MKU

Die atmosphärischen Skalen nach Orlanski sind nach Länge aufgeteilt:

Lokale Skala:

• Mikroskala (unter 2 km): z.B. Hitzeflimmern, Tornados, Cumuluswolke

• Mesoskala (2 - 2000 km): z.B. tropische Zyklone, Föhn, Gewitter

Regionale Skala:

• Mesoskala, s. oben

• Makroskala (über 2000 km): z.B. planetare Wellen (auch Rossby-Wellen, z.B. im Jetstream, entstehen durch Corioliskraft)

Superskala: Prozesse die größer sind als die betrachtete Skala. Beispiel: Bei Betrachtung eines Gewitters ist die Superskala z.B. das Tiefdruckgebiet, in dem es sich befindet bzw. das es ermöglicht.

Subskala: Prozesse die kleiner sind als die betrachtete Skala. Beispiel: Fallböen und Mikroturbulenzen innerhalb eines Gewitters.

Die Keplerschen Gesetze sind:

1. Die Bahn eines Planeten ist eine Ellipse mit der Sonne in einem der beiden Brennpunkte.

2. Die Flächengeschwindigkeit eines Planeten ist konstant -> Die Geschwindigkeit eines Planeten ist nicht konstant, sondern varriert (näher an der Sonne = schneller)

3. Die Quadrate der Umlaufzeiten zweier Planeten sind proportional zu den dritten Potenzen ihrer großen Halbachsen -> hat ein Planet eine größere Halbachse, ist er langsamer (= längere Umlaufzeit) als ein anderer Planet, der näher an der Sonne ist

Periphel: 3. Januar

Aphel: 3. Juli

-> aktuelle Werte

Äquinotikum: Zwei Tage im Jahr, an dem die Sonne senkrecht über dem Äquator steht und die Tage und Nächte auf der Süd- und Nordhalbkugel gleich sind. Ist am 21. März bzw. am 23. September.

Solstitium: Zwei Tage im Jahr, an denen die Sonne am nördlichsten/südlichsten steht (jeweils am Wendekreis des Krebses/Steinbock). Der Tag ist hier auf der einen Halbkugel am längsten und dafür die Nacht auf der anderen Halbkugel am längsten. Ist am 21. Juli bzw. 21. Dezember.

Es gibt sie, weil die Rotationsachse der Erde in Gegensatz zu der Ekliptik um 23.44° geneigt ist.

Präzession ist ein Prozess, bei dem die Erdachse langsam “einen Kegel nachzieht”. Eine Umlaufdauer dauert ca. 25800 Jahre und wird von den Gravitationskräften der Sonne und des Mondes auf die Erde verursacht.

Nutation ist eine kleine Nickbewegung, die schneller verläft (18,6 Jahre) und auf die veränderliche Mondbahn zurückzuführen ist.

• Exkzentrizität (Abweichung von der Ellipsenbahn): ~ 100.000 Jahre, beeinflusst den Unterschied zwischen Aphel und Periphel

• Obliquität (Schiefe der Eklitpik bzw. Neigung der Erdachse): ~ 41.000 Jahre, beeinflusst, wie stark die Jahreszeiten ausgeprägt sind

• Präzession (Schwingung der Erdachse): ~26.000 Jahre, verschiebt den Zeitpunkt der Jahreszeiten relativ zu Aphel/Periphel

Diese drei Zyklen werden auch als (Haupt-)Milankovic-Zyklen bezeichnet und sind z.B. für Eiszeiten zuständig.

Deklination ist der Winkelabstand der Sonne zur Äquatorebene und schwankt zwischen 23.44° (=Schiefe der Ekliptik) und -23.44°. Auf der Südhalbkugel ist die Deklination negativ, auf der Nordhalbkugel positiv.

Die wahre Sonnenuhrzeit orientiert sich an der tatsächlichen Sonne, die mittlere Sonnenuhrzeit an der “gedachten” Sonne, die sich gleichmäßig bewegt (als würde jeder Tag genau gleich lang dauern).

