Peter_Rebay_Meteorologie_11

Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 1
http://www.rebay.at/fliegen/met_pcr_08.pdf
Inhalt
Stunden
1. Geschichte, Entwicklung und Problemstellung der
Meteorologie
2. Die Atmosphäre 1
2.1. Aufbau und Zusammensetzung
2.2. Temperatur
2.2.1. Einstrahlung. Erwärmung, Ausstrahlung
2.2.2. Schwankungen der Temperatur
2.2.3. Vertikaler Temperaturgradient, Isothermie, Inversion
2.2.4. Radiosonde
2.2~5. Messung,. Maßeinheiten
2.3. Feuchtigkeit
2.3.1. Dampfdruck
2.3.2. Relative, spezifische. absolute Feuchte, Mischungsverhältnis,
Taupunkt
2.3.3. Messung, Maßeinheiten
2.4. Luftdruck 2
2.4.1. Messung, Maßeinheiten
2.4.2. Schwankungen des Luftdruckes durch Temperaturänderungen
2.4.3. Druckänderung als Funktion der Höhe
2.4.4.. Der vertikale Abstand zweier Druckflächen als Funktion
der Temperatur, relative Topographie
2.4.5. Terminologie der Drucksysteme in Boden- und Höhenwetterkarte,
Topographie der Druckflächen 2.5. Die Standard-Atmosphäre (ISA)
2.5.1. Definition
2.5.2. Standard-Druckflächen (Bezeichnung Druck-Höhe-Temperatur)
2.6. Der Höhenmesser
2.6.1. Prinzip des Höhenmessers
2.6.2. Einstellungsarten (QFE, QNH, QNE)
2.6.3. Transition Altitude, Transition Level
2.6.4. Fehlanzeigen des Höhenmessers aufgrund von Druck- und
Temperaturunterschieden
3. Der Wind
3.1. Messung, Maßeinheiten, Darstellung
3.2. Der geostrophische Wind
3.2,1. Druckqradient
3.2.2. Corioliskraft
3.3. Der ageostrophische Wind 2
3.3.1. Einfluss der Zentrifugalkraft
3.3.2. Einfluss der Reibung
3.3.3. Zirkulation in Hoch- und Tiefdruckgebieten
3.3.4. Windablenkung in Konvergenz- und Divergenzzonen
3.4. Orographisch beeinflusste Winde (Föhn)
3.5. Globale Windströmungen (Monsun)
3.6. Der Jet - Stream
3.6.1. Definition
3.6.2. Lage in Bezug auf Front
3.7. Lokalwinde
3.7.1. Land- Seewind
3.7.2. Berg- Talwind
4. Die Turbulenz
4.1. Arten der Turbulenz
4.1.1. Mechanische Turbulenz
4.1.2. Thermische Turbulenz
4.1.3. Windscherung
4.1.4. Turbulente Nachströmung hinter Großraumflugzeugen
(wake turbulence)
5. Thermodynamik
5.1. Zustandsänderungen des Wassers
5.1.1. Latente Schmelz-, Verdunstungs- und Sublimationswärme
5.2. Adiabatische Zustandsänderungen 2
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5.2.1. Trockenadiabatischer Gradient
5.2.2. Feuchtadiabatischer Gradient
5.2.3. Thermodynamische Erklärung des Föhneffekts
5.2.4. Stabile und instabile Schichtung
5.2.5. Subsidenz
6. Die Wolken
6.1. Bildung der Quellbewölkung
6.1.1. Unter- und Obergrenze anhand des Temp
6.1.2. Stabile Zwischenschicht
6.2. Bildung der Schichtbewölkung
6.2.1. Hebung (Front, Stau)
6.2.2. Mischung (Stratus)
6.3. Beschreibung der Wolken
6.3.1. Gattung und Arten
6.3.2. Beobachtung und Messung
7. Die Niederschläge
7.1. Entstehung
1.1.1. Koaleszenz
7.1.2. Bergeron – Findeisen - Prozess
7.2. Beschreibung der Niederschläge
8. Die Vereisung
8.1. Voraussetzungen 1
8.2. Vereisungsarten
8.3. Intensität
8.4. Vereisungszonen
8.5. Vereisung durch gefrierenden Regen
9. Die Gewitter
9.1. Aufbau, Reife und Auflösung einer Gewitterzelle
9.2. Markante Erscheinungen bei einem Gewitter
9.2.1. Turbulenz
9.2.2. Niederschläge
9.2.3. Elektrische Erscheinungen
9.2,4. Windänderungen
9.3. Gewitterarten
9.4. Gewittervorhersage
9.5.. Flugtaktik bei Gewittern
l0. Die Luftmassen. Definition, Ursprungsgebiete, Beschreibung
11 Die Fronten
11.1. Definition
11.2. Die Frontenentwicklung an der Polarfront 2
11.2.1. Wellenbildung an der Polarfront, Aufschaukelung
11.2.2. Verhalten der meteorologischen Elemente vor/an/hinter einer Front
11.2.3. Veränderung der Wetterwirksamkeit von Fronten durch die
Orographie
11.2.4. Höhenfronten
11.2.5. Stationäre Fronten
11.2.6. Troglinien, Konvergenzen
12. Fronten und Druckgebiete
12.1. Die Tiefdruckgebiete
12.1.1. Das orographische Tief
12.1.2. Das Wärmetief
12.1.3. Das Instabilitätstief (Hurrikan/Taifun, Tornado)
12.2. Die Hochdruckgebiete
12.2.1. Der Zusammenhang zwischen Warmluft und Hochdruck
12.2.2. Das Zwischenhoch
13. Nebelbildung
13.1 Advektionsnebel
13.2 Mischungsnebel
13.3 Strahlungsnebel
14. Typische Wetterlagen im Alpenraum
14.1. Südföhn, Südstau
14.2. Nordföhn, Nordstau
14.3. Winterliche Hochnebellagen
14.4. Westwindlage
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14.5. Rückseitenwetter
14.6. Flache Druckverteilung in Sommer
14.7. Vb - Lage
14.8. Kaltlufttropfen
15. Organisation, Arbeitsweise und Unterlagen des österreichischen
Flugwetterdienstes 13
15.1. Flugwetterbeobachtungsnetz
15.1.1. Bodenwetterbeobachtungen auf den Flughäfen und an 4
Synop - Stationen
15.1.2. Radar, Satelliten
15.2. Flugwetterberatungsstellen, Beschaffung met. Informationen
15.3. Die Prognosenkarten
15.3.1. SIG-CHART
15.3.2. Höhenwind- und Höhentemperaturvorhersagekarten
15.4. METAR, TREND, Pistenzustand, TAF
15.5. SIGMET AIRMET
15.6. Die Vorhersage besonderer Gefahren für die Luftfahrt
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1. Geschichte, Entwicklung und Problemstellung der Meteorologie
Meteorologie - Physik der Atmosphäre, Versuch, mittels
mathematisch - physikalischer Methoden Wettervorgänge zu
beschreiben und vorherzusagen. Kontinuierliche Wetterbeobachtung
und -aufzeichnung erst seit knapp l00 Jahren.
