Meteorologie: Unser Kurs
Werbung
Meteorologie für ULM & DPM-Piloten Ausgabe 2008 Entstanden aus einer Zusammenarbeit von Raoul Severin (Aero-Club der 3 Grenzen) und Alfons Velz (AMC Feuervogel) INHALTSVERZEICHNIS KAPITEL 1. DIE ATMOSPHÄRE.................................................................................................................................3 KAPITEL 2. ZUSAMMENSETZUNG DER LUFT................................................................................................................3 KAPITEL 3. DIE STANDARDATMOSPHÄRE...................................................................................................................4 KAPITEL 4. DER LUFTDRUCK...................................................................................................................................5 KAPITEL 5. DER LUFTDRUCK...................................................................................................................................5 KAPITEL 6. DAS TIEFDRUCKGEBIET..........................................................................................................................6 1.6.1 ENTSTEHUNG EINES TIEFS...............................................................................................................................6 KAPITEL 7. DAS HOCHDRUCKGEBIET........................................................................................................................7 1.7.1 ENTSTEHUNG EINES HOCHS.............................................................................................................................7 KAPITEL 8. QFF , QNH, QFE, UND QNE ............................................................................................................7 1.8.1 DER QFF-WERT..........................................................................................................................................7 1.8.2 DER QNH-WERT........................................................................................................................................7 1.8.3 DER QFE-WERT..........................................................................................................................................7 1.8.4 DER QNE-WERT.........................................................................................................................................8 KAPITEL 9. DER WIND...........................................................................................................................................8 KAPITEL 10. ALLGEMEINES.....................................................................................................................................8 KAPITEL 11. DIE TEMPERATUR................................................................................................................................9 KAPITEL 12. DER SCHICHTUNGSGRADIENT.................................................................................................................9 KAPITEL 13. DIE HEBUNGSGRADIENTEN (TROCKENADIABATISCH UND FEUCHTADIABATISCH)............................................10 1.13.1 DER TROCKENADIABATISCHE TEMPERATURGRADIENT......................................................................................10 1.13.2 DER FEUCHTADIABATISCHE TEMPERATURGRADIENT.........................................................................................10 KAPITEL 14. STABILITÄT.......................................................................................................................................10 1.14.1 STABILITÄT...............................................................................................................................................10 1.14.2 LABILITÄT................................................................................................................................................10 1.14.3 INDIFFERENZ.............................................................................................................................................10 1.14.4 ÜBERADIABATISCHE GRADIENTEN................................................................................................................10 1.14.5 ABSOLUTE LABILITÄT................................................................................................................................10 1.14.6 ABSINKENDE LUFT....................................................................................................................................10 KAPITEL 15. DIE WOLKEN...................................................................................................................................11 KAPITEL 16. WIE WOLKEN ENTSTEHEN..................................................................................................................11 1.16.1 FEUCHTE LUFT.........................................................................................................................................11 1.16.2 SÄTTIGUNG DER LUFT................................................................................................................................11 KAPITEL 17. WO WOLKEN LEBEN..........................................................................................................................12 KAPITEL 18. DER NEBEL......................................................................................................................................12 KAPITEL 19. ALLGEMEINES...................................................................................................................................12 KAPITEL 20. STRAHLUNGSNEBEL (ENGL. RADIATION FOG)..........................................................................................12 1.20.1 ARTEN VON STRAHLUNGSNEBEL..................................................................................................................13 1.20.1.1 WIESENNEBEL (ENGL. SHALLOW FOG)........................................................................................................13 1.20.1.2 BODENNEBEL (ENGL. GROUND FOG)..........................................................................................................13 1.20.1.3 NEBEL (ENGL. FOG)................................................................................................................................13 1.20.1.4 HOCHNEBEL (ENGL. LOW STRATUS)...........................................................................................................13 KAPITEL 21. ADVEKTIONSNEBEL (ENGL. ADVECTION FOG)..........................................................................................13 1.21.1 ARTEN VON ADVEKTIONSNEBEL..................................................................................................................13 1.21.1.1 KÜSTENNEBEL (ENGL. COASTAL FOG)........................................................................................................13 1.21.1.2 MEHRNEBEL (ENGL. SEA FOG)..................................................................................................................13 KAPITEL 22. MISCHUNGSNEBEL (ENGL. MIXING FOG).................................................................................................13 KAPITEL 23. VERDUNSTUNGSNEBEL (AUCH FLUSS- ODER SEENEBEL)..........................................................................13 KAPITEL 24. DER DUNST......................................................................................................................................13 KAPITEL 25. ALLGEMEINES...................................................................................................................................13 KAPITEL 26. TROCKENER DUNST (ENGL. HAZE).......................................................................................................13 KAPITEL 27. FEUCHTER DUNST (ENGL. MIST)..........................................................................................................14 KAPITEL 28. THERMISCHE UND TOPOGRAPHISCHE EFFEKTE........................................................................................14 KAPITEL 29. DIE LAND- UND SEEWINDZIRKULATION.................................................................................................14 KAPITEL 30. DAS BERG- UND TALWINDSYSTEM.......................................................................................................14 KAPITEL 31. DIE WOLKEN - KLASSIFIZIERUNG........................................................................................................15 KAPITEL 32. DIE FRONTEN...................................................................................................................................22 KAPITEL 33. FRONTENBESCHREIBUNG.....................................................................................................................22 KAPITEL 34. DIE WARMFRONT..............................................................................................................................22 KAPITEL 35. DIE KALTFRONT................................................................................................................................22 Seite 2 von 25 Kapitel 1.Die Atmosphäre Die Hülle, die unsere Erde umgibt heißt Atmosphäre. Die Erdatmosphäre ist der Schauplatz aller beobachtbaren Wettererscheinungen, seien es durchziehende Schönwetterwolken, drohende Gewitterwolken oder ein farbenprächtiger Regenbogen. Verglichen mit einem Fußball ist die Atmosphäre etwa so dick wie das Leder des Balls. Die Atmosphäre bewegt sich mit der Erde um dessen Achse. Gleichzeitig entsteht jedoch eine gewisse Luftzirkulation, die durch die Temperaturunterschiede zwischen Polen und Tropen hervorgerufen wird. Es sind die Winde. Die Atmosphäre hat ein relativ großes Gewicht, obwohl die Luft uns federleicht vorkommt. Dieses Gewicht ist der Luftdruck. Auf Meeresspiegelhöhe oder Normalnull, NN (engl. Mean Sea Level, MSL) entspricht dieser Druck etwa 1kg/cm². Kapitel 2.Zusammensetzung der Luft Die Atmosphäre erstreckt sich bis in einer Höhe von etwa 500 km. Sie besteht in den unteren Schichten (bis etwa 100 km Höhe) aus einem gleichmäßigen, homogenen Gasgemisch, das folgende Zusammensetzung aufweist: Diese Werte gelten nur für absolut trockene Luft. Auch wenn die Luft mit zunehmender Höhe immer „dünner“ wird, ändert sich an der Zusammensetzung nichts. Von Bodennähe bis zu etwa 11km Höhe enthält die Luft immer eine gewisse Menge Wasserdampf (bis zu 4 Volumenprozent), sodass sich die Werte für Stickstoff und Sauerstoff geringfügig ändern können. Es ist der Wasserdampf, der durch seine große räumliche und zeitliche Variabilität den Hauptanteil der Vielfältigkeit des Wetters ausmacht. Hinzu kommt die Tatsache, dass Wasser in allen drei Aggregatzuständen (dampfförmig, flüssig und fest) unter den normalerweise in der Erdatmosphäre herrschenden Bedingungen vorkommt. Dies kann man von keinem anderen Gasbestandteil der Luft behaupten (wenn man von der Auskristallisation von Stickstoff bei extrem niedrigen Temperaturen (unter -80°C) absieht). Das Molekulargewicht trockener Luft beträgt ca. 29, das des Wasserdampfes 18. Somit ist trockene Luft schwerer als feuchte Luft, da diese ja Wasserdampf enthält. Die homogene Zusammensetzung der Luft rührt daher, dass bis zur Höhe von 100km die turbulente Durchmischung der Atmosphäre noch ausreichend groß ist, so dass sie der molekularen Diffusion überwiegt. Darüber findet eine diffusive Trennung der schwereren von den leichteren Molekülen statt, wobei am äußeren Rand der Erdatmosphäre in etwa 1000km Höhe nur noch die leichtesten Gase, Helium und Wasserstoff, zu finden sind. Man bezeichnet die untere Schicht, in welcher turbulente Prozesse dominieren, als Homosphäre, und die darüber liegende diffuse Schicht als Heterosphäre. Die dünne Übergangszone, die idealerweise auch als "Trennfläche" betrachtet werden kann, bezeichnet man als Turbopause. Das Wettergeschehen spielt sich in unseren Breiten vom Boden bis zu einer Höhe von 11 km ab. Diese Schicht heißt Troposphäre. Sie enthält 75% der gesamten Luftmasse der Erde. Die Tropopause trennt Troposphäre von Stratosphäre. In der Stratosphäre liegt die Temperatur bei -56,5° C. Über der Stratosphäre liegt die Mesosphäre, und darüber die Thermosphäre. Seite 3 von 25 Kapitel 3.Die Standardatmosphäre Die internationale Organisation für die zivile Luftfahrt (englisch: International Civil Aviation Organisation, kurz ICAO) hat weltweit eine so genannte Standardatmosphäre festgelegt, die weitgehend den mittleren Zustand der tatsächlichen Atmosphäre beschreibt. Die für die Fliegerei erforderlichen Merkmale der ICAO-Standardatmosphäre (ISA) sind im Folgenden beschrieben: In der Standardatmosphäre herrscht auf Normal Null Meereshöhe, NN (englisch: Mean Sea Level, kurz MSL) ein Luftdruck von 1013,2 hPa, eine Lufttemperatur von 15°C, eine Luftdichte von 1,226 kg pro Kubikmeter und eine relative Luftfeuchte von 0 %. Bewegt man sich theoretisch in der ISA nach oben, so nimmt die Temperatur geradlinig um 0,65°C pro 100 Meter Höhe (oder 2°C pro 1000 ft) ab. D.h. der Temperaturgradient beträgt 0,65°C/100m Höhe. Die Luftdichte nimmt um 10 % pro 1 km Höhe ab. Die relative Luftfeuchte beträgt in jeder Höhe der Standardatmosphäre 0 %. Diese Verhältnisse sind gleichmäßig bis zum oberen Rand der Troposphäre, bis zu der Tropopause in einer Höhe von 11 km MSL. Seite 4 von 25 Tabelle 1 : Werte der ICAO-Standardatmosphäre für den Bereich der Troposphäre Kapitel 4.Der Luftdruck Kapitel 5.Der Luftdruck Die Luft entweicht nur deshalb nicht in den Weltraum, weil sie von der Schwerkraft der Erde angezogen wird. Jeder Körper, der von der Erde angezogen wird, hat ein Gewicht. Das Gewicht des Gaskörpers „Luft“ lastet auf der Erde. Das Gewicht der höher liegenden Luft lastet auf der darunter liegenden Luft und setzt diese unter Druck. Dieser Druck ist der Luftdruck. Er ist umso geringer, je höher man sich in der Atmosphäre befindet. Je höher man sich befindet, desto weniger Luft lastet auf einem. Befindet man sich auf Meeresniveau (engl. mean sea level, Abk. MSL), so liegt der gesamte Luftkörper über einem und verursacht einen Luftdruck, der im Durchschnitt 1013,25 hPa (Hektopascal, früher Millibar) beträgt. Bewegt man sich in der Atmosphäre nach oben, so nimmt der Luftdruck ab. In einer Höhe von 5500 Meter über Meeresniveau (5500 MSL) bzw. 18000 Fuß über Meeresniveau (18000 ft MSL) betragen Luftdruck und Luftdichte etwa die Hälfte des Wertes auf Meeresniveau. In 11 km Höhe nur noch ein Viertel, in 16,5 km Höhe nur noch ein Achtel. Diese Tatsache macht deutlich, dass sich etwa 99% der gesamten Luftmasse in einer nur 30 km mächtigen Schicht oberhalb des Erdbodens befinden. Wenn man bedenkt, dass die Erde einen mittleren Durchmesser von etwa 12800 km hat, so wird deutlich, dass man sich die Erdatmosphäre als eine äußerst dünne "Haut" vorstellen kann, die den Planeten umgibt. Im Flachland, d.h. in Höhenlagen nur wenig über NN (Normal-Null) nimmt der Druck pro 8 Meter Höhenzunahme um ziemlich genau 1 hPa ab. Diese Höhendifferenz bezeichnet man auch als die barometrische Höhenstufe. Im Gebirge erfolgt die Druckabnahme langsamer. Zum Beispiel beträgt die barometrische Höhenstufe in 5500 Meter Höhe schon 16 Meter. ACHTUNG: Dazwischen darf aufgrund des exponentiellen Zusammenhanges nicht linear interpoliert werden! Der Luftdruck wird mittels Barometer gemessen. Das Barometer ist jedoch für die Luftfahrt ungeeignet, da ein Flugzeug bis Höhen fliegt wo der Aussendruck nur noch etwa ein Viertel vom Druck auf MSL ist. Der Höhenmesser ist ein verstellbares Barometer. Die Anzeige der Höhe hängt davon ab, welche Bezugsfläche (Druckfläche) eingestellt ist. Die Möglichkeiten