Eine Mauerwolke, auch im Deutschen eher unter dem englischen Begriff Wallcloud bekannt, ist eine mehr oder weniger isolierte Absenkung unter dem niederschlagsarmen Aufwindbereich einer Schauer- oder Gewitterwolke.

Entstehungsprozess

Eine Mauerwolke entsteht, weil das Kondensationsniveau (die Wolkenuntergrenze) lokal herabgesetzt ist. Dies liegt in der Regel daran, dass auch feuchte Luft aus dem Niederschlagsbereich in den Aufwindbereich gesaugt wird, die deshalb beim Aufsteigen früher auskondensiert. Häufig ist die Mauerwolke deswegen in Richtung des Niederschlagsbereiches geneigt. Auch die so genannte Tailcloud ist ein Zeichen dafür, dass Luft aus dem Niederschlagsbereich in den Aufwind einbezogen wird.

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Ein Gewitter ist eine mit luftelektrischen  Entladungen (Blitz und Donner) verbundene komplexe meteorologische Erscheinung. Im Durchschnitt treten auf der Erde etwa 1600 Gewitter gleichzeitig auf, die auf über 0,3 Prozent der Erdoberfläche stattfinden.

Gewitter werden in der Regel von kräftigen wolkenbruchartigen Regen- oder Hagelschauern begleitet. Vor einer Gewitterfront wehen böige Winde mit bis zu Sturmstärke. Seltenere Begleiterscheinungen sind Tornados und Downbursts. Starke Gewitter können auch als ein Unwetter bezeichnet werden. Sommergewitter treten wesentlich häufiger auf als Wintergewitter, die auch mit kräftigen Schneeschauern verbunden sein können.

Durch aufsteigende feuchtwarme Luftmassen baut sich eine große Gewitterwolke (auch Cumulonimbus genannt) in der höheren kälteren Atmosphäre auf. Solche aufsteigenden Luftströmungen bilden sich, wenn in einem begrenzten Gebiet eine höhere Temperatur als in der näheren Umgebung erreicht wird (z. B. in Folge der Sonneneinstrahlung oder unterschiedlicher Wärmeabgabe des Untergrundes, wie bei Wasserflächen, Feldern und Waldgebieten oder Wärmefreisetzung durch Kondensation).

Entstehung

Für die Entstehung von Gewittern werden 3 Faktoren benötigt:

• Labile Schichtung der Atmosphäre (ausreichende Temperaturabnahme mit der Höhe)
• Feuchte in der bodennahen Luftschicht
• Kondensation, die zur Auslösung des Gewitters führt

Entstehungsbedingungen

Sind die Grundbedingungen (geeignete Temperaturschichtung und Feuchte in Bodennähe) für ein Gewitter erfüllt, muss nicht zwangsläufig eines entstehen. Erst die Hebung der feucht-warmen Luftschicht am Boden löst ein Gewitter aus. Dafür sind Faktoren wie Wind- und Luftdruckverhältnisse, die Topographie, sowie die Luftschichtung relevant. Da einige dieser Faktoren durch Vorhersagemodelle schwierig vorauszuberechnen sind und von Ort zu Ort stark variieren, ist die Vorhersage von Gewittern außerordentlich schwierig.

Auch der Klimawandel scheint einen Einfluss auf die Entstehung von Gewittern zu haben. Wie Forscher der Universität Karlsruhe herausfanden, hat sich im langjährigen Durchschnitt zwar nicht die Häufigkeit, aber die Heftigkeit der Gewitter erhöht. Ablesbar ist das vor allem an der Zunahme der Hagelunwetter.

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Ein Blitz ist in der Natur eine Funkenentladung oder ein kurzzeitiger Lichtbogen zwischen Wolken oder zwischen Wolken und der Erde. In aller Regel tritt ein Blitz während eines Gewitters in Folge einer elektrostatischen Aufladung der wolkenbildenden Wassertröpfchen oder der Regentropfen auf. Er wird dabei vom Donner begleitet und gehört zu den Elektrometeoren. Dabei werden elektrische Ladungen (Elektronen oder Gas-Ionen) ausgetauscht, d. h. es fließen elektrische Ströme. Blitze können auch, je nach Polarität der elektrostatischen Aufladung, von der Erde ausgehen.