2. Die Atmosphäre
2.l. Aufbau und Zusammensetzung
kompressibles Gasgemisch - fixe Bestandteile; 78% Stickstoff,
21% Sauerstoff,
1% Edelgase und
Gasspuren
diese prozentuelle Zusammensetzung ist nahezu überall und bis in
eine Höhe Von ca. 80km gleich.
- variable Bestandteile: H2O und CO2
km
>800->l0000 EXOSPHÄRE
l00 THERMOSPHÄRE
80 IONOSPHÄRE RADIOWELLEN
-------------------- MESOPAUSE
MESOSPHÄRE
50 -------------------- STRATOPAUSE
STRATOSPHÄRE OZONSCHICHT (25km)
8-18 -------------------- TROPOPAUSE
TROPOSPHÄRE hier passiert unser Wetter
------------------------------------------------2.2. Temperatur
Die zur Erwärmung der Erdatmosphäre erforderliche Energie kommt
von der Sonne.
2.2.1. Einstrahlung, Erwärmung, Ausstrahlung
Einstrahlung abhängig von - geographischer Breite
- Jahreszeit
- Tageszeit
- Hangneigung
- Absorptionsvermögen: die einfallende kurzwellige Strahlung wird je
nach Bodenbeschaffenheit verschieden stark absorbiert (dunkle
Flächen absorbieren mehr als helle Flächen). Einen weiteren
Einfluss auf die Bodenerwärmung hat die Wärmeleitung und die
Wärmekapazität
- Ausstrahlung: Die vom Erdboden abgestrahlte Wärmestrahlung
(Ausstrahlung) wird von der darüber liegenden Luftschicht je
nach Wasserdampf- und CO2 Gehalt der Atmosphäre wieder
teilweise absorbiert und als „Gegenstrahlung“ zur
Erdoberfläche zuruckgestrahlt, der Rest geht als effektive
Ausstrahlung in den Weltraum.
- Die Erwärmung der Erdatmosphäre: Die verschieden stark erwärmte
Erdoberfläche gibt durch konvektiven Luftaustausch die Wärme
an die darüber liegenden Luftschichten ab; die vom Boden
abgestrahlte langwellige Wärmestrahlung (Ausstrahlung) wird
von der darüber liegenden Luftschicht absorbiert, wobei dieser
Strahlungseffekt mit zunehmender Höhe abnimmt. Diese beiden
Effekte führen zu einer Temperaturabnahme mit der Höhe.
2.2.2. Schwankungen der Temperatur
Tagesgang (je größer die Gegenstrahlung, desto geringer ausgeprägt)
Jahresgang (Dämpfung in von den Ozeanen beeinflussten Klimaten)
2.2.3. Vertikaler Temperaturgradient: Isothermie, Inversion
Die durchschnittliche vertikale Temperaturabnahme beträgt etwa
o,6-o,7 Grad/100m, das sind etwa 2 Grad/l000ft. Oft kommen jedoch
Isothermie (keine Temperaturänderung mit der Höhe),
Zwischenschichten oder Inversionen (Temperaturzunahme mit der Höhe)
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vor. Die Entstehung dieser Schichten wird im Kapitel Thermodynamik
behandelt.
2.2.4. Radiosonde
Ballon mit Messsonde (Temperatur, Feuchte, Luftdruck).
Radarverfolgung gibt Aufschluss über vertikale Temperatur- und
Feuchteverteilung sowie die Höhenwindverhältnisse.
2.2.5. Messung, Maßeinheiten
Quecksilberthermometer, Widerstandsthermometer, Thermofühler.
Grad Kelvin (0°C=273°K), Celsius (bezogen auf den Schmelzpunkt
von Eis / Siedetemperatur Wasser bei 1013,2 hP, Teilung 100,
Fahrenheit (32°F=0°C, 100°F=37,7°C, 212°F=100°C)
2.3. Feuchtigkeit
2.3.1. Dampfdruck
Partialdruck des in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfes
Sättigungsdampfdruck: max. möglicher Dampfdruck bei bestimmter
Temperatur - je wärmer die Luft, desto mehr Wasserdampf kann sie
aufnehmen.
2.3.2. Relative Feuchte
Verhältnis Dampfdruck/Sättigungsdampfdruck in Prozent
- Sättigung bei 100%
Absolute Feuchte:
in 1m3 Luft enthaltene Wasserdampfmenge in g
Spezifische Feuchte
in 1kg feuchter Luft enthaltene Wasserdampfmenge in g
Mischungsverhältnis
in 1kg trockener Luft enthaltene Wasserdampfmenge in g
Taupunkt
Temperaturwert, auf den sich die Luft abkühlen muß, damit ihr
Wasserdampf zu kondensieren beginnt
2.3.3. Messung
Haarhygrometer, Feuchtthermometer (Aspiration), Widerstandsmessung
2.4. Luftdruck
2.4.1 Messung, Maßeinheiten
Quecksilberbarometer, Dosenbarometer (luftleere Dose, Feder
überträgt mechanische Veränderungen der Dose durch
Luftdruckänderungen auf Zeiger)
mm Hg (Torr) - Zoll (inches), hPa = 1N/m2 = mB
Luftdruck: Gewicht der Luftsäule, bezogen auf eine Flächeneinheit
(cm2) Spezifisch schwerere Luft (kältere Luft) erhöht den Bodenluftdruck
im Vergleich zu spezifisch leichterer Luft (wärmere
Luft). exponentielle Luftdruckabnahme mit der Höhe (Abb.3)
Grund: die Luft ist ein kompressibles Medium, daher Massen(Dichte) Anhäufung in unteren Schichten; halbes Gewicht (halber
Druck der Atmosphäre in etwa 55oo m Höhe.
Isobare: Linie gleichen Luftdrucks
Isohypse: Linie gleicher Höhe (einer Druckfläche – Flugfläche)
Einteilung in Hauptdruckflächen
200 hPa (F390)
250 hPa (F340)
300 hPa (F300)
400 hPa (F240)
500 hPa (F180)
700 hPa (F100)
850 hpa (F050)
am Boden etwa 8m / hPa
oder 27 feet / hPa
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Der Abstand zweier Druckflächen ist abhängig von der Temperatur der
Zwischenschicht
(relative Tropographie)= Tropographie (Höhe) einer Druckfläche
höherer Luftdruck als Umgebung = Hoch
tieferer Luftdruck als Umgebung - Tief
Druckabnahme in kälterer Luftmasse mit zunehmender Höhe rascher als
in wärmerer Luftmasse .
