Klima der Erde

Klima der Erde
1. Definitionen
Wetter: kurzfristiger Zustand der Atmosphäre
Witterung: mittelfristig (~3 Tage)
Klima:  langjähriges Mittel
Meteorologie: Klimakunde
ZAMG: Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik, Hohe Warte bei Wien, *
1851
2. Rekorde
TEMPERATUR
WIND
NIEDERSCHLAG
REGENTAGE
SCHNEE
SONNE
57,8°C
Al Azaziyah, Libyen
-89,8°C
Vostok, Antarktis
416 km/h
Mt. Washington
212 mm/min Unionville
1.870 mm/Tag
Réunion
11.684 mm/a Mt. Waialeale, Hawaii
350
Kauai, Hawaii
0
Atacama, Chile
193 cm/Tag
Silver Lake
2.541 cm/a Mt. Rainier
4300 he/a
Libysche Wüste
6 min/Mo London, Daz. 1890
3. Klimadiagramm
Siehe: www.klimadiagramme.de
4. Klimaelemente
4.1.
Temperatur – sie hängt ab von…
 Einfallswinkel der Sonne
 Tag/Nacht
 Höhe: 0,6°/100m
 Entfernung v. Meer: Amplitude steigt; ozeanisch vs. Kontinental
 Kalte oder warme Meeresströmungen
 Bodenbeschaffenheit, Albedo
 Vegetation: Evapotranspiration, Beschattung
 Bewölkungsgrad
 Luftmassenherkunft
Messgerät: Thermometer (Hg-Säule; Bimetallfeder, Strahlungsmesser,
Widerstandsthermometer, Thermofühler) 2m h, im Schatten
>> Celsius: schwedischer
Astronom, Mathematiker
und Physiker (17011744); legte Gefrierpunkt
bei 100° und Siedepunkt
bei 0° fest (bei 1013,2 hP
Druck)
>> Carl von Linné drehte 1745 die Skala um
>> Kelvin: 0°K = -273°C
>> Fahrenheit (*1686 in Danzig, † 1736): 0° ist
Mischungstemperatur von Eis, Wasser und Salmiak, 32°F
== 0°C , 100°F ist 37,7°C (menschl. Körpertemperatur),
212°F =100°C
Was ist Temperatur?
Im Wesentlichen entsteht Temperatur in Gasen daraus, dass
die einzellnen Atome oder Moleküle gemäß ihrem
Energieinhalt zitten, und sich gegenseitig stoßen. Da die Orte
der Elektronen, die sich auf Grund der gleichen Ladung
abstoßen (auch Ionen bilden eine sogenammte Coloumb-Wall)
vor einer Messung nicht definiert sind, können sie auch
elastisch ausweichen, daher verlaufen die stöße eigentlich ohne
Energieverlust. Weiters sind alle Stöße und Bewegungen im
statistischen Mittel Null – aber: bei 20° C haben Luftmoleküle
ca. 1.800 km/h drauf – mehr als Schallgeschwindigkeit. Die
Temperatur stellt sich durch den auf die Freiheitsgrade
verteilten proportionalen Energiegehalt ein.
[T= mittlere Pulsintensität/sm²]
Nur Helium alleine hat 3 Freiheitsgrade, alle anderen Elemente und Moleküle haben mehr; feste
Körper meist 6.
Der Druck eines Gases entsteht durch das Anprallen der Gasmoleküle an die Wand.
[D = Impulsereignisse /sm²]
1 Mach (Schallgeschwindigkeit)
A Luft
B Luft
Wasser
0°C
20°C
331 m/s
343 m/s
1440 m/s
1191,6 km/h
1234,8 km/h
5.184,0 km/h
In kälterer, also dichterer Luft ist der Schall langsamer. Bei höherer Temperatur ist die Molekularbewegung schneller und deshalb auch die
Schallgeschwindigkeit schneller!
