kondensation, wolkenbildung, niederschlag - physik · 4 wenn man sich den sättigungsdampfdruck...
TRANSCRIPT
1
Ausbildungsseminar 12/13
Wetter und Klima
Kondensation, Wolkenbildung, Niederschlag
Christian Hammer
2
Inhaltsverzeichnis
Seitenzahl
1. Wasserdampf in der Atmosphäre………………………………………………………………...3
2. Vertikalbewegung von Luftmassen……………………………………………………………….4
3. Kondensationsniveau…………………………………………………………………………………….7
4. Wolkenbildung……………………………………………………………………………………………..8
5. Niederschlag………………………………………………………………………………………………..13
6. Einfluss anthropogener Aerosole auf das Klima…………………………………………..15
7. Zusammenfassung……………………………………………………………………………………….16
8. Literaturverzeichnis.…………………………………………………………………………………….17
3
1. Wasserdampf in der Atmosphäre
Des Wasser spielt für die klimatologischen und meteorologischen Prozesse in der
Atmosphäre eine entscheidende Rolle. Wasser ist der einzige Bestandteil der Erde, der in all
seinen Aggregatszustände in der Atomsphäre gleichzeitig vorkommen kann, was einen sehr
bedeutenden Effekt auf die Prozesse in der Wolke hat.
Luftfeuchtigkeit
Als Luftfeuchtigkeit wird der Wasserdampfgehalt der Luft verstanden.
Sättigungsdampfdruck
Der Sättigungsdampfdruck ist der maximal mögliche Dampfdruck, der erreicht
werden kann. Dieser ist stark Temperaturabhängig und entspricht in der Atmosphäre
meist nicht dem tatsächlich gemessenen Dampfdruck
o Sättigungsdampfdruck E
o Tatsächlicher Dampfdruck e
o Relative Feuchte
Abbildung1 Hier ist der Verlauf des Sättigungsdampfrucks in Abhängigkeit der Temperatur dargestellt. Entscheidend ist, dass sich die Werte auf eine ebene Wasserfläche beziehen. ( nach Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003)
𝐸 [ℎ𝑃𝑎] 6, 78 𝑒𝑥𝑝 , [ ]
, [ ] (1)
Magnussche Dampfdruckformel nach H.G. Magnus 1802-1870
4
Wenn man sich den Sättigungsdampfdruck über Eis betrachtet, der folgender Beziehung
genügt, sieht man, dass dieser nur geringfügig dem des Wassers verschieden ist.
𝐸 [ℎ𝑃𝑎] 6, 78 𝑒𝑥𝑝 , [ ]
, [ ] (2)
Konsequenzen der Unterschiedlichen Sättigungsdampfdrücke:
Da in Wolken meist alle drei Aggregatszustände des Wassers gleichzeitig vorkommen, sorgt
die Dampfdruckdifferenz 𝐸 𝐸 𝐸 innerhalb der Wolke für folgendes Phänomen.
Wassermoleküle über Wassertropfen wandern auf Grund von dE in Richtung der Eiskristalle.
Dies hat zur Folge, dass sich nun mehr Moleküle an den Eiskristall binden, als ihn verlassen.
Umgekehrt sieht dies beim Wasser aus. Dieser verliert mehr Wassermoleküle, wie er durch
Kondensation erhält
Ergebnis: In einem System von Eis- und Wasseroberflächen mit gemeinsamer
Dampfatmosphäre wächst die Masse des Eises auf Kosten des Wassers.
2. Vertikalbewegung von Luftmassen
Trotz der geringen Vertikalgeschwindigkeiten, welche in der Größenordnung zwischen
einigen bis ein paar liegen, haben die Vertikalbewegungen der Luftmassen
eine enorme Einfluss auf die Gestaltung von Wetter und Klima
Wir unterscheiden zwischen den folgenden Hebungsprozessen:
Dynamische Turbulenz:
Die Dynamische Turbulenz entsteht auf Grund sehr hoher horizontaler
Windgeschwindigkeiten. Dabei wird die Luftströmung durch die Reibung der Erdoberfläche in
den unteren Schichten stark verringert, was zur sog. Windscherung führt. Diese verursacht
Luftwirbel, welche die untere Luftschicht nach oben transportiert und die obere nach unten.