Künstlich im Labor mit Hochspannungsimpulsen erzeugte Blitze dienen deren Studium oder der Überprüfung von Einrichtungen des Stromnetzes hinsichtlich der Wirkung von Blitzeinschlägen. Obwohl Gewitterblitze zu den am längsten studierten Naturphänomenen gehören, sind die der natürlichen Blitzentstehung zugrundeliegenden physikalischen Gesetzmäßigkeiten bis heute noch nicht zweifelsfrei erforscht. Eine Blitzentladung ist dabei deutlich komplizierter als eine reine Funkenentladung.

Ein Blitz ist ein Potentialausgleich innerhalb der Wolke (Wolkenblitz) oder zwischen dem Erdboden und dem unteren Teil der Wolke (Erdblitz). Für Blitze zwischen der Wolke und der Erde muss der Potentialunterschied (die Spannung) einige 10 Millionen Volt betragen. In Luft kommt es erst zu einer elektrischen Funkenentladung bei einer elektrischen Feldstärke von ca. 3 Millionen Volt pro Meter (der so genannten Durchbruchfeldstärke); dieser Wert sinkt jedoch stark mit zunehmender Luftfeuchtigkeit. Allerdings wurden solche Feldstärken in einer Gewitterwolke noch nie gemessen. Messungen ergeben nur extrem selten Feldstärken von über 200.000 V/m, was deutlich unter dem Wert für den Durchbruch liegt. Daher wird heute davon ausgegangen, dass die Luft zuerst durch Ionisation leitfähig gemacht werden muss, damit es zu einer Blitzentladung kommen kann.

Länge eines Blitzes

Die durchschnittliche Länge eines Erdblitzes (Negativblitz) beträgt in mittleren Breiten 1 bis 2 km, in den Tropen aufgrund der höheren Luftfeuchtigkeit 2 bis 3 km. Positivblitze reichen nicht selten von den oberen Regionen der Gewitterwolke bis zum Erdboden und kommen daher auf Längen von deutlich über 10 km. Ein Wolkenblitz ist ca. 5 bis 7 Kilometer lang.

für genaue Informationen (Blitzarten, Dauer eines Blitzes, uvm) bitte hier klicken

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Donner ist das krachende, mahlende oder rollende Geräusch, das von einem Blitz während eines Gewitters erzeugt wird.

Entstehung

Die Intensität bzw. Lautstärke dieses Knalls nimmt mit der Entfernung zum Entstehungsort ab, da sich die Energie der Druckwelle auf eine größere Fläche verteilt. Während nur in unmittelbarer Nähe (bis zu 5 km) ein "Knall" wahrnehmbar ist, streckt sich das Geräusch vor allem bei weiter entfernten Blitzen in ein andauerndes Raunen oder Rollen, wobei keine Lautstärkespitze mehr feststellbar ist. Dieses "Strecken" der Druckwelle geschieht durch Dispersion, d.h. unterschiedliche Schallgeschwindigkeiten der einzelnen Frequenzanteile des Knalls, die dadurch zu verschiedenen Zeiten beim Beobachter eintreffen, durch Brechung an Druckänderungen und Temperaturänderungen, die unterschiedliche Dichte und damit unterschiedliche Schallgeschwindigkeiten zur Folge haben, und Winde in der durchquerten Luft, die die Schallanteile unterschiedlich ablenken und vermischen. Ausnahmen, durch außergewöhnlich heftige Entladungen in der Atmosphäre, sind jedoch auch möglich, so dass auch über weite Distanzen noch ein eindeutiger Knall wahrzunehmen ist. Ist die Entfernung zum Blitz zu groß, wird der Donner nicht mehr wahrgenommen; siehe Wetterleuchten.

Begleitet wird dieser Knall von weiteren Geräuschen, die nichts weiteres sind als ein Echo, also ein Widerhallen, der eigentlichen Druckwelle. Diese kann von Wolken, Berghängen und Gebäuden reflektiert werden, sodass bei günstigen Verhältnissen der Knall, in abgeschwächter Form, mehrmals nacheinander wiederholt wird. Befindet sich der Beobachter zwischen dem Entstehungsort und einem geeigneten Reflektor, kann der Donner sogar aus zwei verschiedenen Richtungen wahrgenommen werden. Er scheint in der Regel auch oft nicht nur direkt vom Blitz zu kommen, sondern gestreckt aus dessen Umgebung, wodurch er einen breiten und bedrohlichen Charakter erhält.

