02 FS Meteo

Definition Meteorologie S.54

Meteorologie ist die Lehre von den physikalischen Vorgāngen in der Erdatmosphäre; also die Wissenschaft, die das gegenwärtige und - vielleicht als Wichtigstes - das künftige Wetter erforscht. Das Wort Meteorologie leitet sich über das französische météorologie vom Altgriechischen meteõrologiā her (zusammengesetzt aus meteõros “in der Schwebe” und lógos “Lehre”).

Keine exakte Wissenschaft S.54

Während unsere Vorfahren das Wetter anhand von Wolkenformen, Vogelflug und Tiereingeweiden voraussagten, verfügt die moderne Meteorologie über ein riesiges Netz an Messstationen, Satelliten und Grossrechnern. Trotz dieser ganzen Technologie ist die Meteorologie keine exakte Wissenschaft, sondern vielmehr eine, die stets wechselnden Begebenheiten unterliegt.

Physikalische Grundlagen mit Einfluss auf das Wettergeschehen S.55

S. 55 mal generell lesen.

Beziehung Sonne - Erde

Atmosphäre

Luftdruck

Temperatur

Feuchtigkeit

Wind

Die Beziehung Sonne - Erde S.55

Die Sonne ist der Ursprung allen Lebens auf der Erde. Die gewaltige Energie, die von ihr ausgeht wird nur zum kleinsten Teil von der Erde gespeichert (0,5 Milliardstel der Strahlungsenergie der Sonne erreichen die Erde) und als Wärme an die umgebende Lufthülle abgegeben.

Die unterschiedlichen klimatischen Bedingungen auf unserem Planeten haben ihren Ursprung in den erdeigenen Besonderheiten:

- Abflachung an den Polen

- Neigung des Aquators zur Umlaufbahn (23,5°)

- Erdrotation in 24 Stunden um die eigene Achse

- Form der Erdumlaufbahn (Weg, den die Erde bei ihrem jährlichen Umlauf um die Sonne beschreibt)

- Unterschiedliche Oberflächenbeschaffenheit (Wasser, Fels, Eis etc.)

Atmosphäre

Die Atmosphäre ist die gasförmige Hülle, welche die Erdoberfläche umgibt. In der untersten, bodennahen Schicht der Atmosphäre, der Troposphäre, spielt sich das Wetter ab. Für das Wettergeschehen sind vor allem Wasserdampf und Kohlendioxyd verantwortlich. Die chemische Zusammensetzung der Luft ist recht gleichförmig. Der Luftdruck verringert sich mit zunehmender Höhe progressiv und damit ändert sich der Teildruck der enthaltenen Gase proportional zu deren Anteilen auf Meereshöhe. Es gibt keine klare Abgrenzung der Atmosphäre.

Aufbau der Atmosphäre

Das Bild zeigt den Aufbau der Atmosphäre im Querschnítt. Die Tropopause bildet, in unseren Breiten auf ca. 11 km Höhe. den Übergang der Tropo- zur Stratosphäre.

Markant ist dabei der Temperaturverlauf: In der Stratosphäre sinkt die Temperatur mit zunehmender Höhe nicht weiter, wohingegen der Luftdruck mit zunehmender Höhe abnimmt. Unser Lebensraum sind die untersten Schichten der Troposphäre. Darin sind ca. 90 der Luft und praktisch der gesamte Wasserdampfgehalt der Atmosphäre enthalten.

Beziehung Mensch - Atmosphäre

Für Fallschirmspringer liegt der Nachteil des sinkenden Luftdrucks in der Abnahme des Sauerstoffpartialdrucks (pO₂) der Luft.

Auf Meereshöhe herrscht ein Luftdruck von 1013 mbar (hPa), der pO₂, liegt bei 210 mbar.

