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

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).

Barometer

Messgeräte, mit denen der Druck in einem Gas oder einer Flüssigkeit bestimmt werden kann, nennt man Barometer.

Am Wettermast Hamburg verwenden wir für die Messung des Luftdrucks eine Druckdose. Diese luftdicht verschlossene Dose besitzt eine Membran, die je nach auflastendem Atmospärendruck mehr oder weniger nachgibt. Die Verformung der Membran ist somit ein Maß für den Luftdruck.

Bekleidung (Wärmeisolation)

Bekleidung, oder genauer die Wärmeisolation von Bekleidung, ist ein wichtiger Parameter in der thermischen Behaglichkeitsgleichung nach Fanger, im Klima-Michel-Modell und daraus folgend in der Berechnung der gefühlten Temperatur.

Jedes Kleidungsstück besitzt eine Wärmeisolation, die in m² K/W angegeben werden kann. Üblicherweise führt man jedoch für 0,155 m² K/W die Einheit 1 clo ein (von engl. clothing). Die gesamte Wärmeisolation der Bekleidung einer Person ergibt sich aus der Summe der einzelnen Teile. Der Klima-Michel kann seine Kleidung je nach Wetterlage zwischen leichtem Sommeranzug und schwerer Winterkleidung variieren.

Bekleidungsstück / Anzug	Wärmeisolation
BH	0,01 clo
Socken	0,02 clo
Schuhe, dünn besohlt	0,02 clo
Unterhose	0,04 clo
T-Shirt	0,09 clo
lange Unterhose	0,10 clo
Sommerjacke	0,25 clo
Rollkragenpullover, dick	0,37 clo
Parka	0,70 clo
Nackt	0,00 clo
Klima-Michels Sommeranzug	0,50 clo
Klima-Michels Winteranzug	1,75 clo
Schwerer Anzug und Wintermantel	2,00 clo
Polarkleidung	3,00 clo und mehr

Böen

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.

Am Wettermast Hamburg 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.

Ceilometer

Ein Ceilometer ist ein Gerät zum Messen der Wolkenhöhe. Unser Ceilometer vom Typ Vaisala CL51 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 10-Meter-Höhenstufen bis hinauf auf 15 km Höhe. Aus dem Rückstreuprofil ermittelt ein Algorithmus bis zu vier übereinander liegende Wolkenuntergrenzen inklusive jeweiligem Bedeckungsgrad sowie die Höhe der Grenzschicht.

Siehe auch Wolken.

Druck

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

Eistag

Als Eistag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage, an denen die Temperatur in 2 m Höhe ständig unter 0 °C liegt. Siehe auch Frosttag.

Feuchte

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 Wolkenbildung und dem Niederschlag, dem Energiehaushalt der Atmosphäre sowie den Strahlungsvorgängen.

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. Der Taupunkt kann mit einem Taupunktspiegel direkt gemessen werden.

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 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.

Die Feuchttemperatur ist die Temperatur, auf die sich eine feucht gehaltene Oberfläche bei stetiger Belüftung mit Umgebungsluft aufgrund der Abgabe von Verdunstungswärme abkühlt. Zusammen mit der Lufttemperatur kann daraus die Luftfeuchtigkeit berechnet werden. Je feuchter die Luft, desto geringer ist die Verdunstung und desto höher ist die Feuchttemperatur. Bei 100 % relativer Feuchte sind beide Temperaturen gleich, sonst ist die Feuchttemperatur immer geringer als die Lufttemperatur. Messgeräte, die dieses Prinzip nutzen, nennt man Psychrometer.

Fluss

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 am Wettermast Hamburg messen wir mit den Ultraschall-Anemometer-Thermometern den vertikalen turbulenten sensiblen 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.

Frosttag

Als Frosttag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage, an denen die Temperatur in 2 m Höhe mindestens einmal unter 0 °C fällt. Siehe auch Eistag.

