Niederschlag

Unter „Niederschlag“ versteht man das Ausfallen von Wasser aus Wolken zur Erde in flüssiger oder fester Form. Voraussetzung für Niederschlag sind Wassertröpfchen oder Eiskristalle in Wolken, die allerdings so klein sind (durchschnittlich 10 µm), dass sie nicht zu Boden fallen. Sie entstehen durch Kondensation bzw. Sublimation (direkter Übergang von Gas- zur Festform). Diese kleinen Tröpfchen oder Kristalle reichen allerdings noch nicht aus um Niederschlag zu bilden, da sie wegen ihrer großen Oberflächenkrümmung einen hohen Sättigungsdampfdruck* über der Oberfläche haben und daher schnell verdampfen würden. Wichtig ist daher das Vorhandensein von Kondensationskernen, die sich in den kleinen Wolkentröpfchen auflösen. Lösungen haben einen niedrigeren Sättigungsdampfdruck und können daher besser anwachsen. Auch Eiskristalle benötigen einen Eiskern um anwachsen zu können bzw. Eisteilchen benötigen Eiskeime zur Sublimation. Da Eiskeime aber viel seltener vorkommen als Kondensationskerne, können auch unter 0 Grad Celsius noch Wolkentröpfchen in flüssiger Form in einer Wolke vorkommen. Unterkühlte Wassertröpfchen treten sogar noch bei -15 Grad Celsius auf. Häufig ist es also so, dass in einer Wolke unterkühlte Wassertröpfchen und Eiskristalle gleichzeitig vorkommen – sog. Mischwolken.

Wolkentröpfchen oder Eiskristalle müssen nun also so weit anwachsen, damit sie schwer genug sind, um eine nennenswerte Fallgeschwindigkeit erreichen. Diese wird erst ab Durchmessern größer als 100 µm erzielt.

Man unterscheidet zwei Prinzipien, die dazu führen, dass Wolkenteilchen so stark anwachsen, dass sie zu Niederschlagsteilchen werden:

1. Kollision und Koaleszens: Damit meint man das Zusammenstoßen und Zusammenwachsen von Wassertröpfchen. Bei diesem Prinzip sind Eiskristalle nicht notwendig. Diesen Prozess nennt man Langmuir-Prozess. Dieser Prozess spielt vor allem in den Tropen eine Rolle. Bei uns in Mitteleuropa tritt der Langmuir-Prozess eher seltener auf – lediglich bei der Bildung von Nieselregen in niedrigen Stratus-Wolken.
2. Sind Wassertröpfchen und Eiskristalle gleichzeitig vorhanden, dann wachsen die Eiskristalle auf Kosten der Wassertröpfchen an, da der Sättigungsdampfdruck über Wasser größer ist als über Eis. Diesen Vorgang nennt man Bergeron-Findeisen-Prozess.

Wassertropfen können eine maximale Größe von 4 bis 5 mm erreichen. Ab dann sind sie instabil und die Oberflächenspannung reicht nicht aus, um den Tropfen zusammenzuhalten. Der Tropfen zerfällt in kleinere Tropfen, die wieder anwachsen können.

Niederschlagsformen

Niesel- oder Sprühregen…

…fällt aus niedrigen Stratuswolken, die z.B. beim Überströmen von feuchter Luft über kälteren Boden strömt (z.B. an der Küste im Frühsommer, wenn das Meerwasser noch recht kühl ist) oder bei winterliche Hochdruckwetterlagen, bei denen sich in Bodennähe Inversionslagen bilden. Im Stratus kommen in der Regel keine Eiskristalle vor und daher ist der Langmuir-Prozess für die Niederschlagsbildung entscheidend. Nieselregentröpfchen haben einen Durchmesser von < 0,5 mm.

Landregen…

…fällt aus Altostratus- und Nimbostratuswolken. Durch geringe Turbulenzen in diesen Wolken erklärt sich die Gleichmäßigkeit des Landregens. Die Tröpfchendurchmesser sind größer als 0,5 mm.