Je höher man steigt, umso mehr sinkt dieser Druck. Über eine gewisse Höhe hinaus, von Mensch zu Mensch unterschiedlich, reicht der pO₂, nicht mehr aus, um genügend Sauerstoff aufnehmen zu können und man verliert das Bewusstsein. Wird man nicht schnell mit Sauerstoff versorgt, können die Folgen fatal sein. Insbesondere Bergsteiger im Hochgebirge, Fallschirmspringer und Piloten müssen diese Gefahr kennen.

Luftdruck S.57

Der Druck, den die Luftmasse auf die Erdoberfläche ausübt, wird als Luftdruck bezeichnet. Im Kapitel Aerodynamik haben wir gesehen, dass dieser Druck das Gewicht der Masse ist, die uns umgibt. Je höher man steigt. desto mehr nimmt der Luftdruck ab. Auch die Verschiebung grosser, kontinentaler Luftmassen führt zur Bildung von Gebieten unterschiedlichen Luftdrucks. Wir werden weiter hinten sehen, dass es Hoch- und Tiefdruckgebiete gibt.

Messung des Luftdrucks S.57

Die Mesung des Luftdrucks erfolgte ursprünglich mit dem Quecksilberbarometer. Das Einheitenzeichen war mmHg und gemessen wurde die Höhe der Quecksilbersäule (Hg) in mm. Heute verwendet man Aneroid- oder piezoelektrische Barometer und die SI-Einheit für die Druckmessung ist das Pascal (Pa, N/m²). Eine weitere noch immer verwendete Einheit für die Messung des Luftdrucks ist das Bar. Der mittlere Luftdruck auf Meereshöhe entspricht ungefähr einem Bar. Das sind die früher gemessenen 760 mmHG, respektive 1013,2 hPa oder 1013,2 mbar.

Isobarenkarten S.58

Um Wetterkarten zu erstellen, sammeln Meteorologen die von verschiedenen Wetterstationen rund um den Globus gemessenen Luftdruckwerte. Damit man eine einheitliche Grundlage erhält, werden die gemessenen Daten rechnerisch mit Werten der Standardatmosphäre auf Meereshöhe reduziert. Die Messpunkte werden auf eine Karte übertragen und die Punkte gleichen Luftdrucks mit Linien verbunden. Diese Linien nennt man Isobaren. Die lsobaren kennzeichnen auf einer Wetterkarte die Lage von Hoch- und Tiefdruckgebieten. Sie sind vergleichbar mit Höhenlinien auf geographischen Karten.

Wetterkarten lesen

Luftdichte S.58

Die Luftdichte gibt an, wie viel Mase Luft in einem bestimmten Volumen enthaten ist. Da Luft wie alle Gase komprimierbar ist, ändert die Luftdichte in Abhängigkeit des Drucks. Wird Luft erwärmt oder abgekühlt, verändert sich ihr Volumen.

Bei Erwärmung dehnt sich Luft aus, braucht mehr Platz: die Luftdichte nimmt folglich ab.

Veränderung des Volumens von Luft oder Gas S.59

Wärme und Wärmekapazität S.59

Führt man einem Körper Wäme zu, so steigt dessen Temperatur. Die Wärme, die ein Körper aufnehmen kann, ist abhāngig Von seiner spezifischen Warmekapazitāt. Damit wird angegeben, welche Wärmemenge man benötigt, um 1 kg dieses Stoffes um 1°C zu erwärmen. Die Masseinheit ist Joule (J). Mit 4.19 kJ wird 1 kg Wasser um 1°C erwärmt.

Die spezifische Wärme von Granit liegt bei 0,79 kJ/kg und 1 °C. Deshalb braucht man ca. fünfmal weniger Wärme, um 1 kg Fels um 1°C zu erwärmen als für 1 kg Wasser.

Wärmeübertragung

Wärmeübertragung geschieht durch:

Strahlung: Wärmestrahlen werden von einem Körper absorbiert. Auf die Erwärmung der Atmosphäre hat dieses Phänomen nur wenig Einfluss. Würde Luft durch Strahlung erwärmt, wäre es in der Höhe (weil näher an der Sonne) wärmer als am Boden. Der Boden hingegen wird, egal welcher Beschaffenheit, durch Strahlung erwärmt.

