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Meteorologie

Advanced PPL-Guide

Band 5

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Standard Edition 1 | Die Atmosphäre

PPLMET-AC-251S © airCademy 1

1 Die Atmosphäre

Unsere Erde ist umgeben von einer Gashülle aus Luft, die als Atmosphäre bezeichnet wird. Diese Atmo-sphäre ermöglicht aufgrund ihrer Zusammensetzung das Fliegen von Luftfahrzeugen und ist gleichzeitig Grundlage für das Leben auf der Erde. Im Vergleich zum Erdumfang ist die Atmosphäre nur sehr dünn, etwa vergleichbar mit der Außenhaut eines Balls.

Bei jedem Flug bewegen wir uns innerhalb der Atmosphäre und sind den darin stattfindenden Phänomenen wie Wolken, Wind und Niederschlag ausgesetzt, profitieren aber auch von ihnen. So erzeugen die aerody-namischen Effekte beim Umströmen eines Tragflügels den notwendigen Auftrieb, um ein Luftfahrzeug in der Luft zu halten. Gleichzeitig ermöglicht der Sauerstoff in der Luft die Verbrennung des Treibstoffes in den Triebwerken und sorgt damit für den Vortrieb. Für das Verständnis dieser Mechanismen werden in diesem Kapitel der Aufbau der Atmosphäre und die mit ihr verbundenen physikalischen Eigenschaften be-schrieben.

1 | Die Atmosphäre Advanced PPL-Guide

2 © airCademy PPLMET-AC-251S

1.1 Aufbau der Erdatmosphäre

Mit zunehmender Entfernung vom Erdboden verändern sich einige physikalische Eigenschaften der Atmosphäre, an-dere wiederum bleiben auch bis in große Höhen konstant. Für die Vorgänge innerhalb der Atmosphäre sind diejenigen Höhen relevant, in denen sich bestimmte Eigenschaften ändern. Der Temperaturverlauf mit zunehmender Höhe ist dabei für das Wettergeschehen von besonderer Bedeutung. Diejenigen Höhen, in denen sich der Temperaturverlauf markant ändert, werden zur Unterteilung der Atmosphäre in verschiedene Schichten herangezogen. Die Zusammen-setzung des Gasgemisches „Luft“ ändert sich an den Grenzen dieser Schichten jedoch nicht.

1.1.1 Atmosphärenzusammensetzung

Die Zusammensetzung der Erdatmosphäre bleibt vom Boden bis in große Höhen (etwa 80 km) nahezu kon-stant. Den größten Teil in diesem Gasgemisch machen dabei Stickstoff (78%) und Sauerstoff (21%) aus. Die verbleibenden 1% setzen sich aus Kohlendioxid und Edelgasen zusammen.

Gas Anteil

Stickstoff 78%

Sauerstoff 21%

Edelgase / Kohlendioxid 1%

Auch gasförmiger Wasserdampf kann bevorzugt in den unteren Schichten der Atmosphäre enthalten sein. Der Wasserdampf ist maßgeblich für das Wettergeschehen verantwortlich. Sein Anteil ist variabel und von der Wetterlage an einem bestimmten Ort abhängig.

Enthält die Luft Wasserdampf, so sind es üblicherweise zwischen 1% und 4% Anteil am Gesamtvolumen der Luft - der Anteil der anderen Gase sinkt dann entspre-chend. Die in der Tabelle genannte prozentuale Zu-sammensetzung der Luft gilt daher nur für absolut trockene Luft ohne Wasserdampf.

1.1.2 Schichten der Atmosphäre

Die Einteilung der Atmosphäre in Schichten erfolgt anhand des Temperaturverlaufs. Die untersten boden-nahen Luftschichten nehmen die Temperatur des Erd-bodens an, dieser wiederum wird durch die Sonnenein-strahlung erwärmt. Die bodennahen Luftschichten werden also im Wesentlichen durch den Wärmeaus-tausch mit dem Erdboden aufgeheizt, nicht direkt durch das Sonnenlicht. Daher nimmt die Temperatur der Luft mit zunehmender Entfernung vom Erdboden ab: In der Höhe ist es kälter als am Boden.

Am Erdboden herrscht im globalen Mittel eine Tempe-ratur von 15° C, bis in ca. 11 km Höhe hat sie sich durchschnittlich auf -56,5° C abgekühlt. In dieser Höhe ist etwas Erstaunliches zu beobachten: Die Temperatur nimmt auch mit zunehmender Höhe nicht weiter ab, sondern bleibt konstant. In noch größerer Höhe kehrt sich der Temperaturverlauf sogar um und die Tempera-tur steigt wieder auf über 0° C.

Der Grund für die Temperaturzunahme oberhalb von 11 km Höhe sind chemische Reaktionen der Luftmole-küle, die durch das an dieser Stelle noch recht ungefil-terte Sonnenlicht ausgelöst werden, etwa die Bildung der Ozonschicht. Ein Teil der Energie des Sonnenlichts verbleibt daher in dieser Höhe und sorgt für eine Tem-peraturzunahme.

Da eine Temperaturzunahme mit der Höhe nicht dem Normalfall entspricht, kehren sich hier sozusagen die Verhältnisse um. Es entsteht eine Inversion. Konstante Temperatur mit zunehmender Höhe wird Isothermie genannt (die Vorsilbe „Iso“ benennt stets Dinge, bei denen etwas konstant bleibt).

Abb. 1: Schematischer Verlauf der Temperatur mit zuneh-mender Höhe. Die Bereiche, in denen sich der Temperaturver-lauf umkehrt, markieren die Grenzflächen („Pausen“) zwi-schen den Schichten.



Bezeichnungen der Schichten

Die Höhen, in denen der Temperaturverlauf seinen Charakter ändert, markieren die Grenzen zwischen den verschiedenen Atmosphärenschichten. Insgesamt kön-nen dabei fünf Schichten unterschieden werden:

Troposphäre

Stratosphäre

Mesosphäre

Ionosphäre (Thermosphäre)

Exosphäre

In der untersten Schicht, der Troposphäre, nimmt die Temperatur mit zunehmender Entfernung vom Boden ab. Eine Isothermie in ca. 11 km Höhe sowie eine dar-über liegende Inversion bilden eine weitere Schicht, die Stratosphäre.

Die Stratosphäre erstreckt sich bis in ungefähr 50 km Höhe. Oberhalb der Stratosphäre sinkt die Temperatur wieder, es schließt sich die Mesosphäre bis ca. 80 km Höhe an. Noch weiter oben folgen die Ionosphäre (oder Thermosphäre) und die Exosphäre, die schließ-lich fließend in den Weltraum übergeht. Dort herrschen enorm hohe Temperaturen, welche allerdings rein rechnerische Größen sind und aufgrund der sehr gerin-gen Luftdichte nicht mit unserem Temperaturempfin-den übereinstimmen.

Die Troposphäre

Die Grenzschicht zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre in ca. 11 km Höhe heißt Tropopause und stellt die Obergrenze des Wettergeschehens dar. Die genaue Höhe der Tropopause kann je nach Breitengrad und Jahreszeit variieren. Innerhalb der Troposphäre liegt eine Temperaturabnahme mit der Höhe von durchschnittlich 0,65°/100 m (2°/1.000 ft) vor.

Besonders große Tropopausenhöhen sind zum Beispiel am Äquator zu finden. Die intensive Sonneneinstrah-lung dort sorgt für besonders hochreichendes Wetter-geschehen, wodurch die Tropopause bis zu 16 km hoch liegen kann.

An den Polen gibt es wegen der geringen Sonnenein-strahlung kaum hochreichendes Wettergeschehen, hier liegt die Tropopause auch nur ca. 6 bis 8 km hoch. Zwi-schen Polen und Äquator liegt die Tropopause zwi-schen diesen Extremen, kann aber auch jahreszeitlich und örtlich schwanken. Im globalen Mittel ergibt sich so eine Tropopausenhöhe von 11 km.

Abb. 2: Die Höhe der Tropopause variiert mit der geographi-schen Breite und hat ihren größten Wert am Äquator.

Innerhalb der Troposphäre finden zum Teil starke Ver-tikalbewegungen statt, die für eine Durchmischung dieser Schicht verantwortlich ist. Somit können die tatsächlichen Eigenschaften dieser Luftschicht durchaus stark von den Idealbedingungen abweichen, die oft-mals als Berechnungsgrundlage herangezogen werden.

1.1.3 Strahlungshaushalt

Nicht die gesamte Sonnenstrahlung kommt tatsächlich auf der Erdoberfläche an und kann somit zur Erwär-mung beitragen. Ein großer Teil des einfallenden Lichts wird durch Prozesse wie Reflexion oder Streuung wie-der in den Weltraum gelenkt, ein anderer Teil wiede-rum in höheren Atmosphärenschichten absorbiert. Der verbleibende Teil des Sonnenlichts wird am Erdboden absorbiert sorgt so für dessen Erwärmung.

