Meteorologie 1. Die Atmosphäre 2. Darstellung der Atmosphäre 3. Physik der Atmosphäre 4. Wirkung der Atmosphäre auf das Luftfahrzeug

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1 Meteorologie 1. Die Atmosphäre 1.1. Aufbau der Atmosphäre 1.2. Chemische Zusammensetzung der Luft 1.3. Die ICAO-Standardatmosphäre (ISA) 2. Darstellung der Atmosphäre 2.1. Begrifserklärungen Der Wind Die Sicht Erkennbare Wettererscheinungen Bewölkung Taupunkt und Temperatur Luftdruck 2.2. weitere Begriffe METAR Bodenwetterkarte Höhenwetterkarten PIREP 3. Physik der Atmosphäre 3.1. Dichte, Druck und Höhenmessung 3.2. Die Feuchte 3.3. Wärme und Adiabatie 3.4. Die Stabilität 3.5. Isothermie und Inversion 3.6. Wind 3.7. Wolken im allgemeinen 3.8. Schichtbewölkung 3.9. Föhn Nebel Thermik, Haufenbewölkung Niederschlag Luftdrucksysteme Luftmassen 4. Wirkung der Atmosphäre auf das Luftfahrzeug 4.1. VFR-Flugbetrieb allgemein 4.2. Höhenmessung 4.3. Bedeutung der Vereisung 4.4. Bedeutung der Turbulenzen 4.5. Die stabil geschichtete Atmosphäre 4.6. Einfluß der Sicht 4.7. Bedeutung des Gewitters

2 5. Arten der Flugwetterberatung 5.1. Flugwetterberatung allgemein 5.2. AFWA / GAFOR 5.3. TAF 5.4. TREND 5.5. SIGMET 5.6. VOLMET 5.7. ATIS 1. Die Atmosphäre 1.1. Aufbau der Atmosphäre Die Erde ist von einer Lufthülle, der Atmosphäre umgeben. Die Luft wird aufgrund der Erdanziehungskraft ( Schwerkraft ) am Entweichen in den Weltraum gehindert. Das Gewicht des Gaskörpers Luft lastet auf der Erde. Das Gewicht der höher liegenden Luft lastet auf der darunter liegenden Luft und setzt diese unter Druck. Dieser Druck ist der Luftdruck. Er ist um so geringer, je höher in der Atmosphäre man sich befindet. Befindet man sich auf Meeresniveau, so liegt der gesamte Luftkörper über einem und verursacht einen Luftdruck, der im Durchschnitt 1013,2 hpa beträgt. Bewegt man sich in der Atmosphäre nach oben, so nimmt der Luftdruck ab. In einer Höhe von 5500 Meter über Meeresniveau ( 5500 m MSL ) bzw Fuß über Meeresniveau ( ft MSL ) beträgt der Luftdruck etwa die Hälfte des Druckes auf Meeresniveau. Mit steigender Höhe in der Atmosphäre, stellt man normalerweise fest, daß die Lufttemperatur abnimmt. Diese Temperaturabnahme mit zunehmender Höhe erfolgt gleichmäßig bis in eine Höhe von ca Metern. Darüber bleibt die Temperatur mit zu nehmender Höhe gleich oder nimmt sogar zu. Bleibt die Temperatur gleich, so spricht man von Isothermie, nimmt die Temperatur gar mit der Höhe zu, so spricht man von Inversion. Der Bereich der unteren 11 km in der Atmosphäre heißt Troposphäre. Die Tropophäre hat demnach eine Mächtigkeit ( Dicke ) von 11 km. In diesem Bereich spielt sich das Wetter ab. Der obere Rand der Troposphäre heißt Tropopause. Oberhalb der Tropopause herrscht Isothermie oder eine Inversion. Die Luftschicht über der Tropopause heißt Stratosphäre. Über der Stratosphäre liegt Mesophäre, und darüber die Ionosphäre. 2. Darstellung der Atmosphäre 1.2. Chemische Zusammensetzung der Atmosphäre Die Luft um uns herum setzt sich aus verschiedenen Gasen zusammen. Der wichtigste und bekannteste Bestandteil ist der Sauerstoff mit ca. 21% innerhalb der gesamten Troposphäre. Sauerstoff wird für nahezu alle Arten von Verbrennung benötigt und für uns zum Atmen. Ein weiterer für die Fliegerei wichtiger Bestandteil ist der Wasserdampf, gasförmiges Wasser, nicht zu verwechseln mit Nebel, der aus sehr kleinen flüssigen Wassertröpfchen besteht. Der Wasserdampf ist für das Wetter maßgeblich verantwortlich Die ICAO-Standardatmosphäre ( ISA )

3 ICAO ( International Civil Aviation Organisation ) ist die internationale Organisation für die zivile Luftfahrt. Von ihr wurde weltweit eine Standardatmosphäre ( ISA ) festgelegt, die den mittleren Zustand der realen Atmosphäre annähernd beschreibt. Die Merkmale der Standardatmosphäre ( ISA ) sind: Ein Luftdruck von 1013,2 hpa auf Meereshöhe bei einer Lufttemperatur von 15, einer Luftdichte von 1.226kg / cbm und einer relativen Luftfeuchtigkeit von 0%. Die Luftfeuchte ändert sich nicht. Sie beträgt in jeder Höhe der Standardatmosphäre 0%. Bewegt man sich in der Standardatmosphäre nach oben, nimmt die Temperatur linear um 6,5 pro 1000 m Höhe ab. Die Luftdichte nimmt um 10% pro 1000 m Höhe ab. Diese Standardwerte sind gültig bis m MSL. Der Luftdruck hingegen nimmt ungleichmäßig ab. Gemäß ISA findet man in 5000 ft MSL einen Luftdruck von 850 hpa und, wie vorangegangen beschrieben, eine Temperatur von 5 C. in ft MSL 700 hpa bei einer Lufttemperatur von -5 in ft MSL 500 hpa bei -21 C. Die Schicht in der Troposphäre mit einem Luftdruck von 850 hpa wird 850 hpa-fläche genannt und liegt in einer Höhe von 5000 ft MSL. In einer Höhe von ft MSL finden wird die 700 hpa-fläche und in ft MSL die 500 hpa-fläche Begriffserklärungen Der Wind Die Windgeschwindigkeit wird in Knoten ( kt ) im Rahmen von Wetterinformationen angegeben. 1 Knoten entspricht dabei 1 nautischen Meile pro Stunde ( = 1,852 km/h ). Die Richtung, aus der der Wind weht, wird in Winkelgraden angegeben. Nordwind bedeutet 0 oder 360, Westwind 270. Wetterinformationen auf Karten zeigen die Windrichtung durch Striche an, an deren Ende ein Schrägstrich die Windstärke angibt. Die Spitze weist in die Richtung, in die der Wind weht. Ein Schrägstrich steht für je 10 kt und ein halber für je 5 kt. Bei genau 5 kt Windgeschwindigkeit ist der Schrägstrich etwas vom Ende eingerückt, um Verwechslungen zu vermeiden Sicht Bodensicht ist die von einer amtlich beauftragten Person festgestellt horizontale Sicht auf einem Flughafen Erkennbare Wettererscheinungen Hierzu zählen vor allem Dunst und Nebel. Der Dunst entsteht durch Staubteilchen in der Luft, z.b. über einer Stadt. Bei Dunst liegt die Sichtweite unter 8000 m und über 1000 m. Nebel sind kleine Wassertröpfchen in der Luft. Sie führen zu einer stärkeren Beeinträchtigung der Sicht. Bei Nebel liegt die Sicht unter 1000 m.

4 Bewölkung Insgesamt unterscheidet man 10 verschiedene Wolkengattungen. Diese teilen sich auf in Haufenwolken und Schichtwolken. Schichtwolken sind konturlos grau oder weiß und sind durch eine geringe vertikale Ausdehnung zu erkennen. Die wattebauschförmigen Haufenwolken sind dagegen gut an ihren Rändern und der vertikalen Ausdehnung zu erkennen. Wolken werden nach der Höhe ihrer Untergrenze in 3 Niveaus eingeteilt, dabei bedeutet: tiefes Niveau: Untergrenze von ft GND mittleres Niveau: Untergrenze von ft GND hohes Niveau: Untergrenze von ft ft GND 3 Wolkengattungen finden sich im hohen Niveau: Cirrus ( Ci ), eine Feder-ähnliche Schleierwolke Cirrostratus ( Cs ), eine weißliche Schichtwolke Cirrocumulus ( Cc ), eine Haufenwolke in großer Höhe 2 Wolkengattungen finden sich im mittleren Niveau: Altostratus ( As ), eine Schichtwolke, ähnlich der Cirrostratus Altocumulus ( Ac ), eine Haufenwolke, ähnlich der Cirrocumulus Die Sonderform Altocumulus castellanus ist eine turmförmige Haufenwolke, die oft Gewitter ankündigt. 5 Wolkenformen finden wir im tiefen Niveau: Stratus ( St ), eine Schichtwolke mit geringer Dicke ( Mächtigkeit ) von wenigen 1000 Fuß. Nimbostratus ( Ns ), eine sehr mächtige Schichtwolke. Mächtigkeit ft. Cumulus ( Cu ), eine kleiner Haufenwolke. Schönwetter-Wölkchen Cumulonimbus ( Cb ), eine sehr große Haufenwolke. Sie bringt Schauer oder Gewitter Stratocumulus, ( Sc ), eine Mischform aus Haufen- und Schichtwolke. An der Unterseite Schichtwolke,an der Oberseite Haufenwolke. Nachfolgende Tabelle gibt noch einmal einen Überblick. Tiefes Niveau ft GND mittelhohes Niveau ft GND hohes Niveau ft GND Schichtwolken St, Ns As Cs Mischform Sc Ci Haufenwolken Cu, Cb Ac Cc Die Untergrenze der niedrigsten Wolkenschicht unterhalb ft, die mehr als die Hälfte des Himmels bedeckt, heißt Hauptwolkenuntergrenze oder Ceiling Taupunkt und Temperatur Wasserdampf ist gasförmiges Wasser in der Luft, das durch Verdunstung entsteht und immer in der Luft vorhanden ist. An kalten Flächen kondensiert der Wasserdampf zu Wasser und der Wasserdampfgehalt der Luft nimmt ab. Je höher die Temperatur, desto höher die Aufnahmefähigkeit der Luft für Wasserdampf. Bei sinkender Temperatur wird die maximale Aufnahmefähigkeit der Luft überschritten und der überschüssige Wasserdampf schlägt sich als Dunst, Nebel oder an Gegenständen als Tau nieder. Die Temperaturgrenze hierfür heißt Taupunkttemperatur oder Taupunkt. Die Differenz zwischen dem Taupunkt und der aktuellen Temperatur heißt SPREAD. Die sog. relative Luftfeuchte ist als das Verhältnis des tatsächlichen zum maximalen Wasserdampfgehalt der Luft definiert. Da 1 Kubikmeter Luft maximal 16g Wasserdampf enthalten kann, entspricht dies einer relativen Luftfeuchte von 100%. Sind z.b. nur 4g Wasserdampf pro Kubikmeter Luft enthalten, so beträgt die rel. Luftfeuchte also 25% Luftdruck

