Erklärung einiger meteorologischer Fachbegriffe

In den verschiedenen hier aufgeführten Unwetterereignissen finden regelmäßig Fachbegriffe Anwendung, die in der synoptischen Meteorologie immer wieder vorkommen. Auf dieser Seite erklären wir Ihnen einige dieser Fachbegriffe leicht verständlich.

925 / 850 / 700 / 500 / 300 hPa-Niveaus

  • Druckflächen in 787 / 1460 / 3100 / 5579 / 9176 Metern Höhe über dem Meeresspiegel
  • In diesen Druckflächen betrachten wir Meteorologen beispielsweise Temperatur-, Feuchte- und Windprofile. Die oben angegebenen Höhenwerte entsprechen denen einer "mittleren" oder "normalen" Atmosphäre ausgehend von etwa 15°C am Boden und sind als literarische Mittelwerte zu verstehen. Für die hier aufgeführten Parameter reichen diese Angaben zum Verständnis zunächst einmal aus. Wenn also von Wind in 850 hPa gesprochen wird, dann betrachten wir Meteorologen selbigen in ca. 1,5 Kilometern Höhe in der Troposphäre.


Advektion (KLA, WLA)

  • Zufuhr
  • KLA = Kaltluftzufuhr, WLA = Warmluftzufuhr


CAPE (Convective Available Potential Energy)

  • Maß für Konvektion zur Verfügung stehende potentielle Energie, Einheit: Joule pro Kilogramm (J/kg)
  • Diese Größe stellt ein Energiemaß für den Auftrieb in der Troposphäre dar und steht in Zusammenhang mit konvektiven Umlagerungen. Je höher die CAPE-Werte sind, desto größer ist das Potential für starke / explosionsartige Konvektionsentwicklung (Quellwolkenbildung bis hin zur Gewitterwolke, die bis zu 14 Kilometer vertikal in die Atmosphäre reichen kann). Wir müssen hier von Potential sprechen, denn ob tatsächlich Konvektion ausgelöst wird, hängt von weiteren physikalischen Parametern ab. Die Größe CAPE verwenden wir Meteorologen für die Einschätzung, ob in einer bestimmten Luftmasse die Möglichkeit für Gewitter bzw. Schwergewitter besteht. Vereinfacht lässt sich sagen: CAPE-Werte unter 100 J/kg deuten auf flache Konvektion (zum Beispiel Quellbewölkung) hin, CAPE-Werte über 300 J/kg können für die Bildung von Schauern oder Gewittern bereits ausreichen. Ab etwa 1000 J/kg könnten Hagelunwetter entstehen. Die höchsten beobachteten CAPE-Werte in Mitteleuropa liegen im Bereich um 5000 J/kg: Wird bei einer solchen Ausgangslage Konvektion ausgelöst, können sich schwerwiegende Hagelunwetter mit großen Hagelkörnern etwa in Tennisballgröße bilden.


Cut-Off-Prozess / Cut-Off-Low, Höhentief, Kaltlufttropfen

  • Abschnüren eines Troges zu einem eigenständigen Höhentief oder Kaltlufttropfen
  • Hierzu müssen wir die 500 hPa-Druckfläche betrachten, in der die sog. "Isohypsen", sprich Linien gleicher Höhe bzw. Linien gleichen Geopotentials (Erklärung siehe nächster Artikel) dargestellt werden. Ein Cut-Off-Prozess beschreibt nichts anderes, als dass ein langgestreckter Höhentrog an seiner Südseite sprichwörtlich abgeschnürt und zu einem eigenständigen Höhentief mit angereicherter Kaltluft wird, das sich mit abgeschlossenen Isohypsen in den Höhenwetterkarten zeigt. Man nennt so ein abgeschlossenes oder abgeschnürtes Höhentief auch Kaltlufttropfen, weil es grundsätzlich im Zentrum grundsätzlich kältere Luft aufweist, als in seiner Umgebung. Erreicht so ein Kaltlufttropfen Deutschland sind je nach Temperaturgradient kräftige, meist schauerartige oder gewittrige Regenfälle möglich. In den Winter- und Frühjahrmonaten sind auch starke Graupel- oder Schneeschauer möglich.


