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.

• niedriger: Luftpaket ist kälter/dichter als die Umgebung und sinkt ab

• gleich: gleich warm wie die Umgebung, bleibt am Ort

• höher: wärmer/weniger dicht als die Umgebung, steigt auf

Diabatische Prozesse inkludieren alles, was einen Wärme- oder Massen­austausch zwischen Luftpaket und Umgebung hervorruft. Beispiele sind Ausregnen oder Abkühlung durch emittierte Strahlung.

Wenn eine Wolke ausregnet, sinkt der Wassergehalt der Wolke. Wenn das Luftpaket dann wieder absinkt (trockenadiabatisch, weil keine Sättigung mehr) ist es unten angekommen wärmer als vorher. Das ist auch, was den Föhn in den Alpen hervorruft. Durch das Ausregnen & weniger Wasserdampf wird der Auftrieb des Luftpkaets vermindert (feuchte Luft = leichter als trockene Luft)

Wenn die Wolke/das Luftpaket Energie nach oben abstrahlt (langwellige), bedeutet das einen direkten Wärmeverlust, sodass das Luftpaket kälter wird, ohne die Höhe zu ändern. Das bedeutet dann eine Abkühlung des Luftpakets.

• Stabile Schichtung: Umgebungstemperatur nimmt weniger schnell mit der Höhe ab als das Luftpaket -> Luftpaket wird beim Aufsteigen (vglsw.) kälter und schwerer und verliert Auftrieb. Folgen sind: kaum Konvektion, Nebel, Inversionen, Smog-Lagen und eine ruhige Atmosphäre.

• Neutrale Schichtung: Umgebung kühlt mit dem gleichen Gradient ab wie das Paket -> Luftpaket hat weder Auftrieb noch negativen Auftrieb und “bleibt, wo es ist”. Typisch für neutrale Schichtungen sind windiges Wetter & eine gut durchmischte Grenzschicht.

• Labile/Instabile Schichtung: Die Umgebung kühlt schneller mit der Höhe ab als das Luftpaket, somit bleibt das Paket wärmer, steigt weiter auf und es gibt viel Konvektion. Die Folge sind: Konvektion, Wolken, ggf. Gewitter

Im unteren Diagramm stellt die schwarze Kurve die Umgebungskurve dar.

Statisch instabil ist es, wenn die Umweltkurve schneller abkühlt/an Temperatur verliert als das Luftpaket. Dann gibt es einen positiven Auftrieb für das Luftpaket, weil es wärmer (= weniger dicht) ist (CAPE).

Statisch neutral ist es, wenn es der Kurve für das Luftpkaet folgt.

Statisch stabil ist es, wenn es langsamer an Temperatur verliert als das Luftpaket. Dann gibt es einen negativen Auftrieb für das Luftpaket, weil es kälter/dichter als die Umgebung ist (CIN).

Je größer der Abstand, desto höher ist der Auftrieb.

• hohe Feuchte (für Kondensation an Hebungskondensationsniveau & Freisetzung latenter Wärme)

• Instabilität (Umgebung kühlt steil ab)

• Windscherung (für langlebige Gewitter)

• Trigger für den Aufstieg bis zum Hebungskondensationsniveau (hier entstehen dann Wolken), z.B. Aufgleiten an Kaltfronten, erzwungene Konvektion, z.B. an Bergen.

Dann steigt das Luftpkaet bis zum Hebungskondensationsniveau LCL, kondensiert, erreicht Niveau der freien Konvektion LFC (wo es leichter wird als die Umgebung) -> steigt weiter -> Cumulonimbus entsteht.

Inversion ist die Umkehr des normalen Temperaturgradienten, die Temperatur steigt also stattdessen mit der Höhe -> extrem stabile Bedingungen -> verhindert Aufsteigen von Luftpaketen.

