Nach Häckel (1999) ist die Temperatur letztendlich nichts anderes „als die makroskopische Äußerung der Intensität der Molekularbewegung“ (S. 40) – oder anders ausgedrückt, sie ist ein Maß für die Anzahl der Stöße zwischen den einzelnen Luftmolekülen und kann nach Malberg (2002) mit folgender Formel berechnet werden:


Die Temperatur wird in Mitteleuropa üblicherweise in Grad Celsius gemessen, die weltweit meteorologisch genormte Messhöhe für die Lufttemperatur beträgt exakt 2 Meter über kurz geschnittenem Rasen. Die Bodentemperatur wird in 5 Zentimetern Höhe über Grund gemessen, bei einer entsprechend hohen Schneedecke gerade in 5 Zentimetern Höhe über der Schneedecke. Derartige einheitliche Messstandards sind für die weltweite Vergleichbarkeit der Messwerte unbedingt erforderlich. Der tiefstmögliche Temperaturwert liegt bei -273,15°C (= 0 K), dem absoluten Nullpunkt – obiger Definition folgend der Punkt, an dem bei den einzelnen Molekülen überhaupt keine Eigenbewegung mehr gemessen werden kann. Definitionsgemäß kann die Temperatur nach oben hin zumindest nach der klassischen Newton'schen Theorie keiner Beschränkung unterworfen sein, da die Geschwindigkeit der einzelnen Molekularteilchen ja durch Zufuhr von zusätzlicher Energie theoretisch unbegrenzt nach oben erweitert werden kann. Die Festlegung einer bestimmten Wärmemenge als 1 Kelvin Energieunterschied ist also im Prinzip willkürlich – Celsius wählte diese Menge als hundertsten Teil des Energieunterschiedes zwischen dem Gefrier- und dem Siedepunkt von Wasser und schuf damit eine für den Alltagsgebrauch leicht nachvollziehbare Temperaturskala – im Unterschied zur Fahrenheit-Skala orientierte sich diese an nachprüfbaren physikalischen Fixpunkten, und nicht an für den Alltagsgebrauch eher unbedeutenden – und zudem nach Fahrenheits Definition auch noch falschen – Werten wie der normalen Körpertemperatur des Menschen.
Zunächst erscheint es dem etwas aufmerksamen Leser einleuchtend, dass die Temperatur mit der Höhe abnimmt. Doch ist nicht allen bekannt, dass diese Änderung meist mit einer großen Regelmäßigkeit erfolgt und Abweichungen von dieser Norm mehr oder weniger schwere Konsequenzen für die Atmosphäre nach sich ziehen können: Im Normal- bzw. Idealzustand der Atmosphäre nimmt die Temperatur mit der Höhe um 0,65 K pro 100 Höhenmeter ab (Malberg (2002)). Übersteigt die Temperaturabnahme mit der Höhe bestimmte Grenzwerte (1 K in trockener bzw. 0,6 K in feuchter Luft), so nennt man die vorliegende Schichtung labil oder instabil, unterschreitet sie diese Werte dagegen, so spricht man von einer stabilen Schichtung (zu den Gründen siehe die Einzelartikel). An dieser Stelle sei nur noch angeführt, dass es in instabil geschichteter Luft bei einem entsprechenden Initialimpuls in der Regel besonders leicht zu Wolkenbildungsprozessen kommt, während es in stabiler Luft ständig künstlich erzeugter Hebung bedarf.
Neben der Bodentemperatur wird bei der Kartenanalyse häufig auch auf die 850-hPa-Karte zurückgegriffen, die die Temperaturverhältnisse in ungefähr 1500 Metern Höhe abbildet. Anders als bei den Messungen direkt am Erdboden kommen hier störende Einflüsse durch den Untergrund und andere topographische Hindernisse nicht zum Tragen, weswegen die Verwendung der Höhenkarte nicht zu unterschätzende Vorteile bei der zuverlässigen Beurteilung der Großwetterlage bietet.