Geopotential

  • Hochkeil und Höhentrog
  • Beschreibung der potentiellen Energie der Luft in einer bestimmten Höhe
  • Warme Luft ist leicht und steigt auf, kalte Luft ist schwer und sinkt ab. Dadurch lassen sich die o.g. Werte für die Beschreibung von Druckflächen in den unterschiedlichsten Luftmassen, die in der Natur auftreten, so nicht vereinheitlichen. Deswegen bedient man sich der Frage: "In welcher potentiellen Höhe herrscht in einem bestimmten Gebiet ein Luftdruck von z.B. 500 hPa vor?" Vereinfacht gesagt, bekommen wir zwei Antworten auf diese Frage: Wir finden "Luftlöcher" (sog. "Höhentiefs" oder "Tröge") mit kalter, also "schwerer" Luft und "Luftberge" (sog. "Höhenhochs" oder "Hochkeile"), die mit warmer, also "leichter" Luft in Zusammenhang stehen. Die Höhen, in denen 500 hPa vorherrschen, liegen bei kalter Luft grundsätzlich niedriger, als bei warmer Luft. Ein Hochkeil sorgt für Stabilisierung der Luftschichten und ruhiges Wetter, ein Trog hingegen für kühle Luft, Wind, Regen, Schauer oder Gewitter.


Gradient

  • Unterschied / Gegensatz
  • Wir untersuchen hier in der Regel zwei Arten von Gradienten: Den Temperatur- und den Luftdruckgradienten. Die Natur ist ständig bestrebt, Ungleichgewichte auszugleichen: Druckunterschiede werden durch Wind ausgeglichen, Temperaturunterschiede z.B. durch Luftmassengrenzen (Niederschlagsgebiete). Je größer ein Ungleichgewicht auf einem kleinen Raum ist, desto stärker wirkt sich der Ausgleich aus. Also: Je größer die Luftdruckunterschiede sind, desto stärker weht der Wind (Sturm, Orkan); je größer die Temperaturgegensätze zweier unterschiedlicher Luftmassen sind, desto heftiger können Niederschlagserscheinungen (Dauerregen, Gewitter, Unwetter) auftreten.


Helizität

  • Storm Relative Helicity, SRH
  • Schraubenhaftigkeit, Einheit: Quadratmeter pro Quadratsekunde (m²/s²)
  • Die Storm Relative Helicity (SRH) oder zu deutsch Gewittersturm relative Helizität ist ein Maß für die Richtungs- und Geschwindigkeitsänderung des Windes in den untersten 2000 oder 3000 Metern der Troposphäre. Dieser Parameter stammt aus einem Teilbereich der Meteorologie, der sich hauptsächlich mit Konvektion beschäftigt und wir verwenden ihn in der Gewitterprognose. Er ist vor allem bei Trögen und Kaltfronten interessant, da beide die auf ihrer Vorderseite befindliche Luft zum Aufstieg (zum Konvergieren) zwingen, indem sich die mit ihnen korrespondierende kühlere Luft wie ein Keil unter die vorhandene wärmere Luft schiebt. Durch diesen Parameter lässt sich die Art der zu erwartenden Konvektion erkennen: Sind einzelne Gewitter oder starke Gewitter, zusammenhängende Gewitter, Schwergewitter mit Hagel oder zum Beispiel Tornados möglich. Wie auch beim CAPE (s.o.) kann dieser Parameter nicht allein betrachtet werden und eine Aussage darüber treffen, ob oder dass tatsächlich schwere Gewitter auftreten werden, sondern muss mit anderen Parametern verglichen werden. Man kann z.B. eine hohe Schraubenhaftigkeit bei der Richtungs- und Geschwindigkeitsänderung des Windes (auch Scherung genannt) mit der Höhe haben, wenn keine Labilität vorhanden ist, können auch keine Gewitter entstehen. Die Werte bewegen sich etwa zwischen 0 und 500 m²/s². Ab etwa 100 m²/s² besteht die Gefahr von Schwergewittern, ab 150 bis 200 m²/s² die Gefahr von Tornados.