Es gibt:

• Bodeninversion/Strahlungsinversion

• Talinversion

• Absinkinversion

• Aufgleitinversion

Eine Bodeninversion findet nah am Erdboden statt und entsteht typisch nachts.

Der Boden strahlt Wärme ab -> negative Strahlungsbilanz -> kühlt die Luft direkt darüber durch Kontakt ab. Die Schicht darüber bleibt wärmer -> Inversion.

Die Schichtung ist dann stabil bis zur Inversionsobergrenze (da, wo Inversion aufhört). Häufig entsteht Bodennebel, wenn die Temperatur bis zum Taupunkt absinkt.

Bodeninversionen treten typischerweise im Herbst & Winter auf, bei Hochdruckwetterlage (keine Wolken, wenig WInd).

Eine Talinversion entsteht in Tälern, z.B. oft in Städten, die in Talkesseln liegen, z.B. Stuttgart.

Sie entsteht, wenn kalte, schwere Luft von Berghängen herunterfließt und sich im Tal sammelt, wodurch sich ein “Kältebecken” bildet, und damit oft Boden- bzw. Talnebel.

Das kann für schlechte Luftqualität sorgen.

Eine Absinkinversion (auch Höheninversion) entsteht beim Absinken großer Luftmassen.

Bei Hochdruck sinkt die Luft großflächig ab, wodurch sie sich adiabatisch erwärmt und die obere Troposphäre relativ wärmer wird als die untere.

Das führt zu einer stabilen Schichtung, was Wolken unterdrückt (weil das Luftpaket kälter und dichter ist als Umgebung -> negativer Auftrieb) und einen klaren Himmel hervorruft.

Eine Aufgleitinversion entsteht, wenn warme Luft über kühlere Luft aufgleitet. Die wärmere Luft kühlt ab, kondensiert und es gibt Niederschlag. Das ist typisch für winterlichte Warmfronten.

Ggf. gibt es dann Glatteis, wenn der Niederschlag bei der kalten Luftschicht unten gefriert.

Typische Folgen sind anhaltender Regen (Nimbostratuswolken) & manchmal Glatteis.

Wind entsteht durch unterschiedliche horizontale Luftdrücke. Der Wind (=die Luft) bewegt sich von Gebieten hohen Luftdrucks zu Gebieten niedrigen Luftdrucks, um den Gradienten auszugleichen. Je größer die Luftdruckunterschiede, desto stärker ist der Wind.

Die Windgeschwindigkeit nimmt mit der Höhe über dem Grund zu.

• Druckgradientkraft: einzige Kraft, die ein ruhendes Luftpkaet beschleunigen kann. Wirkt dem Luftdruckgradienten entgegen, wirkt immer senkrecht zu Isobaren

• Corioliskraft: am stärksten an den Polen, bewirkt Ablenkung nach rechts zur Strömungsrichtung (Nordhalbkugel) bzw. nach links zur Strömungsrichtung (Südhalbkugel).

• Reibungskraft: bremst Luftbewegung/Wind, gibt es nur in Grenzschicht der Atmosphäre

• (+ Zentrifugalkraft + Advektion)

Warme Luft ist “aufgebläht”, kalte Luft ist “zusammengedrückt”. Dementsprechend liegt die geopotentielle Höhe über warmer Luft höher als über kalter Luft.

Dementsprechend ist über einem warmen Luftpaket der Abstand zwischen den Isobaren größer als über einem kalten Luftpaket.

Die relative Topografie ist die Differenz der geopotentiellen Höhen zweier Druckflächen (= Schichtdicke).

Da warme Luft eine geringere Dichte hat, ist die Schichtdicke über warmer Luft höher als über kalter Luft.

Die relative Topografie zeigt Temperaturverteilungen in der Atmosphäre. Linien konstanter Schichtdicke sind quasi „Temperatur-Isolinien“ in der Höhe.

Wind richtet sich grob entlang der Linien gleicher geopotentieller Höhe; große horizontale Unterschiede in Schichtdicke → große horizontale Temperaturgradienten -> starker Wind.