Gefühlte Temperatur

Die gefühlte Temperatur, wie sie der Deutsche Wetterdienst (DWD) zur Beurteilung der thermischen Wirkung des Wetters auf den Menschen entwickelt hat, ist diejenige Temperatur, die in einem von Wind und direkter Sonnenstrahlung abgeschirmten Referenzraum herrschen muss, damit eine Person dasselbe thermische Empfinden hat wie unter den herrschenden Wetterbedingungen draußen. Die gefühlte Temperatur beinhaltet Elemente, die früher bereits durch andere Indizes wie Windchill, Hitzeindex und Humidex eingeführt wurden, vereinigt diese Effekte jedoch in einem einzigen Wert und bezieht zusätzlich weitere Parameter wie die Sonnenstrahlung, die Oberflächentemperatur der Umgebung und sogar die Bekleidung mit ein. Die gefühlte Temperatur kann sowohl höher, als auch niedriger als die Lufttemperatur sein und erlaubt nicht nur eine Beurteilung von extrem heißen und kalten Bedingungen wie die genannten älteren Indizes, sondern kann auch Aussagen zum Verhalten und zur Bekleidung bei normalem Wetter mit Temperaturen zwischen 0 und 20 °C liefern.

Die Berechnung der gefühlten Temperatur basiert auf der so genannten thermischen Behaglichkeitsgleichung nach dem Dänen P. Ole Fanger aus dem Jahre 1972. Diese ist eine Wärmebilanzgleichung des menschlichen Körpers, die Wärmeaufnahme und -abgabe durch diverse Faktoren gegenüberstellt (Atmung, Verdunstung von Schweiß, Wärmeerzeugung durch körperliche Aktivität, Wärmestrahlung der Umgebung u. a.). Aus dieser Gleichung erhält man einen Zahlenwert, den PMV-Wert, der Null ist, wenn die Wärmebilanz ausgeglichen ist, größer als Null, wenn dem Körper netto Wärme zugeführt wird, und negativ, wenn dem Körper netto Wärme entzogen wird. Bei einem PMV-Wert von 0 liegt deshalb thermische Behaglichkeit vor, der Körper erleidet weder Wärmebelastung noch Kältestress.

gefühlte Temp.	PMV	PPD	Empfinden	körperliche Beanspruchung
über 38 °C	4	100 %	sehr heiß	extreme Wärmebelastung
32 bis 38 °C	3	99 %	heiß	starke Wärmebelastung
26 bis 32 °C	2	77 %	warm	mäßige Wärmebelastung
20 bis 26 °C	1	26 %	leicht warm	schwache Wärmebelastung
0 bis 20 °C	0	5 %	behaglich	Komfort möglich (z. B. angepasste Bekleidung)
–13 bis 0 °C	–1	26 %	leicht kühl	schwache Kältestress
–26 bis –13 °C	–2	77 %	kühl	mäßiger Kältestress
–39 bis –26 °C	–3	99 %	kalt	starker Kältestress
unter –39 °C	–4	100 %	sehr kalt	extremer Kältestress

Da der PMV-Wert nur die mittlere Meinung einer größeren Personengruppe darstellt (PMV = erwartete mittlere Beurteilung, engl. predicted mean vote) und das individuelle Empfinden davon stark abweichen kann, gibt Fanger in seiner umfangreichen Arbeit zusätzlich einen PPD-Wert an, der für jeden PMV-Wert den Anteil der Personen angibt, die sich im Diskomfort befinden, also Wärmebelastung oder Kältestress ausgesetzt sind (PPD = erwarteter Anteil Unzufriedener, engl. predicted percentage of dissatisfied). Auch bei einem PMV-Wert von 0 liegt der PPD-Wert noch bei 5 %. Es gibt also keine Bedingungen, unter denen sich alle Personen wohlfühlen.

Die Fangersche Behaglichkeitsgleichung wurde ursprünglich für Innenräume aufgestellt, kann aber auch für den Aufenthalt im Freien formuliert werden. Hierbei kommen eine ganze Reihe meteorologischer Größen ins Spiel, die Einfluss auf den Wärmehaushalt des Menschen haben. Dazu gehören insbesondere die Lufttemperatur, die Temperatur der Gegenstände in der Umgebung (auch der Oberfläche und der Luftschichten über dem Probanden), die Windgeschwindigkeit, die Sonnenstrahlung und die Luftfeuchtigkeit. Um ein standardisiertes Verfahren und vergleichbare Ergebnisse zu bekommen, werden zahlreiche Variable der meteorologischen Behaglichkeitsgleichung auf konstante Referenzwerte gesetzt. Dies führt zum Klima-Michel-Modell, das maßgeblich vom Freiburger Medizinmeteorologen Gerd Jendritzky entwickelt wurde. Es führt den Klima-Michel als Durchschnittsmenschen ein, der etwa 35 Jahre alt, männlich und 75 kg schwer ist, eine Arbeitsleistung erbringt, die z. B. Gehen mit 4 km/h entspricht, und seine Kleidung von leichtem Sommeranzug bis zu schwerer Winterkleidung variieren kann. Weiterhin befindet er sich auf einer großen, kurzgeschnittenen Wiese ohne Gegenstände wie Häuser oder Bäume. Mithilfe seiner Kleidung kann der Klima-Michel bei Temperaturen zwischen 0 und 20 °C fast immer thermische Behaglicheit herstellen.