2.5. Die Internationale Standardatmosphäre (ISA)
um Höhenmesser eichen zu können, Einführung einer
durchschnittlichen, idealisierten Normalatmosphäre.
2.5.1. Definition
Basisdruck Meereshöhe 1013,25 HPa
Temperatur Meereshöhe +15 Grad C
vertikaler Temperaturgradient bis 11km Höhe (FL 36o)
0,65 Grad C / 100m oder 2 Grad C / 1000 feet
Temperatur konstant von 1l-20 km (Tropopause)
Luft trocken
2.5.2. Standard-Druckflächen) - Beziehung Druck-Höhe-Temperatur
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2.6. Der Höhenmesser
2.6.1. Prinzip des Höhenmessers
Höhenmesser u Dosenbarometer mit Höhenskala (direkte Zuordnung
Druck – Höhe)
2.6.2. Einstellungsarten
QFE ..... tatsächlicher gemessener Luftdruck an Station. Ein
Höhenmesser, der auf der Piste des Flugplatzes auf QFE
gestellt wird, zeigt Null (Höhe über Grund)
QNH ..... auf Meeresniveau reduziertes QFE
QNE ..... Höhe, die der Höhenmesser, auf 1013 hPa eingestellt, auf
der Piste des Flugplatzes anzeigt (Standardhöhe des
Flugplatzes)
2.6.3. Transition altitude, transition level: Übergangshöhe
Umstellung des Höhenmessers von QNH auf 1013 (Transition altitude)
bzw. von 1013 auf QNH (Transition level)
2.6.4. Fehlanzeigen des Höhenmessers aufgrund von Druck- und
Temperaturunterschieden
Druckunterschiede : Wird der Luftdruck niedriger, dann zeigt der
Höhenmesser eine größere Höhe an. Fliegt der Pilot nach der
unkorrigierten Anzeige, dann fliegt das Flugzeug zu niedrig !
(„vom Hoch ins Tief geht’s schief“)
Bei höherem Luftdruck zeigt der Höhenmesser zu wenig an. Weil dann
bei unkorrigierter Anzeige der Pilot höher fliegt, ist das nicht
so gefährlich.
Temperaturunterschiede : Wird die Luft kälter, dann wird sie
dichter und die Druckfläche sinkt ab – unkorrigiert fliegt das
Flugzeug zu tief.
(„von warm zu kalt : es knallt“)
Gute Höhenmesser sollten also auch temperaturkompensiert sein.
Aber geeicht werden alle Höhenmesser nach der Standardatmosphäre,
die wahre Höhe zeigen sie daher fast nie !
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3. Der Wind
3.1. Messung, Maßeinheiten, Darstellung
Messung: Schalenkreuzanemometer mit Windfahne, Radiosonde bzw.
Pilotballon; 1 kt = o,5 m/s = 1.85 km/h
Maßeinheit: kt, m/sec, km/h
Richtung in Zehnergraden von geogr. Nord nach rechts
Darstellung: Windpfeil
(Längsstrich = Richtung, Querstrich = Knoten)
Isohypsen = gleiche Druckflächen,
Isotachen = gleiche Windgeschwindigkeiten
3.2. Der geostrophische Wind - das barische Windgesetz
3.2.1. Druckgradient
Die Luft hat das Bestreben, sich von Gebieten mit hohem Druck zu
solchen mit tiefem Druck hin in Bewegung zu setzen. Druckkraft
(wirkt senkrecht zu den Isobaren) entlang des Druckgefälles
(Druckgradient).
3.2.2. Corioliskraft
Durch die Erdrotation wirkt jedoch zusätzliche Kraft: Corioliskraft
sie wirkt senkrecht zur Bewegungsrichtung und führt auf der NHK zu
Rechts1auf, der SHK zu Linksablenkung von bewegten Körpern.
Erklärung der Corioliskraft
Die Ebene unseres Horizontes dreht sich um eine zur Erdoberfläche
senkrecht stehende Achse. Die maximale Drehgeschwindigkeit findet
sich mit 15 Grad/Std. an den Polen und wird gegen den Äquator hin
kleiner (am Äquator = 0). Bewegt sich nun ein Körper auf der NHK
von A nach B, so wird durch die Erdrotation ein Beobachter an B
bereits bei B’ sein, wenn der Körper bei B ankommt. Es hat also
für den mit dem rotierenden System verbundenen Beobachter den
Anschein, als würde der Körper durch eine Kraft (Corioliskraft)
nach rechts abgelenkt. Bei einer geradlinigen und gleichförmig
verlaufenden Windströmung wird die Resultierende der Kräfte auf ein
Luftteilchen gleich Null (Druckkraft und Corioliskraft wirken
entgegengesetzt). Da aber C senkrecht auf die Bewegungsrichtung
steht, werden sich die Luftteilchen parallel zu den Isobaren
bewegen (= barisches Windgesetz), wobei die Windgeschwindigkeit
umso höher ist, je weniger der Abstand der Isobaren ist. Der so
errechnete Wind Vg in der geradlinigen Bewegung heißt
„geostrophischer Wind".
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3.3. Der ageostrophische Wind (Abweichungen vorn barischen Windgesetz)
3.3.1. Einfluß der Zentrifugalkraft
Wenn die Isobaren eine Krümmung aufweisen, wirkt als zusätzliche
Kraft die Zentrifugalkraft.
Bei zyklonaler Krümmung addiert sich die Zentrifugalkraft Z zur
Corioliskraft C, bei antizyklonaler Krümmung addiert sich die
Zentrifugalkraft Z zur Druckkraft P. Bei gleicher Druckkraft P
(also auch gleichem Isobarenabstand) ist - um Gleichgewicht zu erhalten
- bei zyklonaler Krümmung C kleiner als bei antizyklonaler
Krümmung. Daraus folgt ein kleineres V bei zyklonaler und ein
größeres V bei antizyklonaler Krümmung. V bezeichnet man als
„Gradientwind". Daher auf der Nordhalbkugel Linksdrehung um ein
Tiefdruckzentrum und Rechtsdrehung um ein Hochdruckzentrum.
3.3.2. Einfluss der Reibung
Durch die Reibung wird der Wind in unteren Schichten gebremst (über
Land oft nur 50%. Über Meer 90% des Gradientwindes). Vom Erdboden
weg erfährt der Wind nicht nur eine Zunahme, sondern auch eine
Rechtsdrehung (durch zunehmendes V erhöht sich auch die
Corioliskraft C, dies führt zur Rechtsab1enkung mit zunehmender
Höhe, bis sich an der Obergrenze der Reibungsschicht, etwa l000l500m, der Wind dem Gradientwind nähert.