Höhe
0m
1000 m
11000 m
T
15° C
8,5°C
-56,5°C
p
1013 mbar
899 mbar
226 mbar
%
100%
89%
22%
M
1,226 kg/m³
1,112 kg/m³
0,364 kg/m³
%
100%
90%
33%
Merke…
Die Temperatur der Troposphäre entsteht im Wesentlichen durch Absorption in der Luft und
Umwandlung der kurzwelligen Sonnenstrahlung in langwellige Wärmestrahlung.
30% der Globalstrahlung…
1368 W/m2 bzw. 8,15 J/m2min-1
…werden durch die Atmosphäre und die Erdoberfläche zurück ins All reflektiert.
Diese Energie, die so der Erde verloren geht, wird als globale Albedo (a)
bezeichnet.
19% der Sonneneinstrahlung werden durch die Atmosphäre und die Wolken
absorbiert.
Absorption = Aufnahme und Bindung von Energie (Sonnenstrahlen) durch Gase (O3,CO2, H2O u.a.)
Gemessen an den Werten, wie sie um das Jahr 1750 und damit vor der
Industrialisierung herrschten, ergeben sich bis 2005 folgende Steigerungen:
Kohlendioxid (CO2) +35,4 %
Lachgas (N2O)
+18,2 %
Methan (CH4)
+154,7 %
Gemeinsam sind diese drei Gase für 88 Prozent des Treibhauseffektes verantwortlich.
Albedo nennt man die Reflexion von Licht zB am Boden
Als Albedo bezeichnen wir das Verhältnis des Lichtes, das von einem Objekt
reflektiert wird, zu dem, welches beim Objekt ankommt und aufgenommen
wird. Die Werte, die die Albedo annehmen kann, reichen von 0 (kein Licht
reflektiert) bis 1 (alles Licht reflektiert). Sie können auch in Prozent ausgedrückt
werden (0 - 100%).
Albedo verschiedener Oberflächen in Prozent:
Frischer Schnee
80-85%
Alter Schnee
50-60%
Gras
20-25%
Wald
5-10%
Und zuletzt dringt das Licht in den Boden oder die Meere ein.
Eindringtiefe des Lichts 1
I = I0 * 10-( * c * d)
I ist die Intensität des Lichtstrahls, wenn er aus dem Material austritt
I0 ist die Intensität des einfallenden Lichtstrahls
 ist der Extinktionskoeffizient (wellenlängenspezifisch)
c ist die Konzentration des Mediums
d ist die Länge des Lichtweges
Dazu für das Wasser eine Taucherfaustregel (ohne Schwebeteilchen und
Trübung):
rotes Licht reicht bis ca. 5m
orange …
15m
1
siehe dazu: http://www.ggmartin.de/applets/absorption.html
gelb …
grün …
blau …
30 m
50 m
60 m
Abb. 2
Im Falle des Bodens kommt dazu noch eine
Energiezulieferung von unten: der geothermische
Gradient beträgt im Mittel 0,03°K / m
Die Wärme der Sonne dringt ca. 8-15 m weit ein, mit
einer sehr geringen Geschwindigkeit von
a = 4,17 · 10-7 m²/s , die bei Kalkfelsen aber schon
gewaltige 0,17 Millionstel m pro s erreichen kann.
2
http://www.forschung-geotechnik.org/Forschung/Geothermik/temperaturmodell.htm
–
Wärme ist die Energie der Teilchen eines Körpers; sie wird in Joule gemessen.
–
Die Temperatur ist ein Maß für den Wärmezustand; ihre Einheit ist Grad Celsius oder Kelvin.
Die Lufttemperatur über der Erdoberfläche wird also beeinflußt vom:
- 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 in der Größenordnung von 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) vor.
Besonders abhängig ist der Temperaturverlauf bei unterschiedlich feuchter Luft:
Trockenadiabatischer Gradient
bei trockenen Bedingungen, d.h. für nicht gesättigte Umgebung (Luftfeuchte <100%). Hierbei gilt
eine vertikale Temperaturabnahme von 0,98K/100m, egal ob die Luftfeuchtigkeit bei 20 oder 95%
liegt.