Henning Staiger vom DWD ist in den 1990er Jahren nun noch einen Schritt weiter gegangen und hat als gefühlte Temperatur die Temperatur in einem Referenzraum definiert, die dem Klima-Michel dasselbe thermische Empfinden beschert wie draußen (s. o.).

Globalstrahlung

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 kurzzeitig 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.

Heißer Tag

Als heißen Tag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage, an denen die Höchsttemperatur 30 °C oder mehr beträgt. Siehe auch Sommertag.

Hitzeindex

Der Hitzeindex (engl. heat index) ist ein in den USA entwickelter Index zur Abschätzung der Hitzewirkung auf den Menschen bei hohen Temperaturen und Luftfeuchtigkeiten. Er vereinigt Lufttemperatur und relative Feuchte in einer einzigen Größe, die zur besseren Verständlichkeit als eine Temperatur (in °C) angegeben wird, die immer höher ist als die Lufttemperatur und somit die bei steigender Feuchte abnehmende Kühlung durch Verdunstung von Schweiß auf der Hautoberfläche verdeutlicht. Je höher der Hitzeindex, desto größer die Hitzewirkung auf den Organismus. Gleiche Werte für den Hitzeindex bedeuten gleiche Hitzewirkung, auch wenn die zugrunde liegenden Temperatur- und Feuchtewerte sich unterscheiden. Die folgende Tabelle zeigt die Risiken, mit denen bei bestimmten Hitzeindex-Werten zu rechnen ist:

Hitzeindex	Gefährdung
27 bis 32 °C	Vorsicht — Erschöpfung möglich bei längerer Aktivität
32 bis 41 °C	Erhöhte Vorsicht — Sonnenstich und Hitzekrampf möglich
41 bis 54 °C	Gefahr — Sonnenstich und Hitzekrampf wahrscheinlich, Hitzschlag möglich
über 54 °C	Erhöhte Gefahr — Hitzschlag und Sonnenstich wahrscheinlich bei längerem Aufenthalt

Die wirkliche Reaktion einer Person auf die Temperatur- und Feuchtebedingungen hängt natürlich auch von der individuellen körperlichen Verfassung ab. Die obigen Angaben können nur Mittelwerte für Durchschnittspersonen sein. Insbesondere gelten die Werte nur für den Aufenthalt im Schatten, in der Sonne kann der Hitzeindex bis zu 8 K höher liegen.

Der Hitzeindex beginnt erst bei Temperaturen ab 27 °C und 40 % relativer Feuchte sich von der Lufttemperatur zu unterscheiden und ist dann immer größer als diese. Abhängig von Temperatur und relativer Feuchte ergeben sich z. B. folgende Werte:

Luft	Feuchte	Hitzeindex
27 °C	40 %	27 °C
27 °C	65 %	29 °C
35 °C	35 %	37 °C
40 °C	40 %	49 °C

Der Hitzeindex hat für Hamburg so gut wie keine Bedeutung, da an den wenigen Tagen, an denen die Temperatur 27 °C übersteigt, meistens die Feuchte sehr gering ist. Ein geeigneteres Maß, unter hiesigen Verhältnissen die thermische Wirkung des Wetters auf den Menschen zu beurteilen, ist die gefühlte Temperatur.

Siehe auch Humidex und Windchill-Temperatur.

Humidex

Der Humidex ist ein in Kanada entwickelter Index zur Abschätzung der Hitzewirkung auf den Menschen bei hohen Temperaturen und Luftfeuchtigkeiten. Er vereinigt Lufttemperatur und Luftfeuchtigkeit in einer einzigen Größe, die zwar eigentlich dimensionslos ist, aber zur besseren Verständlichkeit so skaliert ist, dass man sie auch als Temperatur in °C interpretieren kann. Der Humidex ist immer höher als die Lufttemperatur, was die bei steigender Feuchte abnehmende Kühlung durch Verdunstung von Schweiß auf der Hautoberfläche verdeutlicht. Je höher der Humidex, desto größer die Hitzewirkung auf den Organismus. Gleiche Werte für den Humidex bedeuten gleiche Hitzewirkung, auch wenn die zugrunde liegenden Temperatur- und Feuchtewerte sich unterscheiden. Die folgende Tabelle zeigt die thermische Empfindung eines Durchschnittsmenschen bei verschiedenen Humidex-Werten:

Humidex	Empfinden
20 bis 29	behaglich
30 bis 39	etwas unbehaglich
40 bis 45	sehr unbehaglich, körperliche Anstrengung vermeiden
ab 46	gefährlich, Gefahr von Hitzschlag

Das wirkliche Empfinden einer Person bei bestimmten Temperatur- und Feuchtebedingungen hängt natürlich auch von der individuellen körperlichen Verfassung ab.