Ein weiterer Grund für einen ausgedehnten Knall, also ein längeres Rollen, ist der Verlauf des Blitzes, wenn er sich beispielsweise über mehrere Kilometer vom Beobachtungspunkt weg erstreckt. An jedem Punkt des Blitzkanals wird diese Druckwelle erzeugt, sodass sie vom weiter entfernten Teil des Blitzes mehr Zeit benötigt, um bis zum Beobachter vorzudringen. Im Volksmund ist mit Donner genau dieses Zusammenspiel aus Knall, Rollen und Nachhallen gemeint.

Manchmal geht dem Knall auch ein Rollen voraus. Dieses geschieht, wenn ein Teil des Blitzes sich näher am Beobachter befindet als der Rest bzw. der eigentliche Blitz. Diese weit schwächere Druckwelle erreicht, je nachdem wie sehr der Blitz gekrümmt ist, den Beobachter eine bis mehrere Sekunden vor dem eigentlichen Knall. Damit dieses Phänomen auftreten kann, muss sich der Blitzkanal im Verlauf um mindestens 150 m horizontal vom Beobachter wegbewegen, da sonst die Zeit zwischen Rollen und Knall zu kurz wäre, und somit beide Geräusche wahrnehmungsbedingt zusammenfallen. Beispiel: Ein Beugen des Blitzkanals um etwa 340 Meter vom Beobachter weg lässt das Rollen etwa eine Sekunde früher ertönen als der eigentliche Knall.

Entfernungsbestimmung zum Entstehungsort

Die Entfernung eines Gewitters vom Standort des Beobachters lässt sich einfach berechnen. Man erhält sie in Metern, wenn man die Schallgeschwindigkeit von etwa 340 Meter pro Sekunde, mit der sich der Donner nähert, mit der Zahl der Sekunden zwischen dem Aufleuchten eines Blitzes und dem Wahrnehmen seines Donners multipliziert. Ein Gewitter ist also etwa 3,4 Kilometer entfernt, wenn die Zeitspanne zwischen Blitz und Donner zehn Sekunden beträgt.

Nicht mehr anwendbar ist diese Methode jedoch, wenn aufgrund von mehreren zeitnahen Entladungen sich die Donner verschiedener und unterschiedlich weit entfernter Blitze überschneiden und somit ein sicheres Zuordnen der Donner nicht mehr möglich ist.

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Ein Downburst ist eine schwere Fallböe, die meist bei Gewittern auftritt, aber auch bei Schauern vorkommen kann. Hierfür sind zwei verschiedene Mechanismen verantwortlich, die aber auch kombiniert auftreten können. Im Fall der eigentlich thermischen Downbursts wird der Abwind so stark beschleunigt, dass eine konzentrierte Bö wie ein „Sack“ aus dem Niederschlagsbereich ausfällt und am Boden auseinanderläuft, wobei die Windgeschwindigkeit mit zunehmender Entfernung vom Auftreffpunkt wieder abnimmt. Ursache für die Beschleunigung ist hier meist eine trockene Luftschicht im mittleren Wolkenniveau, in welcher einfallender Niederschlag verdunstet und die Luft durch Verdunstungskälte abkühlt und somit den Abwind beschleunigt. Zur Kühlung trägt ferner schmelzender kleiner Hagel bei. Der zweite Mechanismus führt zu dynamischen Downbursts, indem durch konvektive Umlagerung ein Starkwindfeld in größerer Höhe bis in Bodennähe heruntergemischt wird. Dieser sogenannte Impulstransport tritt vor allem auf der Rückseite winterlicher Sturmtiefs im Bereich hochreichend labil geschichteter Kaltluftmasse auf.

Downbursts sind häufig für schwere Schäden verantwortlich, die lokal jene von mäßig starken Tornados erreichen können, aber in ihrer Summe diese noch übertreffen, da die geschädigte Fläche größer ist. Eine besondere Gefahr stellen Downbursts für den Luftverkehr dar, da es in der Start- bzw. Landephase zu Abstürzen kommen kann, wenn das Flugzeug in den Downburst gerät. Die Auswirkungen sind denen einer Wirbelschleppe sehr ähnlich, die Ursache jedoch eine andere. Nach einer Reihe schwerer Unglücksfälle in den 1970er und 1980er Jahren wurden Downbursts intensiv erforscht und entsprechende Detektions- und Warnsysteme in Flugzeugen und auf Flughäfen installiert.

Die erste Beschreibung von Downbursts geht auf Tetsuya Theodore Fujita zurück, der sie 1974 entdeckte und 1978 nachweisen konnte.