Aber auch die erwärmte Erdoberfläche strahlt Energie in den Weltraum ab. Insgesamt stellt sich im Mittel über lange Zeiträume ein Gleichgewicht von zugeführ-ter und abgegebener Strahlungsenergie in der Atmo-sphäre ein.

Reflexion

Auf die Erde einfallendes Sonnenlicht wird zum großen Teil durch die Wolken und durch die Erdoberfläche, insbesondere die Wasserflächen zurück in den Welt-raum reflektiert. Die Lichtstrahlen treffen dabei auf optisch unterschiedliche Medien, beispielsweise Luft und Wasser. An den Grenzflächen dieser Medien fin-det Reflexion statt.

So trifft ein Lichtstrahl beim Eindringen in eine Wolke auf unzählige Tröpfchen mit entsprechend vielen Grenzflächen, an denen überall Reflexionen stattfin-den, die das eingefallene Licht letztlich in alle Richtun-gen wieder austreten lassen – die Wolke erscheint gleißend hell weiß.



Auch die Meeresoberflächen wirken zum Teil wie ein „Spiegel“ und reflektieren einen Großteil der einfallen-den Strahlung zurück in den Weltraum. Insgesamt wer-den so etwa 33% der Sonnenstrahlung in den Welt-raum reflektiert – bei ausgedehnten, mächtigen Wol-kenschichten können es sogar bis zu 70% sein.

Streuung

Wenn ein so genanntes Lichtteilchen (Teilchen eines Lichtstrahls) auf ein Luftmolekül trifft, kann es dieses für einen kurzen Moment in einen „angeregten Zu-stand“ versetzen. Das Luftmolekül fällt aber sehr schnell wieder in den ursprünglichen Zustand zurück – hierbei wird dasselbe Lichtteilchen wieder ausgesen-det, wobei dies jedoch in einer anderen als der ur-sprünglichen Strahlungsrichtung erfolgen kann. Ein Teil des Lichts wird so aus dem Strahlenweg „herausge-streut“, Energie wird dabei aber nicht absorbiert.

Der Streuvorgang ist extrem abhängig von der Wellen-länge des eintreffenden Lichts. Blaues Licht wird viel effektiver gestreut als die übrigen Farben, etwa um einen Faktor 16 stärker als rotes Licht. Dies führt dazu, dass beim Blick durch die Atmosphäre in jeder Richtung Luftmoleküle gesehen werden können, die gerade blaues Licht in Richtung Beobachter streuen – die Streuung lässt den Himmel blau erscheinen.

Beim Blick in Richtung Lichtquelle, beispielsweise beim Sonnenuntergang wird ein großer Teil des blauen Lichts aus dem direkten Lichtweg Sonne-Beobachter heraus-gestreut. Übrig bleibt ein überwiegend roter Teil des Lichts, der den Beobachter erreicht – die Sonne scheint

gerötet, wenn sie tief am Horizont steht und das Licht zum Auge des Beobachters einen langen Weg durch die Atmosphäre zurücklegen muss.

Die Streuung von Licht an Luftmolekülen ist also der Grund dafür, dass der Himmel blau ist und die Sonne bei Auf- und Untergang gerötet erscheint. Etwa 16% des einfallenden Sonnenlichts erreicht den Erdboden durch Streueffekte.

Absorption

In unterschiedlichen Höhen in der Atmosphäre können bestimmte Teile des Sonnenlichts mit den Luftteilchen wechselwirken und physikalische sowie chemische Prozesse auslösen. Das Licht liefert dabei die notwen-dige Energie für diese Prozesse, so dass der zugehörige Teil der Sonnenstrahlung durch diese Prozesse absor-biert wird. Diese absorbierte Energie kann zu besonde-ren elektrischen Eigenschaften oder auch zur Erwär-mung höherer Atmosphärenschichten führen.

Die absorbierte Strahlung erreicht den Erdboden somit nicht. Dies ist für das Leben auf der Erdoberfläche von enormer Bedeutung, da ein großer Teil der Sonnen-strahlung zerstörend auf biologisches Gewebe wirkt und tödliche Krankheiten auslösen kann.

Ein Beispiel hierfür ist kurzwelliges, ultraviolettes Licht (UV-B), das bei chemischen Reaktionen in der Ozon-schicht (ca. 15-50 km Höhe) „verbraucht“ und somit aus dem Sonnenlicht herausgefiltert wird, das den Boden erreicht. Am Boden kann dieses UV-B-Licht Hau-terkrankungen (Krebs) hervorrufen. Insgesamt werden ca. 15% des einfallenden Sonnenlichts absorbiert.

Abb. 3: Vereinfachte Strahlungsbilanz der Erde nach Keihl und Trenberth. Quelle: NASA: The Earth Observer, November / December 2006, Volume 18, Issue 6.



Strahlungsbilanz

Die Energie- oder Strahlungsbilanz gibt dabei die Diffe-renz zwischen zugeführter und abgestrahlter Energie in der Erdatmosphäre an. Über sehr lange Zeiträume ist die Strahlungsbilanz ausgeglichen, im Tagesgang schwankt sie allerdings mit dem Sonnenstand.

Die Strahlungsbilanz ist tagsüber positiv, wenn die Sonne die Erdoberfläche erwärmt. Sie wird negativ, wenn die Erdoberfläche nachts langwellige Wärme-strahlung abgibt, ohne dass Sonnenlicht einfällt. Abends (nach Sonnenuntergang) und nachts bis kurz nach Sonnenaufgang ist die Strahlungsbilanz daher negativ.

Ob die Strahlungsbilanz positiv oder negativ ist, kann direkt am Tagesgang der Temperatur in den bodenna-hen Luftschichten beobachtet werden. Steigt die Tem-peratur, ist die Strahlungsbilanz positiv, bei negativer Strahlungsbilanz sinkt nimmt sie ab.

Wärmehaushalt

Das einfallende Sonnenlicht wird teilweise reflektiert, gestreut und auch absorbiert, so dass etwa 50% des einfallenden Lichts schließlich den Erdboden erreichen. Von den Absorptionsprozessen abgesehen fällt das Sonnenlicht durch die Atmosphäre, ohne diese zu er-

wärmen – die Atmosphäre ist durchsichtig. Erst wenn das Licht den Erdboden erreicht, wird die Energie des Lichts in Wärme umgewandelt. Das Sonnenlicht er-wärmt also den Erdboden, nicht die Atmosphäre.

Der Erdboden gibt seine Wärme an die untersten Luft-schichten ab, so dass sich diese auf ähnliche Tempera-turen erwärmen. In größerer Entfernung vom Erdbo-den ist diese Erwärmung kaum noch zu spüren, die Temperatur nimmt daher in der Troposphäre mit zu-nehmender Höhe ab.

Auch andere Mechanismen tragen zur Erwärmung der oberen Troposphäre bei, insbesondere die vertikale, thermische Durchmischung (vgl. Kapitel 3.2) und die freiwerdende, latente Wärme bei Aufstiegsprozessen mit Kondensation (feuchtadiabtischer Aufstieg, vgl. Kapitel 3.1.4).

Neben der direkten Wärmeabgabe an die unteren Luftschichten gibt der Erdboden entsprechend seiner Temperatur auch langwellige Strahlung an die Atmo-sphäre ab. Diese Strahlung kann von Wasserteilchen in der Atmosphäre zurück zum Erdboden reflektiert wer-den, wodurch die Abkühlung reduziert wird. In klaren Nächten wird es daher deutlich kälter als unter ge-schlossenen Wolkendecken.

