Unser
Wetterlexikon
In diesem kleinen Lexikon
erläutern wir Ihnen meteorologische Begriffe, die auf unseren Internet-Seiten
verwendet werden. Sollten Sie etwas vermissen oder nicht verstehen, schreiben
Sie uns.
Atmosphäre
Barometer
Böen
Ceilometer
Druck
Eistag
Feuchte
Fluss
Frosttag
Globalstrahlung
Heißer Tag
Impulsfluss
Kalter Tag
Luftdruck
Niederschlag
Niederschlagsdauer
Niederschlagsintensität
Niederschlagsmenge
Niederschlagsmessung
Potentielle Temperatur
Pyranometer
Pyrgeometer
Pyrheliometer
Sommertag
Sonnenschein
Sonnenscheinautograph nach Campbell-Stokes
Sonnenscheindauer
Sonnenstrahlung
Strahlung
Strahlungsbilanz
Temperatur
Temperaturskalen
Thermometer
Tropennacht
Tropentag
Virtuelle Temperatur
Wärmefluss
Wind
Windgeschwindigkeit
Windrichtung
Windstärke
Wolken
Atmosphäre
Die Atmosphäre ist die Lufthülle der Erde. Der Luftdruck
nimmt nach oben hin stetig ab, die Luft wird immer "dünner". In etwa
5500 m Höhe ist der Luftdruck nur noch halb so groß wie auf Meereshöhe und er
halbiert sich jeweils mit 5500 weiteren Höhenmetern. Es ist also nicht möglich,
eine Höhe der Atmosphäre anzugeben, weil der Luftdruck und damit die Dichte
rein rechnerisch auch für sehr große Höhen nie Null wird.
Allerdings beträgt der Luftdruck in 160 km Höhe nur noch 0,0000001 hPa. Das ist fast luftleer und damit bereits
"Weltraum". Wäre Luft wie Wasser inkompressibel
und hätte damit eine höhenkostante Dichte, so wäre
die Atmosphäre (bei 0 °C) 8000 m dick (Höhe der homogenen Atmosphäre).
Die Hauptbestandteile der trockenen
Luft sind Stickstoff (N2, 78,08 %vol) und Sauerstoff (O2,
20,95 %vol). Unter den weiteren Bestandteilen erreicht nur noch das Edelgas
Argon einen Anteil in ähnlicher Größenordnung (Ar, 0,95 %vol). Zu der großen
Zahl der Spurengase zählen Kohlenstoffdioxid (CO2), Neon (Ne),
Helium (He), Methan (CH4), Krypton (Kr), Xenon (Xe), Wasserstoff (H2),
Distickstoffoxid (N2O), Ozon (O3),
Radon (Rn) und andere. Diese Zusammensetzung der Luft ändert sich in den ersten
100 km Höhe kaum.
In dieser trockenen Luft
ist in veränderlichen Anteilen immer auch Wasserdampf (H2O)
enthalten (1 bis 4 %vol). Dieser ist für die meteorologischen Vorgänge in der
Luft äußerst wichtig (siehe auch Feuchte).
Messgeräte, mit denen der Druck in einem
Gas oder einer Flüssigkeit bestimmt werden kann, nennt man Barometer.
An der Wetterstation verwenden
wir für die Messung des Luftdrucks eine Druckdose. Diese luftleere Dose besitzt
eine Membran, die je nach auflastendem Atmospärendruck
mehr oder weniger nachgibt. Die Verformung der Membran ist somit ein Maß für
den Luftdruck.
Von einer Bö spricht man, wenn die Windgeschwindigkeit kurzzeitig mehr
als 5 m/s (18 km/h) über der mittleren Windgeschwindigkeit liegt.
"Kurzzeitig" heißt hier, dass der Mittelwert über drei Sekunden
berechnet wird, während die mittlere Windgeschwindkeit
aus Intervallen von mehreren Minuten bestimmt wird.
An der Wetterstation messen wir den Wind zwanzigmal pro Sekunde. Für die
mittlere Windgeschwindigkeit werden diese Werte nach jeweils fünf Minuten
gemittelt. Die kurzzeitigen Windmaxima basieren dagegen auf 3-Sekunden-Intervallen,
wie es die Definition einer Bö vorschreibt. Das Kriterium, dass das Windmaximum
mehr als 5 m/s über dem mittleren Wind liegen muss, hat für uns keine
Bedeutung.
Siehe auch Wind.
Ein Ceilometer ist ein Gerät zum
Messen der Wolkenhöhe. Unser neues Ceilometer vom Typ
Vaisala CT25K, das seit Ende 2003 in Betrieb ist, sendet dazu einen
(unsichtbaren) Infrarot-Laserstrahl senkrecht nach oben. Trifft dieses Laserlicht
auf flüssiges Wasser (Wolkentröpfchen), so wird ein Teil davon nach unten
reflektiert. Aus der Laufzeit des Lichts von unten hinauf zur reflektierenden
Schicht und wieder zurück zum Gerät wird die Höhe der Wolkenschicht berechnet.
Unser Ceilometer durchleuchtet die Atmosphäre auf
diese Weise in 30-Meter-Höhenstufen bis hinauf auf etwa 7500 m Höhe. Aus dem
Rückstreuprofil ermittelt ein Algorithmus bis zu vier übereinander liegende
Wolkenuntergrenzen inklusive jeweiligem Bedeckungsgrad.
Siehe auch Wolken.
Gase und Flüssigkeiten üben auf den Gefäßboden und die Wände eine Kraft
aus. Diese Kraft, gemessen pro Flächeneinheit, nennt man Druck. Die Kräfte
selbst können unterschiedliche Ursachen haben.
Da ist zum einem die Schwerkraft. So befinden sich z. B. in einem
Schwimmbad mit 2 m Wassertiefe über jedem Quadratmeter Boden zwei Kubikmeter,
also 2000 kg Wasser. Das hört sich zunächst schon viel an, aber über dem Wasser
liegt ja noch die Luft der Atmosphäre. Und diese Luftmasse über einem
Quadratmeter Boden wiegt 10000 kg = 10 t! Da auf der Erde eine Masse von 1 kg
mit einer Kraft von 9,81 N (Newton) nach unten gezogen wird, bewirkt die
Luftmasse von 10000 kg eine Kraft von etwa 100000 N auf jeden Quadratmeter, der
Druck beträgt also 100000 N/m². Man führt hier das Pascal (Pa) als eine
spezielle Einheit für den Druck ein mit 1 Pa = 1 N/m². In der Meteorologie
verwendet man meist das Hektopascal (hPa, 1 hPa sind 100 Pa), da dies mit dem früher verwendeten
Millibar (mbar) übereinstimmt.