5 Das Gewicht der Luft übt einen Druck auf uns aus, den Luftdruck. Je höher wir uns in der Atmosphäre befinden, desto weniger Luft lastet auf uns, d.h. desto geringer ist der Luftdruck. Der Luftdruck wird beim Flugwetterdienst sowohl mit dem Dosenbarometer als auch mit dem Quecksilberbarometer gemessen. Die Einheit heißt Hektopascal ( hpa ) wobei die Zahlenangaben identisch mit der früher gebräuchlichen Bezeichnung MilliBar ( mbar ) sind. In der Standardatmosphäre herrscht auf Meereshöhe der Normaldruck von 1013,2 hpa, was 1013,2 mbar bzw. 760 mm Hg entspricht QFE Am Flugplatz gemessener aktueller Luftdruck. Wird das QFE im Höhenmesser als Bezugswert eingestellt, so wird jeweils die Höhe über dem Flugplatz angezeigt. QNH Der Luftdruck, der am Ort des Flugplatzes, jedoch umgerechnet auf Meereshöhe MSL herrschen würde. Wird dieser Wert eingestellt, zeigt der Höhenmesser die Höhe über MSL an. Bei einem Flugplatz auf Meeresniveau ist QFE = QNH. Bei den Flugplätzen die über der Meereshöhe liegen, ist QNH größer als QFE. Das QNH errechnet sich wie folgt: QNH = QFE ( Stationsdruck ) + Druck durch das Gewicht der Luftsäule zwischen Flugplatz und MSL. Letzteres ergibt sich aus der Höhe der Luftsäule ( Stationshöhe ) und der Dichte der Luft, die von der Lufttemperatur der Standardatmosphäre abhängt. Somit ist QNH der mit Hilfe der Standardatmosphäre auf MSL reduzierte QFE. Ist QNH im Höhenmesser eingestellt, zeigt dieser am Boden die Höhe des jeweiligen Flughafens über dem Meeresspiegel an. Ist die Luftmasse im Flug kälter als die Standardatmosphäre, so zeigt der Höhenmesser einen höheren Wert als die reale Höhe an ( Vorsicht ), in einer relativ zur Standardatmosphäre wärmeren Luftmasse, einen niedrigeren Wert als die reale Höhe an. Daher auch der Merkspruch "Im Winter sind die Berge höher"! QFF Das QFF ist der nicht immer mit dem QNH übereinstimmende Stationsdruck, der auf Bodenwetterkarten eingezeichnet wird. Beim QFF wird die aktuell gemessene Temperatur zur Berechnung des Gewichtes der Luftsäule verwendet. Auf 0 ft MSL sind QFE, QNH und QFF immer gleich. Flugflächen beziehen sich weder auf QFE noch auf QNH und QFF, sonder immer auf die Höhenmessereinstellung 1013,2 hpa. Sie werden von der Flugsicherung vorgegeben und bezeichnen die Höhe über der Fläche, in der der Druck 1013,2 hpa beträgt weitere Begriffe METAR METAR steht für METeorological Aviation Report, also für die aktuelle Flugplatzwettermeldung einer Flugwetterwarte. Sie enthalten die aktuell im halbstündigen Turnus gemessenen / beobachteten Wetterdaten. In der Überschrift der Meldung läßt sich die Zeit der Beobachtung erkennen. So findet man in der 6stelligen Zahl hinter dem Beobachtungsort in den ersten beiden Ziffern den Tag des aktuellen Monats, in den mittleren Ziffern die Stunde und in den letzten beiden Ziffern die Minute der Wetterbeobachtung in UTC. Die eigentliche Flugplatzmeldung beginnt mit dem Flugplatzkürzel ( z.b. EDLP für Paderborn/Lippstadt ). Es folgt eine fünfstellige Zahl für den Wind ( X1 - X3 = Winkel; X4 - X5=Windgeschwindigkeit in kt ) VRB am Anfang bedeutet wechselnde Windrichtungen, ein G an 6. Stelle bedeutet Böen( gusts ), die nächsten beiden Ziffern geben dann die Spitzengeschwindigkeiten an. 30V65 bedeutet, daß die Windrichtung zwischen 30 und 65 schwankt. Nun folgt als vierstellige Zahl die horizontale Sichtweit in Metern, diese wird beobachtet. Manchmal werden zwei Sichtweiten gemeldet. 1000NW 4000SO, das heißt 1000 m Sicht nach Nordwest und 4000 m nach Südost. Nun folgen die Wettererscheinungen, die wie folgt beschrieben werden:

6 Nun folgt die Wolkenbeobachtung mit 3 Ziffern für den Bedeckungsgrad und 3 Ziffern für die Höhe. Bedeckungsgrade: SKC = sky clear: wolkenlos SCT = scattered: 1/8 bis 4/8 des Himmels von Wolken bedeckt BKN = broken: 5/8 bis 7/8 bedeckt OVC = overcast: 8/8 bedeckt. VV = vertical visibility: Vertikalsicht nach oben, wenn der Himmel, z.b. wegen Nebel nicht zu sehen ist. Im Anschluß an die Bewölkung folgen nun die Temperatur und der Taupunkt, die durch einen Schrägstrich getrennt sind. Dabei werden Temperaturen unter 0 mit einem m für Minus dargestellt. Nun folgt das QNH, das auf dem Flugplatz gemessen wurde, beginnend mit einem Q. Anschließend kann noch ein kurzer Ausblick auf das Wetter in den nächsten 2 Stunden folgen. Hier heißt dann NOSIG no significant change, daß sich nichts ändert und BECMG, daß sich das Wetter ändert, z.b. BECMG - GR ist ein Übergang zu Hagel. Der Hinweis TEMPO heißt, daß sich das Wetter in den nächsten 2 Std. kurzfristig verändern kann. Die Bezeichnung CAVOK ( clouds and visibility ok ) statt Sichtweite, Markante Wettererscheinungen und Bewölkung, heißt ausführlich: Mindestens 10km Sicht, keine Wolken unter 5000 ft GND, weder CB noch Gewitter, noch Niederschlag, noch flacher Nebel und kein niedriges Schneefegen. NSC bedeutet dort ( no significant clouds ): keine Wolken unter 5000 ft GND und NSW ( no significant Weather ): keine markanten Wettererscheinungen. Als Übungsbeispiel interpretieren wir die folgende Meldung SADL EDZO = EDDM 27010KT 7000 RA OVC010 02/01 Q1013 TEMPO BKN005= Es wurde also am 11. des Monats um 0420h UTC beobachtet. Für den Flugplatz München ( EDDM ) herrscht hier Westwind ( 270 ) der Stärke 10 kt. Die Horizontalsicht beträgt 7000 m. Es herrscht Regen ( RA ), der Himmel ist bedeckt, die Wolkenuntergrenze beträgt 1000 ft ( OVC010 ). Die Temperatur beträgt 2 C, die Taupunkttemperatur liegt bei 1 C ( 02/01 ) und das QNH beträgt 1013 hpa ( Q1013 ). Zeitweise ( TEMPO ) lockert die Bewölkung etwas auf ( bis auf 5/8 bis 7/8 ) wobei die Wolkenuntergrenze auf 500 ft sinkt ( BKN005 ) Bodenwetterkarten Auf den Bodenwetterkarten wird das Wetter in Bodennähe dargestellt. Analysekarten geben dabei das aktuell beobachtete Wetter und Vorhersagekarten, das zu erwartende Wetter wieder. Die Luftdruckverhältnisse werden dabei in Isobaren, d.h. in Linien gleichen Luftdrucks, dargestellt. Die Isobare verbinden hier Orte mit gleichem QFF. Weit auseinander liegende Isobare lassen auf wenig Windstärke schließen! Die Höhen der Wolken werden in Bodenwetterkarten in GND angegeben. Niederschlagsgebiete sind grün und Nebelgebiete gelb. Der Bereich zwischen kalten und warmen Luftmassen wird als Front bezeichnet und mit einer Linie dargestellt. Verlagert sich die Front und schiebt die kalte Luft zurück, ist es eine Warmfront. Diese wird in der Bodenwetterkarte rot oder schwarz mit ausgemalten Halbkreisen gezeichnet. Eine Kaltfront wird blau oder schwarz mit ausgefüllten Dreiecken dargestellt.