Résumé Kapitel 1.1

Zusammensetzung der Atmosphäre

Bestandteile von (trockener) Luft: 78% Stickstoff, 21% Sauerstoff, 1% Rest / Edelgase

Die Anteile bleiben unabhängig von der Höhe gleich

Wasserdampf, der von der aktuellen Wetterlage an einem bestimmten Ort abhängig ist, ist für das Wettergesche-hen verantwortlich

Schichten der Atmosphäre

In aufsteigender Reihenfolge: Tropo-, Strato-, Meso-, Thermo-(Iono-)sphäre

Das Wettergeschehen spielt sich in der Troposphäre ab

Troposphäre: Temperatur nimmt mit 2° / 1.000 ft ab

Tropopause: Temperatur nimmt nicht weiter ab (Isothermie oder Inversion)

Die Tropopausenhöhe hängt von geografischer Breite und Jahreszeit ab

Isothermie: Temperatur bleibt mit zunehmender Höhe konstant

Inversion: Temperatur nimmt mit zunehmender Höhe zu

Auch innerhalb der Troposphäre kann es Isothermien, Bodeninversionen, freie oder Höheninversionen geben

An der Untergrenze einer Inversion ist die Lufttemperatur am niedrigsten und die Luftfeuchte meist sehr hoch

Strahlungsprozesse

Strahlungsprozesse beeinflussen zu allen Tageszeiten die Temperatur der bodennahen Luftschichten

Die Erwärmung der Erdatmosphäre erfolgt hauptsächlich durch die langwellige Strahlung der Erdoberfläche

Energie- bzw. Strahlungsbilanz:

Die Strahlungsbilanz ist die Differenz zwischen zugeführter und abgeführter Energie bzw. Strahlung



Sie ist abends, nachts und früh bis kurz nach Sonnenaufgang negativ

Strahlungsbilanz ist die Ursache für den Tagesgang der Lufttemperatur der bodennahen Luftschichten

Übungsaufgaben Kapitel 1.1

1101 Was ist "Luft"?

a) Reiner Sauerstoff

b) Ein Gasgemisch überwiegend aus Stickstoff und Sauerstoff

c) Ein masseloser Bestandteil der Erdatmosphäre

d) B und C

1102 Welche Phänomene in der Atmosphäre spielen für die Luftfahrt eine sicherheitsrelevante Rol-le?

a) Wolken

b) Wind

c) Niederschläge

d) Alle vorgenannten

1103 Welche Eigenschaft der Atmosphäre dient zur Unterscheidung der einzelnen Schichten?

AW:

1104 Wie groß ist der Sauerstoffanteil in trockener Luft?

a) 78%, konstant bis in sehr große Höhen

b) 21% in MSL, mit zunehmender Höhe abneh-mend

2c) 21%, konstant bis in sehr große Höhen

d) Im Mittel 21%, schwankend je nach Lufttempe-ratur

1105 Wie groß kann der absolute Anteil von Was-serdampf in der Atmosphäre sein (in % der Zusammensetzung von Luft)?

a) Bis zu 100%

b) Genau 0%

c) Immer genau 4%

d) Zwischen 0% und ca. 4%

1106 Wie groß kann die relative Luftfeuchtigkeit sein?

a) Bis zu 100%

b) 0%

c) Immer genau 4%

d) Zwischen 0% und ca. 4%

1107 In welcher Schicht findet das Wettergeschehen in der Atmosphäre statt?

a) Troposphäre

b) Stratosphäre

c) Mesosphäre

d) Ionosphäre

1108 Wodurch wird die obere Grenze der Tropo-sphäre (Tropopause) festgelegt?

a) Dadurch, dass die Temperatur vom Boden bis dorthin konstant bleibt

b) Dadurch, dass der Sauerstoffanteil von dort aus weiter nach oben nicht mehr 21% beträgt

c) Durch die Änderung der elektrischen Eigen-schaften (Reflexionsvermögen von Funkwellen)

d) Dadurch, dass die Temperatur darüber konstant bleibt (-56.6°C)

1109 Wodurch erwärmt sich die untere Atmosphäre (bodennahe Troposphäre)?

AW:

1110 Wie wird ein Höhenintervall bezeichnet, in dem die Temperatur mit zunehmender Höhe konstant bleibt?

a) Isothermie

b) Bodeninversion

c) Höheninversion

d) B oder C

1111 Wie wird ein Höhenintervall bezeichnet, in dem die Temperatur mit zunehmender Höhe zunimmt?

a) Isothermie

b) Bodeninversion

c) Höheninversion

d) B oder C

1112 Wie groß ist die durchschnittliche Temperatur-abnahme mit zunehmender Höhe (in ISA)?

AW:

Standard Edition 3 | Wolken


Abb. 21: Stabilitätsbegriffe: Die Kugel veranschaulicht die Idee des Stabiliätsbegriffs. Sie entspricht einem Luftpaket, das aus seiner Ruhelage ausgelenkt (angehoben) wird. Im stabilen Fall ist der Schichtungsgradient kleiner als der Hebungsgradient: das Luftpaket kehrt wieder in seine Ausgangslage zurück. Bei Indifferenz sind beide Gradienten gleich, und im labilen Fall übertrifft der Schich-tungsgradient den Hebungsgradienten: Das Luftpaket steigt beschleunigt weiter. Allgemein gilt: Je größer ein Gradient, umso mehr ist Linie nach links gekippt.

3.1.6 Stabilität in der Atmosphäre

In den Beispielen zur Stabilität und Labilität wurde jeweils nicht spezifiziert, ob das Luftpaket trocken- oder feuchtadiabatisch aufsteigt. Meist beginnt der Aufstieg trockenadiabatisch, die Abkühlung während des Aufstiegs kann jedoch dazu führen, dass der Tau-punkt des Luftpakets unterschritten wird und Konden-sation einsetzt. Der weitere Aufstieg erfolgt dann nicht mehr trocken- sondern feuchtadiabatisch.

Für eine Aussage über die Stabilität in der Atmosphäre, ist es entscheidend, ob die Schichtung für trocken- oder für feuchtadiabatische Vorgänge stabil oder labil ist. Hierbei lassen sich grundsätzlich drei Situation unter-scheiden:

Absolute Stabilität

Bedingte Stabilität (Feuchtlabilität)

(Absolute) Labilität

Absolute Stabilität

Eine Schichtung wird absolut stabil genannt, wenn sie sowohl für trocken- als auch für feuchtadiabatische Aufstiege von Luftpaketen stabilisierend wirkt. Für jede Art von Aufstieg wird sich also das Luftpaket stärker abkühlen als die Umgebung. Bezogen auf die Gradien-ten bedeutet das: Der Schichtungsgradient ist kleiner als der feuchtadiabatische Gradient (und damit auch kleiner als der trockenadiabatische Gradient).

Bei einer Isothermie oder einer Inversion ist diese Be-dingung immer erfüllt. Solche Schichten wirken daher bremsend auf jedes aufsteigende Luftpaket. Absolute Stabilität führt zu Beruhigung des Wettergeschehens mit wenig Wolken oder Niederschlägen.

Bedingte Stabilität (Feuchtlabilität)

Eine Schichtung wird bedingt stabil genannt, wenn sie zwar für trocken- aber nicht für feuchtadiabatische Aufstiege von Luftpaketen stabilisierend wirkt. Dies ist der Fall, wenn der Schichtungsgradient zwischen dem trocken- und dem feuchtadiabatischen Gradienten liegt. Ein trockenadiabatisch aufsteigendes Luftpaket kühlt sich dann stärker ab als die Umgebung, feucht-adiabatisch aufsteigende Luftpakete können jedoch ungehindert weiter steigen. Die Schichtung ist dem-nach nur bedingt labil.

Das Wettergeschehen wird nur solange ruhig bleiben, bis trockenadiabatisch aufsteigende Luftpakete den Taupunkt unterschreiten und feuchtadiabatisch weiter-steigen. Das Wettergeschehen kann also ab einem bestimmten Zeitpunkt „umschlagen“ und es können sich hochreichende Wolken mit starken Niederschlägen bilden. Im Sommer sind bei zunehmend feuchtlabiler Schichtung hochreichende Quellwolken und damit aufkommende Gewitterneigung verbunden

3 | Wolken Advanced PPL-Guide


(Absolute) Labilität

Eine Schichtung ist (absolut) labil, wenn sowohl tro-cken- als auch feuchtadiabatische Aufstiege von Luft-paketen beschleunigt werden. Hierzu muss der Schich-tungsgradient größer als der trockenadiabatische Gra-dient sein (und damit auch größer als der feuchtadiaba-tische Gradient). Solche Labilität führt zu ausgeprägten Wetteraktivitäten wie heftigen Schauern und Gewitter.

Labilität kann entstehen, wenn sich eine Luftmasse von unten erwärmt oder in der Höhe abkühlt. In beiden Fällen nimmt der TEMP dann eine etwas „flachere“ Lage ein, wodurch ein Aufstieg von Luftpaketen (Ther-mik) begünstigt wird. Bei anhaltender Labilisierung können sich die Quellungen überentwickeln und bis zur Tropopause durchsteigen. Die Folge sind hochreichen-de Schauer und Gewitter, die mit sehr großtropfigem und kräftigem Schauerniederschlag verbunden sind.

Abb. 22: Stabilität in der Atmosphäre: Bei absoluter Stabilität ist der Schichtungsgradient (braune Linie) kleiner als der feucht- und der trockenadiabatische Hebungsgradient. Im bedingt labilen Fall ist die Schichtung stabil für trockenadiabatische Hebung, aber labil für feuchtadiabatische Hebung (braune Linie zwischen grüner und blauer Linie). Im absolut labilen Fall ist der Schichtungsgradi-ent größer als der trocken- und feuchtadiabatische Hebungsgradient.