Auch ohne Schwerkraft übt ein Gas Kraft auf die Gefäßwände aus, z. B. in
einem Luftballon im Weltraum. Dieser Druck wird durch das ständige Aufprasseln
der bewegten Gasmoleküle auf die Wände verursacht. Erhöht man die Temperatur
und damit die Geschwindigkeit der Gasteilchen, so erhöht sich (bei gleichem
Volumen) auch der Druck.
Der Druck wird mit Barometern gemessen.
Siehe auch Luftdruck
Als Eistag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage, an denen die
Temperatur in 2 m Höhe ständig unter 0 °C liegt. Siehe auch Frosttag.
Luft ist eine Mischung aus verschiedenen Gasen, in der insbesondere
Stickstoff- und Sauerstoffmoleküle (N2 und O2), aber auch
Wassermoleküle (H2O) praktisch unabhängig voneinander existieren.
(Anders als z. B. bei Salz in Wasser handelt es sich bei gasförmigem Wasser in
der Luft nicht um eine Lösung.) Jedes Gas besitzt für sich genommen einen
Teildruck (Partialdruck), die Partialdrücke aller Gase zusammen ergeben den
Gesamtdruck (Daltonsches Gesetz).
Der Partialdruck eines Gases kann dabei nicht beliebig groß werden.
Abhängig von der Temperatur tritt bei einem bestimmten Druck Sättigung und
damit Bildung von Flüssigkeit ein. Dies betrifft in der Atmosphäre insbesondere
den Wasserdampf. Sein Partialdruck kann von (fast) Null bei sehr trockener Luft
bis zum Sättigungsdampfdruck jeden Wert annehmen. Das Verhältnis von
Partialdruck zu Sättigungsdampfdruck nennt man relative Feuchte und wird
normalerweise in Prozent angegeben. Bei 0 % relativer Feuchte befindet sich
kein Wasser in der Luft, bei 100 % ist die Luft gesättigt. Bei uns kann die
relative Feuchte Werte zwischen 20 und 100 % annehmen.
Da der Wassergehalt der Atmosphäre für viele meteorologische
Vorgänge äußerst wichtig ist, gehört die Bestimmung der Feuchte (Feuchtigkeit)
zu den Standardmessungen. Die Feuchte spielt eine wesentliche Rolle bei der
Der Wasserdampf in der Luft
ist unsichtbar. Nebel, Regen und Wolken bestehen aus flüssigem Wasser oder Eis
und zählen deshalb nicht zur Feuchte.
Neben der relativen Feuchte
gibt es noch eine ganze Reihe weiterer Feuchtemaßen,
die je nach Bedarf verwendet werden:
Da der Sättigungsdampfdruck
mit steigender Temperatur ebenfalls steigt, kann in warmer Luft mehr
Wasserdampf enthalten sein, als in kalter. Daraus folgt, dass bei einer
Erwärmung von feuchter Luft die relative Feuchte abnimmt. 0 % wird aber auch
bei sehr hohen Temperaturen nicht erreicht, da die Wassermenge bei der
Erwärmung natürlich unverändert bleibt. Umgekehrt nimmt die relative Feuchte
bei einer Abkühlung der Luft zu. Bei einer bestimmten Temperatur wird die 100
%-Marke erreicht, der Wasserdampf ist gesättigt. Bei einer weiteren Abkühlung
steigt die Feuchte in der Regel nicht über 100 %, sondern das überzählige
Wasser fällt aus. Dies geschieht bei Temperaturen über 0 °C in Form von Tau,
Nebel oder Wolkentröpfchen, bei Temperaturen unter 0 °C in Form von Reif oder
Eiskristallen.
Die Temperatur, bei der die
Luft eine relative Feuchte von 100 % hätte, nennt man Taupunkttemperatur
oder kurz Taupunkt. Der Taupunkt der Luft ist unabhängig von der
normalen Temperatur und hängt nur vom Wassergehalt ab. Er ist somit ein Maß für
die absolute Feuchte. Als absolute Feuchte bezeichnet man die Menge
Wasser pro Luftvolumen. Sie wird in Kilogramm pro Kubikmeter (kg/m³) oder Gramm
pro Kubikmeter (g/m³) angegeben. Typische Werte liegen bei uns zwischen 5 und
15 g/m³.
Bereits erwähnt wurde der Dampfdruck,
der den Partialdruck (Teildruck) des Wasserdampfes angibt. Der Dampfdruck wird
wie der Luftdruck in Hektopascal (hPa)
angegeben.
Das Massenmischungsverhältnis
gibt das Massenverhältnis von Wasserdampf zu trockener Luft an. Es hat damit
die Einheit kg/kg bzw. 1.
Die spezifische Feuchte
schließlich gibt das Mischungsverhältnis von Wasserdampf zu feuchter Luft an.
Sie hat ebenfalls die Einheit 1. Da in der Regel die Masse Wasser sehr viel
kleiner ist als die Masse Luft, sind spezifische Feuchte und
Massenmischungsverhältnis ungefähr gleich.
Unter einem physikalischen Fluss versteht man den Transport einer Größe
pro Zeiteinheit durch eine bestimmte Fläche hindurch. So lässt sich z. B. Wind auch als
Massenfluss auffassen. Bei einer Windgeschwindigkeit
von 1 m/s beträgt der Massenfluss durch eine senkrecht zum Wind gedachte
Fläche etwa 1,3 kg/s m2. Dann fließt nämlich genau
1 m3 Luft, also etwa 1,3 kg Luft pro Sekunde durch jeden
Quadratmeter der gedachten Fläche.