Eine weitere sehr interessante Zustandsgröße ist die Luftfeuchtigkeit, die die Menge des in der Luft enthaltenen Wasserdampfes angibt. Dabei muss der Wasserdampf erst durch Verdunstung von flüssigem Wasser entstehen. Da zum Verdunsten Wärmeenergie benötigt wird, die beim späteren Kondensieren wieder frei wird, repräsentiert der Wasserdampf gemäß Malberg (2002) auch die so genannte latente Wärme, die in der Luft enthalten ist. Um 1 Liter Wasser zu verdunsten, sind nach Malberg 2300 kJ Wärmeenergie nötig! Um den Feuchtegehalt der Luft zu messen, wird auf eine Reihe von ausgefeilten Messinstrumenten zurückgegriffen. Zum einen kann die Luftfeuchte mit zwei Thermometern bestimmt werden, einem Trocken- und einem Feuchtthermometer. Das Feuchtthermometer wird mit einem angefeuchteten Tuch umwickelt. Mit einer Formel kann man nun nach Malberg (2002) aus Trocken- und Feuchttemperatur den Dampfdruck e bestimmen:


Mit der Beziehung


lässt sich schließlich die relative Luftfeuchtigkeit berechnen. Da warme Luft grundsätzlich mehr Feuchte aufnehmen kann als kalte, ist die relative Luftfeuchtigkeit bei gleich bleibender absoluter Luftfeuchtigkeit per definitionem variabel, denn die relative Feuchte ist eben nicht nur von der in der Luft enthaltenen Wassermenge abhängig, sondern darüber hinaus auch noch von ihrer temperaturabhängigen Feuchtekapazität. Bleibt also die absolute Wassermenge in der Luft gleich, so erfährt die relative Luftfeuchtigkeit bei entsprechendem Tagesgang der Temperatur tagsüber trotzdem einen markanten Abfall, um abends – bei fallender Temperatur – wieder auf den ursprünglichen morgendlichen Wert anzusteigen. Der regelmäßig nachts auftretende Anstieg der relativen Luftfeuchte inklusive der bekannten Folgen – Nebel, Reif, Tau etc. – ist also, wie wir gesehen haben, im Wesentlichen auf die Abhängigkeit der Feuchtekapazität der Luft von der herrschenden Temperatur zurückzuführen.
Neuere Geräte, so genannte Hygrometer, sind fähig, die relative Luftfeuchtigkeit direkt zu messen und auf einer geeichten Skala anzuzeigen. Durch Beobachtungen weiß man, dass sich Haare und Kunststofffäden mit zunehmender Feuchte in der Länge ausdehnen. So ist die direkte Messung der relativen Feuchte ohne Umwege über ein Feuchtthermometer möglich geworden.
Auch tagsüber hohe Luftfeuchtigkeit lässt eher auf maritim-ozeanische, auffallend niedrige dagegen eher auf kontinentale Luftmassen schließen. Für die Bildung hoch reichender Schauer- und Gewitterwolken ist hohe Luftfeuchtigkeit unabdingbare Voraussetzung, denn nur dann steht genügend Wasserdampf zur Kondensation und zur Wolkenbildung zur Verfügung.