Regenschauer…

…ist eine Niederschlagsform, die in mächtigen Cumuluswolken und in Cumulonimbuswolken auftritt. Regenschauer treten zusammen mit böenartigen Winden auf, was einen gleichmäßigen Niederschlag wie beim Landregen verhindert. Durch die starken Aufwinde in diesen Wolken können sich selbst 10 cm große Eisklumpen in der Wolke halten. Fallen diese Eisklumpen nun Richtung Boden, schmelzen sie entweder vollständig und bilden große Regentropfen, oder es hagelt.

Hagel…

…entsteht wie Regenschauer, nur dass die herabfallenden Eisklumpen nicht schmelzen. Hagelkörner sind größer als 5 mm.

Graupel…

…entsteht wie Hagel, nur erreicht ein Graupelkorn lediglich Durchmesser von 2 bis 5 mm.

Schneeflocken…

…sind Gebilde aus mehreren Eiskristallen, deren Klebstoff unterkühlte Wassertröpfchen sind, der die Eiskristalle durch spontanes Gefrieren miteinander verbindet.

Unter dem Strich kann man sagen, dass Wolken, die Niederschlag bilden (außer Nieselregen), mindestens so mächtig sein müssen, dass sie im oberen Teil Temperaturen von unter -10 Grad Celsius haben.

* Sättigungsdampfdruck: Unter Dampfdruck versteht man den Partialdruck des Wasserdampfes in Pa. Der von der Lufttemperatur abhängige maximale Dampfdruck ist der Sättigungsdampfdruck.

Literatur:

Dieter Walch, Ernst Neukamp: Wolken, Wetter. GU – Gräfe und Unzer

Helmut Krazs (2000): Die Atmosphäre der Erde. Vieweg & Sohn Verlagsgesellschaft mbH

Wetter und Klima (1989). Meyers Lexikonverlag

http://de.wikipedia.org

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Möglichkeiten der Wolkenvorhersage

Nicht jeder ist ausgebildeter Meteorologe und besitzt die Möglichkeiten geeignete Vorhersagen der Wetterentwicklung und damit auch der Wolkenvorhersage zu machen. Auch die Wettervorhersagen für den Ottonormalverbraucher in den herkömmlichen Medien wie TV oder Radio helfen einem bei der Vorhersage des Wolkenbildes nicht weiter, zumal hier nur von wolkenlos, wolkig oder bedeckt gesprochen wird. Was ist aber, wenn man abschätzen möchte welche Wolken bei welchem Bedeckungsgrad zu erwarten sind?

Das wichtigste Mittel sind Modellvorhersagen, auf deren Daten man in bereits aufbereiteter Form im Internet zugreifen kann. Dazu ist nicht mal unbedingt großartiges meteorologisches Wissen notwendig.

Um z.B. herauszufinden wie Modelle den mittlere Bedeckungsgrad in den nächsten Tagen vorhersagen, bietet die Wetterzentrale (http://www.wetterzentrale.de) Vorhersagekarten für den Bedeckungsgrad in Prozent an (Topkarten -> GFS -> Mittl. Wolken).

Bedeckungsgrad

Bedeckungsgrad von Wolken in Prozent ©www.wetterzentrale.de

Auf diesen Karten markieren weiße Gebiete Wolken. Je heller, desto höher der Bedeckungsgrad. In diesem Kartenbeispiel ist am Samstag den 24. März 2007 um 0 Uhr UTC starke Bewölkung über dem Nordosten Deutschlands zu erwarten, während der Südwesten des Landes noch mit weniger Bewölkung zu kämpfen hat.

Wollen wir nun wissen welche Wolken wir zu erwarten haben, gibt es sogar Vorhersagekarten, die Rückschlüssen auf Wolken in bestimmten Höhen zulassen. Z.B. ist es möglich, die Vorhersage der relativen Luftfeuchtigkeit in bestimmten Höhen einzusehen.  Je höher die Feuchtigkeit, desto eher sind in diesem Bereich Wolken zu erwarten. Diese Karten bietet z.B. WetterOnline (http://www.wetteronline.de) an.