Leltung (Konduktion): Zwischen zwei sich berührenden Körpern wird Wärme ausgetauscht (Heizplatte - Pfanne). Generell erfolgt die Erwärmung der Luft auf diese Weise. Berühren die unteren Luftschichten den Boden, so erwärmen sie sich durch Leitung.

Konvektion (Übertragung von Wärme durch vertikale Strömung): Wird Wasser erwärmt, sinkt die Dichte der erwärmten Wasserteilchen. Dadurch steigen die wärmeren Teilchen und werden durch kältere ersetzt. Die so entstehende Strömung wird Konvektionsströmung genannt. Nur dank dieser Bewegung wird Wasser gleichmāssig erwärmt, denn Wasser selbst ist ein schlechter Wärmeleiter. In der Atmosphäre spielt sich das gleiche Phänomen ab: Die nahe der Erdoberfläche erwärmten Massen breiten sich aus, steigen auf und werden durch sinkende, kalte Luft ersetzt.

Temperaturmessung S.60

Zur Temperaturmessung verwendet man in der Regel Quecksilber-, Alkohol- oder Bimetalthermometer. In Europa wird die Masseinheit in C (Grad Celsius) angegeben. Der Siedepunkt von Wasser und der Schmelzpunkt von Eis bilden die Grundlagen für die Eichung der Geräte (100 °C respektive 0°C bei 1013,2 hPa).

Temperaturgradient S.60

Mit zunehmender Höhe kühlt sich Luft um ein bestimmtes Mass ab. Die Abkühlung pro 100 m Höhendifferenz bezeichnet man als den vertikalen Temperaturgradienten. Dieser beträgt für die Standardatmosphäre durchschnittlich 0,65 °C/100m (2°C/1000 ft). Mit Radiosonden werden die aktuellen Werte gemessen. So kann eine Zustandskurve der Atmosphäre gezeichnet werden.

Besonderheiten dieser Messung sind:

- Inversion: Die Temperatur steigt mit zunehmender Höhe.

- Isothermie: Die Temperatur bleibt mit zunehmender Höhe konstant.

Die Messung der Luftfeuchtigkeit erfolgt auf zwei Arten S.61

Absolute Feuchtigkeit

Relative Feuchtigkeit

Absolute Feuchtigkeit

Die in 1 m³ enthaltene Wassermenge in Gramm. Je nach Temperatur und Druck nimmt Luft mehr oder weniger Waserdampf auf. Die Wasserdampfkurve gibt an, wieviel Wasserdampf maximal in 1 m³ Luft bei einer bestimmten Temperatur enthalten ist. In 1 m³ warmer Luft sind weniger Luftmoleküle enthalten als in 1 m³ kalter Luft, da bei warmer Luft der Abstand Zwischen den Luftmolekülen grösser ist. Warme Luft kann folglich mehr Wasserdampf enthalten als kalte Luft.

Relative Feuchtigkeit S.61

Die relative Feuchtigkeit wird in Prozenten ausgedrückt. Sie entspricht dem Verhältnis der gemessenen Feuchtigkeit zur maximal möglichen Feuchtigkeit bei entsprechenden Temperaturen.

Relative Feuchtigkeit lässt sich mittels Haarhygrometer messen. Dazu wird die Eigenschaft der Haare genutzt, sich bei zunehmender Feuchtigkeit auszudehnen. Hygrometer sind direkt auf % relative Luftfeuchtigkeit geeicht.

Sättigungskurve, Taupunkt S.61

Sinkt die Temperatur einer warmen Luftmasse, die Wasserdampf enthält, so nähert sie sich der Sättigungskurve. Erreicht sie diese, beträgt die relative Feuchtigkeit 100 %; man spricht bei dieser Temperatur vom Taupunkt. Sinkt die Temperatur weiter, kann die Luft keinen Wasserdampf mehr aufnehmen. Feuchtigkeit wird ihr entzogen, was zur Bildung von Tropfen führt, die sich schliesslich zu einer Wolke ansammeln. Wird der Taupunkt bei Negativtemperaturen erreicht, bildet sich Eis, Eisregen oder Schnee.