Der Luftdruck ist nach Malberg (2002) die Gewichtskraft der über dem Beobachter befindlichen Luftsäule pro m². Er wird in hPa angegeben. Für die Prognose des Witterungscharakters muss neben dem absoluten Luftdruck auch die Luftdrucktendenz in bedeutendem Maße berücksichtigt werden. Langsame Luftdruckänderungen lassen eher auf eine längerfristige Wetteränderung, sehr schnelle und abrupte dagegen meist auf kurzfristige Wetterbesserung bzw. -verschlechterung (Zwischenhoch bzw. Front oder Gewitterzelle) schließen. Gemäß Häckel (1999) kommt dem Luftdruck im meteorologischen Alltag eine übergeordnete Rolle zu, da er in gewisser Weise „eine Basis für die großräumige wie für die lokale Wettervorhersage“ bildet und auch dem „Luftverkehr als Navigationshilfe“ dient.
Gemessen wird der Luftdruck mit einem Barometer, das standardmäßig den Luftdruck auf Stationshöhe anzeigt und erst durch eine Kalibrierung auf die jeweilige Meereshöhe bezogen werden muss. Dabei beträgt die Luftdruckänderung mit der Höhe in Bodennähe (NN) ungefähr 1 hPa pro 8 Höhenmeter.
Wie die Temperatur nimmt auch der Luftdruck mit der Höhe ab: Da man sich definitionsgemäß den Luftdruck als das Gewicht der über dem Luftpaket befindlichen Luftsäule vorzustellen hat, nimmt dieses Gewicht mit zunehmender Höhe ganz offensichtlich ab – der Luftdruck sinkt. Je weiter man sich dagegen dem Meeresniveau annähert, desto höher wird der gemessene Luftdruck. Um nun weltweit vergleichbare Messwerte zu erhalten, reicht die Angabe des örtlichen, von der Meereshöhe abhängigen Luftdrucks (des so genannten Stationsdrucks) aber nicht aus, da in diesem Fall zusätzlich die jeweilige Stationshöhe bekannt sein müsste, um die Kompatibilität der verschiedenen Aufzeichnungen zu gewährleisten. In Anbetracht dieses Problems hat man sich darauf verständigt, die zu veröffentlichenden Luftdruckangaben grundsätzlich auf die Meereshöhe (0 m ü. NN) zu beziehen, um so höhenabhängige Differenzen beim Vergleich der Aufzeichnungen außer Betracht lassen zu können. Nur durch diese einheitliche Bezugshöhe ist es möglich geworden, durch die (heute computergestützte) Eintragung der Messwerte auf Karten die großräumige Druckkonstellation schnell und einfach zu überblicken und zu beurteilen.
In der meteorologischen Praxis zieht man zur raschen Beurteilung der großräumigen Wetterlage vor allem die für dieses Einsatzgebiet besser geeignete 500-hPa-Karte zu Rate, die die Luftdruckverhältnisse in ca. 5000 Metern Höhe abbildet. Indem so der Blick eher auf die großräumigen hochtroposphärischen Wellen gerichtet wird, können die in Bodennähe häufig zu beobachtenden topographisch bedingten Ungenauigkeiten weitgehend eliminiert werden.





Der Wind ist laut Malberg (2002) als einzige meteorologische Messgröße ein Vektor: Er hat eine Richtung (Windrichtung) und einen Betrag (Windgeschwindigkeit). Den Wind misst man heute zumeist mit einer Kombination aus einem Schalenkreuzanemometer (Windgeschwindigkeit) und einer Windfahne (Windrichtung), welche über ein Potentiometer die Windrichtung – gemessen in Grad – digital weitergibt.
Wind entsteht – stark vereinfacht gesagt – dann, wenn Druckunterschiede ausgeglichen werden müssen. Je stärker also die Druckunterschiede zwischen zwei Punkten sind, desto stärker ist auch der auftretende Wind. Die Windrichtung hängt im Wesentlichen von der geostrophischen Windrichtung (vom Hoch ins Tief) und der Corioliskraft (Erdablenkungskraft) ab. Plötzlich auflebender Wind ist vor allem bei Gewittern zu beobachten (Fallwind), länger anhaltende Stürme und Orkane v. a. bei extrem gradientstarken Atlantikzyklonen im Winter. Für die Kartenanalyse ist jedoch weniger der durch zahlreiche Faktoren stark verfälschte Bodenwind relevant, sondern vielmehr das großräumige dominante Höhenwindfeld. Denn die am Boden tatsächlich gemessenen Windrichtungen und -geschwindigkeiten werden durch die Bodenreibung und zahlreiche topographische Hindernisse so weit verfälscht, dass sie für die Abschätzung makroskopischer Windfelder nur noch bedingt geeignet sind. Schon in etwa 5000 Metern Höhe allerdings lassen sich die durch die größeren Druckgebiete induzierten für die Luftmassenadvektion relevanten Luftströmungen unverfälscht beobachten, weshalb im meteorologischen Alltag dann auch die 500-hPa-Karte, die diese Höhe in etwa abbildet, den bei Weitem größten Stellenwert hat.