Betrachtet man statt der
Masse den Wärmeinhalt der Luft, so bekommt man den Wärmefluss. Er wird
angegeben in J/s m2 (J = Joule, Einheit der
Wärmemenge) oder kürzer in W/m2
(W = Watt = J/s). Speziell an der Wetterstation messen wir
mit den Ultraschall-Anemometer-Thermometern den
vertikalen Wärmefluss. Dieser ist meist aufwärts gerichtet, d. h. Wärme, die am
Boden durch die Einstrahlung der Sonne entsteht, wird durch turbulente
Austauschbewegungen der Atmosphäre in höhere Schichten transportiert. Dieser
Wärmefluss kann Werte bis zu 200 W/m2 erreichen. Nachts kehrt
sich der Wärmefluss um, durch die Abkühlung des Erdbodens wird Wärme aus
höheren Schichten zum Boden transportiert. Dieser negative Wärmefluss ist
jedoch nicht so stark wie der positive.
Auch die horizontale
Windgeschwindigkeit, oder besser der horizontale Impuls kann vertikal
ausgetauscht werden (Impuls ist Dichte mal Geschwindigkeit, bei konstanter
Dichte also praktisch ein Maß für die Geschwindigkeit selbst). Hat man
z. B. in oberen Höhen eine größere Windgeschwindigkeit als in unteren
Höhen, was der Normalfall ist, und sorgt für einen vertikalen Austausch von
Luftmassen z. B. durch Konvektion, so geraten schnelle Luftmassen in
Bereiche niedrigerer Windgeschwindigkeit und beschleunigen diese etwas.
Umgekehrt werden Luftmassen mit hoher Geschwindigkeit durch den Eintrag
langsamerer Luft abgebremst. Auf diese Weise einsteht ein vertikaler Impulsfluss.
Er wird angegeben in (kg m/s)/s m2 oder kürzer und in
Analogie zur Einheit des Wärmeflusses in N/m2 (kg/m s2 = N = Newton,
Einheit der Kraft). Der Impulsfluss ist meist negativ, also nach unten
gerichtet, und erreicht höchstens Werte von einigen N/m2.
Als Frosttag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage,
an denen die Temperatur in 2 m Höhe mindestens einmal unter 0 °C fällt. Siehe auch .
Unter dem Begriff Globalstrahlung versteht man die aus dem
oberen Halbraum auf die Erde einfallende kurzwellige Strahlung. Diese setzt
sich zusammen aus direkter Sonnenstrahlung, in der Atmosphäre
gestreutem Licht sowie an Wolken reflektiertem Licht. Durch diese Reflexion an
Wolken kann die Globalstrahlung bei leicht bewölktem Himmel größer sein als bei
wolkenlosem Himmel.
Die Globalstrahlung wird
mit einem Pyranometer
gemessen und üblicherweise in W/m² angegeben. Die Bezugsfläche ist dabei immer
horizontal orientiert.
Siehe auch Strahlung und Sonnenschein.
Als heißen Tag im meteorologischen Sinne bezeichnet man
Tage, an denen die Höchsttemperatur 30 °C oder mehr beträgt. Siehe auch Sommertag.
Siehe Fluss.
Als kalten Tag im meteorologischen Sinne bezeichnet man
Tage, an denen die Höchsttemperatur unter 10 °C liegt.
Als Luftdruck wird das Gewicht bezeichnet, mit dem die
Atmosphäre auf der Erdoberfläche lastet. Im Mittel beträgt der Luftdruck etwa
1013 hPa, das entspricht etwa 10 t pro m².
Weitere Grundlagen siehe unter Druck.
Der Luftdruck an einem Ort
auf der Erde ist ständigen Schwankungen unterworfen. Da die Luftmasse der
Atmosphäre über die Erdoberfläche schwappt wie flaches Wasser in einer Schüssel
(nur viel langsamer), befindet sich mal mehr und mal weniger Luft über einem
Ort. In Wetterkarten werden diese Gebiete als Hoch- oder Tiefdruckgebiete
sichtbar. In unseren Breiten schwankt der Luftdruck zwischen 980 und 1040 hPa.
Unter Niederschlag versteht man alles, was aus der
Atmosphäre auf die Erde fällt und aus Wasser besteht: kleine und große
Wassertropfen, feine Eiskristalle und große Eisklumpen. Korrekterweise nennt
man dies je nach Beschaffenheit dann Niesel, Regen,
Schauer, Landregen, Schnee, Eisnadeln, Reifgraupeln, Frostgraupeln, Hagel,
Eiskörnchen, Schneetreiben, Nebeltraufe, Raureif, Raueis,
Interzeption oder Glatteis (nicht zu verwechseln mit
Eisglätte). Zur Niederschlagsentstehung siehe unter Wolken.
An der Wetterstation messen
wir die Niederschlagsmenge, die Niederschlagsintensität und die Niederschlagsdauer.
Allein die Menge des Niederschlags sagt noch
nicht alles über die Wetter- und Klimabedingungen aus. So kann eine bestimmte Niederschlagsmenge während eines stundenlangen
Landregens fallen oder nach einem sonnigen Sommertag innerhalb von wenigen
Minuten in einem Gewitterschauer. Die Zeiten, in denen Niederschlag fällt,
ergeben aufsummiert die Niederschlagsdauer. Gerade bei feinem Niesel, der fast noch Nebel ist, ist der Übergang zwischen
Niederschlag und Trockenheit jedoch fließend. Wir haben unseren Niederschlagssensor auf einen Wert von 5
Tropfen pro Minute auf 30 cm² eingestellt. Wenn dieser Wert überschritten wird,
sprechen wir von Niederschlag. An anderen Stationen kann dies durchaus anders
definiert sein.
Neben der reinen Menge ist auch die Intensität eines
Niederschlagsereignisses zu beachten. Sie wird meist in Millimeter pro Minute (mm/min)
oder (hochgerechnet) in Millimeter pro Stunde (mm/h) angegeben. Die höchsten an
der Wetterstation gemessenen Niederschlagsintensitäten liegen bei 3 mm/min (180
mm/h). Solche extremen Ereignisse, z. B. Gewitterschauer, dauern aber meist nur
einige Minuten.
Die Messung der
Niederschlagsintensität an der Wetterstation erfolgt mit einer Kippwaage.
Siehe auch Niederschlagsmenge und Niederschlagsdauer.
Die Niederschlagsmenge gibt die Menge des niederfallenden
Wassers als Höhe an, die das Wasser den Boden bedecken würde (wenn es nicht
abfließen oder versickern könnte). Schnee und Hagel werden vor der Messung
geschmolzen. Die Niederschlagsmenge wird üblicherweise in Millimeter (mm)
angegeben. 1 mm entspricht 1 Liter pro Quadratmeter (l/m²).