Résumé Kapitel 3.1

Adiabatische Vorgänge

Adiabatische Vorgänge beschreiben eine Veränderung von Volumen und Temperatur der Luft bei Vertikalbewe-gungen (Aufstieg / Absinken) OHNE Austausch von Wärme oder Luftteilchen mit der Umgebung

Ein trockenadiabatischer Aufstieg beschreibt den Aufstieg oder das Absinken von Luft mit 1°C / 100 m (= 1 K / 100m) ohne Wolkenbildung (keine Kondensation)

Beim feuchtadiabatischen Aufstieg steigt übersättigte Luft weiter auf und kühlt sich dabei mit weniger als 1 K / 100 m ab (Abkühlung mit durchschnittlich 0,65 K / 100 m / kein fester Wert für Abkühlung)

Die frei werdende Kondensationswärme kompensiert einen Teil des aufstiegsbedingten Temperaturverlustes, wie viel genau hängt von Temperatur, Druck und Feuchtegehalt der aufsteigenden Luft ab

Stabilitätsbegriffe

"Stabil": Ein physikalischer Prozess lässt sich entweder überhaupt nicht auslösen oder kehrt nach Auslösung selbst-ständig wieder in die Ausgangssituation zurück

"Labil": Ein einmal ausgelöster physikalischer Prozess kann nicht mehr selbstständig in seine Ausgangssituation

zurückkehren

Standard Edition 3 | Wolken


metern Ausdehnung und stets mit teils kräftigen Nie-derschlägen verbunden (Squall Lines). Die Bewölkung an Luftmassengrenzen kann daher nicht umflogen werden, das Auftreten und der Verlauf dieser Wolken werden aber zuverlässig vorhergesagt (vgl. Kapitel 6.3).

3.2.3 Orographische Entstehung

Ursache für orografisch bedingte Wolkenbildung ist die Hebung von Luft durch Höhenstrukturen auf der Erd-oberfläche. Auslöser können dabei einzelne Berge oder auch ganze Gebirgsketten sein, an denen bei entspre-chender Windrichtung die Luft über hunderte Kilome-ter zum Aufstieg gezwungen wird. Im Gegensatz zur thermischen Entstehung ist die Luftschichtung bei die-ser Föhnwetterlage meist stabil.

Wenn Luft über ein Gebirge strömt, bilden sich auf der dem Wind zugewandten Seite (im Luv) dicke Schicht-wolken mit Niederschlägen. Es scheint, die Wolken würden sich hier am Gebirge „stauen“, eine Staube-wölkung entsteht. Hinter dem Gebirge, auf der dem Wind abgewandten Seite (im Lee) kann die Luft wieder absinken und sich erwärmen. Durch die Erwärmung wird dort vorhandene Bewölkung aufgelöst und die Luft strömt als warmer Fallwind in die Niederungen. Dieser warme Fallwind wird Föhn genannt. Auch die Wetterwirksamkeit einer Front wird an der Luvseite verstärkt und an der Leeseite abgeschwächt.

Das Besondere am Föhn ist, dass die Luft hinter dem Gebirge wärmer ankommt, als sie vor dem Gebirge in gleicher Höhe war. Dies wird dadurch verursacht, dass sich die Luft im Stau eben durch die Wolkenbildung feuchtadiabatisch abgekühlt hat, auf der Rückseite aber trockenadiabatisch gesunken ist. Der trockenadiabati-sche Temperaturgradient ist größer als der feuchtadia-batische, so dass sich bei gleicher Höhendifferenz auf der Leeseite eine größere Temperaturdifferenz einstellt – die Luft erwärmt sich stärker, als sie sich abgekühlt hat.

Abb. 25: Wird die Luft durch einen Berg zum Aufstieg ge-zwungen, kühlt sie sich währenddessen zunächst trockenadi-abatisch ab. Nach Erreichen des Kondensationsniveaus wird der Aufstieg mit einer feuchtadiabatischen Abkühlung fortge-setzt. Der Fallwind auf der anderen Bergseite (Föhn) erwärmt

sich in jedem Fall trockenadiabatisch, was zu einer höheren Temperatur in derselben Höhe führt. An der Luvseite kommt es zu starker und aufliegender Bewölkung mit teilweise hefti-gen Schauern und Gewittern.

Die Energiequelle für den Föhneffekt ist wieder die latente Wärme, welche die Luft beim Aufstieg zusätz-lich geheizt hat. Sie ist schließlich der Grund, warum der feuchtadiabatische Temperaturgradient kleiner ist als der trockenadiabatische.

Bedeutung für die Luftfahrt

Föhnwetterlagen haben zwei Gesichter: Auf der Luvsei-te des Gebirges bildet sich ausgedehnte, teilweise sehr hoch reichende Staubewölkung mit Niederschlägen. VFR-Flüge sind hier meist nicht mehr möglich, da die Wolken auf dem Gebirge aufliegen. Auf der Föhnseite dagegen herrschen oft ausgezeichnete Sichtflugver-hältnisse, da der warme Fallwind Feuchtigkeit abtrock-net und somit für sehr gute Sichten und Wolkenauflö-sung sorgt.

Dennoch ist auch ein Flug auf der Föhnseite nicht unge-fährlich. Die Luft strömt mit hohen Geschwindigkeiten über das Gebirge, wodurch direkt hinter einem Berg Luft aus den Niederungen nach oben gerissen und in rotierende Bewegungen versetzt werden kann. Es bil-den sich Rotoren, die mit gefährlicher Turbulenz und ggf. Vereisung verbunden sind. In großen Höhen setzt sich die Wellenbewegung der Luftströmung fort, so dass auch zwischen den Schichten der Wellenbewe-gung und insbesondere im Grenzbereich zur Tropopau-se starke Turbulenz auftreten kann.

Diese Leewellen im Lee eines Gebirges sind mit Auf- und Abwindbereichen verbunden, die so stark werden können, dass es trotz voller Motorleistung nicht mehr möglich sein kann, die Höhe zu halten. Vor Flügen im Gebirge ist eine Einweisung von sachkundigen Lehrern vor Ort in die speziellen Gegebenheiten daher unver-zichtbar.

Abb. 26: Auf der Leeseite von Gebirgen kann es aufgrund von Leewellen zu starken Turbulenzen und der Bildung von Wol-ken kommen.

4 | Niederschläge Advanced PPL-Guide


4.1 Arten von Niederschlägen

Begrifflich werden zwei Arten von Niederschlägen unterschieden: Solche, die aus konvektiven Wolken (Cu) fallen, und solche, die aus Schichtwolken (St) fallen. Diese Schauer bzw. Flächenniederschläge unterscheiden sich sowohl in der räumlichen und zeitlichen Ausdehnung als auch in den sich bildenden Niederschlagsteilchen und den mit ihnen ver-bundenen Gefahren.

4.1.1 Schauer

Regenschauer sind meist kräftige, aber nicht lange andauernde Niederschläge. Die Regentropfen benöti-gen einen gewissen Durchmesser, um als „kräftig“ empfunden zu werden, sie müssen also in der Wolke Voraussetzungen finden, welche die Bildung von relativ großen Tropfen unterstützen. Diese Voraussetzungen sind in konvektiven, also cumulusartigen Wolken gege-ben.

Aus Cu-Wolken fallen immer Schauer!

Cumulusartige Wolken entstehen durch lokale, oft deutlich ausgeprägte Vertikalbewegungen der Luft. In der aufsteigenden, gesättigten Luft bilden sich kleine Wassertröpfchen, die von den Aufwinden weiter nach oben getragen werden. Während des Aufstiegs lagern sich weitere Wassertröpfchen an, so dass der Tropfen wächst, solange er sich im Aufwind der Wolke befindet.

Die zunehmende Vereisung oberhalb der Nullgradgren-ze in der Wolke unterstützt die Bildung von größeren Niederschlagsteilchen, da sich Wasserdampf sehr effek-tiv an die sich bildenden Eisteilchen anlagern kann.

Abb. 30: Die kleinen Wassertröpfchen, welche sich durch die Kondensation gebildet haben, werden durch die Aufwinde innerhalb der Wolke nach oben transportiert. Die beginnende Vereisung oberhalb der Nullgradgrenze lässt die Nieder-schlagsteilchen weiter wachsen. Werden sie zu schwer, fallen sie zu Boden und tauen unterhalb der Nullgradgrenze wieder auf.

Wenn die Niederschlagsteilchen eine bestimmte Größe erreicht haben, können sie von den Aufwinden in der Wolke nicht mehr getragen werden und fallen nach unten durch die Wolke. Diese herabfallenden und ver-eisten Teilchen erreichen dabei wieder wärmere Luft-schichten und tauen unterhalb der Nullgradgrenze auf. Die zuvor gebildeten Eiskugeln fallen nun als pralle Tropfen flüssigen Wassers zu Boden und sorgen so für einen „kräftigen“ Schauer. Schauer sind räumlich durch die Ausdehnung der Wolke und zeitlich durch die Le-bensdauer der Wolke begrenzt.