Der Humidex unterscheidet sich erst ab einem Wasserdampfdruck von 10 hPa von der Lufttemperatur und ist dann immer größer als diese. Abhängig von Temperatur und relativer Feuchte ergeben sich z. B. folgende Werte:

Luft	Feuchte	Humidex
25 °C	50 %	28
30 °C	60 %	38
35 °C	35 %	37
40 °C	40 %	51

Für Hamburg hat der Humidex kaum eine Bedeutung, da an besonders heißen Sommertagen mit Temperaturen über 30 Grad meist die Feuchte sehr gering ist und nur bei 20 bis 30 % liegt, so dass sich der Humidex kaum von der Temperatur unterscheidet. Liegen die Lufttemperaturen bei 20 bis 25 °C, kommen zwar auch höhere Feuchten vor, so dass der Humidex einige Grad über der Lufttemperatur liegt. Allerdings erreicht er dann auch nur relativ harmlose Werte um die 30. Ein geeigneteres Maß, unter hiesigen Verhältnissen die thermische Wirkung des Wetters auf den Menschen zu beurteilen, ist die gefühlte Temperatur.

Siehe auch Hitzeindex und Windchill-Temperatur.

Impulsfluss

Siehe Fluss.

Kalter Tag

Als kalten Tag im meteorologischen Sinne bezeichnet man Tage, an denen die Höchsttemperatur unter 10 °C liegt.

Luftdruck

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 970 und 1050 hPa.

Niederschlag

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.

Am Wettermast Hamburg messen wir die Niederschlagsmenge, die Niederschlagsintensität und die Niederschlagsdauer.

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.

Niederschlagsintensität

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 am Wettermast Hamburg 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 am Wettermast Hamburg erfolgt mit einer Kippwaage.

Siehe auch Niederschlagsmenge und Niederschlagsdauer.

Niederschlagsmenge

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 am Wettermast Hamburg erfolgt mit einer Kippwaage.

Siehe auch Niederschlagsintensität und Niederschlagsdauer.

Niederschlagsmessung

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 am Wettermast Hamburg 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 am Wettermast Hamburg 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.

Potentielle Temperatur

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 am Wettermast Hamburg 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.

PMV-Wert

Der PMV-Wert ist die zentrale Größe in den thermischen Behaglichkeitsrechnungen nach Fanger und gibt die Abweichung von thermisch behaglichen Bedingungen an. Siehe gefühlte Temperatur.

PPD-Wert

Der PPD-Wert ist eine Größe in den thermischen Behaglichkeitsrechnungen nach Fanger und gibt den Anteil der Personen an, die sich bei einem bestimmten PMV-Wert im thermischen Diskomfort befinden. Siehe gefühlte Temperatur.

Pyranometer

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.

Am Wettermast Hamburg 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.

Pyrgeometer

Ein Pyrgeometer misst die gesamte aus dem (oberen oder unteren) Halbraum einfallende langwellige (Wärme-, Infrarot-) Strahlung und ist damit das langwellige Gegenstück zum Pyranometer.

Am Wettermast Hamburg 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.

Pyrheliometer

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.

Am Wettermast Hamburg 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.

Sonnenschein

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.

Sonnenscheindauer

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.

Sonnenstrahlung

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.

Strahlung

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 Strahlungsbilanz ist Null). Dies wird dadurch sichergestellt, dass ein Körper um so mehr Wärmestrahlung und damit Energie abgibt, je wärmer er ist. Eine unbegrenzte Erwärmung der Erde ist also nicht möglich, gleichwohl kann es zu einer Erhöhung der Durchschnittstemperatur kommen, wenn z. B. die Zusammensetzung der Atmosphäre durch Mensch oder Naturgewalt verändert wird.

