h p0 ) oder ln(2) = ρ 0 g h p0 oder h = ln(2) p0 ρ0 g und mit den Zahlenwerten h = 5549 m In einer Höhe von ca m MSL beträgt der Druck also nur noch die Hälfte des Drucks in Meereshöhe. F-MT-023 Die Luftdichte ist im Wesentlichen abhängig von der Lufttemperatur und dem Seite 14 von 227

15 Luftdruck. Sie nimmt zu, wenn der Luftdruck A) steigt und die Lufttemperatur fällt. B) fällt und die Lufttemperatur fällt. C) steigt und die Lufttemperatur steigt. D) fällt und die Lufttemperatur steigt. Erklärung zu Frage F-MT-023 Die richtige Antwort ist Antwort A) Die Luftdichte ist ein Maß für die Anzahl der Luftteilchen in einer Volumeneinheit. Je höher der Luftdruck bei konstanter Temperatur, desto mehr Teilchen befinden sich in einer Volumeneinheit. Luftdruck und Luftdichte sind also (näherungsweise) direkt proportional zueinander. Da der mittlere Abstand der Luftteilchen bei hohen Temperaturen größer als bei tiefen Temperaturen ist, befinden sich bei konstantem Luftdruck bei hohen Temperaturen weniger Teilchen in einer Volumeneinheit als bei niedrigen Temperaturen. Temperatur und Luftdichte sind also (näherungsweise) umgekehrt proportional zueinander. Daher nimmt die Luftdichte zu, wenn der Luftdruck steigt und die Lufttemperatur fällt. F-MT-024 Bei einem Flug von einem Gebiet höheren Luftdrucks in ein Gebiet tieferen Luftdrucks ist bei gleichbleibender Höhenmesseranzeige und unter Beibehaltung der Druckeinstellung im Gerät die angezeigte Höhe A) zu hoch. B) zu tief. C) nur bei kalter Luft zu tief. D) die richtige Höhe. Erklärung zu Frage F-MT-024 Die richtige Antwort ist Antwort A) In einem Gebiet mit tieferem Luftdruck ist die Luftdichte in Meereshöhe geringer als in einem Gebiet mit höherem Luftdruck. Der Luftdruck am Boden in einem Tief entspricht daher einem Luftdruck, der in einem Hoch erst in größerer Höhe vorliegt. Die Flächen gleichen Luftdrucks (Isobaren) fallen also ab, wenn man vom Hoch ins Tief fliegt. Bei unveränderter Einstellung des Luftdrucks am Höhenmesser und Einhaltung einer konstanten Höhenanzeige fliegt man auf einer Isobare und reduziert daher die tatsächliche Höhe. Die bekannte Merkregel Vom Hoch ins Tief geht's schief drückt diesen Sachverhalt aus. F-MT-025 Eine Bodeninversion entsteht meist, wenn A) in einigen hundert Metern Höhe kältere Luft herangeführt wird. B) C) die Erdoberfläche - und damit auch die aufliegende Luftschicht - sich durch Strahlungsund Energiedefizite abkühlen. der Erdboden nachts langwellige Wärmestrahlung abgibt, welche die darüber liegende Luftschicht erwärmt. D) ausschließlich absinkende und sich erwärmende Luft den Erdboden noch nicht ganz Seite 15 von 227

16 erreicht hat. Erklärung zu Frage F-MT-025 Die richtige Antwort ist Antwort B) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-007 F-MT-026 Die Erwärmung der Erdatmosphäre erfolgt hauptsächlich A) direkt durch die kurzwellige Sonneneinstrahlung. B) durch die Umwandlung kurzwelliger Sonnenstrahlung an den Wolken. C) durch die langwellige Wärmestrahlung der Erdoberfläche. D) durch die kurzwellige Wärmestrahlung, die von der Erdoberfläche reflektiert wird. Erklärung zu Frage F-MT-026 Die richtige Antwort ist Antwort C) Kurzwellige Sonnenstrahlung (UV-Strahlung) wird in den oberen Schichten der Atmosphäre absorbiert und gelangt nur zu einem kleinen Teil bis zur Erdoberfläche. Diese Strahlung trägt nicht zur Erwärmung der Luft bei. An den Wolken wird langwellige Strahlung absorbiert, aber kurzwellige Strahlung wird dort nicht in