Aktuelle Daten
Inversionswetterlage
Eine Inversionswetterlage ist eine Wetterlage, die durch eine Umkehr des vertikalen Temperaturgradienten geprägt ist: Die oberen Luftschichten sind hierbei wärmer als die unteren.
In der Folge steigt die Lufttemperatur mit der Höhe an, was die Schichtungsstabilität der Troposphäre und insbesondere alle konvektiven Prozesse beeinflusst. Der Bereich, in dem diese Inversion auftritt, wird als Inversionsschicht bezeichnet.
Durch die Inversion wird die untere Luftschicht von der oberen abgeschirmt, man spricht von einer stabilen Schichtung. Dies liegt an der höheren Dichte der kälteren Luftschicht, wodurch die turbulente Vermischung mit der darüber liegenden wärmeren Luftschicht weitgehend unterdrückt wird. Die durch Inversionen hervorgerufenen bzw. von ihnen abgeschirmten Kaltluftblasen sind weltweit für Kälterekorde verantwortlich. Infolge der Abschirmung kann es vor allem bei Inversionen über Ballungszentren zu einer Ansammlung von Luftschadstoffen und anderen Beimengungen in der kühleren, unteren Schicht kommen. Eine besonders starke und gerade über Ballungszentren auftretende Erscheinungsform einer solchen Luftverschmutzung ist der Smog. Oberhalb der Inversionsschicht ist die Fernsicht dagegen deutlich erhöht, wobei sich meist der Blick auf eine großflächige Dunstbildung in Bodennähe offenbart.
Inversionswetterlagen sorgen auch für geänderte Ausbreitungsbedingungen für Funkwellen, da diese am Dichteübergang reflektiert werden. Funkamateure nutzen diesen Effekt, um die Reichweite ihrer Signale zu erhöhen. Beim UKW-Rundfunk kommt es zu Überreichweiten. Ebenso begünstigt eine Inversionswetterlage die Ausbreitung von Schall in Bodennähe, weil dieser zum Boden hin gebrochen wird und sich dadurch über große Distanzen ausbreiten kann. Die Schallgeschwindigkeit ist in warmer Luft größer als in kalter. Dadurch kommt es zur Totalreflexion.
Unterschiedliche Arten:
Tropopause
Eine sehr stabile Inversion wird durch die Tropopause gebildet und erklärt sich durch die in einer Höhe von 10 bis 15 Kilometern langsam zunehmende Ozonkonzentration. Das Ozon absorbiert den sehr kurzwelligen UV-B-Teil der Sonneneinstrahlung und führt damit zu einer Temperaturerhöhung entgegen dem allgemeinen Trend der Temperaturabnahme.
Strahlungsinversion
Eine Strahlungsinversion betrifft in der Regel nur die unmittelbare Nähe zum Erdboden und wird daher auch als Bodeninversion bezeichnet. Sie wird durch die Abstrahlung und damit Abkühlung der Erdoberfläche hervorgerufen und tritt vor allem bei herbstlichen und winterlichen Hochdruckwetterlagen auf, da dann die Temperatur besonders niedrig ist und die fehlende Wolkendecke die nächtliche Auskühlung begünstigt.
Um die Zeit des täglichen Maximums der Lufttemperatur, also zwischen Mittag und drei Uhr, zeigt sich eine stark erwärmte Erdoberfläche, die die darüber befindliche Luft ebenso aufheizt. Aufgrund des dann in Bodennähe überadiabatischen Temperaturgradienten und der folglich labilen Atmosphärenschichtung kommt es zu einer Durchmischung der bodennahen Luftschichten über konvektive Prozesse. Mit zunehmender Tageszeit geht die Sonneneinstrahlung und damit die Erwärmung der Erdoberfläche jedoch zurück. Da die Strahlungsbilanz schließlich negativ wird, beginnt die Erdoberfläche und mit ihr die Luftschichten in Bodennähe auszukühlen. Dadurch entsteht schließlich in den Abendstunden eine zunächst schwache Inversion, wodurch der vertikale Luftaustausch praktisch unterbunden wird. Die im Tagesgang erzeugten wärmeren Luftschichten in größeren Höhen können den Erdboden dadurch nicht an der Auskühlung hindern, die immer weiter voranschreitet. Auch der meist schwächer werdende Wind trägt hierzu bei und verstärkt die Abkühlungstendenz. Bis in die frühen Morgenstunden kann sich dann eine Inversion mit mehreren hundert Metern Mächtigkeit herausgebildet haben. Sie wird daraufhin mit zunehmender Sonneneinstrahlung am Morgen wieder abgebaut und ist spätestens in den Mittagsstunden wieder vollständig verschwunden. Die beim Abbau der Inversion zwangsläufig auftretende Fumigation-Lage mit einer labilen Schichtung am Boden und einer Inversion darüber hält umso länger an, je mächtiger die Inversionsschicht ist. Dieser auch als abgehobene Bodeninversionen bezeichnete Zustand besteht jedoch meist nur über kurze Zeiträume, so dass keine bedeutende Anreicherung von Schadstoffen erfolgt.