Pro Jahr fallen in Hamburg etwa 750 mm Niederschlag,
meist als Regen. Regional sind allerdings deutliche Unterschiede festzustellen.
So liegt der langjährige Mittelwert für Fuhlsbüttel
bei 770 mm, für Wandsbek bei 790 mm, für St. Pauli bei 783 mm und für
Kirchwerder bei 706 mm. Die Schwankungen zwischen den Jahren sind immens, z. B.
Kirchwerder Minimum 464 mm (1996) und Maximum 936 mm (1998). Generell nimmt die
Niederschlagsmenge im Großraum Hamburg von Nordwesten nach Südosten ab
(Heide/Itzehoe 955 mm, Hamburg 750 mm, Lüneburg 661 mm).
Die Messung der Niederschlagsmenge an der
Wetterstation erfolgt mit einer Kippwaage.
Siehe auch Niederschlagsintensität und Niederschlagsdauer.
Die Niederschlagsmenge wird klassisch und
ganz direkt mit einem Auffangbehälter (Becher) gemessen. Die gesammelte
Wassermenge wird regelmäßig bestimmt und ergibt zusammen mit der Größe der
Öffnung die Niederschlagsmenge.
Auch die Niederschlagsintensität kann auf diese
Weise ermittelt werden, allerdings muss dann die aufgefangene Wassermenge in
entsprechend kurzen Abständen gemessen werden, z. B. einmal pro Minute.
Zu diesem Zweck verwenden wir
an der Wetterstation einen Niederschlagsmesser nach dem Kippwagenprinzip.
Der Regen fällt zunächst in einen (bei Schneefall beheizbaren) Auffangbehälter.
Das Wasser wird dann auf eine Kippwaage geleitet, die mit zwei kleinen
Behältern versehen ist. Ist ein Behälter voll, kippt die Waage um und gibt
einen Messimpuls ab. Dieser Impuls entspricht bei unserem Gerät 0,1 mm
Niederschlag.
Die Niederschlagsdauer kann mit diesem Gerät nicht
zuverlässig gemessen werden, weil bei schwachem Niederschlag die Kippwaage nur
im Abstand von einigen Minuten einen Impuls liefert. Über die Zeit dazwischen
kann dann keine Aussage getroffen werden. Deshalb haben wir an der Wetterstation
zusätzlich einen Niederschlagssensor installiert, der immer dann Niederschlag
meldet, wenn mindestens 5 Tropfen pro Minute durch eine 30 cm² große Fläche
fallen. Technisch ist dies durch eine Infrarot-Messstrecke realisiert, die
durch Wassertropfen, Hagelkörner und Schneeflocken (und leider auch durch
andere Teilchen wie Insekten oder Blätter) unterbrochen wird.
Siehe auch Niederschlagsmenge und Niederschlagsdauer.
Ein Grundgesetz der Thermodynamik besagt, dass ein
Gas sich erwärmt, wenn es adiabatisch, d. h.
ohne Energieaustausch mit der Umgebung, komprimiert wird. Dies kann z. B. durch
schnelles Zusammenpressen der Luft in einem Zylinder erfolgen. Bei einer
Expansion kühlt sich das Gas entsprechend ab. Dies ist z. B. beim Ausströmen
eines Gases aus einer Druckflasche zu beobachten.
Ähnliches passiert mit einem Luftvolumen in der
Atmosphäre, wenn es in eine andere Höhe und damit unter einen anderen Luftdruck
gelangt. Bewegt es sich nach oben, sinkt der Druck und das Luftvolumen kühlt
sich ab. Bewegt es sich nach unten, steigt der Druck und das Luftvolumen
erwärmt sich. Die potentielle Temperatur eines Luftvolumens ist nun diejenige
Temperatur, die es bekommt, wenn man es auf einen Referenzdruck, z. B. 1000 hPa, bringt.
Mit Hilfe der potentiellen
Temperatur lässt sich einfach ermitteln, ob eine Schichtung stabil, neutral
oder instabil ist. Wenn nämlich die potentielle Temperatur mit der Höhe
konstant ist, ändert sich bei einer vertikalen Auslenkung eines Luftvolumens
wegen der Druckänderung zwar dessen Temperatur, sie
ist aber stets gleich der Umgebungstemperatur in der neuen Höhe. Dies ist die thermisch
neutrale Schichtung.
Nimmt die potentielle
Temperatur mit der Höhe zu, so hat ein Luftvolumen, wenn es nach oben
ausgelenkt wird, anschließend eine niedrigere Temperatur als die Umgebung. Da
kalte Luft eine höhere Dichte hat als warme Luft und damit "schwerer"
ist, sinkt sie wieder ab. Entsprechendes gilt bei einer Auslenkung nach unten.
Hier ist das Luftvolumen wärmer als die Umgebung und wird damit wieder nach
oben getrieben. Bei einer solchen Temperaturschichtung werden vertikal ausgelenkte Luftvolumina also sofort wieder in die
Ausgangshöhe zurückgetrieben. Man nennt dies eine thermisch stabile
Schichtung.
Nimmt die potentielle
Temperatur mit der Höhe ab, tritt der entgegengesetzte
Fall ein. Ein nach oben ausgelenktes Luftvolumen ist
wärmer als die Umgebung, was die nach oben gerichtete Auslenkung weiter
verstärkt. Ein nach unten ausgelenktes Luftvolumen
ist kälter als die Umgebung, was entsprechend die nach unten gerichtete
Auslenkung weiter verstärkt. Es kommt somit zu größeren Umwälzungen von
Luftmassen (Konvektion). Es liegt eine thermisch instabile Schichtung
vor.
Die an der Wetterstation
gemessenen Temperaturen in den verschiedenen Höhen rechnen wir zu potentiellen
Temperaturen mit einem Referenzdruck von 1000 hPa
um. Trägt man diese als Höhenprofil (siehe unter Aktuelle Daten) auf, so kann
man auf einen Blick Höhenbereiche mit thermisch stabiler, neutraler und
instabiler Schichtung erkennen.