Im Falle einer stabilen Schichtung der Atmosphäre ist die vertikale Erstreckung relativ gering
und findet meist nur in Bodennähe statt.
Bei labiler Schichtung und genügend großer Reibung, kann die Vertikalbewegung bis zu
1500m Höhe reichen.
5
Abbildung 2: Dynamische Turbulenzen. Vertikale Erstreckung in Abhängigkeit von der Schichtung ( nach Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003)
Thermische Konvektion:
Infolge ihrer unterschiedlichen Dichte steigt oder sinkt Luft auf der Erde in
Abhängigkeit von ihrer Temperatur. Warme Luft steigt auf, da ihre Dichte geringer
ist, als die von kühlerer Luft, kalte Luft hingegen sinkt. Dieser Prozess wird von
Wissenschaftlern als Konvektion bezeichnen. Konvektion ist einer der Wege, über
die Wolkenbildung möglich ist. Wenn die Sonne scheint, wird die Wasserdampf
enthaltende Luft über dem Erdboden erwärmt und beginnt zu steigen. Auf dem
Weg nach oben kühlt sie sich ab.
o Im Verglich zur den dynamischen Turbulenzen hat die thermische
Konvektion eine sehr viel größere vertikale Erstreckung. Diese kann die
gesamte Troposphäre einnehmen. Unter den Richtigen Voraussetzungen
können Wolken sogar bis in die Tropopause gelangen.
o Thermische Konvektion wird durch eine labile Atmosphärenschichtung
stark gefördert. Wohingegen eine stabile Schichtung nur schwache Thermik
zulässt.
6
Hebung von Luftmassen durch Aufgleiten
Tiefdruckgebiet gleitet mit einer bestimmten Neigung auf die kühlere Luftmasse auf. Bei
dieser Art der Hebung bildet sich ein charakteristisches Wolkensystem. Dieses Wolkensystem
lässt sich schon ca. 24 Stunden vor dem ankommen der Warmfront beobachten. Wie in
Abbildung dargestellt ist, kann man die ersten Wolkenerscheinungen als Vorboten für
kommendes schlechtes Wetter deuten.
Abbildung 3: Aufgleiten einer Warmfront auf Luftmassen höherer Dichte. Gut erkennbar, die Cirren, welche als Vorboten einer Schlechtwetterfront zu verstehen sind. ( nach Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003)
Die ersten Schlechtwetterboten machen sich durch Cirrenfelder, die sich etwa in 7-11Km
Höhe befinden bemerkbar. In der Regel liegt die zugehörige Warmfront ca. 500-1000Km
hinter den Anfängen des charakteristischen Wolkensystems.
Orographische Hebung:
Im meteorologischen Sinne ist der Einfluss des Geländes auf das Wetter gemeint.
Beispielsweise entsteht durch die orographische Hebung der Luft beim Hinaufströmen auf
ein Gebirge Abkühlung und damit verbunden Kondensation, Wolkenbildung und
Niederschlag. Hinter dem Gebirge erfolgt ein Absinken der Luft und damit Wolkenauflösung
und Erwärmung(Föhn).
Stabilitätskriterien und ihre klimatologischen Konsequenzen für konvektive Prozesse
7
3. Kondensationsniveau
Für die vertikale Aufwärtsbewegung, bei der sich der tatsächliche Dampfdruck e unterhalb E
befindet, spricht man von einer vertikalen Aufwärtsbewegung unter trockenadiabatische
Abkühlung. Im laufe des Hebungsvorganges und der damit verbundenen
trockenadiabatischen Abkühlung, nähert sich der tatsächliche Dampfdruck des Wasserstoffes
immer mehr dem Sättigungsdampfdruck. Sobald dieser erreicht ist, endet die reine
trockenadiabatische Zustandsänderung. Dieses Höhenniveau bezeichnet man als
Kondensationsniveau.
Beispielsrechung zur Bestimmung des Kondensationsniveaus aus der Magnuskurve:
Ab dem Kondensationsniveau geht die trockenadiabatische Zustandsänderung in die
Kondensations-(feucht-) adiabatische Zustandsänderung über.Hier überlagern sich zwei
Effekte. Zum einen die adiabatische Expansion, d.h. die Abkühlung alleine durch Expansion
ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung. Zum anderen findet aufgrund der, durch weitere
Hebung hervorgerufenen Übersättigung, Kondensation statt. Diese führt zur Erwärmung der
aufsteigenden Luftmasse. Ein Rückgang der spez. Feuchte, in der sich bildenden Wolke, von
bewirkt eine Erwärmung der Luft um 2,5°C. Dies hat zur Folge, dass sich der
Temperaturgradient vergrößert. Dadurch wird die weitere Konvektion begünstigt.