nennenswertem Umfang umgewandelt. Da kurzwellige Strahlung nur in geringem Umfang die Erdoberfläche erreicht, wird diese dort kaum reflektiert. Die richtige Antwort ist daher die Antwort durch langwellige Wärmestrahlung der Erdoberfläche Erwärmung der Erdatmosphäre Das Leben auf der Erde wäre nicht möglich, gäbe es keinen natürlichen Treibhauseffekt. Ohne Treibhausgase wäre die Erde um etwa 33 C kälter und die Durchschnittstemperatur an der Erdoberfläche betrüge -18 C anstelle von 15 C. Wasserdampf und Kohlendioxid sind die wichtigsten Treibhausgase. Wasserdampf trägt zu ungefähr 60% zum natürlichen Treibhauseffekt bei, Kohlendioxid zu etwa 20%. Treibhausgase fangen die von der Erdoberfläche abgestrahlte Wärme auf und halten sie dadurch in der Nähe der Erdoberfläche. Die folgende Abbildung zeigt, wie die Erwärmung der Erdatmosphäre zustande kommt. Seite 16 von 227

17 1. Die Sonne ist Quelle der Energie im Klimasystem der Erde. 2. Ein Teil des Sonnenlichtes erreicht die Erdoberfläche. 3. Die Erde absorbiert einen Teil der Sonnenstrahlung, nimmt aber nicht die gesamte Sonnenenergie auf, sondern reflektiert einen gewissen Anteil, d.h. ein Teil der Strahlung wird zurückgeschickt, ohne dass sich die Erde durch ihn erwärmt. 4. Das Sonnenlicht wird teilweise auch schon an der Oberseite der Wolken reflektiert. 5. Auch Gasmoleküle und Partikel in der Luft absorbieren Sonnenlicht. 6. Die von der Sonnenstrahlung erwärmte Erdoberfläche ist eine Quelle von Wärmestrahlung, d.h. langwelliger Infrarotstrahlung. 7. Ein Teil dieser Energie wird verbraucht, um Wasser zu verdunsten. 8. Ein kleiner Teil der Infrarotstrahlung gelangt zurück ins Weltall, ohne die Atmosphäre zu erwärmen. 9. Wolken reflektieren nicht nur an der Oberseite das Sonnenlicht. Sie absorbieren auch die langwellige Wärmestrahlung der Erde und geben diese schließlich wieder ab. Ein bewölkter Himmel verhindert so die schnelle Abkühlung der Atmosphäre. 10. Auch bestimmte Gasmoleküle wie Wasserdampf und CO 2 und bestimmte Partikel der Luft absorbieren einen Teil der Infrarot-Strahlung und strahlen diese dann wieder ab. Solche Gase werden Treibhausgase genannt. Sie halten die Energie der Wärmestrahlung in der Nähe der Erdoberfläche fest. F-MT-027 Die Differenz zwischen zugeführter und abgegebener Energie bzw. Strahlung heißt A) Energie- bzw. Strahlungsbilanz. B) Energie- bzw. Strahlungsdifferenz. C) Energie- bzw. Strahlungsdefizit. D) Energie- bzw. Strahlungsmessung. Erklärung zu Frage F-MT-027 Die richtige Antwort ist Antwort A) Energie- bzw. Strahlungsbilanz Als Energie- bzw. Strahlungsbilanz wird die Differenz zwischen zugeführter und abgegebener Energie bzw. Strahlung bezeichnet. Da die gesamte Energie bzw. Seite 17 von 227

18 Strahlung von der Sonne stammt, ist diese Bilanz häufig nachts, aber auch abends und in den frühen Morgenstunden negativ, weil die Erde dann meist mehr Energie abstrahlt, als von der Sonne zugeführt wird. Da die von der Erdoberfläche abgegebene langwellige Wärmestrahlung Hauptursache für die Erwärmung der Luft in Bodennähe ist, hat die Energie- und Strahlungsbilanz einen wesentlichen Einfluss auf den Tagesgang der Lufttemperatur der bodennahen Luftschichten. Bei negativer Bilanz kühlt die Erdoberfläche ab und überträgt ihre Temperatur auf die bodennahen Luftschichten (Ursache für Bodeninversionen), bei positiver Bilanz erwärmt die Erdoberfläche diese Luftschichten (Bodeninversionen werden von der Erdoberfläche her aufgelöst). F-MT-028 Wann ist die Energie- und