Impuls

  • vertikaler Impulstransport
  • physikalische, richtungsorientierte Größe, die der Bewegung eines Massenpunktes zugeordnet werden kann. Jeder bewegte Körper trägt einen Impuls, den er bei Stößen oder durch andere Wechselwirkungen, d.h. Kräfte zwischen den Körpern, ganz oder teilweise auf andere Körper übertragen kann.
  • So lautet die Lexikondefinition. Der "vertikale Impulstransport", den wir als Begriff häufig verwenden, besagt nichts anderes, als dass mit einem Schauer oder Gewitter, der in einer bestimmten Höhe der Troposphäre vorherrschende in horizontaler Richtung wehende Wind bis zum Boden heruntergemischt werden kann. Doch wie kann man einen horizontalen Wind in die Vertikale bewegen? In einer Schauer- oder Gewitterwolke (in der Regel Cumulus congestus (mächtige Haufenwolke) oder Cumulonimbus (Gewitterwolke) herrschen grundsätzlich Auf- und Abwinde, quasi ein eigenes Windsystem, sogenannte Vertikalwinde. In diese Wolken hinein weht aber auch der horizontale Wind - das Windfeld, das wir z.B. in einem Modell in einem bestimmten hPa-Niveau (s.o.) erkennen. Ein Schauer geht in der Regel mit starken Niederschlägen einher und damit werden die Winde aus dieser Wolke nach unten in Richtung Boden gelenkt. Je stärker der Höhenwind ist, desto kräftiger können auch die Abwinde aus einem Schauer heraus sein. Wohlbemerkt können, nicht müssen. In der Wind- bzw. Sturmvorhersage ist es daher also auch wichtig, zu schauen, ob Schauer oder Gewitter auftreten können, die einen Höhenwind heruntermischen können. Der Höhenwind stellt dabei das potentielle Böenmaximum am Boden dar.


Konvektion/Konvergenz - Kaltfront und Trog

  • Aufsteigen von Luftpaketen
  • Konvektion tritt in verschiedener Weise auf: Auf kleinem Raum betrachtet stellt man sich ein Luftpaket oder eine Luftblase vor, die warm und somit leichter ist, als ihre Umgebung und muss aufsteigen. Dabei nimmt sie Feuchtigkeit auf bis zur Sättigung. Kondensation setzt ein und eine Wolke entsteht. Dieses Prinzip kennen wir vor allem aus Hochdruckwetterlagen in den Sommermonaten sehr gut, wenn Schönwetterwolken (Cumulus humilis oder Cumulus mediocris) am Himmel zu sehen sind. Es gibt aber noch eine zweite Form von Konvektion, hier müssen wir den zu betrachtenden Raum vergrößern: Zwei unterschiedliche Windfelder, die meist auch unterschiedlich temperiert sind, da sie aus unterschiedlichen Regionen kommen können, bewegen sich horizontal aufeinander zu. Dort, wo sie sich treffen, können sie nur in eine Richtung ausweichen, nämlich nach oben, also in die Vertikale. Man spricht, da dies nicht durch eine einzige Wolke geschieht sondern über mehrere Hunderte von Kilometern durch viele zusammenhängende Wolken von einer "Konvergenz" oder einer "Konvergenzlinie". Je stärker die Temperaturgegensätze und je größer der Windrichtungsunterschied sind, desto kräftiger entwickelt sich die Konvergenz. Meist gehen dabei in einem schmalen Streifen kräftige oder schauerartige und gewittrige Niederschläge nieder. Durch die abrupte Änderung der Windrichtung (Windsprung) sind auch kräftige Böen möglich, die wiederum in der Sturmvorhersage Bedeutung haben. Kaltfronten oder Tröge sind nichts anderes als Konvergenzen, denn sie entstehen beide aus dem gleichen Prinzip.


