Die Tropopause

Die Tropopause wurde schon vielfach in der Rubrik Thema des Tages in unterschiedlichen Zusammenhängen erwähnt, oder auch explizit als Grenzfläche zwischen den beiden untersten Atmosphärenschichten eingeführt. Sie stellt dabei eine konzeptionelle Transportbarriere dar, zwischen der Troposphäre, in der das allgemeine Wettergeschehen mit Transport und Mischung von Luftmassen auf recht kurzen Zeitskalen stattfindet, und der stabil geschichteten Stratosphäre mit Luftmassentransport auf langen Zeitskalen. Die Tropopause lässt sich anhand unterschiedlicher charakteristischer Eigenschaften der angrenzenden Atmosphärenschichten definieren. Je nachdem, ob dabei thermische, dynamische oder chemische Eigenschaften betrachtet werden, ergeben sich unterschiedliche Definitionen und teilweise auch variierende Höhenlagen der Tropopause.

Die thermische Tropopause

Die erste international standardisierte und bis heute meist verwendete Definition geht auf die Weltorganisation für Meteorologie (WMO) zurück. Im sechsten Jahrgang ihres meteorologischen Mitteilungsbulletins definiert die WMO die Tropopause als die unterste Höhe, in der der vertikale Temperaturgradient (auf Englisch „lapse rate“ namensgebend für die sogenannte lapse rate tropopause (LRT)) auf 2 °C pro Kilometer oder weniger abnimmt, wobei auch die mittlere Temperaturabnahme zwischen dieser Höhe und jeder höheren Schicht innerhalb der folgenden zwei Kilometer höchstens 2 °C pro Kilometer betragen darf. Vereinfacht gesagt: Die Tropopause markiert den Übergang von einer Luftschicht, in der die Temperatur mit der Höhe normalerweise abnimmt, zu einer Schicht, in der sie kaum noch abnimmt oder sogar wieder ansteigt. Die Zusatzbedingung in der Definition soll sicherstellen, dass keine lokalen Inversionsschichten fälschlicherweise als Tropopause identifiziert werden.

Dieses Temperaturverhalten hat weitreichende Folgen für die vertikale Bewegung der Luft. In der Troposphäre nimmt die Temperatur mit der Höhe im Mittel ab. Aufsteigende Luftpakete, die in guter Näherung keine Wärme mit ihrer Umgebung austauschen und sich demnach beim Aufstieg mit dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten abkühlen, beziehungsweise bei Wolkenbildung und Freisetzung latenter Wärme mit dem feuchtadiabatischen Gradienten, können so abhängig von der genauen Ausprägung der Schichtung in der Troposphäre wärmer und leichter als ihre Umgebung bleiben und immer weiter aufsteigen. Mit der Stabilisierung der Schichtung an der Tropopause erfahren die Luftpakete dann allerdings keinen Auftrieb mehr, und es kommt bei kräftiger Konvektion noch zum Überschießen der Tropopause durch den bereits vorhandenen Bewegungsimpuls.

Diese Eigenschaft gab der darüberliegenden Atmosphärenschicht ihren Namen: Stratosphäre. Anders als in der Troposphäre, deren Name auf die Durchmischung zurückgeht, ist die Stratosphäre durch eine ausgeprägte stabile Schichtung gekennzeichnet. Der Austausch zwischen beiden Atmosphärenschichten ist daher eingeschränkt, wenn auch keineswegs vollständig unterbunden.

Die dynamische Tropopause

Die thermische Definition beschreibt die Tropopause anhand der Temperatur. In der Wetter- und Klimaforschung wird jedoch häufig eine andere Definition verwendet: die dynamische Tropopause, die auf der potentiellen Vorticity (PV) beruht.

Die potentielle Vorticity ist eine physikalische Größe, die Informationen über die Rotation und die vertikale Schichtung der Atmosphäre miteinander verbindet. Ihr Betrag nimmt beim Übergang von der Troposphäre zur Stratosphäre typischerweise sprunghaft zu. Ein wesentlicher Grund dafür ist die starke Zunahme der statischen Stabilität: Während die Luft in der Troposphäre vergleichsweise leicht vertikal bewegt werden kann, ist die Stratosphäre deutlich stabiler geschichtet. Dieser Übergang erzeugt einen ausgeprägten vertikalen PV-Gradienten.

Ein besonderer Vorteil der potentiellen Vorticity besteht darin, dass sie unter idealisierten Bedingungen – bei adiabatischen und reibungsfreien Bewegungen – erhalten bleibt. Sie eignet sich deshalb hervorragend, um Luftmassen und ihre großräumigen Bewegungen zu verfolgen. Die dynamische Tropopause lässt sich so näherungsweise als Grenzfläche zwischen troposphärischen und stratosphärischen Luftmassen auffassen.

In der Forschung wird häufig ein bestimmter PV-Wert als Tropopausenhöhe verwendet, besonders verbreitet ist außerhalb der Tropen ein Betrag von 2 PVU (Potential Vorticity Units). Dabei gilt 1 PVU = 10⁻⁶ m² K kg⁻¹ s⁻¹; 2 PVU entsprechen also 2 × 10⁻⁶ m² K kg⁻¹ s⁻¹. Auf der Nordhalbkugel ist die stratosphärische PV in der Regel positiv, auf der Südhalbkugel negativ. Daneben werden aus statistischen Überlegungen heraus aber auch andere Werte verwendet. Welcher Wert am besten geeignet ist, hängt unter anderem von der Fragestellung, der geografischen Lage und der gewünschten Abgrenzung zwischen troposphärischer und stratosphärischer Luft ab. Ein weiterer, verhältnismäßig neuer Ansatz ist die Definition der Tropopause über ein Maximum im Gradienten der potenziellen Vorticity.