Quelle: ZDF



Sicher ist Ihnen bekannt, dass die Präsenz von Hochdruckgebieten in aller Regel freundliches Wetter zur Folge hat, während Tiefs mit ihren Fronten eher mit Niederschlägen und unangenehmem Wetter assoziiert werden. Im Folgenden sollen die meteorologischen Ursachen dieser Begebenheit in aller Kürze erläutert werden. Zunächst muss man wissen, dass in Tiefdruckgebieten auf Grund von dynamischen Vorgängen in höheren Schichten der Atmosphäre grundsätzlich eine aufsteigende Luftbewegung anzutreffen ist, in Hochdruckgebieten dagegen prinzipiell eine absinkende. Beim Absinken erwärmt sich nun aber die Luftmasse trocken- bzw. feuchtadiabatisch und kann infolgedessen auch mehr Feuchtigkeit aufnehmen als vorher: Die Wolken lösen sich auf, der Regen lässt nach. In Tiefdruckgebieten ist es dagegen genau umgekehrt: Die relativ warmen Luftmassen in Bodennähe kühlen sich durch die aufsteigende Bewegung adiabatisch ab, weshalb die überschüssige Feuchte kondensiert und bei entsprechender Tröpfchengröße und -dichte als Niederschlag in fester oder flüssiger Form ausfällt.



Auf was ist nun außer den oben angesprochenen Grundlagen noch zusätzlich zu achten, wenn man sich durch die Betrachtung einer Luftdruck- und Temperaturkarte einen ersten Überblick über die wesentlichen vorherrschenden Luftströmungen und deren Konsequenzen machen will? Zunächst hat man sich den ablenkenden Einfluss der Corioliskraft vor Augen zu halten: Ohne an dieser Stelle näher auf die Gründe dieses Phänomens eingehen zu wollen, ist es in der Praxis unverzichtbar, über ihre Auswirkungen etwas genauer Bescheid zu wissen: Durch den Einfluss dieser Scheinkraft wird die eigentlich vorhandene Luftströmung vom hohen zum tiefen Luftdruck auf der Nordhalbkugel so abgelenkt, dass die Luft um Hochdruckgebiete herum in etwa im Uhrzeigersinn zirkuliert, um Tiefdruckgebiete herum dagegen in die entgegengesetzte Richtung. Auf der Südhalbkugel ist die Situation gerade umgekehrt – dort werden Hochdruckgebiete gegen den Uhrzeigersinn umströmt, Tiefdruckgebiete entsprechend im Uhrzeigersinn. Zeichnet man sich nun auf einer beliebigen Druckkarte nach diesem Schema die wichtigsten Strömungen ein, hat man schon einen groben Überblick über das zu erwartende Wettergeschehen gewonnen. Hält man sich dann noch die Herkunft der advehierten Luftmassen und deren charakteristische Eigenschaften vor Augen, so wird bei einer zyklonal geprägten Nordostlage im Winter schnell deutlich, dass wohl eher nicht mit Tauwetter und einer Wetterbesserung zu rechnen ist, sondern im Gegenteil in der Regel von einer Fortdauer der winterlichen Witterung ausgegangen werden kann. Ein weiterer wichtiger Indikator ist die so genannte Isobarendrängung, also die Dichte der Linien gleichen Drucks. Je geringer nun der Abstand zwischen diesen vom Computer berechneten Linien ist, desto stärker ist der zu erwartende Wind – so findet man beispielsweise an der gradientintensiven Frontalzone mit die stärksten durchschnittlichen Windgeschwindigkeiten. Inmitten großflächiger Hochdruckgebiete dagegen ist durch das Fehlen größerer auszugleichender Druckunterschiede die Wahrscheinlichkeit überdurchschnittlich hoher Windgeschwindigkeiten weitaus geringer. Selbstverständlich ist diese eher oberflächliche Betrachtung und Analyse des Kartenmaterials bei Weitem nicht erschöpfend – einen ersten, in der Regel recht zuverlässigen Überblick über den zu erwartenden Witterungscharakter bietet sie aber dennoch.