7 Ein unbewegliche Front wird schwarz mit Halbkreisen und Dreiecken dargestellt. Warmfronten und Kaltfronten bilden ein Frontensystem. In einem solchen System bewegt sich die Kaltfront schneller als die Warmfront und hebt bei Einholen der Warmfront diese vom Boden ab. Eine Front zwischen zwei kalten Luftmassen mit unterschiedlichen Temperaturen heißt Okklusion und wird als Kombination von Warm- und Kaltfront dargestellt. In den Bodenwetterkarten sind auch die Meßergebnisse von Wetterstationen enthalten. Sie werden im sog. Stationsmodell wie folgt angezeigt: Kreis = Standort der Wetterstation. Der Ausfüllgrad des Kreises gibt den Bedeckungsgrad wieder. Ein schwarzer Kreis bedeutet also, der ganzer Himmel ist bewölkt. Ein X im Kreis heißt: Der Himmel ist wegen Schneefall oder Nebel nicht zu erkennen. Windpfeil am Kreisrand = Angabe der Windrichtung und -stärke. Die Zahlen und Symbole um den Kreis herum geben die Meß- und Beobachtungswerte wieder. Untere linke Zahl = gemessener Taupunkt in C. Links, zweite Zahl von oben = Sichtweite in 100 m - Stufen. Links oben = Lufttemperatur in C. Rechts oben = Luftdruck QFF in 1/10 Hektopascal. Dabei werden nur die letzten beiden Ziffern und die Nachkommastelle abgegeben. 026 heißt also 1002,6 hpa und 954 steht für 995,4 hpa. Zeichen( -kombination ) links, mitte = Symbol der markanten Wettererscheinung. Als mögliche Zeichen( -kombinationen ) kommen in Frage: Höhenwetterkarten Die Höhenwetterkarten stellen die Wetterbedingungen auf den Hauptdruckflächen dar, also auf Flächen mit dem gleichen Luftdruck. Sie gibt es für 850 hpa, 700 hpa und 500 hpa. Die Höhe der Hauptdruckfläche wird durch die Isophysen ( Höhenlinien ) MSL angegeben. Dagegen werden in den Bodenwetterkarten Isobaren ( Linien gleichen Luftdrucks ) angegeben. Darüber hinaus sind Informationen über Lufttemperatur, Taupunkt, Windrichtung und -geschwindigkeit, Turbulenzen sowie Vereisungsgefahr enthalten. Auch hier gibt der Pfeilschaft die Richtung und die Feder die Windgeschwindigkeit an. ( vergl. Kap Bodenwetterkarte ) Vereisung und Turbulenzen werden durch folgende Symbole dargestellt: PIREP

8 PIREPs sind Piloten-Reports über beobachtete Wettererscheinungen, die über die Flugsicherung an den Flugwetterdienst von Piloten gemeldet werden. Auch hier werden die bereits im Kapitel METAR eingeführten Abkürzungen für den Bedeckungsgrad verwendet: OVC = Overcast Bedeckungsgrad 8/8, d.h. bedeckt BKN = Broken Bedeckungsgrad 5/8 bis 7/8, d.h. teilweise bedeckt SCT = Scattered Bedeckungsgrad 1/8 bis 4/8, d.h. etwas bedeckt SKC = Sky Clear Bedeckungsgrad 0, d.h. wolkenlos 3. Physik der Atmosphäre 3.1. Dichte, Druck und Höhenmessung Sowohl der Auftrieb an Tragflächen oder Rotorblättern als auch die Maschinenleistung sind bei geringer Luftdichte schwächer. Die Temperatur und der Druck beeinflussen die Luftdichte. Mit steigendem Druck wird die Luft dichter, ebenfalls mit fallender Temperatur. Der Luftdruck verringert sich mit zunehmender Höhe. Eine Barometrische Höhenstufe ist die Höhe, bei der der Luftdruck um 1 hpa abnimmt. In Bodennähe sind dies ca. 8m, der Wert steigt mit zunehmender Höhe aber an. Die Druckfläche 700 hpa liegt in etwa 3000 m MSL. Bei 5500 m MSL halbiert sich in etwa der Luftdruck. Im Luftfahrtzeug wird die Höhe mit dem Barometer ( Luftdruckmesser ) ermittelt. Verringert sich der Luftdruck am Boden, während das Fahrzeug abgestellt ist, erhöht sich die angezeigte Höhe. Der Luftdruck ist also nicht nur in den verschiedenen Höhen unterschiedlich, er kann sich auch von Ort zu Ort verändern. Die Veränderung des Drucks bezogen auf eine bestimmte Entfernung heißt horizontaler Druckgradient ( z.b. 3 hpa pro 100km ). Finden sich in der Wetterkarte Isobaren mit sehr kleinen Abstand, ist dieser horizontale Druckgradient umso größer Feuchte In der Atmosphäre findet sich Wasser in den Formen Gas ( Wasserdampf ), flüssig ( Wolkentröpfchen und Regen ) und fest ( Schnee, Hagel, Graupel ). Wasserdampf gelangt vor allem durch Verdunsten in die Atmosphäre. Wieviel Wasserdampf die Luft aufnehmen kann, hängt von deren Temperatur ab. Je höher die Temperatur, desto höher die Aufnahmefähigkeit. Bei einer Temperatur von 2 Grad können maximal 3,9g Wasser aufgenommen werden, dies entspricht dann einer relativen Luftfeuchte von 100%. Steigt die Temperatur z.b. auf 10, so könnten 7,8g Wasser aufgenommen werden. Die 3,9g Wasserdampf wären dann 50% rel. Luftfeuchte. Steigt bei gleichbleibender Wasserdampfmenge die Temperatur der Luft, so wird der Spread ( = Lufttemperatur - Taupunkt ) größer. Je größer der Spread, desto geringer die rel. Luftfeuchte. Aufsteigende Luft dehnt sich aus und kühlt dabei ab. Dadurch verkleinert sich der Spread und die rel. Luftfeuchte wird größer. Sinkende Luft bewirkt das Gegenteil. Durch eine höhere rel. Luftfeuchte quellen die Staubteilchen der Luft auf und verschlechtern die Sicht. Geht gasförmiges Wasser in flüssiges Wasser über, spricht man von Kondensation. Zur Kondensation kommt es, wenn sich die Lufttemperatur dem Taupunkt nähert. Wasserdampf schlägt sich dann z.b. auf kalten Flächen, als Flüssigkeit an Kondensationskeimen ( z.b. Staubteilchen oder Oberflächen mit Unebenheiten ) nieder. Diese Änderung vom gasförmigen in den flüssigen Zustand setzt Wärme frei, während verdunstendes Wasser kälter wird, da zur Verdunstung Wärme verbraucht wird.

9 Bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt erfolgt keine Kondensation zu flüssigen Wasser, sondern zu festem Eis. Dieser Vorgang heißt Sublimation, sowohl für den Übergang von gasförmig zu fest, als auch von fest zu gasförmig. Sublimation ist z.b. über Eis und Schneeflächen zu beobachten Wärme und Adiabasie Die Temperatur der Luft verändert sich, wenn sie nach oben oder nach unter strömt. Strömt die Luft nach oben, gelangt sie unter geringeren Druck und kühlt ab. Bewegt sie sich nach unter erhöht sich der Druck und die Luft wird wärmer. Eine Temperaturänderung der Luft, die nur auf Grund dieser Sachverhalte ( Druckveränderung ) und ohne weiteren Wärmeaustausch mit der Umgebung geschieht, ist ein adiabatischer Vorgang. Vollkommen trockene Luft kühlt um 10 pro 1000 m Höhe ab. dabei kann es nicht zur Wolkenbildung kommen, da die Luft kein Wasserdampf enthält. Sinkt trockene Luft nach unten ab, erwärmt sie sich in gleichem Maße. Beispiel: Lufttemperatur am Boden = 20 C => Lufttemperatur in 800 m Höhe = 12 C. Luft mit einer rel. Feuchte von 100%, kühlt beim Aufsteigen dagegen nur um 6 je 1000 m ab. Dabei kommt es zur Wolkenbildung, da der Wasserdampf zu Tropfen kondensiert Stabilität Betrachten wir nun ein Luftpaket innerhalb einer großen Luftmasse. Ist die Masse stabil so ist die Temperatur eines aufsteigenden Luftpaketes geringer als die der Umgebungsluft, daher sinkt das Paket wieder zurück in seine Ruhelage. In einer labilen Masse ist die Temperatur des aufsteigenden Pakets trotz der Abkühlung beim Aufstieg höher als die der umgebenden Luftmasse. Dadurch steigt das Paket weiter aufwärts bis die umgebende Masse stabil geschichtet ist. In einer großen labil geschichteten Luftmasse kühlt sich das Luftpaket beim Aufstieg weiter ab und erreicht den Taupunkt, sodaß der Wasserdampf zu kleinen Tropfen kondensiert, die dann, bei entsprechender Menge, Wolken bilden. So entstehen Haufenwolken, wie Cumulus u.a. Wenn z.b. im Sommer die großräumige Luftmasse ausreichend labil ist, entsteht dichte Quellbewölkung mit eingelagerten Cumulonimbus-Wolken ( Cb ). Das kann oft zu Schauern oder Gewittern führen. Dabei tendieren großräumige labile Luftmassen zur Stabilität, wenn sie von unter her abgekühlt oder von oben her erwärmt wird oder beides zusammen auftritt. Umgekehrt tendiert eine stabile Luftmasse zur Labilität, wenn sie von oben her abgekühlt oder von unten erwärmt wird. Eine Erwärmung von unten, z.b. durch aufgewärmten Boden, vermindert also die Stabilität der Luftmasse Isothermie und Inversion Eine Isothermie liegt vor, wenn in unterschiedlichen Höhen einer Luftmasse die gleiche Temperatur herrscht. D.h. es existiert keine Temperaturzunahme mit der Höhe. Eine solche großräumige Luftmasse ist zudem besonders stabil geschichtet. Inversion ist die extreme Form stabiler Schichtung. Hier nimmt die Temperatur sogar mit zunehmender Höhe zu. Zumeist haben Inversionsschichten eine geringe vertikale Mächtigkeit, es sind also keine besonders dicken Luftschichten. Die am Boden aufliegende Inversionsschicht heißt Bodeninversion. Diese Schicht wird durch den sich Nachts abkühlenden Boden ebenfalls abgekühlt, wodurch sie kälter als darüberliegende Luft wird. Normalerweise wird der Boden durch die Sonneneinstrahlung tagsüber aufgewärmt und ebenso die Inversionsschicht,