Mit einem Pyranometer wird die Globalstrahlung,
also die gesamte aus dem oberen Halbraum einfallende kurzwellige Strahlung gemessen. Die Messung erfolgt dabei über die
Erwärmung eines (schwarzen) Bauteils, die in die für die Globalstrahlung
übliche Einheit W/m² umgerechnet wird. Das Pyranometer
ist zu unterscheiden vom Pyrheliometer.
Ein Pyranometer
kann auch nach unten gerichtet montiert werden. Es misst dann die vom Erdboden
reflektierte kurzwellige Strahlung. Zusammen mit dem nach oben gerichteten Pyranometer erhält man somit ein Albedometer,
mit dem die kurzwellige Strahlungsbilanz des
Bodens ermittelt werden kann.
An der Wetterstation messen
wir nur die (von oben eintreffende) Globalstrahlung. Da die Oberfläche des
Bodens dort aus einer Wiese besteht, ist deren Albedo
in der Literatur nachzuschlagen und somit die kurzwellige Strahlungsbilanz
zumindest näherungsweise zu berechnen.
Ein Pyrgeometer misst die gesamte
aus dem (oberen oder unteren) Halbraum einfallende langwellige (Wärme-,
Infrarot-) Strahlung und ist damit das langwellige Gegenstück zum Pyranometer.
An der Wetterstation ist
ein Pyrgeometer zur Messung der langwelligen
Strahlung von oben installiert. Zur Berechnung der vom Erdboden abgegebenen
langwelligen Strahlung und damit der langwelligen Strahlungsbilanz
könnte man ein zweites, nach unten gerichtetes Pyrgeometer
installieren. Da die Wärmestrahlung jedoch nur vom Oberflächenmaterial (hier
eine Wiese) und von dessen Temperatur abhängt und diese Oberflächentemperatur
mit einem Strahlungsthermometer gemessen wird, kann
man die nach oben gerichtete langwellige Strahlung und damit die langwellige
Strahlungsbilanz näherungsweise berechnen.
Ein Pyrheliometer ist ein Gerät
zur Messung der direkten Sonnenstrahlung. Die Geräte bestehen aus
zwei Teilen, von denen eines der Sonne ausgesetzt ist und das andere abgeschattet
ist. Aus der unterschiedlichen Erwärmung bei Sonnenschein kann die direkte
Sonnenstrahlung, üblicherweise in W/m², errechnet werden.
An der Wetterstation
besitzen wir leider kein Pyrheliometer, jedoch ein Pyranometer.
Sommertag
Als Sommertag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage, an denen die
Höchsttemperatur 25 °C oder mehr beträgt. Siehe auch Heißer Tag.
Wenn die direkte Sonnenstrahlung den
Schwellwert von 120 W/m² überschreitet, spricht man in der Meteorologie von
Sonnenschein. Im Falle von dichter Bewölkung oder klarem Himmel wird dieser
Wert meist eindeutig unter- bzw. überschritten, so dass sich dieser
meteorologische Sonnenschein mit der üblichen Anschauung deckt. Wichtig wird
dieser Schwellwert nur bei diffuser Bewölkung. Er sorgt für eine
Vergleichbarkeit von Messungen z. B. der Sonnenscheindauer.
Sonnenscheinautograph nach Campbell-Stokes
Der Sonnenscheinautograph nach Campbell-Stokes
ist ein klassisches Gerät zur Registrierung von Sonnenschein
und damit zur Messung der Sonnenscheindauer.
Eine Glaskugel von etwa 10 cm Durchmesser fokussiert dabei das direkte
Sonnenlicht und brennt eine Markierung auf einem hinter der Kugel liegenden
Messstreifen, der mit einer Zeitskala versehen ist.
Als Sonnenscheindauer wird die Zeitdauer bezeichnet, in der Sonnenschein
vorliegt. Die Sonnenscheindauer wird üblicherweise in Stunden angegeben (z. B.
pro Tag, Monat oder Jahr). Die maximal mögliche Sonnenscheindauer ist
durch die Zeit von Sonnenauf- bis -untergang vorgegeben. Den Anteil der Zeit
mit Sonnenschein zur maximal möglichen Zeit nennt man relative
Sonnenscheindauer.
Die maximal mögliche Sonnenscheindauer
pro Jahr ist überall auf der Erde gleich und beträgt genau ein halbes Jahr,
also 4383 Stunden. Modifiziert wird dieser (astronomische) Wert durch eine
Verlängerung des Tages um einige Minuten beim Sonnenauf- und -untergang
aufgrund von Brechung der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre (Refraktion) und
natürlich von den örtlichen Begebenheiten wie Berge und Gebäude in der
Umgebung.
In Hamburg schwankt die
maximal mögliche Sonnenscheindauer von etwa 7 Stunden im Dezember bis fast 17
Stunden im Juni. Wirklich erreicht wird, über das Jahr gerechnet, etwa ein
Drittel.
Die Sonnenscheindauer wird
klassisch mit einem Sonnenscheinautographen
nach Campbell-Stokes gemessen. Ein moderneres
Verfahren läuft über die Registrierung von Sonnenschein mit einem Pyrheliometer.
Die Strahlung der Sonne gelangt auf zwei Wegen an
die Erdoberfläche: ungehindert oder an Wolken gestreut und reflektiert. Die
Sonnenstrahlung, die ungehindert aus Richtung der Sonne einfällt, nennt man
auch direkte Sonnenstrahlung, den gestreuten und reflektierten Anteil diffuse
Sonnenstrahlung. Die Summe aus direkter und diffuser Sonnenstrahlung bildet die
gesamte auf die Erdoberfläche eintreffende Sonnenstrahlung. Dies ist im Prinzip
die Globalstrahlung, jedoch ist bei Rechnungen
und Vergleichen die unterschiedliche Orientierung der Bezugsflächen zu
beachten: Die direkte Sonnenstrahlung bezieht sich auf eine Fläche senkrecht
zur Strahlrichtung, die Globalstrahlung auf eine horizontale Fläche.
Zur Messung der direkten
Sonnenstrahlung verwendet man ein Pyrheliometer,
angegeben wird sie meist in W/m². Liegt die direkte Sonnenstrahlung über 120
W/m², so spricht man von Sonnenschein.