werden in 2.4 erklärt. Die Maßeinheit für den Luftdruck ist N/m², wobei N (Newton) die Einheit für die Kraft, m² die Einheit für die Fläche ist. Anstelle der Einheit N/m² setzt man in der Physik üblicherweise, in der Meteorologie immer, Pascal (Pa) bzw. seinen hundertfachen Wert, das Hektopascal (hPa). Es gilt also: 1 N/m² = 1 Pa oder 100 N/m² = 1 hPa Seite 5 von 25 Vor einigen Jahren wurde in der Meteorologie als Druckeinheit noch ausschließlich das Millibar (mbar) verwendet, das auch gegenwärtig und sicher auch in Zukunft neben dem Pascal bestehen wird. Das ist ganz einfach deshalb so, weil viele Messgeräte, z.B. barometrische Höhenmesser ihre Skaleneinteilung noch in Millibar haben. Das ist aber auch völlig unproblematisch, weil die Zahlenwerte von Millibar und Hektopascal identisch sind und der Luftdruck in der Meteorologie in Hektopascal angegeben wird. Es gilt: 1 mbar = 100 N/m² = 100 Pa = 1 hPa Auf einer Wetterkarte wird der Luftdruck anhand von Isobaren wiedergegeben. Dies sind Linien, die Punkte verbinden an denen der gleiche Luftdruck herrscht. Kapitel 6.Das Tiefdruckgebiet 1.6.1Entstehung eines Tiefs Zwischen den Polarzonen und den gemäßigten Breiten liegt die Polarfront. Dort im Atlantik entstehen die meisten europäischen Tiefdruckgebiete. Feuchtwarme, subtropische Luftmassen strömen von Westen nach Osten. Sie reiben sich an kalter, in Gegenrichtung (nach Westen) strömender Polarluft. Infolge der Reibung bilden sich Wellenstörungen. Die Luftmassen beginnen langsam umeinander zu kreisen, wobei die aggressivere Kaltluft wie mit einer Zunge nach Süden leckt. Sobald ein Wirbel ringförmig geschlossene Isobarenverläufe aufweist, ist ein Tiefdruckgebiet entstanden. Die kalte, schwere Polarluft schiebt sich an der Kaltfront von Westen her unter die leichtere Warmluft. Dabei hebt sie die Warmluft von der Erdoberfläche ab und drückt sie mit Gewalt nach oben. Durch das Aufsteigen kühlt die Warmluft ab, und die enthaltene Feuchtigkeit kondensiert zu Wolken. Durch die schnelle Kondensation über der Kaltfront entstehen Schauer und Gewitter. Das Wetterkartensymbol der Kaltfront ist die scharfe Eckzahnung an der Frontenlinie. Die vor der Kaltfront lagernde Warmluft wandert ebenfalls von Westen nach Osten. An der Warmfront schiebt sich die Warmluft an den (vor ihr liegenden) kühleren Luftmassen langsam empor. Dabei kühlt die Warmluft ab, und die Feuchtigkeit kondensiert zu Wolken. Bei weiterer Zufuhr feuchter, warmer Luft entstehen Niederschläge, die als Niesel und Dauerregen niedergehen. Das Symbol für eine Warmfront sind Rundungen an der Frontenlinie. Da die Kaltfront schneller zieht als die Warmfront, holt sie die Warmfront allmählich ein und überlagert sie. An der Okklusionsfront hat die Kaltfront die Warmfront erreicht. Dort wird die Warmluft vom Erdboden abgehoben. Die Fronten okkludieren zuerst im Inneren des Tiefs, dann immer weiter außen. So wird der Warmluftsektor nach Norden hin immer schmaler. An der Okklusionsfront verschmelzen die typischen Wettererscheinungen der Fronten. Die Fronten sind häufig schon in diesem Zustand, wenn sie die europäischen Küsten erreichen. Typisch für Okklusionsfronten sind unstetige Winde, starke Bewölkung mit Stratus- und eingelagerten Cumuluswolken und heftige Niederschläge. Dauerregen wird von Schauern verstärkt. Häufig gibt es Gewitter. Das Symbol für Okklusionsfront sind abwechselnde Ecken und Rundungen an der Frontenlinie. Leider werden die genauen Bezeichnungen der Fronten in den Wetterberichten oft nicht erwähnt. Man hört allgemeine Formulierungen wie Störung, Front oder Ausläufer. Bei der Abschätzung der Zuggeschwindigkeit von Tiefdruckgebieten kann man von einer durchschnittlichen Geschwindigkeit von 25 bis 35 Stundenkilometern ausgehen. Es gibt allerdings auch Schnellläufertiefs, die 80 Stundenkilometer erreichen. Im Allgemeinen ziehen die Tiefdruckgebiete auf der Nordhalbkugel nach Osten. Die Fronten innerhalb der Tiefs machen eine zusätzliche Drehbewegung linksherum. Dabei dreht die Warmfront langsamer als die Kaltfront. Die Kenntnis der Zuggeschwindigkeit eines Tiefs ist wichtig. Dann lässt sich abschätzen, wann die damit verbundenen Wettererscheinungen eintreffen. Staut sich zwischen zwei Tiefs relativ hoher Druck so spricht man von einem Zwischenhoch. Seite 6 von 25 Kapitel 7.Das Hochdruckgebiet 1.7.1Entstehung eines Hochs Zunächst einmal ist ein Hoch nichts anderes als ein Gebiet, in dem hoher Luftdruck herrscht. Trifft das in der Höhe ein, muss die Atmosphäre darunter warm sein. Man nennt deshalb solche Hochdruckgebiete warme Hochs. Wir wissen, dass Luft vom hohen zum tiefen Druck fließt, wegen der scheinbaren Rechtsablenkung jedoch nicht auf direktem Wege. Während sie nun über den Erdboden strömt, reibt sie sich an der Oberfläche und verliert dadurch einen Teil ihrer Geschwindigkeit. Je mehr die Luft durch die Reibung gebremst wird, desto stärker strebt sie dem tiefen Druck zu, so wie die Roulettekugel nach innen zu den Zahlenfeldern rollt, wenn sie langsamer wird. Durch diese Wirkung der Reibung wird das Hoch in den bodennahen Schichten regelrecht ausgepumpt. Die Luft fließt am Boden nach allen Seiten ab und kann nur durch sinkende Luft aus höheren Schichten ersetzt werden. Eine Abwärtsbewegung der Luft führt aber zu einer Erwärmung und damit zu Wolkenauflösung und Abnahme der relativen Feuchte. Das bedeutet, dass die im Hoch vorhandene warme Luft aus der äquatorialen Zirkulation nach wärmer wird, wodurch sich das Hoch sozusagen selbst am Leben erhält. Experten-Rat :Wenn im Wetterbericht Zufuhr von warmer Subtropikluft angekündigt wird,können Sie davon ausgehen, dass das Hoch stabil bleibt. Ein und dasselbe Hoch kann sich über verschiedene Gebiete erstrecken und dort gleichzeitig für strahlenden Sonnenschein und trüben Himmel sorgen. Schuld daran ist eine Besonderheit in der Luftschichtung, die sich nur bei einem Hochdruckgebiet einstellt. Bewirkt wird sie durch die Inversion das heißt die Zunahme der Temperatur mit der Höhe, eine Umkehr des Normalfalls, in dem die Temperatur mit der Höhe abnimmt. Merke : Ein Hochdruckgebiet ist charakterisiert durch absinkende Luftbewegung mit der Tendenz zur Wolkenauflösung und Erwärmung der Luft. Unterschiedlich starke Absinkbewegung führt zu mehreren übereinander liegenden Inversionen. Eine Zone hohen Luftdrucks, die zwei Hochdruckgebiete verbindet nennt man Hochdruckbrücke. Kapitel 8.QFF , QNH, QFE, und QNE 1.8.1Der QFF-Wert Der QFF-Wert ist der auf NN (MSL) reduzierte Luftdruck, wie er in den Wetterdiensten ermittelt und verwendet wird. Es ist eine sehr genaue Umrechnung, die für die Fliegerei in dieser Genauigkeit nicht relevant ist und deshalb in der Praxis der Flugmeteorologie nicht angewandt wird. 1.8.2Der QNH-Wert Der QNH-Wert ist der in Höhe der Landebahnschwelle gemessene und auf NN (MSL) reduzierte Luftdruck. Die Reduktion wird auf Basis der Werte der ICAOStandardatmosphäre durchgeführt. Deshalb ist er in der Regel etwas ungenauer als der QFF-Wert, für die barometrische Höhenmessung aber ausreichend genau. Ist an der Druckskala des barometrischen Höhenmessers der QNH-Wert eingestellt, dann wird an der Hauptskala die Höhe über NN (MSL) angezeigt. Befindet sich das Flugzeug auf der Start- und Landebahn, dann zeigt der Höhenmesser die Höhe des Flugplatzes über NN (MSL) an. 1.8.3Der QFE-Wert Der QFE-Wert ist der in Flugplatzhöhe gemessene Luftdruck. Ist an der Druckskala des barometrischen Höhenmessers der QFE-Wert eingestellt, dann wird an der Hauptskala die Höhe über der Landebahnschwelle angezeigt. Befindet sich das Flugzeug auf der Start- und Landebahn, dann zeigt der Höhenmesser die Höhe 0 m an. Der QFE-Wert ist immer kleiner als der QNH-Wert, wenn der Flugplatz über NN (MSL) liegt. Befindet sich die Landebahnschwelle eines Flugplatzes genau auf NN Seite 7 von 25 (MSL), dann sind QFE und QNH gleich groß, liegt sie unterhalb NN (MSL) (z.B. Amsterdam), dann ist der QFE-Wert größer als der QNH-Wert. Für das Fliegen hat der QFE-Wert den Vorteil, dass bei der Landung der Höhenmesser auf Null zeigt. Er ist aber wenig geeignet zur Feststellung der Höhe über NN (MSL) während des Fluges. 