Eine in Mitteleuropa mit großer Regelmäßigkeit immer wiederkehrende Großwetterlage ist die so genannte Omegasituation: Auf dem Atlantik muss sich dazu ein größerer nordwärts gerichteter Keil einer subtropischen Hochdruckzelle – in der Regel des Azorenhochs – so weit nach Norden bewegen, dass er sich den wie an einer Perlenkette aufgereihten atlantischen Tiefausläufern in ihrer Zugbahn entgegenstellt und somit deren Verlagerung in Richtung Osten aufzuhalten vermag. In einem solchen Falle sind diese dynamischen Tiefdruckausläufer gezwungen, an diesem blockierenden Hochdruckgebiet südlich – und vor allem – nördlich vorbeizuziehen und ihm so auszuweichen. Auf Grund des entstehenden Strömungsmusters, das dem griechischen Buchstaben O (Omega) unverkennbar ähnlich sieht, nennt man diese oft sehr beständige Großwetterlage in der Meteorologie auch „Omegalage“. Das Ergebnis dieser Entwicklung sind oft länger andauernder Hochdruckeinfluss und dementsprechend freundliche und beständige Witterung in Mitteleuropa – sämtliche potenziell störenden Tiefdruckgebiete werden vom blockierenden Hoch schließlich zuverlässig um Mitteleuropa herum vorbeigelenkt. Es bleibt allerdings anzumerken, dass sich die angesprochene sonnige und warme Witterung, wie im Übrigen bei fast allen derart beständigen Hochdruckgebieten auch, in der Regel nur in den Sommermonaten entfalten kann; im Winter dagegen versinken weite Teile des Kontinents bei einer solchen Wetterlage oftmals in hartnäckigen und scheinbar undurchdringlichen Nebelbänken, während sich die Wanderer und Schifahrer in höheren Berglagen tage- und oft sogar wochenlang ungetrübten Sonnenscheins und brillanter Fernsicht erfreuen können.


Quelle: WetterOnline



Ein bei der Beurteilung der zu erwartenden Witterung ebenfalls nicht zu unterschätzendes Phänomen bilden sie so genannten Inversionswetterlagen, die vor allem bei den weiter oben bereits angesprochenen beständigen winterlichen Hochdruckwetterlagen, aber nach Malberg (2002) auch bei bestimmten Wetterlagen mit „kräftiger Durchmischung der Reibungsschicht“ (S. 161) als Turbulenzinversion vorkommen. In einem solchen Falle hat sich die normalerweise zu beobachtende Temperaturabnahme mit der Höhe ins Gegenteil verkehrt: Auf den Bergen ist die Temperatur nun für die winterliche Jahreszeit viel zu hoch (meist setzt bei Werten über dem Gefrierpunkt sogar im Hochgebirge Tauwetter ein), während man sich in mittleren und tieferen Lagen zur selben Zeit bei oft unangenehm eisigen Temperaturen mit grauer winterlicher Dauertristesse abzufinden hat. Zu allem Überfluss wirken derart hartnäckige, mehrtägige Inversionen auch noch als atmosphärische Sperrschichten, d.h., der Luftaustausch zwischen der unter dieser Sperrschicht liegenden Luftmasse und der „Außenwelt“ ist infolge der ungewöhnlichen Temperaturschichtung von vornherein ausgeschlossen – die Folgen sind eine rasche Zunahme des Wasserdampfgehaltes der Luft direkt an der Sperrschicht und demzufolge eine zügig einsetzende Schichtwolkenbildung. Während in die unteren Tallagen dann kein einziger Sonnenstrahl mehr vordringen kann, staunt man auf den Gipfeln oft über die eindrucksvollen undurchsichtigen Nebelteppiche, mit denen die V-förmig eingeschnitten Täler bei einer solchen Lage bedeckt sind und die sich – wenn überhaupt – nur langsam im Laufe des Vormittags wieder lichten.