So ist zum Beispiel der wahre Sonnenmittag und der mittlere Sonnenmittag nicht unbedingt derselbe. Das liegt an der sich ändernden Bahngeschwindigkeit der Erde um die Sonne & der (schiefen) Erdachse.

• Troposphäre (0-11 km, obere Grenze variiert nach Breitengrad, an Polen niedriger, am Äquator höher) mit atmosphärischer Grenzschicht (0.3-3km), Temperatur sinkt mit zunehmender Höhe

• Stratosphäre (11-47km), Temperatur steigt mit zunehmender Höhe aufgrund von Absorption der Sonneneinstrahlung durch das Ozon (weshalb die Ozonschicht ja auch besonders wichtig für uns Menschen ist)

• Mesosphäre (47-84.9km), Temperatur sinkt (stark) mit zunehmender Höhe

• Thermosphäre (ab 84.9km): Temperaqtur steigt mit zunehmender Höhe aufgrund von der Absorption von Gamma- und Röntgenstrahlung der Sonne

zusätzlich: Ionosphäre (80- ca. 1000km)

Eine weitere Unterteilung wäre die Unterschiedung zwischen Homosphäre (bis 80km) und Heterosphäre, wobei die Atmosphäre in der Homosphäre recht gut durchmischt ist und in der Heterosphäre in Schichten aus verschiedenen Gasen unterteilt, da der geringe Druck eine Trennung nach Masse ermöglicht: leichte Gase wie Wasserstoff steigen nach oben, während schwerere Gase unten bleiben.

• Gase (vor allem Stickstoff und Sauerstoff, = Luft)

• Hydrometeore (Wasser in flüssigem oder festem Aggregatzustand, z.B. als Wolkentropfen bzw. Eiskristallen)

• Aerosole (z.B: Staub, Salzkristalle, Pflanzenpollen; feste anorganische Partikel wie Salzkristalle werden manchmal als Lithometeore bezeichnet)

• Stickstoff ~78%

• Sauerstoff ~20.95%

• Argon ~0.9%

• CO2 ~ 0.04%

• weitere Edelgase, Ozon, Schwefeldioxid, Kohlenmonoxid usw.

Die Ozonkonzentration ist in rund 20-25km Höhe am Höchsten (Stratosphäre), wobei sich die höchste Ozonkonzentration im Sommer in größerer Höhe befindet als im Winter:

Zusätzlich ist die Ozonkonzentration aus vom Breitengrad abhängig: Im Frühling der Arktis bzw. Antarktis sind Maxima zu finden, während zur selben Zeit in den Tropen ein relatives Minimum vorherrscht. Das liegt daran, dass Ozon zwar in den Tropen gebildet wird, aber in der Stratosphäre polwärts transportiert wird und UV-Licht Ozon bildet sowie zerstört, was bedeutet, dass in den gemäßigten und polaren Regionen im Winter kein Ozon gebildet, aber auch keins zerstört wird.

• Zeit: s (Sekunden) -> 1 m/s = 3,6 km/h

• Länge: m (Meter)

• elektrische Stromstärke: A (Ampere)

• Temperatur: K (Kelvin)

• Lichtstärke: cd (candela)

• Stoffmenge: mol

• Masse: kg (Kilogramm)

Die mittlere Molmasse trockener Luft beträgt 28.96 g/mol.

Feuchte Luft enthält Wasserdampfmoleküle, die Stickstoffmoleküle und Sauerstoffmoleküle verdrängen. Da Sauerstoff- und Stickstoffmoleküle schwerer sind als H2O, ist trockene Luft somit schwerer als feuchte Luft.

Ein Aerosol ist eine Mischung aus Gas mit flüssigen und festen Bestandteilen. Diese festen Bestandteile können unter anderem Vulkanasche, Pollen, Meersalz oder Ruß sein.

Aerosolpartikel sind unter anderem relevant für die Wolkenbildung.