1.8.4Der QNE-Wert An der Druckskala des barometrischen Höhenmessers wird der Standarddruckwert 1013,25 hPa, ohne Rücksicht auf den gerade herrschenden Luftdruck, eingestellt. Der QNE-Wert ist dann die Höhe, die an der Hauptskala des Höhenmessers angezeigt wird, wenn sich das Flugzeug auf der Start- und Landebahn befindet. Der QNE-Wert ist also kein Druckwert, wie die Werte für QFF, QNH und QFE, er ist eine Höhenangabe. Man gibt diese Höhe, um Verwechslungen zu vermeiden, als FL (flight level) an. Das FL ist die Höhenangabe in Fuß, geteilt durch 100 Kapitel 9.Der Wind Kapitel 10.Allgemeines Existieren in der Atmosphäre horizontale Druckunterschiede, so setzt sich die Luft von dem Ort mit höherem Druck zu dem Ort mit niedrigerem Druck hin in Bewegung. Es kommt Wind auf. Die Ursache für unterschiedliche Luftdrücke an verschiedenen Orten liegt darin, dass die Luftsäule nicht über jedem Ort gleich schwer ist; Ist die Luftsäule wärmer, so ist sie auch leichter: es herrscht geringerer Luftdruck. Ist die Luftsäule kälter, so ist sie auch schwerer: es herrscht größerer Luftdruck. Folglich entsteht der Wind ursächlich durch Temperaturunterschiede in der Luft. Der durch einen Temperaturunterschied hervorgerufene Luftdruckunterschied setzt die Luft in Bewegung. Je größer der Druckunterschied ist, desto stärker bläst der Wind. Liegen in einer Bodenwetterkarte die Isobaren (die Linien, auf denen der Druck überall gleich ist) dicht beieinander, so ist der Druckunterschied über eine bestimmte Strecke groß, der Wind weht demnach stark. Liegen die Isobaren weit auseinander, so ist der Druckunterschied über die gleiche Strecke gering, es ist mit schwachem Wind zu rechnen. Der Wind, der durch einen Druckunterschied verursacht worden ist, wird von der zum tiefen Druck gerichteten Bahn abgelenkt, da sich die Erde darunter wegdreht; Diese Ablenkung heißt Corioliseffekt und erfolgt auf der Nordhalbkugel der Erde immer nach rechts. Auf der Südhalbkugel wird der Wind nach links abgelenkt. Da die strömende Luft von der geraden Bahn durch die Erddrehung abgelenkt wird, hat der Mensch den Eindruck, es wirke eine ablenkende Kraft auf die strömende Luft. Diese scheinbare Kraft heißt Corioliskraft. Würde die Erde sich nicht drehen, dann gäbe es keine Corioliskraft; dann wehte der Wind auf geradem Wege vom Hoch- zum Tiefdruckgebiet; Aufgrund der Corioliskraft aber wird der Wind von der geraden Bahn abgelenkt, auf der Nordhalbkugel der Erde nach rechts, auf der Südhalbkugel nach links. Der Bodenwind strömt spiralförmig aus dem Hoch hinaus und ins Tief hinein. Auf der Nordhalbkugel werden Hochdruckgebiete im Uhrzeigersinn umströmt, Tiefdruckgebiete gegen den Uhrzeigersinn. Auf der Südhalbkugel werden Hochdruckgebiete gegen den Uhrzeigersinn umströmt, Tiefdruckgebiete mit dem Uhrzeigersinn. Der in Bodennähe strömende Wind wird durch Reibung am Boden abgeschwächt. Ebenfalls durch die Reibung am Boden wird der Wind von der isobarenparallelen Richtung abgelenkt zum tiefen Druck hin. Wie lässt sich diese Ablenkung erklären? Angetrieben wird der Wind durch Druckunterschiede, und zwar zu tiefen Druck hin. Da sich die Erde darunter wegdreht, wird der Wind scheinbar nach rechts abgelenkt. Durch Reibung wird der teilweise mit der Erddrehung mitgenommen und strömt deshalb mehr in Richtung zum tiefen Druck. Reibung, Abschwächung und Ablenkung des Windes zum tieferen Druck hin wirken nur in der Nähe des Bodens. Oberhalb einer bestimmten Höhe, der so genannten Reibungshöhe, die über der Bodengrenzschicht liegt (ca. 1500 m Höhe), wirkt die Seite 8 von 25 Reibung am Boden nicht auf den Wind. Der Wind weht oberhalb der Reibungshöhe parallel zu den Isobaren, die die Druckverhältnisse in der Höhe darstellen. D.h. die Bodenwindrichtung dreht in der Regel in etwa 1000 m über Grund zirka 30 Grad nach rechts. Oder anders ausgedrückt: Auf der Nordhalbkugel der Erde ist wegen des Corioliseffekts bei einem Bodenwind aus Ost 1500 m höher mit einem Wind aus Südost zu rechnen. Der Wind weht in der Regel in Bodennähe schwächer, da die Bodenreibung den Wind bremst; es gibt aber auch Ausnahmen wie z.B. den Düseneffekt von Tälern. Ein sich verengendes Gebirgstal erhöht die Windgeschwindigkeit. So kann der Talverlauf einen Düseneffekt bewirken. Täler nehmen auch Einfluss auf die Windrichtung. Talverläufe lenken den Wind um. Auf Abb. 8 ist zu erkennen, dass auf der Nordhalbkugel der Erde links isobarenparallelen Strömung der tiefere Druck herrscht, sofern man in Strömungsrichtung schaut. Rechts der Strömung liegt der höhere Druck. Da der bodennahe Wind - der Bodenwind- zum tieferen Druck hin abgelenkt ist, ist er auf der Nordhalbkugel nach links abgelenkt. Der Ablenkwinkel beträgt im Mittel ca. 30°. Vom Boden aus betrachtet bedeutet das, dass der Wind nach oben hin bis zur Reibungshöhe nach rechts dreht. Weht beispielsweise der Bodenwind aus 360° mit 10 kt, so weht der Wind oberhalb der Reibungshöhe - also oberhalb von 1000 m - aus ca. 030°. Da der Bodenwind aufgrund der Reibung langsamer ist als der Höhenwind, dürfte der Wind in 1000 m Höhe mit ca. 20 kt wehen. Kommt der Bodenwind aus 060° mit 10 kt, so bläst der Wind in 1000 m Höhe aus ca. 090° mit ca. 20 kt. Umgekehrt kann man aus einem Höhenwind von 300° und 35 kt auf einen Bodenwind von ca. 270° mit ca. 17 kt schließen. Der Höhenwind bläst im Durchschnitt doppelt so stark oder stärker als der Bodenwind. Als Faustregel gilt im Flachland: 500 m über Grund hat der Wind die doppelte Geschwindigkeit des Bodenwindes. Dass der Wind - vom Boden aus gesehen - mit zunehmender Höhe nach rechts dreht, ist der Normalfall. Dies gilt auch, wenn mit der Luftströmung wärmere Luft herangeführt wird. Dabei spricht man von Warmluftadvektion. Wird jedoch kältere Luft herangeführt, herrscht also Kaltluftadvektion, so dreht der Wind mit zunehmender Höhe nach links. Im Normalfall kann man aus der Windrichtung auch die Lage der Hoch- und Tiefdruckgebiete schließen. Betrachten wir in Figur 10 den Ort A! An dieser Stelle bläst der Höhenwind aus 270°. Kapitel 11.Die Temperatur Temperatur ist der Wärmezustand eines Körpers. Wärme entsteht durch Bewegung der kleinsten Teile (die Moleküle) des Körpers. Bei maximaler Bewegung der Moleküle ist die Maximal-Temperatur erreicht, bei Stillstand der Moleküle die tiefstmögliche Temperatur. Die Temperatur wird in Celsius oder Fahrenheit gemessen. Der Gefrierpunkt des reinen Wasser bei normalem Luftdruck liegt bei 0° C oder 32° F. Der Siedepunkt liegt bei 100° C oder 212° F. Diese beiden Punkte dienen zur Eichung des Thermometers. Die Temperatur wird grundsätzlich im Schatten gemessen. Bewegt man sich in der Atmosphäre nach oben, so stellt man fest, dass die Lufttemperatur normalerweise abnimmt. Dies wird als „vertikaler Temperaturgradient“ bezeichnet. Diese Temperaturabnahme mit zunehmender Höhe erfolgt gleichmäßig bis in eine Höhe von ca. 11000 Metern. Darüber bleibt die Temperatur mit zunehmender Höhe gleich oder nimmt sogar zu. Bleibt die Temperatur gleich, so spricht man von Isothermie, nimmt sie mit der Höhe zu, so spricht man von einer Inversion. Kapitel 12.Der Schichtungsgradient Der Schichtungsgradient ist der vertikale Temperaturgradient in einer ruhenden Luftmasse (also ohne vertikale Luftströmung). Der ideale Schichtungsgradient wäre der der ICAO-Standardatmosphäre: Temperaturabnahme von 0,65°/100m oder 2°/1000ft. Sollte die T° bei zunehmende Höhe gleich bleiben sprechen wir von Isothermie. Nimmt die T° bei zunehmender Höhe ebenfalls zu sprechen wir von Inversion. Seite 9 von 25 Kapitel 13.Die Hebungsgradienten (trockenadiabatisch und feuchtadiabatisch) 1.13.1Der trockenadiabatische Temperaturgradient Ein Luftvolumen, dass durch gleich welche Einflüsse angehoben wird, dehnt sich in der umringenden Luft aus (da diese einen niedrigeren Luftdruck hat). Es expandiert und kühlt dadurch ab. Hierbei gibt das Luftvolumen weder Wärme an die umringende Luft ab, noch wird ihm Wärme zugeführt. Die Abkühlung bei diesem Vorgang liegt bei 1° pro 100 aufgestiegene Meter in ungesättigter Luft. 1.13.2Der feuchtadiabatische Temperaturgradient Ist das gleiche Luftpaket gesättigt (kann also keine Feuchtigkeit mehr aufnehmen), so kondensiert es, und der bis dahin unsichtbare Wasserdampf bildet kleine Tröpfchen. Trotzdem kühlt das Luftpaket durch den Anstieg ab, jedoch wesentlich weniger schnell als bei trockener Luft. Der feuchtadiabatische Temperaturgradient liegt zwischen 0,4° bis 0,8° C pro 100 Meter Höhengewinn. In unseren Breiten legen wir einen Mittelwert von 0,6° C/100m fest. Kapitel 14.Stabilität 1.14.1Stabilität Eine Luftmasse ist stabil wenn ihr Schichtungsgradient kleiner ist als der Hebungsgradient des Luftpaketes, das in ihr aufsteigt. Das Luftpaket sinkt wieder in die Ausgangsposition. 