3.3.3. Zirkulation in Hoch- und Tiefdruckgebieten
3.3.4. Windablenkung in Konvergenz- und Divergenzzonen
Bei ununterbrochenem Einströmen von Luft (= Konvergenz) in einem
Tiefdruckgebiet muss, damit der Luftdruck nicht unaufhörlich
steigt, eine Aufwärtsbewegung im Bodenzentrum und ein Ausströmen
(Divergenz) in der Höhe auftreten. Im Hochdruckgebiet dominieren
dagegen durch Divergenz am Boden und Konvergenz in der Höhe die
Absinkvorgänge.
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Wind in der Reibungs-Schicht
3.4. Orographisch beeinflusste Winde
- Föhn (thermodynamische Erklärung unter 5.2.)
Leewellenbildung in Lee von Gebirgen - Mountain waves (MTW)
Windstößen
In Tälern (Düseneffekt) Bora
3.5. Globale Windströmungen (Monsun)
Durch die ungleiche Sonneneinstrahlung in Abhängigkeit von der
geographischen Breite und Jahreszeit und dem Wirken der
ablenkenden Kraft der Erdrotation, deren Einfluss in äquatorialen
Breiten gering ist und mit zunehmender Breite zunimmt, kommt es zur
Ausbildung mehr oder weniger breitenparalleler Zirkulationsbänder.
Um den Äquator befindet sich wegen der dort durchschnittlich
höheren Temperaturen eine Tiefdruckrinne (ET), an der sich in etwa
30 Grad Breite der subtropische Hochdruckgürtel anschließt (STH).
In etwa 60 Grad befindet sich wieder eine Tiefdruckrinne (subpolare
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Tiefdruckrinne, SOT) und über den Polarkalotten ein Hoch. Diese
Druckverteilung bedingt folgende Windsysteme: In der ET die
Schwachwindzone der Mallungen, zwischen EI und STH die Passate
(NE - Passat auf der Nordhalbkugel. SE - Passat auf der
Südhalbkugel). Im Bereiche des SIH der Schwachwindzone der
Rossbreiten, daran anschließend die Westwindzone der gemäßigten
Breiten und nördlich der SPT die Zone der polaren Ostwinde. Dieses
System der zonalen Windgürtel rückt im Nordhemisphärensommer nach
Norden und im Winter nach Süden. Die Westwindzone der gemäßigten
Breiten weist eine große Veränderlichkeit von Wind und Wetter im
Zusammenhang mit wandernden Tiefdruckgebieten im Bereiche der SPT
auf. Eine großräumige Störung dieser zonalen Windbänder tritt
durch den Einfluss der ungleichen Erwärmung von Ozeanen und
Kontinenten im Wechsel der Jahreszeiten auf und ist unter dem
Begriff "MONSUN" bekannt. Der typische Vertreter ist der
indische Monsun am Südrand des asiatischen Kontinentes.
3.6. Der Jet - Stream
In der Höhe sind die Verhältnisse durch mehrere konzentrierte
Starkwindbänder gekennzeichnet, die im wesentlichen zonal
verlaufen, die sogenannten Jetstreams. Die für uns wichtigsten
sind der Subtropenjet in einer Höhe von etwa 12km und einer Breite
von 30-4O Grad. Nördlich davon befindet sich - durch größere
Veränderlichkeit charakterisiert - der Polarfrontjet in einer Höhe
von 9km.
3.6.1. Definition
Jet = Starkwindband von über 6okt
Der Jet - Stream (JTST) wird sich unterhalb der warmen Tropopause
und oberhalb der kalten Tropopause befinden
3.6.2. Lage in Bezug auf Front (Fronten unter Kap. 11)
vor der Warmfront und hinter der Kaltfront
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3.7. Lokalwinde
3.7.1. Land- Seewindsystem
3.7.2. Berg- Talwindsystem
4. Die Turbulenz
= Flugunruhe durch jähe Änderungen des Auftriebs
4.1 Arten der Turbulenz
4.1.1 Mechanische Turbulenz
Verwirbelung an Hindernissen (Bauwerke, natürliche Hindernisse wie
Berge, Hügel usw. – Rotoren !)
4.1.2 Thermische Turbulenz
Auf – und absteigende Luftmassen durch unterschiedliche Erwärmung
der Bodenluftschicht (Thermik, Sonnenböigkeit)
4.1.3. Windscherung
Rasche Windstärke- und Windrichtungsänderungen auf kurzer Distanz
führt zu Turbulenz (Windscherung in Bodennähe bei starkem Wind,
im Bereich von Jet - streams)
CAT - clear air turbulence: definiert als Turbulenz in klarer Luft.
also außerhalb von Wolken und oberhalb FL200.
4.1.4. Turbulente Nachströmung hinter Großraumflugzeugen
Wake turbulence: Wirbelschleppen hinter Flugzeugen; Wirbelradius
wird allmählich größer, Rotationsgeschwindigkeit kleiner,
Wirbel sinken allmählich zum Boden ab, Vorgang dauert oft mehrere
Minuten (Grund für größere Staffelung von Widebody – Jets).
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5. Thermodynamik
Wasser: 3 Aggregatzustände (fest. flüssig, gasförmig)
fest: Eiskristalle, Eis
flüssig: Tropfen
gasförmig: Dampf
5.l. Zustandsänderungen des Wassers
Kondensation: gasförmig – flüssig Energie wird abgegeben
Verdunstung: flüssig - gasförmig Energie muss zugeführt werden
Kristallisation: flüssig - fest Energie wird abgegeben
Schmelzen: fest – flüssig Energie muss zugeführt werden
Sublimation: fest - gasförmig, gasförmig – fest
{auch Kristallisation)
5.1.1. Latente Schmelz - Verdunstungs- und Sublimationswärme
Latente Schmelzwärme: 80 cal/g
Latente Verdunstungswärme: 600 cal/g
Latente Sublimationswärme: 80 + 600 = 680 cal/g
5.2. Adiabatische Zustandsänderungen
Ohne externe Zu – oder Abfuhr von Energie
Aufsteigen - Expansion - Abkühlung
Absinken - Kompression - Erwärmung
5.2.1. Trockenadiabatischer Gradient
Die vertikale Verschiebung eines Luftpakets führt - solange keine
Kondensation auftritt - zu einer Temperaturänderung von
1 Grad pro l00 m = trockenadiabatischer Temperaturgradient)
5.2.2. Feuchtadiabatischer Gradient
Bei Kondensation werden 6oo cal/g frei; damit verringert sich der
Temperaturgradient innerhalb der Wolke auf etwa 0,6 Grad pro 100m
(= feuchtadiabatischer Temperaturgradient)
5.2.3. Thermodynamische Erklärung des Föhneffekts
5.2.4. Stabile und instabile Schichtung
Die Schichtung ist umso stabiler, je geringer die Temperaturabnahme
mit der Höhe ist. Erwärmung am Boden oder Abkühlung in
der Höhe führen daher zu einer Labilisierung (Erhöhung des
vertikalen Temperaturgradienten).