Abbildung 4: Temperadurgradient; Feucht- und Trockenadiabate. (nach Einführung in die Allgemeine Klimatologie, Wolfgang Weischet und Wilfried Endlicher, 7.Auflage)
8
4. Der Prozess der Wolkenbildung
Eine Wolke ist definiert als eine Ansammlung kleiner Wassertröpfchen in einigem Abstand
zur Erdoberfläche. Die Frage wie sich diese Wassertröpfchen bilden, kann mithilfe der
thermodynamischen Prozesse der vorherigen Kapitel nicht beantwortet werden. Zur
Tröpfchenbildung kommt es erst, wenn Wolkenkerne oder auch Kondensationskerne
genannt, in der Atmosphäre vorhanden sind an denen der gasförmige Wasserdampf
kondensieren kann. Ohne diese Kerne bräuchte man Übersättigung von ca. 300% damit sich
die einzelnen Wassermoleküle zu einem Tropfen zusammenschließen. Zum anderen muss
mit einbezogen werden, dass sich der Sättigungsdampfdruck über gekrümmten Oberflächen
anders verhält als über einer ebenen Wasseroberfläche.
Kondensationskerne und Aerosole:
Aerosole:
Aerosole lassen sich auf verschiedene Weisen in Kategorien einteilen. Kriterien
können die Entstehung der Aerosolteilchen, ihre Materialeigenschaften (fest oder
flüssig) oder ihre Wirkung (Kondensationskeime) sein. Aerosole können ebenso wie
Staub auf viele unterschiedliche Weisen entstehen. In der Meteorologie sind
Kondensationsaerosole von großer Bedeutung. Deren Teilchen bilden sich spontan
durch Kondensation oder Desublimation aus übersättigten Gasen. In Abhängigkeit
von dem Ursprung der Teilchen lässt sich zwischen primären und sekundären
Aerosolen unterscheiden. Die Teilchen der primären Aerosole stammen meistens aus
mechanischen oder thermischen Prozessen. Bei den sekundären Aerosolen haben
sich die Teilchen aus gasförmigen Stoffen durch chemische Reaktion und/oder durch
Anlagerung der Reaktionsprodukte an Kondensationskerne gebildet.
Kondensationskerne:
Die Fähigkeit als Kondensationskern zu dienen hat prinzipiell jeder
Aerosolpartikelallerdings wird die Intensität dieser Fähigkeit durch die
Zusammensetzung und die Größe des Partikels bestimmt. Je größer ein Partikel ist,
desto mehr wasserlösliche Einzelkomponenten sind in ihm enthalten. Es ist somit
mehr hydrophile Masse vorhanden, die Wasserdampf am Partikel kondensieren lässt.
Bei Aerosolpartikeln, in denen keine hydrophilen Komponenten enthalten sind, wie
zum Beispiel bei Ruß, kommt es auf die Oberfläche des Partikels an, wie gut
Wasserdampf an ihm kondensieren kann. Je größer die Oberfläche des
Aerosolpartikels, desto mehr Wasser kann an ihm kondensieren. Größere Partikel
bilden früher Wolkentröpfchen als kleinere.
9
Herkunft und Größe von Wolkenkernen:
Background Aerosol:
Das Background Aerosol ist das am meisten vorkommende Aerosol und hat
kontinentalen Ursprung. Aufgrund der in der Atmosphäre stattfindenden Austausch-
und Mischungsvorgängen sind Background-Aerosole in der gesamten Troposphäre
vorhanden und wirken bei der Wolkenbildung als Kondensationskerne.
200 Teilchen pro (kontinentferne Ozeane, Polargebiete)
600 Teilchen pro
Maritimes Salzarosol:
Diesem Aerosol hat man früher eine bedeutende Rolle zur Wolkenbildung über den
Ozeanen vorhergesagt. Bei Verdunstungsprozessen bleiben Salze als Rückstände in
der Atmosphäre zurück. Neuerdings weiß man aber, dass diese Aerosole keine Rolle
bei der Wolkenbildung spielen, da ihre Konzentration in der Atmosphäre viel zu
gering ist. Ebenso ist die vertikale Erstreckung auf nur mehrere hundert Meter
beschränkt.
