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Abbildung 1.3: Schematische Darstellung des Klimasystems. g g yProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 25


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Wie beschreibe ich das Wetter? Grundbegriffe


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Ein Hochdruckgebiet (H) ist ein Gebiet, von d dessen Z t Zentrum aus der L ftd k d Luftdruck nach allen Seiten hin abfllt.

Ein Tiefdruckgebiet (T) ist ein Gebiet, von d dessen Z t Zentrum aus der L ftd k d Luftdruck nach allen Seiten hin ansteigt.

T Hoch- und Tiefdruckgebiete sind von geschlossenen, vielfach elliptischen oder rundgeformten Isobaren umgeben.Prof. Dr. Jrgen Gken

Allgemein gilt: Wo die Isobaren dicht gedrngt sind, herrscht die grte Windstrke.74

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Ein Keil hheren Drucks schiebt sich zwischen zwei Tiefdruckgebiete.

Eine Zunge tiefen Drucks schiebt sich zwischen zwei Hochdruckgebiete.

Unter einem Tiefauslufer versteht man umgangssprachlich eine Linie die zwei Linie, verschiedene Luftmassen voneinander trennt. An einem Tiefauslufer treten hufig viele Wolken und Regen, aber auch Schauer und Gewitter auf. In der Isobarenkarte ist die Lage des Tiefauslufers durch eine trogfrmige Ausbuchtung der Isobaren gekennzeichnet.

Verbindung zwischen zwei g Hochdruckgebieten

TMan spricht von einem Sattel, wenn nach zwei entgegengesetzten Richtungen der Luftdruck ansteigt und in der senkrecht dazu gelegenen Richtung der Luftdruck abfllt. Verbindung zwischen zwei Tiefdruckgebieten


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Vervollstndigen Sie die dargestellten Isobarenformen um die jeweiligen meteorologischen Begriffe.


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Grundlagen / Messgren g g Geostrophisches Windlineal

Ermittlung Bodenwind an einer bestimmten Stelle: Man sucht die am nchsten liegende Isobare. Von dieser Isobare nimmt man die beiden Nachbarisobaren und misst deren Distanz mit Zirkel. Eine Zirkelspitze rechts in das Kreuz des Windlineals. p An anderer Zirkelspitze liest man die geostrophische dgesc d g e t ab. Windgeschwindigkeit ab Geschw. Bodenwind = 2/3 * geostr. Windgeschw. Geschw. geostr. Windgeschw.


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Grundlagen / Messgren g g Geostrophisches Windlineal

Ein Windlineal enthlt die geografische Breite und dem Isobarenabstand. E gilt aber i I b Isobarenabstand. Es ilt b immer nur f einen b t d fr i bestimmten Kartenmastab. Die Faxkarten von Meteo Bracknell enthalten schon ein Windlineal Da es speziell Windlineal. fr diese Karten gemacht ist, stimmt der Mastab auch gleich. gleich


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Grundlagen / Messgren g g Geostrophisches Windlineal Und so arbeitet man mit dem Windlineal: Zunchst nimmt man einen Zirkel und greift in dem gewnschten Gebiet den Isobarenabstand mit dem Zirkel ab. D b Dann muss di geografische B it f di die fi h Breite fr dieses G bi t Gebiet auf der Karte abgelesen werden. Dann nimmt man den Zirkel d legt ih horizontal b i d gerade ermittelten Zi k l und l t ihn h i t l bei der d itt lt geografischen Breite des oberen Diagramms an. Von oben nach unten verlaufen im Windlineal Linien Sie Linien. stehen fr bestimmte Windgeschwindigkeiten. Der Abstand des Zirkels ergibt dann die Windstrke Windstrke.Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 114