Für den Energiehaushalt von Atmosphäre, Ozean und Erdboden
spielen Strahlungsvorgänge eine wichtige Rolle. Aus dem gesamten Spektrum der
elektromagnetischen Strahlung, das von den sehr langwelligen Radiowellen über
die Wärmestrahlung, das sichtbare Licht, die Ultraviolettstrahlung und die
Röntgenstrahlung bis zu der sehr kurzwelligen, aber energiereichen
Gammastrahlung reicht, sind in der Atmosphäre insbesondere das sichtbare
Licht und die Wärmestrahlung (Infrarotstrahlung) wirksam. In
der Meteorologie nennt man diese beiden wichtigen Spektralbereiche, die sich
kaum überlappen, auch einfach kurzwellige und langwellige Strahlung.
Die gesamte für das Leben notwendige Energie erhält die Erde
von der Sonne in Form kurzwelliger Strahlung (Globalstrahlung,
Sonnenstrahlung). Am Oberrand der Atmosphäre
beträgt die Strahlungsleistung 1360 W/m2 (Solarkonstante).
Auf dem Weg durch die Atmosphäre zum Erdboden unterliegt die kurzwellige
Strahlung jedoch zahlreichen Einflüssen. So wird sie z. B. an Gasmolekülen,
Staub- und Aerosolteilchen gestreut (je nach Farbe unterschiedlich stark, daher
die blaue Farbe des Himmels), von Wolken reflektiert (teils zurück in den
Weltraum, teils auf die Erde) und von Spurengasen absorbiert. Auf der Erde
angekommen, wird ein Teil vom Boden wieder nach oben reflektiert. Ein heller
Boden, z. B. Schnee, reflektiert dabei mehr als ein dunkler, z. B. Asphalt. Das
Verhältnis von reflektierter zu einfallender kurzwelliger Strahlung nennt man Albedo.
Der nicht reflektierte
Anteil führt zur Erwärmung des Erdbodens. Dadurch gibt dieser, wie jeder Körper
mit einer Temperatur über 0 K, Wärmestrahlung nach
oben ab. Auch diese gelangt nicht ungehindert durch die Atmosphäre in den
Weltraum, sondern wird von einigen Bestandteilen wieder zurück zur Erde
reflektiert (Treibhauseffekt). Hier ist vor allem das Kohlenstoffdioxid
CO2 zu nennen, dessen Konzentration in der Atmosphäre in den
vergangenen 100 Jahren durch menschliche Einflüsse stark zugenommen hat und so
den natürlichen Treibhauseffekt verstärkt.
Trotz der komplizierten
Vorgänge des Strahlungstransports in der Atmosphäre gilt auf jeden Fall, dass
die Erde genauso viel Strahlung abgibt, wie sie von der Sonne erhält (die
Für die Messung von kurz-
und langwelliger Strahlung stehen uns an der Wetterstation Hamburg ein Pyranometer und ein Pyrgeometer zur Verfügung.
Die Strahlungsbilanz ist die Differenz aus der gesamten von
oben auf die Oberfläche eintreffenden
Die Strahlungsbilanz der
Erde insgesamt ist Null. Bei uns in Billwerder liegt der Jahresdurchschnitt bei
etwa +55 W/m2.
Temperaturen begegnen uns jeden Tag, eine genaue Definition
des Begriffs ist jedoch nicht einfach. Eine Notwendigkeit für einen
Temperaturbegriff ergibt sich aus der menschlichen Erfahrung, dass sich
Gegenstände "kalt" oder "warm" anfühlen. Die Temperatur
gibt quantitativ an, wie kalt (bzw. warm) ein Körper ist. Bringt man zwei
unterschiedlich warme Körper in engen Kontakt, beobachtet man zunächst eine
Änderung der Temperaturen beider Körper. Nach einer gewissen Zeit ändern sich
die Temperaturen nicht mehr, und man sagt, beide Körper haben jetzt die gleiche
Temperatur. Dies nutzt man aus, um Temperaturmessgeräte (Thermometer)
zu konstruieren. Hat man ein Thermometer einmal geeicht, kann man damit die
Temperatur jedes Körpers messen, indem man Thermometer und Körper in Kontakt
bringt. Dabei muss man natürlich beachten, dass die Temperatur des Körpers nach
dem erfolgten Temperaturausgleich zwischen Thermometer und Körper nicht mehr
dieselbe ist, wie vor dem Messvorgang. Bei der Verwendung von kleinen
Thermometern für große Körper ist dieser Effekt aber zu vernachlässigen.
Wem diese Definition der
Temperatur zu schwammig ist, findet in der später entwickelten Thermodynamik
eine klare Beziehung zwischen der Temperatur und der Bewegungsenergie der Atome
oder Moleküle im Körper:
T = 2 E / fk
T ist die Temperatur, E die
mittlere kinetische Energie der beteiligten Teilchen (Atome, Moleküle, ...), f
eine Stoffkonstante und k eine Naturkonstante. Da die kinetische Energie
nur von der Geschwindigkeit der Teilchen abhängt (E = mv²
/ 2), ist die Temperatur nichts anderes als ein makroskopisches
Maß für die mikroskopische Bewegung der Teilchen.
In der Meteorologie werden
neben der "normalen" Lufttemperatur noch andere Temperaturen benutzt,
die zusätzlich gewisse Eigenschaften der Luft berücksichtigen oder
vernachlässigen (Druck, Feuchte o. Ä.). Dazu gehören die potentielle Temperatur und die virtuelle Temperatur.
Will man die Temperatur eines Körpers oder Gases als
Zahlenwert angeben, hat man die Auswahl zwischen diversen Temperaturskalen:
Im alltäglichen Leben und oft auch in der Meteorologie
verwendet man die Celsius-Skala. Die Temperatur wird in Grad Celsius
(°C) angegeben. 0 °C entspricht der Temperatur schmelzenden Eises, 100 °C der
Temperatur siedenden Wassers (jeweils unter "normalen"
Umgebungsbedingungen).
Für wissenschaftliche Zwecke besser geeignet ist die Kelvin-Skala
oder thermodynamische Skala, die die Temperatur in Kelvin (K) angibt. 0
K entspricht damit der tiefstmöglichen Temperatur, die dann erreicht ist, wenn
sich kein Atom mehr bewegt (absoluter Nullpunkt der Temperatur). Auf der
Celsius-Skala liegt dieser Punkt bei -273,15 °C. Zusätzlich wird (willkürlich)
der Temperaturabstand zwischen Schmelzpunkt und Siedepunkt von Wasser in 100
gleiche Intervalle von je 1 K zerlegt. Der Schmelzpunkt von Wasser liegt somit
bei 273,15 K, der Siedepunkt bei 373,15 K.