Schauer sind meist lokal begrenzte, kräftige Nieder-schläge, die aus markant ausgeprägten Cu-Wolken fallen. In den Niederschlägen ist mit Absinken der Wol-kenuntergrenze und mit Verschlechterung der Sicht zu rechnen. So kann die Sicht außerhalb des Schauers 50 km oder mehr betragen, im Schauer aber auf weniger als 1.500 m zurückgehen.

Da mit Schauern sowohl starke Auf- als auch Abwinde verbunden sind, können die mit den Schauern aus der Wolke fallenden Abwinde am Boden auseinander flie-ßen und gefährliche Windscherungen bilden. Dies meint starke Änderungen von Windrichtung und / oder Geschwindigkeit über kurze Distanzen. Zudem sorgt die auseinander fließende Luft für starke Böen und Turbu-lenz im Nahbereich der Wolke auch außerhalb der Schauer. Bei Starts und Landungen sollten Schauer daher unbedingt abgewartet werden. Hinweise auf auffrischenden Wind und starke Böen liefern heranna-hende Schauerwolken, deren Niederschlag schon von Weitem als Fallstreifen zu erkennen ist.

Im Sommer fallen die Schauerniederschläge vor allem als großtropfiger Regen, der eine beachtliche Stärke erreichen kann. Allerdings kann es auch bei hohen Temperaturen zu Hagelschauern kommen, wenn die Hagelkörner aufgrund ihrer Dicke, der Fallgeschwindig-keit oder der niedrigen Höhe nicht mehr zu Regentrop-fen schmelzen, bevor sie am Erdboden auftreffen.

Im Winter ist die vertikale Ausdehnung von Cumulus-Wolken oder Cbs in der Regel geringer als im Sommer, wodurch der Niederschlag oft nicht so heftig ausfällt. Dabei kann es zu Schnee- oder Graupelschauern kom-men (vgl. Kapitel 4.2.3).

Standard Edition 4 | Niederschläge


Abb. 31: Deutlich sind hier die Fallstreifen des Niederschlags zu erkennen.

Durch die räumliche Begrenzung der Cu-Wolken lassen sich die Schauer aus der Luft oft sehr gut erkennen und in ausreichendem Abstand umfliegen. Wenn die Schau-er allerdings in Verbindung mit Luftmassengrenzen auftreten, können sich mehrere hundert Kilometer lange Linien von starken Quellungen und heftigen Schauern bilden, die nicht mehr umflogen werden können und auch nicht mehr durchflogen werden soll-ten.

4.1.2 Flächenniederschläge

Neben dem Schauer gibt es den bisweilen mehrere Tage dauernden und ausgedehnten Landregen. Aus einem gleichmäßig grau verhangenen Himmel fallen mittlere oder kleine Tröpfchen, oft auch als Sprühregen (drizzle). Für die Bildung solch kleiner Tröpfchen sind keine starken Aufwinde notwendig. Vielmehr bilden sie sich in Schichtwolken (St) bei gleichmäßiger Hebung einer ausgedehnten Luftmasse. Die Fallgeschwindigkeit von Sprühregen ist dabei eher gering.

Aus St-Wolken fallen immer Flächenniederschläge!

Auch in Schichtwolken bilden sich die Regentropfen dadurch, dass sich in der aufsteigenden, gesättigten Luft auskondensierter Wasserdampf zu kleinsten Tröpf-chen zusammenfindet und aufsteigt. Während des Aufstiegs lagern sich weitere Wassertröpfchen an, so dass sich allmählich Regentropfen bilden können.

Da die Aufwindgeschwindigkeiten in Schichtwolken deutlich geringer sind als in konvektiven Wolken, fallen die Tropfen schon bei relativ kleiner Größe wieder durch die schwachen Aufwinde hindurch. Sie gelangen dann als kleintröpfiger, aber flächenmäßig weit ausge-dehnter Niederschlag zu Boden. Wegen der räumlichen Ausdehnung spricht man hierbei von Flächennieder-schlag.

Zur großräumigen, gleichmäßigen Hebung einer Luft-masse und somit zu Flächenniederschlag kommt es,

wenn z.B. eine wärmere Luftmasse auf eine kältere Luftmasse aufgleitet. Eine solche Luftmassengrenze kann mehrere hundert oder tausend Kilometer lang sein, und auch der Aufgleitvorgang kann sich über bis zu 1.000 km erstrecken. In diesen ausgedehnten Berei-chen kommt es dann zu gleichmäßigem Flächennieder-schlag, welcher tagelang andauern kann, bis sich diese ausgedehnten Niederschlagsbereiche weiterbewegt haben. Auch bei gleichmäßiger Strömung gegen ein Gebirge wird Luft gehoben, und es bildet sich in der aufgleitenden Staubewölkung (vgl. Kapitel 3.2.3) aus-gedehnter Flächenniederschlag.


Die Sichtflugbedingungen sind im Flächenniederschlag meist deutlich herabgesetzt. Es kommt zu einem groß-räumigen Absinken der Wolkenuntergrenzen, mög-licherweise bis auf wenige hundert Fuß über Grund, so dass die Bewölkung schon auf kleineren Gebirgszügen zum Aufliegen kommt und Hindernisse wie Fernseh-türme bis in die Wolken hineinragen.

Die Wolkenuntergrenze ist oft nicht mehr klar zu er-kennen, der Niederschlag geht scheinbar fließend in die Wolke über, so dass im Flächenniederschlag insbeson-dere bei tiefen Untergrenzen extrem schlechte Sichten zu erwarten sind, welche die geforderten Sichtflugmin-destbedingungen von 1.500 m oft unterschreiten.

Im Sommer fällt fast ausschließlich Regen aus Stratus-wolken. Im Winter hingegen kann vor allem aus Nim-bostratus-Wolken Schnee fallen.

Eine sichere, hindernisfreie Flugdurchführung ist unter ausgedehnten Schichtwolken mit Niederschlag auf-grund der Sichtverschlechterung und der absinkenden Wolkenuntergrenzen oft nicht mehr möglich, im Ge-birgsstau grundsätzlich unmöglich. Wegen der räumli-chen Ausdehnung über hunderte oder gar tausend Kilometer können diese Niederschlagsgebiete auch nicht umflogen werden.

Ein Überfliegen ist in der Regel ebenfalls nicht möglich und auch nicht ratsam, da am Zielort üblicherweise keine grundsätzlich besseren Sichtflugbedingungen oder gar Wolkenlücken zu erwarten sind.

4.1.3 Niederschläge am Boden

Auch ohne Wolken kann es zur Bildung von Nieder-schlägen kommen, wenn sich die Temperatur der Luft bis auf den Tau- oder Gefrierpunkt abkühlt. Vor allem in den frühen Morgenstunden kann es hier zur Bildung von Tau oder Reif kommen.

Tau (dew) bildet sich vor allem an Gegenständen, die stärker abkühlen als die Luft und der Erdboden selbst. Der in der Luft enthaltene Wasserdampf kondensiert sofort, nachdem er mit diesen kalten Gegenständen in

Standard Edition 6 | Klima in Mitteleuropa


6.3 Tiefdruckgebiete

In Kapitel 6.2 wurden die globalen Strömungen in einem Modell der Allgemeinen Zirkulation in der Atmosphäre er-klärt. Dabei wurde die unterschiedliche Erwärmung der verschiedener Regionen auf der Erdoberfläche als Energie-quelle identifiziert, bei den dadurch induzierten Luftströmungen wurde aber deutlich, dass ein direkter Ausgleich der Temperatur- und Druckgegensätze durch den Coriolis-Effekt unterbunden wird. Vielmehr bilden sich in bestimmten Breiten ausgeprägte Fronten (Luftmassengrenzen mit aktivem Wettergeschehen), die sich um die ganze Erdkugel schlängeln.

Kleine Störungen an diesen Fronten können zu Bereichen großräumiger Hebung von Luft führen, in denen warme und kalte Luftmassen bei fallendem Luftdruck gegeneinander vordringen. Solche Tiefdrucksysteme zeigen charakteristi-sche Wettererscheinungen an ihren Fronten und werden am Modell der Idealzyklone beschrieben.

6.3.1 Polarfrontströmungen

Die Polarfront schlängelt sich bei etwa 60° nördlicher und südlicher Breite um die Erdkugel und ist auf der Nordhalbkugel gekennzeichnet durch kalte, polare Luft nördlich der Front und warmer, subtropischer Luft süd-lich der Front. Die Polarluft strömt dabei – bedingt durch die Corioliskraft – mit östlicher Komponente, in der sub-tropischen Luft überwiegt hingegen eine westliche Kom-ponente.

Abb. 56: An der Polarfront strömen subtropische Warmluft aus westlicher Richtung und polare Kaltluft aus östlicher Richtung gegeneinander.