Starke Gradienten zeigen Fronten/Jetstreams an.

• Eulerscher Wind

• Antitriptischer Wind

• Geostrophischer WInd

• Gradientwind

• Zyklostrophischer Wind

Der Euler-Wind (oder Eulerwind) ist eine Luftströmung, die unter Vernachlässigung der Corioliskraft, Zentrifugalkraft oder Reibungskraft nur aufgrund von Druckunterschieden weht.

Er weht ausschließlich in den inneren Tropen in Äquatornähe, wo die Corioliskraft vernachlässigbar ist.

Durch den Eulerschen Wind werden Luftdruckunterschiede schnell ausgeglichen und es entstehen keine stabilen Hoch- oder Tiefdruckgebiete.

Der antitriptische Wind entsteht, wenn Druckgradientenkraft und Reibungskraft im Gleichgewicht sind.

Der antitriptische WInd tritt in den inneren Tropen in Äquatornähe sowie in der Grenzschicht auf (Corioliskraft vernachlässigbar!).

Geostrophischer Wind entsteht, wenn Druckgradientkraft + Corioliskraft im Gleichgewicht sind. Er tritt oberhalb der Grenzschicht auf, wodurch die Reibungskraft vernachlässigbar ist.

Der Wind weht parallel zu den Isobaren.

Um Tiefdruckgebiete gibt es eine zyklonale Strömung (gegen Uhrzeigersinn) udn um Hochdruckgebiete eine antizyklonale Strömung (im Uhrzeigersinn) -> Südhalbkugel andersrum!

Gradientwind entsteht, wenn Druckgradient + Coriolis + Zentrifugal im Gleichgewicht sind. Er berücksichtigt die Krümmung der Isobaren (Zentrifugalkraft).

Dadurch unterscheidet er sich je nach Hoch oder Tief:

• Tiefdruckgebiet:

  • Enge Isobaren → großer Druckgradient

  • → meist stärkere Winde als im Hoch

• Hochdruckgebiet:

  • Zentrifugal- und Corioliskraft wirken zusammen

  • → Windgeschwindigkeit kann höher sein als geostrophisch, aber Isobaren sind dort meist weitläufiger

  • → Trotzdem oft geringere reale Windgeschwindigkeiten als in Tiefs

Zyklostrophischer WInd entsteht, wenn Druckgradient + Zentrifugal im Gleichgewicht sind. Die Corioliskraft wird vernachlässigt, weil dieser Wind in vglsw. kleinen Ausdehnungen vorkommt und die Rotationsgeschwindigkeit sehr hoch ist.

Er ist typisch für Tornados, kleine Wirbel etc.

In Bodennähe wirkt Reibung, daher:

• Der Wind weht nicht isobarenparallel,

• sondern dreht in Richtung des tiefen Drucks:

  • NHK: Drehung nach links

  • SHK: Drehung nach rechts

Mit zunehmender Höhe reduziert sich die Reibung → der Wind wird geostrophisch.

• Anemometer

• Windfahne

• Doppler-Wind Lidar

Luftmassen sind relativ einheitliche Bereiche der Troposphäre bezüglich z.B. der Temperatur oder der Feuchte. Sie besitzen aufgrund ihrer Verweildauer über einer Oberfläche (Meer, Kontinent, Arktis…) eine gewisse Prägung.

So word unterschieden nach dem BReitengrad der Bildung:

Arktisch A/Antarktisch AA

Polar P

Tropisch T

Äquatorial E

Oder auch nach Oberflächenbeschaffenheit:

Kontinental c

Maritim m

Dabei wird allerdings bei A/AA und E keine Unterscheidung nach der Oberfläche gemacht, weil immer trocken bzw. feucht.

Die Grenze zwischen zwei Luftmassen wird Front genannt.