Grundlagen / Messgren g g Geostrophisches Windlineal Ein Beispiel dafr findet man auf der folgenden Grafik:Beispiel bei einer Bracknellkarte Der Isobarenabstand wurde auf in einem Gebiet auf 50 Grad Breite mit dem Zirkel abgegriffen. Dieser wird dann horizontal bei 50 Grad Breite angesetzt. Die Windgeschwindigkeit liest man anhand d vertikal l f d h d der ik l laufenden Linien ab; sie betrgt hier 10 Knoten. Das sind 19 km/h oder Bft. 3.Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 115


Grundlagen / Messgren Geostrophisches Windlineal G t hi h Wi dli l Ein weiteres Beispiel dafr findet man auf der folgenden Grafik:Mit Hilfe der Abbildung kann die Strke des Gradientwindes aus einer Wetterkarte entnommen werden (Meteorologen nennen den Gradientwind Geostrophischen Wind). Zunchst wird mit einem Navigationszirkel der Abstand zwischen zwei Isobaren gemessen. Mit diesem Abstand geht man in die Distanztabelle auf den richtigen Breitengrad und stellt den Zirkel entsprechend ein. Dann geht man in die Windtabelle und liest auf der richtigen Breite die Windgeschwindigkeit in Knoten ab. Die b d k Tabelle ist fr i Di abgedruckte T b ll i f einen Isobarenabstand von 4 Hektopascal geeignet. Sind die Abstnde auf der Wetterkarte anders, muss die Windgeschwindigkeit entsprechend umgerechnet werden (x 8/4, wenn der Abstand 8, oder x 5/4, wenn er 5 Hektopascal betrgt). Es ist immer darauf zu achten, dass man die Geschwindigkeit an der richtigen Breite abliest. Der gleiche Isobarenabstand ergibt 25 Knoten Wind in Flensburg und 40 K t i M lt Wi d i Fl b d Knoten in Malta.


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Grundlagen / Messgren Geostrophisches Windlineal G t hi h Wi dli l

Korrektur des Wertes:Der so ermittelte Wert ist dann der reine geostrophische Wind fr gradlinige I b dli i Isobaren. Di Dieser W Wert muss daher noch korrigiert werden: - I b Isobarenkrmmung: H h oder k Hoch d Tief (Bei gleichem Isobarenabstand weht im Hoch ein erheblich strkerer Wind als im Tief! )? - Bodenreibung: ber See 10%; ber Land 20-30% abziehen - bei Warmluft 20 % abziehen; bei Kaltluft Gradientwind = Benstrke


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Seegang und WindseeKennzeichnende / signifikante WellenhheDie kennzeichnende Wellenhhe, die Wellen die das Aussehen der See prgen, lsst sich nur anhand von Seegangsregistrierungen bestimmen.

Die kennzeichnende Wellenhhe (H1/3) ist die durchschnittliche Hhe des hchsten Drittels aller Wellen im Seegang. In der Praxis wird die kennzeichnende Wellenhhe der signifikanten Wellenhhe Hc gleichgesetzt (Praxis: H 1/3 = Hc).

Bestimmung an Bord durch Schtzung oder Messung mit Hilfe der Plattenhhen der Auenhaut oder anderer Teile. Da sich das Schiff i.d.R. stets in Bewegung befindet, ist die Ermittlung der Wellenhhe stets mit Fehlern behaftet behaftet.


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Seegang und WindseeWindseeUnter Windsee verstehen wir das Erscheinungsbild der unmittelbar vom g Wind aufgeworfenen See. Ihr Erscheinungsbild sind ungleichmige Wellen mit spitzen Kmmen. Die Strke der Windsee wird an Bord durch die Petersen-Skala (0 9) erfasst und so im Tagebuch vermerkt. Die Richtung d Wi d Ri ht der Windsee wird mit d i d it dem Kompass (Peilung) ermittelt. Die Windsee ist abhngig von: der vorherrschenden Windstrke, der Wassertiefe Wassertiefe, der Wirkstrecke (fetch), der Wirkdauer und (von der Ausdehnung des Windfeldes). Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 148

Seegang und WindseeDie Hhe der Windsee bedingt durch Wirkdauer und WirkstreckeDie Wellenhhe der Windsee wchst bei vorgegebener Windstrke mit zunehmender Wirkdauer und mit zunehmender Wirklnge (fetch).