Siehe auch Beispiel S.61 unten

Standardatmosphäre

Um eine allgemeingültige Grundlage zu erhalten, legte die International Civil Aviation Organisation (ICAO) eine Standardatmosphäre fest. Die Ausgangswerte dazu sind wie folgt:

• Standarddruck auf Meereshöhe: 1013,2 hPa

• Standardtemperatur auf Meereshöhe: 15 °C

• Vertikaler Temperaturgradient: 0,65 °C pro 100 m Höhenunterschied

Wind

Nebst Temperatur, Druck und Feuchtigkeit der Luft beeinflusst ein viertes Element die Wetterentwicklung: der Wind, das Durchziehen einer sich bewegenden Luftmasse. Nord-, Ost-, Süd- und Westwinde sind uns bestens vertraut. Die grossräumige Verschiebung von Luftmassen unterschiedlicher Herkunft und mit verschiedenen Eigenschaften ist massgeblich für unser Wetter verantwortlich.

Windanzeige beim Fallschirmsport

Die beim Fallschirmsport übliche Windanzeige ist der Windsack, welcher Richtung und Stärke des Windes anzeigt. Eine weitere Windangabe bildet die Beaufortskala; sie beruht auf der Beobachtung der Wirkung der Windstärke auf die Umwelt (Bewegung von Blättern an Baumen, Fahnen, Rauch, Wellen). Die Skala reicht von 1 für schwach bis 12 für Orkan.

Windstärke und Windrichtung S.63

Winde werden aufgrund ihrer Stärke und ihrer Richtung bestimmt. Als Windrichtung versteht man diejenige Himmelsrichtung, aus welcher der Wind bläst. Die Angabe der Richtung erfolgt mittels Windrose auf dem Kompass mit der üblichen 360°-Einteilung (Ostwind = Wind von Osten = Wind aus 90°). Es gibt verschiedene Möglichkeiten, die Windgeschwindigkeit zu messen. Die in der Fliegerei übliche Massangabe ist Knoten (kn). 1 kn entspricht 0,514 m/s. Die genaue Messung der Geschwindigkeit erfolgt mittels Anemometer. Die Rotationsgeschwindigkeit des Propellers wird auf einer geeichten Skala als Windgeschwindigkeit angezeigt.

Windrose Anordnung der Himmelsrichtungen

Im Uhrzeigersinn: Nie Ohne Seife Waschen ;)

Globale Zirkulation S.63

Durch die unterschiedliche Erwärmung der Erdoberfläche von den Tropen bis zu den Polarregionen entstehen grossräumige Luftbewegungen. Aufgrund unterschiedlicher Temperaturen bilden sich Gebiete mit verschiedenen Luftdruckwerten. Diese Druckunterschiede verursachen Luftströmungen von Gebieten hohen Luftdrucks (Hochdruckgebiet) zu Gebieten tiefen Luftdrucks (Tiefdruckgebiet).

Die am Äquator erwärmten Luftmassen steigen auf und fliessen in der Höhe nach Norden und Süden; es entsteht eine Tiefdruckzone. Kühlere, also schwerere Luft aus Norden und Süden fliesst in Bodennähe zum Äquator, erwärmt sich und steigt wieder auf: damit schliesst sich der Kreis.

Einfacher gesagt: Erwärmte Luft steigt und wird durch nachfliessende kältere Luft ersetzt, die ihrerseits erwärmt wird und steigt.

Windzirkulation auf der Nordhalbkugel S.64

In der Äquatorzone entsteht eine hochreichende Zirkulation. Unterstützt durch die Konvergenzwirkung steigt die erwärmte Luft sehr hoch und fliesst gegen die Pole ab (1).