• Aitken-Kerne, r < 0.1 mikrometer; keine Kondensationskerne

• große Kerne, r bis 1 mikrometer; gute Kondensationskerne für z.B. Wolken

• Riesenkerne, r über 1 mikrometer; gute Kondensationskerne

Von unten nach oben:

• D-Schicht, gibt es nur tagsüber

• E-Schicht

• F-Schicht, teilt sich tagsüber in F1 und F2-Schicht

Sonnenlicht bildet und zersetzt Ozon.

Bei Licht mit einer Wellenlänge unter 242 nm (UV-Strahlung) wird Ozon gebildet, eine Reaktion die Wärme an die Umgebung abgibt. Der Abbau von Ozon absorbiert Wärme, die Luft erwärmt sich also. Dadurch stellt sich in der Stratosphäre ein Gleichgewicht ein und diese erwärmt sich.

Das Ozon wird inn der oberen Stratosphäre gebildet und sinkt dann etwas ab, da Ozon ein schweres Molekül ist.

Ca. 10-20 Tonnen.

• Transmission (Licht geht durch Körper hindurch, wie z.B. bei Glas)

• Reflexion

• Absorption

• Emission

Absorption und Emission sind immer gleich.

Transmission, Reflexion und Absorption müssen zusammen immer einen Wert von 1 ergeben.

Ein schwarzer Körper hat ein Absorptions- und Emissionsvermögen von 1, er reflektiert also kein Licht.

Ein grauer Körper hat ein Absorptions- und Emissionsvermögen von kleiner 1.

Kurzwellige Strahlung kommt z.B. von der Sonne und hat unter 3 mikrometer Wellenlänge (Sonne: 0,5).

Langwellige Strahlung kommt z.B. von der Erde und hat über 3 mikrometer Wellenlänge (Erde: 10).

• Rayleigh-Streuung: Hier treffen die Luftmoleküle N2, O2 auf sehr viel größere Photonen (höhere Wellenlänge). Dadurch wird kurzwelliges (blaues) Licht stärker gestreut als die anderen, was für unseren blauen Himmel sorgt.

• Mie-Streuung: gilt für die (viel größeren) Aerosole, dementsprechend hängt die Streuung kaum von der Wellenlänge ab, alle Wellenlängen werden ähnlich gestreut. Deswegen erscheinen Wolken oder Nebel grau oder weiß, und wenn die Luft verschmutzt ist, wirkt sie blasser/weißer. Mie-Strahlung streut vor allem vorwärts, während Rayleigh-Streuung vor- und rückwärts streuut.

  
  

  Bei Sonnenaufgang oder Sonnenuntergang muss das Licht einen viel größeren Weg durch die Atmosphäre zurücklegen, wodurch mehr Moleküle und Aerosole passiert werden müssen. Dadurch wird das kurzwellige (blaue) Licht herausgestreut und das langwelligere (rot, orange) bleibt übrig und sorgt für den roten Himmel.

Weil sich am Äquator besonders viele Wolken bilden, die die solare Einstrahlung verringern.

Dampfdruck ist der Partialdruck von Wasserdampf, der zusammen mit dem Partialdruck von trockener Luft den Luftdruck bildet.

Der Dampfdruck, bei dem gasförmiger und flüssiger Zustand im Gleichgewicht sind: Sättigungsdampfdruck.

Das Verhätnis aus Dampfdruck und Sättigungsdampfdruck ergibt die Relative Feuchte (die absolute Feuchte wird definiert als die Masse Wasserdampf pro Kubikmeter Luft).

Die Temperatur, auf die eine Luftmasse abgekühlt werden muss, damit der Dampfdruck = Sättigungsdruck ist (Relative Feuchte=100%), wird als Taupunkttemperatur bezeichnet.

Der Wasserdampfanteil in der Atmosphäre ist in Raum & Zeit stark variabel, liegt aber in etwa zwsichen 0 und 4 Vol-%.

Warme Luft kann mehr Wasserdampf enthalten.

Wolken sind Bereiche in der Atmosphäre, in denen Sättigung bezüglich Wasserdampf herrscht und die Fallgeschwindigkeit der Wassertropfen bzw. Eiskristalle so klein ist, dass sie “schweben”.