Bestimmte Druckverteilungen und Störungen entlang der Front können nun eine so genannte Wellenbildung auslösen, bei der polare Kaltluft nach Süden und subtro-pische Warmluft nach Norden vorstößt. Dabei kommt es entlang der Luftmassengrenzen zu ausgedehnten Gebie-ten großräumiger Hebung von Luft, was zu einer ausge-prägten Wetteraktivität führt. Die so entstehenden Fron-ten zeigen für Warmluft- und Kaltluftvorstöße charakte-ristische Abläufe und Erscheinungen.

6.3.2 Die Warmfront

Eine Warmfront entsteht, wenn eine warme Luftmasse gegen eine kältere Luftmasse vorstößt. Sie wird in den Wetterkarten üblicherweise als rote Linie mit Halbkrei-sen gezeichnet. Die Halbkreise zeigen dabei in Zugrich-tung der Front.

Abb. 57: Darstellung einer Warmfront in Bodenwetterkarten.

Die Warmluft gleitet wegen ihrer geringeren Dichte auf die kältere Luftmasse auf. Sie wird hierbei entlang der Front gleichmäßig gehoben, so dass sich im Warmfront-bereich Schichtwolken ausbilden. Der Aufgleitvorgang kann sich dabei in Strömungsrichtung bis zu 1.000 km erstrecken. Die Neigung der Grenzfläche zwischen war-mer und kalter Luft beträgt etwa 1/150.

Während die Front am Boden noch hunderte Kilometer entfernt ist, kündigt sich die warme Luft in der Höhe bereits durch dünne Wolken an (anfangs Ci, dann As, Cs). Mit Annäherung der Warmfront verdichtet sich die wei-ter absinkende Bewölkung, aus der ab etwa 300 km Entfernung zur Front die ersten Niederschläge zu erwar-ten sind.

Im Frontbereich selbst bilden sich hoch reichende Schichtwolken (Ns), die grau verhangenen Himmel, tiefe Untergrenzen und lang anhaltende Niederschläge („Landregen“) bringen. Im Winter sind auch Schneefälle, bzw. gefrierender Regen möglich. Hinter der Front reißt die Bewölkung nur langsam auf, es bleibt bei mäßiger Sicht und moderaten Sichtflugbedingungen. Der kom-plette Durchzug einer Warmfront kann mehrere Tage dauern.


Eine Warmfront bringt ausgedehnte und hoch reichende Schichtbewölkung mit sich, die sich über hunderte oder auch tausende Kilometer erstrecken kann. Sie kann da-her bei Flügen nach Sichtflugregeln weder über- noch umflogen werden. Die Front kündigt sich durch hohe Cirrus-Bewölkung an, die in den folgen Stunden absinkt und den Boden erreicht. Die Verschlechterung des Wet-ters erfolgt kontinuierlich innerhalb einiger Stunden und lässt ausreichend Zeit für eine angemessene Flugpla-nung. Zudem sind der Verlauf und die Zugbahn recht präzise den Wetterkarten zu entnehmen.

Im Bereich der Bodenfront ist mit äußerst schlechten Sichtflugbedingungen zu rechnen, da die ausgedehnten Niederschläge mit geringen Sichten und tiefen, absin-

6 | Klima in Mitteleuropa Advanced PPL-Guide


kenden Wolkenuntergrenzen verbunden sind, die im Bergland auch oft aufliegen.

Im Winter sind Schneefälle möglich, wenn der Nieder-schlag durch Luftschichten mit Temperaturen oberhalb

von 0° fällt. Zudem besteht Vereisungsgefahr durch ge-frierenden Regen. Schneefall und ggf. gefrierender Regen gehen mit Durchzug einer winterlichen Warm-front in Schneeregen oder Regen über.

Abb. 58: Eine Warmfront entsteht, wenn warme Luft auf kältere Luft aufgleitet. Dabei bilden sich vornehmlich Schichtwolken ent-lang der Frontlinie, welche vor der Bodenfront mit starken Niederschlägen aus Nimbostratuswolken ihre stärkste Ausprägung fin-den. Aufgrund der großflächigen Ausdehnung können Warmfronten weder um- noch überflogen werden.

6.3.3 Die Kaltfront

Wenn eine kalte Luftmasse gegen eine wärmere Luft-masse vorstößt, entsteht eine Kaltfront. Diese wird in den Wetterkarten als blaue Linie mit Dreieckspitzen gezeichnet. Die Dreiecke zeigen dabei in Zugrichtung der Front.

Abb. 59: Darstellung einer Kaltfront in Bodenwetterkarten.

Die Kaltluft schiebt sich wegen ihrer höheren Dichte unter die wärmere Luftmasse und zwingt diese zum Aufstieg. Im Frontbereich kommt es daher zur Ausbil-dung von hoch reichender Quellbewölkung mit Schau-ern und auch Gewittern. In horizontaler Richtung ist die Kaltfront weniger ausgedehnt als die Warmfront, der Bereich des aktiven Wettergeschehens umfasst selten mehr als 150 km.

Die Kaltfront kündigt sich durch Aufzug starker, ge-schlossener Quellbewölkung (Cb) an, die nach kurzer Zeit starke Schauerniederschläge (auch Hagel und Gewitter) und auffrischenden Wind mit Böen bringt. Hinter den Niederschlägen liegt die Temperatur spürbar niedriger, es gibt wieder vereinzelte Wolkenlücken und die Bö-igkeit lässt nach.

In der hinter der Kaltfront eingeflossenen Kaltluft folgt meist wechselhaftes Wetter mit Sonne, böigen Winden

und Quellwolken, aber auch weitere Schauer sind mög-lich. Wird dieses Rückseitenwetter durch zunehmenden Hochdruckeinfluss stabilisiert, stellt sich ideales Sicht-flugwetter ein mit aufgelockerter Bewölkung und ausge-zeichneten Sichten. Der komplette Durchzug einer Kalt-front kann innerhalb weniger Stunden erfolgen.


Entlang einer Kaltfront entstehen hoch reichende, li-nienartig angeordnete Quellwolken mit kräftigen Schau-ern und auch Gewittern. Sie kann daher bei Flügen nach Sichtflugregeln weder über- noch umflogen werden. Anders als die Warmfront kündigt sich eine Kaltfront nicht bereits Stunden vorher an, sondern zieht deutlich schneller auf. Die Verschlechterung des Wetters erfolgt dann rasch, Sichtflüge im Frontbereich sollten aufgrund der starken Schauer und Turbulenzen vermieden wer-den. Dunkle Quellwolken mit Regenfallstreifen weisen auf in Kürze stark auffrischenden und böigen Wind, Tur-bulenz und Windscherungen hin.

Der Verlauf und die Zugbahn einer Kaltfront sind den Wetterkarten recht präzise zu entnehmen, so dass eine Kaltfront gut mit in die Flugvorbereitung einbezogen werden kann. Trifft eine Kaltfront früher als erwartet ein, empfiehlt es sich, den Durchzug der Front abzuwarten. Nach ein bis zwei Stunden stellt sich oft schon eine deut-liche Beruhigung des Wettergeschehens ein. Noch weiter hinter der Front im Rückseitenwetter sind oft ausge-zeichnete Sichtflugbedingungen zu finden.



Abb. 60: Bei einer Kaltfront schiebt sich die kältere Luft aufgrund ihrer geringeren Dichte unter die Warmluft und zwingt diese zum Aufstieg. An der Front kommt es daher zu heftigem Wettergeschehen mit Niederschlägen, Hagel und Gewitter.

6.3.4 Die Idealzyklone

Es wurde bereits beschrieben, wie sich an der Polarfront durch Wellenbildung Luftmassenvorstöße mit den damit verbundenen Warm- und Kaltfronten ausbilden. Ein solches Tiefdrucksystem besitzt geschlossene Isobaren mit fallendem Druck zum Kern hin. Außerdem weht der Wind parallel zu den Isobaren, also kreisförmig um den Kern des Tiefs herum.

Eine solche zyklonale Strömung ist auf der Nordhalbku-gel gegen den Uhrzeigersinn orientiert, auf der Südhalb-

kugel im Uhrzeigersinn. Das damit verbundene Tief-drucksystem wird daher als Zyklone bezeichnet.

Im Folgenden wird der Musterfall eines Tiefs, die Ide-alzyklone mit ihren typischen Erscheinungen und zu beobachtenden Messgrößen betrachtet. Ein solches Tiefdruckgebiet zieht auf der Nordhalbkugel im Allge-meinen aufgrund der westlichen Luftströmung von West nach Ost.