Stabile Schichtung: dem Luftpaket ist es nicht möglich
aufzusteigen, es bleibt in seiner Lage bzw. wird soweit absinken,
bis es in einen G1eichgewichtszustand ist.
Labile Schichtung: das Luftpaket steigt beschleunigt auf, bis es
durch eine stabile Schicht abgebremst wird und somit in einen
Gleichgewichtszustand kommt.
5.2.5. Subsidenz
Mit Subsidenz ist das Absinken der Luft gemeint. Dieses Absinken
führt zu einer Erwärmung des absinkenden Luftpakets und damit
zur Ausbildung von Inversionen (Absinkinversion)
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6. Die Wolken
Die Wolken sind nichts anderes als mit dem Einsetzen von
Kondensation sichtbar gewordener Wasserdampf.
6.1. Bildung der Quellbewölkung
Das Luftpaket steigt vom Boden weg unter Abkühlung von 1 Grad/l00m
auf. Beim Erreichen des Kondensationsniveaus (vollständige Sättigung
des Luftpakets) wird Kondensationswärme frei: von nun an kühlt sich
das Luftpaket nur mehr um 0,6 Grad/l00 m ab und kann je nach der
vertikalen Temperaturschichtung mehr oder minder große Höhen
erreichen. Ab dem Kondensationsniveau ist der kondensierte
Wasserdampf als "Wolke“ sichtbar.
6.1.1. Unter- und Obergrenze anhand des TEMP
6.1.2. Stabile Zwischenschicht
6.2. Bildung der Schichtbewölkung
Beim Aufgleiten warmer Luft auf kalte Luft (typisch für eine
Warmfront) bildet sich durch die erzwungene Hebung eine
Schichtbewölkung. (stabile Schichtung)
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6.2.1. Hebung ( Front, Stau )
6.2.2. Mischung (Stratus)
Stratus am Boden durch Inversion Low Stratus, Inversionsschicht
6.3. Beschreibung der Wolken
Wir unterscheiden prinzipiell zwischen Quellbewölkung (CU =
cumuliforme Bewölkung) und Schichtbewölkung (ST) = stratiforme
Bewölkung) und - von der Höhe der Wolkenbasis her betrachtet zwischen tiefer, mittelhoher und hoher Bewölkung.
6.3.1 Gattung und Arten
Quellbewölkung: Cumulus (CU), Altocumulus (AC),
Cirrocumulus (CC), Cumulonimbus (CB).
Schichtbewölkung: Stratus (ST), Altostratus (As)
Cirrostratus (CS), Cirrus (CI),
Nimbostratus (NS).
Mischform: Stratocumulus (SC),
6.3.2. Beobachtung und Messung
Der Bedeckungsgrad des Himmels, die Wolkenart und die Höhe der
Wolkenbasis werden von einem autorisierten Wetterbeobachter
festgestellt.
Unterhalb etwa 5000ft über GND. wird die Höhe der Basis mit Geräten
(Ceilometer), die auf dem Prinzip der Laufzeitmessung arbeiten,
oder einem Wolkenscheinwerfer (trigonometrisch), gemessen.
7. Die Niederschläge
7.1. Entstehung
7.1.1. Koaleszenz
Die bei der Kondensation entstehenden kleinen Wolkentröpfchen
lagern sich an größere an, bis sie so schwer werden, dass sie
ausfallen und zum Boden gelangen können.
7.1.2. Bergeron - Findeisen - Prozess
In Quellbewölkung finden wir oft weit oberhalb der Nullgradgrenze
(bis etwa –15 Grad C) unterkühltes Wasser. Bei weiterem Aufsteigen
der Luft bilden sich Eiskristalle durch das allmähliche Gefrieren
der unterkühlten Wassertröpfchen. Fallen nun diese Eiskristalle in
die Zone der unterkühlten Wassertröpfchen, so lagert sich
sprunghaft das restliche unterkühlte Wasser an und fällt aus
(plötzlich einsetzender Schauer).
7.2. Beschreibung der Niederschläge
Wir unterscheiden zwischen Schauerniederschlag (aus cumuliformer
Bewölkung) und gleichmäßigem Niederschlag (aus stratiformer
Bewölkung). Von der Beschaffenheit der Niederschlagsteilchen her
betrachtet, lassen sich folgende Niederschlagstypen unterscheiden:
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Regen - Niederschlag aus Wasserteilchen mit einem Durchmesser von
mehr als o,5 mm
Nieseln - Niederschlag aus Wasserteilchen mit einem Durchmesser von
weniger als o,5 mm
Schnee - Niederschlag aus verzweigten Eiskristallen, die
agglomerieren (zusammenbacken)
Schneegriesel - Niederschlag aus weißen, undurchsichtigen
Eiskörnchen (Durchmesser weniger als 1 mm)
Reifgraupel - Niederschlag aus weißen, undurchsichtigen Eiskörnchen
(Durchmesser 2 - 5 mm)
Frostgraupel -. Niederschlag aus durchscheinenden Eiskügelchen
(Durchmesser weniger als 5 mm)
Hagel - Niederschlag aus Eiskugeln (Durchmesser 5 - 5o mm)
Eisprismen - Niederschlag aus nichtverzweigten Eiskristallen
(Nadeln) Säulen, Plättchen - diese sind sehr klein und schweben
meist in der Luft)
8. Die Vereisung
Vereisung = Eisansatz am Flugzeug
8.1. Voraussetzungen
Das Flugzeug muss mit Wasser in Berührung kommen, wenn gleichzeitig
die Lufttemperatur weniger als 0 Grad C beträgt. Unterkühltes
Wasser kommt bis etwa -15 C vor; daher ist der Bereich von 0 C bis
-15 Grad C am gefährlichsten. Darüber wandelt sich die Wolke in
eine reine Eiswolke um. Die Eigengeschwindigkeit des Flugzeuges
spielt eine wesentliche Rolle: Durch die Reibung und die kinetische
Energie beim Aufprall der Tröpfchen bzw. der Luft an den
Vorderkanten des Flugzeuges, erhöht sich dort die Temperatur; daher
können auch Lufttemperaturen von unter –15 Grad C schnellen
Flugzeugen gefährlich werden, weil durch diese relative
Temperaturerhöhung das Flugzeug in den kritischen Temperaturbereich
kommt.