Durch

• Abkühlung (weil kühlere Luft weniger Wasserdampf speichern kann)

• Feuchtigkeitszufuhr

• Mischung mit anderem Luftpaket

• freie Konvektion (erwärmte Erdoberfläche -> Luft steigt nach oben)

• erzwungene Konvektion (an Erhöhungen, z.B. Gebirgen)

• Konvergenz (Zufluss von Luftmassen in ein Tiefdruckgebiet -> Luft steigt nach oben)

• Aufgleiten an Fronten

Hydrometeore sind Aerosolpartikel aus festem oder flüssigem Wasser, die sich an anderen Aerosolpartikeln oder durch homogene Kondensation gebildet haben.

• 4 Wolkenfamilien

  • 10 Wolkengattungen

    • 14 Wolkenarten

      • 9 Wolkenunterarten

  • 9 Begleitwolken und Sonderformen

Wolkenfamilien unterschieden sich nach Höhe der Wolken und nach ihrer Zusammensetzung.

So gibt es hohe Wolken, mittlere Wolken und tiefe Wolken sowie Wolken mit großer vertikaler Erstreckung. Ab welcher km-Zahl eine Wolke z.b. als hohe Wolke klassifiziert wird, ist zusätzlich von der geografischen Region abhängig (Tropen, Polarregion usw.; in Polarregionen ist eine Wolke eine hohe Wolke ab 3km Höhe, in den Tropen ab 6km).

Hohe Wolken bestehen aus Eis, tiefe Wolken aus Wasser. Mittlere Wolken und Wolken mit großer vertikaler Erstreckung können aus Wasser und Eis bestehen.

Die Cirrus-Wolke (Ci) ist eine hohe Federwolke und besteht aus Eiskristallen. Sie hat eine geringe optische DIchte und erscheint daher weiß.

Sie entsteht durch das Herauswehen von EIs aus anderen Wolken wie Cb (Cumulonimbus), Cc (Cirroculumulus), Ac (Altocumulus). Falls sie sich verdichten und weite Cirrostratusflächen auftreten, kann dies als Vorzeichen einer Wetterverschlechterung gewertet werden -> sind oft Vorboten einer Warmfront.

Funfact: Kondensstreifen werden zu den Cirruswolken gerechnet.

Cirrocumuluswolken Cc werden auch als hohe Schäfchenwolken bezeichnet und gehören zu den hohen Wolken. Sie bestehen aus Eiskristallen und stark unterkühlten Wassertropfen.

Sie entstehen bei der Verdichtung von Cirrus-Wolken und haben typischerweise eine kurze Lebenszeit.

Das Vorkommen von Cirrocumuluswolken zeigt eine Labilisierung der Höhe an, bedeutet: wenn in der Höhe die Temperatur mit zunehmender Höhe stärker abnimmt als im Durchschnitt, wird die Luft labil (vertikal beweglich). Es entstehen kleine konvektive Zellen in großer Höhe, die die Schäfchenstruktur erzeugen. Labilität in Höhe kann auf kommende Tiefdruckentwicklung oder Fronten hindeuten.

Bei großem Vorkommen sind Cirrocumuluswolken ein Anzeichen für Wetterverschlechterung mit Regen.

Cirrostratuswolken Cs sind hohe Schichtwolken und gehören zu den hohen Wolken. Sie sehen aus wie ein dünner, gleichmäßiger Schleier. Sie bestehen aus Eiskristallen und entstehen bei Anhebung von ausgedehnten Luftschichten (z.B. vor Warmfronten) oder beim Zusammenwachsen von Cirrocumuluswolken (Cc).

Sie treten häufig im Zusammenhang mit Halos auf und sind häufig ein Anzeichen für Wetterverschlechterung, da sie ein typischer Anzeiger für eine nahende Warmfront sind.

Altocumuluswolken Ac werden auch als grobe Schäfchenwolke bezeichnet und gehören zu den mittleren Wolken.