Anwachsen der Wellenhhe bei zunehmender Wirkdauer (7 Bft)

Anwachsen der Wellenhhe bei zunehmender Wirklnge (7 Bft)


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Seegang und WindseeDie Bestimmung d W ll hh i ti f Di B ti der Wellenhhe in tiefem W Wasser (nach WMO-Nr. 702)Ausgangswerte: Wind = 30 kt ; Wirkdauer = 12 h, Fetch = 60 km Bestimmen Sie die kennzeichnende Wellenhhe Hc. Bei 30 kn liegt nach 12 h Wirkdauer eine kennzeichnende Wellenhhe Hc = 4 m vor (bei fetch = 200 km).

Bei 30 kn liegt nach 12 h Wirkdauer mit einem fetch von 60 km eine kennzeichnende Wellenhhe Hc = 2,6 m vor 2 6 vor.


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Vertikalbewegungen der Luft(massen)

Hydrostatisches GleichgewichtLuftquader in der Atmosphre Die Schwerkraft versucht den Quader zur Erdoberflche zu beschleunigen In der Atmosphre bleibt die Luftmasse erhalten. Der Schwerkraft wirkt die Druckgradientkraft t D k di tk ft entgegen und d gewhrleistet somit die Massenerhaltung in der Atmosphre. Schwerkraft und Druckgradientkraft heben sich gegenseitig auf. Man spricht von einem hydrostatischen Gleichgewicht Heben Schwerkraft und Druckgradientkraft sich nicht gegenseitig auf, auf treten Beschleunigungen auf auf.(z.B. bei der Enstehung von Tiefdruckgebieten)


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Vertikalbewegungen der Luft(massen)

Die Dr ckgradientkraft DruckgradientkraftAuf einen Krper (Luftquader) wirkt Auf der Druck allseitig. Ist der Druck an den Seiten des Quaders verschieden gro, so wird der Quader in Richtung des strksten Geflles Geflles. (Druckgradienten) beschleunigt. Diese durch den Druckgradienten g hervorgerufene Kraft ist die Druckgradientkraft. Ein hydrostatisches Gleichgewicht besteht also im beschleunigungsfreien Zustand in allen Flssigkeiten und , Gasen, die der Schwerkraft unterliegen.Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 161

Temperaturschichtung

Adiabatische Z standsnder ng Zustandsnderung Ein Teilchen der unterste Luftschicht erwrmt sich durch die Wrmeabstrahlung der Erdoberflche, wird leichter, die Dichte verndert sich nun (geringer) und es erhlt einen Auftrieb und steigt auf. Wegen der Druckabnahme mit zunehmender Hh d h t sich d h d Hhe dehnt i h das Teichen aus (geringerer Umgebungsdruck). Diese Ausdehnung erfolgt auf Kosten der inneren Wrme (Energie). Es khlt ab. Wenn das Teilchen hierbei keine Wrme an die Umgebung abgibt bzw. von ihr aufnimmt, nennt man den Vorgang einen adiabatischen Prozess. adiabatischen ProzessProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 166


Adiabatische Zustandsnderung Die Abkhlungsrate betrgt 1K/100m 1K/100m. Um den gleichen Betrag erwrmen sich Luftteilchen, die beim Absinken, bedingt durch den steigenden Druck komprimiert Druck, werden (z.B. Luftpumpe). Sobald das Luftteilchen den Taupunkt unterschreitet, unterschreitet beginnt der in der Luft enthaltene Wasserdampf zu kondensieren. Die dabei frei werdende Kondensationswrme wirkt der adiabatischen Abkhlung entgegen. Die Temperaturabnahme wird nun auf ca. , g 0,65K/100m verringert. Im mehrjhrigen globalen Mittel wird eine Temperaturabnahme mit der Hhe von ca. 0,65K/100m Hhenunterschied beobachtet.Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 167


