Einführung
in die Meteorologie (met210)
- Teil III: Thermodynamik und Wolken Clemens Simmer
III Thermodynamik und Wolken
1. Adiabatische Prozesse mit Kondensation
-
Trocken- und Feuchtadiabaten
2. Temperaturschichtung und Stabilität
-
Auftrieb und Vertikalbewegung
Wolkenbildung und Temperaturprofil
3. Beispiele
-
Rauchfahnenformen
Wolkenentstehung
Struktur der atmosphärischen Grenzschicht
4. Thermodynamische Diagrammpapiere
-
Auswertehilfe für Vertikalsondierungen (Radiosonden)
5. Phänomene
-
Wolken
Nebel
Niederschlag
2
III.5.1 Wolken
• Wolkenentstehung – makroskalig
• Wolkenentstehung – mikroskalig
– Krümmungs- und Lösungseffekt beim Sättigungsdampfdruck
– Aerosol und Wolkenbildung (Köhler-Kurve)
• Wolkenklassen
3
Wolkenentstehung - makroskalig
• Voraussetzung: Wasserdampfübersättigung (e≥e*)
– Sättigungsdampfdruck hängt vom Radius der Tropfen und von den
gelösten Stoffen ab (Köhler-Kurve).
– Sättigungsdampfdruck ist in Wasserwolken höher als in Eiswolken
• Prozesse, die zur Übersättigung führen können:
– Abkühlung durch adiabatisches Aufsteigen (Konvektion,
Überströmen von Hindernissen)
– Abkühlung durch Ausstrahlung (z. B. in der Nacht, Nebelbildung)
– Vermischung von Luftmassen unterschiedlicher Feuchte und
Temperatur (Mischungsnebel)
4
Sättigungsdampfdruck des
Wasserdampfes
• Über einer ebenen Oberfläche reinen Wassers stellt sich ein nur
von der Temperatur abhängiger Dampfdruck des Wasserdampfes
e* ein (Sättigungsdampfdruck, Clausius-Clapeyron-Gleichung
(differentiell), Magnus-Formel (integral)).
• In diesem Zustand hält sich die Anzahl der Wassermoleküle, die pro
Zeiteinheit die Oberfläche verlassen (verdunsten), die Waage mit
denjenigen, die in die Oberfläche eindringen (kondensieren).
e*(T)
e*
warm
flüssig
Übersättigung
e*
kalt
gasförmig
T
5
Dampfdruck
Wolkenentstehung durch Vermischung
(Mischungsnebel)
maximaler Dampfdruck e*(T)
(= Sättigungsdampfdruckkurve)
Wasser ist
flüssig
Wasser ist
gasförmig
Temperatur
Bei der Mischung von
zwei „trockenen“
Luftmassen kann
Übersättigung (Nebel,
Wolken) entstehen
6
Sättigungsdampfdruck e*
e*
<
e*
• e* an der
Tropfenoberfläche steigt mit
der Krümmung.
 2 1 

e*  e* exp
 RwTw  w r 
e* Sättigungsdampfdruck
einer ebenen Wasserfläche
 Oberflächenspannung
1
e*
<
e*
• e* an der
Tropfenoberfläche
steigt mit der
Reinheit.