1.14.2Labilität Eine Luftmasse ist labil wenn ihr Schichtungsgradient größer ist als der Hebungsgradient des Luftpaketes, das in ihr aufsteigt. Das Luftpaket steigt weiter. 1.14.3Indifferenz Eine Luftmasse ist indifferent wenn ihr Schichtungsgradient gleich groß ist als der Hebungsgradient des Luftpaketes, das in ihr aufsteigt. Das Luftpaket steigt und nimmt in jeder Höhe die Temperatur der umringenden Luftmasse an. 1.14.4Überadiabatische Gradienten Jeder Temperaturgradient der größer ist als 1°/100m wird als überadiabatischer Gradient bezeichnet. 1.14.5Absolute Labilität Absolute Labilität entsteht wenn der Schichtungsgradient größer als 3°/100m ist. Es treten dann je nachdem starke vertikale Turbulenzen in der Luftmasse auf. Die Luftmasse ist labil. 1.14.6Absinkende Luft Sinkt ein Luftpaket ab, so erwärmt es sich und die Temperatur des Luftpaketes entfernt sich vom Taupunkt. Es erwärmt sich mit 1°C/100m. Bei diesem Vorgang löst sich sichtbare Feuchtigkeit auf. Stabilität Art der aufsteigenden Luft STABIL LABIL INDIFFERENT Nicht gesättigt (ohne Kondensation) 1°C/100 m Schichtungsgradient der umringenden Luft kleiner als 1°C/100m Schichtungsgradient der umringenden Luft größer als 1°C/100m Schichtungsgradient der umringenden Luft gleich 1°C/100m Gesättigt (mit Kondensation) 0,6°C/100 m Schichtungsgradient der umringenden Luft kleiner als 0,6°C/100m Schichtungsgradient der umringenden Luft größer als 0,6°C/100m Schichtungsgradient der umringenden Luft gleich 0,6°C/100m Seite 10 von 25 Kapitel 15.Die Wolken Kapitel 16.Wie Wolken entstehen Eine Wolke ist zunächst einmal nichts anderes als eine Anhäufung von verschiedenen kleinen Wassertröpfchen oder Eiskristallen oder von beiden gemeinsam. Bevor sie sichtbar wird, ist sie Wasserdampf, der sich mit der Luft gemischt hat. Der Wasserdampf wird sichtbar durch Kondensation. 1.16.1Feuchte Luft Die Luft, die uns umgibt, ist ein Gemisch aus verschiedenen Gasen, zum Beispiel Stickstoff, Sauerstoff und Kohlendioxid. Auch der Wasserdampf gehört dazu. Allerdings hat er die Eigenart, mal viel, mal wenig „aufzutreten“. Ist Wasserdampf in großer Menge vorhanden, sagt man, die Luft sei feucht. Als trocken bezeichnet man sie hingegen bei wenig Wasserdampf. Richtiger wäre ja, von geringer Feuchte zu sprechen, denn vollkommen trocken ist die Luft nie. Unbegrenzt viel Wasser aufnehmen kann die Luft allerdings nicht. Sie ist wie ein Schwamm, der sich so lange begierig voll Wasser saugt, bis es wieder aus ihm heraustropft. Aber da gibt es noch den Unterschied zwischen einem großporigen und einem feinporigen Schwamm. Bei dem einen fängt es früher an zu tropfen als beim anderen; So ist es auch bei der Luft. Nur hängt es bei ihr nicht von der Größe der Poren ab, wie viel Wasserdampf sie maximal aufnehmen kann, bis sie gesättigt ist, sondern von den Wärme- oder Kältegraden. So enthält 1 m³ Luft an einem kalten, neblig-trüben Novembertag bei 3° C höchstens 5 g Wasserdampf, an einem schwülwarmen Sommertag bei etwa 20° C dagegen 15 g. Dennoch ist in beiden Fällen die Sättigung erreicht. Enthielte die Luft an diesem warmen Sommertag nur 5 g Wasserdampf, würde man sie als angenehm trocken empfinden. Trocken oder feucht bezieht sich also auf die maximal mögliche Wasserdampfmenge, die bei der gerade herrschenden Temperatur in der Luft vorhanden ist. Diese relative Luftfeuchte wird in Prozent angegeben und schwankt zwischen 0 % (absolute Trockenheit) und 100 % (Sättigung). Bis 99 % passiert nichts, aber sobald 100 % erreicht sind und die Luft gesättigt ist, verwandelt sich der überschüssige Wasserdampf sofort in kleine Wassertröpfchen. Das nennt man Kondensieren und die Temperatur, bei der das geschieht, den Taupunkt. Geschieht das am Erdboden, schlagen sich die Wassertröpfchen als Tau nieder. Verbleiben die Wassertröpfchen in der Luft über dem Boden, sprechen wir von Nebel. Kondensiert der Wasserdampf erst in größerer Höhe, dann entsteht eine Wolke. Wolken sind also, zusammen mit Tau und Nebel, sichtbare Zeichen ein und desselben Prozesses. 1.16.2Sättigung der Luft Sie ist auf zweierlei Wegen möglich: * Durch Abkühlen, das heißt, die Temperatur „rutscht“ zum Taupunkt hinunter. Diesen Vorgang können wir beobachten, wenn wir an einem heißen Sommertag ein kühles Bier einschenken und das Glas beschlägt. Die Luft um das kalte Glas herum kühlt sich so lange ab, bis sie die relative Feuchte 100 % erreicht hat und der überschüssige Wasserdampf als Tröpfchen am Glas kondensiert. Wenn wir jetzt noch die Temperatur des Bieres messen würden, wüssten wir auch den Taupunkt. * Durch Anreichern mit Wasserdampf, das heißt, der Taupunkt „klettert“ zur Temperatur hoch. Diesen Prozess können wir im Badezimmer nachvollziehen. Wenn wir heiß duschen, steigt der Wasserdampfgehalt der Luft. Sobald der Spiegel beschlägt, wissen wir, dass dort die relative Feuchte 100 % zuerst erreicht hat. Die meisten Wolken entstehen durch abkühlende Luft. Dazu führen wir uns noch einmal den angenehm trockenen und warmen Sommertag vor Augen. Mit 5 g Wasserdampf pro m³ Luft beträgt die relative Feuchte gerade 30 %. Nun steigt warme Luft bekanntlich in die Höhe. Dabei kühlt sie sich ab, denn je höher sie Seite 11 von 25 kommt, desto kälter wird es; in 2000 m Höhe herrscht nur noch eine Temperatur von 3° C. Jetzt ist der Taupunkt erreicht. Die relative Feuchte beträgt 100 %, der Wasserdampf beginnt zu kondensieren, und am Himmel taucht plötzlich eine weiße Wolke auf. Die Höhe, in der dies geschieht, nennt man Kondensationsniveau. Kapitel 17.Wo Wolken leben Der Wolkenhimmel lässt sich mit einem mehrstöckigen Gebäude vergleichen. In den verschiedenen Etagen sind verschiedene Wolken beheimatet und füllen sie mit einer mehr oder weniger dicken Schicht; Dazwischen verkehren Aufzüge, in denen die Wolken auf- und abfahren. Dass die Atmosphäre in Stockwerke eingeteilt ist, liegt an der Schwerkraft der Erde, die allem, was ihr unterliegt, eine gewisse Ordnung aufzwingt und Abweichungen sofort auszugleichen sucht. Dieses Ordnungsprinzip lässt sich im Kleinen am Rauch einer Zigarette nachvollziehen. Zunächst steigt er ungeordnet in die Höhe, doch nach einiger Zeit können Sie in geschlossenen Räumen sehen, dass die Rauchschlieren horizontal verlaufen. Genauso verhält es sich mit den Wolken am Himmel. * Sind nur übereinander geordnete Etagen zu beobachten, haben wir es mit Schichtwolken zu tun. Man sagt dann: Die Luft ist stabil. Die Sache mit den Aufzügen folgt aus der Tatsache, dass die Sonnenstrahlung die Luft nicht direkt erwärmt, sondern auf dem Umweg über die Erdoberfläche. Diese wird von der Sonne aufgeheizt und gibt dann wie eine Herdplatte die Wärme an die darüber liegende Luft ab. Durch die