Je schwächer der Wind und je besser die Ausstrahlung, desto stärker wird die hieraus resultierende Strahlungsinversion sein. Besonders bei geringer Bewölkung bildet sich praktisch in jeder Nacht eine solche Inversion heraus. Liegen die Temperaturen dabei unter dem Gefrierpunkt des Wassers, so kommt es zu Frost. Nur ein starker Wind kann diesen verhindern oder zumindest abschwächen und ist damit vor allem für Bauern ein wichtiges Merkmal in unbewölkten Herbst- und insbesondere Frühlingsnächten.
Entsteht zusätzlich ein Strahlungsnebel, so kann es aufgrund der erhöhten Albedo auch zu einer länger anhaltenden Strahlungsinversion kommen, die sich dann meist über mehrere Tage hinzieht. Dies erklärt auch einen etwas selteneren Fall der Strahlungsinversion an der Oberseite von Dunstschichten. Da die Albedo hier sehr hoch ist und die Wassertröpfchen stark ausstrahlen, kann die Lufttemperatur so weit sinken, dass sich ebenfalls eine Inversion ergibt. Diese strahlungsbedingten Höheninversionen sind dabei eng an die Stabilität der Dunst bzw. Nebelschicht geknüpft und verschwinden folglich mit dieser. Im Regelfall sinken derartige Inversionen jedoch zunächst auf Bodenhöhe ab, da die Erdoberfläche nicht mehr durch die Sonneneinstrahlung erwärmt wird und dementsprechend auskühlt.
Absinkinversion
Werden Luftschichten mit großer Mächtigkeit geschlossen in ihrer Höhe versetzt, so zeigt sich der Effekt der unterschiedlichen Weglängen für die einzelnen Luftpakete und damit deren unterschiedliche Abkühlung entsprechend dem jeweiligen Temperaturgradienten. Es kommt zu einer Absink-, Schrumpfungs- oder Subsidenzinversion, die man aufgrund ihrer im Vergleich zu anderen Inversionsschichten großen Höhe auch als Höheninversion bezeichnet.
Bei einer Absenkung steigt der Luftdruck und da die Luft kompressibel ist, nimmt die Schichtdicke folglich ab, was gleichbedeutend zur Erhöhung der Luftdichte ist. Jedes Luftpaket innerhalb dieser Luftschicht wird dabei eigenständig gesenkt und erfährt daher auch eine spezifische Temperaturzunahme. Je größer dabei die Höhendifferenz ist, die das Luftpaket zurücklegt, desto größer ist auch diese Zunahme. Da nun aber ein Luftpaket an der Oberkante der betrachteten Luftschicht einen größeren Weg zurücklegt, als ein Luftpaket an der Unterseite der Schicht, nimmt dessen Temperatur auch stärker zu. Dies verändert den Temperaturgradienten innerhalb der dann tieferen Schicht im Vergleich zur ehemals höheren Schicht.
Zu einer solchen Temperaturumkehr kommt es nur bei ausgeprägten Hochdruckwetterlagen vor allem im Spätherbst und Winter. Doch auch wenn die Absenkung nicht zur Erzeugung einer Inversion ausreichen sollte, so schwächt sie zumindest den Temperaturgradienten ab und trägt damit zu einer weiteren Stabilisierung der Atmosphäre bei. Dabei kommt es häufig auch zu mehreren, übereinander liegenden Absinkinversionen, die eine recht komplexe Schichtungsstruktur der Atmosphäre bedingen. Ein wichtiger und vergleichsweise stabiler Sonderfall der Absinkinversion ist die Passatinversion. Im gegenteiligen Fall einer Hebung der Luftschicht kann eine Inversion egal welchen Ursprungs hingegen abgebaut werden, zumindest aber erhöht sich der Gradient und die Inversion wird abgeschwächt.