Feuchtadiabatischer Gradient
Bei 100% Luftfeuchtigkeit wird durch Kondensation Wärme freigesetzt, die den Temperaturrückgang abschwächt. Die vertikale Temperaturabnahme beträgt dann zwischen 0,6 und 0,8K.
Woraus entsteht aber der Temperaturverlauf? Wieso kühlt sich aufsteigende Luft ab?
 adiabatisch 3
Bei einer adiabatischen Zustandsänderung eines Luftpakets tauscht dieses keine Wärme mit seiner
Umgebung aus. Änderungen der Gesamtenergie des Luftpaketes können dann nur auf Kosten oder
zugunsten der inneren Energie erfolgen. Da die innere Energie proportional zur Temperatur (des
Luftpaketes) ist, geht mit einer Änderung der inneren Energie auch eine Änderung der Temperatur
einher.
Steigt ein Luftpaket in der Erdatmosphäre rasch genug auf (z.B. bei Gewitterbildungen), so erfolgt
dieser Aufstieg in erster Näherung adiabatisch, da für einen Wärmeaustausch mit der Umgebungsluft
kaum Zeit bleibt. Das Luftpaket gelangt bei seinem Aufstieg unter einen geringeren Luftdruck und
dehnt sich aus. Die für diese Ausdehnung erforderliche physikalische Arbeit erfordert eine
Energiemenge, die beim adiabatischen Aufstieg nur aus der inneren Energie stammen kann. Ein
adiabatisch aufsteigendes Luftpaket kühlt sich also ab.
Bei einem trockenadiabatischen Aufstieg (d.h. ein Aufstieg ohne Wolkenbildung), kühlt sich ein
Luftpaket gemäß dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten ab, der bei 0,98 Kelvin pro 100
Meter Höhendifferenz liegt. Steigt z.B. ein Luftpaket rasch 1000 Meter auf, so nimmt seine
Temperatur um rund 10 Kelvin ab.
In der Praxis kommt es aber bei (nahezu) adiabatisch aufsteigenden Luftpaketen häufig zur
3
http://www.wetteronline.de/lexikon/
Wolkenbildung, da durch die fortschreitende Abkühlung leicht der Taupunkt des Luftpaketes erreicht
werden kann. Typische Beispiele sind Cumuluswolken, die durch rasch aufsteigende feuchte
Luftpakete entstehen.
Sobald Wolkenbildung einsetzt, verringert sich der trockenadiabatische Temperaturgradient, d.h. die
Luft kühlt sich mit weniger als 0,98 Kelvin pro 100 Meter ab. Die Ursache hierfür liegt in der
freiwerdenden Kondensationswärme.
2.3. Feuchtigkeit
Ca. 13·1015 kg Wasser verbleiben durchschnittlich 10 Tage in der Atmosphäre.
Verdunstung:
Beispiel: Um ein Kilogramm Wasser bei 100 °C und 1013 mbar zu verdampfen, ist die Abtrennarbeit ΔU = 2088
kJ aufzuwenden. Die Abtrennarbeit ist für Wasser wegen der Wasserstoffbrückenbindungen zwischen den
Wassermolekülen relativ hoch.
Bei 100 °C und 1013 mbar hat ein Kilogramm Wasser im flüssigen Zustand ein Volumen von 1,04 dm3 und im
gasförmigen Zustand ein Volumen von 1,673 m3. Die Wasser-Konzentration in der Gasphase beträgt bei 100 °C
dann 598 g/m³. Die Volumenzunahme beim Verdampfen beträgt also 0,672 m³ und die bei der Ausdehnung
gegen den äußeren Luftdruck geleistete Verschiebungsarbeit 169 kJ. Die unter isobaren Verhältnissen bei 100
°C und 1013 mbar pro kg Wasser zuzuführende Verdampfungswärme beträgt daher ΔQv = ΔU + p·ΔV = 2088
kJ + 169 kJ = 2257 kJ/kg = 2,26 MJ/kg.