Ein in Deutschland fast ausschließlich in Südbayern vorkommendes Phänomen, das oftmals sämtliche allgemeingültigen Wetterregeln außer Kraft zu setzen vermag, ist das des Föhns. Während sich weite Teile des italienischen Alpenraums bei einer solchen Süd-Staulage vor Niederschlag kaum mehr retten können, sonnt sich ganz München bei strahlendem Sonnenschein und im Winter bisweilen bei für die Jahreszeit viel zu hohen Temperaturen von bis zu 20°C. Wie entsteht nun dieser bei Wetterfühligen oftmals gefürchtete kleinräumige Fallwind? Wieso kann die Temperatur im südbayerischen Raum so außergewöhnlich stark ansteigen?
Zunächst muss man dabei ein wenig die meteorologischen Hintergründe im Auge behalten: Luft, die von einem Initialimpuls – hier den nahenden Alpen – zum Aufsteigen gezwungen ist, kühlt sich mit der Höhe zunächst trockenadiabatisch ab, d.h., pro hundert Meter Höhenanstieg erfahren die betroffenen Luftpakete einen Wärmeverlust von exakt 1 K. Wie wir weiter oben bereits festgestellt haben, geht aber bei zurückgehender Temperatur auch die Feuchtekapazität der Luft beträchtlich zurück. Ab einer bestimmten Höhe hat sich die von Süden anströmende Luft in den italienischen Alpen daher so weit abgekühlt, dass sie mit verdunstetem Wasserdampf gesättigt ist und so die viele Feuchtigkeit schon bald nicht mehr tragen kann. Es kommt, wie es kommen muss: Der überschüssige Wasserdampf kondensiert zu mächtigen Nimbostratuswolken und fällt in den Alpentälern auf der Südseite des Gebirges schon bald als anhaltender Landregen zur Erde. Von besonderer Bedeutung ist ein nun wirksam werkender physikalischer Effekt: Die fortan gesättigte Luftmasse kühlt sich beim Aufsteigen nämlich nicht mehr wie vorher um 1 K, sondern nur noch um 0,6 K pro 100 Höhenmeter ab (feuchtadiabatische Abkühlung). Damit ist die zum Alpenhauptkamm aufgestiegene Luft nun immer noch um Einiges wärmer, als sie es infolge der großen Höhenzunahme eigentlich sein dürfte. Beim jetzt einsetzenden Absinkvorgang auf der Alpennordseite fehlt aber die bereits an der Südseite durch Niederschläge ausgeschiedene Feuchtigkeit, weshalb die Luftmasse nun deutlich trockener ist als vorher. Die mächtigen Wolkenberge, die von Süden her über den Hauptkamm gelangen, können dadurch schon kurze Zeit später verdunsten und die Luftfeuchtigkeit so wieder unter 100% drücken. Die Folge: Während des gesamten Absinkvorgangs bis ins Alpenvorland hinunter erwärmt sich die Luft wieder um 1 K pro 100 Höhenmeter, und damit bedeutend schneller, als sie sich vorher in Norditalien abgekühlt hatte. Aus diesem Grunde verbleibt die Temperatur der abgesunkenen Luftmasse bei der Ankunft in München also deutlich über dem Mailänder Ausgangsniveau, was die bei derartigen Föhnlagen für die Jahreszeit oft viel zu milde Witterung auf der Alpennordseite in hervorragender Weise erklärt.





Wenn Sie mit den erworbenen Kenntnissen nun erstmals selbst durch die Betrachtung dafür geeigneter Karten aus den Modellrechnungen Schlüsse auf die zu erwartende Wetterentwicklung der kommenden Tage ziehen wollen, so seien Ihnen hierfür die beiden fast unerschöpflichen Kartenquellen www.wetterzentrale.de und www.wetter3.de ans Herz gelegt, die alle erdenklichen Ergebnisse bekannter Modelle wie GFS, UKMO und NOGAPS mehrmals täglich in anschauliche Karten und Diagramme ummünzen und so dem interessierten Hobbymeteorologen wie auch dem professionellen Synoptiker zu einer der wichtigsten Anlaufstellen in Sachen Meteorologie erwachsen. Auch animierte Verlaufsgrafiken, Filme, Satellitenbilder und ein ausführliches Wetterkartenarchiv finden sich unter der erstgenannten Adresse. Daneben haben auch Wetterseiten wie Wetteronline und wetter.com entsprechendes Kartenmaterial im Angebot.
Herzlichen Dank an dieser Stelle an Georg Müller, der mir freundlicherweise die Verwendung der Karten „seiner“ Wetterzentrale auf meiner Seite gestattet hat.