Sichtbar werden Absinkinversionen durch ihre Wirkung als Wolkensperre, denn die vertikale Ausbreitung einer Wolke hört an ihrer Unterseite abrupt auf. Dort ist auch die Luftfeuchtigkeit am größten, während sie bedingt durch die adiabatische Erwärmung an der Oberseite der Inversionsschicht ein Minimum besitzt. Besonders auffällig ist auch, dass man bei einer ausreichend geringen Höhe der Inversionsschicht beobachten kann, dass es in den Bergen oft sehr viel wärmer ist als in den Tälern. So kann eine Höhenzunahme von einem Kilometer nicht selten eine Temperaturerhöhung von 15 °C zur Folge haben.
Aufgleitinversion
Eine Aufgleit- oder Turbulenzinversion wird durch Advektion, also die Heranführung von Luftmassen in der Horizontalen hervorgerufen.
Ein starker Wind bedingt hierbei eine Durchmischung der zunächst unteradiabatisch geschichteten Atmosphäre. Diese Labilität mit starker Vertikalbewegung der Luft führt zu einer zunehmenden Annäherung des Temperaturgradienten an eine adiabatische Schichtung innerhalb der Durchmischungszone. Der Temperaturgradient oberhalb dieser Zone hat sich jedoch nicht verändert und ist weiterhin unteradiabatisch, was relativ zur Durchmischungszone eine Inversion bedingt. Das Phänomen tritt meist dann auf, wenn bei Annäherung einer Warmfront zunächst nur die oberen Luftschichten einen Warmlufteintrag verzeichnen während dieser in Bodennähe noch nicht angekommen ist. Dies ist vor allem bei Hochdruckgebieten über dem Meer der Fall.
Im Unterschied zu einer Absinkinversion ist die Luftfeuchtigkeit hier an der Oberseite der Inversionsschicht am höchsten, da die herangeführten Luftmassen meist mehr Feuchtigkeit beinhalten als die vorher dort lagernde Kaltluft und die Konvektionserscheinungen einen ständigen Feuchtetransport nach oben bedingten. Unterhalb der Inversion kommt es daher auch häufig zur Bildung von Stratus oder Stratocumuluswolken bei starker und Cumuluswolken bei schwacher Turbulenz. Auch bei Föhn kommt es oft zu Aufgleitinversionen, verbunden mit den hierfür typischen Föhnwolken.
Autor: Manfred Kiehl
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Die Zyklogenese
Bevor wir etwas über die Zyklogenese lernen sollten wir erstmal wissen , wie die Zyklogenese definiert wird.
Nun das Wort stammt wie so oft aus dem lateinischen und setzt sich zusammen aus den Begriffen Zyklone (= Tiefdruckgebiet) , genein (=bilden) , lysis (=auflösen)
Damit ist also der gesamte Prozess von der Bildung bis zur Auflösung der "Zyklone" gemeint.
Merke!
Dabei geht es hier ausschließlich um dynamische Tiefdruckgebiete , die als klassische Zyklone im außertropischen Breiten gelten.
Es gibt noch viele andere Arten von Tiefdruckgebieten.
Ein solches Tiefdruckgebiet entsteht immer in Verbindung mit einem Starkwindband ( Jetstream ) an einer Frontalzone , die für ausreichend Hebung sorgt.
Dabei ist eine Höhendivergenz unverzichtbar für eine Vertiefung!
Divergenz bedeutet ein auseinanderströmen der Luftmassen. In der Höhe ändert sich die Dichte der Luft kaum noch. Strömt also in der Höhe Luft auseinander muss Luft von unten nachströmen.
Das bewirkt Vertikalbewegungen. Von den Seiten müssen dann Luftmassen nachströmen , was am Boden eine Konvergenz ( Zusammenströmen ) verursacht. Der Luftdruck sink dabei ab.
Ein "Tiefdruckgebiet" ist entstanden.
Nach dem heutigen Stand werden vorallem 2 Betrachtungsweise gebraucht , von denen ich eine im folgenen Erläutern möchte.
Doch zunächst wichtige Begriffe , ohne die die Theorie nicht verstanden werden kann.