n 
e*  e * (rein)1  f s 
nw 

f van't Hoff Fakt or,
ns,w Molzahlengelöst erSt off
bzw. Wasser
e*
<
e*
• e* ist über Wasser
größer als über
siehe Magnus-Formel
Eis
7
Wie (be)entsteht ein Wolkentropfen?
e
e*
e*
<
e*
e*
<
e*
e*
<
e*
• Im Gleichgewicht
(Tropfenradius bleibt konstant)
gilt e=e*
• Ein Wolkentropfen wächst
(verschwindet), wenn der
Dampfdruck an der Oberfläche
kleiner (größer) ist, als in der
Luft.
• Unterschiedlich große
Tropfen:
→ die großen Tropfen
wachsen auf Kosten der
kleinen Tropfen.
• Unterschiedlich
verschmutzte Tropfen:
→ die schmutzigen Tropfen
wachsen auf Kosten der
sauberen Tropfen.
• Eis- und Wasserpartikel:
→ Eiskristalle wachsen auf
Kosten der Tropfen.
8
Köhlerkurve (a)
• Wir betrachten ein Aerosolpartikel in einem Luftpaket.
• Im Gleichgewicht mit der Umgebungsluft wird es soviel
Wasserdampf absorbieren (dabei geht das Aerosol in
Lösung), bis der Sättigungsdampfdruck an der Oberfläche
gleich dem Dampfdruck der Luft ist.
 Es existieren also schon „Tropfen“ bei relativen
Feuchten unter 100% bezogen auf eine ebene
Oberfläche reinen Wassers (endlicher Radius,
Dampfdruckerniedrigung durch gelöste Stoffe).
• Nimmt die Luftfeuchtigkeit zu, so wird mehr
Wasserdampf absorbiert und das Aerosol quillt auf
(Dunstentstehung).
• Wird das Luftpaket adiabatisch gehoben, so kühlt es ab
und das Aerosolteilchen quillt weiter auf, weil die relative
Feuchte zunimmt (sein Sättigungsdampfdruck nimmt
schneller als der Dampfdruck der Umgebungsluft).
9
Köhlerkurve (b)
e/e*
e/e*(T,r)
(e/e*)krit
1
rA
e/e*(T,Konz.)
• Bei löslichen Aerosolen existieren Tropfen
auch unterhalb der Sättigung (bzgl. glatter
Oberfläche reinen Wassers)
• Ab dem Aktivierungsradius überwiegt der
Krümmungseffekt den Lösungseffekt.
• e/e* bei dem ein „dreckiges“ Teilchen mit
Radius r im Gleichgewicht mit Umgebung
ist.
• Es folgt:
 Aerosol (Dreck) ist notwendig zur
Tropfenbildung.
 Bis zur kritischen relativen Feuchte
(e/e*)krit gibt es nur Tropfen kleiner als
der Aktivierungsradius rA.
r
• Tropfen größer als rA wachsen selbständig weiter. Dabei reduzieren sie
e/e* und schneiden die kleineren
Tropfen von der weiteren Entwicklung
ab (da e/e*< (e/e*)krit.
10
Köhlerkurve (c)
• Der beschriebene Mechanismus funktioniert nur bei
identischen Aerosolpartikeln.
• Bei unterschiedlichen Aerosolpartikeln bestimmen die
Aerosolteilchen, die zuerst aktiviert werden, die
maximale Übersättigung (e/e*)krit . Sie schneiden andere
Aerosole von der Wolkentropfenbildung ab.
• Steigt die Wolkenluft weiter auf, so nehmen die bereits
bestehenden Wolkentropfen den kondensierenden
Wasserdampf auf – es entstehen keine neuen
Wolkentropfen.
• Die Aerosolverteilung bestimmt damit die Anzahldichte
der Wolkentropfen – und damit bei gleichem
Wasserdampfgehalt der Luft, die Tropfengröße.
11
Köhlerkurve (d)
• Bei Reinluft (z.B. über Ozeanen) sind die Wolkentropfen
größer als in verschmutzter Luft.
• Kleinere Wolkentropfen reflektieren (bei gleicher
Wassermenge) mehr Sonnenlicht als größere