8.2. Vereisungsarten
Rauheis (Rime Ice)
Wie Rauhreif an festen Körpern am Boden, porös, große Mengen Luft
eingeschlossen, wenig Gewicht, wächst gegen Luftstrom auf Kanten
in Form von Höckern, Gefahr der Veränderung der aerodynamischen
Profile, besonders durch leichtes Abspringen Gefahr des
Verschließens der Öffnungen für Instrumente und ~Triebwerk; bei
niederen Temperaturen und bei kleinen Tropfen.
Klareis (Clear Ice)
Wie Rauhfrost oder Glatteis, durchsichtig, mit glasiger Oberfläche,
wenig Luft eingeschlossen, weil Tropfen sich noch im flüssigen Zustand
vereinigen, bevor sie gefrieren; breitet sich auch nach
hinten aus und fließt zurück; ergibt Rippeln, haftet fest, wenn
jedoch Stücke ausbrechen, dann führt es zu Umwucht und Vibration;
bei Temperaturen gegen 0 Grad C und bei großen Tropfen oder
unterkühltem Regen.
Dazwischen gibt es alle Übergangsformen, besondere Formen sind
noch:
Packed Snow, das sind Eiskristalle oder Schnee auf nassen Flächen
gepreßt
Reif (hoar frost) aus Sublimationsprozeß, eventuell Sichtverminderung
bei Windschutzscheiben.
8.3. Intensität
Intensität - Stärke des Eisansatzes in der Zeiteinheit
bis 5 mm/min: leicht oder mäßig
mehr als 5 mm/min: stark
Extremwerte: 25 mm/min
sehr vom Flugzeug abhängig!
Andere Definition: (besser)
leicht - keine Richtungs- oder Höhenänderung notwendig
mäßig - Richtungs- oder Höhenänderung erscheint wünschenswert
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 17
stark - sofortige Richtungs- oder Höhenänderung unbedingt
notwendig
8.4. Vereisungszonen
Die gefährlichste Vereisungszone liegt zwischen 0 C und –8 Grad C
(Häufigkeitsmaximum um –5 Grad C); unter –12 Grad C sinkt die
Vereisungswahrscheinlichkeit auf unter 30%.
Ausnahmen: TCU/CB, Staubewölkung
Durch die erwähnte relative Temperaturerhöhung (kinetische Energie,
Reibung) liegen die Vereisungszonen für schnellere Flugzeuge höher
als für langsame.
8.5. Vereisung durch gefrierenden Regen
Gefrierender Regen wird zu schlagartiger Vereisung am Flugzeug
(Klareisbildung), - besonders gefährlich beim Start bzw. beim
Landeanflug. Kommt unter Warmfrontbewölkung vor.
9. Die Gewitter
9.1. Wir unterscheiden drei Stadien:
1. Aufbaustadium - allgemeines Aufsteigen der Luft im CU, später
TCU (towering cumulus); die entstehenden Wassertröpfchen steigen
mit.
2. Reifestadium - Das Reifestadium wird etwa l0 bis 15 Minuten,
nachdem der TCU die Nullgradgrenze überschritten hat, erreicht.
Die Wassertropfen bzw. die Eiskristalle sind zu schwer geworden und
fallen aus. In der Niederschlagszone setzen Abwinde ein, während in
der übrigen Wolke der Aufwind weiter bestehen bleibt (stärkste
Aufwinde zu Beginn des Reifestadiums: etwa 30 m/sec, 5500 ft/min.)
Die kalte Luft in den Abwinden führt am Boden zu den Gewitterböen
Die durch den Niederschlag einsetzende Ladungstrennung trägt zum
Aufbau eines Spannungsfeldes innerhalb der Wolke bzw. zwischen
Teilen der Wolke und der Erdoberfläche bei - Blitzentladungen.
3. Auflösungsstadium - Die Abwindzone hat sich auf die ganze
Wolke ausgedehnt; der CB regnet aus; nur mehr wenige
Blitzentladungen, Restwolke als AC – „schichtet aus“
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 18
9.2. Markante Erscheinungen bei einem Gewitter
9.2.16 Turbulenz - vor allem bei Beginn des Reifestadiums durch Auf- und
Abwindschläuche
9.2.2.- Niederschläge - häufig Starkniederschlag (Regen, Schnee) oder
örtlich Hagel (Regentropfen, die mehrmals über die Nullgradgrenze
gehoben wurden und dort zusammenfroren) - Vereisungsgefahr
9.2.3. Elektrische Erscheinungen - Blitze (Gefahr für Geräte und
Blendwirkung),
St. Elmsfeuer (Spitzenentladungen)
9.2.4 Windänderungen - abrupter Windsprung durch die am Boden
ausfließende Kaltluft; Windscherung in Gewitternähe (Gefahr bei
Start oder Landung) Differenz oft 60 kt, Microbursts
9.3. Gewitterarten
Luftmassengewitter - Wärmegewitter (nachmittags und abends im
Sommer, besonders über dem Bergland; nachts- bzw. in den
Morgenstunden an den Küsten und über dem Meer, Land-,
Seewindsystem !)
Orographische Gewitter als Folge erzwungener dynamischer Hebung
einer labil geschichteten Luftmasse (z.B. im Stau von Gebirgen)
Frontgewitter - an Kaltfronten, Okklusionen, Höhenfronten
(oft schwer zu umfliegen, da beachtliche Längserstreckung)
9.4 Gewittervorhersage
Die Luftmasse muss labil geschichtet sein, damit sich Gewitter
bilden können (Erwärmung im unteren Schichten bzw. Abkühlung in
großen Hohen Labilisierung). Aufschluß darüber, ob Gewitter
zu erwarten sind oder nicht, gibt das TEMP - Diagramm.
9.5. Flugtaktik bei Gewittern
Eine sehr wertvolle Hilfe beim Flug durch ein Gewittergebiet ist
das Wetterradar an Bord des Flugzeuges: man vermeidet beim Durchflug
die stärksten Echos und bevorzugt die Zonen mit geringer EchoIntensität. Hat man kein Bordradar zur Verfügung, und besteht keine
Möglichkeit zur Umkehr, empfiehlt es sich, die Gewitterfront abzufliegen,
um bei der augenscheinlich dünnsten Stelle die Gewitterfront
auf kürzestem Wege zu durchfliegen. Ist ein Unterfliegen
unter - VMC aufgrund von Hindernissen (Gebirge etc.) nicht möglich,
so sollte beim Flug innerhalb der Wolke eine Höhe unterhalb der
Nullgradgrenze gewählt werden. Wenn es das Flugzeug erlaubt, wäre
ein Durchfliegen zwischen den einzelnen CB-Türmen bzw. ein
Überfliegen die beste Lösung.