Abb. 61: Kommt es an der Polarfront zu einem Luftmassenvorstoß, bilden sich Warm- und Kaltfrontsysteme, welche um das Zentrum tiefsten Drucks herum wandern. Dabei nähert sich die Kaltfront der Warmfront an. Die Zugrichtung einer solchen Zyklone erfolgt von West nach Ost etwa parallel zu den Warmsektorisobaren.

Frontenverlauf

In der Idealzyklone eilt die Warmfront der Kaltfront vo-raus. Auf den Wetterkarten der Nordhalbkugel ist die Warmfront bei westlicher Grundströmung folglich rechts (östlich) neben der Kaltfront zu sehen. Der Bereich zwi-schen Warm- und Kaltfront wird Warmsektor genannt, da hier die warme Luft zu finden ist. Im Warmsektor strömt die Luft meist aus West bis Südwest, es herrscht hier während der warmen Jahreszeit mäßige bis gute

Sicht, und aus den mittelhohen Wolken fallen kaum Niederschläge.

Die Kaltluft drängt von Nord / Nordwest nach Südost, sie strömt dabei sozusagen an der Warmfront entlang. Die Kaltfront holt gewissermaßen die Warmfront ein. Ge-meint ist dabei aber nicht, dass die Kaltluft schneller strömt als die Warmluft, sondern dass aufgrund der unterschiedlichen Strömungsrichtungen die Luftmassen-gegensätze entlang der Warmfront – ausgehend vom Kern des Tiefs – aufgehoben werden. Die nachfolgende



Atmosphäre labilisiert, so dass ein Kaltlufttropfen wie ein Höhentrog mit Schauern und Gewittern verbunden ist.

6.4.2 Klima in Mitteleuropa

Klimatisch gesehen befindet sich Mitteleuropa südlich der Polarfront in der Westwindzone der gemäßigten Breiten. Der Ursprung der westlichen Grundströmung wurde bereits in Kapitel 6.2 erläutert. Gemäßigt heißen mitteleuropäische Breiten, weil extreme Temperatur-werte die Ausnahme sind. Häufig bringen maritime Luftmassen milde oder kühle Temperaturen mit, ext-reme Hitze oder Kälte sind selten. Auch die über eine Klimaperiode gemittelten Temperaturen zeigen keine extremen Werte. Hierfür ist insbesondere der Wechsel von zugeführten Warm- und Kaltluftmassen im Zu-sammenhang mit dem Durchzug von Tiefdruckgebieten verantwortlich.

Die Ausprägung dieser Tiefdruckgebiete ist im Winter oft größer als im Sommer, weil die Temperaturgegen-sätze zwischen warmer und kalter Luft an der Polar-front im Winter stärker sind. Die Zugbahnen der Tiefs unterliegen zudem jahreszeitlichen Schwankungen – auch wenn ihre Hauptzugrichtung von West nach Ost führt –, wodurch das mitteleuropäische Wetter mal mehr durch Polarluft, mal mehr durch subtropische Luft geprägt wird. Im Allgemeinen liegt die Zone der Tiefdruckgebiete im Sommer nördlicher als im Winter.

Bei bestimmten Positionen von Hoch- und Tiefdruck-zentren stellen sich durch das Umströmen um das Hoch im Uhrzeigersinn und um das Tief gegen den Uhrzeiger-sinn (auf der Nordhalbkugel) Strömungen ein, welche zusammen mit der Orografie für regional typische, wiederkehrende Wettersituationen sorgen, welche daher eigene Namen erhalten haben. Hierzu zählen in Mitteleuropa insbesondere der Föhn im Voralpenland und der Bora über der Adria.

Der Föhn

In Kapitel 3.2.3 wurde der Föhneffekt durch einen feuchtadiabatischen Aufstieg und den darauf folgenden trockenadiabatischen Abstieg von Luft vor bzw. hinter einem Gebirge erörtert. Die Luft kommt auf der Leesei-te dann als ungewöhnlich warmer Fallwind an.

Begünstigt wird eine Föhnwetterlage im Voralpenland durch ein Tief über dem Südwesten Europas (der Bis-kaya) und ein Hoch über Südosteuropa. Die Luft strömt spiralförmig im Uhrzeigersinn aus dem Hoch heraus und gegen den Uhrzeigersinn in das Tief hinein. Dabei stellt sich über dem Alpenraum eine südliche Strömung ein, welche zu Staubewölkung auf der Südseite und Föhn im bayerischen Voralpenland führt.

Bei einer aus nördlichen Richtungen vorliegenden Strömung feuchter Luft herrscht hingegen Nordstau an

den Alpen. Bei dieser Wetterlage ist mit tiefer, meist aufliegender Bewölkung an der Alpennordseite zu rechnen.

Abb. 67: Föhnwetterlage: Ein Hoch über Osteuropa und ein Tief über der Biskaya begünstigen eine südliche Strömung im Alpenraum mit Stau südlich und Föhn nördlich der Alpen. © Karte: CIA World Factbook

Abb. 68: Bei einer Föhnwetterlage kommt es zu Staubewöl-kung im Gebirge, welcher eine Überquerung für VFR-Flüge unmöglich macht. © DWD

Der Bora

Im Winter entsteht in der sibirischen Region oft ein Kältehoch, welches bei spiralförmiger Strömung im Uhrzeigersinn aus dem Kern des Hochs heraus sehr kalte Luft über den Balkan in Richtung Adria strömen lässt. Hinter den Gebirgen an der Mittelmeerküste sinkt die Luft zwar großräumig ab, bleibt aufgrund ihres sibirischen Ursprungs aber trotz adiabatischer Erwär-mung relativ kalt. Dieser – im Gegensatz zum Föhn – kalte Fallwind in die Adria wird Bora genannt. Hierbei können sehr starke Abwindbereiche mit Windge-schwindigkeiten in Sturmstärke entstehen.

8 | Gewitter Advanced PPL-Guide


8.1 Lebenslauf

Gewitter besitzen einen eigenen Lebenszyklus, der in drei Phasen eingeteilt wird. In der ersten Phase baut sich die Gewitterwolke (Cb) auf, in der zweiten Phase ist das Gewitter voll ausgebildet und in der dritten Phase löst es sich schließlich wieder auf. Dieser Lebenszyklus dauert etwa 1,5 bis 2 Stunden und hat in jedem einzelnen Stadium ein charakteristisches Erscheinungsbild. Ein Luftfahrzeugführer kann daher während des Fluges anhand der Erscheinung auf das Entwicklungsstadium einer Gewitterwolke schließen und die Gefahren dementsprechend einschätzen.

Zu den größten Gefahren von Gewittern gehören:

Elektrische Entladungen (Blitze)

Starke Auf- und Abwinde mit teilweise heftiger Turbulenz

Starke Schauerniederschläge (Regen, Hagel)

Starke Vereisung

8.1.1 Aufbaustadium

Eine Gewitterwolke entwickelt sich aus normalen Cumu-luswolken (Cu), in welchen die Aufwinde allerdings deut-lich stärker ausgeprägt sind. Es kommt dadurch zu einer starken vertikalen Ausdehnung der Wolke (Quellung), was meist durch eine hoch reichend labile Schichtung in der Atmosphäre unterstützt wird. So kann sich die Cu-muluswolke problemlos in das mittlere und sogar hohe Stockwerk (über 20.000 ft) überentwickeln, bis im nächs-ten Stadium ein Cumulonimbus (Cb) erreicht wird.

Das Aufbaustadium (Cumulus-Stadium) ist gekennzeich-net durch starke, warme Aufwinde innerhalb der Wolke. Niederschläge fallen noch keine, die Nullgradgrenze wird jedoch innerhalb der Wolke durch den Warmluftnach-schub von unten angehoben. Die relativ starken Aufwin-de von 5-10 m/s halten die sich bildenden Nieder-schlagsteilchen in der Schwebe. Weiter oben in der Wol-ke, bei Temperaturen unterhalb von -10°C überwiegt der Eisanteil gegenüber dem unterkühlten Wasser.

Abb. 74: Im Aufbaustadium führen eine labile Schichtung und starke Aufwinde zum Anwachsen der Cumuluswolke.

Die Vereisung in größeren Höhen ist Voraussetzung für die Bildung von großen Niederschlagsteilchen wie Hagel, Graupel und großen Regentropfen.

8.1.2 Reifestadium

Eine überentwickelte und hoch reichende Quellwolke ist in ihren oberen Bereichen vollständig vereist. Die Wol-kenränder sehen in dieser Phase nicht mehr „scharfkan-tig“, sondern eher „faserig“ aus. Wird die Quellung in großer Höhe (spätestens an der Tropopause) durch eine Isothermie oder Inversion gestoppt, strömt die Luft dort auseinander und bildet mit den Eiskristallen den für eine Gewitterwolke typischen Amboss. Dieser Amboss besitzt aufgrund der Vereisung ein faseriges Erscheinungsbild, wogegen die unteren Bereiche einer Gewitterwolke wie kräftige und dunkle Cumuluswolken erscheinen.