Anthropogene Luftverunreinigungen:
Diese von Menschenhand erzeugten Aerosole machen ca. 2-3% der
Kondensationskerne aus. Global betrachtet ist das kein großer Wert. Da diese
Aerosole allerdings stark vermehrt in industriellen Ballungsgebieten vorkommen,
haben diese eine nicht zu verachtenden Anteil bei der Wolkenbildung
Abbildung 5: Herkunft von den unterschiedlichen Aerosolen. (http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Datei:Aerosole_entstehung.gif)
10
Man Unterscheidet die Wolkenkerne der Größe nach:
• Aitken-Kerne ,
• Große Kerne ,
• Riesenkerne
Tröpfchenbildung
Bei der Bildung eines Wolkentropfens spielen zwei entgegengesetzte Effekte eine Rolle. Zum
einen wissen wir, dass das Tropfenwachstum nicht bei null beginnt, sondern aufgrund der
Kondensationskerne schon einen Anfangsdurchmesser besitzt. Da die meisten
Aerosolteilchen zudem wasserlöslich sind, so dass sie sich aufzulösen beginne, sobald Wasser
auf ihnen kondensiert, kommt der sogenannte Lösungseffekt zum Tragen. Der
Sättigungsdampfdruck über einer Lösung ist kleiner als über reinem Wasser. Zum anderen
müssen wir uns jetzt den Dampfdruck über einer stark konvex gekrümmten Oberfläche
betrachten. Der Sättigungsdampfdruck über konvex gekrümmten Oberflächen ist höher, als
der ebener Oberflächen.
11
Gibt man Salze in Wasser, so erhöhen sich die molekularen Bindungen im Wasser. Folglich
wird es schwieriger, Wasser zu verflüssigen bzw. zu verdampfen.
Wir erhalten mit dem Lösungs- und den Krümmungseffekt, zwei Prozesse, die sich
entgegengesetzt verhalten .Die relative Feuchte, die bei Sättigung über einem Tropfen einer
Lösung herrscht erhält man somit durch Kombination von Krümmungs- und Lösungseffekt.
Relative Feuchte aus der Kombination des Krümmungs- und Lösungseffekts.
12
Abbildung 6: Tröpfchenradiusverlauf in Abhängigkeit von der Anfangsgröße des NaCl Kondensationskerns, vom Lösungseffekt und vom Krümmungseffekt. (nach Einführung in die Allgemeine Klimatologie, Wolfgang Weischet und Wilfried Endlicher, 7.Auflage)
Wenn der Tropfen sehr klein und die Konzentration der Lösung daher groß ist, überwiegt der
Lösungseffekt und es können Tropfen bei einer relativen Feuchte von 80% entstehen.Mit
zunehmenden Radius und abnehmender Salzkonzentration kommt der Krümunngseffekt
mehr zur Geltung, die Luft ist über den Tropfen erst bei einer relativen Feuchte von mehr als
100% gesättigt.
Eiskristalle
Die Kondensation von Wassermolekülen wird durch die sogenannten Kondensationskerne
erreicht. Diese sind in einer Vielzahl in der Atmosphäre vorhanden. Gut geeignete
Kondensationskerne, sind solche, die Hydrophil und relativ groß sind. Die Struktur dieser
Kerne ist nicht entscheidend. Anders ist dies, wenn wir uns Eiskristalle betrachten. In der
Wolke finden wir unterkühlte Wassertropfen bis zu -30°C vor. Der Gefrierpunkt von Wasser
ist aber bei 0°C. Woran liegt das? Um einen Eiskristall bilden zu können, müssen die Moleküle
entweder so sehr verlangsamt werden, dass sie sich zu einem Eiskristall zusammenfügen
können. Dazu sind sehr tiefe Temperaturen notwendig. Eine andere Möglichkeit, besteht
darin, dass sich in der Umgebung der Wassermoleküle schon Eiskristalle befinden. Diese
müssen nicht vollständig Strukturgleich sein. Im Fall des Gefrierens genügt ein
13
Strukturähnlicher Kristall. Die Deposition ist dagegen aufgrund der viel höheren
Bewegungsenergie der Moleküle viel schwieriger und bedarf einen vollständigen isomorphen
Kristallisationskeims.