Eine große Gefahr bi1den eingebettete Gewitter: Die einzelnen CB
sind in Schichtbewölkung eingebettet und daher schwer als CB zu
identifizieren.
10. Die Luftmassen
Luftmasse = bestimmtes Volumen der Atmosphäre, dessen physikalische
Eigenschaften homogen sind.
Wir unterscheiden Warm- und Kaltluftmassen sowie kontinentale und
maritime Luftmassen: Die Ursprungsgebiete der in Europa
vorkommenden Luftmassen sind der Arktische Ozean (Arktikluft), die
kalten Gebiete hoher und mittlerer Breite (Polarluft), der
subtropische Hochdruckgürtel (Tropikluft) und die äquatorialen
Zonen (äquatoriale Luft, diese Luftmasse erreicht jedoch Europa
nicht).
Jede Luftmasse wird durch das von ihr überquerte Gebiet modifiziert
(Abtrocknen über dem Kontinent, Anfeuchten über dem Meer).
11. Die Fronten
11.1. Definition Front = Luftmassengrenze. Trennfläche zwischen zwei
Luftmassen.
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 19
11.2. Die Frontenentwicklung an der Polarfront
11.2.1. Wellenbildung an der Polarfront, Aufschaukelung
11.2.2. Verhalten der meteorologischen Elemente vor/an/hinter einer Front
Druck: regelmäßiger Druckfall vor der Warmfront, dann kurzer
Anstieg, aber erneut rascher (stärkerer) Druckfall vor der
Kaltfront, hinter der Kaltfront meist starker Druckanstieg,
eventuell erneuter Druckfall vor Durchgang des Troges.
Temperatur: allmählicher Temperaturanstieg im Bereich der
Warmfront, mit Kaltfront abrupter Temperaturrückgang.
Wind: An beiden Fronten Windwechsel, an Kaltfront jedoch meist
markanter als an Warmfront, nach rechts drehend.
Wolken und Niederschläge: vor der Warmfront allmähliche
Bewölkungs- Verdichtung und Einsetzen von meist gleichmäßigem
Niederschlag. Im Bereich der Kaltfront starke Bewölkung und
Niederschläge meist in Schauerform.
11.2.3 Veränderung der Wetterwirksamkeit von Fronten durch
die Orographie
Alle beschriebenen Wettermerkmale der Fronten sind idealisiert und
kommen in dieser Form meist nur über dem Meer vor. Durch den
Einfluss des Kontinents wird die Wetterwirksamkeit der Fronten auf
der einen Seite abgeschwächt (Abtrocknen über dem Festland),
andererseits kann die Wetterwirksamkeit einer Front durch Gebirge
verstärkt werden (z.B. Stau). Die Wetterwirksamkeit einer Front
ist darüber hinaus von der Schichtung der einzelnen Luftmassen
sowie von ihrem Temperaturgegensatz abhängig.
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 20
11.2.4. Höhenfronten
Im Gegensatz zu den (Boden)Fronten ist bei den Höhenfronten die
wetterwirksame Luftmassengrenze nur in der Höhe ausgeprägt.
11.2.5 Stationäre Fronten
Der südliche Teil einer Kaltfront kann stationär werden, er
„hängt nach", „schleift“. In diesem Bereich setzt oft eine
Wellenbildung ein, so dass dieser Kaltfrontteil Warmfrontcharakter
mit länger dauerndem Niederschlag annehmen kann.
11.2.6. Troglinien, Konvergenzen
Troglinien: hinter der Kaltfront (oft einige Kilometer dahinter)
findet sich der sogenannte Trog.
wichtig: vor und hinter der
Troglinie (Trogachse) ist die
Luftmasse die gleiche
(Kaltluftmasse).
Im Bereich der Trogachse führt die
Höhenkaltluft zu stärkerer
Labilisierung und damit zu großer
Wetterwirksamkeit. Knapp vor der
Trogachse kommt es zu dynamischer
Hebung und damit oft zu
Niederschlägen.
Konvergenzen: das "Zusammenströmen" von Luft in unteren Schichten,
wodurch eine Aufwärtsbewegung resultiert (in der Höhe findet man
hier Divergenz).
12. Fronten und Druckgebiete
12.1. Die Tiefdruckgebiete
12.1.1.. Das orographische Tief
Wie hinter Brückenpfeilern Wirbel entstehen, bilden sich hinter
Gebirgsketten Leetiefs (Luftdruckfall von 5 - lo hPa)
12.1.2. Das Wärmetief
Bei Bodenüberhitzung entsteht ein flaches thermisches Tief
(Gegensatz: Kaltluftsee = thermisches Hoch)
12.1.3, Das Instabilitäts - Tief (Hurrikan, Taifun, Tornado)
Hurrikan/Taifun: Aufschaukelung einer Tiefdruckwelle, die Energie
wird teils aus der freiwerdenden Kondensationswärme, teils von der
warmen Meeresoberfläche (mindestens 27 Grad C) genommen.
Tornado: Im Bereich von scharfen Luftmassengrenzen (relativ
häufig im amerikanischen Mittelwesten) kommt es sehr oft in
Zusammenhang mit heftigen Gewittern zur Ausbildung von TrichterWolken (tunnel clouds). Im Bereich dieser Trichterwolken treten
sehr hohe Windgeschwindigkeiten auf.
12.2. Die Hochdruckgebiete
12.2.1. Der Zusammenhang zwischen Warmluft und Hochdruck
Die Druckabnahme in der Warmluft ist geringer als in der Kaltluft
(vgl. 2.4.4), deshalb bildet sich mit zunehmender Höhe in der
Warmluft ein Hoch und in der Kaltluft ein Tief.
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 21
12.2.2. Das Zwischenhoch
Das rasche Eindringen von Kaltluft (spezifisch schwerere Luft)
führt zu Absinken der Luftbewegung in unteren Schichten und zum
Aufbau eines "Zwischenhochs" (kaltes Hoch). Vor allem im Winter
kommt es beim Aufbau eines Zwischenhochs zu rascher
Wolkenauflösung.