Unter http://profi.wetteronline.de kann man folgende Karten aufrufen:

  • RH 300 hPa für Vorhersagekarten der relativen Luftfeuchtigkeit in Höhen mit einem Luftdruck von 300 hPa (entspricht ca. 9000 m Höhe und ist ein Maß für Cirrusbewölkung)
  • RH 3000-6000 für Vorhersagen der rel. Luftfeuchtigkeit in 3000 bis 6000 m Höhe für mittelhohe Wolken wie Altostratus oder Altocumulus.
  • RH 600-3000 für die rel. Luftfeuchtigkeit in 600 bis 3000 m Höhe, um Aussagen über Wolken zwischen dem mittelhohem und niedrigem Niveau machen zu können.
  • RH 925 hPa für das niedrige Wolkenniveau (z.B. Stratocumulus).

RH 300 hPa

RH 300 hPa ©www.wetteronline.de

RH 3000-6000

RH 3000-6000 ©www.wetteronline.de

RH 600-3000

RH 600-3000

RH 925 hPa

RH 925 hPa ©www.wetteronline.de

Auch auf den obigen Beispielen sind die Vorhersagen für den 24. März 2007 um 0 Uhr UTC zu sehen. Die Linien markieren Linien gleicher rel. Luftfeuchtigkeit. Man sieht, dass in allen Höhenniveaus zu dieser Uhrzeit hohe Luftfeuchten zu erwarten sind. Vor allem im 925 hPa Niveau sind im Nordosten Deutschlands an die 100% zu erwarten. Kein guter Zeitpunkt für Sternbeobachtungen.

Erwartet man einen Sommertag ohne Hinzuführung von anderen Luftmassen die kältere/wärme Temperaturen oder Feuchtigkeit mit sich bringen, d.h. kaum horizontale Bewegung vorherrscht und lediglich die Strahlung zu vertikaler Bewegung in der Atmosphäre führt, kann man mit Hilfe von thermodynamischen Diagrammpapieren geeignete Vorhersagen von Cumulus- und Cumulonimbus-Entwicklungen machen (siehe „Der Cumulus“).

Literatur:

http://www.wetterzentrale.de

http://www.wetteronline.de

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Der Cumulus

Wer kennt nicht den berühmten Cumulus humilis, der sich wie kleine Haufen über den Schönwetterhimmel verteilt und einen Teil des berühmten Kaiserwetters darstellt. Der Cumulus humilis ist die wohl berühmteste Schönwetterwolke, die, so lange sie nicht anwächst, keinen Regen bringt.

Cumulus humilis

Cumulus humilis

Der Cumulus humilis kann durch kräftige Thermik zu größeren Cumulus, wie mediocris oder congestus, anwachsen und sich sogar zum Cumulonimbus entwickeln.

Cumulus mediocris

Cumulus mediocris

Cumulus congestus

Cumulus congestus

Cumulonimbus

Cumulonimbus

Der Cumulus ist eine sog. Konvektionswolke. Unter Konvektion versteht man das thermische Aufgleiten von Luftpaketen z.B. durch Erwärmung der Erdoberfläche und der darüber liegenden Luftpakete. Bei entsprechend labiler Schichtung der Atmosphäre (die Temperatur der Umgebungsluft nimmt mit der Höhe schneller ab als die Temperatur des Luftpaketes) steigt das Luftpaket in die Höhe. Solange das Luftpaket noch nicht auf den Taupunkt (Temperatur bei 100% Luftfeuchtigkeit) abgekühlt ist, nimmt die Temperatur um 1 K(elvin)/100 m (entspricht 1 Grad Celsius pro 100 m Höhe) ab. Sobald der Taupunkt erreicht ist (d.h. ein relative Luftfeuchtigkeit von 100% vorliegt), kondensiert der im Luftpaket vorhandene Wasserdampf und Kondensationswärme wird frei – eine Cumulus-Wolke entsteht.  Durch die Kondensationswärme nimmt die Temperatur des Luftpakets durchschnittlich nur noch um 0,65 K/100 m ab. Abhängig von der Labilität der Umgebungsluft und der Menge des vorhandenen Wasserdampfes kann der Cumulus bis zum congestus und sogar zum Cumulonimbus anwachsen.