Wolkentropfen (1. indirekter Aerosoleffekt)
• Größere Wolkentropfen führen eher zur
Niederschlagsbildung (d.h. Wolken mit größeren Tropfen
leben kürzer (2. indirekter Aerosoleffekt)
• Der Einfluss des Aerosols auf die Wolkenbildung ist
derzeit eines der am meisten kontrovers diskutierten
Probleme der Meteorologie.
12
Wolkenklassen
• Einteilungsmöglichkeiten
–
–
–
–
–
–
–
3(4) Merkmale
3 Stockwerke
10 Gattungen
14 Arten
9 Unterarten
Sonderformen
Bildungsgeschichte
überlappend
nähere Bezeichnungen
zu Gattungen
13
Merkmale
• st: Stratus (Schichtwolken)
• cu: Cumulus (Haufenwolken)
• sc: Stratocumulus (Schichtwolken mit wesentlichen
Helligkeitsunterschieden)
• (ci: Cirrus (Eiswolken))
14
Stockwerke
km
polare
Breiten
mittlere
Breiten
Tropen
hoch
3-8
5 - 13
6 - 18
mittel-hoch
2-4
2-7
2-8
niedrig
0-2
0-2
0-2
15
Gattungen
st Stratus
cu Cumulus
sc Stratocumulus
cb Cumulonimbus
ac Altocumulus
as
ns
ci
cs
cc
Altostratus
Nimbostratus
Cirrus
Cirrostratus
Cirrocumulus
16
Stockwerke, Merkmale, Gattungen und
Zusammensetzung
hoch
cs
mittelhoch
niedrig
cc
ns
st
as
ac
sc
Stratus
nicht unterkühltes Wasser
unterkühltes Wasser
Hagel und Graupel
Schneesterne
Eisnadeln
Griesel
ci
Stratocumulus
cu
cb
Cumulus
17
Arten (Gestalt)
fibratus
uncinus
castellanus
humilis
mediocris
congestus
lenticularis
(fib)
(unc)
(cas)
(hum)
(med)
(con)
(len)
=
=
=
=
=
=
=
faserig
hakenförmig
türmchenf.
niedrig
mittelmäßig
angehäuft
linsenförmig
…
18
Unterarten (Anordung, Durchlässigkeit)
undulatus
translucidus
opacus
vertebratus
lacunosus
intortus
…
(un)
(tr)
(op)
(ve)
(la)
(in)
=
=
=
=
=
=
wogenförmig
durchscheinend
dicht
gegliedert
lückenhaft
gedreht
19
Sonderformen und Begleitwolken
pileus
virga
…
(pil)
(vir)
=
=
mit Kappe
mit Fallstreifen
20
Bildungsgeschichte
cirrocumulogenitus
ccgen gebildet aus noch bestehenden cc
acgen etc.
stratocumulomutatus
scmut umgewandelt aus nicht mehr
bestehenden sc
acmut etc.
21
Flüssigwassergehalte
Liquid Water Content (LWC)
Wolkenart
LWC, g/m-3
cb
cu
Ambosscirrus
ci
as/ac
st/sc
1,5
1,0
0,035
0,02 q*ρ
0,01 q*ρ
0,05-0,20 (breitenabhängig)
aus Vorgaben in einem
Wettervorhersagemodell
22
Übungen zu III.5.1
1. Bei welcher relativer Feuchte (bzgl. einer ebenen
Wasseroberfläche) können bei -20°C, -30°C und -40°C
Eiswolken existieren? Vernachlässige dabei die Effekte
durch Krümmung und Lösung.
2. Zeichne schematisch im Vergleich Köhlerkurven für ein
gut lösliches und ein weniger gut lösliches Aerosol
gleicher Stoffmenge (gleiche Molzahlen). Ein gut lösliches
Aerosol hat einen höheren Van‘t Hoff Faktor als ein
schlechter lösliches Aerosol.
23
III.5.2 Nebel
•
•
•
•
=Wolken in Bodennähe mit Sichtweiten < 1 km
Tropfendurchmesser 10 – 20 µm
bei 100 m Sichtweite lWC=0,1 – 0,2 g/m-3
Nebel ≠ Wolke, da der Boden eine wichtige Rolle bei der
Nebelentstehung spielt
• Entstehungsursachen:
–
–
–
–
A: Abkühlung
B: Wasserdampfanreicherung
C: Vermischung
D: Advektion
24
Haushaltsgleichung für Taupunktdifferenz (siehe Kraus)
 