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Ein Tornado (spanisch tornar „umkehren, wenden, drehen“, Partizip tornado; tornear „wirbeln, drechseln“), auch Großtrombe, Wind- oder Wasserhose, in den USA umgangssprachlich auch Twister genannt, ist ein kleinräumiger Luftwirbel in der Erdatmosphäre, der eine annähernd senkrechte Drehachse aufweist und im Zusammenhang mit konvektiver Bewölkung (Cumulus und Cumulonimbus) steht, was dessen Unterschied zu Kleintromben (Staubteufeln) ausmacht. Der Wirbel erstreckt sich hierbei durchgehend vom Boden bis zur Wolkenuntergrenze. Diese Definition geht auf Alfred Wegener (1917) zurück und ist in dieser Form heute noch allgemein anerkannt.

Die Benennungen Wind- und Wasserhose (engl.: Waterspout) bezeichnen im deutschen Sprachraum eine Großtrombe (Tornado im weiteren Sinne) über Land oder größeren Wasserflächen (Meer, große Binnenseen). Windhose ist dabei ein Synonym für einen Tornado im engeren Sinne, also über Land.

Die Benennung „Windhose“ – in der älteren Literatur noch wohldefiniert (Wegener) – wurde in der jüngeren Vergangenheit vermehrt undifferenziert für verschiedene Phänomene im Zusammenhang mit plötzlich auftretenden starken Winden verwendet (zum Beispiel Downburst) oder fälschlich auf Kleintromben bezogen. Zudem wurde der Eindruck eines Unterschieds zwischen „großen“ Tornados in Nordamerika und „kleinen“ Windhosen in Europa erweckt. Ein Unterschied zwischen Windhosen und Tornados besteht jedoch weder bezüglich ihrer physikalischen Natur noch bezüglich ihrer Stärke.

Die Entstehung von Tornados ist sehr komplex und bis heute ein aktueller Forschungsgegenstand. Trotz offener Fragen in Bezug auf Details sind die Voraussetzungen und die prinzipiellen Mechanismen der Tornadogenese recht gut bekannt. Unter den entsprechenden Bedingungen können sich Tornados an jedem Ort während des ganzen Jahres bilden; die Atmosphäre „kennt“ im Prinzip weder den Kalender noch die Geographie. Trotzdem gibt es sowohl räumliche als auch jahres- und tageszeitliche Schwerpunkte, welche unter „Klimatologie“ weiter unten näher beschrieben sind.

Grundlagen

Für die Entstehung eines Tornados müssen zunächst die Voraussetzungen für hochreichende Feuchtekonvektion gegeben sein. Diese sind bedingte Labilität, also eine hinreichend starke vertikale Temperaturabnahme, genügendes Feuchteangebot (latente Wärme) in den unteren 1–2 km der Atmosphäre sowie Hebung der Luftmasse, um die Feuchtekonvektion auszulösen. Hebungsmechanismen können thermischer (Sonneneinstrahlung) oder dynamischer (Fronten) Natur sein. Wesentlicher Energielieferant solcher Stürme und Gewitter allgemein ist die im Wasserdampf der feuchten Luftmasse gespeicherte latente Wärme, welche bei der Kondensation freigesetzt wird. Erst diese zusätzliche Wärmemenge ermöglicht ein hochreichend freies Aufsteigen der Luft (Feuchtekonvektion), da die Atmosphäre gegenüber trockener Konvektion, abgesehen von bodennaher Überhitzung, stabil ist. Im letzteren Fall kann es lediglich zur Bildung von Kleintromben kommen. Eine Art Übergangsform sind dynamisch ausgelöste Kleintromben, so genannte Böenfrontwirbel (Gustnado) an der Böenfront eines Schauers oder Gewitters. Diese können sich aber zu einem Tornado entwickeln, sofern sie Kontakt zu dem feuchtkonvektiven Aufwind bekommen und so verstärkt werden.

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Der Cumulonimbus oder Kumulonimbus oder Eisschirm (von lateinisch cumulus = Anhäufung und nimbus = Regenwolke; Abkürzung: Cb), deutsch: Gewitterwolke, ist eine Wolkengattung, die zu den vertikalen Wolken gezählt wird. Aus ihm fällt Niederschlag in Form von Regen, Hagel, Schnee und er geht oft mit Gewittern einher. Man unterscheidet Cumulonimbus calvus, Cumulonimbus capillatus, Cumulonimbus incus, Cumulonimbus pileus, Cumulonimbus vides und weitere Formen.