Sie bestehen aus Wassertropfen und zum Teil aus Eiskristallen.

Sie entstehen durch die Hebung einer ausgedehnten Luftschicht (z.B. an Fronten), einer Konvektion im mittleren Wolkenstockwerk oder durch die Ausbreitung von Cumuluswolken Cu oder Cumulonimbuswolken Cb.

Sie können ein Anzeichen für Gewitter sein.

Eine Sonderform ist Altocumulus lenticularis, die linsen- oder mandelförmige Bänke bildet und oft bei Föhn entsteht, wenn die Luft über den Bergen angehoben wird.

Altostratuswolken As sind mittelhohe Schichtwolken und gehören zu den mittleren Wolken. Sie bilden oft dichte, weite Wolkenfelder, bei denen die Sonne nur schwach oder gar nicht zu erkennen ist und bestehen aus Wassertropfen und Eiskristallen.

Sie entstehen beim Aufgleiten warmer Luft über kälteren Luftmassen oder aus anderen Wolken wie Altocumulus Ac, Cirrostratus Cs oder Nimbotratus Ns. Sie sind im Herbst und WInter oft als Hochnebel zu beobachten.

Sie sind oft ein Anzeichen für länger anhaltendes Schlechtwetter, aus ihnen fällt aber fast kein Niederschlag.

Cumuluswolken sind einzelne Haufen- bzw. Quellwolken, die aus Wassertropfen bestehen und auch “Schönwetterwolke” genannt wird. Sie gehören zu den tiefen Wolken. Sie haben oft eine flache Unterseite ab der Höhe, wo der Taupunkt erreicht ist.

Sie entstehen durch Konvektion und zeigen eine labile Luftschicht an.

Am frühen Morgen können sie als Indiz gewertet werden, dass sich Gewitter bilden werden. Meistens entstehen Cumuluswolken erst im Tagesverlauf, wenn die Sonne den Boden genügend aufgeheizt hat.

Stratocumuluswolken Sc gehören zu den tiefen Wolken und werden auch als Schicht-Haufenwolken bezeichnet. Sie sehen aus wie eine flächige Wolkendecke aus einzelnen Wolkenteilen und bestehen aus Wassertropfen.

Sie entstehen durch Konvektion, Turbolenzen oder aus anderen Wolken wie Cumuluswolken Cu, Nimbostratus Ns oder Stratus St.

In Mitteleuropa sind sie die häufigste Wolkengattung und zeigen eine einigermaßen stabile Schichtung an.

Große Teile der Ozeane in den Tropen und Subtropen sind von Stratocumuluswolken bedeckt.

Stratuswolken St sind niedrige Schichtwolken und gehören zu den tiefen Wolken. Sie bilden eine durchgehende Wolkenschicht nah am Boden und bestehen aus Wassertropfen.

Sie entstehen bei ruhigen Wetterlagen, aus Nebel oder durch die Abkühlung der untersten Luftschicht. Bei sehr tiefen Temperaturen können manchmal Halos um Sonne und Mond auftreten. Dünner Hochnebel löst sich oft bei Tagesanbruch oder im Laufe des Tages auf, bei Hochdruckwetterlage und Inversionswetterlage im Winter kann er jedoch auch über mehrere Tage bestehen bleiben

Aus Stratuswolken fällt oft Nieselregen, aber keine starken Niederschläge.

Wenn sie direkt am Boden auftreten, ist es Nebel.

Nimbostratuswolken Ns (auch Regen-Schichtwolke) gehören zu den Wolken mit großer vertikaler Ausstreckung und bilden eine durchgehende Wolkendecke, die grauer erscheint als z.B. Altostratuswolken. Sie besteht aus Wasser- und Regentropfen und ggf. aus Eis- und Schneekristallen.

Sie entstehen bei großräumigem Aufgleiten von ausgedehnten Luftschichten (z.B. an Warmfronten) bis ins oberere Wolkenstockwerk oder aus anderen Wolken wie Altostratus As oder Cumulonimbus Cb.