10 wodurch diese dann verschwindet. Reicht die Sonneneinstrahlung nicht aus, entsteht von Nacht zu Nacht eine zunehmende Inversion, eine ausgeprägte Inversionswetterlage. ( Häufig bei Hochdruckwetter im Winter ) In einer starken, bodennahen Inversion kann es zu Scherungsturbulenzen kommen. Diese turbulente Luftströmung entsteht, wenn sich der Wind über geringe Höhenunterschiede stark ändert. D.h. in der Inversion herrscht ein anderer Wind als darüber, da kein Luftaustausch zwischen den Schichten stattfindet. Am Rand der Inversionsschicht kommt es dann zur Scherungsturbulenz. Eine bodennahe Inversion zieht in der Regel eine hohe Luftfeuchte und eine schlechte bis mäßige Sicht nach sich, dabei ist die Luftfeuchte am unteren Rand der Inversionsschicht am größten und die Sicht am schlechtesten. Über eine Bodeninversion ist daher zumeist die Flugsicht sehr gut, die Vertikalsicht mäßig und die Schrägsicht zum Boden schlecht. Eine nicht am Boden aufliegende Inversion entsteht, wenn Luft über einem großen Gebiet absinkt. Hier nimmt die Temperatur erst in der unter der Inversion liegenden Schicht mit zunehmender Höhe ab, dann in der Inversionsschicht mit zunehmender Höhe zu und dann oberhalb der Inversionsschicht wieder mit weiter steigender Höhe ab. Bei einer solchen Höhen- oder auch Absinkinversion bilden sich häufig am späten Nachmittag Haufenwolken. Häufig gehen sie dann in Schichtbewölkung über Wind Existieren in der Atmosphäre horizontale Druckunterschiede, so wirkt auf die Luft die sog. Gradientkraft ein und setzt die Luft vom Ort des höheren Druckes zu dem Ort mit niedrigerem Druck hin in Bewegung. Diese Kraft wirkt senkrecht zu den Linien gleichen Luftdrucks, den Isobaren. Es kommt Wind auf. Die Ursache für unterschiedliche Luftdrücke an verschiedenen Orten liegt darin, daß die Luftsäule nicht über jeden Ort gleich schwer ist. Ist die Luftsäule wärmer, so ist sie auch leichter, d.h. geringerer Luftdruck. Ist die Luftsäule kälter, so ist auch schwerer: es herrscht größerer Luftdruck: Folglich entsteht der Wind ursächlich durch Temperaturunterschiede der Luft. Die Bewegung der Luft, also der Wind, ist um so stärker, je größere der Druckunterschied ist. Liegen die Isobaren einer Bodenwetterkarte dicht beieinander, so ist der Druckunterschied über eine bestimmte Strecke groß, der Wind weht dementsprechend stark. Liegen die Isobaren weit auseinander, so ist der Druckunterschied über die gleiche Strecke gering, es ist mit schwachem Wind zu rechnen. Der Wind, der durch Druckunterschiede verursacht worden ist, wird durch die von der Erddrehung herrührende Corioliskraft von der zum tiefen Druck gerichteten Bahn abgelenkt. Diese Ablenkung erfolgt auf der Nordhalbkugel der Erde immer nach rechts, auf der Südhalbkugel der Erde immer nach links. Ab Höhen über 1000 m wird die Luftströmung nicht mehr von der Reibungskraft durch die Erdoberfläche gebremst. In zunehmender Höhe stellt sich allmählich ein Kräftegleichgewicht zwischen Gradientenkraft und Corioliskraft ein und die Luft strömt nun parallel zu den Isobaren ( bzw. den Isohypsen in der Höhenwetterkarte ). Als Folge davon werden auf der Nordhalbkugel ( siehe untere Darstellung ) Hochdruckgebiete im Uhrzeigersinn umströmt, Tiefdruckgebiete gegen den Uhrzeigersinn. Der in Bodennähe strömende Wind wird durch Reibung am Boden abgeschwächt. Unterhalb der Reibungshöhe von ca m ändert sich die Windrichtung und -geschwindigkeit mit steigender Höhe. Durch die Änderung der Windgeschwindigkeit mit zunehmender Höhe ( siehe Bild ) tritt Windscherung auf, welche mit Turbulenz verbunden ist. Ebenfalls durch die Reibung am Boden wird der Wind von der isobarenparallelen Richtung zum tiefen Druck hin abgelenkt. Der mittlere Ablenkwinkel beträgt dabei ca 30 nach links ( auf der Nordhalbkugel ). Bedenkt man zusätzlich noch, daß der Wind oberhalb der Reibungshöhe in etwa doppelt so stark ( oder stärker ) als der Bodenwind weht, dann kann man bei einem Bodenwind aus 60 der Stärke 10 kt, in einer Höhe von 1000 m auf einen Wind aus 90 mit ca. 20 kt schließen.

11 Auch auf die Lage eines Hoch- oder Tiefdruckgebietes kann man aus der Bodenwindrichtung schließen, wenn man weiß, daß ein Tiefdruckgebiet 90 links zur Höhenwindrichtung liegt ( auf der Nordhalbkugel ). D.h. der Winkel zum Tiefdruckgebiet berechnet sich zu: Höhenwindrichtung Ein Hochdruckgebiet liegt dagegen rechts zur Höhenwindrichtung weshalb sich der Winkel zum Hochdruckgebiet zu Höhenwindrichtung - 90 berechnet. Beispiel: Bodenwind W/V = 240 /15 kt => Lage des Tiefzentrums in ( Bodenwindrichtung + Ablenkung durch Reibung + 90 ) = = 360 In Höhenwetterkarten, in denen die Winde oberhalb der Reibungshöhe dargestellt sind, liegt das Zentrum des Tiefdruckgebietes links der Windrichtung. Das Zentrum des Hochdruckgebietes liegt rechts der Windrichtung. Markante Änderungen der Windrichtung treten an den Grenzen zwischen unterschiedlichen Luftmassen auf. Diese Grenzen werden als Fronten bezeichnet. Wird kalte Polarluft von subtropischer Warmluft verdrängt, so wird der vordere Rand der vorstoßende Warmluft als Warmfront bezeichnet. Verdrängt kalte Polarluft die subtropische Warmluft, so ist der vordere Rand der vorstoßenden Kaltluft die Kaltfront. Zieht die Kaltfront über uns hin weg, so dreht sich die Windrichtung in der Regel sprunghaft nacht rechts ( Nordhalbkugel ) bzw. nach links auf der Südhalbkugel. Im Verlaufe eines Tages verändert sich die Windaktivität. Am deutlichsten kann man dies bei einer sommerlichen Hochdruckwetterlage erkennen. Nachts und am Morgen ist der Wind nur schwach, nimmt im Tagesverlauf zu und schwächt sich dann gegen Abend wieder ab. Weitere Winderscheinung sind der Tal- und Bergwind sowie See- und Landwind. An Berghängen weht der Wind tagsüber den Hang hinauf, in der Nacht den Hang hinab. Den aufgrund der Erwärmung am Tage hangaufwärts wehenden Wind nennt man Talwind ( er kommt aus dem Tal ). Der wegen der Abkühlung nachts hangabwärts wehende Wind heißt Bergwind Aufgrund einer stärkeren Erwärmung der Luft über Land ( die Luft steigt hier auf ) weht an der Küste am Tage der Seewind ( von der See auf das Land ). Die stärkere Abkühlung über Land ( die Luft sinkt ab ) verursacht in der Nacht einen Landwind ( vom Land auf die See hinaus ). Der Seewind weht am Nachmittag, der Landwind vor Sonnenaufgang am stärksten. Landestypische Winderscheinungen sind z.b. Föhn Alpengebiet, orographisch bedingt Scirocco Italien Mistral Rhonetal ( Frankreich ), orographisch bedingt Bora Ex-Jugoslawien, orographisch bedingt 3.7. Wolken im allgemeinen Wird Luft angehoben, so sinkt die Temperatur. Erreicht die Temperatur dabei den Taupunkt, so kondensiert der gasförmige Wasserdampf teilweise zu flüssigem Wasser. Das Wasser lagert sich an Staubteilchen ( = Kondensationskeime ) an und bildet Wassertröpfchen. Die Gesamtheit der Wassertröpfchen bildet eine Wolke. Eine Wolke entsteht folglich durch Hebung der Luft, Abkühlung bis zum Taupunkt und Kondensation des Wasserdampfes an den Kondensationskeimen. Nebel entsteht ebenfalls durch Abkühlung der Luft bis zum Taupunkt und Kondensation des Wasserdampfes. Die Abkühlung erfolgt jedoch nicht durch Hebung, sondern durch Berührung der Luft mit dem kaltem Erdboden, der durch die nächtliche Ausstrahlung Wärme verloren hat. Die Abnahme der Lufttemperatur, ihre Annäherung an den Taupunkt und die damit verbundene Verkleinerung des Spread sind wesentliche Voraussetzungen für die Entstehung von Wolken und Nebel.