Jetstream (auch Strahlstrom) ist näherungsweise ein geostrophischer Wind (Druckgradientkraft + Corioliskraft im Gleichgewicht, weht parallel zu Isobaren) & ein Starkwindfeld in der oberen Troposphäre.

Jetstreams sind die stärksten natürlich auftretenden Winde (bis zu 500 km/h) und im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und über mehrere Tage stabil, mäandriert aber. Kurzfristig betrachtet trennen sie warme von kalten Luftmassen.

Sie bilden sich durch den Ausgleich von Hoch- und Tiefdruckgebieten.

Pro Erdhalbkugel gibt es zwei große Arten: Den Polarjet (40° bis 60° Breite) und den Subtropischen Jet (20-30° Breite). Auf der Nordhalbkugel wehen beide Richtung Osten (Westwinde).

Über die Jahreszeiten wandern die Jetstreams, so befindet sich der Polarjet im Sommer auf einer höheren Breite als im Winter. Da sich in den mittleren Breiten aufgrund des Aufeinandertreffens von kalter Polarluft und gemäßigten wärmeren Luftmassen ein vergleichsweise starker horizontaler Temperaturgradient ausbildet, tritt der Polarjet ganzjährig auf. Sein Geschwindigkeitsmaximum und die tiefsten Lagen werden jedoch im Winter erreicht, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede zwischen Pol und Äquator größer sind als im Sommer sowie die Tropopause meist deutlich niedriger liegt.

Geostrophischer Wind wird durch z.B. ein Gebirge abgebremst/gestört/abgelenkt und dadurch schwächer, wodurch sich die Corioliskraft schwäche auswirkt. Damit wird (auf der Nordhalbkugel) der Wind nach Norden abgelenkt. Je näher man den Polen kommt, desto stärker wirkt die Corioliskraft, wodurch der Wind wieder nach Süden abgelenkt wird. Dadurch entsteht ein “Wellenmuster”. (Rossby-Wellen).

Rossby-Wellen sind riesige wellenartige Schwankungen der Westwinde in der oberen Troposphäre (v.a. Jetstream).Die Mäander im Jetstream sind die Rossby-Wellen (planetare Wellen).

Wo der Jetstream nach Norden “aubeult” (Höhenrücken), gelangt warme Luft in den Norden und hohe geopotentielle Höhen entstehen, wo er nach unten “ausbeult” (Höhentrog), gelangt kalte Luft nach Süden und es entstehen niedrige geopotentielle Höhen.

Sie bewegen sich nach Osten (Ryd-Scherhag-Effekt) und haben eine große Auswirkung auf Wetterlagen und Extremwetter.

So führen Höhenrücken oft zu dynamischen Hochs am Boden und Höhentröge zu dynamischen Tiefs.

Der Ryd-Scherhag-Effekt bewirkt das “wandern” von Rossby-Wellen und kann zur Ausbildung von dynamischen Tief- und Hochdruckgebieten führen.

Warme Luft deht sich vertikal stärker aus - um denselben Druck zu erreichen, muss eine größere Höhe erreicht werden. Damit verschieben sich Druckflächen ausschließlich aufgrund von Temperaturänderungen. Diese Höhenänderung ist sehr schnell.

Wie das wandern von Rossby-Wellen entsteht:

Luftströmungen reagieren auf die unterschiedlichen Höhen - dort, wo die Druckfläche höher ist (=wärmer), fließt der Wind schneller. Die Wellenberge/-täler der Rossby-Welle werden vom schnellen Teil des Jets „überholt“, weshalb die Welle nach Osten wandert.

Dynamische Druckgebiete entstehen durch dynamische Massenverluste/ -gewinne in der Höhe, nicht durch Erwärmung (thermisches Tief/Hoch). Ein thermischen Tief entsteht, wenn Luft sich bodennah erwärmt und aufsteigt, wodurch der Druck geringer wird. Aus Gebieten höheren Drucks strömt die Luft nach.