Höhentrog = Zunge niedrigen Luftdrucks oder niedriger Temperatur ( Thermischer Trog ) in einer bestimmten Höhe. ( Abnahme des Geopotentials )
Höhenrücken = Zunge hohen Luftdrucks in einer bestimmten Höhe ( Zunahme des Geopotentials)
Geostrophie = Gleichgewicht aus Coriolis- und Druckgradientkraft
Vorticity = Wirbelfähigkeit einer Luftmasse
- Scherungsvorticity = Vorticity durch Windscherung an einem Starkwindband ( horizontale Scherung bringt Luftmassen dazu zu verwirbeln )
-Krümmungsvorticity = heranführen von Vorticity durch Krümmung der Isohypsen ( Tröge/Rücken )
Vortmax/Vortmin = Zone mit höchster positiver/negativer Vorticity-advektion
Quasigeostrophische Vorticityperspektive
Diese Betrachtungsweise geht von einem Gleichgewicht zwischen Höhenrücken und Höhentrog aus, die sich gegenüberstehen und somit einen quasi geostrophischen Jetstream verursachen.
Man geht davon aus , dass ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient und Corioliskraft besteht.
Hier findet die Entwicklung von Vorticityfeldern , die Hebung verursachen durch ein Zusammenwirken von Scherungs- und Krümmungsvorticity statt.
Im antizyklonalen Teil des Höhenrückens und Höhentrogs herrscht dabei negative Vorticity-Avdektion und somit eine Abnahme der Wirbelfähigkeit der Luftmasse.
Im zyklonalen Bereich auf der Höhentrogvorderseite sowie rückseitig des Höhenrückens findet positive Vorticity-advektion statt.
Auf der kalten Seite der Baroklinen Zone herrscht ein Vortmax , auf der warmen Seite im Bereich des Höhenrückens entsprechend ein Vortmin.
Auf der Trogvorderseite Stromaufwärts haben wir entlang der stärksten Krümmung immer positive Krümmungsvorticity. Auf der Rückseite gilt das Gegenteil.
Auf der Trogvorderseite können also Luftmassen aufsteigen. Hier findet positive Schichtdickenadvektion statt und es bildet sich die Warmfront aus.
Auf der Rückseite sinken die Luftmassen wieder ab. Entsprechend findet hier Schichtdichtenadvektion und somit negative Schichtdickenadvektion statt.
Hier kann also die Zyklogenese stattfinden.
Beispiellage vom 23.11.09
Hier eine Beispiellage zur QG-Theorie
Ich habe dieses Beispiel gewählt , weil hier fast ausschließlich durch QG-Antrieb zur Zyklogenese kam.
Hierbei möchte ich ausschließlich auf die Zyklogenese an sich eingehen und weniger auf die Begleiterscheinungen.
500hpa Geopotential , Bodendruck & relative Topografie
Mit dieser Karte kann man sich zunächst einen Überblick über die Lage verschaffen.
Hier fallen zunächst mehrere Druckkörper und eine relativ dichte barokline Zone über dem Nordatlantik auf.
Wichtig für die Lage sind zum einen das Azorenhoch und zum anderen ein Zentraltief mit Kern südlich von Norwegen.
Die Entwicklung des Zentraltiefs ist bereits abgeschlossen. Da der Höhentrog das Bodentief bereits überrannt hat wird hier keine Vertiefung mehr stattfinden und es wird sich zwangsläufig auffüllen.
Deutschland gerät derweil in eine zonale Lage mit Westströmung.
Die Strömung ist leicht verwellt mit Höhenrücken und Trögen.
Ein Höhenkeil geht vom Azorenhoch aus Richtung Norden und schaufelt auf seiner antizyklonalen Ostseite kalte Luft nach Süden. Hier herrscht negative Vorticityadvektion.
Das löst gleichzeitig einen flachen Kurzwellentrog über Großbritanien aus. Diese bildet den Antrieb für die Zyklogenese.
vom Höhenrücken zum Höhentrog hin wird der Jet konfluent. D.h durch die stärker werdenen Gradienten muss die Luft beschleunigen.
Hier findet nun ein Zusammenspiel aus Scherungsvorticity und schwacher Krümmungsvorticity statt.
Genauergesagt haben wir hier eine differentielle Voricity-Advektion , die mit der Höhe zunimmt.
850hpa pseudopotentielle Temperatur ( Theta-E ) , Bodendruck
Mit dieser Karte kann man die Fronten der Tiefs bestimmen.
Hier sehen wir das bereits okkludierte Zentraltief südlich von Norwegen und weitere Frontensysteme auf dem Atlantik.