13. Nebel
Von Nebel spricht der Meteorologe, wenn die Sichtweite unter
1000 Meter fällt. Wenn Nebel nicht bis zum Boden reicht, spricht
man auch von Hochnebel. Der Übergang zu niedrigem Stratus ist
nicht definiert, doch kann man ab einer Höhe von etwa 200 Fuß
über Grund schon eher von „low Stratus“ sprechen
13 Nebelbildung
Abhängig von der Entstehungsart unterscheidet man im wesentlichen
drei Arten von Nebel:
13.1. Advektionsnebel
Streicht feuchte wärmere Luft über einen kalten Untergrund,
dann wird die bodennahe Luft bis zum Taupunkt abgekühlt und
der enthaltene Wasserdampf kann kondensieren. Es entsteht am
Boden eine Nebelschicht. Für diesen Vorgang ist Wind notwendig,
der die Luft über den kalten Boden transportiert.
13.2. Mischungsnebel
Wird feuchte wärmere Luft durch Wind mit kalter Luft gemischt,
so kann die gemischte Luft bis zum Taupunkt abgekühlt werden,
es entsteht Mischungsnebel. Kann sowohl als Hochnebel als auch
als Nebel vom Boden weg auftreten. Auch für diesen Vorgang ist
Wind notwendig
13.3. Strahlungsnebel
Wird bei klarer Nacht durch die Wärmeabstrahlung in den Weltraum
der Boden unter den Taupunkt der darüber lagernden Luft
abgekühlt, dann tritt beginnend in Bodennähe Kondensation ein.
Zur Bildung von Strahlungsnebel braucht es wolkenfreien Himmel
bei Nacht, feuchte Luft über dem Boden und Windstille.
14. Typische Wetterlagen im Alpenraum
14.1. Südföhn und Südstau
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 22
14.2 Nordföhn und Nordstau
14.3. Winterliche Hochnebellagen
wenn Temperatur in Stratusschicht unter 0 Grad C hohe
Vereisungsgefahr !
14.4. Westwindlage
Aufheiterung am Alpenostrand (Wiener Becken, Burgenland,
Oststeiermark)
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 23
14.5. Rückseitenwetter
In der einströmenden Kaltluft kommt es an der "Ruckseite" der
Kaltfront zu stark wechselnder cumuliformer Bewölkung und abhängig von der Labilität der Luftmasse - manchmal zu Schauern
oder Gewittern.
14.6. Flache Druckverteilung im Sommer
Keine großen Druckunterschiede am Boden - windschwach - hohe
Gewitterneigung bei labiler Schichtung.
13.7. Vb-Lage
Höhentrog über Mitteleuropa die ins Mittelmeer
eindringende Höhenkaltluft
induziert ein Bodentief, das
dann unter der südwestlichen
Höhenströmung am Alpenostrand
nordostwärts zieht –
Dauerniederschläge
14.8. Kaltlufttropfen
Ein abgeschnürter Trog mit homogener Höhenkaltluft unterschiedlicher und schwer vorhersagbarer Wettercharakter
(vom Schauer bis zum Dauerniederschlag).
15. Organisation, Arbeitsweise und Unterlagen des österreichischen
Flugwetterdienstes 13
15.1. Flugwetterbeobachtungsnetz
15.1.1. Bodenwetterbeobachtungen auf den Flughäfen und an 4
Synop – Stationen
Auf Flughäfen, einigen Flugplätzen und auf ausgewählten
(wettermäßig wichtigen) Platzen sind Beobachtungsstationen eingerichtet,
die möglichst gleichzeitig (Synop) durch geschulte
Beobachter oder Automaten Wettermeldungen erstellen. Diese werden
in das weltweite Wetterdatennetz eingespeist.
15.1.2. Radar, Satelliten
Die Wetterdienste stellen auch Radarbilder (Niederschlagsmengen
bzw. Wassergehalt der Wolken) zur Verfügung. Ergibt Hinweise auf
Vereisung, Gewitterzonen und Niederschlagszonen.
Satellitenbilder können im sichtbaren Licht (Wolkenbedeckung)
oder im Infrarotbereich (Wärme !) erstell sein. Bei den üblichen
Infrarotbildern ist zu beachten, dass hochreichende Wolken, weil
kalt, deutlicher sind als niedrige Wolken, Nebel gar nicht dargestellt
wird, weil ähnliche Temperatur wie der Untergrund.
15.2. Flugwetterberatungsstellen, Beschaffung met. Informationen
Alle Meldestellen für Flugsicherungsdienste stellen Wetterunterlagen
zur Verfügung. Im Internet ( z. B. www.austrocontrol.at)
stehen alle erforderlichen Unterlagen aktuell bereit.
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 24
15.3. Die Prognosekarten
Die Karten werden für einen bestimmten Vorhersagezeitraum oder
eine bestimmte Vorhersagezeit erstellt
15.3.1. High Level SIG-CHART
In der Significant Weather Chart finden sich die Höhe der
Tropopause, Angaben über Wolkensysteme mit Angaben über Vereisung
und Turbulenz. Jetstreams, Clear Air Turbulence und Nullgradgrenze
werden ebenfalls dargestellt. Die Karte gilt erst ab FL100, sagt
also wenig über den Zustand in Bodennähe aus.
Low Level SIG-CHART
In der Low Level Significant Weather Chart finden sich Angaben über
Wolkensysteme mit Angaben über Vereisung und Turbulenz. Fronten und
Nullgradgrenze werden ebenfalls dargestellt.
Die Karte gilt vom Boden bis FL100.
15.3.2. Höhenwind- und Höhentemperaturvorhersagekarten
Diese Karten bringen nur Aussagen über Wind und Temperatur in der
jeweiligen Flugfläche (Isohypsen).
15.3.3 GAFOR und ALPFOR
Für die Allgemeine Luftfahrt im Sichtflugbereich sind diese Karten
bestimmt und gelten nur zwischen BCMT und ECET.
GAFOR bezieht sich auf Strecken mit Referenzhöhen, drei Zeiträume
zu je zwei Stunden. Zusatzinformationen im GAMET für drei Bereiche
in Österreich.
ALPFOR ist eine globale Übersicht im Alpenraum
15.4. METAR, TREND, Pistenzustand, TAF
Strukturierte Formen für Datensätze. METAR aktuelles Wetter,
eventuell mit kurzfristigem Trend, wenn nötig Pistenzustand
(SNOWTAM). TAF ist Vorhersage in ähnlichem Datenformat.
15.5. SIGMET AIRMET
SIGMET Warnungen vor Gefahren für die Luftfahrt, AIRMET für die
allgemeine Luftfahrt.
15.6. Die Vorhersage besonderer Gefahren für die Luftfahrt
Vorhersage von Gewittern und Vereisung. Durch die weltweit
verbreiteten Daten können auch Wirbelstürme mit ihren Zugbahnen
recht gut vorhergesagt werden.
Im Anhang sind Muster der Wetterinformationen zusammengestellt.