Für die Messung von kurz- und langwelliger Strahlung stehen uns am Wettermast Hamburg ein Pyranometer und ein Pyrgeometer zur Verfügung.

Strahlungsbilanz

Die Strahlungsbilanz ist die Differenz aus der gesamten von oben auf die Oberfläche eintreffenden Strahlung und der gesamten vom Erdboden nach oben abgegebenen Strahlung. Ist die Strahlungsbilanz positiv, z. B. an einem sonnigen Tag, erhält der Erdboden mehr Energie als er abstrahlt, so dass er sich erwärmt (wenn man andere Transportprozesse wie Wärmeleitung im Erdboden vernachlässigt). Bei einer negativen Strahlungsbilanz (z. B. in einer klaren Nacht) kühlt der Boden dagegen aus, weil er mehr Energie abstrahlt als er von oben erhält.

Die Strahlungsbilanz der Erde insgesamt ist Null. Bei uns in Billwerder liegt der Jahresdurchschnitt bei etwa +55 W/m².

Szintillometer

Ein Szintillometer misst die Schwankungen von Licht, das von einem entfernten Sender Richtung Empfänger gestrahlt wird, und bestimmt daraus die Turbulenz in der Atmosphäre.

Der eigentlich gerade Weg von Licht wird in der Atmosphäre wegen der immer vorhandenen Dichteunterschiede gebrochen. Verändern und verlagern sich die unterschiedlich dichten Luftmassen auch mit der Zeit, z. B. durch Turbulenz an einem sonnigen Tag, so beginnt das Licht der Lichtquelle vom Empfänger aus betrachtet zu flackern oder szintillieren. Diesen Effekt kann man auch nachts sehr gut an den Sternen oder an den roten Positionsleuchten von hohen Schornsteinen und Masten beobachten.

Taupunkt

Der Taupunkt oder die Taupunkttemperatur ist diejenige Temperatur, auf die feuchte Luft abgekühlt werden muss, um Sättigung des Wasserdampfs zu erreichen. Kühlt man die Luft weiter ab, so kondensiert der Wasserdampf je nach Temperatur als Tau (flüssiges Wasser) oder Reif (Eis).

Der Taupunkt ist ein Maß für den absoluten Wasserdampfgehalt der Luft und somit unabhängig von der Lufttemperatur. Ändert sich die Lufttemperatur, bleibt der Taupunkt unverändert.

Der Taupunkt kann direkt mit einem Taupunktspiegel gemessen werden oder aus anderen Feuchtemaßen berechnet werden.

Näheres siehe unter Feuchte.

Taupunktspiegel

Ein Taupunktspiegel ist ein Gerät zur Messung der Luftfeuchtigkeit, indem der Taupunkt direkt gemessen wird. Dazu wird ein Spiegel ausgehend von der Lufttemperatur kontinuierlich abgekühlt. Sobald die Taupunkttemperatur erreicht ist, bildet sich ein Beschlag auf dem Spiegel, weil der Wasserdampf in der Luft nun gesättigt ist und kondensiert. Die Beschlagen des Spiegels kann mit einer Optik einfach erkannt werden.

Am Wettermast Hamburg waren in den ersten Jahren des digitalen Betriebs in allen Höhen Taupunktspiegel installiert, die sich jedoch als zu anfällig für den Dauerbetrieb unter den teilweise rauen und schadstoffbelasteten Bedingungen am Mast erwiesen. Sie wurden inzwischen durch kapazitive Feuchtesensoren ersetzt. Als Referenz ist jedoch seit Mitte 2004 ein spezieller Taupunktspiegel in 110 m Höhe im Einsatz, der unter anderem über eine automatische Spiegelreinigung verfügt und verlässliche Werte liefert.

Temperatur

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 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 oder anderer Wetterparameter berücksichtigen oder vernachlässigen (Druck, Feuchte, Wind, Sonnenstrahlung o. Ä.). Dazu gehören die potentielle Temperatur, die virtuelle Temperatur, die gefühlte Temperatur, die Windchill-Temperatur, der Hitzeindex und der Humidex.

Temperaturskalen

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

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.

Am Wettermast Hamburg 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.) Am Wettermast Hamburg wird die Oberflächentemperatur des Erdbodens mit einen Strahlungsthermometer gemessen.

Tropennacht

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.

Tropentag

Frühere Bezeichnung für einen heißen Tag.