Strahlungsbilanz der Erdoberfläche häufig negativ? A) Abends, nachts und früh bis kurz nach Sonnenaufgang B) Nachts C) Im Winter D) In den Morgenstunden vor Sonnenaufgang Erklärung zu Frage F-MT-028 Die richtige Antwort ist Antwort A) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-027 F-MT-030 Die Energie- und Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist auch die Ursache für A) den Tagesgang der hohen Bewölkung. B) den Tagesgang der Lufttemperatur der bodennahen Luftschichten. C) den Tagesgang der Lufttemperatur in allen Luftschichten. D) den Tagesgang der Lufttemperatur bis ca. zum FL 180. Erklärung zu Frage F-MT-030 Die richtige Antwort ist Antwort B) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-027 siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-026 F-MT-031 Von 'labilen Verhältnissen' spricht man, wenn ein einmal ausgelöster physikalischer Prozess A) nicht mehr selbständig in seine Ausgangssituation zurückkehren kann. B) immer wieder selbständig um seine Ausgangssituation herum pendelt. C) sofort wieder selbständig in seine Ausgangssituation zurückkehrt. D) zwischen der Ausgangssituation und einem anderen Zustand hin- und herpendelt. Erklärung zu Frage F-MT-031 Die richtige Antwort ist Antwort A) Ein labiler Prozess ist ein physikalischer Prozess, der bei einer Störung seiner Ausgangslage nicht mehr selbständig in seine Ausgangssituation zurückkehren kann. Im Gegensatz dazu ist ein stabiler Prozess ein physikalischer Prozess, der bei einer Störung seiner Ausgangslage selbständig seine Ausgangssituation wieder einnimmt, und ein indifferenter Prozess ein Prozess, der die Situation nach einer Störung beibehält. Als Beispiel für solche Prozesse ist das mechanische Gleichgewicht in der Seite 18 von 227

19 Abbildung dargestellt. F-MT-032 Von 'stabilen Verhältnissen' spricht man, wenn ein physikalischer Prozess A) kontinuierlich von einer Ausgangssituation direkt zu einem neuen Zustand führt. B) C) D) nach seiner Auslösung nicht mehr selbständig in seine Ausgangsituation zurückkehren kann. sich entweder überhaupt nicht auslösen lässt oder nach Auslösung selbständig wieder in die Ausgangssituation zurückkehrt. sich entweder überhaupt nicht auslösen lässt oder nach Auslösung um die Ausgangssituation hin- und herpendelt. Erklärung zu Frage F-MT-032 Die richtige Antwort ist Antwort C) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-031 F-MT-033 Welcher physikalische Prozess in der Atmosphäre kann nur unter labilen Verhältnissen stattfinden? A) Föhn B) Turbulenz C) Windscherung D) Thermik Erklärung zu Frage F-MT-033 Die richtige Antwort ist Antwort D) Thermik entsteht, wenn der Temperaturgradient größer als 1 ist. Dann befindet sich die Atmosphäre in einem trockenlabilen Zustand. Temperaturgradient Der vertikale Temperaturgradient gibt die Temperaturänderung pro 100m Höhenunterschied an. Von Art und Größe des vertikalen Temperaturgradienten, der Temperaturschichtung, hängt der Gleichgewichtszustand der Atmosphäre ab. Der Temperaturgradient ist somit das Kriterium für Stabilität oder Labilität. Ein mit Wasserdampf ungesättigtes Luftpaket kühlt sich beim Aufsteigen um 1 C/100m ab. Dies ist der trockenadiabatische Temperaturgradient. l Beträgt die vertikale Temperaturabnahme in der Atmosphäre ebenfalls 1 C/100m, so herrscht eine indifferente Schichtung, d.h. das Luftpaket besitzt stets die Temperatur seiner Umgebung. l Ist der vertikale Temperaturgradient der Luftmasse kleiner als 1 C/100m, besteht eine trockenstabile Schichtung: vertikal bewegte Luft ist in höheren Luftschichten kälter (d.h. schwerer), in tieferen Schichten wärmer (d.h. leichter) als ihre Umgebung und strebt daher zu ihrem Ausgangspunkt zurück. l Ein vertikaler Temperaturgradient der Atmosphäre von mehr als 1 C/100m Seite 19 von 227