Der Cumulonimbus erstreckt sich über einige Kilometer in die Höhe. Diese Wolkenform besteht in den unteren Schichten hauptsächlich aus Wassertröpfchen (Regen) oder in späteren Entwicklungsstadien aus Hagelkörnern. Stößt die Wolke weiter in die Höhe vor, bilden sich Eiskristalle, die Wolke bekommt dort unscharfe Umrisse.

Cumulonimbuswolken entstehen zunächst aus kleinen, „harmlosen“ Cumulus Congestus- oder Castellanus-Wolken. Besteht bei bedingt labiler Luftschichtung ausreichendes Feuchteangebot und Hebungsantrieb, wachsen sie zusehends (Feuchtekonvektion), bis sie ein Gleichgewichtsniveau, meist in der Nähe einer Sperrschicht (Temperaturinversion) oder gar der Grenzschicht der Troposphäre (Tropopause), erreichen und sich dort horizontal ausbreiten. Dadurch entsteht ihr typischer Amboss. Im Aufwindbereich schießt die Konvektion je nach verfügbarer Labilitätsenergie mehr oder weniger weit über das Gleichgewichtsniveau hinaus (overshooting top) – sie durchstößt die Sperrschicht.

Im ausgewachsenen Stadium bringt diese klassische Gewitterwolke massive Schauer und Hagel. Sie ist auch die Wolkenform von Wirbelstürmen, und kann 20 bis 100 Millionen Tonnen Wasser enthalten. Unterhalb dieser Wolken und in ihnen ist mit starken Winden zu rechnen. Diese können vertikale Geschwindigkeiten von 120 km/h erreichen, bei Superzellen auch darüber hinaus. Auf- und Abwinde liegen hier dicht beieinander. Wegen der Turbulenzen sind Cumulonimbuswolken selbst für große Flugzeuge gefährlich, sie werden möglichst nicht durchflogen.

Entlang von Kaltfronten oder in deren Vorfeld (präfrontale Konvergenz) können Cumulonimben in linienhafter Anordnung auftreten. In Warmluftmassen bilden sie auch größere Cloud Cluster, während in hochreichenden labilen Kaltluftmassen vor allem über See ein zelluläres Muster aus einer großen Zahl einzelner Cumulonimbuswolken zu beobachten ist. Darüber hinaus sind Tropische Wirbelstürme überwiegend aus Cumulonimben aufgebaut.

Die Meteorologie unterscheidet der Größe nach folgende Arten:

• calvus – Oberkante stark begrenzt, er ist meist nur eine Übergangsform.
• capillatus – franst an seiner Oberseite stark aus, da er aus Eispartikeln besteht.
• Cumulonimbus (capillatus) incus – der größte der Cumulonimben, er ist so weit aufgequollen, dass er unterhalb des Gleichgewichtsniveaus wie ein Amboss (incus) „breitläuft“. Starkes konvektives Überschießen (overshooting top) ist ein Zeichen für kräftige vertikale Winde innerhalb der Wolke und deutet auf schwere Wettererscheinungen hin (Hagel, Fallböen, Tornados). Überschießende Konvektion ist aber vom Boden aus oft nicht direkt beobachtbar, da der ausgedehnte Amboss oder tiefe Bewölkung diese verdeckt.

• Der Pileus ist eine rundliche Eiswolke, die über dem eigentlichen Cumulonimbus schwebt. Sie entsteht, ähnlich einer

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• Föhnwolke (Lenticularis), wenn eine hinreichend feuchte Höhenströmung durch die Aufwinde in der Wolke angehoben und zur Kondensation gebracht wird.

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Pileus (Abk. pil) ist eine Begleitwolke von geringer horizontaler Erstreckung in Form einer Kappe oder Haube über dem Wolkengipfel oder unmittelbar am oberen Teil einer cumulusartigen Wolke, von der sie oft durchstoßen wird. Pilei neigen dazu, ihre Erscheinung sehr rasch zu wandeln. Sie entstehen, wenn die Luft an der Oberseite des Cumulus sehr feucht ist und durch die weiter aufquellende Wolke gehoben wird. Sie können als Vorstufen einer Umwandlung von Cumulus in Cumulonimbuswolken gesehen werden und somit eine mögliche Schauer- oder Gewitterbildung signalisieren. Pilei treten nur bei diesen beiden Wolkenarten auf und können häufig auch übereinander beobachtet werden. Sie kommen auch bei Vulkanausbrüchen vor.