In die Warmfront des einen Tiefs ist ein kaltaktiver Anteil eingelagert. Über zentral Großbritanien sehen wir eine zyklonale Krümmung der Isobaren. Hier befindet sich das Zentrum der Warmfrontwelle.
Südlich von Großbritanien sehen wir das Sturmfeld mit der größten Dichte der Isobaren.
6 Stunden später sehen wir den noch immer flachen Kurzwellentrog , dessen räumliche Ausdehnung sich jedoch vergrößert hat. 
Typisch für Schnellläufer , die einen Großteil ihrer Energie durch Scherungsvorticity beziehen.
Das Bodentief liegt zudem fast genau auf dem Jetstreak , wodurch es sich wenig vertiefen kann.
Dennoch ist bereits ein schwacher Wellenberg + Wellental in der Topografie zu erkennen.
Ein Zeichen dafür , dass vorderseitig die Schichtdicke zunimmt & rückseitig abnimmt.
Gleichzeitig heißt das , dass vorderseitig Warmluftadvektion und rückseitig Kaltluftadvektion stattfindet , das Kriterium , was ein Tief ausmacht.
Dennoch hat das Tief keine hochreichende Zirkulation erreicht , sodass man es nur als Randwelle bezeichnen kann.
Trotzdem ist das Sturmfeld stark genug ausgeprägt um für Sturm in Deutschland zu sorgen.
In der letzten Karte nochmal die Entwicklung der Fronten. 
Ein besonderer Dank für diesen interessanten Artikel gilt Marcel B
Der Arcus - Böenfronten, Shelfclouds, Rollclouds
Eine Arcuswolke ist eine keilförmige zum Boden geneigte Ausbuchtung an der Basis eines
Gewitters oder einer Gewitterlinie (Squalline o.ä) welche sich vom Niederschlagsbereich weg
bewegt. Im Grunde entsteht ein Arcus immer nach dem gleichen Prinzip, kalte Luft aus dem
Niederschlagsbereich trifft wie ein Keil auf die aufsteigende Warmluft des Aufwindes, welche über
dem Keil in das Gewitter einfließt. Hierbei entsteht aufgrund dieser gegenläufigen Luftströmung ein
e horizontal rotierende Luftsäule. Aufgrund der kalten Niederschlagsluft wird das
Kondensationsniveau herabgesetzt und die Arcuswolke entsteht.
Diese sogenannten Böenfronten können in unterschiedlichen Varianten auftreten welche wir später
tiefer behandeln werden.
Solche „Böenfronten“ sind meistens von einer plötzlichen starken Windzunahme und teilweise
heftigen Sturmböen begleitet. In den meisten Fällen nimmt die Böenfront die Form eines
horizontalen Bogens an. Hinter dem Arcus folgt ein Bereich mit turbulenter Wolkenstruktur, hier
findet man meistens die sog. „Wales Mouth“, diese Wolkenart entsteht durch die trockenen
Abwinde auf der Rückseite des Arcus.
Die klassiche Böenfront
In Deutschland können klassiche Böenfronten relativ häufig beobachtet werden, diese Böenfronten
sind durchaus in der Lage Mikro sowie auch Makroböen zu produzieren. Anhand ihres optischen
Erscheinungsbild kann man die stärke der Böen in etwa einschätzen. Ist die unter kante der
Böenfront Glatt kann man davon ausgehen das diese weniger starke Böen mit sich führt, hat sie
jedoch eine sehr turbulente Unterseite mit kräftigen „Zähnen“ sind starke Böen wahrscheinlich.
In manchen Fällen kann es über einer Böenfront zu Rotationsbewegung mit vertikaler Achse
kommen. Je nach Stärke können durch diese vertikale Rotation Wallcouds und / oder kurzlebige
Tornados entstehen.
Am 02.05.2010 entwickelte sich an einer sich neu entwickelnden Multizelle diese wunderbare
Böenfront. Das Foto zeigt das südliche Ende dieser Böenfront an der sich eine kurzlebige Wallcloud
bildete (Bildmitte).
Dieses Bild zeigt die Ostseite einer Böenfront welche am 12.07.2009 im Westen des Rhein-Erft-
Kreis in NRW entstand. Etwa 15 Minuten vor dieser Aufnahme entwickelte diese Böenfront einen
sogenannten Gustnardo (Böenfrontwirbel). Mit ihrem Durchzug brachte sie starke Böen welche für
einige Vegetationsschäden sorgten.
