....Zeichen des Wetters verstehen.
Wenn es um eigene Wetterbeobachtungen geht, sind die Wolken zentrale Elemente. Denn sie sind die sichtbaren Zeichen des Troposphären-Zustandes und der Wettervorgänge. Wenn auch du draussen die aktuelle Wetterlage interpretieren und sogar mögliche Prognosen für die Wetterentwicklung in den nächsten Stunden machen willst, dann ist das Erkennen von Wolkenstrukturen (und damit der Klassifizierung der Wolkenarten) das eigentliche Grundhandwerk. In diesem 4-teiligen Artikel zeige ich dir genau wie das geht, d.h. wie du die Wolken bestimmen und klassifizieren kannst, bzw. damit Schlüsse für das vergangene, derzeitige und kommende Wetter in den nächsten Stunden ziehen kannst.
die Wolken der Gattung Stratocumulums zeigen eine grundsätzlich stabile Luftschichtung an, die bodennah etwas feuchter und eher indifferent geschichtet ist. Hebungs- und Absinkvorgänge infolge ungeordneter Tubulenz führen dort zur Wolkenbildung
(Quelle: Simon A. Eugster - Eigenes Werk, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=17448191)
Der Wolkenhimmel ist ein Actionfilm. Die Protagonisten sind dabei kleine oder grosse Hebungsvorgänge in der Luft, Kondensation und Verdunstung von Wasser, Konkurrenz zwischen Wassertröpfchen und Eiskristallen, erdumspannende Wettersysteme, Turbulenzen, Vermischung von Luftpaketen, ständiges Stabilisieren und Labilisieren der Luftschichtung, etc… Dieser Film ist unendlich lange und das schönste dabei: Er ist gratis und kann beim entspannten Liegen in einer Wiese sehr unterhaltsam sein. Voraussetzung dafür ist jedoch, dass du die Sprache verstehst und die zeige ich dir hier im Artikel. Trotzdem wirst du als Laie (zu denen ich auch dazugehöre) nie alles verstehen können. Dazu gibt es Profis, d.h. Meteorologen/-innen, die mit ihrem Wissen, kombiniert mit einer Unmenge an Messdaten und komplexen Modellen, professionelle Wettervorhersagen treffen können.
«Der vertraute Blick in den Himmel wird dir nicht nur erlauben die Wettersignale zu deuten, sondern auch deine Naturverbundenheit aufs nächste Level zu heben!»
Das Bestimmen der Wolkenarten alleine reicht dazu nicht aus. Wenn du die Wolken deuten willst, dann musst du auch die meteorologischen Prozesse dahinter verstehen. Alles andere wäre, wie wenn du einen Film schauen würdest ohne die Geschichte dahinter zu begreifen. Actionszenen (wie Blitz und Donner) können manchmal auch unterhaltend sein, doch gibt erst die Geschichte dahinter (instabile Luftschichtung, hochreichende Konvektion, Eiskristallbildung, starke Auf- und Abwinde innerhalb der Wolke, etc…) dem Film die richtige Würze.
In diesem 1. Teil zeige ich dir die Grundlagen der Wolkenbildung. Das Prinzip der Wolkenklassifikation findest du in Teil 2. Die einzelnen Wolkengattungen mit all Ihren Arten und Unterarten, sowie Entstehung, Bedeutung und Rückschlüsse fürs Wetter zeige ich dir im 3. Teil. Die Gattung Cumulonimbus und weitere Eigenschaften von Gewitter zeige ich dir schliesslich im Teil 4.
Übrigens: Auch aus der Analyse der Farben in der Atmosphäre können Rückschlüsse über den aktuellen Zustand, bzw. über die weitere Entwicklung des Wetters gemacht werden. Mehr dazu im Artikel Farben und Farbphänomene in der Atmosphäre – Erkennen und Deuten
Inhaltsverzeichnis
Was sind Wolken und wie entstehen sie?
Wolken an sich sind nichts anderes als eine Ansammlung von Wassertröpfchen und / oder Eiskristallen in der Atmosphäre. Die Tröpfchen weisen Durchmesser von 2 bis 20 μm (1 μm = 1 Mikrometer = 0.001 Millimeter), bzw. die Eiskristalle von 10 bis 100 μm auf. Wenn eine Wolke am Boden aufliegt und darin die Sicht weniger als 1000 Meter beträgt, spricht man gewöhnlich von Nebel.
Warum gibt es denn Wolken? In der Luft hat es immer eine gewisse Menge an Wasserdampf (Wasserdampf = Wasser in gasförmiger Form). Die Menge an Wasserdampf pro Kubikmeter Luft wird «absolute Luftfeuchte» genannt und wird meist mit der Einheit "Gramm Wasserdampf pro Kubikmeter Luft" (g/m3) angegeben. Die Luft kann, abhängig von der Temperatur, immer nur eine begrenzte Menge an Wasserdampf enthalten. Wird diese Menge (= «Sättigungsfeuchte») erreicht, dann kondensiert der gasförmige Wasserdampf zu flüssigen Wassertröpfchen (oder festen Eiskristallen), welche dann Wolke bilden. Übrigens: die Sättigungsfeuchte kann nicht überschritten werden.
Die absolute Luftfeuchte bewegt sich in der Atmosphäre im hellblauen Bereich. Wird die Sättigungsfeuchte erreicht, setzt Kondensation von Wasserdampf zu Wassertröpfchen ein.
Das ist erst mal die ganz grobe Beschreibung, in der Tat ist der Vorgang der Kondensation viel komplizierter. Dabei sind kleine feste Partikel (Aerosole) involviert, welche als Keime fungieren. Denn ohne Aerosole würden sich Wassertröpfchen erst bei 8-facher Übersättigung bilden. Aerosole sind aber immer in der Luft vorhanden. So können sich Wassertröpfchen also theoretisch jederzeit um diese Keime herum bilden.
Salzkristalle (links) und Pollen (rechts) unter dem Mikroskop. Damit an der Sättigungsfeuchte Kondensation stattfindet, müssen Aerosole vorhanden sein, was in der Regel auch immer der Fall ist .
(Quellen: ©Christoph Burgstedt und Pawel Burgiel - stock.adobe.com)
Die Kondensation an den festen Aerosolen beginnt schon deutlich bevor die Sättigungsfeuchte erreicht ist. In dem Fall bleiben die Tröpfchen aber klein und bilden «Dunst». Dabei gilt: je höher die Luftfeuchtigkeit, desto grösser die Dunsttröpfchen (Mehr dazu im Artikel Farben und Farbphänomene in der Atmosphäre – Erkennen und Deuten)
Dunsttröpfchen bilden sich bereits in nicht wassergesättigter Luft.
(Quelle: ©jolunepa - stock.adobe.com)
Und wie erreicht eine «Portion Luft» die Sättigungsfeuchte? Es gilt: je kälter die Luft, desto weniger Wasserdampf kann sie enthalten. Das heisst, dass mit sinkender Temperatur auch die Sättigungsfeuchte tiefer wird. Das Verhältnis (in Prozent) zwischen der der absoluten Luftfeuchte und der Sättigungsfeuchte nennt man «relative Feuchte». Befindet sich Luft an der Sättigungsfeuchte (sie ist wassergesättigt), beträgt demnach ihre relative Luftfeuchtigkeit 100% (Die jahreszeitlich gemittelte relative Luftfeuchtigkeit z.B. für Zürich beträgt 77.7%).
Kühlt ein Luftpaket ab, nimmt bei konstantem absolutem Wassergehalt die relative Luftfeuchtigkeit zu. Bei anhaltender Abkühlung wird irgendwann die Temperatur erreicht, wo 100% relative Luftfeuchtigkeit erreicht wird. Diese individuelle Temperatur eines Luftpaketes nennt man «Taupunkt».
Kühlt ein Luftpaket (hier ca. 26°C, LF 40%) ab, steigt, durch die abnehmende Sättigungsfeuchte, seine relative Luftfeuchtigkeit. Wenn dabei die 100% (hier ca. 12°C) erreicht werden, setzt Kondensation von Wasserdampf zu Wolkentröpfchen ein.
«Wolken bilden sich, wenn durch die Abkühlung eines Luftpaketes die Sättigungsfeuchte (100% Luftfeuchte) erreicht wird»
Und wie kann sich ein Luftpaket abkühlen (und dadurch Kondensation von Wasserdampf einsetzen)? Dazu gibt es mehrere Möglichkeiten:
Hebung eines Luftpaket: Mit der Höhe nimmt der Luftdruck bekanntlich ab, deshalb fällt auch das Atmen in grossen Höhen schwerer. Wird ein Luftpaket in die Höhe gehoben, dann kann es sich durch die Druckabnahme ausdehnen (an Volumen zunehmen). Dabei vermindert sich durch die Ausdehnung aber gleichzeitig auch dessen Lufttemperatur: Hebung führt deshalb zur Abkühlung um ca. 1°C pro 100 Meter Aufstieg (trockenadiabatisch). Bei Hebung innerhalb einer Wolke, also wenn der Taupunkt bereits unterschritten wurde und anhaltende Kondensation stattfindet, ist die Abkühlung mit ca. 0.5°C pro 100 Meter (feuchtadiabatisch) deutlich geringer. Dabei kühlt das Luftpaket theoretisch zwar auch mit den ca. 1°C pro 100 Meter ab, doch gleichzeitig wird durch die Kondensation von Wasserdampf auch stetig wieder Wärme frei (die Energie, die vorher gebraucht wurde um das flüssige Wasser zu verdampfen).