Ob ein Cumulus entsteht und wie hoch er anwächst kann durch die Messung des atmosphärischen Zustands ermittelt werden. Dafür wird mit Hilfe von Radiosondenaufstiegen das Höhenprofil von Luftdruck, Lufttemperatur und Taupunkt bestimmt. Diese Höhenprofile werden in ein thermodynamisches Diagrammpapier eingetragen. Zwei Arten von thermodynamischen Diagrammpapieren sind üblich: Das Stüve und das Skew T-Diagrammpapier.

Im Folgenden ein Beispiel für ein Skew T-Diagramm (zum Vergrößern bitte anklicken):

Skew T-Diagramm

Skew T-Diagramm ©www.wetterzentrale.de

Auf der x-Achse (horizontale Achse) ist die Temperatur in Grad Celsius, auf der y-Achse (vertikale Achse) der Luftdruck in hPa (Hektopascal) angegeben (ein Maß für die Höhe). Die weiße Kurve zeigt den Temperaturverlauf, die graue Kurve den Taupunktverlauf an. Die roten Linien zeigen die Trockenadiabate an, d.h. ein trockenes Luftpaket (<100% Luftfeuchtigkeit) steigt entlang dieser Kurve mit 1 K/100m (trockenadiabatischer Temperaturgradient) Temperaturabnahme auf. Die grünen Linien zeigen die Feuchtadiabaten an, d.h. ein feuchtes Luftpaket steigt an dieser Linie mit 0,65 K/100 m (feuchtadiabatischer Temperaturgradient) auf. Die blauen Linien markieren Linien gleicher Temperatur. Die gelben Linien sind Linien gleichen Sättigungsmischungsverhältnis in g Wasserdampf pro kg trockener Luft. Das Sättigungsmischungsverhältnis beschreibt den Quotienten aus maximalem Wasserdampf und Masse der enthaltenen Luft.

Aus diesem Diagramm kann man nun das Cumuluskondensationsniveau (CCN) bestimmen, das die Höhe angibt, in der ein durch Konvektion aufsteigendes Luftpaket kondensiert und die Unterseite des Cumulus markiert. Das CCN ist dann erreicht, wenn die Temperatur des aufsteigenden Luftpakets den Taupunkt erreicht. Wir kennen den Taupunkt am Boden durch die Profilmessungen. Wir folgen also den Linien gleichen Mischungsverhältnisses vom Bodentaupunkt aus und der Schnittpunkt mit dem Temperaturprofil entspricht dem CCN.

Im CCN würde also ein Cumulus entstehen, vorausgesetzt aufsteigende Luftmassen erreichen diese Höhe überhaupt. Also ist es notwendig die Temperatur am Boden zu bestimmen, bei der es das Luftpaket schafft um bis zum CCN aufzusteigen. Diese Temperatur nennt man Auslösetemperatur und wird bestimmt indem man vom CCN den Linien der Trockenadiabate bis zum Boden folgt und dort die Temperatur abliest.

Schließlich möchte man noch wissen wie hoch der Cumulus wächst. Nach dem Erreichen des Taupunktes steigt das Luftpaket feuchtadiabatisch auf bis die Temperatur der Umgebungsluft der des Luftpakets entspricht. Man folgt also vom CCN aus den Linien der Feuchtadiabate, bis diese das Temperaturprofil schneidet. Dieser Schnittpunkt markiert die Oberseite des Cumulus.

Analog zum Skew T-Diagramm lässt sich das CCN, die Auslösetemperatur und Höhe des Cumulus auch mit dem Stüve-Diagramm bestimmen. Lediglich die Linien gleicher Temperatur sind nicht geneigt, sondern senkrecht angeordnet.