Die Shelfcloud
Shelfclouds entstehen auf exakt der selben weise wie die klassische Böenfront, ein besonderes
Merkmal dieser Unterart ist die Stockwerk artige Aufteilung. Fälschlicher Weise wird die
Shelfcloud häufig mit der sog. Wallcloud in Verbindung gebracht (verwechselt).
Diese Shelfcloud entstand am 25.05.2009 an der Südseite einer sehr starken Gewitterzelle im Kreis
Nideggen in der Eifel. Im oberen Bildteil erkennt man sehr gut die einzelnen Stockwerke dieser
Shelfcloud welche in diesem Bild in 3 Stöcke unterteilt ist. Dieser Shelfcloud folgte heftiger
Niederschlag mit 3-3,5 cm großen Hagel.
Shelfclouds bilden sich sehr gerne an mächtigen Gewitterlinien und Superzellen aus, öfters kommt
es vor das sich unter der Shelfcloud noch eine Böenfront oder Rollcloud bildet. Shelfclouds können
eine beträchtliche Größe erreichen, es gibt Beobachtungen bei denen bis zu 7 Stockwerke
beobachtet wurden. Besonders in den Great-Plains der USA sieht man häufig diese riesen Shelfs an
den gewaltigen Superzellen oder Squalllines.
Die Rollcloud
Dieser horizontal rotierende walzenförmige Arcus „rollt“ vor dem Niederschlagsbereich her und hat
dabei keine Verbindung zur Mutterwolke. Die rollende Bewegung ist meistens mit bloßem Auge zu
erkennen. Manche Rollclouds rollen aus ihrem Gewitter indem sie enstanden hereaus, diese
sogenannten abgetrennten Rollclouds können weitab vom eigentlich Gewitter zu beobachten sein.
Es folgen zwei Aufnahme einer Rollcloud vom 22.08.2010 über Erftstadt die über meinem Haus
hinweg rollte.
Auf diesen beiden Bildern ist sehr schön zu erkennen wie weit die Rollcloud vom eigentlichen
Gewitter raus ragt, in der oberen Bildhälfte erkennt man noch den westlichen Teil des Eisschirms
während der Hauptniederschlagskern über Köln lag.
Autor: Marcus Rohloff
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Wolkenkunde
Die Stockwerke
Nun möchten wir ihnen die Stockwerksverteilung einmal anhand dieser Grafik veranschaulichen
Cirrus (Ci) Hohe Wolken
Eiswolken, die wir als Federwolken kennen. Sie haben faseriges und haarähnliches oder schleierartiges
und bauschiges Aussehen mit einem weißen, oft seidenartigen Glanz.
Cirrostratus (Cs) Hohe Wolken
Eiswolken, die einen durchscheinenden, weißlich milchigen Wolkenschleier mit ungegliedertem oder glatten Aussehen bilden.
Sie verhüllen den Himmel teilweise oder ganz und können, weil sie sehr dünn sind , Halo-Erscheinungen (Höfe um Sonne oder Mond) verursachen.
Cirrocumulus (Cc) Hohe Wolken
Eiswolken, die sich als feine Schäfchenwolken aus kleinen weißen Flekcne zusammensetzen und, einem Spitzenmuster ähnlich, mehr oder weniger regelmäßig in streifen oder Gruppen geordnet erscheinen. Die einzelnen Wolkenteile haben zumeist eine Ausdehung von weniger als 1 Grad (das ist annähernd die Stärke des kleinen Fingers bei ausgestrecktem Arm).
Altocumulus (Ac) Mittlere Wolken
Mischwolken aus Wasser und Eis, die weiß und Grau erscheinen. Gewöhnlich schattiert bestehen diese wesentlich plumperen Schäfchenwolken aus kugeligen oder walzenförmigen Wolkenkörpern, die in Reihen oder weniger geordnet sind. Die einzelnen Wolken haben mit 1-5 Grad wesentlich größere Ausdehnung als die von Cirrocumulus (5 Grad entsprechen der Stärke von drei Fingern).
Altostratus (As) Mittelhohe Wolken
Mischwolken aus Eis und Wasser, die als eisförmig graue Wolkenschicht mit schwach streifigen oder gleichmäßigem Aussehen den Himmel ganz oder teilweise bedecken. Sie sind so mächtig, dass sie die Sonne meist ganz verhüllen.