Steigt ein Luftpaket auf, wird es durch die Druckabnahme ca. 1.0 °C pro 100 m (trockenadiabatisch) abgekühlt. Sobald der Taupunkt unterschritten wird (auf der Höhe, die Kondensationsniveau genannt wird), beginnt die Kondensation und so die Bildung einer Wolke. Mit weiterem Aufstieg ist die Abkühlung mit 0.5 °C pro 100 m (feuchtadiabatisch) deutlich geringer, weil durch die anhaltende Kondensation von Wasserdampf gleichzeitig auch stetig Wärme freigesetzt wird.
Abstrahlung: Der Boden strahlt an der Erdoberfläche Tag und Nacht ständig «Wärme» (Infrarot-Strahlung) ab. Am Tag heizt dabei zusätzlich die Sonne ein, so dass er sich erwärmen kann. In der Nacht fehlt jedoch die Sonnenstrahlung und damit findet dort ausschliesslich Abstrahlung statt, was eine Abkühlung zur Folge hat. Je wolkenloser der Nachthimmel, bzw. je trockener und windstiller die Luft, desto stärker ist diese. Mit dem Boden kühlen (durch Wärmeleitung) auch die bodennahen Luftschichten ab. Diese Auskühlungs-Schicht kann bis mehreren 100 Meter mächtig sein. Wenn dabei der Taupunkt unterschritten wird, setzt Kondensation ein und es bilden sich Wolken (bzw. korrekterweise ausgedrückt «Nebel») in Form von «Strahlungsnebel». In topographischen Senken wird dieser Effekt durch die Bildung von «Kälteseen» verstärkt. Auch im Bereich von Seen oder (feuchten) Talauen ist die Nebelbildung wegen der höheren Luftfeuchtigkeit stärker. Bei Mooren und schneebedeckter Landschaft ist die nächtliche Abkühlung sehr stark ist, was ebenfalls nebelfördernd ist. Strahlungsnebel bildet sich bevorzugt im Winter, weil dann die relative Luftfeuchtigkeit im Schnitt am höchsten, bzw. die Nächte am längsten sind. Zusätzlich ist dann die Sonne tagsüber schwach, was dazu führt, dass eine in der Nacht gebildete Nebelschicht womöglich tagsüber nicht aufgelöst werden kann. Nicht nur der Boden, sondern auch Dunst- und Wassertröpfchen an der Obergrenze einer Dunst-, Nebel- oder Wolkenschicht kühlen in der Nacht durch Abstrahlung ab. Der obere Bereich einer Dunstschicht kann sich so über Nacht zu einer Wolke umwandeln. Auch können sich dadurch bestehende Wolken verdichten.
nächtliche Auskühlung der bodennahen Luftschichten führt beim Unterschreiten des Taupunktes zur Bildung von Strahlungsnebel
(Quelle: Olga Ernst - Eigenes Werk, CC BY-SA 4.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=75328977)
was von erhöhter Lage noch schön aussieht ist darunter eine ziemlich trübe Angelegenheit
Kontakt mit kalter Masse (Wärmeleitung): Warme Luft kommt in Kontakt mit einer kalten Luftmasse und kühlt es sich dabei durch Wärmeleitung ab. Wenn der Taupunkt unterschritten wird, bilden sich Wolken. Abkühlung geschieht auch bei Kontakt mit einer kalten Erdoberfläche unter Bildung von «Advektionsnebel». Letzteres findet beispielsweise im Herbst oder Winter statt, wenn wärmere Luft aus dem Atlantik auf den kälteren europäischen Kontinent trifft. Advektionsnebel kann sich bilden, wenn wärmere Luft des Festlandes auf kälteres Gewässer (Fluss, See, Meer) trifft, was meistens im Frühling der Fall ist (berüchtigter Küstennebel über der Ost- oder Nordsee). Dieser Prozess kann auch an Beispielen aus dem Alltag beobachtet werden: So setzen sich beim gekühlten und frisch gezapften Bier an der Aussenseite das Bierglases Wassertröpfchen an. Dies weil die Luft direkt um das Glas unter den Taupunkt abgekühlt wird und in der Folge Kondensation einsetzt. Dasselbe passiert auch beim Beschlagen einer Brille im Winter. Sobald man mit kalter Brille an die Wärme kommt, wird die Luftschicht, welche die Brille umgibt, abgekühlt.
Durch Abkühlung von warmer Luft über kaltem Wasser bildet sich der berüchtigte Küstennebel in San Francisco.
(Quelle: Brocken Inaglory - Own work, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=7908286)
Der Beschlag am Bierglas entsteht, weil die Luft darum herum unter den Taupunkt abgekühlt wird und so Kondensation von Wasserdampf ans Glas einsetzt.
(Quelle: ©WOD - stock.adobe.com)
Durchmischung: Warme Luft (mit höherem Wasserdampf-Gehalt) mischt sich mit kälterer Luft (mit niedrigerem Wasserdampf-Gehalt). Beide Luftpakete weisen vor der Durchmischung eine relative Luftfeuchtigkeit von weniger als 100% auf. In gewissen Situationen kann es vorkommen, dass nach der Durchmischung die Sättigungsfeuchte erreicht wird. Dabei entsteht Nebel in Form von «Mischungsnebel». Ein Beispiel dafür ist das Seerauchen: Wenn ein Gewässer (Fluss, See, Meer) wärmer als die darüberliegende Luft ist, was meist im Herbst der Fall ist, dann erwärmt sich ein Luftpaket, das über diese Wasseroberfläche streift. Dadurch steigt auch dessen Sättigungsfeuchte, bzw. Taupunkt und es wird in der Folge durch Verdunstung aus dem Gewässer zusätzlicher Wasserdampf aufnehmen. Mit der Erwärmung wird es aber auch leichter als die Umgebung und beginnt dadurch aufzusteigen, wo es wieder in Kontakt mit kalter Luft gerät. Dort setzt Abkühlung durch Wärmeleitung und Durchmischung ein. Wenn dabei in die Sättigungsfeuchte erreicht wird, setzt Kondensation ein. Dieser Vorgang findet übrigens auch über einer Tasse mit heissem Tee bzw. über einem Teller mit einem heissen (wasserhaltigen) Menü statt.
Seerauchen an einem frühen Herbstmorgen über einem Bergsee
(Quelle: ©Petar - stock.adobe.com)
Prinzip vom Seerauchen: Über dem warmen Gewässer wird ein Luftpaket erwärmt. Dabei nimmt es durch die höhere Sättigungsfeuchte zusätzlichen Wasserdampf auf. Wegen der Erwärmung beginnt es jedoch auch wie ein Ballon aufzusteigen. Weiter oben mischt es sich mit der bestehenden kalten Luft. Dabei wird die Sättigungsfeucht erreicht und es setzt Kondensation ein.
Mischungsnebel über einer Tasse mit heissem Kaffee
(Quelle: ©wideonet - stock.adobe.com)
Alle die eben genannten Prozesse führen zur Abkühlung einer Luftmasse, was beim Unterschreiten des Taupunktes zur Kondensation von Wasserdampf und somit Wolkenbildung führt. Oft bildet sich dabei Nebel, d.h. «Wolken mit Bodenkontakt». Gewöhnlich spricht man jedoch nur von Wolken, wenn diese keinen Kontakt zum Boden aufweisen. Solche «klassischen Wolken» bildet sich vor allem durch Hebungsvorgänge. Hebung und Absinken von Luftpaketen ist dabei stark mit der Stabilität der Luftschichtung verknüpft.
«Wolken und Nebel bilden sich, wenn Luftpakete durch meteorologische Prozesse unter den Taupunkt abkühlt werden»
Stabilität der Luftschichtung
Was veranlasst ein Luftpaket sich zu heben? Es ist oft derselbe Prozess, der auch einen Heissluftballon hochsteigen lässt oder dir beim Schwimmen im Meerwasser hilft, über Wasser zu bleiben: Hebung durch Auftrieb. Eine Masse wird immer dann durch Auftrieb gehoben, wenn seine Dichte gegenüber jener der umgebenden Flüssigkeit oder Gasgemisches kleiner ist. Dies ist in der Atmosphäre der Fall, wenn ein «Luftpaket» leichter ist, als die Luft, die es umgibt. Die Dichteunterschiede entstehen dabei durch Temperaturunterschiede, denn es gilt: Je wärmer die Luft, desto leichter ist sie. Demnach erfährt ein Luftpaket Hebung, so lange es wärmer als die umgebende Luft ist. Sobald das Luftpaket eine Höhe erreicht wo die umgebende Luft nicht mehr wärmer ist, wird der Aufstieg gestoppt. Umgekehrt wird ein Luftpaket, das kälter als seine Umgebung ist, durch seine höhere Dichte nach unten absinken (so wie ein Stein im Wasser >>> Dichte des Steins viel höher als diejenige von Wasser). Ein Luftpaket mit derselben Temperatur wie die Umgebung schwebt quasi in der Luft (so wie der menschliche Körper im Wasser >>> beide haben ungefähr dieselbe Dichte).