In der Atmosphäre sind allerdings keine Kristallisationskeime vorhanden, was zur Folge hat,
dass sich sehr stark unterkühlte Wassertropfen in der Wolke befinden, und die vollständige
Eiskristallbildung erst bei ca. -35°C beginnt.
5. Niederschlagsbildung
Abbildung 7: Vorkommen der verschiedenen Tropfengrößen. (nach Einführung in die Allgemeine
Klimatologie, Wolfgang Weischet und Wilfried Endlicher, 7.Auflage)
Bei der Niederschlagsbildung wird grob aus zwei Prozessen unterschieden
Koagulation:
Dieser Prozess der Tropfenbildung findet nur in reinen Wasserwolken statt. Die
Regenwahrscheinlichkeit ist eher gering, und ist an zwei Voraussetzungen der Wolke
gebunden. Falls es doch zu Regen aus reinen Wasserwolken kommt, ist dieser meist
Niesel oder kleintropfiger Regen.
Voraussetzungen für Koagulation:
14
Kolloide Labilität: Wolkenluft, deren tröpfchenspektren auch größere Wassertropfen
enthält. Erst diese unterscheiden sich in ihrer Sink- bzw. Steiggeschwindigkeit.
Dadurch ist es ihnen möglich mit den Tropfen mit unterschiedlicher Geschwindigkeit
zu kollidieren und somit sich zusammanfügen(koagulieren).
Koagulationsstrecke: Damit, unter der Voraussetzung der kolloiden Labilität, der
Tröpfchenradius groß genug anwachsen kann, um schließlich als Niesel bzw. Regen
auszufallen, muss die Wolke eine genügen große vertikale Erstreckung aufweisen.
Depositionswachstum:
In Mischwolken, d.h. in Wolken, in denen Wassertropfen und Eiskristalle gleichzeitig
existieren, beruht der Prozess des Niederschlags auf der Bildung von Eiskristallen.
Diese bilden sich auf Kosten des Wassers. In Kapitel 1 wurde schon besprochen, dass
sich der Sättigungsdampfdruck über Eis von dem über Wasser unterscheidet.
Dadurch entsteht innerhalb der Wolke ein Dampfdruckgefälle, was zur Folge hat,
dass sich vermehrt Wassermoleküle aus der Dampfphase in Richtung der Eiskristalle
bewegen. Somit setzen sich mehr Moleküle an dem Eiskristall ab, als ihn verlassen.
Beim unterkühlten Wassertropfen verläuft dieser Prozess umgekehrt. Es verdunsten
mehr, als kondensieren. Demzufolge wächst der Eiskristall stetig an, wohingegen das
unterkühlte Wasser zunehmend an Größe verliert.
Durch Aufwinden getragen, kann der Eiskristall weitere Wassertropfen einfangen und
an Größe gewinnen. Dies geschieht so lange, bis dessen Masse so groß ist, dass die
Aufwinde in nicht mehr tragen können, und die Gewichtskraft überwiegt und er
Richtung Erde fällt. Ob es sich dabei um Schnee, Hagel oder Graupel handelt, hängt
von der Temperatur der Mischwolke ab.
In welcher Form der Eiskristall am Erdboden ankommt, hängt von der Temperatur
der unteren Troposphärenschicht ab. Die möglichen Niederschlagsarten sind, Schnee,
Regen Hagel oder Niesel.
15
6. Direkter und indirekter Einfluss des anthropogenen
Aerosolgehalts auf das Klima
Seit den 90er Jahren haben Klimawissenschaftler begonnen, den Einfluss des
anthropogenen Aerosols auf die Temperaturentwicklung der Erde zu betrachten. Dieses
Problem stellt die Wissenschaftler vor eine sehr komplexe Aufgabe. Den
Strahlungsantrieb der typischen, sich in der Atmosphäre befindlichen, Treibhausgase
durch Modellsysteme zu berechnen gelingt dagegen sehr gut. Der Unterschied liegt in
der Tatsache, dass der Großteil der Treibhausgase eine sehr hohe Verweildauer in
Atmosphäre hat. Ebenso ist die vertikale, wie auch die horizontale geographische
Veränderung sehr gering. Der anthropogene Aerosolgehalt hingegen hat eine sehr kurze
lokale Verweildauer. Des Weiteren kann man ist es schwer die lokale Konzentration der
unterschiedlichen Aerosolarten genau zu klassifizieren, da Teile von ihnen chemisch
reagieren.