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Mammatus (Abkürzung: mam), kurz mamma, sind hängende, beutelartige Quellformen an der Unterseite einer Wolke, die meistens am Eisschirm einer Gewitterwolke zu sehen sind. Diese Sonderform kommt normalerweise beim Cumulonimbus vor, sie kann jedoch auch beim Cirrus, Cirrocumulus, Altocumulus, Altostratus und Stratocumulus beobachtet werden. Solche Auszeichnungen sind oft eindrücklich, die schönsten Exemplare kommen aber vor allem in der Nähe des Äquators vor. Im Winter sind sie seltener zu beobachten als im Sommer.

Mammati sind oft ein Anzeichen von intensiven Hebungsvorgängen (Konvektion) in der Mutterwolke.

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Lenticularis (len) (auch mit dem Jargonausdruck "Lentis" bezeichnet, von lat. lens = Linse) sind Wolken in der Form von Linsen oder Mandeln, die häufig sehr langgestreckt sind und gewöhnlich klar definierte Begrenzungen haben. Gelegentlich tritt Irisieren auf.

Derartige Wolken kommen am häufigsten bei Bewölkung orographischen Ursprungs vor (auch Föhnwolke, Föhnschiffchen oder Föhnfisch genannt), wenn die Luft über den Bergen angehoben wird (Leewellen). In diesem Fall sind sie auch bei starkem Wind ortsfest, d.h. die Luft strömt durch die Wolke hindurch. Lenticulariswolken können aber auch als Folge von Scherwellen an der Grenze zwischen zwei übereinander liegenden Luftschichten mit unterschiedlicher Windrichtung entstehen. Dann haben sie üblicherweise eine Eigenbewegung. Im Mittelmeer ist diese Wolkenformation ein starkes Indiz für bevorstehenden Mistral.

Im Riesengebirge entstand die schlesische Bezeichnung Moazagotl (Matz'ens Gottlieb), die durch Segelflieger verbreitet wurde.

Die Bezeichnung Lenticularis wird hauptsächlich bei Cirrocumulus, Altocumulus und Stratocumulus angewendet.

Durch ihre außergewöhnlichen Formen werden sie mitunter als UFOs missinterpretiert

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Die Kaltfront ist, wie die Warmfront, eine Wettererscheinung im Zusammenhang mit einem Tiefdruckgebiet. Die Kaltluft bewegt sich hier in Richtung der Warmluft. Durch die Kaltfront ergibt sich im Normalfall eine Abkühlung in allen Höhen der Luftschichten. Man unterscheidet aber auch Fronten, bei denen es nur in höheren Luftschichten zur Abkühlung kommt. Man spricht hier von einer Höhenkaltfront. Weiterhin kann es im Winter vorkommen, dass die bodennahe ausgekühlte Luftmasse durch etwas mildere maritime Kaltluft ersetzt wird. Somit wird es in den bodennahen Schichten sogar wärmer. Man spricht hier von einer maskierten Kaltfront.

Des Weiteren unterscheidet man die Kaltfronten nach dem Strömungsverhalten der kalten Luft gegenüber der warmen Luft. Bei der Kaltfront erster Art (Anafront) schiebt sich die Kaltluft unter die Warmluft und bei der Kaltfront zweiter Art (Katafront) schiebt sich die Kaltluft über die Warmluft; weitere Erklärung siehe unten.

Kaltfronten zeichnen sich durch verstärkte vertikale Luftbewegungen aus. Die dadurch auftretende konvektive Bewölkung führt häufig zu schauerartig verstärkten Niederschlägen oder Gewittern. Die Ankunft einer stärkeren Kaltfront kann oft gut beobachtet werden: Recht starker, etwas abgekühlter Wind, Quellwolken (eventuell schon einige Cumulonimbus-Wolken) kündigen sie an. Die Temperatur sinkt beim Durchgang um mehrere Grade, es kann sogar vorkommen, dass nach einem schönen Frühlingstag mit 16 °C am nächsten Tag nach Durchgang der Kaltfront Schnee liegt.

Auf der Rückseite der Kaltfront (Kaltsektor) ist die Atmosphäre in der Regel labil geschichtet. Zusammen mit dem vom Regen noch feuchten Boden führt das unter der Sonneneinstrahlung zu Cumuluswolkenbildung und Schauern, dem so genannten Rückseitenwetter. Ferner nimmt der Luftdruck nach Durchgang der Front wieder zu. Weil die Luft absolut und relativ weniger feucht ist als vor dem Niederschlag, wird die Luft klar und die Sicht gut. Hat die Kaltfront die vorlaufende Warmfront eingeholt, bildet sich eine Okklusion.