Luftpakete steigen aus dem gleichen Grund in die Höhe wie ein Heissluftballon. Wenn seine Temperatur höher ist (und damit die Dichte geringer) als jene der Umgebung, dann erzeugt dies eine Auftriebskraft, die ihn (entgegen der Schwerkraft) nach oben hebt.
(Quelle: bearbeitet nach Wajahatmr - Own work, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=17815172)
Ob vertikale Bewegungen in der Atmosphäre stattfinden können, hängt von der Luftschichtung ab. Nimmt man den langfristigen Durchschnitt, so nimmt die Temperatur (wegen der Druckabnahme) mit der Höhe um ca. 0.65°C pro 100 Meter ab (US Standart-Atmosphäre). Die Luft ist also immer geschichtet, das heisst Temperatur und Luftfeuchtigkeit (plus weitere Grössen) ändern sich mit der Höhe. Auch die Luftschichtung selbst ändert sich durch meteorologische Prozesse ständig: Die Temperaturabnahme mit der Höhe kann mal mehr, mal weniger sein als die 0.65°C pro 100 Meter des Standartprofils. In der Regel schwankt die Temperaturänderung auch für unterschiedliche Höhenbereiche. Generell gilt: je stärker die Abnahme der Temperatur mit der Höhe, desto instabiler ist die Luftschichtung.
Die Stabilität der Luftschichtung, also inwiefern vertikaler Transport von Luftpaketen stattfinden kann, ist abhängig von der Temperaturabnahme mit der Höhe. Hebung ist immer möglich, wenn die Abkühlung des entsprechenden Luftpaketes geringer ist als die Temperaturabnahme der Umgebung. Je steiler die Luftschichtung, desto stabiler ist die die Atmosphäre geschichtet (genauere Erklärungen im Text unten).
labile Schichtung (> 1°C pro 100m): wenn die Temperaturabnahme mehr als 1°C pro 100 Meter beträgt, wird ein aufsteigendes Luftpaket immer leichter als seine Umgebung sein und so ungehindert aufsteigen können.
trockenindifferente Schichtung (1°C pro 100m): wenn die Temperatur im Profil ca. 1°C pro 100 Meter abnimmt, dann können trockene Luftpakete (Luftfeuchtigkeit kleiner als Sättigungsfeuchte) frei in der Atmosphäre herumschweben. Die Luftbewegungen sind dann stark durch ungeordnete Turbulenz beeinflusst.
trockenstabile, aber feuchtlabile (= bedingt labile) Schichtung (0.5 - 1°C pro 100m): Wenn die Temperaturabnahme mit der Höhe zwischen 0.5°C und 1°C pro 100 Meter beträgt, wird ein trockenadiabatisch aufsteigendes Luftpaket (mit Luftfeuchtigkeit unter 100%, ohne Kondensation) rasch schwerer sein als seine Umgebung und so nicht weiter aufsteigen können (trockenstabil). Befindet sich das Luftpaket jedoch unter dem Taupunkt (innerhalb der Wolke mit Luftfeuchtigkeit 100%), dann wird es beim feuchtadiabatischen Aufstieg wegen der geringeren Abkühlung immer leichter als seine Umgebung sein und so ungehindert Aufsteigen können (feuchtlabil).
feuchtindifferente Schichtung (0.5°C pro 100m): Wenn die Temperatur im Profil ca. 0.5°C pro 100 Meter abnimmt, dann können ungesättigte Luftpakete (mit feuchtadiabatischem Auf- und Abstieg) frei in der Atmosphäre herumschweben. Innerhalb einer Wolke sind dann Luftbewegungen stark durch ungeordnete Turbulenz beeinflusst.
stabile Schichtung (<0.5°C pro 100m): Wenn im Profil die Temperaturabnahme mit der Höhe weniger als 1°C pro 100 Meter beträgt, dann wird ein Luftpaket sowohl beim trocken- als auch beim feuchtadiabatischen Aufstieg rasch schwerer als die Umgebung sein. Dasselbe gilt für das Absinken: Die Luft wird sich immer stärker erwärmen als die Luftschichtung und so rasch wieder auf seine Ausgangsposition hochsteigen. Die Luftpakete sind so quasi auf ihrer derzeitigen Höhe blockiert.
Inversion (Temperaturzunahme mit der Höhe): wenn die Temperatur mit der Höhe zunimmt, dann ist die Schichtung extrem stabil. Es sind dann praktisch keine vertikalen Bewegungen von Luftpaketen möglich.
Die ständige Änderung der Luftschichtung (bzgl. Temperatur, Luftfeuchtigkeit, Luftdruck..) macht das Wetter dynamisch. Diese Action aus klein- bis grossräumigen meteorologischen Prozessen spiegelt sich dann letztendlich auch an den Wolken am Himmel wider. Denn diese sind die Zeichen dieser Dynamik!
Folgende Prozesse ändern die Luftschichtung (und sorgen am Himmel für Action):
Kaltlufteinbrüche in der Höhe, bzw. die Abkühlung von Wolkenobergrenzen durch nächtliche Abstrahlung sorgen für Labilität.
Warmluftzufuhr in der Höhe verursacht Inversionen («Aufgleitinversion»).
Prozesse, welche Luftpakete aus verschiedenen Höhen durchmischen (z.B. ungeordneter Turbulenz oder Konvektion, siehe später im Artikel) ändern eine stabile Luftschichtung in Richtung indifferent (ausserhalb der Wolke trockenindifferent und innerhalb der Wolke feuchtindifferent).
Änderung der Luftschichtung aufgrund vertikaler Umwälzung geht in Richtung indifferent. Am Boden erhöht sich dabei die Temperatur (ganz ohne Warmluftzufuhr), bzw. in der Höhe sinkt sie.
Grossräumige Hebung / Absenkung: Nicht nur einzelne Luftpakete können sich vertikal in der Atmosphäre bewegen, sondern auch ganze Luftmassen über mehrere 100 bis 1000 Kilometer. Solche (langsamen) Bewegungen finden in Hoch- und Tiefdruckgebieten statt und sind (im Gegensatz zu einzelnen Luftpaketen) nicht an die Stabilität der Luftschichtung gebunden. Letztere wird aber durch diese grossräumigen Prozesse stark verändert. Generell gilt, dass durch grossräumige Hebung (Tiefdruckgebiet) die Stabilität einer stabilen Luftschichtung herabgesetzt wird. Bei grossräumigem Absinken der Luft (Hochdruckgebiet) wird die Luftschichtung hingegen stabilisiert, meist unter mit Bildung von Inversionen («Schrumpfungsinversion», siehe Grafik unten).
Grossräumiges Absinken in einem Hochdruckgebiet führt zur Erwärmung der Luft. Zusätzlich wird sie durch Druckzunahme komprimiert und dadurch stabilisiert mit der Bildung von Schrumpfungsinversionen. In einem Tiefdruckgebiet, wo grossräumige Hebung stattfindet, läuft der Prozess umgekehrt ab, d.h. dann ist das Ganze mit einem Herabsetzen der Stabilität verbunden.
nächtliche Strahlungsinversion: Auch bei bodennaher Abkühlung in der Nacht bilden sich Inversionen. Dazu darf der Wind nicht zu stark sein, da sonst Turbulenz die bodennahe Kaltluft nach oben verwirbelt.
In der Nacht kühlt sich der Erdboden durch Abstrahlung ab und mit ihm auch die bodennahen Luftschichten. Dabei bildet sich eine Strahlungsinversion.
Die vertikale Luftschichtung kann über eine entsprechende Bewölkung sichtbar sein, doch meist bleibt sie für das blosse Auge verborgen. Meteorologen/-innen bestimmen diese unter anderem mit Radiosonden (Wetterballone mit Messgeräten). Tagesaktuelle Vertikalprofile sind online frei verfügbar, z.B. für Deutschland bei Wetteronline, bzw. in der Schweiz bei Meteoschweiz . Die Darstellung der Profile ist allerdings etwas gewöhnungsbedürftig, da die vertikale Achse den Luftdruck (ein indirektes Mass für die Höhe) darstellt und diese ausserdem noch gegenüber der X-Achse schräg (statt wie üblich senkrecht) ausgerichtet ist.
Hebungsvorgänge im Detail
Vertikale Bewegungen in der Atmosphäre sind also eng mit der Stabilität der Luftschichtung verknüpft. Wenn bei der Hebung von Luftpaketen oder grossräumigen Luftmassen der Taupunkt unterschritten wird, dann bilden sich Wolken. Dabei sind u.a. folgende meteorologische Prozesse beteiligt:
Hebung durch Thermik: Durch Sonneneinstrahlung wird die Luft bekanntlich erwärmt. Dreh- und Angelpunkt ist die Erdoberfläche, denn diese wird zuerst aufgeheizt. Diese gibt die Wärme dann an die bodennahen Luftschichten weiter. Je nach Intensität der Sonneneinstrahlung, der Beschaffenheit der Oberfläche, bzw. der Ausrichtung zur Sonne ist die Erwärmung unterschiedlich stark. Besonders stark ist sie z.B. auf folgenden Flächen:
Südhänge
felsiges Terrain
brache Felder
trockener Untergrund (gegenüber nassen Untergrund)
Wiesen (gegenüber Wäldern)
Städte (gegenüber grünem Umland)
An den Orten, wo sich die Luft stärker erwärmt, wird diese leichter als die Umgebung. In der Folge werden solche Luftpakete durch den Auftrieb in die Höhe gehoben. Der Aufstieg, mit gleichzeitiger trockenadiabatischer Abkühlung um ca. 1.0°C pro 100 Meter, erfolgt dabei soweit, bis eine umgebende Luftschicht erreicht wird, die nicht mehr kälter als das Luftpaket ist. Je instabiler die Luftschichtung, desto stärker und höher die Hebung. Wenn beim Aufstieg der Taupunkt unterschritten wird, bilden sich Quellwolken. Bei diesen haufenförmigen Wolken der Gattung Cumulus ist dann eine klare Wolkenuntergrenze sichtbar. Die Höhe dieser Untergrenze nennt man «Kondensationsniveau». Weiter oben findet bei der Hebung gleichzeitig auch Kondensation statt (feuchtadiabatische Hebung) mit einer entsprechend geringeren Abkühlung von nur noch ca. 0.5°C pro 100 Meter, was den weiteren Aufstieg deutlich erleichtert.