Bringt man eine Flüssigkeit in ein evakuiertes Gefäß, so verdampft sie, bis sich ein Gleichgewicht
zwischen Flüssigkeit und Dampfphase eingestellt hat. Der Druck, der dann in dem Gefäß herrscht, ist
der Dampfdruck der Flüssigkeit. Öffnet man nun das Gefäß, so wird die Atmosphäre im Gefäß
ausgetauscht. Dies stört das Gleichgewicht zwischen Dampfphase und Flüssigkeit, so dass weitere
Flüssigkeit verdampft. Dieser Prozess heißt Verdunsten.
Einordnung des Phänomens in die Thermodynamik [Bearbeiten]
Die Verdunstung selbst stellt eine Phasenumwandlung dar und leitet sich deshalb auch aus den
Gesetzen der Thermodynamik ab, ohne die man diesen Prozess nicht verstehen kann. Entsprechend
der Maxwell-Boltzmann-Verteilung weisen die Teilchen eines Gases, aber auch in ähnlicher Form die
Teilchen einer Flüssigkeit, eine Geschwindigkeitsverteilung auf. Es existieren daher bei beiden immer
zugleich langsame und schnellere Teilchen, wobei diese über eine spezifische kinetische Energie
verfügen und der Anteil sowie die Geschwindigkeit der schnelleren Teilchen mit steigender
Temperatur zunehmen. Da schnelle Teilchen mit einer ausreichend hohen kinetischen Energie hierbei
in der Lage sind, die Anziehungskräfte zu überwinden, die durch ihre Nachbarteilchen auf sie wirken,
wechseln immer einige von ihnen von der flüssigen in die gasförmige Phase. Es treten jedoch auch
immer verlangsamte Teilchen der gasförmigen Phase in die flüssige Phase zurück, weshalb sich mit
der Zeit, ohne eine Beeinflussung von außen und ohne dass eine der Phasen aufgebraucht wird, ein
dynamisches Gleichgewicht einstellt. In der Erdatmosphäre wird ein solches Gleichgewicht jedoch
nicht immer erreicht, und falls es so gestört ist, dass mehr Teilchen aus der flüssigen Phase austreten
als in sie eintreten, spricht man von einer Verdunstung. Die Verdunstung kann auch zum vollständigen
Verschwinden der flüssigen Phase führen, was man als Austrocknung bezeichnet.
Die flüssige Phase kühlt sich beim Verdunstungsprozess ab und führt so zur so genannten
Verdunstungskühlung, wobei der Umgebung die Verdunstungswärme in Form von Latenter Wärme
zugeführt wird.
Beispiel: Um ein Kilogramm Wasser bei 100 °C und 1013 mbar zu verdampfen, ist die Abtrennarbeit
ΔU = 2088 kJ aufzuwenden. Die Abtrennarbeit ist für Wasser wegen der
Wasserstoffbrückenbindungen zwischen den Wassermolekülen relativ hoch.
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
3.5. Niederschläge
3.6. Vereisung
3.7. Nebel
3.8. Dunst und Sicht
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
Peter Rebay Meteorologie 11/08 Seite 6
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
2.6. Der Höhenmesser
Schweizer Taschenmesser…
Präzissionsbarometer 0,1mB 14
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 !
4
Siehe: http://www.greisinger.de/files/upload/de/produkte/kat/25.pdf
Allgemeines
Die Corioliskraft spielt im Wettergeschehen auf der Erde, vor allem
bei den großen Windsystemen, wie den Monsun- und Passatwinden,
aber auch für die Entstehung von Hurrikans eine entscheidende
Rolle. Nach der allgemein gültigen Gleichung der Physik, dass Kraft
gleich Masse und Beschleunigung ist, muss jeder
Bewegungsänderung eine Kraft zu Grunde liegen. Eine
Bewegungsänderung bedeutet entweder eine Änderung der
Geschwindigkeit eines Körpers oder aber auch seiner
Bewegungsrichtung.