(T   )
1  Q H dp  1 p   
1 W 

 
  v  q 

 v  T 


t
c p  z z dt   0,622 
 z 
Warm/Kaltluftadvektion
Strahlungsdivergenz
turb. vert. fühl. Wärmeflussdivergenz
Auf/Absteigen
Feuchteadvektion
Achtung: α ist dabei die Steigung der
turbul.
Sättigungsdampfdruckkurve de*/dT
vertikaler
Wasserdampffluss
Nebelbildung ist ein extrem komplexer Prozess, der zu seiner Prognose
die genaue Erfassung und Modellierung der Wechselwirkungsprozesse
zwischen Landoberfläche und unterer Atmosphäre erfordert (siehe
Arbeiten AG Bott)
25
A: Abkühlung
•
•
•
•
•
Bodennebel
Talnebel
Hochnebel
Warmluftnebel
Bergnebel
26
Bodennebel
z
(3)
(2)
(1)
H
H
H
H
• Negative Strahlungsbilanz am Boden kühlt untere
Luftschicht ab.
• Der H-Fluss ist dann auch nach unten gerichtet;
die Divergenz von H führt zur Abkühlung der
ganzen unteren Schicht und damit zur
Nebelbildung.
• Ist der Nebel dicht, so verschwindet die HFlussdivergenz (Strahlungsabkühlung am Boden
wird gestoppt), doch am Nebeloberrand herrscht
weiterhin eine negative Strahlungsbilanz und kann
über die Nacht zu weiterer vertikaler Ausdehnung
θ
führen.
27
Talnebel
Nebel
• Negative Strahlungsbilanz der Hänge (exponierter im Vergleich
zu Talsole) führt zur Abkühlung und Abfluss ins Tal (mit weiterer
Abkühlung).
• Aufwölbung durch Hangwindsystem
28
Hochnebel
z
Absinken
trockener Luft
Freie Atmosphäre
(fast keine Turbulenz)
Entrainment
mit Verdampfen
von Wolkentröpfchen
-
Profile
q
Inversions-Schicht
Q/ z
Wolken-Sch.
St oder Sc
Mischen
Kaltluft-Advektion
gut durchmischte Sch.
(starke Turbulenz)
Reibung
turbulente Flüsse
H(z) und E(z)
Prozesse
wolkenfreie Schicht
q
Schichten
• …ist kein Nebel, sondern eine nach unten gewachsene st
oder sc-Decke am Oberrand der Grenzschicht.
• Dort ist die Wolke entstanden durch Strahlungsabkühlung
und/oder vertikale Durchmischung innerhalb der Grenzschicht
verbunden mit unterbundener Durchmischung durch die
Grenzschichtinversion.
29
Warmluftnebel
• Warme, feuchte Luft strömt über kalten Untergrund.
– Bodenwärmestrom kühlt die untere Luftschicht ab
– analog: warme, feuchte Meeresluft strömt über kaltes Festland
– analog: warme, feuchte Golfstromluft strömt über kalten
Neufundlandstrom
30
Bergnebel
=orographische Wolken durch Überströmen
31
B: Wasserdampfanreicherung
•
Dampfnebel (Verdunstung vom Boden bei vermindertem Abtransport nach
oben)
– „Rauchen“ von Flüssen und Seen im Herbst
– „Rauchen“ von Wäldern nach Niederschlag
Warmfrontnebel
– zurückhängende Kaltluftschleppe
wird mit Niederschlag aus der Warmfront
mit Wasserdampf angereichert
z
Ci
N
s
s
<
Warm
A
C
<
>
>
>
•
s
<
Kalt
KaltluftSchleppe
32
C: Mischungsnebel
q
Dampfspannungkurve
an Fronten
q2
(q m ,Tm )
qm
(q ,T )
K
q
K
1
T1
Tm
T2
T
33
Advektionsnebel
• bereits gebildeter Nebel (über Wiesen, Mooren, Seen,
kalten Meeresströmungen…) wird durch leichten Wind mit
der Luftmasse verfrachtet
34
III.5.3 Niederschlag
1.
Fallender Niederschlag (Kondensation in der Atmosphäre)
–
Niederschlagsbildung
• warmer Regenprozess
• Bergeron-Findeisenprozess (Mischphase)
–
Niederschlagsverteilung
–
Extreme Niederschläge
2.