 

 

 

Symbol der Kaltfront auf Wetterkarten

In einer Wetterkarte werden Kaltfronten durch blaue Dreiecke gekennzeichnet, die in Zugrichtung weisen.

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Die Warmfront ist, wie auch die Kaltfront, eine Wettererscheinung im Zusammenhang mit einem Tiefdruckgebiet. Warme und daher leichtere Luftmassen gleiten auf die in Zugrichtung vor ihnen liegenden schwereren kalten Luftmassen auf. Die Wetterereignisse sind in der Regel ruhiger als an Kaltfronten. Im Bereich der aufgleitenden warmen Luftmassen bilden sich erst Cirruswolken, gefolgt von Cirrostratus-, Altostratus- und dann Nimbostratuswolken. Der in der Regel gleichmäßige und langanhaltende Landregen beginnt, wenn die Sonne durch den Altostratus vollständig verdeckt wird. Mäßiger oder starker Regen fällt dann aus dem Nimbostratus. Im Sommer kann es auch zu Warmlufteinschubgewittern kommen.

 

Symbol der Warmfront auf Wetterkarten

In einer Wetterkarte werden Warmfronten durch rote Halbkreise gekennzeichnet, welche in Zugrichtung weisen.

Der Luftdruck ist vor der Warmfront leicht fallend, dahinter zunehmend fallend, die Temperatur steigt mit Eintreffen der Warmfront an (Verlauf siehe oben im Diagramm). Der Wind dreht vor der Warmfront meist zurück (zum Beispiel von Süd nach Süd-Ost). Nach dem Durchgang der Front ist eine deutliche Windrichtungsänderung spürbar, auf der Nordhalbkugel der Erde aufgrund der Corioliskraft rechtsdrehend, zum Beispiel von Süd nach Süd-West.

Bei einem Tiefdruckwirbel bewegt sich die Warmfront vor der Kaltfront. Die Kaltfront holt die Warmfront schließlich durch ihre höhere Geschwindigkeit ein. Beim Aufgleiten der Warmluft verliert die Warmfront nämlich ständig Bewegungsenergie, da diese beim Aufgleiten in Lageenergie umgewandelt wird. Durch den Verlust von Bewegungsenergie wird die Warmfront immer langsamer, während die Kaltfront ihre Anfangsgeschwindigkeit weitgehend beibehält.

Zwischen Warm- und Kaltfront liegt der Warmsektor. In dem Bereich, in dem beide Luftmassen verschmelzen, entsteht die Okklusion.

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Ein Cirrus oder Zirrus (lat. „Haarlocke, ein Büschel Pferdehaar, Federbusch“; Mehrzahl Cirren; Abk.: Ci) ist eine reine Eiswolke in großer Höhe. Ihrem Erscheinungsbild nach handelt es sich um kleine, isolierte, leuchtend weiße, zarte Fäden oder schmale Bänder mit einem seidigen Schimmer, deren Ränder meist durch die Höhenwinde ausgefranst sind. Im Deutschen werden sie daher auch „Federwolken“ genannt. Sie treten häufig zusammen mit dem Cirrocumulus oder Cirrostratus auf. Falls sie sich verdichten und weite Cirrostratusflächen auftreten, kann dies als Vorzeichen einer Warmfront gewertet werden.

Entstehung

Cirrus-Wolken entwickeln sich oft aus Virga-Bildungen von Cirrocumulus oder Altocumulus oder auch aus dem Oberteil einer Cumulonimbus-Wolke. Sie können aber auch bei der Umbildung ungleichförmiger Cirrostratus-Wolken durch Verdunstung der dünneren Teile entstehen. Cirrus-Büschel mit abgerundeten Gipfeln entstehen oft im wolkenfreien Raum. Durch die typische Höhe (8000–12000 m) des Auftretens dieser Wolken bestehen die Cirren aus feinen Eiskristallen.

Aufbau und Erscheinungsform

 

Cirren können in Form dünner Fasern oder Fäden vorkommen (fibratus), die fast geradlinig, unregelmäßig gebogen oder scheinbar regellos miteinander verflochten sind (intortus). Die Fasern oder Fäden sind manchmal wie ein Komma gestaltet und enden in Hakenform oder in einem nicht-abgerundeten Büschel (uncinus). Cirrus tritt auch in Flecken auf, die so dicht sind, dass sie bei Blickrichtung gegen die Sonne schwach grau aussehen. Diese Art von Cirrus (spissatus) kann auch die Sonne verschleiern, ihre Umrisse undeutlich machen oder sie sogar völlig verdecken.