Sie zeigen oft anhaltenden, gleichmäßigen Niederschlag an, aber kein Gewitter. Aus ihnen fällt anhaltender Niederschlag in Form von Regen, Schnee, Eiskörnern oder Frostgraupeln.

Cumulonimbuswolken Cb sind typische Gewitterwolken. Sie gehören zu den Wolken mit großer vertikaler Erstreckung und bestehen aus Wasser- und Regentropfen sowie Hagel. Oft zeigen sie einen “Amboss” an der Tropopause und eine Böenwalze an der Front.

Sie entstehen aus starker Konvektion mit sich verstärkenden Aufwinden.

Aus ihr fällt Niederschlag wie starke Regenschauer, Hagel, Gewitter.

In Berlin überwiegen in den Frühlings- und Sommermonaten Cumuluswolken, gefolgt von Stratocumuluswolken. Letztere treten im Herbst und besonders im Winter am häufigsten auf, gefolgt von Strauswolken.

Nebel ist eine Wolke, die den Boden berührt und die Sichtweite auf unter 1 km begrenzt (Bei einer Sichtweite von 1-8km: Dunst).

Nebel wird nach seiner Entstehunng unterteilt, so gibt es z.B. Strahlungsnebel Orographischer Nebel, Verdunstungsnebel usw.

• Strahlungsnebel: v.a. in kühlen, klaren Nächten; negative Strahlungsbilanz -> Luft kühlt ab und erreicht Taupunkttemperatur

• Advektionsnebel: Bei Verfrachtung von feuchtwarmer Luft über kühlere Oberflächen (häufig an Seen, Küsten)

• Orografischer Nebel: bei erzwungener Konvektion, z.B. bei Gebirgen

• Verdunstungsnebel: über Wasseroberflächen

• Wolkentyp (Gattung, Art)

• Bedeckungsgrad in Octa (0/8 = wolkenlos, 8/8 = bedeckt)

• Wolkenbasis- bzw. -obergrenzenhöhe

• Wolkenbasis- bzw. -obergrenzentemperatur

• optische Wolkendichte

• Manuelle Beobachtung (Bedeckungsgrad, Wolkenhöhe)

• NubiScope (misst Bedeckungsgrad, Wolkenbasishöhe)

• Himmelskameras (Bedeckungsgrad, Wolkentyp)

• Ceilometer (Wolkenbasishöhe, Bedeckungsgrad)

• Wolkenradar

• Satelliten

Dampfdruck, bei dem gasförmiger und flüssiger (fester) Zustand im Gleichgewicht sind.

Damit Wolken entstehen können, muss die Liuft gesättigt sein.

Temperatur, auf die eine Luftmasse abgekühlt werden muss, damit gilt Dampfdruck e = Sättigungsdampfdruck E (bei konstantem Druck).

Wenn die Taupunkttemperatur erreicht ist, entstehen Wolken.

Niederschlag ist Wasser, was aus der Atmosphäre auf die Erdoberfläche eingeht.

Es gibt fallenden (Hagel, Regen, Schnee, Graupel…) und absetzenden (Reif, Tau) Niederschlag. Zusätzlich kann in flüssigen und festen Niederschlag unterschieden werden.

• Wegener-Bergeron-Findeisen-Prozess

• Koaleszenz-Koagulation-Kollision

Der Wegener-Bergeron-Findeisen-Prozess findet ausschließlich in Mischwolken aus Eis und stark unterkühltem Wasser ab -> nur in mittelhohen Wolken/Wolken mit großer vertikaler Erstreckung (oder tiefen Wolken im Winter).

Die Sättigungsdampfdruckkurve für Eis liegt unter der für Wasser -> Eine Eisoberfläche braucht weniger Dampfdruck, um gesättigt zu sein.

In gemischtphasigen Wolken ist der Wassserdampfdruck zwischen beiden Kurven, d.h. die Luft ist untergesättigt gegenüber Wasser, wodurch Wassertröpfen verdampfen (-> Wasserdampf) und sich an die Eiskristalle anlegen (weil die Luft ggü. Eis gesättigt/übersättigt ist). Dadurch wachsen Eiskristalle.