20 wird als trockenlabile Schichtung bezeichnet: das gedachte Luftpaket ist beim Aufsteigen immer wärmer (d.h. leichter), beim Absinken immer kälter (d.h. schwerer) als seine Umgebung und entfernt sich zusehends von seiner Ausgangslage. Ein überadiabatischer Temperaturgradient, also von mehr als 1 C/100m, kommt in der Regel nur in Bodennähe an heißen Sommertagen vor und ist die Voraussetzung für die Ablösung einer Thermikblase. Erreicht ein beim Aufsteigen sich abkühlendes, wasserdampfhältiges Luftpaket den Taupunkt, beginnt die Kondensation des Wasserdampfes einzusetzen. Die dabei freiwerdende Wärme, die Kondensationswärme, war latent im Wasserdampf von der Verdunstung her (für die Wärmeenergie benötigt wird) ''versteckt'' und wird daher als latente Wärme bezeichnet. Sie vermindert daher oberhalb des Kondensationsniveaus bei fortgesetzter Aufwärtsbewegung die weitere Abkühlung. Der feuchtadiabatische Temperaturgradient beträgt im Mittel nur etwa 0,6 C/100m. Man spricht von einer l feuchtindifferenten Schichtung einer Luftmasse, wenn deren Temperaturgradient den Feuchtadiabaten entspricht; l feuchtlabilen Schichtung bei einem größeren, l feuchtstabilen Schichtung bei einem kleineren Temperaturgradienten als es den Feuchtadiabaten entspricht. Feuchtlabilität tritt in der Atmosphäre häufiger auf als Trockenlabilität. siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-031 F-MT-034 Welcher physikalische Prozess in der Atmosphäre findet meist nur unter stabilen Verhältnissen statt? A) Föhn B) Thermik C) Wolkenbildung D) Entstehung von Niederschlag Erklärung zu Frage F-MT-034 Die richtige Antwort ist Antwort A) Thermodynamische Föhntheorie Ein Föhn entsteht nach der thermodynamischen Föhntheorie durch die Wirkung einer Druckgradientkraft mit tieferem Druck auf der Lee-Seite eines Gebirges. Beim Aufsteigen der relativ feuchten Luft an der Luv-Seite des Gebirges kühlt sich diese solange trockenadiabatisch mit 1 C/ 100 m Höhenanstieg ab, bis die relative Luftfeuchte 100 % beträgt. Steigt die Luft weiter an, so folgt eine feuchtadiabatische Abkühlung mit durchschnittlich nur noch 0,6 C/100 m. Bei dieser Abkühlung bleibt die relative Luftfeuchte mit 100 % konstant, die Luft kann aber das Wasser nicht mehr halten und es kommt zur Kondensation mit Wolkenbildung und teils heftigen Niederschlägen (Steigungsregen). Seite 20 von 227

21 Vom Gebirgskamm aus beginnt die Luft auf der anderen Seite des Berges hangabwärts zu sinken. Die Ursache für das Sinken ist der Druckunterschied der Luft zwischen den beiden Hängen. Durch das Absinken erwärmt sich die Luft trockenadiabatisch mit durchgehend 1 C/100 m also viel schneller, als sie sich während des Aufstiegs (in der feuchtadiabatischen Phase) abgekühlt hat. Die beim Aufsteigen der Luft abgeregnete Feuchtigkeit fehlt der Luft nun beim Abfall des Windes auf der Lee-Seite und führt zu einem drastischen Absinken der relativen Luftfeuchte, was die Ursache für die Trockenheit und Wärme des Föhnwindes ist. Voraussetzungen für das Entstehen eines Föhns sind eine stabile Atmosphärenschichtung und eine Windkraft, die die Luft über den Gebirgskamm treibt. siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-033 siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-031 F-MT-035 Außer den Strahlungsprozessen sorgen weitere Prozesse für Temperaturänderungen in der Atmosphäre. Diese heißen A) Inversionsprozesse. B) Invasionsprozesse. C) Advektionsprozesse. D) Koalitionsprozesse. Erklärung zu Frage F-MT-035 Die richtige Antwort ist Antwort C) Advektion bedeutet allgemein den horizontalen Transport von Energie durch Seite 21 von 227