Durch die ablenkende Kraft der Erdrotation, die Coriolis-Kraft, werden polwärts strömende Luftmassen nach Osten und äquatorwärts strömende Luftmassen nach Westen abgelenkt. Ein Teil der Luft sinkt bei etwa 30° nördlicher und südlicher Breite bereits wieder ab und bildet dort den subtropischen Hochdruckgürtel (2).

Von da strömt die Luft als sogenannter Passat-Wind zurück in Richtung der äquatorialen Tiefdruckrinne (3). Der andere Teil der Luft wird auf seinem Weg zu den Polen immer stärker durch die Corioliskraft abgelenkt, so dass aus dem ursprünglich nord- bzw. südwärts gerichteten Wind ein Westwind wird (4). Die Zone zwischen dem subtropischen Hochdruckgürtel und etwa 60° nördlicher und südlicher Breite wird deshalb Westwindzone genannt. In dieser Westwindzone trefen die warmen Luftmassen aus den Tropen auf die kalte Luft der Nord-Ost-Winde, die von den Polen heranströmt (5).

Die Front zwischen diesen Luftmassen ist sehr instabil und es kommt daher ständig zu Verwirbelungen. Aus diesen Verwirbelungen entstehen die Zyklonen, die das Wettergeschehen der gemässigten Breiten wesentlich beeinflussen. Ausserdem findet über diese Wirbel der Luftaustausch zwischen der kalten Polarluft und der warmen Tropenluft statt. Diese Front heisst Polarfront.

Polarfront S.65

Die Winde werden verstärkt gegen den Uhrzeigersinn abgelenkt. An der Ostseite gleitet die warme, leichtere Luft auf die Kaltluft und steigt auf (Warmfront). Im Westen hingegen drängt sich die aus Nordwesten vordringende kalte, schwere Luft unter die Warmluft und hebt diese vom Boden ab (Kaltfront).

Warmfront S.65

Eine warme Luftmasse, die auf eine kalte, dichtere Luftmasse gleitet, kühlt sich ab und erreicht das Kondensationsniveau.

Die für eine Warmfront typische Bewölkung sind hohe Cirren (CI), überghend in Cirrostratus (CS) und danach ein kontinuierliches Absinken der Wolken:

- Altostratus (AS)

- Nimbostratus (NS)

- Stratus (ST)

Weitere Wolkenbezeichnungen in der Zeichnung:

- Altocumulus (AC)

- Cumulus (CU)

- Stratocumulus (SC)

Bild A zeigt eine Warmfront mit stabil geschichteter Warmluft, die auf Kaltluft aufgleitet.

Warmfront instabil

Im Bild B ist ie aufgleitende Warmluft instabil. In dieser Situation entstehen oftmals Gewitterwolken, Cumulonimbus (CB).

Eine Warmfront ist oft tausend Kilometer lang. Bis sie über uns hinweggezogen ist, dauert es mehrere Stunden.

Kaltfront

Eine kalte Luftmasse schiebt sich unter warme, leichtere Luft und hebt diese nach oben. Durch die Anhebung entstehen meist starke Aufwinde. Die für eine Kaltfront typische Wolkengattungen sind:

- Nimbostratus (NS)

- Altostratus (AS)

- Cumulonimbus (CB)

Im Bild A schiebt sich die Kaltluft unter stabil geschichtete Warmluft.

Kaltluft unter instabiler Warmluft S.66

Im Bild B ist die von der Kaltluft angehobene Warmluft instabil. In dieser Situation entstehen oftmals Gewitterwolken, Cumulonimbus (CB).

Nach dem Durchzug der Kaltfront sehen wir auf der Rückseite noch vereinzelt Altocumulus (AC) und Cumulus (CU).

Eine Kaltfront hat eine deutlich kleinere Ausdehnung als eine Warmfront.

Okklusion

Eine Okklusion entsteht, wenn die Kaltfront, die sich schneller bewegt als die Warmfront, auf die Warmfront trifft (siehe Lebenslauf einer Polarfrontwelle weiter vorne). Durch das Zusammentreffen dieser Kaltluftmassen in Bodennähe wird die warme Luft - die noch auf der Rückseite der “eingeholten” Warmfront liegt - angehoben.