Thermik (schematisch): Erwärmung eines Luftpaketes am Boden führt durch den Auftrieb zur Hebung. Der Aufstieg wird erst gestoppt, wenn dessen Temperatur nicht mehr wärmer als diejenige der Umgebung ist. Wenn die Temperatur bei der Hebung unter den Taupunkt fällt, dann bildet sich eine Quellwolke.
Bildung einer Quellwolke durch Abkühlung eines Luftpaket durch Hebung infolge Thermik
(Quelle: bearbeitet aus Kr-val - Own work, Public Domain, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=6795797)
Mit dem Aufstieg von Luftpaketen werden an anderen Stellen immer auch Luftpakete absinken (wegen dem Druckausgleich). Dabei bilden sich in der Luftströmung typische Konvektionszellen mit einer Luftzirkulation aus Hebung und Absinken. Die Luftbewegungen sind dabei nicht konstant, sondern erfolgen in «Blasen». Durch die Erwärmung baut sich erst eine «Thermikblase» auf, die einen Durchmesser von meist 200 bis 500 Meter (manchmal auch viel mehr) aufweist und noch Bodenkontakt hat. Erst bei genügender Erwärmung hebt sie sich vom Boden ab und steigt hoch. Dieser Vorgang der Ablösung kann mehrere Minuten dauern. Je stärker der Wind, desto geringer die benötigte Erwärmung. Beim Ablösen der Blase strömt gleichzeitig am Boden «frische» Luft nach, was an aufkommendem böigem Wind gespürt werden kann. Aus diesem baut sich dann die nächste «Thermikblase» auf. Beim Aufstieg erreicht das Luftpaket Geschwindigkeiten von ca. 3 bis 5 m/s. Bei starker Sonneneinstrahlung können statt einzelnen Blasen auch eigentliche kontinuierliche «Thermikschläuche» entstehen. An den Rändern der aufsteigenden Thermikblasen bilden sich kleine Turbulenzen. Auch Innerhalb der Cumulus-Wolke bildet sich eine Mikrozirkulation aus, die zur Ausbildung der typischen Blumenkohl-Form führt (mehr dazu im Teil 3, Abschnitt Cumulus).
Nachdem sich die Luft durch Sonneneinstrahlung erwärmt hat, beginnt sie als «Thermikblase» sich langsam vom Boden abzulösen. Derweil strömt seitlich frische Luft zu, was sich am kurzzeitig böigen Wind bemerkbar macht. Bei genügend hoher Temperaturdifferenz beginnt sie aufzusteigen (bei Wind evtl. schon früher durch einen «Schubs»).
Die Thermik beginnt im Verlaufe des Morgens, nachdem die Sonne die nächtliche bodennahe Inversion abgebaut hat. Das Maximum der Aktivität wird dann am Nachmittag erreicht. Je stärker die Sonneneinstrahlung, bzw. labiler und feuchter die Luft, desto stärker und hochreichender ist die Thermik ausgebildet. Bei Tiefdruck-bestimmten Wetter oder flacher Druckverteilung ist die Luftschichtung generell weniger stabil als bei Hochdruck (gilt jedoch nicht beim Annähern einer Warmfront wegen der stabilisierenden «Aufgleitinversion»).
Wenn die Thermik sehr hoch reicht, können Cumulus-Wolken zu mächtigen Cumulonimbus anwachsen. In diesen mächtigen Gebilden herrschen nicht nur starke Aufwinde von bis zu 20 m/sec, sondern bauen sich auch Gewitter mit Starkregen, Blitz und Donner auf (siehe Teil 4 - Cumulonimbus und Gewitter).
Wird der Aufstieg wegen der Luftschichtung ab einer bestimmten Höhe gestoppt (oft durch eine Inversion), dann breiten sich die Quellwolken seitlich aus. Eine Ausbreitung der Wolken hat den Effekt, dass dadurch die Sonneneinstrahlung vermindert ist und so die Thermik zumindest gebremst wird. Doch je stärker die Sonne und damit die Erwärmung und je weniger markant eine Inversion, desto eher kann eine solche «durchbrochen» werden. So kann manchmal zwar der Aufstieg und damit das Wachstum von Quellwolken eine Weile durch eine Inversion gestoppt werden, doch wenn diese später (mit höherem Sonnenstand und so stärkerer Erwärmung) durchbrochen wird, können die Quellenwolken ihr Höhenwachstum fortsetzen.
Die Thermik endet ca. 1-2 Stunden vor Sonnenuntergang. Ab diesem Zeitpunkt beginnen sich die Quellwolken wieder aufzulösen, indem die Wolkentröpfchen in Folge ihres Gewichtes absinken (durch Aufwinde wurden sie vorher in der Schwebe gehalten), sich erwärmen und verdunsten. Auch wird die Luftmasse der Wolke mit der Umgebung vermischt. Im Winter ist die Sonneneinstrahlung geringer, bzw. die Atmosphäre generell stabiler geschichtet, so dass sich dann Quellwolken gar nicht bilden, bzw. deutlich schwächer ausgeprägt sind.
Hebung durch Auftreffen von kalter Luft über warmer Erdoberfläche: Dies ist meist im Frühling der Fall und äussert sich im Phänomen «Aprilwetter». Dann hat sich der europäische Kontinent bereits stärker als der Atlantik aufgewärmt. Trifft nun bei West- oder Nordwestwind kalte Luft aus dem Atlantik auf den warmen Kontinent, wird diese in den unteren Luftschichten rasch erwärmt. Hinzu kommt die Erwärmung der bereits kräftigen Sonne. Weil in den höheren Schichten die Luft verhältnismässig kalt bleibt, führt dies rasch zu einer instabilen Luftschichtung mit der raschen Bildung von niederschlagsführenden Quellwolken. So wechselt die Witterung bei Aprilwetter ab der zweiten Tageshälfte bis am Abend in kurzer Zeit immer wieder zwischen sonnigen Phasen, einsetzender Quellbewölkung und den daraus folgenden Niederschlägen (Regen, Schnee, Graupel).
Typische Szenerie bei Aprilwetter: In kurzer Zeit Wetterwechsel zwischen Sonne, Regen, Schnee und Graupel
(Quelle: Smalljim - Own work, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=10959770)
Der gleiche Prozess findet nach dem Durchzug einer Kaltfront statt. Auch hier wird die Kaltluft bodennah rasch aufgewärmt, einerseits durch Sonneneinstrahlung, andererseits durch den warmen Erdboden (dieser wurde vorher im Warmsektor aufgewärmt). In diesem Fall spricht man vom «Rückseitenwetter».
Wenn im Herbst oder Winter kalte Kontinentalluft über das deutlich wärmere Meer strömt, wird diese bodennah aufgewärmt. Dies setzt eine Konvektion ähnlich wie bei der Thermik in Gang, unter Bildung von Quellwolken.
Hebung durch Höhenkaltluft: Wenn in der Höhe Kaltluft einsickert, dann kann dort an der Schichtgrenze zur darunterliegenden wärmeren Luftmasse in einem begrenzten vertikalen Höhenbereich eine feuchtlabile Schichtung entstehen. Diese veranlasst Luftpakete innerhalb einer Wolke (mit feuchtadiabatischer Höhenänderung), ähnlich wie bei der Thermik aufzusteigen. Dabei bilden sich geringmächtige Konvektionszellen aus. In den Hebungsbereichen wachsen aus der Wolke kleine Türmchen («castellani») in die Höhe. Die Wolken darunter können bereits existiert haben oder sind durch die Abkühlung der wärmeren Luft an der Schichtgrenze entstanden. Auf jedenfall muss dazu die Luft generell feucht sein.
Wolke mit kleinen Auswüchsen nach oben (hier die Art «Altocumulus castellanus»): Ein feuchtlabile Luftschichtung durch Kaltluft in der Höhe kann ähnliche Hebungen von Luftpaketen wie bei der Thermik verursachen (Grafik stark schematisch vereinfacht!)
(Quelle: bearbeitet aus Janne Naukkarinen — Janne Naukkarinen, Domaine public, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=934727)
Solche dünnen "castellani" bilden sich also durch kalte Luft in der Höhe in Kombination mit einer hohen Luftfeuchtigkeit. Sie sind meist harmlos und lösen sich meist im Verlaufe des Vormittags wieder auf. Wenig stabile und feuchte Luft bedeutet jedoch auch, dass tagsüber eine eher starke Thermik erwartet wird. "castellani" zeigen deshalb einen Atmosphärenzustand an, der auf eine starke Gewitterneigung am Nachmittag hindeutet. Insbesondere Wolken der Art Altocumulus castellanus sind sehr verlässliche Gewittervorboten. Sieht man solche am Vormittag, dann sind am Nachmittag mit grosser Wahrscheinlichkeit Gewitter zu erwarten.