In selteneren Fällen tritt Cirrus auch in Form isolierter, kleiner, runder Büschel auf, die oft mit Schleppen versehen sind (floccus). Auch kleine abgerundete Türmchen bzw. Zinnen, die aus einer gemeinsamen Basis herauswachsen sind möglich (castellanus). Die einzelnen Teile der Cirrus-Wolken sind manchmal in breiten, parallelen, gegen den Horizont scheinbar zusammenlaufenden Bändern angeordnet (radiatus).

Zu allen Tageszeiten sieht Cirrus, wenn er sich nicht zu nahe am Horizont befindet, weiß aus, sogar noch leuchtender als alle anderen Wolken desselben Himmelsgebietes. Dies liegt an der geringen optischen Dicke der Wolken. Befindet sich die Sonne am Horizont, so ist Cirrus weißlich, während tiefere Wolken gelb oder orange getönt sein können. Sobald die Sonne unter den Horizont sinkt, verfärbt sich hoch am Himmel stehender Cirrus gelb, dann rosa, rot und schließlich grau. In der Morgendämmerung ist die Farbfolge umgekehrt.

Cirrus in Horizontnähe nimmt häufig eine gelbliche oder orange Färbung an; diese Farbtönungen treten bei den tiefer gelegenen Wolkengattungen weniger deutlich hervor. Es können Halo-Erscheinungen vorkommen. Kreisförmige Halos erscheinen infolge der geringen Ausdehnung der Cirrus-Wolken kaum als geschlossener Ring.

Kondensstreifen werden zu den Cirruswolken gerechnet. Sie entstehen durch heißen Wasserdampf, der infolge der Verbrennungsvorgänge in Triebwerksturbinen von Düsenflugzeugen entsteht. Da die kalte dünne Luft in der Höhe von 7.000 bis 9.000 m, in der diese künstlichen Cirren auftreten, nicht viel Wasserdampf in Gasform aufnehmen kann, bilden sich aus dem Wasserdampfüberschuss Eisnadeln, und somit Wolken mit einer vergleichbaren Zusammensetzung wie natürlich entstandene Cirren.

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Irisierende Wolken  sind perlmuttfarben leuchtende Wolkenteile.

 

Beobachtung und Entstehung:

Diese Erscheinung tritt vor allem an den Rändern von sich optisch in der Nähe der Sonne befindenden Wolken (z. B. an Altocumuluswolken) auf. Sie entsteht durch die Beugung der Lichtstrahlen an Wassertröpfchen oder Eiskristallen und gehört damit zu den Ereignissen, die Photometeore genannt werden.

Die Ränder der Wolken zeigen eine purpurrote, blaue und grüne Farbe. Sehr kleine Wassertröpfchen rufen das Irisieren hervor. Die kleinen Tröpfchen erzeugen sehr große Kränze mit breiten Abschnitten gleicher Farbe. Deshalb weisen große Bereiche der Wolke die gleiche Farbe auf. Die verschiedenen Farben an der irisierenden Wolke beruhen auf der unterschiedlichen Tröpfchengröße. Verschiedene Größen von Tröpfchen erzeugen auch unterschiedliche Kränze, so dass die Farbe trotz gleichem Abstand zur Sonne unterschiedlich ist.

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In der Meteorologie bezeichnet eine Böenfront in der Regel den Bereich des keilartigen Vordringens einer Kaltfront in den vorgelagerten Warmsektor innerhalb eines Tiefdruckgebiets. Bei diesem sehr raschen Prozess kommt es zu starken Turbulenzen und dem Auftreten der namensgebenden Windböen, bis hin zu Downbursts. Ähnliche Effekte zeigen sich auch bei größeren Gewitterzellen, insofern in den äußeren Bereichen starke Abwinde einsetzen und zu einer Ansammlung von Kaltluft im bodennahen Bereich führen. Ausgehend von der Gewitterzelle breitet sich diese dann aus, oft verbunden mit typischen Böenwalzen wie im Bild rechts unten. Die Böenfront bezeichnet hier den vorderen Randbereich der Kaltluft. Unter Umständen können sich auch kleinere Wirbelwinde entwickeln, die man dann als Gustnados bezeichnet. Hinter der Böenfront folgen meist intensive Frontregen, bei großer Entfernung zu den Gewitterzellen und insbesondere wenn sich die Böenfront nicht in Zugrichtung des Gewitters ausbreitet, können diese jedoch auch ausbleiben.

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