Die dynamische Definition ist besonders nützlich aufgrund der Erhaltungseigenschaft der PV. Im Bereich der großskaligen Wellenbewegungen in der Höhenströmung und den Residuen wenn solche Wellen brechen – also im Bereich von Trögen, Rücken und abgeschlossenen Höhentiefs – kann sich die Tropopause stark verformen, wobei zum Beispiel stratosphärische Luftmassen weit nach unten in Höhenbereiche gelangen, in denen man generell troposphärische Luft erwarten würde. Solche Prozesse spielen mitunter eine wichtige Rolle beim Austausch von Spurengasen zwischen den beiden Atmosphärenschichten, was uns unmittelbar weiterführt zu der…

…chemischen Tropopause

Auch die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre unterscheidet sich deutlich zwischen Troposphäre und Stratosphäre. Diese Unterschiede ermöglichen eine weitere Definition der Tropopause: die chemische Tropopause. Sie beruht auf charakteristischen Änderungen des Mischungsverhältnisses bestimmter Spurengase.

Ein besonders anschauliches Beispiel ist der Wasserdampf. In der Troposphäre ist die Luft vergleichsweise feucht, wobei der Wasserdampfgehalt stark mit Temperatur, Höhe und Wetterbedingungen variiert. In der Stratosphäre ist die Luft dagegen vergleichsweise sehr trocken, was unter anderem daran liegt, dass aufsteigende Luft an der Tropopause stark abgekühlt wird und ein Großteil ihres Wasserdampfs auskondensiert, wodurch der troposphärische Eintrag von Wasserdampf in die Stratosphäre äußerst gering ist – welche Prozesse wann und wo überhaupt Transport durch die Tropopause ermöglichen ist dabei mindestens ein Thema des Tages für sich! Wasserdampf wird in wissenschaftlichen Untersuchungen also mitunter als troposphärischer Tracer zur Identifizierung der Tropopausenregion verwendet. Allerdings ist sein vertikales Profil auch von Temperatur, Konvektion, der großräumigen Zirkulation, und Bildung durch bestimmte chemische Prozesse in der Stratosphäre abhängig, was die Interpretation oft schwierig gestaltet.

Ein weiterer wichtiger Tracer ist das Ozon (O₃). Der überwiegende Teil des atmosphärischen Ozons entsteht in der Stratosphäre durch photochemische Prozesse. Dort sind die Ozon-Mischungsverhältnisse erheblich höher als in der Troposphäre. Entsprechend zeigt sich über der Tropopause häufig ein ausgeprägter Anstieg der Ozonkonzentration. Wird die Tropopause durch die großräumige atmosphärische Dynamik abgesenkt oder stark gefaltet, kann stratosphärische, ozonreiche Luft in deutlich tiefere Höhen gelangen. Solche Vorgänge können beispielsweise in Verbindung mit Höhentrögen und Cut-off-Lows auftreten und führen zu charakteristischen Veränderungen der Ozonverteilung.

Auch Distickstoffmonoxid (N₂O, Lachgas) eignet sich besonders gut als chemischer Tracer. Es wird überwiegend durch mikrobielle Prozesse in Böden und Ozeanen freigesetzt, insbesondere durch Nitrifikation und Denitrifikation im Stickstoffkreislauf. In der Troposphäre ist N₂O aufgrund seiner langen atmosphärischen Lebensdauer gut durchmischt, was sich durch ein langsam, aber stetig steigendes troposphärisches Hintergrund-Mischungsverhältnis abzeichnet. In der Stratosphäre wird N₂O hingegen photochemisch abgebaut, was auch hier mit einem ausgeprägten scharfen Gradienten über die Tropopause hinweg einhergeht. An dieser Stelle könnte man noch einige weitere atmosphärische Spurengase mit charakteristischen Vertikalprofilen aufzählen. Ein naheliegender nächster Schritt wäre es dann, sich tatsächlich Mischungsprozesse an der Tropopause anzuschauen, deren „Fußabdrücke“ in der atmosphärischen Zusammensetzung besonders eindrücklich anhand von Mischungslinien in Spurengas-Korrelationen identifiziert werden können. Der Autor hebt sich diese Thematik allerdings für ein folgendes Thema des Tages auf.

Dr. Thorsten Kaluza (Meteorologe)
Deutscher Wetterdienst
Vorhersage- und Beratungszentrale
Offenbach, den 06.11.2026
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Quelle: Deutscher Wetterdienst – Thema des Tages vom 06.11.2026. Text: Dr. Thorsten Kaluza, Deutscher Wetterdienst, Vorhersage- und Beratungszentrale, Offenbach. DWD-Text und ECMWF-Grafik unter CC BY 4.0. CAMS-Grafik gemäß Copernicus-Nutzungsbedingungen. Weder die Europäische Kommission noch ECMWF sind für die Verwendung der enthaltenen Copernicus-Informationen verantwortlich. Redaktionelle Bearbeitung: thermische Tropopausendefinition präzisiert, PV-Einheit und Vorzeichen erläutert, Bildbeschreibung und Grammatik korrigiert sowie Absätze für Windinfo formatiert. Grafiken inhaltlich unverändert, Darstellung responsiv angepasst.