Ultraschall-Anemometer

Ein Ultraschall-Anemometer ist ein Gerät zur Messung der Windgeschwindigkeit. Dabei wird zwischen zwei Sender-/Empfängerköpfen abwechselnd in beide Richtungen ein Ultraschallsignal geschickt. Da sich bei Wind der Schall mit der Luft mitbewegt, ergibt sich ein Laufzeitunterschied zwischen beiden Richtungen, aus dem die Windgeschwindigkeit berechnet werden kann. Bei nur einer Messstrecke ergibt sich allerdings nur der Anteil der Windgeschwindigkeit in Richtung der Messstrecke. Weht der Wind quer durch die Anordnung, hat dies keinen Effekt auf die Laufzeit.

Um die wirkliche, richtungsunabhängige Windgeschwindigkeit ermitteln zu können, benötigt man mindestens zwei solcher Messstrecken, die in der Horizontalen so angeordnet sind, dass sie in unterschiedliche Richtungen weisen. Dann kann neben der Windgeschwindigkeit auch noch die Windrichtung gemessen werden.

Fügt man noch eine weitere Messstrecke hinzu, die aus der Ebene der ersten beiden heraus weist, kann sogar der dreidimensionale Windvektor berechnet werden.

Auch wenn die Winkel zwischen den Messstrecken im Prinzip beliebig sind, solange sie nicht alle in einer Ebene liegen, konstruiert man die Geräte in der Regel so, dass alle Messstrecken senkrecht aufeinander stehen und keine Strecke genau horizontal oder vertikal verläuft.

Die Messung kann mehrmals pro Sekunde durchgeführt werden, so dass auch kleinste Schwankungen des Windes registriert werden können. Ein dreidimensionales Ultraschall-Anemometer eignet sich deshalb auch zur Messung von Turbulenzgrößen wie dem vertikalen Impulsfluss. Kombiniert mit anderen Messgeräten können z. B. auch latente und sensible Wärmeflüsse gemessen werden. Das für den sensiblen Wärmefluss nötige Thermometer ist das Ultraschall-Anemometer bereits selbst, denn aus der Laufzeit des Schalls von einem zum anderen Kopf lässt sich auch (näherungsweise) die Lufttemperatur bestimmen. Solche Geräte sind also gleichzeitig auch ein Ultraschall-Thermometer.

Am Wettermast haben wir, als Nachfolger von Schalensternanemometer und Windfahne, zur Messung des Windes nur noch Ultraschall-Anemometer installiert.

Ultraschall-Thermometer

Die Schallgeschwindigkeit in einem Gas hängt im Wesentlichen nur von der Temperatur ab. Die Messung der Schallgeschwindigkeit kann mit der bei Ultraschall-Anemometern ohnehin durchgeführten Laufzeitmessung von Ultraschallsignalen zwischen zwei Sender-/Empfängerköpfen durchgeführt werden. Diese Geräte können also auch als Thermometer verwendet werden.

Zu einem geringen Teil beeinflusst aber auch die molekulare Zusammensetzung des Gases die Schallgeschwindigkeit, bei Luft speziell der variable Gehalt an Wasserdampf. Ohne Kenntnis der Luftfeuchtigkeit kann die wahre Lufttemperatur also nur näherungsweise gemessen werden. Ignoriert man die Feuchte in der Berechnung und setzt sie gleich Null, so erhält man aus der Schallgeschwindigkeit die so genannte virtuelle Temperatur, die bei hoher Feuchte durchaus einige Grad über der Lufttemperatur liegen kann.

Prinzipiell könnte man aus einer extern gemessenen Lufttemperatur und der mit dem Ultraschall-Thermometer gemessenen virtuellen Temperatur die Luftfeuchtigkeit bestimmen. Allerdings ist diese sehr stark von der Genauigkeit beider Temperaturen abhängig, so dass bereits kleine Fehler in der Temperaturmessung zu großen Schwankungen in der Feuchte führen.

Ultraschall-Anemometer-Thermometer, wie wir sie am Wettermast Hamburg benutzen, verwenden die Temperaturmessung deshalb hauptsächlich für die Berechnung des turbulenten Wärmeflusses. Da hierfür nur die Abweichungen der einzelnen Temperaturmessungen von einem Mittelwert (z. B. über 5 min) benötigt werden, ist der virtuelle Temperaturzuschlag irrelevant.