Labilität/Stabilität (Lifted Index)

  • (Un)Gleichgewicht von Strömungsverhältnissen in einer Luftmasse
  • Man betrachtet in der Meteorologie zwei Typen von Schichtungen: Die stabile und die labile Schichtung der Luft. Bei stabilen Verhältnissen weht der horizontale Wind gleichmäßig. Warme Luft (eine Warmfront) stabilisiert die Luftschichtung. Zunächst klingt das als Widerspruch zu dem, was bisher geschildert wurde: Warme Luft ist leicht und steigt auf (Konvektion). Doch liegt am Boden kalte Luft und die kalte Luft soll durch warme Luft ersetzt werden, arbeitet sich die warme Luft in Form langsamen und gleichmäßigen Aufgleitens von oben herab bis zum Boden vor. Eine Warmfront geht dabei meist mit gleichmäßigem Landregen einher, somit kann dabei auch kein Höhenwind heruntergemischt werden, da es kaum Austauschvorgänge zwischen den verschiedenen Luftschichten gibt. Labilität beschreibt hingegen das Ungleichgewicht der Luft. In einer labil geschichteten Luftmasse ist der vertikale Austausch erleichtert, es kommt zu stärkeren Auf- und Abwinden als in stabil geschichteter Luft, die Neigung zu Konvektion in Form von Schauern und Gewittern nimmt zu. Das Maß der Labilität ist daher eines der wichtigsten Merkmale in der Konvektions- und nicht zuletzt in der Sturmprognose. Hierzu bedient man sich des Lifted Index, einem Hebungsindex, der beschreibt, um wie viel Grad (oder physikalisch formuliert Kelvin (K) für Differenzialangaben der Temperatur) sich ein Luftpaket z.B. vom Boden bis zu einer bestimmten Höhe bei seinem Aufstieg abkühlt. Je stärker diese Abkühlung vonstatten geht, desto stärker ist die Labilität, desto größer ist die Neigung zu kräftigen Schauern oder Gewittern, desto größer ist die Wahrscheinlichkeit, dass der Höhenwind durch den vertikalen Impulstransport heruntergemischt wird und desto größer ist die Gefahr von kräftigen Windböen am Boden, was wiederum für die Sturmvorhersage wichtig ist. Die Zusammenhänge sind also komplex und umfassend.


Luftdruck und Wind

  • Druck = Kraft pro Fläche. Wind ist die Luftströmung, die Druckunterschiede ausgleicht.
  • Als Druck bezeichnet man in der Physik das Verhältnis einer senkrecht auf eine Fläche wirkende Kraft zur Größe der Fläche. Der Luftdruck geht auf das Gewicht zurück, mit dem die Luft auf der Erdoberfläche lastet. Der Wind ist eine vektorielle (richtungsorientierte) Größe und beschreibt strömende Luft. Eine Strömung, die von einem Gebiet höheren Luftdrucks zu einem Gebiet mit tieferem Luftdruck weht. Die Natur ist stets bestrebt, Ungleichgewichte auszugleichen. Je größer Luftdruckunterschiede auf kleinem Raum vorherrschen, desto stärker strömt die Luft um ein Gleichgewicht wiederherzustellen. Auf den Wind wirken jedoch unterschiedliche Kräfte, die im Folgenden näher beschrieben werden:
  • geostrophischer Wind                    Gradientwind beim Tief