Konvergenzgebiet in der Höhe:

Luft fließt horizontal zusammen→ die Luftsäule gewinnt Masse.

Dadurch entsteht ein Massenüberschuss und die Luft sinkt nach unten ab, wodurch der Bodendruck steigt und ein Hoch entsteht. Hier lösen sich Wolken auf.

Sie entstehen vor allem dort, wo die Rossbywelle nach Süden kommt und die Luft sich erwärmt (nach einem Höhenrücken).

Divergenzgebiet in der Höhe:

Luft fließt horizontal auseinander→ die Luftsäule verliert Masse. Dadurch steigt Luft aus unteren Schichten nach, wodurch der Bodendruck fällt und sich ein Tief bildet. Hier bilden sich Wolken (weil Luft aufsteigt & abkühlt).

Sie bilden sich typischerweise dort, wo die Rossbywelle nach Norden kommt und die Luft sich abkühlt (nach einem Höhentrog).

Front = Grenze zwischen zwei Luftmassen mit unterschiedlichen Temperatur- und Feuchteverhältnissen.

Es wird zwischen Warmfront, Kaltfront und Okklusion unterschieden.

Warmfronten etnstehen, wenn wamre Luft über einer kalten Luftmasse aufgleitet, was oft mit Aufgleitbewölkung einhergeht & langanhaltendem, leichtem bis mäßigem Niederschlag im Vorfeld der Front, bevor sie durchzieht. Sie ist oft charakterisiert durch einen sanften Temperaturansteig und einen langsamen Druckabfall.

Kaltfronten entstehen, wenn sich kalte Luft unter Warmluft schiebt, wodurch die Warmluft (schnell) angehoben wird. Dadurch entstehen intensive Hebungsprozesse, wodurch die Wettererscheinungen intensiver sind (Neigungswinkel ist höher!). Es entstehen Cumulus- zu Cumulonimbuswolken und oft heftiger, kurzer Regen oder Gewitter direkt an der Front, danach klarer Himmel & schnell abfallende Temperatur. Charakteristisch sind: schneller Luftdruckanstieg nach Durchzug, starke Windänderungen.

Eine Okklusion entsteht, wenn eine Kaltfront eine Warmfront einholt. Die Kaltfront läuft schneller. Charakteristisch ist eine komplexe Wetterlage, da warme Luft über die kalte Luft gehoben wird, aber die kalte Luft schon die andere kalte Luftmasse unter sich hat. Meist entsteht eine Mischung aus Wolkenarten & Niederschlag meist mäßig bis stark, länger anhaltend.

Bei einer Warmfront entstehen Wolken im Vorfeld der Front. Am weitesten weg entstehen erst einmal die hohen Wolkenarten: Cirrus, dann Altostratus, stratus, ggf. Nimbostratus. Nach der Warmfront kommt oft Nebel auf.

Bei einer Kaltfrontentstehen die Wolken direkt an der Front, das können z.B. Cumulonimbuswolken sein. Hinter der Kaltfront kommen oft wolkenlose Himmel, gefolgt von vereinzelten Cumulus- oder Stratocumuluswolken.

Bei einer Kaltfrontokklusion: Die einholende Kaltfront ist kälter als die kalte Luftmasse vor der Warmfront. Sie schiebt beide wärmere Luftmassen nach oben und erzeugt oft Starkregen oder Schneefall, manchmal Gewitter. Typisch für Gebiete mit sehr kalten Polar- oder Kontinentalluftmassen.

Bei einer Warmfrontokklusion: Die kalte Luftmasse vor der Warmfront ist kälter als die einholende Kaltfront, sodass die kalte Luft der Kaltfront über der kältesten Luftmasse aufgleitet (wie eine Warmfront). Das ereugt eher langanhaltenden, mäßigen Niederschlag (mehr Stratuswolken) und tritt häufig in gemäßigten Klimazonen auf.