UV-Index

Der UV-Index ist eine Maßzahl für die Stärke der von oben eintreffenden hautschädigenden ultravioletten (UV-) Strahlung. UV-Strahlung ist Teil des natürlichen Sonnenlichts, wird beim Durchgang durch die Atmosphäre aber zu einem großen Teil in der Ozonschicht in etwa 15 bis 25 Höhe absorbiert und in Wärme umgewandelt. Trotzdem erreicht ein gewisser Teil den Erdboden. Wie viel genau, hängt vom Sonnenstand und damit der Jahres- und Uhrzeit sowie vom Wetter ab. Zu viel UV-Strahlung schädigt die Haut des Menschen und führt in erster Linie zu Sonnenbrand (UV-Erythem). Der international genormte UV-Index und die daraus abgeleiteten Gefahrenstufen sollen die Menschen auf einfache Weise für die aktuelle Gefahrensituation sensibilisieren und, wenn nötig, zu entsprechenden Schutzmaßnahmen geleiten.

Beim Begriff Schatten ist zu beachten, dass ultraviolettes Licht noch stärker in der Atmosphäre gestreut wird als blaues Licht. Es kommt daher ein sehr hoher Anteil UV-Strahlung auch aus anderen Richtungen als direkt von Sonne.

Der (momentane) UV-Index wird bei uns mit einem speziellen UV-Sensor (UV-Cosine-UVI von sglux) gemessen. Dieser berücksichtigt bereits die schädigende Wirkung verschiedener Wellenlängen und gibt so die Strahlungsleistung der erythemwirksamen Strahlung aus. Wird der Zahlenwert dieser in W/m² angegebenen Größe mit 40 multipliziert, so erhält man den dimensionslosen UV-Index. Diese Umrechnung ist ein Stück weit willkürlich, führt aber zu handlichen Zahlen im Bereich von 0 bis etwa 12 für den UV-Index in von Menschen bewohnten Gebieten. Bei uns sind im Sommer Werte von bis zu 7 zu erwarten.

Virtuelle Temperatur

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:

Für Berechnungen ist T in Kelvin anzugeben. Die virtuelle Temperatur ist also stets etwas höher als die reale Lufttemperatur.

Verwendet wird diese virtuelle Temperatur in der wichtigen Zustandsgleichung für ideale Gase:

Mit Ultraschall-Thermometern kann die virtuelle Temperatur direkt gemessen werden.

Wärmefluss

Siehe Fluss.

Wind

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 des 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 Wettermast Hamburg bei 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.

Windchill-Temperatur

Die Windchill-Temperatur ist ein Index zur Abschätzung der Kältewirkung auf den Menschen bei niedrigen Temperaturen und hohen Windgeschwindigkeiten. Sie vereinigt Lufttemperatur und Wind in einer einzigen Größe, die zur besseren Verständlichkeit als eine Temperatur (in °C) angegeben wird, die immer niedriger ist als die Lufttemperatur und somit die zusätzlich kühlende Wirkung des Windes verdeutlicht. Je niedriger die Windchill-Temperatur, desto größer die Kältewirkung auf den Organismus, insbesondere die Haut. Gleiche Windchill-Temperaturen bedeuten gleiche Kältewirkung, auch wenn die zugrunde liegenden Temperatur- und Windwerte sich unterscheiden. Die folgende Tabelle zeigt die Risiken, mit denen bei bestimmten Windchill-Temperaturen zu rechnen ist:

Windchill-Temperatur	Gefährdung
0 bis –9 °C	leichtes Kälteempfinden
–10 bis –27 °C	unbehaglich, Gefahr von Unterkühlung bei längerem Aufenthalt ohne besonderen Schutz
–28 bis –39 °C	erhöhtes Risiko, Erfrierungen an unbedeckter Haut innerhalb 10 bis 30 min
–40 bis –47 °C	hohes Risiko, Erfrierungen an unbedeckter Haut innerhalb 5 bis 10 min
–48 bis –54 °C	hohes Risiko, Erfrierungen an unbedeckter Haut innerhalb 2 bis 5 min
unter –55 °C	hohes Risiko, Erfrierungen an unbedeckter Haut in weniger als 2 min

Die Windchill-Temperatur ist nicht die Temperatur, die ein Körper unter den gegebenen Bedingungen annimmt, sondern diejenige, unter der er bei schwachem Wind dieselbe Abkühlungsrate erfahren würde. Die Windchill-Temperatur wird in der Regel nur für Temperaturen unter 2 °C und für Windgeschwindigkeiten ab etwa 1,8 m/s (6,5 km/h) angegeben. Beispielhafte Werte für verschiedene Lufttemperaturen und Windgeschwindigkeiten zeigt die folgende Tabelle:

Lufttemperatur	Wind	Windchill-Temperatur
0 °C	10 m/s (36 km/h)	–7 °C
0 °C	20 m/s (72 km/h)	–9 °C
–10 °C	10 m/s (36 km/h)	–20 °C
–15 °C	2 m/s (7,2 km/h)	–20 °C
–15 °C	25 m/s (90 km/h)	–32 °C
–30 °C	10 m/s (36 km/h)	–47 °C
–40 °C	20 m/s (72 km/h)	–66 °C

Bei der Berechnung der Windchill-Temperatur wird bereits berücksichtigt, dass der Wind üblicherweise in 10 m Höhe gemessen wird, die ihm ausgesetzte Person sich jedoch am Boden befindet.

Die Windchill-Temperatur hat für Hamburg wenig Bedeutung, da sehr niedrige Temperaturen hauptsächlich während stabiler Hochdruckwetterlagen auftreten, in denen die Windgeschwindigkeiten gering sind. Hohe Windgeschwindigkeiten dagegen treten nur bei stürmischem Wetter in Verbindung mit Tiefdruckgebieten auf, die relativ warme Seeluft von Nordsee und Atlantik herantransportieren. Selbst in den oberen Höhen am Wettermast, wo die Windgeschwindigkeiten viel höher sind als am Boden, sind keine extremen Windchill-Temperaturen zu messen, weil dort die nächtlichen Temperaturen nicht so weit absinken wie am Boden. Die kritische Windchill-Temperatur von –27 °C haben wir bisher noch in keiner Höhe erreicht. Andere Länder, wie z. B. Kanada, beginnen erst bei erwarteten Windchill-Temperaturen unter –35 °C mit Warnungen der Bevölkerung. Ein geeigneteres Maß, unter hiesigen Verhältnissen die thermische Wirkung des Wetters auf den Menschen zu beurteilen, ist die gefühlte Temperatur.

Siehe auch Hitzeindex und Humidex.

Windgeschwindigkeit

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 am Wettermast Hamburg 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 Ultraschall-Anemometer 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.

Windrichtung

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 am Wettermast Hamburg 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.

Windstärke

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:

Die Windstärke wird in der heutigen Meteorologie kaum noch verwendet, da sie nicht gemessen werden kann.

Wolken

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 Niederschlag. In unseren Breiten geschieht die Niederschlagsbildung ausschließlich über die Eisphase, d. h. auch im Hochsommer war jeder Regentropfen vor dem Herabfallen gefroren. Durch starke Aufwinde in Gewitterwolken werden die herabfallenden Eisteilchen immer wieder in die Höhe getrieben. Sie wachsen dadurch immer weiter und fallen schließlich als Hagel auf die Erde. In Deutschland können Hagelkörner auf diese Weise Kirschengröße erreichen, in seltenen Fällen sogar die Größe von Tennisbällen.

Am Wettermast Hamburg messen wir mit einem Ceilometer die Höhe der Wolkenuntergrenze.

Wolkenkamera

Eine Wolkenkamera ist eine Foto- oder Videokamera mit spezieller Optik, die es erlaubt, Bilder von einem großen oder sogar dem gesamten Teil des Himmels aufzunehmen. Dies kann entweder über gekrümmte Spiegel geschehen, z. B. eine verspiegelte Kugel (Konvexspiegel), die mit einer normalen Kamera fotografiert wird. Dabei ist zwangsläufig die Kamera selbst im Bild und deckt einen Teil des Himmels ab. Eine andere Möglichkeit sind Fischaugenobjektive, wie bei unserer Wolkenkamera.

Diese Kameras können den gesamten oberen Halbraum (Hemisphäre) aufnehmen. Das resultierende Bild ist kreisförmig, am Rand befindet sich der Horizont, in der Bildmitte der Zenit.

Durch die Abbildung der Hemisphäre auf einen ebenen Kreis kommt es zu Verzerrungen bei Abständen und Flächen. Objekte, die an verschiedenen Positionen am Himmel gleich groß erscheinen, sind im Wolkenbild unterschiedlich groß und eigentlich gerade Zugbahnen von Wolken über einem Gebiet werden im Wolkenbild zu gekrümmten Linien. Vor einer Auswertung müssen die Bilder daher in geeigneter Weise entzerrt werden.

Wir verwenden als Wolkenkamera eine handelsübliche Überwachungskamera des Typs VIVOTEK FE8174V, die auf dem 10-Meter-Mast montiert ist.