Nichtdestotrotz hat man es geschafft, Modellsysteme zu entwickeln, die den Einfluss auf
die Temperatur, Wolkenbildung und Niederschlag verdeutlichen.
Man unterscheidet zwischen zwei Einflüssen des anthropogenen Aerosols:
Direkter Einfluss:
Abbildung 8: Dirkete Wirkung von Aerosolen. (http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Datei:Aerosole_entstehung.gif)
Die erhöhte Anzahl der Aerosole für zur Reflexion der einfallenden Strahlung. Dadurch
kommt es zur Temperaturabnahme in den untersten Troposphären Schichten. Des Weiteren
hat die Abkühlung zur Folge, dass in polaren Gebieten und in Sibirien eine stärkere
Schneebedeckung vorliegt, was dazu führt, dass die Albedo(Schneealbedo) erhöht wird. Dies
zeigt Abbildung sehr deutlich. Für die Reflexion der einfallenden Sonnenstrahlung sind
hauptsächlich Sulfat Aerosole verantwortlich. Dagegen sorgt Ruß für eine Absorption der
solaren Strahlung, was zur Folge hat, dass die obere Atmosphärenschicht erwärmt wird. Dies
führt zur Stabilisierung der Troposphäre und erschwert somit Konvektion.
16
Indirekter Einfluss :
Im Indirekten Einfluss haben die Aerosolteilchen eine Wirkung auf die Wolke. Bei gegebener
Wassermenge der Wolke, verteilt sich die Flüssigkeit nun auf mehrere Teilchen, was zur
Folge hat, dass sich nun mehr Tropfen mit kleinerem Tropfenradius in der Wolke befinden.
Verstärkung der solaren Reflexion
Erhöhte Lebensdauer, da das Abregnen erschwert wird
Abbildung 9: Indirekte Wirkung von Aerosolen. http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel/index.php/Datei:Aerosole_entstehung.gif)
7. Zusammenfassung
Damit sich Wolken bilden können, müssen Luftmassen feuchter Luft von der unteren
Troposphäre in höhere Schichten befördert werden. Dies geschieht durch Konvektion,
Turbulenzen oder auch durch orographische Hebung. Entscheidend ist die Höhe der Hebung.
Wolkenbildung tritt erst ab dem Kondensationsniveau ein. Wenn die lokale Atmosphäre sehr
stabil geschichtet ist, was sich in einem steilen Temperaturgradient bemerkbar macht, wird
die Hebung und somit auch die Wolkenbildung erschwert. Eine Labile Schichtung hingegen
fördert den Hebungsprozess. Ebenso entscheidend ist der Feuchtigkeitsgehalt der Luft, da bei
hoher relativer Feuchtigkeit das Kondensationsniveau schneller erreicht ist. Durch
Kondensationskerne, die zahlreich in der Atmosphäre vorhanden sind kommt es zur
Kondensation. Ohne diese müssten Übersättigungen von bis zu 300% erreicht werde, damit
sich überhaupt kleine Tropfen bilden können. Für den Wolkentypischen Niederschlag sind
hauptsächlich Eiskristalle in der Wolke verantwortlich, die auf Kosten des unterkühlten
Wassers wachsen können. Diese Eiskristalle wandeln sich bei der Bewegung in Richtung Erde
in die uns bekannten Niederschlagsarten(Schnee, Regen, Hagel, Graupel) um.
17
8. Literaturverzeichnis
[1] WEISCHET,W.: Einfhrung in die allgemeine Klimatologie,
7.Aufl.Teubner Verlag, Stuttgart
[2] Klimatologie, Christian-Dietrich Schönwiese, 3. Auflage Ulmer Verlag
[3] Meterologisches Grundwissen, Zmarsky/Kuttler/Pethe, 3. Auflage
Ulmer Verlag
[4] Taschenatlas Wetter. Die turbulente Atmosphäre der Erde. Berthold
Wiedersich Hrsg. Klett-Perthes Verlag Gotha und Stuttgart 2003
[5] http://wiki.bildungsserver.de/