12 Eine besondere Erscheinungsform der Wolkenfamilie Altocumulus ( Ac ) sind die linsenförmigen Altocumulus lenticularis, welche ein sicherer Anzeiger für Föhn und atmosphärische Wellen sind. Sie bilden sich häufig oberhalb eines Gebirgskammes und auf der Leeseite eines Gebirges. Die Niederschlagsarten, die aus verschiedenen Wolkengattungen fallen, lassen sich einteilen in die länger anhaltenden Niederschläge und die schauerartigen ( siehe Tabelle ). lang anhaltende Niederschläge schauerartige Niederschläge Erscheinung Regen ( große Tropfen )Niesel ( kleine Tropfen ) Schneefall / Schneeregen RegenschauerSchneeschauer Hagelschauer Graupelschauer Wolkengattung Schichtwolken: Stratus ( St ) Nimbostratus ( Ns ) Altostratus ( As ) Haufenwolken: Cumulus ( Cu ) Cumulonimbus ( Cb ) Aus Cb und Ns fällt grundsätzlich Niederschlag! Für die Abschätzung der Höhe der Wolkenuntergrenze von Cu-Bewölkung gelten die Faustformeln: Höhe der Wolkenuntergrenze ( ft ) = Spread ( C ) mal 400 Höhe der Wolkenuntergrenze ( m ) = Spread ( C ) mal Schichtbewölkung Zu den Schichtwolken zählen die Wolkengattungen Stratus ( St ), Nimbostratus ( Ns ), Altostratos ( As ) und Cirrostratus ( Cs ). Die Ns nimmt häufig den gesamten Luftraum zwischen 1000 ft GND und ft GND ein und ist bei stabiler Schichtung der Luft anzutreffen. Er enthält gleichzeitig flüssige Wassertröpfchen ( im unteren Bereich ) und feste Eiskristalle ( im oberen Bereich ). Die in geringer Höhe liegende Stratos-Wolke wird auch als Stratusdecke oder als Hochnebel bezeichnet. Sie bildet sich in stabil geschichteter Luft und entsteht vor allem im Winter bei Hochdruckwetter und tiefliegender Inversion Föhn Zu den speziellen Formen des Windes zählt der Föhn. Der Föhn ist eine Folgewirkung adiabatischer Vorgänge beim Überströmen von Höhenzügen. Bedingt durch die Lage der Isobaren wird eine kräftige Strömung feuchter Luft quer über eine Gebirge oder einen Höhenzug geführt. Dabei muß die Luft zuerst aufsteigen und dann anschließend hinter dem Gebirge absinken. Das Gebirge ist ein Hindernis für die Luftströmung. Strömt mit Wasserdampf gesättigte Luft den Hang hinauf, so kühlt sie sich zuerst trockenadiabatisch um 1 C / 100 m ab. Sobald die Lufttemperatur bis zu dem Taupunkt abgesunken ist, kondensiert Wasserdampf zu flüssigem Wasser, die Wassertröpfchen bilden eine Wolke. Es folgt der Niederschlag auf der Stauseite, also auf der Luvseite des Berges. Beim weiteren Aufstieg der Luft erfolgt die Abkühlung jetzt feuchtadiabatisch, also nur um 0,6 C / 100 m. Auf Gipfelhöhe enthält die Luft nur noch wenig Wasserdampf und wenig Wolkenwasser. Sinkt die Luft im Lee des Höhenzuges, auf der Föhnseite ab, so erwärmt sie sich nach Verdunsten der letzten Wolkentröpfchen sofort trockenadiabatisch um 1 C / 100 m Höhe. Daher kommt die Luft auf der Föhnseite des Berges im Tal trockener und wärmer an, als sie auf der Stauseite gestartet ist. Der so entstehende trocken-warme und böige Fallwind heißt Föhn.

13 Man spricht von atmosphärischen Wellen im Lee des Gebirges oder auch von Leewellen. Die Wellenbewegung der Luft führt in den aufsteigenden Teilen der Strömung zur Bildung der linsenförmigen sog. Altocumulus lenticularis-wolken. Diese treten über dem Bergrücken und im Lee des Berges auf. In den Wellenbergen dieser Strömung treten kreisförmige Luftströmung, sogenannte Rotoren auf, welche teilweise sehr kräftig sein können. Die Altocumulus lenticularis-wolken sind ein guter Indikator für eine solche Föhnwetterlage. Herrscht beispielsweise auf der Alpennordseite Föhn, so wird im Luv der Alpen, auf der Alpensüdseite die Luftströmung gestaut. Hier bilden sich vielfach aufliegende Wolken, die sog. Staubewölkung. Auf der Alpennordseite, der Föhnseite der Alpen herrschen geringe Bewölkung und geringe Luftfeuchte bei guter Sicht. Ein ungewöhnlicher Temperaturanstieg und oftmals böige Winde machen sich bemerkbar. Ein kräftiges Tiefdruckgebiet über der Biskaya und ein ausgeprägtes Hochdruckgebiet über Südosteuropa führen in der Regel zur Entwicklung einer ausgeprägten Föhnwetterlage am Alpennordrand. Diese Luftdruckverhältnisse führen die Luftströmung von Süden über die Alpen nach Norden. Im Alpenvorland herrscht dann Föhn mit guten Sichtflugbedingungen. Im Süden der Alpen dagegen herrscht aufliegende Bewölkung, ein Flug z.b. nach Venedig mit Erdsicht ist daher unmöglich. Im umgekehrten Fall eines Nordstaus, d.h. feuchte Luft strömt von Norden auf die Alpen zu, so liegt im Alpenvorland die Bewölkung auf, während in München noch eine Wolkenuntergrenze von z.b. 800 ft GND bei 3 km Sicht möglich ist. Eine Alpenüberquerung scheitert in diesem Falle an der auf der Alpennordseite angestauten Bewölkung Nebel Wird Luft in Bodennähe abgekühlt, so nähert sich die Temperatur dem Taupunkt. Dabei steigt die relative Luftfeuchte an. Sind Lufttemperatur und Taupunkt gleich, so ist der Spread gleich null. Die relative Luftfeuchte beträgt dann 100%. Bei weitere Abkühlung der Luft kondensiert der Wasserdampf in der Luft allmählich zu flüssigen Wasser. Winzige kleine Wassertröpfchen bilden sich und schweben in der Luft. Alle Wassertröpfen zusammen ergeben den Nebel. Der Nebel kann besonders im Winter längere Zeit andauern, wenn zusätzlich eine starke bodennahe Inversion vorhanden ist Nach den unterschiedlichen Ursachen für die Abkühlung der Luft unterscheidet man Strahlungsnebel, Mischungsnebel und Advektionsnebel. Der Strahlungsnebel entsteht dadurch, daß der Erdboden Energie in das Weltall abstrahlt und auf diese Weise kälter wird. Der kältere Untergrund kühlt die aufliegende Luft ab. Die Nebelbildung setzt bei Unterschreiten des Taupunktes ein. Der Strahlungsnebel ist ca. 1 Stunde nach Sonnenaufgang am mächtigsten. Mit der Entstehung von Strahlungsnebel muß man verstärkt rechnen bei schwachen Wind, kleinem Spread und wolkenlosen Himmel. Der Strahlungsnebel ist in der kalten Jahreszeit in Mitteleuropa die häufigste Enstehungsursache für Nebel. Feuchtwarme Luft kann durch Mischung mit kalter Luft abgekühlt werden. Der durch diese Art der Abkühlung ( z. B. an Warmfronten ) entstehende Nebel heißt Mischungsnebel. Sein Entstehungsgrund ist die kältere Luft, mit der die feuchtwarme sich mischt. Mischungsnebel ist von den Temperatur des Erdbodens unabhängig. Erfolgt die Abkühlung dadurch, daß die Luft mit dem Wind über eine kalte Oberfläche streicht, so spricht man von Advektionsnebel. Feuchtwarme Luft strömt über kalten Erdboden oder über kaltes Meerwasser und wird dadurch abgekühlt. Nebel löst sich auf, sobald seine Wassertröpfchen verdunsten können. Dies ist der Fall, wenn die Luft wärmer und damit die relative Luchtfeuchte sinkt. Dies ist besonders der Fall, wenn durch zunehmenden Wind eine Durchmischung der Nebelluft mit trockenerer Luft erfolgt.