Ist die Luft an der Rückseite weniger kalt als diejenige im Aufzugsgebiet, spricht man von einer Okklusion mit Warmfrontcharakter, wie im Bild A dargestellt.

Okklusion mit Kaltfrontcharakter

Ist hingegen diese Luft kälter, so entsteht eine Okklusion mit Kaltfrontcharakter wie sie Bild B zeigt. Die Wettererscheinungen sind analog zu denjenigen, die wir in den entsprechenden Fronten gesehen haben.

Cumulonimbus (CB)

Altostratus (AS)

Cumulus (CU)

Stratocumulus (SC)

Cirrostratus (CS)

Altocumulus (AC)

Nibostratus (NS)

Cirrus (CI)

faktoren, welche Windrichtung und -stärke beeinflussen S.68

Gradientkraft

Die Windstärke hängt von der Grösse des Druckunterschieds ab. den die Luftpartikel ausgesetzt sind. Als Druckgradient bezeichnet man das Druckgefãälle zwischen hohem und tiefem Druck. Auf Wetterkarten erkennt man das Druckgefälle an den Isobaren (Linien gleichen Luftdrucks). Liegen die Isobaren nahe zusammen, so handelt es sich um ein starkes Druckgefälle. Die Gradientkraft ist gross, die daraus entstehenden Winde stark. Unter dem Einfluss der Gradientkraft würde die Luft direkt, geradlinig von Gebieten mit hohem zu Gebieten mit tiefem Druck fliessen.

Corioliskraft

Durch den Einfluss der Erdrotation entsteht eine Ablenkungskraft, die nur auf bewegte Körper wirke die Corioliskraft. Sie wirkt senkrecht zur Bahn eines sich bewegenden Luftpartikels oder festen Körpers. Dlese Krat wirkt, unabhängig von der Bewegungsrichtung des Körpers, auf der nördlichen Halbkugel nach rechts, auf der südlichen nach links. Die Corioliskraft ist direkt abhängig von der Bewegungsgeschwindigkeit: Je schneller ein Körper, desto grösser die auf diesen Körper wirkende Kraft. Auf einen ruhenden Körper wirkt keine Corioliskraft. Auf die Bewegungsrichtung der Luft, die durch die Gradientkraft vom Hoch- zum Tiefdruck fliessen will, wirkt die Corioliskraft senkrecht und bewirkt auf der Nordhalbkugel eine Ablenkung nach rechts Mit zunehmender Höhe wird die Luft immer mehr nach rechts abgelenkt. bis sich Gradient- und Corioliskraft aufheben und die Luft parallel zu den Isobaren strömt. Diese lsobarenparallele Strömung erfolgt nur in einer Höhe über 1500 m. wo der Einfluss der Reibungskraft der Erdoberfiäche nicht mehr wirksam ist.

Gesetz von Buys Ballot

Faustregel: “Wenn du auf der Nordhalbkugel der Erde stehst und den Wind im Rücken hast, liegt rechts hinter dir das Hoch- und etwas links vor dir das Tiefdruckgebiet.

Reibungskraft

In unmittelbarer Bodennähe ist die Windgeschwindigkeit wegen des Reibungswiderstands praktisch Null. Je nach Geländebeschaffenheit fällt der Reibungswiderstand unterschiedlich aus: Über Land bewirkt er einen Rückgang der Windgeschwindigkeit von bis zu 50 %. über Wasser ca. 10 %. Durch die Verminderung der Geschwindigkeit sinkt auch der Einfluss der Corioliskraft, die ja direkt von der Bewegungsgeschwindigkeit der Körper abhängig ist. Die Gradientkraft nimmt überhand und die Winde drehen deshalb in ihre ursprüngliche Richtung zum Tiefdruckgebiet zurück. Dies geschieht in einer Höhe unter 1500 m, d. h. im Einflussgebiet der Reibungskräfte.