Diese Tatsache führt zu der "Scheinkraft" bei Drehbewegungen, der
Corioliskraft. Sie wurde im Jahr 1835 von dem französischen
Physiker Gaspard Gustave de Coriolis (1792-1843) in die Physik
eingeführt.
Zum Verständnis der Corioliskraft ein Experiment
Auf einer drehenden Scheibe, z.B. einem Jahrmarktkarussell, steht eine Person, die auf eine andere Person, die sich außerhalb des
Karussells in Ruhe befindet, einen Ball wirft. Der Ball wird, natürlich sofern der Werfende geübt im Werfen ist und gut zielt, sein Ziel gut
treffen. Wird jedoch die Zielperson auf dem Karussell, z.B. an dessen Rand platziert, so wird der Ball das Ziel verfehlen - egal wie geübt
und gut der Werfende auch ist. Das ist dadurch zu erklären, dass sich das Karussell unter dem "geradeaus" fliegenden Ball hindurch
dreht und damit auch das auf ihr befindliche Ziel. Wenn der Ball den Rand erreicht hat, hat sich die Zielpersonl in Abhängigkeit von der
Drehgeschwindigkeit der Scheibe bereits ein Stück weiter bewegt. Für einen Beobachter sieht das so aus, als ob der Ball eine gebogene
Flugbahn zurückgelegt hat.
Die Schein-Kraft, die zu dieser Richtungsänderung führt, ist die erwähnte Corioliskraft.
Die Corioliskraft spielt auf vielen Gebieten eine Rolle, so bei den Windbewegungen auf der Erde, wo sie auf der Nordhalbkugel zu
Rechtsabweichungen von fließendem Wasser (Flüssen) oder Luftbewegungen führt. Auf der Südhalbkugel führt sie übrigens zu
Linksabweichungen. Auch bei Schienenfahrzeuge, die sich von Nord nach Süd oder umgekehrt bewegen, führt die Kraft auf der
Nordhalbkugel zu einer stärkeren Belastung der rechten Schiene und auf der Südhalbkugel entsprechend der linken.
Ein Beispiel aus dem Militärwesen
Ein Artilleriegeschoss, das mit einer Geschwindigkeit von 800 m/s von Süden nach Norden abgefeuert wird, erfährt dabei eine
Corioliskraft mit einer Coriolis-Beschleunigung von 0,08 m/s2. Bei einer realistischen Entfernung des Ziels von z.B. 25 km und damit
einer Flugzeit des Geschosses von 31,25 s, würde das Ziel nur auf Grund der Corioliskraft immerhin um rund 39 m verfehlt werden.
3.2. Wolkenbildung
3.2.1. Thermische Wolkenbildung
Wolken entstehen, wenn feuchte Luftmassen aufsteigen und den Taupunkt unterschreiten, so daß
Wasserdampf kondensieren muß
Absteigende Luft hat immer Wolkenauflösung zur Folge
Spread ( Taupunktdifferenz )
trockenadiabatisch – feuchtadiabatischer Aufstieg
Wolkenbasis ( in m ) = Spread mal 125
3.2.2. Orographische Wolkenbildung
Einfluß von Bodenerhebungen und Gebirgen
Hebungs-Kondensationniveau
Sachgebiet – Meteorologie 26.12.2006 17:58
Referent: Alexander Görnitz [email protected] Seite 9
3.2.3. Klassifikation von Wolken
Nach der Form
Quellwolken Cumulus ( cu )
Schichtwolken Stratus ( st )
Wellenwolken Lenticularis ( lent )
Nach der Höhe
unteres Stockwerk bis 2.5 km
mittleres Stockwerk bis 6 km ( alto )
hohes Stockwerk bis Tropopause ( cirrus )
Wolken über alle Stockwerke ( nimbus )
Sachgebiet – Meteorologie 26.12.2006 17:58
Referent: Alexander Görnitz [email protected] Seite 10
3.3. Fronten
3.3.1. Die Warmfront
3.3.2. Die Kaltfront
3.3.3. Okklusionen