14 3.11. Thermik, Haufenbewölkung Ist der Erdboden wärmer als die aufliegende Luft, so gibt er Wärme an diese ab. Ist die Luft dadurch wärmer geworden, so löst sie sich vom Untergrund ab und steigt auf. Diese durch die Lufttemperatur bedingte Aufwärtsbewegung heißt Thermik. Die Luft wird von unten her erwärmt und dadurch labiler. Labilität der Luftschichten ist somit eine Ursache der Thermik. Labile Luftschichten kann man erkennen an Quellbewölkung, z. B. Cu starker vertikaler Luftbewegung, z. B. Aufwind großtropfigem Schauerniederschlag, z. B. Regenschauer. Eine Ursache für die Bildung von Thermik kann z.b. die starke Aufheizung der Luft in Bodennähe sein, wie sie z.b. an sonnigen, windschwachen Tagen auftreten kann. Die überhitzte Luft löst dann vom Boden ab und erzeugt so einen kräftigen Thermikaufwind. Man kann diese Erscheinung an aufwirbelndem Staub, Laub o.ä. erkennen. In der aufsteigenden Luft sinkt die Temperatur, je höher die Luft aufsteigt. Die Temperatur nimmt aufgrund der adiabatischen Ausdehnung der Luft ab. Ist die aufsteigende Luft relativ feucht, ist also der Taupunkt in der aufsteigenden Luft hoch, so wird bei einer Temperaturerniedrigung der Taupunkt bald erreicht sein. Es kommt zur Kondensation von Wasserdampf und zur Bildung einer Haufenwolke. Die entstehende Haufen,- Quellwolke oder auch Cumulus-Wolke ist die typische Thermikwolke. Ist die Luft so trocken, daß keine Cumulus entsteht, bliebt also der Himmel blau, so spricht man von Blauthermik. Für die Wolkenuntergrenze der Cumulus-Bewölkung gilt folgende Faustformel: Höhe der Wolkenuntergrenze in ft = SPREAD ( C ) x 400 Höhe der Wolkenuntergrenze in m = SPREAD ( C ) x 123 Beispielsweise berechnet sich die Wolkenuntergrenze bei einer Lufttemperatur von 25 C und einem Taupunkt von 5 C zu : ( 25 C - 5 C ) x 400 => 8000 ft. Diejenige Lufttemperatur am Boden, durch die Thermik und die Bildung von Quellwolken ausgelöst wird, heißt Auslösetemperatur. Bleibt die Lufttemperatur am Boden unter dem Wert der Auslösetemperatur, so kommt es nicht zu Quellwolken. Überall da, wo sich eine Cu-Wolke befindet, herrscht auch Thermikaufwind. Oberhalb der Cu-Wolke gibt es keinen Thermikaufwind. Deswegen ist oberhalb von Cu-Bewölkung die Böigkeit durch vertikale strömende Winde, die sogenannte Vertikalböigkeit am geringsten. Voraussetzung für die Bildung von Cu-Wolken ist eine starke Sonneneinstrahlung. Daher bilden sich, bei entsprechende Luftfeuchtigkeit, Cu-Wolken überwiegend im Frühjahr und Sommer. Wird der Boden durch kräftige Sonneneinstrahlung erwärmt, so kommt es zu einer Erwärmung der Troposphäre von unten her. Es entsteht eine labile Schichtung, d. h. die aufsteigende Luft ist auch in der Höhe wärmer als die Umgebungsluft. Deshalb steigt sie weiter auf. Sind die Temperaturverhältnisse in der Troposphäre so, daß die Luft, die in einer Wolke aufsteigt, oben wärmer ankommt als die Luft neben der Wolke, so spricht man von feuchtlabiler Schichtung. Hochreichend feuchtlabile Schichtung ist eine wesentliche Voraussetzung für Gewitter. Erste Vorboten auf eine feuchtlabile Schichtung, und damit ein evtl. bevorstehendes Gewitter, sind die türmchen- und zinnenförmigen Altocumulus castellanus Wolken. In feuchtlabile geschichteten Luft entsteht im Tagesverlauf erst Cu-Bewölkung. Falls die Troposphäre so labil geschichtet ist, daß die Cu-Wolken wachsen und größer werden, wird aus einem Cu schließlich die große Gewitterwolke, der Cumulonimbus ( Cb ). Diese Wolke reicht häufig bis an die Tropopause, den oberen Rand der Troposphäre. Hierbei breitet sie sich aus und nimmt die Gestalt eines Amboß an. Mit einem Cb sind häufig Gewitterschauer, Böen, Blitz und Vereisung ( des Luftfahrzeuges ) verbunden. Spezielle Arten von Gewittern sind:

15 Wärmegewitter ( Voraussetzung: hohe Lufttemperatur und Luchtfeuchte, schwacher Wind und stark labil geschichtete Luft ) Wärmegewitter treten, abhängig vom jeweiligen Untergrund, typischerweise meist zu bestimmten Tageszeiten auf. Über Land meist am Nachmittag, nachdem sich über dem im Tagesverlauf erwärmten Boden Cu-und später Cb-Wolken gebildet haben, über See dagegen meist in der Nacht, wenn das erwärmte Wasser, welches dann wärmer als der Erdboden der Küste ist, für die bereits genannten Wolkenbildungen sorgt. Frontgewitter ( Voraussetzung: Temperaturunterschiede zwischen dem Untergrund und der heranströmenden Luftmasse ). Frontgewitter können sich, bei Einbruch kalter Luft, an der Kaltfront zu jeder Tageszeit bilden. orographisch bedingte Gewitter ( Voraussetzung: feuchtlabile Luft, Strömungshindernis ) Auch ein hindernisbedingtes Gewitter kann zu jeder Tageszeit auftreten. Jede Gewitterwolke durchläuft drei Stadien: das Cumulusstadium, das Reifestadium und das Auflösungsstadium. Die verschiedenen Merkmale der Stadien sind: Cumulusstadium: Der Kern der Wolke befindet sich im flüssigen Aggregatzustand, sowie aufwärts gerichteten Luftbewegungen. Die Wassertröpfchen, die durch den Aufwind oberhalb der Nullgradgrenze getragen werden, bilden Eiskristalle. Hierdurch wird aus dem Cumulus ein Cumulonimbus. Diese Stadium ist, gerade über Land, häufig vormittags anzutreffen. Überquert dann anschließend ein Höhentrog, ein Ausläufer eines Tiefdruckgebietes in der Höhe, so kann sich der Cu zu einem Cb mit Gewitter entwickeln. Dieser Vorgang wird auch als Überentwicklung des Cu bezeichnet. Reifestadium: Der Cumulonimbus ( Cb ) kennzeichent dieses Stadium. Es kommt zu kräftigen aufwärts und abwärts gerichteten Luftbewegungen ( bis über 10 m/s ), zu Niederschlag und häufigen elektrischen Entladungen. Aus diesen Cb-Wolken, die in Mitteleuropa Höhen von GND bis GND erreichen, fällt normalerweise Hagel, der aber gelegentlich bis zum Erreichen des Erdbodens wieder zu Regen getaut ist. Dieser Hagel entsteht im starken Aufwindbereich der Cb durch das Zusammenwachsen unterkühlter Regentropfen mit Eiskristallen. Die mit dem teilweise eisförmigen Niederschlag aus dem Cb herabstürzende Kaltluft strömt am Boden nach allen Seiten weg. Sie verursacht in der Nähe der Gewitterwolke eine Böenwalze, d. h. eine über den Untergrund wandernde Linie mit kräftigen Böen. Auflösungsstadium: Wird die Luft nicht mehr vom Boden erwärmt, weil z.b. die große Cb-Wolke die weitere Bodenerwärmung durch Sonneneinstrahlung verhindert, so tritt dieses Stadium ein. Charakteristisch für das Auflösungsstadium sind folgende Umstände: die Luftströmung ist nur noch abwärts gerichtet, oberhalb der Nullgradgrenze über der feste Aggregatzustand ( Eis ), es regnet gleichförmig aus der Wolke, es besteht keine Blitzgefahr Niederschlag Die verschiedenen Niedeschlagsarten werden unterschieden nach flüssigem und festen Niederschlag, nach länger anhaltendem, aus Schichtbewölkung fallendem und kurzzeitigem, schauerartigen Niederschlag der bei Haufenbewölkung auftritt. Aus Status ( St ) fällt Sprühregen, das Nieseln. Es handelt sich dabei um feintropfigen Niederschlag. Aus Nimbostratus ( Ns ) fällt lang anhaltender, meist ergiebiger Regen. Dieser Dauerniederschlag mittlerer Tropfengröße wird als Landregen oder Dauerrregen bezeichnet. Aus Cumulonimbus ( Cb ) fällt großtropfiger, meist ergiebiger, schauerartiger Niederschlag, der Regen-, Schnee-, Hagel- oder Graupelschauer bringen kann. Die Schneeflocken eines solchen Schneeschauers sind dabei sehr groß, was die Sicht vergleichsweise am stärksten beeinträchtigt. Die Sichtweite kann hierbei bis unter 500 m reduziert werden! Mit Hagel ist lediglich im Sommerhalbjahr bei starken Gewittern mit hochreichenden Cb zu rechnen. Eine Sonderform ist der gefrierende Niederschlag, dieser besteht aus unterkühlten Wassertropfen aus flüssigem Wasser, das eine Temperatur unter dem Gefrierpunkt hat. Diese Situation entsteht, wenn Regen oder Niesel durch eine Kaltluftschicht ( Temperatur < 0 C ) fällt. Prallen die Tropfen auf ein Gegenstand, z. B. ein Luftfahrzeug, auf, so gefrieren sie sofort und bilden eine Eisschicht.