Das CCN, die Auslösetemperatur und die Höhe des Cumulus sind mit Hilfe der aktuellen Höhenprofile nur dann bestimmbar, wenn keine kälteren oder wärmeren Luftmassen herantransportiert werden und keine zusätzliche Feuchte zugeführt wird.

Weitere Informationen zu den Erscheinungsformen des Cumulus finden Sie hier.

Literatur:

Wetter und Klima (1989). Meyers Lexikonverlag

http://www.uni-koeln.de/math-nat-fak/geomet/meteo/winfos/radiosonden/Europa/radiosondengrafiken.pdf

http://www.skywarn.de/estofex_de/guide/1_2_2.html

http://www.wetterzentrale.de

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Wie Wolken entstehen

Wolken sind nichts anderes als eine Anhäufung von Wassertröpfchen und/oder Eiskristallen in der Luft. Tatsächlich gibt es Wolken, die nur aus Wasser, nur aus Eiskristallen oder beidem, sog. Mischwolken, bestehen.

Grundlage der Wolken sind also Wasser bzw. Wasserdampf in unterschiedlichen Aggregatszuständen. Wasserdampf tritt überall in der Atmosphäre der Erde auf. Dabei ist zu beachten, dass ein Luftvolumen nur eine bestimmte Menge an Wasserdampf aufnehmen kann. Dabei kann wärmere Luft mehr, kältere Luft weniger Wasserdampf aufnehmen. Bei einer Temperatur von 20 Grad Celsius können maximal 17,3 Gramm Wasserdampf in einem m3 Luft sein, bei 0 Grad allerdings nur noch maximal 4,8 Gramm. Ist die maximale Wasserdampfmenge aufgenommen, kondensiert der Wasserdampf und Wolkentröpfchen sind erkennbar – Wolken entstehen. Man kann sich diesen Vorgang wie einen Schwamm vorstellen, der nur eine bestimmte Menge an Wasser aufnehmen kann. Ist mehr Wasser im Schwamm als er tatsächlich aufnehmen kann, dann tropft das Wasser heraus. Bitte beachten Sie, dass es nicht ausreicht die maximale Menge an Wasserdampf in einem Luftpaket zu erreichen um Regen entstehen zu lassen. Dafür sind Eiskristalle als Kondensationskerne notwendig, allerdings soll in diesem Artikel nicht näher auf das Phänomen „Regen“ eingegangen werden.

Die Angabe der Feuchtigkeit in Gramm pro m3 nennt man die absolute Feuchte. Als relative Feuchte bezeichnet man das Verhältnis von tatsächlicher absoluter Feuchte und maximaler absoluter Feuchte in einem Luftpaket. Hat ein Luftpaket bei einer Temperatur von 0 Grad Celsius eine absolute Feuchte von 2,4 Gramm pro m3 , dann beträgt die relative Feuchte 50%. Bei 100% relativer Luftfeuchtigkeit entstehen Wolken. Die Temperatur, bei der eine Luftfeuchtigkeit von 100% erreicht wird, nennt man Taupunkt.

Wolken entstehen auf zwei Weisen:

  • Die Temperatur eines Luftpakets kühlt bis zum Taupunkt ab. Dies kann z.B. durch Aufsteigen eines Luftpaketes in höhere troposphärische Schichten geschehen, da die Temperatur des Luftpakets dabei um 1 Grad Celsius pro 100 m abnimmt. Hat also ein Luftpaket eine absolute Feuchte von 17,3 Gramm pro m3 und eine Temperatur von 28 Grad, muss die Temperatur auf 20 Grad absinken damit Wolken entstehen.
  • Dem Luftpaket wird so viel Feuchtigkeit zugeführt, dass die maximale absolute Feuchte, d.h. 100% Luftfeuchtigkeit, erreicht wird.

Literatur:

Dieter Walch, Ernst Neukamp: Wolken, Wetter. GU – Gräfe und Unzer

Rolf Mangelsen (1986): Praktische Wetterkunde. Kosmos Naturführer

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