Wenn diese zu groß und schwer werden, fallen sie aus der Wolke.

Durch diesen Prozess entstehen die ergiebigsten Niederschläge.

Die Koagulation-Kollision-Koaleszenz ist ein Prozess, der in Wasser- und Mischwolken vorkommt. Die Hydrometeore (Wassertröpfchen) wachsen durch Zusammenschluss, bis sie zu groß werden und aus der Wolke fallen.

Je kleiner der Tropfen ist, desto kugelförmiger ist er (z.B. Nieselregen hat eine Kugelform, leichter bis mäßiger Regen eine “Burgerbrötchenform”). Je größer der Regentropfen ist, desto unförmiger wird er, an der Basis entsteht eine “Bucht”. So hat Platzregen eine Fallschirmform.

Das liegt daran, dass bei einer bestimmten Größe der Luftwiderstand so stark ist, dass die Tropfen anfangen zu flattern.

Aufwinde halten Tröpfchen länger in der WOlke. Starke Aufwinde lassen zu, dass die Tröpfchen sehr groß werden, bevor sie fallen. Bei Gewitter- und Schauerwolken (Cumulonombis) sind starke Aufwinde möglich, weshalb aus diesen Wolken häufig Platz- oder Starkregen fällt.

Auch Hagel entsteht in diesen Wolken.

Hagel entsteht oft in Gewitterwollken bei starken Aufwinden.

Kleine Eiskristalle oder Graupel werden immer wieder nach oben geschleudert, auf dem Weg nach oben und unten treffen sie auf unterkühlte Wassertröpfchen. Diese Tröpfchen frieren sofort beim Aufprall fest → „riming“. Dadurch wächst das Teilchen zu einem Hagelkorn. Je stärker der Aufwind, desto öfter zirkuliert das Korn und desto größer wird der Hagel.

Graupel = kleiner Hagel, bei schwachen Aufwinden.

Wolken bestehen aus aufsteigender feuchter Luft. Aufsteigen passiert nur, wenn die Luft leichter (wärmer) ist als die Umgebung → konvektive Instabilität. An der Tropopause ist die Luftschicht aber stabil, Luftpakete können also nicht weiter aufsteigen.

• Regen/Schnee, wenn keine anderen wärmeren/kälteren Luftschichten dazwischen kommen

• Virga: Über dem Boden ist die Luft so warm, dass der Regen verdunstet und nicht unten ankommt

• Schneeregen: eine relativ schmale warme Luftschicht zwischen Wolke und Boden, sodass der Schnee teilweise zu Regen schmilzt und dann als Schneeregen runterkommt

• gefrierender Regen: eine breitere warme Luftschicht zwischen Wolke und Boden, sodass der Schnee in der warmen Luftschicht komplett schmilzt und dann kurz überm Boden wieder komplett gefriert -> Blitzeis!

• Regen aus einer Schneewolke: Die warme Luftschicht ist so breit, dass sie den Boden erreicht, sodass der Schnee schmilzt und unten als Regen ankommt

Tau ist die Kondensation von Wasserdampf aus Oberflächen. Reif ist derselbe Prozess, bloß dass keine Kondensation, sondern eine Resublimation stattfindet (von Wasserdampf direkt zu Eis, ohne flüssiges Stadium dazwischen).