16 3.13. Luftdrucksysteme, Frontensysteme Die Luftdruckunterschiede setzen die Luft in Bewegung. Die Luft strömt vom höherem zum tieferem Druck. Da die Luft am Boden aus dem Hochdruckgebiet horizontal wegströmt, sinkt die Luft im Hoch ab. In einem Hochdruckgebiet findet eine vertikale Abwärtsbewegung der Luft statt. Mit dem Absinken bildet sich allmählich einen stabile Schichtung der Luft. Während aufsteigende Luftbewegung zu Wolkenbildung führt, lösen sich die Wolken bei Absinkbewegung auf. Der Einfluß eines Hochdruckgebietes im Sommer unterscheidet sich von dem im Winter. Im sommerlichen Hochdruckgebiet sind die Absinkbewegungen gekennzeichnet durch Wolkenauflösung, starke Sonneneinstrahlung und Erwärmung der Luft sowie durch Bildung einer Inversion. Im winterlichen Hochdruckgebiet kommt es bei wolkenlosen Himmel nachts zu kräftiger Ausstrahlung und Abkühlung. Es bilden sich Nebel und Hochnebel, gelegentlich fällt daraus geringer Niederschlag. In einem Gebiet hohen Luftdrucks findet man also meist nur im Sommer gute Flugbedingungen, in der kalten Jahreszeit wird die Fliegerei durch Nebel in den Niederungen beeinträchtigt. Aus dem gemessenen Druck allein läßt sich jedoch nicht auf den Einfluß eines Hoch- oder eines Tiefdruckgebietes schließen. Vielmehr kommt es darauf an, von welchem Druckgebilde die Strömung beeinflußt wird. Als Zwischenhoch wird das Gebiet relativ hohen Luftdrucks zwischen Tiefdruckgebieten bezeichnet. Eine Hochdruckbrücke ist eine Zone relativ hohen Luftdrucks, die zwei Hochdruckgebiete verbindet. Von den Tiefdruckgebieten sind nicht nur die interessant, die durch die Luftdruckmessung am Boden festgestellt werden. Besonders wetterwirksam ist der Höhentrog ( Tiefdruckgebiet in der Höhe ). Man versteht darunter ein Gebiet mit Kaltluft in der Höhe, in dem die Druckflächen tiefer liegen als in der Umgebung. Die Höhe der Druckfläche ist in den Höhenwetterkarten eingezeichnet. Das Gebiet mit Warmluft in der Höhe, in dem die Druckflächen höher liegen als in der Umgebung, heißt Höhenrücken ( Hochdruckgebiet in der Höhe ). Ein Höhentrog wirkt sich im allgemeinen durch Schauer und Gewitter aus. Haben sich beispielsweise vormittags Cu-Wolken gebildet, und überquert am Nachmittag ein kräftiger Höhentrog das Fluggebiet, so muß mit Überentwicklung der Cumuli gerechnet werden. Dies bedeutet ein so starkes Anwachsen der Cu-Wolken, daß daraus Cumulonimbus-Wolken werden und Gewitter entstehen. Als Kaltlufttropfen wird ein Gebiet kalter Luft bezeichnet, das sich auf den Bodenwetterkarten nicht als Hochoder Tiefdruckgebieten beschreiben läßt. Die Druckverhältnisse am Boden zeigen nur geringe Unterschiede. Charakteristische Wettererscheinungen hierfür sind starke Bewölkung, Schauer und Gewitter. Ein Tiefdruckgebiet wird auch als Tief oder Zyklone bezeichnet. Die durchschnittliche Zyklone wird Idealzyklone genannt. Tiefdruckgebiete verlagern sich in der Regel. Auf der Nordhalbkugel ziehen sie im allgemeinen nach Osten. Zieht ein Tief über unseren Standort hinweg, so spricht man vom Durchzug einer Zyklone. Dabei treten die Wettererscheinung in folgende Reihenfolge auf: 1. Absinkende Bewölkung 2. Druckabfall

17 3. Niederschläge 4. Bewölkungsauflockerung 5. Druckanstieg mit Winddrehung, der Luftdruck am Boden nimmt zu, die Gradzahl der Windrichtung wächst 6. Quellbewölkung: Cumulus ( Cu ), gelegentlich Cumulonimbus ( Cb ) In einer Zyklone steigen die Luftmassen großräumig auf. Als Folge davon trifft man in Tiefdruckgebieten häufig dichte Bewölkung an. Betrachtet man eine Zyklone von oben, so stellt man fest, daß die Luft um den Kern des Tiefs zirkuliert, und zwar entgegen dem Uhrzeigersinn. Dabei zirkulieren zwei unterschiedlich warme Luftmassen, eine wärmere und eine kältere. Die Trennlinie zwischen der warmen und der kalten Luftmasse heißt Front. Sie wandert mit der Drehbewegung der Luftmasse. Die Warmfront ist der Teil der Front, an dem die wärmere Luft vorstößt. Mit der Kaltfront rückt die kältere Luft vor. Der Teil der Zyklone zwischen Warm- und Kaltfront, der Bereich wärmerer Luft, heißt Warmsektor. Mit den Fronten sind typische Wettererscheinungen verbunden. So treten in dem Gebiet vor einer Warmfront in der Regel länger anhaltende Niederschläge, schlechte Sicht und tief liegende Bewölkung auf. An und hinter einer Kaltfront kommt es zu Schauern, evtl. Gewittern, während die Sicht außerhalb von Schauern sehr gut ist. Zieht eine Front über ein Gebirge hinweg, so wird ihre Wetterwirksamkeit im Luv, also vor dem Gebirge verstärkt, im Lee, hinter dem Gebirge abgeschwächt. Wird eine Warmfront genauer betrachtet, dann stellt sie sich nicht nur als Trennlinie sondern als Trennfläche zwischen der kalten und der warmen Luftmasse dar. Das Aufgleiten der wärmeren Luft auf die kältere führt zu Wolkenbildung und Niederschlag. Die Aufgleitbewölkung besteht überwiegend aus Schichtwolken. Da, wo die Frontfläche den Erdboden berührt, ist sie in der Bodenwetterkarte als Frontlinie eingezeichnet. Bei Annährung einer Warmfront nimmt man zuerst die hohe Cirrus-Bewölkung wahr. Im weiteren Verlauf verdichten sich die Cirren zu einer Cirrostratus-Decke. Die Wolkenuntergrenze sinkt ab. Es erscheinen Altostratus und schließlich Nimbostratus. Im Bereich der Warmfront treten normalerweise anhaltende Niederschläge auf. Es kann zu Nieseln, anhaltendem Regen oder Schneefall kommen. Im Sommer ist aus der Aufgleitbewölkung Dauerregen zu erwarten. Im Winter tritt zuerst Schneefall oer gefrierender Regen auf, der dann in Schneeregen und schließlich Regen übergeht. Wenn die ersten Wolken ( Ci ) eines beginnenden Wolkenaufzuges zu sehen sind, ist die dazugehörige Warmfrontlinie am Boden noch 400 km bis 800 km entfernt. Das allmähliche dichter Werden von Cirren deutet auf die Annäherung einer Warmfront hin. Dabei verschlechtert sich die Thermik, da die Cirren die Einstrahlung unterbinden. In Frontnähe schließlich sind bei aufgleitender, feuchter, stabil geschichteter Luft Nimbostratus und Status zu finden. Der Luftdruck fällt vor der herannahenden Warmfront. Für einen Piloten, der eine nähernde Warmfront durchfliegen möchte, stellt sich das Wetter wie folgt dar: 1. Absinkende Schichtbewölkung, tiefliegende Wolkenuntergrenze 2. Niederschlag, der zur Front hin an Intensität zunimmt, Regen Nieseln, im Winter auch gefrierender Regen, Schneeregen und Schneefall 3. Deutliche Sichtverschlechterung 4. Leicht auffrischender Wind 5. Im Winter Gefahr der Vereisung Mit Annäherung der Warmfront nimmt der Luftdruck ab. Ist die Front über uns hinweggezogen, so befinden wir uns im Warmsektor. Der Luftdruck bleibt hier gleich. Für das Wetter im Warmsektor gilt: In der warmen Jahreszeit ist mit mittelhohen Wolkenfeldern zu rechnen, in der Regel fällt kein Niederschlag bei mäßiger bis guter Sicht. In der kalten Jahreszeit ist mit niedriger Schichbewölkung zu rechnen und leichtem Niederschlag bei mäßiger Sicht.

18 Die Kaltfront folgt auf den Warmsektor. Dabei verdrängt die kalte Luftmasse hinter der Kaltfront die warme Luft des Warmsektors. Die kalte Luftmasse bewegt sich gegen die Warmluft und drückt diese nach oben. Sie streicht dabei über den noch warmen Untergrund und wird von unten her erwärmt. Die kalte Luft labilisiert. Es entsteht Haufenbewölkung.Mit dem Durchgang einer Kaltfront kommt es zu einem deutlichen Windsprung nach rechts. An einer Kaltfront der Idealzyklone dreht der Wind von SW auf NW. Die Windgeschwindigkeit nimmt zu, es treten Böen auf, die Sicht ist mäßig, in Schauern stark eingeschränkt. Es kommt zu schauerartigen Niederschlägen, eventuell zu Gewittern mit Gewiterschauern. Der Luftdruck steigt an, die Temperatur fällt. Die horizontale Ausdehnung des wetterwirksamen Bereihes beträgt senkrecht zur Frontlinie mehr als 10 km. Der Luftfahrzeugführer sollte an einer Kaltfront rechnen mit starker Sichtbeeinträchtigung durch Schauerniederschlag kräftige quellende Cu- und Cb-Wolken evtl. Gewitter absinkende Untergrenze der Bewölkung Turbulenz In der Kaltluftmasse hinter der Kaltfront findet man das bei der Idealzyklone typische Rückseitenwetter mit strak böigen Winden, aufgelockertre Cu-Quellbewölkung und einzelnen Schauern. Im normalen Werdegang einer Idealzyklone holt die Kaltfront die vorauseilende Warmfront ein. Dabei wird die Warmfront vom Boden abgehoben. Da die vor dem Warmsektor liegende Kaltluft nicht die gleiche Temperatur hat wie die Kaltluft der Rückseite, kommt es zu einer Okklusion ( hier: Kaltfront-Okklusion ), einer Front zwischen der vorderseitigen und der rückseitigen Kaltluft. Bei einer ausgeprägten Okklusion muß man mit hochreichender Frontbewölkung, Schicht- und Haufenwolken rechnen. Außer den Fronten und der Okklusion gibt es noch die Konvergenz. Es handelt sich dabei um eine frontähnliche Zone, in der die Luft zusammenströmt und aufsteigt. Hier bilden sich meist Wolken. Am Boden stellt man beim Vorüberziehen einer Konvergenz einen markanten Sprung in der Windrichtung fest, ähnlich dem an einer Front Luftmassen Das Wetter läßt sich unter anderem danach unterteilen, welche großräumigen Luftmassen das atmosphärische Geschehen bestimmt. Es hat sich herausgestellt, daß die Atmosphäre häufig ein über mehrere tausend Kilometer einheitliches Bild zeigt. Man spricht von einer einheitlichen Luftmasse. Die meteorologischen Eigenschaften einer Luftmasse werden an ihrem Ursprungsort festgelegt. Die in Mitteleuropa wirksamen Luftmassen entstehen meist in der Polarregion oder in den Subtropen. Verlagert sich eine Luftmasse, so wird sie auf ihrem Weg verändert. Die Bezeichnung einer Luftmasse hängt deshalb sowohl von ihrem Ursprungsort, wie auch von dem Weg ab, den sie zurückgelegt hat. Die Polarluft ( kalt )und die Tropikluft ( warm ) sind an ihrem Ursprungsort trocken, kommen sie über größere Meeresflächen nach Mitteleuropa, so nehmen sie dabei Feuchtigkeit auf. Man nennt sie dann maritim. Gelangen sie auf den Landweg nach Mitteleuropa, so bleiben sie trocken und werden kontinental genannt. Aus Süden und Südwesten kommen im Sommer die sehr warmen und feuchten Luftmassen zu uns. Sie sind häufig mit Gewitterneigung verbunden wie z.b. die Luftmassen aus dem Mittelmeerraum und aus der Biskaya. Von Grönland über den Nordatlantik strömen im Winter maritime Polarluftmassen in den Bereich Mitteleuropa nördlich von N. Wird die feuchte Luft auf dem Festland vom Boden her erwärmt, so treten üblicherweise Schauer und Gewitter auf.