22 Luftmassen, also von Wärme oder Feuchtigkeit. Das Gegenteil ist Konvektion: Energietransport in vertikaler Richtung. F-MT-036 Die Zufuhr wärmerer Luft in einer bestimmten Luftschicht bezeichnet man als A) Warmluftinversion. B) Warmluftadvektion. C) Warmluftinvasion. D) Warmluftkoalition. Erklärung zu Frage F-MT-036 Die richtige Antwort ist Antwort B) siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-035 F-MT-037 Wie gelangt der Wasserdampf in die Atmosphäre? A) Nur durch Verdampfung B) Hauptsächlich durch Verdunstung C) Immer durch Abkühlung der Luft D) Nur durch Sublimation Erklärung zu Frage F-MT-037 Die richtige Antwort ist Antwort B) Wasserdampf gelangt hauptsächlich durch Verdunstung in die Atmosphäre. Verdampfung und Sublimation spielen eine untergeordnete Rolle. Durch Abkühlung der Luft kann in der Luft enthaltener Wasserdampf kondensieren, und es kann dadurch zu Niederschlägen kommen, der Wasserdampf war aber vor der Abkühlung bereits in der Luft enthalten. Verdunstung Bei Verdunstung geht ein Stoff vom flüssigen in den gasförmigen Zustand über, ohne dass er jedoch vorher zum Sieden gebracht wurde. Verdunstung ist eine Phasenumwandlung und kann mit den Gesetzen der Thermodynamik erklärt werden. Entsprechend der Maxwell-Boltzmann-Verteilung weisen die Teilchen eines Gases, aber auch in ähnlicher Form die Teilchen einer Flüssigkeit, eine Geschwindigkeitsverteilung auf. Es existieren immer zugleich langsame und schnellere Teilchen. Einige Teilchen verfügen über eine so große kinetische Energie, dass sie damit die Anziehungskräfte der Nachbarteilchen überwinden können, wodurch sie von der flüssigen in die gasförmige Phase gelangen. Umgekehrt treten jedoch auch immer verlangsamte Teilchen der gasförmigen Phase in die flüssige Phase zurück. Deshalb stellt sich mit der Zeit ein dynamisches Gleichgewicht zwischen flüssiger und gasförmiger Phase ein. In der Erdatmosphäre wird ein solches Gleichgewicht jedoch nicht immer erreicht. Falls mehr Teilchen aus der flüssigen Phase austreten als in sie eintreten, spricht man von Verdunstung. Die Oberfläche, auf der die Verdunstung stattfindet, kühlt sich beim Verdunstungsprozess ab. Dadurch kommt es zur so genannten Verdunstungskühlung, wobei der Umgebung die Verdunstungswärme entzogen wird. Seite 22 von 227

23 Wasser verdunstet schon bei Raumtemperatur, falls die Luft nicht schon mit Wasserdampf gesättigt ist (was dem oben beschriebenen dynamischen Gleichgewicht entsprechen würde). Die Aufnahme von Wasser in die Erdatmosphäre durch Verdunstung spielt sich dabei auf der Erdoberfläche, also beispielsweise über Wasserflächen, feuchten Böden und Pflanzen ab. Die Verdunstung ist hauptsächlich von folgenden Faktoren abhängig: l Lufttemperatur l Luftfeuchtigkeit l Sonneneinstrahlung (Jahreszeit) l Windstärke bzw. bedingt auch Windrichtung l Oberflächenbeschaffenheit (Bodentyp etc.) und Vegetation l Wassergehalt des Bodens bzw. Niederschlagsmenge Durch die vielfältigen Parameter, von denen die Verdunstung abhängig ist, wird deren Bestimmung sehr schwierig und aufwändig. Meist