Abb. 75: Im Reifestadium ist der Cb voll ausgeprägt: Starke Turbulenz, starke Niederschläge und elektrische Entladungen gehören zu den Gefahren.

10 | Meteorologische Flugvorbereitung Advanced PPL-Guide


10 Meteorologische Flugvorbereitung

Das Einholen von Wetterinformationen und eine eventuelle Beratung zur aktuellen Wettersituation und deren Entwicklung sind unverzichtbarer Bestandteil jeder Flugvorbereitung. Auch wenn das Wetter am Startflugplatz vermeintlich gut ist, kann es sich im Verlauf des Fluges rapide verschlechtern. Eine ausrei-chende meteorologische Flugvorbereitung ist aus diesem Grund im § 3a LuftVO auch vorgeschrieben.

Aber auch bei Platzrundenflügen muss ein Blick auf aktuelle Wettermeldungen geworfen werden, um über zu erwartende Wind- und Landerichtung informiert und vor möglichen Gefahren wie Schauern oder Böen gewarnt zu sein. Die Wetterinformationen sollten möglichst nahe vor der zu erwartenden Startzeit einge-holt werden. Für den Sichtflug sollten diese Informationen nicht älter als 2 Stunden sein. Zur Verfügung stehen verschiedene Wetterkarten und Wettermeldungen, welche sich insbesondere auf das zum Fliegen relevante, „signifikante“ Wetter beziehen.

Standard Edition 10 | Meteorologische Flugvorbereitung


10.1 Wetterkarten

Wetterkarten bilden begrenzte Aspekte des Wettergeschehens zu einem bestimmten Zeitpunkt graphisch ab. Zu viele Informationen dürfen dabei nicht gleichzeitig in einer Karte verarbeitet werden, um die Darstellung nicht zu unüber-sichtlich zu machen. Daher existieren verschiedene Karten, die teilweise noch für verschiedene Flughöhen herausge-geben werden. Ein Luftfahrzeugführer muss daher wissen, welche Karten es gibt, um die für seinen Flug geeigneten Karten anfordern und auswerten zu können.

10.1.1 Typen von Karten

Grundsätzlich werden zwei Kartentypen unterschieden

Synoptische Wetterkarten

Vorhersagekarten

Synoptische Wetterkarten bilden den tatsächlichen Wetterzustand zu einem bestimmten Zeitpunkt ab. Grundlage hierfür sind Messungen, die zwar an ver-schiedenen Orten aber zu identischen Zeitpunkten vor-genommen werden. Diese „gleichzeitige“ Beobachtung wird synoptisch genannt.

Aus den Beobachtungsdaten wie Bewölkung, Druck, Temperatur, Windrichtung und Niederschlagswerten werden z.B. Druckzentren, Frontenverlauf ermittelt und in die synoptischen Karten eingetragen. Hierbei wird das Wetter abgebildet, wie es zum Beobachtungszeitpunkt war. Dies ist hilfreich für die Einschätzung der Wetterla-ge und -entwicklung. Für die Flugvorbereitung werden darüber hinaus aber auch Wetterkarten benötigt, die den Wetterzustand für bestimmte Zeitpunkte innerhalb der nächsten Stunden abbilden.

Diese Aufgabe übernehmen die Vorhersagekarten. Sie werden mehrmals am Tag in regelmäßigen Abständen für bestimmte, zukünftige Zeitpunkte errechnet. Sie bilden auf Basis der gemessenen Beobachtungsdaten bestimmte Aspekte des zukünftigen Wetters ab, wie Wind, Temperaturen und besondere Wettererscheinun-gen in unterschiedlichen Flughöhen.

10.1.2 Bodenwetterkarten

Die Bodenwetterkarte wird auch in der Wettervorhersa-ge der Nachrichten verwendet. Zu sehen sind im We-sentlichen die Druckzentren wie Hoch- und Tiefdruckge-biete und der Frontenverlauf, sowie die Isobaren zu einem bestimmten Beobachtungszeitpunkt. Es handelt sich also um eine synoptische Karte. Wie in den Kapiteln

5.1 und 6.3 erläutert, kann somit ein Eindruck über die zu erwartende Windrichtung und -stärke sowie über die Bewölkung und Wetteraktivitäten gewonnen werden. Dicht gedrängte Isobaren lassen auf Gebiete mit hohen Windgeschwindigkeiten schließen.

Die Isobaren werden aus dem an der Erdoberfläche gemessenen Luftdruck rechnerisch ermittelt. Hierzu wird der gemessene Druck unter Berücksichtigung der tat-sächlichen atmosphärischen Verhältnisse (nicht ICAO-Standard) auf Meereshöhe (MSL) herunter gerechnet. Die Punkte gleichen Drucks in MSL werden dann zu Iso-baren verbunden. Isobaren auf Bodenwetterkarten bil-den folglich das jeweilige QFF ab und dürfen nicht für Höhenmessereinstellungen als QNH verwendet werden.

Die am Boden gemessenen Druckwerte müssen auf eine einheitliche Höhe (MSL) gerechnet werden, da sonst die unterschiedliche Höhe der Messpunkte das Bild verzer-ren würde. Hoch gelegene Messpunkte wie die Alpen würden regelmäßig als Tiefdruckgebiet erscheinen, ob-wohl der Luftdruck dort im Vergleich zur Umgebung hoch sein kann. Die aus den Karten resultierende Luft-strömung und Wetterentwicklung hätte bei einer sol-chen Betrachtung nichts mehr mit den tatsächlichen Verhältnissen zu tun.

Auf Basis der Beobachtungsdaten werden mit Hilfe von Wettermodellen Vorhersagekarten erstellt, welche ähn-lich wie Bodenwetterkarten aussehen, also auch Druck-zentren, Fronten und Isobaren zeigen. Diesen Bodenvor-hersagen ist eine Legende beigefügt, aus der der Gültig-keitszeitpunkt und der Zeitpunkt zu entnehmen sind.

„VT“ steht dabei für „valid time“, was die Uhrzeit in UTC meint, zu welcher diese Karte gültig ist. In Klammern steht hinter der VT der Zeitpunkt der Aufnahme der Beobachtungsdaten und die Zeitdauer, über welche das Wettermodell gerechnet wurde.

10 | Meteorologische Flugvorbereitung Advanced PPL-Guide


Abb. 84: Bodenwetterkarte und Bodenvorhersage mit Legende. Diese Vorhersagekarte ist gültig für Dienstag, den 21.02.2006 um 12:00 UTC. Das Modell hat auf Basis der Daten vom Montag 00:00 UTC 36 Stunden voraus berechnet. © pc_met, DWD

10.1.3 Höhenwetterkarten

Höhenwetterkarten zeigen Druckverhältnisse und Wind-angaben für definierte Höhen, welche entsprechend der in der Fliegerei üblichen Standarddruckflächen gewählt werden. Diese Standarddruckflächen sind z.B. 850 hPa (FL50), 700 hPa (FL100) oder 500 hPa (FL180), also dieje-nigen tatsächlichen Höhen, in denen genau ein solcher Druck herrscht. Für die Standarddruckflächen werden Druckvorhersagekarten und Windkarten herausgegeben. Druckvorhersagekarten werden in Abständen von 12 Stunden herausgegeben, Windkarten alle 6 Stunden.

Flugfläche Druck T in °C

nach ISA

MSL 1013 hPa +15° C

FL50 850 hPa +5 °C

FL100 700 hPa -5 °C

FL180 500 hPa -21 °C

FL300 300 hPa -45 °C

FL360 250 hPa -56,5 °C

Druckvorhersagekarten

Ähnlich wie Bodenwetterkarten zeigen Druckvorhersa-gekarten die großräumige Druckverteilung, nur diesmal nicht für MSL sondern für bestimmte Höhen. Ein wichti-ger Unterschied zur Darstellung in Bodenwetterkarten liegt darin, dass nicht unterschiedliche Luftdrücke für eine konstante Höhe (MSL) abgebildet werden, sondern die tatsächliche Höhe einer Druckfläche mit konstantem Druck.

Die Punkte, an denen die Druckfläche dieselbe Höhe besitzt, werden zu Linien gleicher Höhe verbunden. Die-se Höhenlinien werden Isohypsen genannt und stellen das Höhenprofil einer Druckfläche in der „Draufsicht“ von oben dar. Die Höhenangaben erfolgen in Höhenwet-terkarten in der meteorologischen Einheit Geophysikali-sche Dekameter (gpdm), was praktisch 10m-Einheiten bedeutet (Dekameter). Die Angabe 144 meint folglich 1.440 m über MSL. Die Standardhöhe der abgebildeten Druckfläche wird als fette Linie eingezeichnet, die übri-gen Isohypsen mit dünnen Linien. Neben den Isohypsen

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