19 Im Winter stellen die schneebedeckten Regionen Osteuropas eine ergiebige Quelle kontinentaler Polarluft dar. Gelangt kontinentale Polarluft nach Mitteleuropa, so bedeutet das im allgemeinen die geringsten Werte für Luftfeuchte und sehr gute Sichtweiten. 4. Wirkung der Atmosphäre auf das Luftfahrzeug 4.1. VFR-Flugbetrieb Einer der für die Fliegerei besonders wichtigen Faktoren ist die Sicht ( z. B. für Hindernis-Erkennung ). In diesem Zusammenhang ist auch die Bewölkung von großem Interesse, da die Wolken markante Sichthindernisse darstellen. Information über die Sicht- und Windverhältnisse auf der Flugstrecke erleichtern die Flugplanung und Navigation erheblich 4.2. Höhenmessung Zur Höhenmessung wird der Umstand genutzt, daß der Luftdruck mit zunehmender Höhe abnimmt. Stellt man das QFE ( den Luftdruck auf dem Flugplatz ) ein, so zeigt der Höhenmesser die Höhe über dem Flugplatz an. Steht das Flugzeug auf dem Flugplatz, so zeigt der Höhenmesser 0 ft GND an. Stellt man 1013,2 hpa ein, so zeigt der Höhenmesser immer die Höhe über der Druckfläche von 1013,2 hpa an. Diese Einstellung wird bei Flügen in Flugflächen verwendet. Ändert sich in der Umgebung eines stehenden Luftfahrzeuges der Luftdruck, so ändert sich auch die Höhenanzeige. Die angezeigte Höhe ist bei höherem Druck kleiner als vorher. Fliegt das Luftfahrzeug in ein Tiefdruckgebiet hinein, so verliert es allmählich an Höhe, obwohl der Höhenmesser eine gleichbleibende Höhe anzeigt. Das liegt daran, daß in einem Tief die isobaren Flächen tiefer liegen als in einem Hoch. Der Höhenmesser zeigt demnach bei einem Flug vom Hoch zum Tief zu hoch an. Fliegt man vom Tief- zum Hochdruckgebiet hin, so wird bei gleichbleibender Höhenanzeige die tatsächliche Höhe größer. Der Höhenmesser zeigt dann zu tief an. ( Merksatz "Vom Hoch in's Tief geht's schief" ) Für die Verhältnisse in Bodennähe wird häufig die Barometrische Höhenstufe mit 8 m angegeben. D. h., daß über die Höhe von 8 m der Luftdruck um 1 hpa abnimmt. In der Fliegerei rechnet man mit einem Wert von 30 ft / hpa. Danach ist der Luftdruck in einer Höhe von 90 ft um ca. 3 hpa geringer als am Boden. Stellt man beispielweise bei einem Flu in FL 75 den Höhenmesser von der Standardeinstellung 1013,2 hpa auf den Wert 1030 hpa ein, so wird eine um ( ) x 30 ft = 510 ft größere Höhe ( = 8010 ft ) angezeigt. Die Baromterische Höhenstufe ist abhängig von der Luftdichte und damit von der Lufttemperatur. Die Barometrische Höhenstufe wird in warmen Luftschichten größer, in kalten kleiner. Auch hier zeigt der Höhenmesser beim Flug von einer warmen in eine kalte Luftschicht einen zu hohen Wert an! ( Merksatz "Von Warm in Kalt wird man nicht alt" ) 4.3. Vereisung

20 Unter Vereisung versteht man, daß sich Eis an der Oberfläche des Luftfahrzeuges ansetzt. Die wesentlichen Vereisungsarten sind Klareis und Rauheis. Klareis entsteht, wenn große unterkühlte Wassertropfen auf die Oberfläche des Luftfahrzeuges auftreffen, zerfließen und zu einer glatten Eisschicht gefrieren, was besonders beim Durchfliegen einer Quellwolke der Fall ist. Die größte Gefahr durch das Klareis geht von der sehr starken Gewichtszunahme aus. Rauheis entsteht, wenn kleine unterkühlte Wassertröpfchen einer Wolke z. B. auf die Tragflächenvorderkante treffen, spontan in ihrer Tröpfchenform gefrieren, dabei Luft einschließen und einem brüchigen Eisansatz bilden, der gegen den Wind wächst. Dieser Vorgang ist sowohl in, als auch unterhalb einer Schichtbewölkung im Temperaturbereich von 0 C bis -15 C zu erwarten. Rauheis und auch Reif verschlechtern in erster Linie die Profilgüte, d.h. sie erhöhen den Widerstand und setzen den Auftrieb herab. Im Allgemeinen tritt die Vereisung von Luftfahrzeugen am häufigsten im Temperaturbereich von 0 C bis -8 C auf. Desweiteren muß man bei Luftfahrzeugen mit Vergasermotoren unter mitteleuropäischen Verhältnissen bis zu einer Temperatur von +20 C mit Vergaservereisung rechnen. Dabei bildet sich Eis, das die Zufuhr von Luft und Treibstoff unterbindet. Ein weiteres Problem stellt der Reif dar. An einem über Nacht abgestellten Luftfahrzeug kann sich bei Abkühlung der Luft auf einen negativen Taupunkt ( unter 0 C ) Reif ansetzen. Vor dem Start muß der Reif vollständig beseitigt werden. Bildung, Art und Stärke eines Eisansatzes hängen ab von den Temperaturen der Tröpfchengröße dem Wassergehalt der Wolke der Geschwindigkeit und der Dicke der vereisungsgefährdeten Teile des Luftfahrzeuges. Nicht in jeder Wolke sind die Bedingungen für Vereisungen erfüllt. Deshalb tritt nicht in jeder Wolke Vereisung auf. Aber auch außerhalb von Wolken kann es zur Vereisung kommen, beispielsweise beim Einflug eines Flugzeuges aus einer sehr kalten in eine feuchtwarme Luftschicht. Die Feuchtigkeit der Luft kondensiert auf der kalten Flugzeugoberfläche und gefriert. Die weitaus gefährlichste, weil schnellste Art der Vereisung ist durch das Auftreten von gefrierendem Regen. Auch dieser tritt außerhalb von Woken auf und kann ein Luftfahrzeug in kürzester Zeit fluguntüchtig machen. Im Winter ist besonders bei der Annäherung einer Warmfront mit gefrierendem Regen zu rechnen Turbulenz Unter Turbulenzen versteht man in der Fliegerei unregelmäßige, also turbulente Luftbewegungen. Die Belastung durch Turbulenzen kann so groß sein, daß der Pilot nicht mehr Herr der Lage ist. Unterschieden wird zwischen thermischer und orographische Turbulenz, je nach Entstehungsursache. Die thermische Turbulenz wird durch Erwärmung der Erdoberfläche hervorgerufen. Die am Boden aufliegende Luft wird erwärmt und steigt in Blasen hoch, während daneben kältere Luft absinkt. Orographische Turbulenz entsteht durch die Stärke des Windes und die Oberflächenform des Erdbodens. Streicht mäßiger bis starker Wind über Hindernisse wie z.b. Bodenerhebungen oder auch Gebäude, dann kommt es in Bodennähe zu böigem Wind, zu der orographischer Turbulenz. Durch den Einfluß der Reibung der Luft an der Erdoberfläche wird die Luftströmung abgebremst. D.h. die Windgeschwindigkeit ist am Boden gering und nimmt nach oben hin zu. Bei genügend starkem Wind sind die Unterschiede in der Windgeschwindigkeit zwischen verschiedenen Höhen sehr groß und es können sich aufgrund der Scherung der Luftschicht Turbulenzen ausbilden Die stabil geschichtete Atmosphäre

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