wird die Verdunstung deshalb nicht gemessen, sondern unter Zuhilfenahme mathematischer Modelle lediglich mit einer Näherung geschätzt. Die resultierende Verdunstung pro Zeiteinheit, also sozusagen die Verdunstungsgeschwindigkeit, bezeichnet man als Verdunstungsrate. Man unterscheidet die potentielle Verdunstung, welche die aufgrund der meteorologischen Bedingungen prinzipiell mögliche Verdunstungsrate darstellt, von der tatsächlichen Verdunstung, die den real vorhandenen Wassergehalt, beispielsweise des Bodens, mit einbezieht. Dabei ist die potentielle Verdunstung immer größer oder gleich der tatsächlichen Verdunstung. Bei Trockenheit, also vor allem in ariden Klimazonen, können sich beide Werte stark unterscheiden. Verdampfung Als Verdampfen oder auch Sieden bezeichnet man den Übergang eines Stoffes vom flüssigen in den gasförmigen Aggregatzustand am Siedepunkt. Die während des Verdampfungsprozesses vorliegenden Temperatur- und Druckbedingungen bezeichnet man als Siededruck bzw. Siedetemperatur und die erforderliche Energie als Verdampfungswärme bzw. Verdampfungsenthalpie. Unterschieden wird das Verdampfen vom Verdunsten, bei dem der Übergang in den gasförmigen Zustand ohne Erreichen des Siedepunktes erfolgt. Den Übergang eines Stoffes in Gegenrichtung zur Verdampfung, also vom gasförmigen in den flüssigen Aggregatzustand, bezeichnet man als Kondensation. Während des Übergangs von der flüssigen in die gasförmige Phase bleibt die Temperatur konstant, sofern auch der Druck konstant bleibt. Sämtliche zugeführte Wärme wird in die Zustandsänderung investiert. Unter Normalbedingungen, also bei einem Luftdruck von 1013 hpa und einer Temperatur von 20 C, ist Wasser flüssig. Wird Wasser in einem oben offenen Gefäß von unten durch eine Wärmequelle erhitzt, so baut sich ein Temperaturgradient auf: am Boden ist es am heißesten, die Oberflächentemperatur entspricht noch der Lufttemperatur. Da warmes Wasser eine geringere Dichte als kaltes Wasser hat, steigt es auf, dafür sinkt kälteres Wasser nach unten (Konvektion). Bei langsamer Erwärmung kann das ganze Wasser verdampfen, ohne Seite 23 von 227

24 dass Blasen aufsteigen. Ist die Temperatur des Bodens höher als die Siedetemperatur des Siedepunkts beim herrschenden hydrostatischen Druck, so verdampft das Wasser. Zunächst bilden sich an kleinen Unebenheiten des Bodens (Verdampfungskernen) Blasen aus, welche nach oben steigen und kühleres Wasser nach unten strömen lassen, das Wasser beginnt zu sieden. Auf ihrem Weg nach oben kühlen die Blasen wieder ab, der Wasserdampf kondensiert, die Blasen kollabieren. Durch die aufsteigenden heißen Dampfblasen werden die oberen Schichten des Wassers zusätzlich erwärmt, bis der ganze Wasserkörper gleichmäßig aufgeheizt ist. Die Erwärmung des Oberflächenwassers führt auch zu einer Erwärmung der darüber befindlichen Dampfphase. Ist die Oberflächen-Temperatur des Wassers größer als der Siedpunkt beim herrschenden Luftdruck (zum Beispiel größer als 100 C bei 1013 hpa), so verdampft das gesamte Wasser, falls die Wärmezufuhr nicht unterbrochen wird. Wasser ohne Staubpartikel oder Gasbläschen lässt sich in reinen Gefäßen auch über die Siedetemperatur hinaus erwärmen, ohne dass es zum Sieden kommt. Dies bezeichnet man als Siedeverzug. Kleinste Störungen, wie zum Beispiel Erschütterungen, die eine Durchmischung nach sich ziehen, können zu einer explosionsartigen Trennung der flüssigen von der Dampfphase führen. Sublimation Als Sublimation bezeichnet man den