Aufgewirbelter Niederschlag (kein Phasenübergang)
3.
Abgesetzter Niederschlag (Kondensation am Boden)
35
III.5.3.1 Fallender Niederschlag –
Niederschlagsbildung • Tropfenwachstum durch Kondensation ist viel zu langsam, um in
Minuten Regentropfen bilden zu können.
• Wachstum durch Tropfenkollision alleine vermag in mittleren Breiten
nur Niesel zu erzeugen (warmer Regen).
• In mittleren Breiten geht die Niederschlagsbildung daher immer über
die Eisphase (Bergeron-Findeisen-Prozess).
36
Niederschlagsprozess
Homogene
gefrierende Nukleation
Aggregation
WasserdampfDeposition
Bergeron
Prozess
KaltNiederschlagProzess
ReifAbsatz
Sekundäres
Eis
Heterogene
Nukleation
KollisionKoaleszenz
Schmelzen
Zerfall
Kondensation
CCN-Aktivierung
Auftrieb
Kondensationskerne
Kontinuierliche
Kollektion
WarmNiederschlagProzess
Verdunstung
Niederschlag
37
Tropfengrößen und Formen
Große Regentropfen
R ~ 3 mm
v ~ 10 m/s
Kleine
Regentropfen
R ~ 1 mm
v ~ 7 m/s
fallende Tropfen
Tropfenspektrum
Nieseltropfen
R ~ 100 μm
v ~ 70 cm/s
Wolkentropfen
R ~ 10 μm
v ~ 1 cm/s
Dunsttropfen
R ~ 1 μm
v ~ 0.1 mm/s
Kondensationskerne
R ~ 0.1 μm
v ~ 2 μm /s
38
Ausfluss
Niederschlag,
das Ergebnis einer
Kette dynamischer
und
mikrophysikalische
(Zufalls-)prozesse
Mikrophysik
kalter Wolken
Mikrophysik
warmer Wolken
Einfluss
Niederschlag
Aerosole
Spurengase
39
Niederschlagsprozess
in Wettervorhersagemodellen
Wasserdampf
WolkenWasser
Wolkeneis
Schnee
Regen
Graupel/Hagel
Niederschlag am Boden
40
Niederschlagsarten
Regen
Schnee
Schneeregen
unterkühlter Regen
Eiskörner
Schneegriesel
Eisnadeln
Hagel
Hagelschauer
Frostgraupel
Frostgraupelschauer
Reifgraupel
Reifgraupelschauer
Mischwolken
ohne
Vertikalbewegung
Mischwolken
mit
Vertikalbewegung (mehrfaches
Gefrieren und Schmelzen möglich)
41
Niederschlagsmessung
• direkte Niederschlagsmessung
• Fernerkundung des Niederschlags vom Boden (Radar)
• Satellitenfernerkundung
42
Beispiele für in Europa benutzten Niederschlagsmesser
Belgien
a: 100 cm²
h: 35cm
Holland
a: 200 cm²
h: 29 cm
England
a: 127 cm²
h: 46 cm
Holland
a: 400 cm²
h: 40 cm
a: Auffangfläche, h: Höhe der Auffangfläche
England
a: 127 cm²
h: 69 cm
Rußland
a: 200 cm²
h: 40 cm
Portugal
a: 200 cm²
h: 43 cm
Island
a: 200 cm²
h: 56 cm
Schweden
a: 200 cm²
h: 35 cm
Norwegen
a: 225 cm²
h: 25 cm
43
Konventionelle Messungen
Niederschlagsmessnetz 2002
Fehlerquellen:
Anzahl der Stationen pro 1° x 1°; insgesamt ca. 30 000 Stationen
44
In situ beobachteter Niederschlag
mittlerer Jahresniederschlag 1961-1990
mm/Monat
Quelle: Global Precipitation Climatology Center, DWD, Offenbach
45
Räumliche Auflösung: 1° x 1°
Niederschlagsradar
• Aufbau eines Niederschlagsradars
• Z-R-Beziehung
• Radaraneichung
46
Aufbau eines Radarsystems
Transmit/Receive Schalter
schützt den Empfänger vor
hohen Leistungen, schnelles,
zuverlässiges Schalten!
legt Sendebzw.
Empfangscharakteristik
fest
steuert Zeitpunkt des Aussendens
-
Pulslänge τ (0.1-10μs)
Pulswiederholungsfrequenz PRF (100-3000 Hz)
Modulator
Hohlleiter
- rechteckiges Rohr zur
verlustarmen Wellenleitung
- Dämpfung muss gemessen
werden
Empfänger
Sender
T/R Limiter
 G h  K
1
Pr  Po