Die Türmchen selbst können manchmal aber auch zu mächtigen Türmen anwachsen und so Niederschläge bzw. sogar Gewitter bringen.
Hebung durch dynamische Turbulenz: In der Atmosphäre bewegen sich Luftpakete immer ein Stück weit «turbulent». Das bedeutet, dass zahlreiche Wirbel in der Luftzirkulation existieren. Diese Turbulenz entsteht in den bodennahen Luftschichten durch Reibung des Windes mit der Erdoberfläche oder auch durch Windscherung (unterschiedliche Windgeschwindigkeiten in der Höhe). Die zahlreichen Wirbel sind unterschiedlich gross und chaotisch verteilt (im Gegensatz zur Konvektion «ungeordnet»). In einem Wirbel erfahren Luftpakete ständige Auf- und Abwärtsbewegungen, mit entsprechender Abkühlung und Erwärmung. Dabei können Luftpakete bei hoher Luftfeuchtigkeit auch unter den Taupunkt abgekühlt werden. Dann bilden sich je nach Höhe Wolken vom Typ Stratocumulus oder Altocumulus, bzw. in grosser Höhe auch Cirrocumulus. Innerhalb eines Wolkenbausches findet dabei Hebung, in den Lücken dazwischen Absinken statt. Die Obergrenze solcher Wolkenschichten stellt in der Regel eine Inversionsschicht dar, die weitere turbulente Hebung verhindert. Auch machen die durch Turbulenz gebildeten Wolken einen eher zerrissenen Eindruck mit unscharfen Grenzen, die an Wattebauschen erinnern. Auch ist in der Regel keine klare Wolkenuntergrenze erkennbar.
Je schwächer der Wind und stabiler die Luftschichtung, desto geringer sind diese chaotischen Vertikalbewegungen, bzw. desto weniger hoch reichen Turbulenzen, die durch Reibung am Erdboden verursacht werden.
Schematische Darstellung der ungeordneten Turbulenz: Durch Hebung an den zahlreichen Wirbeln können Luftpakete über das Kondensationsniveau gehoben werden und sich so Wolken bilden. Meist stellt eine Inversion, welche weiteren Aufstieg verhindert, die Wolkenobergrenze dar.
durch Turbulenz gebildete Stratocumulus perlucidus
(Quelle: Simon Eugster --Simon 13:07, 8 Apr 2005 (UTC) - Eigenes Werk, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=101256)
In Hochdruckgebieten wird durch das grossräumige Absinken von Luftmassen nicht nur die Temperatur erhöht, sondern auch die Luft abgetrocknet. Meist erreicht die Abwärtsbewegung den Erdboden nicht ganz, so dass bodennah, unter so einer Inversion, eine feuchte Luftmasse (Grundschicht) zurückbleibt, in der sich durch ungeordnete Turbulenz eine Stratocumulus-Bewölkung ausbildet.
Mit der Turbulenz werden ständig Luftpakete aus verschiedenen Bereichen und Höhen vermischt, so dass sich die Luftschichtung zu indifferent hinbewegt. Bei starkem Wind mit höher reichenden Turbulenzen können so sogar ganze Inversionen gebildet werden.
Hebung durch Abstrahlung an einer Dunst- oder Wolkenobergrenze: In der Nacht strahlen Dunsttröpfchen an der Obergrenze der Dunstschicht (die meist eine Inversion darstellt) nach oben Wärme (als Infrarotstrahlung) ab. Dies kühlt nebst den Dunstteilchen auch die umgebende Luft ab. Dabei wird die Schichtung labilisiert. In einer dünnen Schicht an der Dunstobergrenze können so Konvektionszellen (ähnlich wie bei der Thermik) entstehen, so dass sich (je nach Höhe) dünne Stratocumulus- oder Altocumulus-Schichten bilden. Auch bereits bestehende Wolken können sich so weiter verdichten (z.B. Stratocumulus zu Stratus).
Hebung, die an einem topograpischen Hindernis «erzwungen» wird (orografische Hebung): Trifft eine Luftmasse auf ein Gebirge (z.B. Alpen, Schwarzwald, Bayrischer Wald) oder einen freistehenden Berg (z.B. Kilimandscharo in Tansania, Pico del Teide in Teneriffa, Brocken im Harz), dann kann sie auch entgegen einer stabilen Luftschichtung gezwungen werden aufzusteigen. Wird ab einer gewissen Höhe mit der Abkühlung der Taupunkt unterschritten, setzt Wolkenbildung ein.
orograpische Hebung beim Pico del Teide in Teneriffa
(Quelle: bearbeitet aus Martina Nolte, Lizenz: Creative Commons by-sa-3.0 de, CC BY-SA 3.0 de, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=18311743)
Ist die Schichtung einigermassen stabil, setzt auf der Vorderseite (Luv-Seite) kein oder nur geringer Niederschlag ein (Bild unten links).
die orograpische Hebung erfolgt bei stabilen Verhältnissen (links) meist ohne Niederschlagsbildung. Bei nur leicht stabilen Verhältnissen (rechts) wird die Luftschichtung durch Hebung so stark labilisiert, dass Konvektion einsetzt, inkl. Bildung kräftiger Staubewölkung mit Niederschlägen und evt.Gewittern.
Eine leicht stabile Luftschichtung kann durch die erzwungene Hebung (wie im Tiefdruckgebiet) labilisiert werden. Hat Kondensation bereits eingesetzt und wird beim erzwungenen Aufstieg eine höher gelegene feuchtlabile Schicht erreicht, dann ist ein «freiwilliger» (unkontrollierter) Aufstieg möglich unter Bildung von Konvektionszellen. Die dabei entstehende Staubewölkung wird dabei deutlich mächtiger und es bildet sich Stauregen, evt. unter Bildung mächtiger Cumulonimbus-Wolken mit Gewitter (Bild oben rechts). Durch orographische Hebung an einem Gebirge können so Niederschläge entstehen, die auch nach dem Durchzug einer Schlechtwetterfront weiter anhalten, bzw. während des Frontdurchzuges verstärkt werden.
in den Bergen können die Niederschläge auch nach dem Durchzug einer Schlechtwetter-Front weiter anhalten
(Quelle: ©daniilvolkov - stock.adobe.com)
Ebenfalls können dadurch im Gebirge auch bei stabilem Hochdruckwetter Gewitter entstehen, während es im Flachland trocken bleibt. Am exponiertesten sind dabei die Voralpen, wobei Gewitter von dort auch weiter ins Alpenvorland ziehen können.
Hebung durch Leewellen: Wird die eben genannte Luftströmung an einem Hindernis (Berg, Hügel oder Gebirge) gezwungen aufzusteigen, dann wird auch die Luft auf der Höhe (weit über dem Hindernis) mitgehoben, sofern dort eine stabile Luftschichtung herrscht. Nach dem erzwungenen Überströmen des Hindernisses (Lee-Seite) sinkt die bodennahe Luft wieder ab, was zur Wolkenauflösung und trockenen Föhnwinden führen kann. In den höheren Luftschichten, welche die Hebung mitmachen mussten, bilden sich in der Luftströmung nun die Lee-Wellen: Die vorher gehobenen höheren Luftschichten gelangen nicht einfach zurück auf ihre ursprüngliche Höhe, sondern schwingen in Wellen hoch und runter. In den «Wellenbergen» dieser Lee-Wellen können so Luftpakete über das Kondensationsniveau gehoben werden, unter Bildung von linsenförmigen Wolken der Art lenticularis (meist Altocumulus lenticularis). Lenticularis-Wolken zeigen also die Wellenberge von orographischen Lee-Wellen an. Wenn die Luftfeuchtigkeit zu gering ist und somit kein Wellenberg das Kondensationsniveau erreicht, können Lee-Wellen auch unsichtbar bleiben. Die Wellen bewegen sich nicht, d.h. die Wellenberge- und Täler bleiben stets an ihrer Position. Die einzelnen Luftpakete hingegen strömen mit dem Wind durch die Wellen hindurch. Mit zunehmender Entfernung vom Hindernis nimmt die Höhe der Wellen ab, bis sie sich schliesslich einebnen.
Bildung von Lee-Wellen nach dem Überströmen eines Berges, Hügel oder Gebirge. Bei stabiler Luftschichtung müssen die Luftschichten hoch über dem Hindernis die Hebung mitmachen. Im Lee bilden sich dann die charakteristischen Lee-Wellen. Wenn im Wellenberg einer Luftschicht die Temperatur unter das Kondensationsniveau fällt, bilden sich lenticularis-Wolken.
Beispiel einer Wolke der Art Altocumulus lenticularis, die durch eine Lee-Welle gebildet wird
(Quelle: Sunfly 14:20, 1 September 2007 (UTC) - Eigenes Werk, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2664314)
In den tieferen Luftschichten kann sich unter den Lee-Wellen eine turbulente Luftströmung einstellen. In einem solchen Wirbel (genannt «Rotor») können sich durch die Hebung bei genügend hoher Luftfeuchtigkeit Cumulus-Wolken ausbilden.