Lokale Winde

Lokale Winde entstehen nach denselben Gesetzmässigkeiten wie diejenigen von globalen Strömungen. Bei guten Kenntnissen des Geländes ist das Aufkommen von lokalen Winden voraussehbar. Die Namen der lokalen Winde stammen oft aus früherer Zeit, wo man Winde enfach hinnahm, aber nicht wirklich wusste, weshalb sie entstehen. Einige Beispiele für lokale Winde sind: in der französischen Schweiz le Joran, le Vaudaire etc.: in der Deutschschweiz Ruscher, Bächler etc. Aufgrund ihrer geringen lokalen Ausbreitung kann das Wetter schlagartig und heftig umschlagen. Deshalb sollten sich 0rtsunkundige vor dem ersten Sprung über lokale Winde informieren.

Land- und Seewind (oder Meerwind)

Durch die grossen Unterschiede in der Fähigkeit, die durch die Sonnenstrahlung einfallende Wärme zu speichern, wird Land wesentlich stärker erwärmt als Wasser. Tagsüber ist Wasser deutlich kälter als Land. Die Luft über dem Boden erwärmt sich mehr als diejenige über dem Wasser, sie steigt auf und wird durch kühle, vom Wasser her strömende Luft ersetzt. Sobald die Sonneneinstrahlung wirkt, beginnt ein Wind vom See her Richtung Land zu wehen (Brise oder Seewind). Während der Nacht kühlt die Erde infolge Abstrahlung sehr schnell ab, Wasser hingegen speichert Wärmeenergie wesentlich besser. Der Kreislauf dreht um, es entsteht ein Landwind. Diese Winde treten nur in Küstengegenden auf. Sie haben eine vertikale Ausdehnung von ca. 150 m in der Nacht und 500 m am Tag.

Achtung: Ein paar Freunde verbringen ihre Ferien auf einem Sprungplatz in Meeresnähe. Sie beschliessen, den Sunset-Sprung an den Strand zu machen. Weil der Wind den ganzen Tag vom Meer her wehte, setzen sie etwas über dem Meer ab. Sobald sie am Schirm hāngen, kehrt der Wind um und weht vom Landesinnern, so dass sie das Ufer nicht mehr erreichen. Resultat: platsch!

Landwind

Seewind

Berg- und Talwind

Im Gebirge erwärmen sich sonnenbestrahlte Hänge sehr stark. Dadurch bildet sich eine warme Luftschicht, die den Bergflanken entlang aufsteigt. Dieser Talwind weht in der Regel von ca. 10 Uhr bis ca. 16 Uhr.

Bei Sonnenuntergang dreht das System. Infolge Abstrahlung verliert das Berggelände seine Wärme sehr schnell. Die sich abkühlende Luft fliesst den Hang hinunter, konvergiert in der Talmitte und bildet zusammen mit der steigenden, wärmeren Luft der Täler die Umkehrthermik.

Turbulenz 👁

Die Abbremsung der Windgeschwindigkeit in einer Höhe von 300 bis 100 m über dem Gelände kann beträchtliche Geschwindigkeitsunterschiede verursachen. Hinzu kommen durch die unterschiedliche Beschaffenheit der Erdoberfläche (Bergketten, Wälder, Seen, Überbauungen) entstehende Wirbel. Diese Wirbel bilden sich nach den Gesetzmässigkeiten der Aerodynamik und werden durch den Wind fortgetragen. Die daraus entstehende verwirbelte Luftströmung bezeichnen wir als Turbulenz.

Mechanische Turbulenz

Turbulenzen werden in Abhängigkeit der Ursache ihres Entstehens eingeteilt:

Mechanische Turbulenz (reibungsbedingte Turbulenz) treffen wir:

• im Lee von Gebäuden, Bäumen etc.

• hinter Bergkreten, je steiler das Gelände abfällt, desto stärkere Verwirbelungen (Lee-Rotoren) sind zu erwarten. Zudem nimmt die Windgeschwindigkeit über der Krete zu (Bernoulli-Venturi-Effekt).