Erwärmung dehnt sich die Luft aus und wird gleichzeitig leichter, da dieselbe Masse nun ein größeres Volumen einnimmt. Sie beginnt in die Höhe zu steigen, eine Eigenart, die beim Heißluftballon ganz direkt ausgenutzt wird. Sicherlich haben Sie auch schon beobachtet, wie über einer heißen Teerstraße die Luft flimmert. * Am Himmel macht sich das in quellenden Wolken bemerkbar. Überwiegen diese aufsteigenden oder Quellwolken, sagt man: Die Luft ist labil. Je größer der Abstand von der Erdoberfläche, desto mehr Wärme gibt die aufsteigende Luft ab, wird also kälter. Die Wolkentröpfchen beginnen dann zu frieren und verwandeln sich allmählich in Eiskristalle. Kapitel 18.Der Nebel Nebel entsteht durch Sättigung der Luft. Dies geschieht entweder durch Abkühlung der Luft oder durch starke Verdunstungen aus dem Erdboden (sehr selten). Bei der Nebelbildung steigt die Luft nicht adiabatisch wie bei der Wolkenbildung. Nebel bildet sich durch Wärmeaustausch mit dem Erdboden (oder Wasserflächen) oder durch Mischung verschieden warmer Luftmassen (warm/kalt). Bei der Nebelbildung kommen horizontale und vertikale Luftbewegungen ins Spiel. Horizontale Luftbewegungen nennt man „Advektion“. Vertikale Luftbewegungen nennt man „Konvektion“. Kapitel 19.Allgemeines Man spricht von Nebel wenn die Sicht geringer als 1000 Meter ist. Die Mindestflugsicht in unkontrolliertem Luftraum bei Flügen nach Sichtflugregeln liegt bei 1500 m. Bei Sichten über 1000m jedoch weniger als 10 km spricht man von Dunst. Bodensicht ist die von einer amtlich beauftragten Person festgestellte Sicht auf einem Flugplatz. Flugsicht ist die Sicht aus dem Cockpit in Flugrichtung. Kapitel 20.Strahlungsnebel (engl. radiation fog) Strahlungsnebel entsteht durch nächtliche Abkühlung des Erdbodens (genannt Ausstrahlung) und durch Abkühlung der direkt darüber lagernden Luft. Die Bedingungen für Strahlungsnebel sind folgende: Klare Nacht. Dadurch kühlt der Erdboden schnell und stark ab. Geringe Luftbewegungen (d.h. keine Wind), damit die Luft lange in Berührung mit dem abgekühlten Boden bleibt. Seite 12 von 25 Hohe Luftfeuchtigkeit in den in Bodennähe lagernden Schichten. Erreicht die Luft bei dieser Abkühlung den Taupunkt, dann bilden sich feine Nebeltröpfchen. Strahlungsnebel entsteht häufig in Tälern oder Mulden. 1.20.1Arten von Strahlungsnebel 1.20.1.1Wiesennebel (engl. shallow fog) Über feuchten Wiesen ist die Bodennahe Luft ebenfalls sehr feucht (Verdunstung). Hier reicht eine geringe Abkühlung während den Nachtstunden meist schon aus um eine Kondensation zu erzwingen und eine dünne Nebelschicht zu bilden (oft nur 1-2 Meter dick). Auf Flugplätzen sind Rollwege und Landebahn dann nur schwer auszumachen. 1.20.1.2Bodennebel (engl. ground fog) Bodennebel entsteht wenn abgekühlte Luftschichten sich bei leichtem Wind vom Boden abheben. Nach oben schauend kann man den Himmel durch den Nebel hindurch sehen. 1.20.1.3Nebel (engl. fog) Dichter Nebel entsteht wenn am Boden liegende sehr feuchte Luft bei mäßigem Wind (weniger als 20 km/h) in größere Höhen getragen wird. Durch die Hebung der Luftmasse tritt eine zusätzliche Abkühlung ein, die einen oft hunderte Meter dicken Nebel bildet. 1.20.1.4Hochnebel (engl. low stratus) Wenn feuchte Luft bei mäßigem Wind über abgekühlten Boden zieht, so hebt die vom Wind verursachte Turbulenz die Luftmasse an und es bildet sich eine sehr niedrige Wolkendecke, die man Hochnebel nennt. Kapitel 21.Advektionsnebel (engl. advection fog) Zu Advektionsnebel kommt es bei größeren Luftbewegungen von warmer, feuchter Luft über kaltem Erdboden (oder Wasser). Die unteren Luftschichten kühlen ab und die darin enthaltnen Feuchtigkeit kondensiert. 1.21.1Arten von Advektionsnebel 1.21.1.1Küstennebel (engl. coastal fog) Entsteht vor allem in den Frühjahrsmonaten, wenn die über Land aufgewärmten feuchte Luftmassen über die noch recht kühlen Wasserflächen ziehen. 1.21.1.2Mehrnebel (engl. sea fog) Wenn feuchtwarme Luftmassen aus warmen Gewässern über kältere Gewässer ziehen entsteht dichter, hochreichender Nebel. Kapitel 22.Mischungsnebel (engl. mixing fog) Vermischen sich zwei verschieden temperierte Luftmassen, wovon die eine warm und feucht, die andere kälter ist, so kann die dadurch erzielte mittlere Temperatur zur Sättigung der „neuen“ Luftmasse führen und Nebel entstehen. Kapitel 23.Verdunstungsnebel (auch Fluß- oder Seenebel) Entsteht meist im Herbst, wenn das Wasser der Flüsse und Seen wärmer ist als der sich rasch abkühlende umliegende Erdboden. Das Wasser verdunstet dann schneller und es tritt Kondensation mit Nebelbildung auf. Kapitel 24.Der Dunst Kapitel 25.Allgemeines Im Allgemeinen spricht man von Dunst wenn die Sicht zwischen 1000m und 10 km liegt. Es gibt jedoch einen Unterschied zwischen trockenem und feuchtem Dunst. Kapitel 26.Trockener Dunst (engl. haze) Man spricht von trockenem Dunst wenn die Sicht unter 5 km liegt und die Luft durch schwebende Partikel, Staub, usw. getrübt ist. Die relative Luftfeuchtigkeit liegt unter 80% Seite 13 von 25 Kapitel 27.Feuchter Dunst (engl. mist) Feuchter Dunst tritt durch unterschiedlichen Wasserdampfgehalt in der Luft auf. Bei feuchtem Dunst liegt die Sicht unter 8 km. Die relative Luftfeuchtigkeit liegt bei 80% oder darüber. Kapitel 28.Thermische und topographische Effekte Typische Beispiele lokaler thermisch direkter Zirkulationen sind das Berg- und Talwindsystem sowie das Land- und Seewindsystem, wobei an letzteren eine thermisch direkte Zirkulation im Folgenden schematisch erläutert sei: Kapitel 29.Die Land- und Seewindzirkulation Wenn sich tagsüber das Land stärker als die Wasserfläche erwärmt, dann entsteht in Bodennähe ein Druckgefälle vom Land zum Meer hin, während in der Höhe ein Druckgefälle vom Meer zum Land entsteht. Das Druckgefälle in Bodennähe sorgt dann für eine direkte Ausgleichsströmung in Form eines kühlen, feuchten Seewindes. Ab dem späten Nachmittag stellen sich durch die stärkere Auskühlung der Landfläche gegenüber dem Meer die umgekehrten Verhältnisse ein, d.h. es entsteht ein Druckgefälle vom Land zum Meer (in der Höhe vom Meer zum Land). Dann weht bodennah der infolge von Bodenreibung etwas schwächere Landwind. . IN DER NACHT: Der Landwind weht auf das Wasser hinaus, da die Luft über dem Meer aufsteigt und aus Massenerhaltungsgründen vom Land nachströmt TAGSÜBER: Ein kühler Seewind weht aufs Land, da die Luft über dem Land aufsteigt und aus Massenerhaltungsgründen vom Meer nachströmt. Kapitel 30.Das Berg- und Talwindsystem Bei Berg- und Talwindsystemen spielen prinzipiell die gleichen Prozesse eine Rolle, sie sind jedoch ein wenig komplexer, da hier noch Hangauf- und Hangabwinde mit in die Zirkulation intregiert sind. Es erwärmen sich z.B. morgens und vormittags die von der Sonne beschienenen Berghänge relativ rasch und geben einen Teil der Wärme an die hangnahen Luftschichten ab. Dadurch erwärmen sich diese hangnahen Luftschichten gegenüber der freien Atmosphäre stärker und beginnen, am Hang aufzusteigen. Ersatzweise strömt Luft aus den Tallagen nach. Ab Mittag werden dann die Hangaufwinde komplett durch den Talwind abgelöst. In der freien Atmosphäre existieren schwache Ausgleichsströmungen, die die Zirkulation schließen. Nachts kehren sich die Verhältnisse entsprechend wieder um und es weht der Bergwind. Die Zirkulationen bei Berg- und Talwindsystemen in Abhängigkeit von der Tageszeit kann man sehr schön der folgenden Abbildung entnehmen. Seite 14 von 25 Abbildung: Berg- und Talwindzirkulation a) Sonnenaufgang: Einsetzen der Hangaufwinde, Anhalten des Bergwindes. b) vormittags: Hangaufwinde, kein Berg- oder Talwind c) mittags: Hangaufwind, Talwind d) später Nachmittag: kein Hangwind, Talwind e) abends: Einsetzendes Hangabwindes, noch Talwind f) Anfang der Nacht: Hangabwindzirkulation g) Mitte der Nacht: Hangabwind, Bergwind h) vor Sonnenaufgang: kein Hangwind, Bergwind Kapitel 