Cumulus-Bewölkung des Rotors unter der Lenticularis-Wolke der Lee-Welle (Quelle: Elaine with Grey Cats — Flickr: Owens Valley Clouds, CC BY-SA 2.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=29913110)
Rotoren können sich bei freistehenden Bergen (wie z.B. dem Matterhorn) auch direkt hinter dem Hindernis einstellen. In diesem Fall bildet sich im Lee bei genügend hoher Luftfeuchtigkeit eine Wolkenfahne.
Wolkenfahne am Matterhorn (schematisch!), gebildet durch feuchte Luft und Luftwirbel im Lee
(Quelle: bearbeitet aus Champer - Eigenes Werk, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=4853988)
Hebung durch grossräumiges Aufgleiten: Auf den Breiten des Nordatlantiks, bzw. Europas liegt oft die Luftmassengrenze zwischen warmer (südlicher) und kalter (polarer) Luftmasse. An diesem Grenzbereich, der in der Höhe durch ein Starkwindband («Jetstream») geprägt ist, bilden sich Tiefdruckgebiete. In diesen werden die ursprünglich klar getrennten Luftmassen miteinander «verwirbelt». Denn bildet sich eine Luftströmung, wo der Wind im Gegenuhrzeigersinn um das Tiefdurckzentrum +/- parallel zu den Isobaren (Linien gleichen Druckes) weht. Damit wird im östlichen Bereich die warme Luftmasse nach Norden, bzw. im westlichen Bereich die kalte Luftmasse nach Süden fortbewegt. An den vorstossenden Luftmassengrenzen bilden sich «Fronten» (Warmfronten, Kaltfronten, Okklusionen). Die Tiefdruckgebiete mit ihren Fronten wandern dabei mit dem Jetstream von Westen nach Osten.
Typisches System eines Tiefdruckgebietes mit Warmfront (rot), Kaltfront (blau) und den entsprechenden Niederschlagsbereichen (hellblau). Zwischen den Fronten liegt der Warmsektor. Dort wo die Kaltfront die Warmfront eingeholt hat, bildet sich eine Okklusion (violett).
(Quelle: bearbeitet aus Ravedave - self-made, based on this original image: http://en.wikipedia.org/wiki/Image:Occludedcyclone.gif which is from the US government., CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=3832852 und San Jose - own map, based on the Generic Mapping Tools and ETOPO2, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=676986)
Die meteorologischen Prozesse der Tiefdruckgebiete und Fronten sind ein komplexes Thema für sich. Auf die Wolken- und Niederschlagsbildung bezogen, bilden sich folgende Wettercharakteristiken:
Warmfront: Warme Luft ist leichter als kalte Luft. Dort wo die warme Luft gegen die kalte Luft vorstösst, gleitet diese deshalb schräg nach oben. Diese Hebung führt zur typischen Aufzugbewölkung «Cirrus > Cirrostratus ( / Cirrocumulus) > Altostratus ( / Altocumulus) > Nimbostratus». Wenn sich eine Warmfront aus Westen nähert, kündigt sich diese also durch diese Wolkenabfolge an. Mit dem Auftreten der ersten Cirren (meist Cirrus uncinus), kann bis zum Durchzug der Warmfront ein halber bis ganzer Tag vergehen, manchmal auch mehr. Die Breite der Aufzugbewölkung kann bis zu mehreren 1000km betragen. Vor der Front ist bildet sich durch die Warmluft in der Höhe eine «Aufgleitinversion», die höher reichende Thermik verhindert, so dass sich unter den Cirren höchstens kleinere Cumuli bilden können. Bei der Verdichtung zu Altostratus können dann erste Niederschläge entstehen, die jedoch meist in der Luft wieder verdunsten (virga). Spätestens die Nimbostratus-Wolke bringt dann aber den mehrere Stunden dauernden, jedoch nicht so intensiven «Landregen». Selten kann die Luftschichtung durch grossräumige Hebung so stark labilisiert werden, dass Konvektion einsetzt und sich Warmfrontgewitter bilden.
Schema einer Warmfront: Die warme Luft wird auf einer geneigten Fläche in die Höhe gehoben. Dabei bildet sich die klassische Abfolge der Aufzugbewölkung
(Quelle: bearbeitet aus CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=243677)
Warmsektor: Hinter der Warmfront erreicht uns die warme Luftmasse. Die Bewölkung lockert sich rasch auf und der Landregen hört auf. Vor allem im Sommer folgen nun sonnige Abschnitte, oft mit einer Bewölkung aus Stratocumulus, Altocumulus oder Cirren. Je nach dem können sich auch Quellwolken oder bei kräftiger Sonneneinstrahlung sogar Gewitter bilden. Im Winter kann auch eine Stratusbewölkung mit Nieselregen vorhanden sein.
Kaltfront: Auch dort wo die kalte Luft gegen die warme Luft vorstösst, wird die leichtere warme Luft grossräumig angehoben, was ebenfalls Wolkenbildung zur Folge hat. Weil an der Kaltfront die Neigung der Luftmassengrenze meist steiler als bei einer Warmfront ist, ist auch die Hebung deutlich schneller und stärker. Mit der schnellen Hebung wird die Luftschichtung stark labilisiert, wodurch Konvektion einsetzt. Deshalb bildet sich an der Kaltfront bevorzugt Cumulonimbus-Bewölkung mit entsprechenden Starkniederschlägen, im Sommer oft begleitet mit Blitz und Donner. Die Bewölkung kann aber auch vorwiegend durch Nimbrostratus dominiert werden. Die Vorwarnzeit ist im Gegensatz zur Warmfront viel kürzer. Oft ist kurz vor der Front die Bildung, bzw. rasche Verdichtung der Stratocumulus-, Altocumulus-, bzw. Cirren-Bewölkung zu beobachten. Der Niederschlag der Kaltfront dauert in der Regel 1 bis 2 Stunden. Am Ende lockert sich auch die Bewölkung auf, meist zu Nimbostratus und Altostratus, so dass der Regen immer weniger intensiv wird, bis er schliesslich stoppt.
Schema einer Kaltfront: Das Aufgleiten der warmen Luftmasse erfolgt hier vergleichsweise rasch, deshalb bilden sich mächtige Cumulonimbus-Wolken.
(Quelle: bearbeitet aus german wikipedia, original upload 23. Nov 2004 by de:Benutzer:LivingShadow (selfmade), CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=243679)
Rückseitenwetter: Mit dem Durchzug der Kaltfront befindet man sich in der kalten Luftmasse. Sobald die Kaltfront-Niederschläge abgezogen sind findet eine weitere Auflockerung der Bewölkung statt. Auch durch den Niederschlag gebildete bodennahe Stratus fractus oder Stratocumulus lösen sich allmählich auf. Sobald die Sonne rauskommt, bildet sich das Rückseitenwetter. In der eher wenig stabil geschichteten Luft bilden sich rasch Quellwolken, die lokal und kurzzeitig Niederschläge bringen können. Bei starker Sonneneinstrahlung können sich auch kräftige Gewitter bilden. Mit der weiteren Verlagerung des Tiefdruckgebietes nach Osten macht sich zunehmend der Hochdruckeinfluss bemerkbar, mit Stabilisierung der Luftschichtung und abnehmender Bewölkung. Dabei kann sich entweder ein mächtiges Hochdruckgebiet installieren oder es folgt nach einem kleinen «Zwischenhoch» das nächste Tiefdruckgebiet.
Da die Kaltluft meist schneller als die Warmluft ist, wird diese letztere irgendwann einholen. In diesem Fall wird die Warmluft komplett in die Höhe gehoben (Okklusion), während die bodennahen Luftschichten nur noch aus Kaltluft bestehen. Wichtig dabei ist: Kaltluft ist nicht gleich Kaltluft.
Warmfrontokklusion (Winter): Im Winter ist die hintere Kaltluft meist wärmer als die Vordere. Der Grund dafür: Der Atlantik ist dann wärmer als der Europäische Kontinent. Weil die hintere Kaltluft länger über dem Atlantik verweilt hat als die Vordere, ist sie etwas wärmer. Deshalb ähnelt der Wettercharakter der Warmfrontokklusion eher einer Warmfront, d.h. mit Aufzug und Landregen.
Kaltfrontokklusion (Sommer): Im Sommer ist das Gegenteil der Fall, der Atlantik ist kälter als der Kontinent. Die länger über dem Atlantik verweilte hintere Kaltluft ist deshalb kälter als die Vordere. Der Wettercharakter ähnelt deshalb einer Kaltfront, d.h. mit Starkniederschlägen und anschliessendem Rückseitenwetter.
Schema von Okklusionen (Kaltfront- und Warmfrontokklusion)
(Quelle: bearbeitet aus Front_occlus_trowal.png: Pierre_cbderivative work: Pierre cb - This file was derived from: Front occlus trowal.png:, Public Domain, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=27925717)
Die eben genannten Beschreibungen der Verhaltensweisen von Fronten sind stark vereinfacht. In der Realität ist das Ganze deutlich komplexer, einerseits hinsichtlich der Strömungsverhältnisse, andererseits auch bezüglich dem Wolken- und Niederschlagsverhalten. Ein paar Beispiele:
Fronten können auch nur eine leichte Bewölkung am Himmel (ohne Niederschläge) verursachen. Entweder handelt es sich dann eine «schwache Störung» oder als Beobachter/in befindet man sich am Rand des Frontensystems.