Isothermie und InversionIst die Temperatur innerhalb einer Luftschicht konstant, so wird dies Isothermie genannt. Nimmt die Temperatur mit der Hhe p (streckenweise) zu, so wird dies Inversion (Temperaturumkehrschicht) genannt.So genannte Inversions-Wetterlagen sind typisch fr die gemigten Breiten im Winter und fr die Polargebiete Polargebiete.

Inversionen stellen bzgl. des vertikalen Luftaustausches eine Sperrschicht dar, da p , hier die Vertikalbewegung von Luftteilchen verhindert wird.


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Der Luftdruck

LuftdruckmessungDas in der Seeschifffahrt lange genutzte Quecksilberbarometer hatte einige Nachteile. So war es zum einen relativ lang und damit an Bord recht unhandlich und zum anderen unterlag es den durch den Seegang hervorgerufenen Beschleunigungen, die den angezeigten Wert oft verflschten. Auch die Temperatur hatte einen groen Einfluss auf das Ausdehnungsverhalten des Quecksilbers, was zu berichtigen war. Heute sind Aneroid-Barometer g gebruchlich, deren Druckdosen (Vidiedosen aus Kupfer-Berylium oder Stahl) durch den schwankenden Luftdruck jeweils zusammengedrckt oder entlastet werden. Die Ablesung von handelsblichen Barometern muss entsprechend der Aufstellungshhe berichtigt werden. (1hPa pro 8m) Bei vom BSH zugelassenen Barometern wird der Zeiger bei der Aufstellung an Bord (auf der Brcke) entsprechende justiert.Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 188

Der Luftdruck

Luftdruckmessung / Aneroid-Barometer-AufbauZeiger

Feder

Hebel(arm)

Vakuum-DoseProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 189

Der Luftdruck

LuftdruckmessungVor der Ablesung des Luftdruckes ist es blich, leicht an ein Aneroidbarometer zu klopfen. Hierbei wird der Reibungswiderstand innerhalb des Barometers berwunden und somit die Tendenz des Luftdrucks zu ermitteln (aktueller Luftdruck und Entwicklung). Bei einem Dosenbarographen ist dies nicht notwendig, da er den Luftdruckverlauf ber eine Woche kontinuierlich auszeichnet. Auch dieses Gert arbeitet mit Druckdosen.Trommel mit Uhrwerk und Messblatt

Hebel mit Schreibaufsatz Vidiedosen


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Der Luftdruck

Zeitl. Schwankung des LuftdrucksDiese Schwankung wird auch tglicher Luftdruckgang genannt. Er wird hervorgerufen durch: die tgliche stark variierende Erwrmung und Abkhlung der Atmosphre /Erdoberflche sowie durch di planetarische Ei d h die l t i h Eigenschwingung h i der Atmosphre. In den Tropen betrgt die tgl. Schwankung p g g g ca. 3-4 hPa, in unseren Breiten ca. 1 hPa. In unseren Breiten wird die Schwankung Mittlere tgl. Luftdruckschwankung in den Tropen (LT) durch anderweitige Luftdruckvernderungen berlagert. Weitere derartige Erscheinungen sind die jahreszeitlichen Schwankungen, die mit dem entsprechenden Temperaturgang in Verbindung zu bringen sind sind.Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 193

Der Luftdruck

Luftdruckgradient oder LuftdruckgeflleUnter Luftdruckgradient oder Luftdruckgeflle ist der Luftdruckunterschied in Hektopascal auf einer Strecke von 60 sm (111 km) zu verstehen. Er ist senkrecht zu den Isobaren zu messen.

starker G Gradient

schwacher Gradient

hppt:\\Druckgradient\index.htmlProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie

Quelle: www.wetterzentrale.de

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Der Luftdruck

Bestimmung des LuftdruckgradientenIn der Praxis lsst sich nur die Gre des mittleren Gradienten ber eine gewisse Strecke messen. Hierzu wird der Abstand zweier benachbarter Isobaren entlang der Geraden, die am besten den senkrechten Abstand zwischen ihnen angibt, gemessen. p Beispiel: Betrgt der Abstand der 1016-hPa-Isobare zur 1012-hPa-Isobare z.B. 100 sm, dann ist der Gradient an dieser Stelle:

4 60 2,4hPa / 60 sm 100Prof. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 200

Der Luftdruck

LuftdruckregelnDer Verlauf des Luftdrucks und der beobachtete Wetterverlauf geben Auskunft ber evtl. Frontdurchgnge, aber auch b zu erwartende d tl F td h b h ber t d nderungen d der Windgeschwindigkeit. 1.Gleichbleibender Luftdruck deutet f bestndiges W tt hi 1 Gl i hbl ib d L ftd k d t t auf b t di Wetter hin. 2.Langsamer und gleichmiger Luftdruckanstieg bedeutet meist eine nachhaltige g g g Wetterbesserung / Wetterberuhigung. 3.Schneller Druckanstieg kndigt eine nur kurz anhaltende Wetterbesserung an 4.Luftdrucknderungen 4 Luftdrucknderungen von mehr als 4 hPa innerhalb von 3 Stunden knnen eine Windzunahme auf Strke 6-8 Bft. zur Folge haben. 5.Luftdrucknderungen von mehr als 10 hPa innerhalb von 3 Stunden lassen auf eine Windzunahme auf 10 Bft. und mehr schlieen.


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Die Luftfeuchtigkeit

BegriffeTaupunkt: Der Taupunkt ist die Temperatur, auf die Luft abgekhlt werden muss, damit der in ihr enthaltene Wasserdampf kondensiert. maximale Luftfeuchtigkeit: gibt an, wie viel Wasserdampf hchstens in einem Kubikmeter Luft bei einer Temperatur T enthalten sein kann. (g/m) absolute Feuchte: gibt an, wie viel Wasserdampf tatschlich in einem Kubikmeter Luft bei einer g , p Temperatur T enthalten ist. (g/m) relative Luftfeuchtigkeit: LF ist der Quotient aus absoluter und maximaler Luftfeuchtigkeit, LFrel LFabs 100 [%] max multipliziert mit 100. (%)


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Die Luftfeuchtigkeit

Die TaupunktkurveBeispiel: T= 15C; LFabs= 6,4 g/m LFmax= 12,8 g/m LFabs= 6,4 g/m => LFrel = 50%LFrel LFabs 100 [%] LFmax

Kondensation beginnt bei ca. 3C. Dies ist der Taupunkt. p Die Luft muss bis auf ca. 3C abkhlen, abkhlen damit die absolute Feuchte gleich der maximalen Feuchte wird und so die Kondensation einsetzen kann.

3maximale Luftfeuchtigkeit absolute Luftfeuchtigkeit


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Kondensation

Wird die max. Luftfeuchtigkeit einer Luftmasse bei einer Temperatur T berschritten, so tritt Kondensation ein. Es kann entstehen: D Dunst, t Nebel, Wolken und Kondenswasser: an z.B. Deck, Schotten und insbesondere auf der Ladung und an LaderaumschottenProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 227

Kondensation

Wird die max. Luftfeuchtigkeit einer Luftmasse bei einer Temperatur T berschritten, so tritt Kondensation ein. Es kann entstehen: D Dunst, t Nebel, Wolken und Kondenswasser: an z.B. Deck, Schotten und insbesondere auf der Ladung und an LaderaumschottenProf. Dr. Jrgen Gken Korrosion an nicht konservierten Bauteilen Schden an feuchtigkeitsempfindlicher Ladung 228 Ausguck / Fahren bei verminderter Sicht (KVR Regel 19)

Die Schiffsleitung hat zu beachten !!!