Prozess des unmittelbaren Übergangs eines Stoffes vom festen in den gasförmigen Aggregatzustand. Bei Druck- und Temperaturbedingungen, bei denen eine Sublimation auftritt, existiert kein flüssiger Aggregatzustand. Man bezeichnet diese Bedingungen auch als Sublimationsdruck und Sublimationstemperatur oder zusammen als Sublimationspunkt. Die Phasenumwandlung in Gegenrichtung zur Sublimation, also von der gasförmigen in die feste Phase, bezeichnet man als Resublimation. Jeder Stoff nimmt bei seiner Sublimation die so genannte Sublimationswärme auf, die gleich der Summe aus Schmelz- und Verdampfungswärme ist. Beispiele für Sublimation: l Trockeneis (gefrorenes Kohlenstoffdioxid, -78,5 C) sublimiert bei Wärmezufuhr und wird daher unmittelbar zum Gas. Es bildet sich dabei unter Normaldruck keine Flüssigkeit wie z.b. bei Wassereis, worauf die Bezeichnung Trockeneis zurückzuführen ist. l Auch im Winter bei starkem Frost und der damit verbundenen trockenen Luft ist es möglich, im Freien Wäsche zu trocknen. Die Feuchtigkeit im Wäschestück gefriert hierbei zunächst und sublimiert dann zu Wasserdampf. Seite 24 von 227

25 F-MT-038 Wie verändert sich die Aufnahmefähigkeit der Luft für Wasserdampf mit der Temperatur? Sie A) nimmt mit abnehmender Temperatur zu. B) nimmt mit zunehmender Temperatur ab. C) verändert sich überhaupt nicht. D) nimmt mit zunehmender Temperatur zu. Erklärung zu Frage F-MT-038 Die richtige Antwort ist Antwort D) Sättigungsdampfdruck Der Sättigungsdampfdruck beschreibt den bei einer bestimmten Temperatur maximal möglichen Dampfdruck. Aus Flüssigkeiten entweichen solange Moleküle in die Gasphase, bis sich darin ein von der Stoffart und der Gleichgewichtstemperatur abhängiger Druck eingestellt hat. Dieser Druck ist der Sättigungsdampfdruck. Er herrscht, wenn das Gas im thermodynamischen Gleichgewicht mit der Flüssigkeit bzw. dem Feststoff steht. In diesem Zustand ist also die Verdampfung mengenmäßig gleich der Kondensation des Gases. Man spricht daher auch von einem dynamischen Gleichgewicht. Je höher der Sättigungsdampfdruck, desto mehr Dampf kann vom Gas aufgenommen werden, bevor die Sättigung erreicht wird. Der Sättigungsdampfdruck ist umso höher, je höher die Temperatur des Gases ist. Daher kann z.b. Luft bei höherer Temperatur mehr Wasserdampf aufnehmen als bei niedrigerer Temperatur. F-MT-039 Wenn bei gleichbleibendem Luftdruck und gleichbleibender Temperatur die Luftfeuchte ansteigt, A) sinkt die relative Feuchte. B) erhöht sich der Spread. C) sinkt der Taupunkt. D) nimmt die Luftdichte ab. Erklärung zu Frage F-MT-039 Die richtige Antwort ist Antwort D) Wasserdampf ist leichter als die anderen Hauptgase der Atmosphäre (Sauerstoff und Stickstoff). Wenn bei gleich bleibendem Luftdruck und bei gleich bleibender Temperatur die Luftfeuchte ansteigt, verdrängen die Wassermoleküle die anderen Luftmoleküle, so dass das Luftgemisch insgesamt leichter wird. Die Luftdichte, also die Masse der Luft pro Volumeneinheit, nimmt daher ab. siehe auch Erklärung zu Frage F-MT-004 F-MT-041 Wie verhalten sich bei Nebel Temperatur, Taupunkt, Spread und relative Feuchte zueinander? A) Großer Spread, hohe relative Feuchte, Temperatur ungleich Taupunkt B) Kleiner Spread, geringe relative Feuchte, Temperatur gleich Taupunkt C) Temperatur gleich Taupunkt, relative Feuchte nahe oder gleich 100%, Spread gleich Null D) Temperatur, Taupunkt und relative Feuchte sind gleich. Erklärung zu Frage F-MT-041 Die richtige Antwort ist Antwort C) Seite 25 von 227