Nahe des Tiefdruckzentrums ist auch im Warmsektor mit anhaltenden Niederschlägen zu rechnen.
Bei Kaltfronten ist der Wettercharakter je nach derer Fortbewegungsgeschwindigkeit unterschiedlich. Bei langsamer Bewegung folgt hinter den Frontniederschlägen eine Auflockerung der Bewölkung, die an einen «umgekehrten Aufzug» erinnert (Nimbostratus > Altostratus > Cirrostratus > Cirrus). Bei schneller Bewegung ist die Bewölkung vor dem eigentlichen Frontniederschlag viel ausgeprägter (mit Altostratus und Nimbostratus) und es können sich dort sogar lenticularis-Wolken bilden. Nach dem Abzug einer schnellen Kalfront ist jedoch das Aufklaren viel schneller.
Mit dem Anrücken des Tiefdruckgebietes (Wind eher aus Süden) bilden sich auf der Alpennordseite trockene Südföhnlagen (mit entsprechenden Stauniederschlägen aus der Alpensüdseite). Mit dem Abziehen des Tiefdruckgebietes nach Osten (Winde dann eher aus Nordwesten) bildet sich das Gegenteil: Stauniederschläge auf der Alpennordseite und Nordföhn auf der Alpensüdseite. Während sich im Flachland das Wetter nach dem Abzug der Fronten schon lange beruhigt hat, können die Stauniederschläge auf der Alpennordseite noch etwas länger andauern.
Hebung durch Tiefdruckgebiet allgemein: In Tiefdruckgebieten findet grossräumige Hebung von Luftmasse nicht nur an den Luftmassengrenzen, sondern auch ganz allgemein statt. Dadurch wird die Luft generell feuchter und die Luftschichtung generell weniger stabil, was Hebung durch Konvektion und Turbulenz begünstigt. Berüchtigt sind Kaltlufttropfen, also ausgedehnte Kaltluft in der Höhe. Auf der Druckkarte äussert sich dieser als Tiefdruckgebiet in der Höhe. Durch die instabile Schichtung kann tagelanger konvektiver Niederschlag einsetzen. Auch in schmalen Ausbeulungen von Tiefdruckgebieten (Kurzwellentröge) findet Hebung von Luftmassen statt, mit entsprechender Wolken- und Niederschlagsbildung.
Wasser, Eis und Niederschlag
Wasser oder Eis? Schaut man sich die jahreszeitlich gemittelte Temperaturverteilung in der Atmosphäre (US-Standartatmosphäre) an, dann nimmt die Temperatur mit der Höhe im Durchschnitt um 0.65°C pro 100 Meter ab. Bei einer Temperatur von 10°C am Boden, wird somit bereits in ca. 1’500 Meter Höhe der Gefrierpunkt von 0°C erreicht. Bedeutet dies, dass dort das Wasser nur noch gefroren als Eis vorliegt?
Antwort: Nein, die Sache ich etwas komplexer. So bildet sich ein Eiskristall, ähnlich wie die Wassertröpfchen, nicht spontan, sondern durch das Anfrieren von Wasserdampf an einen festen Aerosol-Kern und auch das erst ab ca. -10°C. Somit sind in der Luft auch bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt immer noch (unterkühle) «Wassertröpfchen» vorhanden. Hinzu kommt, dass es nur wenige Aerosole gibt, die auch für das Anfrieren von Eis geeignet sind. Bei einer Temperatur von unter -10°C sind dann sowohl unterkühlte Wassertröpfchen, als auch Eiskristalle vorhanden. Spontanes Gefrieren von Wassertröpfchen zu Eiskristallen findet erst bei sehr tiefen Temperaturen um ca. -40°C statt, so dass die hohen Wolken praktisch nur noch aus Eiskristallen bestehen.
«Tiefe Wolken bestehen aus Wassertröpfchen und hohen Wolken aus Eiskristallen. Mittelhohe Wolken haben sowohl Wassertröpfchen, als auch Eiskristalle»
Wann gibt es in der Wolke Niederschlag? Wenn Luftpakete innerhalb einer Wolke feuchtadiabatisch aufsteigen, findet Kondensation von Wasserdampf statt. Dabei wachsen die Wolkentröpfchen ständig, bzw. zwei Tröpfchen können sich beim Zusammentreffen zu einem Grösseren Tropfen vereinigen. Ab einer gewissen Grösse (abhängig von der Stärke der Aufwinde) können sie nicht mehr in der Schwebe gehalten werden. Dann fallen sie aus und es bildet sich Niederschlag («warmer Regen»). In unseren Breiten bildet sich dann höchstens Nieselregen, weil die Wasserdampfmenge in der Luft nicht ausreicht um noch grössere Wassertröpfchen zu bilden. Oft verdunstet dann der Niederschlag bereits vor dem Auftreffen auf die Erdoberfläche.
Durch Wachstum der Wolkentröpfchen bildet sich höchstens Nieselregen, so wie auf dem Bild in einer Nebelschicht.
(Quelle: David Lally, CC BY-SA 2.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=14557675)
Zur Entstehung von «echtem» Regen müssen also noch weitere Prozesse involviert sein. Das Schlüsselelement dazu: Eiskristalle («kalter Regen»). Hebung der Luftpakete muss also Höhen erreichen, wo die Temperatur für die Eiskristallbildung genug tief ist. Ist das der Fall, dann wachsen Eiskristalle auf Kosten unterkühlten Wassertröpfchen: Wassermoleküle der Tröpfchen verdunsten und gefrieren an den Eiskristallen («Bergeron-Findeisen-Prozess»), bzw. ganze Wassertröpfchen können sich an einen Eiskristall anfrieren. Weil nur wenige Aerosoletypen auch als Eiskeime geeignet sind, ist die Anzahl der Eiskristalle gegenüber der Anzahl Wassertröpfchen deutlich geringer. Dies führt u.a. dazu, dass die Eiskristalle auch deutlich grösser werden können als die Wassertröpfchen. Sobald sie zu schwer werden um vom Aufwind in der Schwebe gehalten zu werden, fallen sie runter. Auf dem Weg nach unten nehmen sie in der Wolke weitere Wassertröpfchen auf, die an sie anfrieren, womit der Eiskristall weiter wächst. Sobald die Temperaturen nahe beim Gefrierpunktes sind, bilden sich durch das Zusammentreffen von Eiskristallen und Wassertröpfchen Schneeflocken (Aggregat aus Eiskristallen, die durch Wasser zusammen verklebt werden). Sobald diese Schneeflocken eine Höhe mit Temperaturen leicht über dem Gefrierpunkt erreichen, geht der Schnee in Regen über.
Regen macht den Umweg über Eiskristalle / Schneefall
(Quelle: Thomas Bresson - Snow crystalsUploaded by ComputerHotline, CC BY 2.0,)
Die oben genannten Vorgänge bedeuten also, dass für die Bildung von Regen (bzw. Schnee) in der Wolke Wassertröpfchen und Eiskristalle koexistieren müssen! Dazu müssen Hebungenvorgänge aber erst Höhen reichen, wo Temperaturen von unter -10°C herrschen.
«Bildung von Regen erfordert die Koexistenz von Wassertröpfchen und Eiskristallen in der Wolke»
Damit sich (wie auf dem Bild) Regen bilden kann, muss die Hebung von Luftpaketen Höhen mit Temperaturen unter -10°C erreichen, wo sowohl unterkühlte Wassertröpfchen, als auch Eiskristalle vorkommen.
(Quelle: ©cstirit - stock.adobe.com)
Übrigens: Warum sind die Wolken weiss? Die Antwort dazu findest du im Artikel Farben und Farbphänomene in der Atmosphäre – Erkennen und Deuten
Was verhindert Wolkenbildung, bzw. wie lösen sie sich Wolken auf
Verschiedene Prozesse führen also zur Wolkenbildung. Trotzdem ist der Himmel nicht ständig wolkenbedeckt, d.h. Wolke können sich auch wieder auflösen. An der Wolkenverhinderung, bzw. Zerstörung sind folgende Prozesse beteiligt:
Hochdruckgebiet: Wie bereits erwähnt, findet in einem Hochdruckgebiet grossräumiges Absinken von Luftmassen statt. Dadurch werden die Luftmassen erwärmt und abgetrocknet, so dass sich bestehende Wolken auflösen. So herrscht in einem Hochdruckgebiet tendenziell schönes Wetter vor. Durch das Absinken der Luftmassen wird zusätzlich die Luftschichtung stabilisiert, meist unter Bildung von Schrumpfungsinversionen.
durch das grossräumige Absinken von Luftmassen, herrscht in einem Hochdruckgebiet generell warmes und trockenes Wetter vor, mit guter Fernsicht in den Bergen
(Quelle: ©Tom Fenske - stock.adobe.com)
Wie bereits erwähnt, befindet sich im Hochdruckgebiet bodennah unter einer Inversion trotzdem eine etwas feuchtere Luftmasse. Dort können sich über Tage nicht nur Staub und Dunst ansammeln, sondern durch Hebung in Folge ungeordneter Turbulenz auch Wolken (Stratocumuli) bilden. Sonneneinstrahlung mit dem Einsetzen von Thermik führt ausserdem zur Bildung Quellwolken (Cumuli), die sich im Sommer je nach Feuchtegehalt der Atmosphäre und Luftschichtung sich auch zu mächtigen Cumulonimbi mit Gewittern entwickeln können. Im Winter ist vor allem in topographischen Senken die Bildung Bodennebel durch die nächtliche Abstrahlung typisch. Unter Windeinfluss (z.B. Bise im Schweizer Mitteland) ist auch die Bildung von Hochnebel möglich (siehe Teil 3, Abschnitt Stratus).