In den USA findet noch die Fahrenheit-Skala
Verwendung. Dabei ist 0 °C = 32 °F und 100 °C = 212 °F.
Thermometer sind Geräte zur Messung der Temperatur
eines Körpers oder Gases. Je nach Anwendungsbereich greift man auf
unterschiedliche Funktionsprinzipien zurück:
Beim Ausdehnungsthermometer
befindet sich eine Flüssigkeit, z. B. Quecksilber oder gefärbter Alkohol, in
einem geschlossenen Glasröhrchen. Je nach Temperatur dehnt sich die Flüssigkeit
mehr oder weniger aus und der Zahlenwert kann an der Skala direkt abgelesen
werden.
Ein Bimetallthermometer
besteht meist aus einer Doppelmetallfeder, deren Bestandteile sich bei Temperaturänderungen unterschiedlich stark ausdehnen.
Dadurch krümmt sich die Feder je nach Temperatur, der Wert kann z. B. über
einen angebrachten Zeiger auf einer Skala abgelesen werden.
Für genaue Messungen besonders
geeignet sind Gasthermometer. Das oft verwendete Helium kommt einem
idealen Gas sehr nahe, so dass man sich den grundlegenden thermodynamischen
Zusammenhang zwischen Druck, Volumen und Temperatur eines Gases für die
Temperaturmessung zunutze machen kann.
An der Wetterstation
verwenden wir für die Messung der Lufttemperatur Widerstandsthermometer.
Hier wird ausgenutzt, dass sich der elektrische Widerstand, z. B. eines dünnen
Drahts, mit der Temperatur ändert.
Die für Wind- und
Turbulenzmessungen installierten Ultraschallanemometer
dienen auch als Thermometer. Sie messen jedoch nicht die Lufttemperatur,
sondern die virtuelle Temperatur, die etwas
davon abweicht.
Für berührungslose
Temperaturmessungen verwendet man Strahlungsthermometer. Diese empfangen
die Wärmestrahlung eines Körpers und ermitteln daraus die Temperatur. (Jeder
Körper, der wärmer ist als -273,15 °C, das sind 0 K, sendet Wärmestrahlung aus.
Bei Gegenständen, die kälter sind als wir selbst, ist dies jedoch nicht
fühlbar.) An der Wetterstation wird die Oberflächentemperatur des Erdbodens mit
einen Strahlungsthermometer gemessen.
Als Tropennacht im meteorologischen Sinne bezeichnet man
Nächte, in denen die Temperatur in 2 m Höhe nicht unter 20 °C fällt. Dies ist
in Norddeutschland ein sehr seltenes Ereignis.
Frühere Bezeichnung für einen heißen Tag.
Die virtuelle Temperatur ist die diejenige Temperatur,
die trockene Luft besitzen muss, damit sie unter demselben Druck
dieselbe Dichte hat wie feuchte Luft mit der spezifischen Feuchte
s:
Tv = T (1 + 0,608 s)
Für Berechnungen ist T
in Kelvin anzugeben. Die virtuelle Temperatur ist also stets etwas höher als
die reale Lufttemperatur.
Siehe Fluss.
Als Wind bezeichnet man die Bewegung von Luftmassen. Hervorgerufen wird
diese hauptsächlich durch einen unterschiedlichen Luftdruck
an zwei voneinander entfernten Orten. Um die Druckdifferenz auszugleichen,
strömt Luft vom Gebiet hohen Luftdrucks in das Gebiet niedrigen Luftdrucks.
Dabei ist die Strömungsgeschwindigkeit und damit die Stärke des Windes um so höher, je größer der Druckunterschied ist (Druckgradient).
Dass die Luft in der
Realität trotzdem nicht direkt vom Hoch ins Tief strömt, liegt an weiteren
Einflüssen. So sorgt z. B. die Drehung der Erde für eine, von außen betrachtet
scheinbare, für einen Beobachter auf der Erde jedoch reale Ablenkung der Windes
(Coriolis-Kraft). Auf der Nordhalbkugel wird
der Wind nach links, auf der Südhalbkugel nach rechts abgelenkt.
Einen weiteren, vor allem
lokalen Einfluss auf den Wind hat die Reibung an der Erdoberfläche. So ist bei
gleichem Wind in der Höhe die Geschwindigkeit am Boden über offenem Wasser
höher als z. B. in bebautem Gebiet oder in einem Wald.
An sonnigen Tagen kommt es
durch die starke Erwärmung der bodennahen Luftschichten zu turbulenten
Vertikalbewegungen ("Thermik"). Diese verursachen einen
Impulsaustausch zwischen den Höhen und sorgen somit für eine Angleichung der
Windgeschwindigkeiten. In klaren Nächten mit thermisch stabiler Schichtung sind
die einzelnen Schichten voneinander entkoppelt, der bodennahe Wind nimmt ab,
der in der Höhe nimmt zu. Dies ist in unseren Daten vom
der Wetterstationbei entsprechender Wetterlage
deutlich zu erkennen.
Der Wind ist eine vektorielle Größe. Bei zu vernachlässigendem Vertikalwind
besteht er aus zwei horizontalen Komponenten. Man kann den Windvektor z.
B. aufteilen in einen West-Ost- und einen Süd-Nord-Anteil (u und v).
Der Windvektor ist zudem von Ort zu Ort verschieden und ändert sich natürlich
auch mit der Zeit. Man erhält somit für die mathematische Beschreibung des
Windes ein zeitlich veränderliches, zweidimensionales Vektorfeld, das Windfeld
V(x,y,t) = (u(x,y,t), v(x,y,t)).
Siehe auch Windgeschwindigkeit, Windstärke,
Windrichtung, Böen.
Die Windgeschwindigkeit ist die Geschwindigkeit, mit der
sich eine Luftmasse bewegt. Sie ist unabhängig von der herrschenden Windrichtung
und immer größer oder gleich Null. Die Windgeschwindigkeit wird in der Meteorologie
meist in Metern pro Sekunde (m/s) angegeben. Eine Umrechnung in Kilometer pro
Stunde (km/h) kann durch den Faktor 3,6 erfolgen.