    geostrophischer Wind     Gradientwind beim Tiefdruckgebiet

  • Gradientwind beim Hoch                realer Wind

    Gradientwind beim Hoch     realer Wind 

  • Beim geostrophischen Wind geht man von einem linear verlaufenden Strömungsfeld ohne jedwede Isobarenkrümmung und demnach ohne Windscherung aus. Die Gradientkraft wirkt vom Hoch zum Tief. Horizontale Luftdruckgradienten üben auf Luftpakete stets eine horizontale Kraft aus. Diese Kräfte wirken stets von Gebieten mit hohem Luftdruck zu Gebieten mit tiefem Luftdruck hinein, sodass ein Ausgleich stattfindet.
  • Auf der rotierenden Erde gibt es eine Corioliskraft bzw. den so genannten Coriolis-Effekt: Er wirkt solange, wie sich die Erde dreht und wie eine Bewegungskomponente in radialer Richtung vorhanden ist. Die Corioliskraft ist eine ablenkende Scheinkraft, die nur in rotierenden Bezugssystemen auftritt und stellt damit eine Beschleunigung senkrecht zur Bewegungsrichtung dar, die dazu führt, dass kräftefreie Bewegungen vom rotierenden Bezugssystem aus gekrümmt erscheinen. Dieser Effekt tritt zusätzlich zur Zentrifugalkraft auf und ist nur bei bewegten Körpern vorhanden. Während die Zentrifugalkraft nur vom Ort ihres Massenkörpers abhängig ist, hängt die Corioliskraft zusätzlich von der Geschwindigkeit des Massenkörpers relativ zum rotierenden Bezugssystem ab.
  • Die Corioliskraft ist ein Bestandteil der Geostrophie, welche wiederum das Gleichgewicht zwischen Corioliskraft und Gradientkraft beschreibt. Beim geostrophischen Wind wirkt die Corioliskraft entgegen der Gradientkraft, woraus sich im linearen Strömungsfeld ein parallel zu den Isobaren verlaufendes Strömungsfeld ohne jedwede Krümmung ergibt.
  • In der Realität ist jedoch grundsätzlich eine Isobarenkrümmung vorhanden. Der Strömungsdrehsinn eines Tiefs ist linksdrehend, also entgegen des Uhrzeigersinnes. Gradient- und Corioliskraft wirken immer gleich, die Zentrifugalkraft wirkt bei einem Tiefdruckgebiet jedoch entgegen der Gradientkraft, weswegen der Gradientwind bei einem Tief schwächer ist, als bei einem linear verlaufenden Strömungsfeld mit gleicher Gradientkraft und gleichem Druckunterschied betrachtet auf der selben Fläche.
  • Bei einer Antizyklone ist es dagegen umgekehrt: Die Strömung weht rechts herum, im Uhrzeigersinn, aus dem Hoch heraus ins Tief hinein. Die Zentrifugalkraft wirkt demnach zusammen mit der Gradientkraft, weswegen sich der Gradientwind verstärkt. Das heißt, dass grundsätzlich bei einem Druckgradienten mit antizyklonaler Isobarenkrümmung der Wind stärker weht, als bei selbigem Druckgradienten betrachtet auf selbige Fläche und zyklonaler Isobarenkrümmung.
  • In der Realität weht der Wind nicht parallel zu den Isobaren sondern um etwa 30° geneigt.


prä- / postfrontal

  • präfrontal = vor einer Front
  • postfrontal = hinter einer Front


trocken-/feuchtadiabatische Abkühlung/Erwärmung

  • Abkühlung/Erwärmung von Luft unter trockenen bzw. mit Feuchtigkeit gesättigten Bedingungen
  • Laut Literatur kühlt sich die Luft im Durchschnitt um 0,65 K pro 100 Meter Höhenunterschied nach oben hin ab bzw. erwärmt sich auf ihrem Weg nach unten. Um es genauer zu beleuchten, gibt es zwei Arten von Abkühlung (oder Erwärmung; im Folgenden wird nur von Abkühlung gesprochen): Die trockenadiabatische und die feuchtadiabatische: Bei der trockenen Abkühlung sinkt die Temperatur um 1 K pro 100 Meter. Trocken bedeutet, dass die Luft mit Feuchtigkeit nicht gesättigt ist, also die relative Luftfeuchtigkeit zwischen 0 und 99 % beträgt. Ist die Luft mit Feuchtigkeit gesättigt (relative Feuchtigkeit 100 %), kühlt sie sich nur noch rund 0,5 K pro 100 Meter ab (dieser Wert schwankt je nach dem tatsächlichen Wasserdampfgehalt). Der Übergang zu trocken- und feuchtadiabatischer Abkühlung ist in der Natur fließender, als hier dargestellt.


Windscherung

  • Geschwindigkeits- und/oder Richtungsänderung des Windes mit der Höhe
  • Dieser Parameter ist wichtig für die Entscheidung, ob in Schauern oder Gewittern Tornados auftreten können oder nicht. Je größer Richtungs- und Geschwindigkeitsscherung sind, desto größer ist die Gefahr für Tornados.

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