31.Die Wolken - Klassifizierung Um Ordnung in das Wolkendurcheinander zu bringen, hat man sich international auf eine Gliederung geeinigt. Im Prinzip gibt es, der äußeren Form nach, nur zwei Grundtypen von Wolken. Die einen sehen aus wie Blumenkohle und befinden sich ständig in Veränderung, sie quellen und brodeln nach oben und seitwärts aus. Diesen Typ bezeichnet man als Quellwolken oder als Cumulus, wenn er sehr groß wird als Cumulonimbus. Die anderen verändern ihre äußere Form nur sehr langsam, sie breiten sich schichtförmig über große Teile des Himmels oder sogar über den ganzen Himmel aus und sehen gleichförmig und grau aus. Das sind die Schichtwolken, lateinisch Stratus genannt. In der vertikalen wir die Troposphäre in drei Wolkenstockwerke eingeteilt: • das untere oder tiefe Stockwerk (von 0 m bis ca. 2500 m) Seite 15 von 25 • das mittlere Stockwerk (von 2500 m bis ca. 5500 m) • das obere Stockwerke (von 5500 m bis zur Tropopause) Im oberen Stockwerk vorkommende Wolken erhalten immer die Bezeichnung Cirrus bzw. Cirro als Vorsilbe. In diesem Stockwerk werden drei Wolkengattungen unterschieden. Das sind: • Cirrus (Schleierwolken), Abkürzung : Ci • Cirrocumulus (Wolken mit kleinen Quellungen), Abk. : Cc • Cirrostratus (schichtförmig angeordnete Schleierwolken, große Teile des Himmels bedeckend), Abk. : Cs Im mittleren Stockwerk erhalten die Wolkengattungen die Vorsilbe Alto. Hier unterscheiden wir: • Altocumulus (kleine Quellwolken, im Volksmund auch als Schäfchenwolken bezeichnet), Abk. : Ac • Altostratus (schichtförmig angeordnete Wolken, große Teile des Himmels bedeckend), Abk. : As Im tiefen Stockwerk unterscheiden wir die Gattungen: • Cumulus (Quellwolke), Abk. : Cu • Stratus (Schichtwolke), Abk. : St • Stratocumulus Schicht-Quellwolke), Abk. : Sc Der Wolkenmischtyp Stratocumulus ist eine schichtförmig angeordnete, meist durchbrochene sehr flache Wolkenform mit quellförmiger Struktur. Von den zehn Wolkengattungen, die, internationalen Vereinbarungen folgend, bei der Wetterbeobachtung unterschieden werden sind bisher schon acht beschrieben. Die zwei noch fehlenden sind die in der Vertikalerstreckung extremen Typen: • Cumulonimbus (Schauer- bzw. Gewitterwolke, die meist über alle drei Stockwerke reichende Quellwolke), Abk. : Cb • Nimbostratus (graue oder dunkle Schichtwolke, aus der oft anhaltend Regen oder Schnee fällt), Abk. : Ns 1. Cirrus (Ci) Die Cirren, die wegen ihres Aussehens auch Federwolken genannt werden, bestehen aus Eiskristallen. Sie erscheinen als faserige, schleier-artige oder bauschige Fäden, Bänder oder Flecken. Üblicherweise sind sie hellweiß, of mit einem seidenen Glanz. Besonders eindrucksvoll ist das Bild, wenn Eiskristalle aus einer Schicht, wo hohe Windgeschwindigkeit herrscht, in tiefere Schichten fallen, in denen der Wind schwächer bläst. Dann hängen die Cirren wie Krallen am Himmel Seite 16 von 25 2. Cirrocumulus (Cc) Der Cirrocumulus besteht meist aus Eiskristallen. Er kann aber auch noch stark unterkühlte Wassertröpfchen enthalten. Als feine Schäfchenwolken setzt sich die Wolke aus kleinen weißen Flecken oder Bällchen zusammen, die gerippt oder gekörnt mehr oder weniger regelmäßig in Bändern oder Gruppen miteinander verwachsen erscheinen. Oft lassen sie sich nur schwer von den mittelhohen Altocumulus unterscheiden. Als Regel kann gelten, dass die einzelnen Wolkenanteile eine Ausdehnung von weniger als 1° haben, was etwa der Breite des kleinen Fingers bei ausgestrecktem Arm entspricht. Seite 17 von 25 3. Cirrostratus (Cs) Der Cirrostratus ist ein milchig-weißer Wolkenschleier, der, an den Rändern faserig, entweder fast den ganzen Himmel bedeckt oder sich durch eine glatte Begrenzung vom sonst wolkenlosen Himmel abhebt. Er ist so dünn, dass die Sonne praktisch ungehindert durchscheinen kann. Lichtbrechung an den Eiskristallen erzeugt häufig eindrucksvolle Erscheinungen wie Nebensonnen, farbige Ringe oder Säulen, so genannte Halos. Nachts ist der Cirrostratus nur durch solche Halo-Erscheinungen bei Mondschein zu identifizieren. 4. Altocumulus (Ac) Die Haufenform der mittelhohen Wolken erscheint weißgrau schattiert aus Flecken oder Ballen zusammengesetzt. Die Einzelelemente sind oft in form von Bänken, Walzen oder Wogen geordnet. Als grobe „Schäfchenwolken“ sind sie kleiner als die Wolkenelemente des Stratocumulus und entsprechen in ihrer Ausdehnung etwa der Breite von zwei bis drei Fingern bei ausgestrecktem Arm. Sie weisen einen grauen Kern auf und erscheinen nur noch in der Nähe der Sonne hellweiß. Altocumulus ist eine Wolkenfamilie, die bei uns sehr häufig vorkommt und sich aus ziemlich vielen Mitgliedern zusammensetzt, deren unterschiedliches Auftreten bedeutsam ist für die weitere Wetterentwicklung. Seite 18 von 25 5. Altostratus (As) Der Altostratus erscheint meist in einer Höhe von 2 km im Winter bis 6 km im Sommer als graue Wolkenschicht von einförmigem Aussehen. Manchmal sind schwache streifenförmige Strukturen erkennbar. Die Wolke besteht aus Wassertropfen und Eiskristallen und ist so mächtig, dass die Sonne im Allgemeinen nicht durchscheint. 6. Cumulus (Cu) Als Haufen- oder Quellwolke weist der Cumulus eine glatte horizontale Untergrenze auf, die schattig und verhältnismäßig dunkel erscheint. Darüber wölbt sich in Form von Kuppeln und Hügeln der glänzend weiße Wolkenkörper, der sich isoliert und scharf begrenzt gegen den Himmel abhebt. Je nach Mächtigkeit der Wolkenkörper unterscheidet man drei Familienmitglieder: 6.1. Cumulus humilis (lat. : flach, niedrig) ist der Winzling unter den Quellwolken 6.2. Cumulus mediocris (lat. : gemäßigt) wird sein größerer Bruder genannt. 6.3. Cumulus congestus (lat. : Anhäufung, Masse) ist der mächtigste Vertreter dieser Familie. Er reicht mit seiner Kuppel bis weit in die mittlere Etage, besteht also in seinem oberen Teil aus Wasser und Eis. Bei seinem Erscheinen kann es kräftige Regen- oder im Winter Schneeschauer geben. Seite 19 von 25 7. Stratus (St) Diese einförmige Wolkenschicht sieht ziemlich langweilig aus, da sie meist ohne scharfe Untergrenze grau und trist den gesamten Himmel bedeckt. Durch die im Allgemeinen dünne Wolke ist die Sonne als Scheibe klar zu erkennen. Aus einer dickeren Stratusdecke können leicht Niesel- oder Sprühregen fallen, im Winter feine Schneesterne oder Schneegrießel. Eine Stratuswolke wird auch als Hochnebel bezeichnet. Besonders bei winterlichen Hochdrucklagen liegt die Untergrenze manchmal so tief, dass Turmspitzen und Hochhäuser in der Wolke verschwinden. 8. Stratocumulus (Sc) Wie der Name schon sagt, ist der Stratocumulus eine Wolke, die einerseits geschichtet erscheint, andererseits durch Bodeneinflüsse wie Erwärmung oder turbulenten Wind in weißgraue Ballen oder Schollen gegliedert ist. Von den Cumuluswolken unterscheiden ihn unscharfe Ränder, unterschiedliche Formen und eine unregelmäßige Untergrenze. Die einzelnen Ballen oder Schollen dehnen sich horizontal größer aus als vertikal. Ihre jeweilige Breite entspricht der Stärke von mehr als drei Fingern bei ausgestrecktem Arm. Der Stratocumulus ist die wohl häufigste Wolkenform bei uns. Er tritt bei allen Wetterlagen auf. Seite 20 von 25 9. Nimbostratus (Ns) Der Nimbostratus, typisch für tristes Wetter mit lang anhaltendem Landregen oder Schneefall, erscheint als dunkelgraue Wolkenschicht, die mehrere Kilometer mächtig wird, so dass selbst in den Mittagsstunden die Lichter eingeschaltet werden müssen. Er ist dem dichten Altostratus verwandt, allerdings liegt seine Untergrenze niedriger. Darunter bilden sich durch den Regen Wolkenfetzen, die von dem mit dieser Wolken-Familie häufig einhergehenden, kräftigen Wind rasend schnell vorbei getrieben werden. 