2 2
1024 ln 2  r
Ve
3
2
2
2
6
D
 i
47
i
3D Radarinformation
48
Bonner X-Band
Messungen mit 50 km und 100 km
Radar
Radius um Bonn im 5-MinutenZyklus
Erkennbar sind
- Dämpfungseffekte
- Abschattungen
- Bodenechos
- Reflexionen
Online-Zugriff über
www.radar-bonn.de
www.bonn-radar.de
(3500 Internet-Zugriffe pro Tag)
Radarbilder für Mobiltelefone
www.meteo.unibonn.de/forschung/gruppen/radar/
radar.xhtml
Radarprozessor von GAMIC, Aachen
49
Z-R Beziehung
Radarreflektivitätsfaktor Z
[mm6/m3]

6
D
 i
i
Ve

  N ( D) D 6 dD
0

3, 5

N
(
D
)
D
dD
Regenintensität R

0
Z-R wird meist empirisch aus der Korrelation zwischen Reflektivität und
Regenrate bestimmt:
Z  ARb
Nach Marshall-Palmer (ca. 1950) ist A=200 und b=1.6
(immer noch am häufigsten verwendet)
Es gibt allerdings mehr als 100 (1973 waren es ~60) verschiedene
experim. bestimmte Z-R Beziehungen (meist auf Situation bezogen).
50
Dynamik der Z-R-Beziehung
gemessene
Tropfenspektren am
Boden (Symbole)
im Vergleich zum Modell
(Linien)
1 mm/h
10 mm/h
100 mm/h
51
Z der Radarmessung und
Niederschlag am Boden
Die mit der Höhe varierende Hydrometeorverteilung stellt
einen der größten Fehler in der Radarmessung dar!
52
DWD-RADOLAN-Produkt
53
Wettersatelliten
54
Strahlungscharakteristik des Niederschlags
55
Quelle: J. Schulz
Satellitenbeobachtungen
Mittlere Verdunstung
Mittlerer Niederschlag
in mm/Tag
in mm/Tag
Winter (DJF) 1987-1998
Sommer (JJA) 1987-1998
56
50000
30000
20000
Cherrapunji-Werte
Niederschlags-Summe in mm
10000
5000
3000
2000
1000
500
300
200
Füssen
100
50
1h
1d
1 Monat
1a
30
1
10
100
1000
10000
Zeitintervall in min
100000 1000000
57
III.5.3.2 Aufgewirbelter Niederschlag
Schneefegen
Schneetreiben
Gischt
Windverfrachtung unterhalb der Augenhöhe
Windverfrachtung auch oberhalb der Augenhöhe
aufgewirbeltes Wasser über Wasseroberflächen
58
III.5.3.3 Abgesetzter Niederschlag (1)
• Bildung am Boden (Tau, Reif)
Q+LE+H+B=0
neg. Q
Kondensation
Sublimation
LE wird abgeführt durch
B
Strahlungstau
weißer Tau
Advektionstau
(warme und
feuchte Luft
üb. k. Boden)
Advektionsreif
Strahlungsreif
H
nicht möglich
da TB < TL
Rauhreif
• Bildung in der Atmosphäre
– abgesetzte Nebeltropfen
– Glatteis
d.h. ohne Phasenumw. bei Bildung
d.h. mit Phasenumw. bei Bildung
(Gefrierwärme geht in B)
59
weißer Tau und Reif
60
Rauhreifbildung
1. Luft ist nahezu gesättigt bzgl. Wasser
2. Wasserdampf sublimiert als Eis an
der Oberfläche
3. Latente Wärme (Sublimationswärme)
wird als fühlbare Wärme an die Luft
abgeführt
H
TL
eL
TB eB
e*
LE
Voraussetzung:
eB = e*E(TB) < eL
und
TB > TL
e*w
e*w
TL < TB
eL >
e*B
0°C
61
Rauhreifbildung

0,622LE *
H  LE   L TB  TL    L
eE (TB )  ew*
pc p

Maximaler Eisansatz, wenn TB-TL maximal
TL
TB-TL
-20°C -18
0,33°C 0,35
-15
0,36
-12
0,35
Maximaler Eisansatz an Spitzen wegen
-8
0,30
-4
0,18
v
L  3
d
62
III.5.3.3 Abgesetzter Niederschlag (2)
• Mischformen
– Rauhfrost
wie Rauhreif, zus. Absetzen von Hydrometeoren
aus der Luft (flüssig, fest), Sublimation überwiegt
– Rauheis
wie rauhfrost, Absetzen von Hydrometeoren aus
der Luft überwiegt
– Klareis
wie Rauheis, doch bei Temperaturen um 0°C,
Schmelzen und Gefriern erzeugen kompaktes Eis
63
Übungen zu III.5.3
1. Was ist das Hauptproblem bei der quantitativen
Niederschlagsbestimmung mittels Radar (3 Sätze)?
2. Beschreibe den Weg eines Aerosolteilchen von seiner
Entstehung bis es als Kondensationskern eines
Regetropfens zu Boden fällt (1/2 Seite).
3. Warum ist bei der Rauhreifbildung ein leichter Wind
notwendig?
4. Schätze ab, wieviel Eis bei -8°C einem Wind von 1 m/s in
einer Stunde an einer Spitze von ca. 1 mm Durchmesser
abgesetzt werden kann.
64