Niederschlag: Der Niederschlag verringert den Wasserdampf-Gehalt der Wolke und führt über kurz oder lang zur Wolkenauflösung, sofern nicht von unten her wieder neue Feuchte herangeführt wird. Wenn Teile einer Schichtwolke sich komplett ausregnen, können sich Lücken bilden (siehe Teil 2, Sonderform «cavum»).
Föhn: Die an einem Gebirge angehobene Luftmasse kann auf der Rückseite (Lee) wieder absinken. Dabei wird die Luft wieder erwärmt und abgetrocknet, so dass sich die Staubewölkung auflöst. Wenn durch Stauniederschläge im Luv (Vorderseite) durch Niederschläge viel Wasser aus der Luft «herausgeregnet» wird, dann ist die Luftfeuchtigkeit auf der Lee-Seite tiefer. Deshalb ist beim Absinken der Luft im Lee die Wolkenuntergrenze deutlich höher als es bei Aufstieg im Luv der Fall war. Damit kann sich die Luft über einen viel grösseren Bereich trockenadiabatisch mit 1° C pro 100 Meter erwärmen, als sie sich im Luv beim Aufstieg abgekühlt hat (wo über eine grosse Strecke feuchtadiabatische Hebung eine Abkühlung um «nur» ca. 0.5° C pro 100 Meter vorgeherrscht hat). Die Luft im Lee ist somit wärmer und trockener als im Luv. Es bildet sich bei Föhn im Lee des Gebirges eine warme-trockene Zone («Föhnfenster»).
Im Lee des Gebirges ist die Luft gegenüber dem Luv wärmer und trockener Damit herrscht dort trocken-sonniges Wetter vor.
Auch die Frontbewölkung einer Warmfront, welche das Gebirge überquert kann sich so durch das Absinken im Lee auflösen («Föhnloch»). Nach einiger Entfernung vom Gebirge erfolgt wieder ein Aufgleiten auf die verdrängte Lee-Kaltluft («Frontalbewölkung»).
Durchzug einer Warmfront über ein Gebirge (schematisch). Die Kaltluft staut sich vor dem Gebirge, während die Warmluft im Lee absinkt, unter Auflösung der Bewölkung und Verdrängung der Lee-Kaltluft. Es bildet sich bis zu einer gewissen Entfernung des Gebirges ein trocken-warmes Föhnfenster.
In den Alpen kann der Südföhn aus Luftmassen bestehen, die im Luv bereits eine höhere Lage aufgewiesen haben. Dies ist typischerweise warme Mittelmeerluft, die über den Kaltluftsee der Po-Ebene drüber wehte. Wenn dabei zum Überqueren der Alpen nur noch eine geringe Hebung nötig ist, dann kann sich auch die Alpensüdseite über schönes Wetter freuen.
Bei Südföhn in den Alpen kommen die Luftmassen meist aus dem Mittelmeerraum. Sie überströmen die Po-Ebene und haben dann in den Alpen einen geringeren Höhenunterschied zu bewältigen. Dabei kann es vorkommen, dass auch südlich der Alpen schönes Wetter herrscht.
Achtung: Wenn in den tieferen Lagen des Lee kalte Winde aus einer anderen Richtung kommen, dann kann der Wind, welcher das Gebirge überquert nicht absinken. Stattdessen gleitet er weiter über die Kaltluft auf, so dass Wolken mit kräftigen und langanhaltenden Niederschlägen auch im Lee vorhanden sind. Man spricht dann von einer Gegenstromlage. Diese stellt sich auf der Alpennordseite typischerweise ein, wenn ein Südwind erst die Alpen überquert und danach über dem Schweizer Mittelland (wo die kalte Bise aus Nordosten weht) auf einen Kaltluftsee aufgleitet.
Durchmischung: Durch turbulente Luftbewegungen werden Wolken an den Rändern auseinandergezupft. Dabei findet immer eine Durchmischung der feuchten Luft innerhalb der Wolke mit der trockeneren Luft ausserhalb der Wolke statt (Entrainment). Trockene Luft ausserhalb der Wolke kann auch tief in die Wolke hineingemischt werden.
Wenn bei einer solchen Mischung die Luftfeuchtigkeit unter die Sättigungsfeuchte fällt, dann lösen sich Wolkenteile auf. Gegebenenfalls spalten sich dabei auch Wolkenteile ab.
durch Turbulenz werden Wolken an den Rändern auseinandergezupft
(Quelle: ©Alberto Masnovo - stock.adobe.com)
Die Durchmischung führt im Endeffekt auch dazu, dass sich Quellwolken am Abend wieder auflösen. Die Durchmischung findet zwar auch am Tag während des Wachstums der Quellwolken statt, nur ist dann die Nachlieferung feuchter Luft durch die Thermikblasen einfach stärker. Sobald aber die Thermikbewegungen stoppen, kann sich die Durchmischung ungestört von aussen nach innen «fressen». Wolken, die sich gerade in Auflösung befinden machen deshalb einen besonders auseinandergezupften Eindruck
bei Sonnenuntergang findet man bei schönem Wetter oft auflösende Quellbewölkung am Himmel
(Quelle: ©Anthony - stock.adobe.com)
Bei starkem Wind ist die Durchmischung besonders stark, so dass bestehende Wolken zerrrissen werden können. Quellwolken haben dann einen schweren Stand weiter in die Höhe zu wachsen.
Flugzeuge: Flugzeuge können zur Eiskristallbildung (siehe Teil 2 Sonderform «cavum») führen und so Niederschlag auslösen, wodurch sich Wolken auflösen können. Ausserdem führen die Triebwerke hinter dem Flugzeug zur Durchmischung von Luftschichten. Wenn bei einer dünnen Wolke von oben (meist über einer Inversion) trockene Luft nach unten reingemischt wird, kann auch dies für eine kurze Zeit zur lokalen Auflösung der Wolke führen («Distrail»).
ein Distrail durch einen Stratocumulus: trockene Luft von oberhalb der Inversion wurde in die Wolke reingemischt
(Quelle: CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=400002)
Stratosphäre: Wenn wir von Wolken sprechen, dann reden wir in der Regel von Wolken in der Troposphäre. Die Troposphäre ist die unterste Schicht der Atmosphäre und ist durchschnittlich ca. 12 km hoch. Darüber liegt die Stratosphäre, welche durch eine mächtige Temperaturzunahme mit der Höhe gekennzeichnet ist. Diese Inversion unterbindet vertikale Luftbewegungen weitestgehend. Vereinzelt können zwar auch in der Stratosphäre Wolken auftreten, doch die Action des Wetters spielt sich praktisch nur in der Troposphäre ab.
Schichtaufbau der Atmosphäre. Durch die Bildung von Ozon in der Stratosphäre, wärmt sich diese auf und bildet sich eine mächtige Inversion. Diese stellt alle möglichen Inversionen der Troposphäre in den Schatten. Somit sind vertikale Bewegungen dort weitestgehend unterbunden. Das gesamte Wetter spielt sich somit praktisch nur in der Troposphäre weiter unten ab.
(Quelle : bearbeitet aus asaphon — Travail personnel, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=1719795)
Fazit
Dies wären die Grundlagen bezüglich Wolkenentstehung und Wolkenauflösung. Nun ist es Zeit das Prinzip der Wolkenklassifikation kennen zu lernen. Dies findest du im 2. Teil. Die einzelnen Wolkengattungen mit ihren Arten, Unterarten, etc. werden dann im 3. Teil detalliert vorgestellt. Dort findest du auch Infos, wie du den Wolkentyp bezüglich des Wetters deuten kannst. Die Gattung Cumulonimbus wird separat in Teil 4 präsentiert.
Quellen
Gavin Pretor-Pinney (2006) – The Cloudspotters Guide, The Science, History and Culture of Clouds, ISBN 978-1-101-20331-6
Gösta H. Liljequist und Konrad Cehak (1979) – Allgemeine Meteorologie, 2. verbesserte und erweiterte Auflage, ISBN 13:978-3-528-13555-3
Hans Häckel (2018) – Wolken und andere Phänomene am Himmel, 1. korrigierter Nachdruck 2021, ISBN 978-3-8186-0264-2
Hans Häckel (2016) - Meteorologie, 8. vollständig überarbeitete und erweiterte Auflage, ISBN 978-3-8463-4603-7 (eBook)
Hans Häckel (2007) - Wetter & Klimaphänomene, 2. völlig neu bearbeitete Auflage, ISBN 978-3-8001-5414-2
Karl Gabl (2014) – Bergwetter, Praxiswissen vom Profi zu Wetterbeobachtung und Tourenplanung, PDF-ISBN 978-3-7654-8720-0
Peter Albisser (2017) - Wetterkunde für Wanderer und Bergsteiger, 6. vollständig überarbeitete Auflage, ISBN 978-3-85902-424-3
https://en.wikipedia.org/wiki/Cirrus_cloud
https://de.wikipedia.org/wiki/Cumulus
コメント