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trockener / feuchter Dunst

Der Weg von der Kondensation bis zum Nebel Was ist trockener Dunst? Sichteintrbung durch makromolekulare Luftverunreinigungen wie z.B.: kleinste Staubpartikel Staubpartikel, Ru, Salze und andere Verunreinigungen Kondensationskerne sind immer in der Atmosphre vorhanden. ohne Kondensationskerne gbe es keinen feuchten Dunst bzw. NebelProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 230

Kondensationskerne

Ermittlungsverfahren zur Nebelbildung b) Diagramm zur NebelbildungBeispiel: Warme Luft TL= 20C, Td= 12C strmt ber die Ostsee TW= 10C TL- TW = 10 K TL TD = 8 K Der Schnittpunkt beider Linien liegt im Nebelbereich, jedoch relativ nahe dem bergang zu nebelfreier Luft.


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Wolkenbildung Wolkenbildung setzt ein, wenn die Luft unter ihren Taupunkt abgekhlt wird. Abkhlung der Luft durch Ausstrahlung(fr Wolkenbildung untergeordnete Bedeutung) nur nachts und im Winterhalbjahr

Expansion(Ausdehnung der Luftmassen) (hufigste Ursache fr Wolkenbildung) Erwrmung => Aufsteigen => Druckabnahme und Ausdehnung => latente Wrme wird frei und Luftteilchen khlt ab

Einfluss nur auf die unteren Schichten der Troposphre

Freiwilliges Aufsteigen der Luft Wrmeberschuss des aufsteigenden Luftteilchens gegenber der Umgebungsluft

Erzwungenes Aufsteigen Luftmassen strmen gegen Hindernisse (z.B. Berge, kalte Luftmassen)

Hochnebelfelder und ausgedehnte Schichtbewlkung

HAUFENWOLKEN

SCHICHTWOLKEN (Warmfront)


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Wolkenbildung Wolkenbildung durch Advektion (z.B. Entstehung des Fhns)Auf der Luvseite eines Gebirges wird heranstrmende Luft zum Aufsteigen gezwungen. Dabei khlt sich die Luft zunchst trockenadiabatisch ab, mit 1C /100 m Hhe, solange keine Kondensation eintritt. Ist das Kondensationsniveau (Taupunkt ist unterschritten) erreicht, setzt die Kondensation ein und es bilden sich Wolken. Die Abkhlung verluft jetzt feuchtadiabatisch, mit 0,6C /100 m Hhe, da bei der Kondensation (latente) Wrme ( ) frei wird, die der trockenadiabatischen Abkhlung entgegenwirkt. Bei weiterem Aufsteigen der Luftmassen kommt es zu ergiebigen Regenfllen, die in g g g g g , greren Hhen auch in Schnellfall bergehen knnen. Die Luft verliert dadurch einen Groteil ihres ursprnglichen Wasserdampfgehaltes. Nach berschreitung des Gipfels hrt der Kondensationsproze und der Niederschlag auf. Die nun absinkende Luft wird sich wieder trockenadiabatisch erwrmen, mit 1C /100 m Hhe. Damit erreicht die Luft das Ausgangsniveau in einem wrmeren und trockeneren Zustand. Die Eigenschaften der Luftmasse wurden durch die berquerung des Gebirges wesentlich verndert. (trocken und warm)


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Wolkenbildung Eigenschaften von Wolken und ihr Platz in der Atmosphre Wolken bestehen aus Wassertrpfchen, Eiskristallen oder aus einer Mischung von beidem. Daher gibt es: EISWOLKEN dnn und wei unscharfe Rnder Struktur oft faserig Haloerscheinungen in groer Hhe (5-13 km) T < -35C kein Niederschlag