• in Tälern die enger werden. Ist dein Landeplatz an der engsten Stelle, musst du auf einen stärkeren Wind vorbereitet sein (Bernoulli-Venturi-Effekt).

• bei Windscherungen, verursacht durch das Zusammentreffen zweier Luftmassen mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten und Richtungen.

Thermische Turbulenz

Bei instabilen atmosphärischen Verhältnissen verstärken die steigenden Luftmassen die mechanische Turbulenz. Die aufsteigende Luftblase stört die laminare Windströmung und zusätzlich führt der am Boden entstehende Unterdruck dazu, dass von allen Seiten Luft hinzuströmt. An heissen Sommertagen kann dies zu Böen führen, die für Fallschirmspringer gefährlich sind. In mittlerer und grosser Höhe kann thermische Turbulenz oft vorausgesehen werden, da sie in Begleitung von Cumuli oder Cumulonimbussen auftreten.

Wolken S.72

Als Wolke bezeichnet man das sichtbare Ergebnis der Kondensation des in der Luft enthaltenen Wasserdampfes. Sie besteht aus in der Luft schwebenden, winzigen Wassertröpfchen oder kleinen Eiskristallen. Diese sind so klein, dass sie bereits durch einen kaum merklichen Aufwind in der Schwebe gehalten werden. Um die Entstehung von Wolken besser zu verstehen, betrachten wir im Folgenden einzelne Gesetzmässigkeiten dieses Prozesses.

Aggregatszustände des Wassers

Ein grosser Teil des Energieaustausches in der Atmosphäre erfolgt aufgrund der spezifischen Eigenschaften des Wassers, das in drei verschiedenen Aggregatszuständen (fest, flüssig. gasförmig) vorkommt. Man kann diese drei Aggregatszustände wie folgt beschreiben:

• fest. Ein fester Stoff hat immer eine bestimmte Form und ein bestimmtes Volumen. Man kann ihn durch äussere Kraftelinwirkung (z. B. Druck) verändern. Feste Körper haben Oberflächen, die sie begrenzen.

• flüssig. Ein flüssiger Stoff hat ein bestimmtes Volumen, aber keine bestimmte Form. Er nimmt die Form des Gefässes an, in dem er sich befindet oder bildet Tropfen aus.

• gasförmig. Ein gasförmiger Stoff hat keine bestimme Form und kein bestimmtes Volumen. Er verteilt sich im Raum, der ihm zur Verfügung steht. Gase bilden keine Oberflächen, die sich von ihrer Umgebung abgrenzen, sondern werden in ihrer Ausbreitung von der Umgebung begrenzt.

Zustandsänderung von Wasser

Adiabatische Vorgänge Info

In der Meteorologie bezeichnet ein adiabatischer Vorgang die Änderung der physikalischen Eigenschaften von einem Luftpaket/Luftmasse wie z. B. Temperatur, Oruck, Dichte oder Feuchtigket, ohne dass zwischen dem Luftpaket- und der Umgebungsluft ein Wärmeaustausch stattfindet.

Dleser Vorgang bewirkt bei vertikalen Luftbewegungen, wie z. B. bei Anhebung der Luft an Gebirgen oder in Konvektionsströmungen, adiabatische Zustandsänderungen. Beim Aufsteigen dehnt sich das Luftpaket wegen des abnehmenden Luftdrucks der Umgebungsluft aus und kühlt somit ab. Beim Absinken hingegen kommt das Luftpaket wieder in höheren Luftdruck, wird dabei komprimiert und dadurch wärmer. Die Änderung der Temperatur pro 100 m Höhendifferenz wird als adiabatischer Temperaturgradient bezeichnet. Abhängig vom Wasserdampfgehalt der Luft ist dieser Temperaturgradient feucht- oder trockenadiabatisch.

S.73 im Buch steht noch mehr zu Trocken- und Feuchtdiabate.