10. Cumulonimbus (Cb) Der Gigant unter den Wolken quillt von der tiefsten Etage bis weit in das obere Stockwerk. Im Höhepunkt seiner Entwicklung erscheint der Cumulonimbus von der Seite wie ein riesiger Amboss. Dann vereisen in der obersten Etage der Wolken die Wassertröpfchen, und die vorher scharfen Wolkenränder werden faserig. Wenn der Cumulonimbus von der Sonne beschienen wird, wölbt sich über einem dunklen, fast schwarzen Fuß der massige Wolkenturm mit gleißend hellen und schattigen Bereichen. Steht er jedoch vor der Sonne, erscheint er drohend grau. Befindet man sich gar darunter, sieht man nur noch eine dunkelgraue bis schwarze Wolkenmasse über sich. Heftige Regenschauer, von Blitz und Donner begleitet, gehen nieder. Hagel wird von einem unwirklich fahlen, gelblich-grünen Leuchten innerhalb der schwarzen Wolkenmasse angekündigt. Seite 21 von 25 Kapitel 32.Die Fronten Kapitel 33.Frontenbeschreibung Treffen zwei verschieden temperierte Luftmassen aufeinander, so vermischen sie sich nicht, es sein denn sie sind sich fast gleich in puncto T°, Luftdruck und relativer Feuchte. Sie bilden zwischen sich eine Grenzschicht, die man Front nennt. Diese Grenzschicht läuft nicht vertikal, wie aus den untenstehenden Abbildungen zu sehen ist. Je größer der Temperaturunterschied zwischen den Luftmassen, desto heftiger ist das Wettergeschehen an der Front. Kapitel 34.Die Warmfront Eine warme Luftmasse, die auf eine kältere Luftmasse trifft wird von letzterer angehoben. Die leichtere Warmluft kühlt ab und erreicht schnell das Kondensationsniveau. Es bilden sich mächtige Schichtwolken mit lang anhaltenden, ergiebigen Niederschlägen. Als erste Zeichen einer Warmfront treten Cirrus-Wolken auf. Dann in Reihenfolge Altostratus und Nimbostratus oder Stratus mit Startusfetzen. Die Wolkendecke wird immer mächtiger bis die Wolken in Frontnähe bis zum Boden reichen können. Bei Warmfronten kann es ab etwa 300 vor der Front schon regnen. Am heftigsten regnet es allerdings unmittelbar vor der Front. Hinter der Warmfront lösen sich die Wolken meist schnell auf und der Niederschlag lässt schnell nach. Kapitel 35.Die Kaltfront Eine kalte Luftmasse, die auf eine wärmere Luftmasse trifft schiebt sich unter letztere. Die leichtere Warmluft wird von der kälteren Luft plötzlich angehoben. Dieser Vorgang verursacht ein schnelle Abkühlung der an der Frontfläche aufsteigenden Warmluft. Es entsteht ein schmaleres Wetterband oder Schlechtwettergebiet als bei Warmfronten (ca. 80-150 km breit). Die Bewölkung ist jedoch dichter und es entstehen hochreichende Quellwolken mit meist heftigen Gewittern. Kaltfronten bewegen sich etwa doppelt so schnell wie Warmfronten vorwärts (ca. 30 bis 60 km/h), sodass ein Schlechtwettergebiet einen Ort innerhalb von wenigen Stunden überquert haben kann. Hinter einer Kaltfront verbessert sich das Wetter rasch und es wird merklich kühler. Die Sicht ist oft sehr gut und es regnet nur noch vereinzelt aus aufgelockerter Quellbewölkung. Sehr verständlich dargestellt sind die Phänomene der Fronten auf der Webseite http://home.arcor.de/wetter-wissen/Hochs_und_Tiefs/body_hochs_und_tiefs.html die hier abgedruckt wird: Das Wetter in Europa wird zum größten Teil durch Tiefdruckgebiete bestimmt, den Zyklonen, die ihren Ursprung über dem Atlantik haben, wenn feuchtwarme Meeresluft und kalte Polarluft zusammentreffen. Seite 22 von 25 Wie entstehen Zyklonen ? Quelle: www.meteo.ch Irgendwann kommt es durch die aufsteigende warme Luft zu einer kleinen Störungsstelle (1), aus der sich eine nach Süden ausbreitende Kaltluftzunge entwickelt (2). Auf der Ostseite strömt warme Luft nach NO und es bilden sich im Westen und Osten der Warmluftzone charakteristische Wetterfronten (3-4), und zwar eine Vorderseite im Osten und eine Rückseite im Westen des Tiefdrucksgebietes. Aufgrund der Erddrehung strömt die in ein Tief hineinfließende Luft entgegen dem Uhrzeigersinn (5). Seite 23 von 25 Was spielt sich an entstehenden Wetterfronten ab ? Vorderseite-Warmfront Feuchtwarme Luft aus S oder SW strömt gegen die auf dem Wege liegende kalte Luft polaren Ursprungs und wird wegen des Dichteunterschieds zum langsamen Aufsteigen gezwungen. Es entsteht im Osten eine sog. "Aufgleitfläche", d.h. die Warmluft schiebt sich über die schwere kalte, und durch Kondensation bilden sich Schichtwolken (Nimbostratus, Altostratus) mit ausgedehnten Niederschlägen. Nach Verlagerung der Warmfront nach Osten wird die kalte Luft verdrängt, die Bewölkung reißt auf und in größeren Höhen bilden sich durch Kondensation Eisnadeln, die als Cirren am Himmel zu sehen sind und als Vorboten der herannahenden Schlechtwetterzone gelten. Rückseite-Kaltfront Die auf der Rückseite des Tiefs südwärts strömende Kaltluft schiebt sich unter die leichte Warmluft und drückt sie extrem stark in die Höhe. Die Kaltluft bricht unter die Warmluft ein, deshalb spricht man bei der Kaltfront auch von "Einbruchsfläche". Durch die turbulente Aufwärtsbewegung kühlt sich die Warmluft schnell ab und bildet Haufenwolken (Cumulus), die auch zu Gewitterwolken (Cumulonimbus) ausgebildet werden können.Während die Kaltfront durchzieht, frischt der Wind böig auf und dreht von SW auf W bis NW. Dabei kommt es zu schauerartigen Niederschlägen und auch häufig zu Gewittern. Während sich die Kaltfront dem Beobachtungsstandpunkt nähert, fällt der Luftdruck kontinuierlich. Seinen niedrigsten Wert erreicht er, wenn die Kaltfront gerade den Beobachtungsstandpunkt erreicht hat, danach steigt der Luftdruck wieder kontinuierlich. Die Luft ist nach dem Durchzug der Kaltfront deutlich klarer. Während vor allem Cumulonimbus- und CirrusWolken eine Kaltfront ankündigen, weisen “Schönwetterwolken” (weniger vertikal ausgerichtete CumulusWolken) auf den vollzogenen Durchzug der Kaltfront hin. Seite 24 von 25 Hoch- und Tiefdruckgebiete Hochdruckgebiete sind Gebiete relativ hohen Luftdrucks. Das Zentrum dieses Gebietes weist dabei den höchsten Luftdruck auf und ist von mindestens einer geschlossenen Isobare umgeben. Manchmal wird auch der Begriff "Antizyklone" verwendet. Eine "Zyklone" ist ein Tief, also das Gegenstück zum Hoch. Ein Hochdruckgebiet kann man sich als Lufthügel vorstellen. Die Luft, die diesen Hügel bildet, ist bestrebt, ihn auszugleichen, d.h. sie fliesst aus dem Hoch ab. Auf der Nordhalbkugel wird die Luft wegen der Corioliskraft nach rechts abgelenkt. Darum umströmt die abfliessende Luft das Hoch im Uhrzeigersinn. Auf der Südhalbkugel wird ein Hoch im Gegenuhrzeigersinn umweht, da dort die Corioliskraft nach links wirkt. In einem Hoch herrscht Absinkbewegung. Absinkende Luft erwärmt sich adiabatisch, was zur Auflösung der Wolken führt. In der warmen Jahreszeit bringt ein Hoch oft schönes Wetter. Im Verlauf des Tages können sich einige flache Cumuli bilden, die sich aber am Abend wieder auflösen. Im Winter dagegen hat die Absinkbewegung oft eine Bodeninversion zur Folge. Dies bedeutet, dass in Bodennähe kältere Luft liegt als in den darüberliegenden Schichten. So findet natürlich kein Luftaustausch zwischen den Luftschichten statt. In industriell genutzten Gebieten wird die bodennahe Schicht deshalb immer stärker verschmutzt, ohne dass die Luft ausgetauscht wird. Daraus kann sich dann der berüchtigte Smog bilden. Die Isobaren um Hockdruckgebiete liegen weiter auseinander als jene um Tiefs. Eine Erklärung findet sich im Beitrag zum Gradientenwind. Tiefdruckgebiete sind Gebiete relativ tiefen Luftdrucks. Das Zentrum dieses Gebietes weist dabei den tiefsten Luftdruck auf und ist von mindestens einer geschlossenen Isobare umgeben. Manchmal wird auch der Begriff "Zyklone" verwendet. Eine "Antizyklone" ist ein Hoch, also das Gegenstück zum Tief. Die Isobaren um Tiefdruckgebiete liegen meist enger zusammen als jene um Hochs. Eine Theorie zur Entstehung eines Tiefs ist oben dargestellt. Linksammlung zum Thema Hochs und Tiefs und Fronten http://de.wikipedia.org/wiki/Front_(Meteorologie) Luftmassen und Wetterfronten (pdf.datei) Analyse und Vorhersage von Niederschlagsfeldern in Gewitterwolken und Wetterfronten Seite 25 von 25