Nimbostratus (Ns) Mittelhohe Wolken
Mischwolken aus Wasser und Eis, die als eintönig graue bis dunkelgraue Wolkenschicht eine geschlossene Wolkendecke bilden und die Sonne völlig verdecken.
Stratocumulus (Sc) Niedere Wolken
Aus Wasser bestehende Haufenschichtwolken, die grau bis weißlich erscheinen und deren Wolkenbänke immer dunkle Stellen aufweisen. Ihre rundlichen und ballenförmigen Massen, die auch walzenförmig mehr oder weniger verschmolzen sein können, haben als Einzelteile eine Ausdehnung von mehr als 5 Grad.
Stratus (St) Niedere Wolken
Wasserwolken, im Bild Schneewolken, die als einförmig graue Wolkenlage mit nahezu gleicher Untergrenze den gesamten Himmel bedecken. Wenn die Sonne durch diese häufig flachen Wolken scheint, so ist ihr Umriss klar durchzeichnet.
Cumulus (Cu) Niedere Wolken
Aus Wasser bestehende Haufenwolken, die als Einzelkörper manchmal zerissen, meistens jedoch dicht erscheinen und mit scharfen, kuppelähnlichen Formen einen quellenden Eindruck vermitteln. Tatsächlich können sie sich in große Höhen ausdehnen. Sie sind dabei einem gewaltigen Blumenkohl vergleichbar. Die Sonnenbeschienenen Köpfe der Wolke sind gleißend weiß, ihr waagerechter Fuß schattig und Dunkel.
Cumulunimbus (Cb)
Schwere und dichte Wasserwolke von beträchtlicher senkrechter Ausdehnung, die nach Vereisung ihres Kopfbereiches als Gewitterwolke bezeichnet wird. Der eisige obere Teil dieser Riesen-Haufenwolke ist gewöhnlich abgeflacht und sieht, einem Federbusch ähnlich, fasrig oder streifig aus. Insgesamt breitet sich ein Cumulunimbus in seinem obersten Bereich in der Form eines Ambosses aus.
Die Gewitterfallböe
Allgemeines:
Erreicht eine Abwärtsströmung aufgrund starker und divergierender Winde eine gewisse Geschwindigkeit, spricht man von einer Fallböe.
Fallböen sind gradlinige Winde welche am Boden divergent auseinander strömen und hierbei teilweise erheblichen Schaden anrichten können.
Diese sogenannten Fallböen, unterteilt man je nach Kriterien in Mikroböen und Makroböen.
Je nach Atmosphärischer Gegebenheit treten Fallböen in zwei verschiedenen Erscheinungsbildern auf, Es gibt die trockene sowie die feuchte Fallböe, hierzu später mehr.
Mikroböen und Makroböen
Die Mikroböe:
Beträgt der Durchmesser einer solchen Fallböe weniger oder bis zu 4 km sowie ihre durchschnittliche Lebensdauer etwa 5 Minuten spricht man von einer Mikroböe.
Die Makroböe:
Unter einer Makroböe versteht man eine Fallböe welche einen Durchmesser von über 4 km sowie eine durchschnittliche Lebensdauer von etwa fünf bis zwanzig Minuten aufweisen.
Das Erscheinungsbild
Gewitterfallböen treten je nach Atmosphärischer Gegebenheit in unterschiedlichen Erscheinungsbildern auf. Im folgenden Text möchte ich auf diese etwas näher eingehen.
Feuchte Fallböen:
Feuchte Fallböen entstehen durch das Gewicht der kräftigen Niederschläge sowie einer hohen Luftfeuchtigkeit in der unteren Luftschicht.
Begünstigt wird dieses Phänomen indem sich trockene Luftströmungen im mittleren Stockwerk über feuchte Luft im unteren Bereich des Gewitters legt.
Trockene Fallböen:
Trockene Fallböen entstehen durch die während des Verdunstungsvorgangs von Niederschlägen erfolgte Abkühlung, indem diese eine mächtige Schicht trockener Luft in der unteren Luftschicht durchquert.
Voraussetzung hierfür ist eine instabile, trockene Luftmasse in der unteren Luftschicht, über der sich eine im mittleren Stockwerk lagernde feuchte Schicht befindet.
Aufwärtsströme die sich dort entwickeln sind meist nicht sehr kräftig.
Diese Fallböen entstehen im Zusammenhang mit erhöhten Wolkenunterseiten, welche zumeist im unteren Bereich des mittleren Stockwerkes liegen.
Autor: Marcus Rohloff
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