MISCHWOLKENhell bis dunkel grau diffuse Rnder kompakte Struktur Hhe (2-7 km) Hhe (2 7 T -10 bis -35C in den gem. Breiten die niederschlagsbildende Wolke

WASSERWOLKENhufig grau i.d.R. scharfe Rnder sehr kompakt Hhe ( -10C Mchtige Quellwolken (Cb) strkster Niederschlag gleichfrmige Wolke ( ) lang g g (Ns) g anhaltender Niederschlag

Aus diesen Eigenschaften ergeben sich, bezogen auf die mittlere Temperaturverteilung der Erde, Erde drei Wolkenstockwerke Wolkenstockwerke.


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Schiffsvereisung

Feststellungen: Wolken-/Niederschlagstrpfchen knnen wegen fehlender Gefrierkerne bei Temperaturen bis zu -20C flssig bleiben.

supercooled water waterProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 312

Schiffsvereisung

White frost gefrierender Nebel Eisansatz durch unterkhlte Nebeltrpfchen Schiff erscheint wei


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Schiffsvereisung

Black frost Gefrierender Niederschlag (Regen/Niesel) Bildung einer klaren und festen Eisschicht Eisschicht, das die Schiffskonturen dunkel erscheinen lt. lt


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Black frost

0C > 0C warm kalt


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Superstructure icingProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 316

Schiffsvereisung

superstructure icing Spritzwasservereisung durch berkommendes Spritzwasser, wenn Luft klter ist als der Gefrierpunkt des Seewassers (Ostsee -0,3 bis -0,8 C Nordsee < 1 3C ) 1,3C


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Schiffsvereisung


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Schiffsvereisung

Spritzwasservereisung - superstucture icingist umso strker: je krftiger der Wind und je niedriger die Lufttemperatur je kleiner das Boot/Schiff (Schiffs-+Bootstyp) je mehr Wasser berkommt (Fahrtrichtung relativ zur See) je


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Schiffsvereisung

Vereisung derDecks Waffen Aufbauten Antennen

Stabilittsverlust durch Erhhung des Schwerpunktes


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Schema d W lk S h der Wolkengattungen ttProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 357



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Wie beschreibe ich das Wetter? GrundbegriffeNormaler Regenbogen runder Regenbogen Sonne/Beobachter befinden sich auf einer optischen Achse und Regenvorhang stellt dazu sozusagen die senkrechte Projektionsflche dar - Himmelsgewlbe: Halbkugel um Beobachter als Mittelpunkt (mit d Horizontalebene als unterer B ( it der H i t l b l t Begrenzung) )


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Festlegung des Wetters durch Messungen Kleine Instrumentenkunde


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Festlegung des Wetters durch Messungen Kleine Instrumentenkunde


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Wie entwickelt sich das Wetter? Wetterablufe


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Wie entwickelt sich das Wetter? WetterablufeDiese Kraft die sogenannte Corioliskraft wirkt senkrecht zur Kraft, Corioliskraft, Geschwindigkeitsrichtung des Teilchens (relativ zum rotierenden Bezugssystem) und fhrt zu einer seitlichen Ablenkung. Betrachten wir zwei Jungen, die auf einer rotierenden Scheibe stehen und sich einen Ball zuwerfen. Einer der Jungen befindet sich in der Mitte, der andere am Rand (Abbildung 5.18).


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Wie entwickelt sich das Wetter? WetterablufeCorioliskrfte sind vor allem fr das Verstndnis des Wetters von groer Bedeutung. Diese Krfte sind beispielsweise dafr verantwortlich, dass sich die Zyklonen auf der Nordhalbkugel linksherum (gegen den Uhrzeigersinn) und auf der Sdhalbkugel rechtsherum (im Uhrzeigersinn) drehen, wenn man f S ( ) sie von oben betrachtet (so wie wir es von Satellitenbildern her gewohnt sind).


