Wolkenphysik

Die Wolkenphysik ist das Teilgebiet der Meteorologie, dass sich mit den physikalischen Ursachen der Wolkenentstehung, den Prozessen innerhalb von Wolken und deren Interaktion mit der Umgebung beschäftigt.

Wolken bestehen nicht aus Wasserdampf, welches ein Gas und daher genauso unsichtbar wie die restliche Luft ist. Sie stellen vielmehr Aerosole dar, also eine Ansammlung von Wassertröpfchen. Erst nach dem Abkühlen unter eine bestimmte Temperatur (die Taupunkttemperatur) bilden sich aus dem Wasserdampf winzige Wassertröpfchen, in großer Höhe auch winzige, schwebende Eiskristalle.

Wolkenbildung

Wolkenbildung bezeichnet den Prozess der Entstehung von Wolken durch Kondensation bzw. auch Resublimation von Wasserdampf an Kondensationskernen in der Troposphäre und teilweise auch Stratosphäre.

Eine sichtbare Wolke entsteht, wenn die Bedingungen für die Bildung stabiler Wassertröpfchen oder –kristalle erfüllt sind. Diese Bedingungen haben weniger mit einer Wasseraufnahmefähigkeit der Luft als mit dem Verhältnis von Kondensation und Verdunstung zu tun. An der Oberfläche des Wassertröpfchens innerhalb einer Wolken findet ein steter Austausch von Wassermolekülen zwischen der Umgebungsluft und dem Tropfens statt: Nur wenn sich an den Tropfen mehr Wassermoleküle anlagern als diesen gleichzeitig verlassen, nur wenn also die Kondensationsrate höher als die Verdunstungsrate ist, kann ein Tropfen wachsen und somit zu einer Wolkenbildung führen. Ob es dazu kommen kann hängt im Wesentlichen von zwei Größen ab:

1. von der Anzahl der Wassermoleküle in der Umgebung des Tropfens: Je mehr Wasserdampfmoleküle das Tröpfchen umgeben, umso wahrscheinlicher ist es, das eines am Tröpfchen haften bleibt. Die Anzahl der Wasserdampfmoleküle kann auch durch den sogenannten Wasserdampfdruck ausgedrückt werden, das ist der Anteil des Gesamtluftdrucks, der durch den Wasserdampf entsteht.
2. von der Temperatur des Wassertropfens: Je wärmer das Tröpfchen ist, umso leichter lösen sich Wassermoleküle vom Tropfen.

Die Bildung einer Wolke wird also begünstigt durch niedrige Temperaturen und durch eine große Anzahl Wassermoleküle bzw. durch einen hohen Wasserdampfdruck, was gleichbedeutend mit einer hohen Luftfeuchtigkeit ist.

Die Temperatur, bei der sich Kondensation und Verdunstung ausgleichen, heißt Taupunkttemperatur. Wird diese unterschritten, entstehen und wachsen unter betimmten Bedingungen stabile Tröpfchen. Diese Temperatur hängt vom jeweiligen Wasserdampfdruck ab. Der Wasserdampfdruck, bei der Kondensation und Verdunstung im Gleichgewicht sind, heißt Sättigungsdampfdruck. Dieser ist von der Temperatur abhängig und wird außerdem durch Krümmungs- und Lösungseffekte bestimmt.

Die Tropfenbildung in der Erdatmosphäre wird überhaupt erst ermöglicht durch das Vorhandensein einer ausreichenden Anzahl von Kondensationskeimen. Solche Keime können zum Beispiel Staubkörnchen sein, aber auch größere Moleküle, Pollen oder – am Meer – Salzkristalle (siehe Aerosol).

Auch bei Temperaturen unter 0 °C kann sich noch ein Großteil der Wolkentröpfchen im flüssigen Zustand befinden. Beim Absinken der Temperatur bis etwa -12 °C bilden sich meist noch keine Eiskristalle heraus, so dass die Wolke aus sogenannten unterkühlten Wassertropfen besteht. Ebenso können gelöste Stoffe innerhalb des Tropfens bedingt durch die Gefrierpunktserniedrigung eine Senkung der Kondensationstemperatur bewirken. Bei einem weiteren Absinken der Temperatur nimmt der Eisanteil immer weiter zu, bis bei etwa -40 °C nur noch Eiskristalle vorliegen.

In größeren Höhen ist die Wolkenbildung durch Kristallisationsprozesse gekennzeichnet.

Wegen der sehr geringen Größe der Tröpfchen – ungefähr 1 bis 15 μm oder 0.001 bis 0.015 mm – haben sie auch relativ geringe Fallgeschwindigkeiten, welche sich meist im Bereich von 1 bis 15 cm/s bewegen. Da Wolken häufig durch konvektive Aufwinde entstehen, sinken diese nicht etwa ab, sondern bleiben auf gleicher Höhe bzw. quellen auf (zum Beispiel der Kumulus). In Regenwolken sind die Tropfen größer (bis 3 mm) und somit auch die Fallgeschwindigkeit höher. Ist ein Schwellenwert überschritten, so dass der Aufwind das gravitative Absinken nicht mehr ausgleichen kann, beginnt es zu regnen. Im Falle des Hagels treten sehr starke Aufwinde auf, welche die Hagelkörner mehrmals absinken und wieder aufsteigen lassen.

