Meteorologie: Unser Kurs

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
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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.
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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.
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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
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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.
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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
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(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
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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.
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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
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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
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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.
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
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%
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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.
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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)
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• 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
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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).
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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.
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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
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