Die Windgeschwindigkeit
wird mit Anemometern gemessen. Die Messung der
Windgeschwindigkeit an der Wetterstation wird auf zwei verschiedene Arten
vorgenommen. Das klassische Schalenkreuzanemometer
besteht aus einer Art Windrad, das sich umso schneller dreht, je schneller der
Wind weht. Beim Ultraschallanemometer wird die
Laufzeit eines Ultraschallsignals zwischen zwei Sender-/Empfängerköpfen
gemessen. Da sich der Schall immer relativ zur Luft ausbreitet, bekommt man aus
dem Laufzeitunterschied für die Hin- und Rückrichtung die
Strömungsgeschwindigkeit der Luft.
Die Windgeschwindigkeit
kann sich innerhalb von Sekunden stark ändern (Böen).
Unsere Anlage zeichnet sowohl die mittlere Windgeschwindigkeit als auch die
kurzzeitigen Windmaxima auf.
Siehe auch Wind,
Windstärke, Windrichtung,
Böen.
Die Windrichtung wird in der Meteorologie üblicherweise nach
der Richtung bestimmt, aus der der Wind kommt (Meeresströmungen in der
Ozeanographie werden dagegen danach benannt, wohin die Strömung fließt). Ein
Westwind weht also von West nach Ost. Bei Windstille ist die Windrichtung nicht
definiert.
Um die Windrichtung mathematisch handhaben zu können, gibt
man sie üblicherweise in (Winkel-) Grad (°) an:
0° = Nord, 90° = Ost, 180° = Süd, 270° = West
Die Windrichtung wird an der Wetterstation auf zwei
unterschiedliche Arten gemessen. Die klassische Windfahne richtet sich
wie ein Wetterhahn nach dem Wind aus. Zu beachten ist, dass auch im Falle von
Windstille die Windfahne eine bestimmte Stellung einnimmt und entsprechende
Daten übermittelt. Das zweite Verfahren besteht aus Ultraschallanemometern,
die auch für die Messung der Windgeschwindigkeit verwendet
werden. Jedes Gerät besteht aus drei zueinander senkrecht stehenden
Sender-/Empfängerstrecken, so dass die Komponenten des dreidimensionalen Windvektors
direkt gemessen werden können. Daraus kann dann leicht die horizontale
Windrichtung ermittelt werden.
Die am Wettermast Hamburg
aufgezeichneten Windrichtungen sind Mittelwerte von 1 bzw. 5 Minuten. Bei der
Bildung des arithmetischen Mittels ist jedoch zu beachten, dass man dafür nicht
einfach die Grad-Zahlen verwenden kann, denn der Mittelwert von 1° und 359°
wäre demnach (1°+359°)/2 = 180° (Südwind), was offensichtlich die
verkehrte Richtung ist (korrekt wären 0° oder 360°, was beides dasselbe ist,
nämlich Nord). Vielmehr muss man bei der Mittelung der Windrichtung über die
Komponenten des Windvektors gehen. Die beiden auf Eins normierten Komponenten
des Windvektors werden je für sich gemittelt (es handelt sich dabei um
Windgeschwindigkeiten). Aus diesen beiden mittleren Komponenten wird
schließlich wieder eine Richtung berechnet.
Die Windstärke gibt im Gegensatz zur Windgeschwindigkeit
nicht die messbare Geschwindigkeit der Luftmasse an, sondern teilt den Wind
seiner beobachteten Wirkung nach in Klassen ein. Üblicherweise wird die
Windstärke nach Beaufort verwendet, die von 0 (Windstille) bis 12
(Orkan) reicht. Zur Bestimmung der Windstärke wird an Land beispielsweise die
Bewegung von Ästen und Zweigen beobachtet, auf See Wellenhöhe und Schaumkronen.
Man kann die
Windgeschwindigkeit V anhand folgender Formel in eine Windstärke B
umrechnen:
B = 1,102 V0,694
Auf diese Weise erhält man
bei starken Stürmen auch Windstärken größer als 12, die in der Beaufort-Skala
nicht vorgesehen sind. Man beachte, dass diese Umrechnung nur ein Richtwert
ist. Die Windstärke ist und bleibt allein durch die Wirkung auf die Umwelt
definiert. Und diese hängt zwar hauptsächlich, aber nicht ausschließlich von
der Windgeschwindigkeit ab. Auch die Böigkeit spielt z. B. eine Rolle.
Die Windstärke wird in der
heutigen Meteorologie kaum noch verwendet, da sie nicht gemessen werden kann.
Das Thema Wolken und Wolkenbildung ist zu komplex, um hier mit wenigen
Worten dargestellt zu werden. Wir müssen uns daher auf einige prinzipielle
Grundlagen beschränken.
Wolken bestehen aus kleinen Wassertröpfchen oder Eiskristallen, ähnlich
wie Nebel am Boden. Wie es zur Entstehung dieser Wassertröpfchen oder
Eiskristalle kommt, ist Thema eines eigenen Zweiges der Meteorologie, der Wolkenphysik.
Im Wesentlichen entsteht eine Wolke, wenn feuchte Luft sich abkühlt. Die
relative Feuchte nimmt dabei immer mehr zu. Bei einer gewissen
Temperatur erreicht sie 100 % und die Luft ist mit Wasserdampf gesättigt. Bei
einer weiteren Abkühlung fällt überschüssiges Wasser oder Eis aus
(Kondensation). Es bilden sich winzige Tröpfchen oder Kristalle. Ähnliches
beobachtet man an kalten Wintertagen beim Ausatmen von warmer, feuchter Luft.
Die wahren Verhältnisse sind jedoch komplizierter. Es müssen z. B. geeignete
Kondensationskeime vorhanden sein, an denen sich die Wassermoleküle anlagern
können. Ansonsten kommt es zu einer mehrfachen Übersättigung der feuchten Luft.
Die verschiedenen
Wolkenformen am Himmel entstehen durch unterschiedliche Parameter wie Höhe,
Wind, Turbulenz, Temperatur, Feuchte usw.
Wird die
Flüssigwasserdichte oder Eisdichte in einer Wolke immer größer, lagern sich die
Wolkenteilchen aneinander an und wachsen so weit, bis sie aufgrund ihres
Gewichts herunterfallen. Es kommt zum
An der Wetterstation messen
wir mit einem Ceilometer
die Höhe der Wolkenuntergrenze.