• Totalisator

• Kippwaage/Wippe

• Waage

• Tropfenzähler

• Laser

• Satellit

• Radar

• Wind/Turbulenzen (Totalisator kippt um)

• fester vs. flüssiger Niederschlag

• Blätter o.Ä. verstopfen

• zu viel oder zu wenig Neiderschlag

• Störungen der Messgeräte

• Sensibler Wärmestrom QH (fühlbare Wärme, Erwärmung der Luft) -> turbulent/konvektiver Transport

• Latenter Wärmestrom WE (versteckte Wärme, Verdunstung) -> turbulent/konvektiver TRansport

• Bodenwärmestrom QG (Wärmetransport im Boden)-> Diffusion

Turbulent meint in dem Fall zufällige Bewegungen um einen mittleren Zustand (Hauptbewegungsrichtung), Transport in alle Raumwichtungen durch sogenannte “Eddies”

• Eddy-Kovarianz-Methode (Turbulente Quellflächen)

• Szintillometer (Turbulente Flüsse)

Am Beispiel Adiabatische Temperaturänderung:

Die Änderung der Temperatur eines in sich abgeschlossenen Luftpakets durch Veränderung der vertikalen Lage -> Druckänderung -> keine Temperaturänderung durch Wärmezufuhr. Beispiel: Ein Luftpaket steigt, dehnt sich aus und kühlt ab.

Es gibt trockenadiabatische und feuchtadiabatische Prozesse. Trockenadiabatisch ist der Prozess, wenn die Luft ungesättigt ist und keine Kondensation passiert. Bei feuchtadiabatischen Prozessen ist gesättigte Luft/Kondensation involviert.

In etwa liegt er bei -9.8 K/km.

Das bedeutet, wenn ein Luftpaket trockenadiabatisch 100 m nach oben aufsteigt, wird es 1°C kälter.

Die potentielle Temperatur ist die Temperatur, die ein Luftpaket hätte, wenn man es adiabatisch auf Referenzhöhe bringt.

Für trockenadiabatische Prozesse gilt: Tpot = T*(ref.-Druck/Druck)^(R/cp)

R = Gaskonstante

cp = spezifische Wärmekapazität

R/cp ist in etwa 0.29.

Die potentielle Temperatur eines Luftpakets ändert sich also nicht, wenn es adiabatisch auf- oder absteigt. Wenn sich die potentielle Temperatur ändert, ist es kein adiabatischer, sondern ein diabatischer Prozess. Das kann Auskunft über die Stabilität der Luftschichtung geben.

1. Luftpaket A ist wärmer.

2. Der Trockenadiabatische Temperaturgradient liegt bei -9.8 K/km. Angenommen, die Referenzhöhe ist 0 m, dann hat Luftpaket A eine potentielle Temperatur von 20°C. Die Temperatur von Luftpaket B würde somit um knapp 10°C steigen, wenn es auf die Referenzhöhe von 0 gebracht wird, hat also eine potentielle Temperatur von ~ 25°C.

3. Luftpaket B hat eine höhere potentiell Temperatur, besitzt also mehr Auftrieb, wenn es auf die Höhe von A abgesenkt wird.

Wenn der Druck bei einem trockenadiabatische Prozess (=ungesättigte Luft) niedriger wird, nimmt das Volumen des Luftpakets zu und die Temperatur ab. Der Gradient liegt bei -9.8 K/km.

Wennd er Druck bei einem feuchtadiabatischen Prozess niedriger wird, nimmt das Volumen des Luftpkaets zu und die Temperatur nimmt ab, wodurch der Sättigungsdampfdruck sinkt und der Dampfdruck höher wird als der Sättigungsdampfdruck (Taupunkttemperatur erreicht -> Kondensation). Durch die Kondensation (Entstehung von Wolken) wird latente Wärme frei, was widerrum eine Temperaturzunahme bewirkt. Deswegen ist der feuchtadiabatische Temperaturgradient kleiner und liegt bei -5 bis -7 K/km, abhängig von Temperatur und Druck.

in etwa -6.5 K/km

Die virtuelle Temperatur berücksichtigt den Wasser- bzw. Wasserdampfgehalt des Luftpakets, wenn zwei Luftpkaete miteinander verglichen werden sollen. Die virtuelle Temperatur ist also die Temperatur, bei der trockene Luft die gleiche Dichte hätte wie feuchte Luft (Erinnerung: feuchte Luft ist leichter als trockene Luft).

Die virtuelle potentiell Temperatur berücksichtigt dann zusätzlich noch die adiabatische Temperaturändeurng.