In der Meteorologie werden Wolken nach Form und Höhe über dem Boden unterschieden. Eine Wolke in Bodennähe wird als Nebel bezeichnet. Im weiteren Sinne wird unter Wolkenbildung jedoch auch die Entstehung anderer Wolkentypen verstanden, wie beispielsweise Staubwolken oder Methan-Wolken, wobei man sich hierbei nicht auf die Erde begrenzt und auch die Wolkenbildung auf anderen Himmelskörpern mit einschließt.

Strahlungs- und Temperaturhaushalt der Atmosphäre

Wolken haben einen großen Einfluss auf den Strahlungshaushalt der Erde und somit auch die Lufttemperatur. Dies macht sich vor allem im Sommer bemerkbar. Einerseits am Tag: sobald sich eine Wolkendecke bildet und die Sonnenstrahlung abschirmt, nimmt die auf den Boden ankommende Sonnenenergie (Globalstrahlung) ab und es wird spürbar kälter. Andererseits in der Nacht: eine geschlossene Wolkendecke hält die Wärmestrahlung zurück und reflektiert sie zum zu einem bestimmten Anteil zurück auf den Erdboden. Während einer klaren Nacht wird es jedoch wesentlich kälter, da die Wärmestrahlung einfach ins Weltall entweicht und kaum durch die Atmosphäresgase – vor allem durch den darin enthaltenen Wasserdampf – zurückgehalten werden kann. Die Auswirkungen des Wassers kann man auch in der Wüste beobachten, wo dessen Gehalt viel geringer ist: Hier wird in der Nacht viel mehr Wärme abgestrahlt beziehungsweise weniger Wärme zurückgehalten als in feuchteren Zonen, somit sind die Temperaturunterschiede von Tag zu Nacht auch viel höher.

Globales Schema der optischen Wolkendicke.

Eine wichtige Eigenschaft von Wolken ist deren optische Dicke. Sie bestimmt wieviel der Sonnenstrahlung durch eine Wolkendecke hindurchdringen kann und wieviel sie andererseits absorbiert bzw. reflektiert. Bestimmende Einflussgrößen sind dabei die vertikale Ausdehnung der Wolke, die Verteilung der Tröpfchen- oder Eiskristallgrößen und schließlich die Menge und Verteilung der Wolken selbst. Dabei sind Wolken gegenüber der kurzwelligen UV-Strahlung etwas durchlässiger als gegenüber den Wellenlängen des sichtbaren Lichts. Die Streuung der direkten Sonneneinstrahlung durch die Luftteilchen bedingt deren geringerwerdenden Anteil mit abnehmender Höhe und begünstigt damit diesen Effekt. Durch die zusätzliche Streuung an den Wolkentröpfchen nehmen auch die Photonenwege zu, was die Absorption durch Ozon begünstigt und somit die Transmission des Lichts verringert. In Bezug auf die UV-Strahlung ist eine Absorption an den Wassertropfen selbst vernachlässigbar, solange diese nicht allzu stark verunreinigt sind (etwa durch einen Vulkanausbruch). Auf globaler Ebene hat dies im langjährigen Mittel die Folge, dass Wolken 20 % der kurzwelligen Sonneneinstrahlung direkt zurückstrahlen und gleichzeitig 3 % absorbieren.

Die Wirkung der Wolken im Strahlungshaushalt ist jedoch nicht allein an deren Eigenschaften geknüpft, sondern beruht auf dem Zusammenspiel vielerlei Faktoren. Besonders wichtig ist der Effekt der atmosphärischen Gegenstrahlung in Verbindung mit der Albedo der Erdboberfläche. Dieser Effekt ist die eigentliche Ursache des atmosphärischen Treibhauseffektes und spielt damit eine wichtige Rolle in Bezug auf die Globale Erwärmung. Die Albedo der Bodenoberfläche bestimmt dabei, wieviel aus der Summe von direkter und diffuser Sonneneinstrahlung vom Erdboden aus in Richtung der Wolken als langwellige terrestrische Strahlung ausgesandt wird. Deren optische Dicke, die ihrerseits die Globalstrahlung bestimmt hat, ist nun maßgeblich dafür verantwortlich, wieviel dieser terrestrischen Strahlung auf die Erdoberfläche zurückreflektiert wird, wobei es beliebig oft zu Mehrfachreflektionen zwischen Wolkenunterseite und Erdboden kommen kann. Durch diese atmosphärische Gegenstrahlung wird die Globalstrahlung jedoch erhöht und zeigt die abschirmende Wirkung der Wolken gleicht sich teilweise aus.

Wie groß dieser Ausgleich in Bezug auf große Gebiete und lange Zeiträume ist lässt sich nur schwer feststellen, weshalb es sich auch um eine zentrale Fragestellung der Klimamodellierung handelt.