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Zirkulationssysteme

Oberflchenschema der allgemeinen globalen ZirkulationHaupt-Windgrtel:Auf der Nordhalbkugel lenkt die Coriolis-Kraft (Erdrotation) alle Strmungen nach rechts ab, so dass in allen drei Zellen die Strmungsrichtung eine Rechtskurve beschreibt. Dies fhrt zu den drei Haupt-Windgrteln an der Oberflche in jeder der beiden Hemisphren: die stlichen Passatwinde (engl : trade winds) in den Tropen (engl.: die vorherrschenden Westwinde in mittleren Breiten die polaren Ostwinde

Doldrums, ITCZ:Als Doldrums bezeichnet man die windarme Region in der Nhe des quators wo quators, sich die Passatwinde der Nord- und der Sdhalbkugel treffen. Hier befindet sich die sogenannte innertropische Konvergenzzone (ITCZ - intertropical convergence zone). Feucht-heies Wetter bestimmt diese Region, in der auch die tropischen Regenwlder lokalisiert sind. Sie wandert im Januar nach Norden im Juli nach Sden. Sden

Rossbreiten:Als Rossbreiten (horse latitudes) bezeichnet man die Region zwischen Passatwinden und Westwindgrtel. Die Winde sind hier schwach, es ist die heie Zone der Wsten. g gehen Der Name stammt daher, dass Segelschiffer hier oft ihre Pferde ber Bord g lassen mussten, da es an Wasser und Futter mangelte, wenn man ohne Wind nicht voran kam.

Polarfront:Die Polarfront liegt zwischen den polaren Ostwinden und der Westwind-Zone.


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Zirkulationssysteme


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Regionale Windsysteme

Man kann diese aber in 4 Arten einteilen: Klimatisch bedingter sommerlicher Nordwestwind (Nordwind) im Ostteil des Mittelmeers (gis) Meltemi bzw Etesien (gis). bzw.


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Regionale Windsysteme

Scirocco - Wetterlagen


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MeeresstrmungenUnterschiedliche Gliederungen: warme & kalte Meeresstrmungen salzige & salzarme Meeresstrmungen Ob fl h Oberflchen- & Tiefenstrmungen Ti f t stndige & periodische M t di i di h Meeresstrmungen t


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MeeresstrmungenPrinzip des reinen Triftstroms (EKMAN-Spirale): Triftstroms (EKMAN Spirale):

Ablenkung des Oberflchenwassers durch Corioliskraft: 45 45 tiefere Schichten werden nachgeschleppt; weitere Ablenkung h hl t it Abl k durch anhaltende Corioliskraft Ablenkung bei Reibungstiefe: 180 Ablenkung Gesamtstrmung: 90 90


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Meeresstrmungen... Gradientkraft durch Ungleichheiten in der Masseverteilung Grnde fr Masseverlagerungen: G d f M l Wind/Kontinent G Gezeitenstrmungen it t Zufluss von Land Verdunstung s Gradientkraft s Ausgleichs-/Kompensationsstrmungen


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MeeresstrmungenBeobachtung und Messung von Meeresstrmungen: a) Direkte Messung: ) g Lagrange-Methode: Messung von Driften, Driften entweder natrlichen Ursprungs wie z.B. Eisberge oder vom Menschen ins Wasser eingebrachter Schwimmkrper, z.B. Bojen. Euler Methode: Die Messung des vorbeiflieenden Wassers an einem bestimmten Punkt.www.elnino.fa.deProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 630

Meeresstrmungen

(http://Lbs.hh. schule.de/wel come.phtml?u come phtml?u nten=/klima/p oster/poster53.html) 53 html)

Animation A i ti von Nicolas Marschall, nach einer Vorlage der DLR. http://www.enso. info/enso.html info/enso htmlProf. Dr. Jrgen Gken Meteorologie 643


Das planetarische Windsystem


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