4.1 Niederschlagsbildung

Für die Bildung von Niederschlag müssen folgende Voraussetzungen erfüllt sein:

4.1.1 Sättigungsdampfdruck

Die in Luftmassen maximal speicherbare Menge an Wasserdampf steigt mit steigender Lufttemperatur T. Der Sättigungsdampfdruck eS [hPa] ist der Partialdruck des Wasserdampfes bei Sättigung und somit der maximale Wasserdampfgehalt der Luft bei einer bestimmten Temperatur, während der Dampfdruck e [hPa] ein Maß für den aktuellen Wasserdampfgehalt ist. Die relative Luftfeuchte U [%] gibt das Verhältnis von e zu eS an. Die Abhängigkeit zwischen Sättigungsdampfdruck und Temperatur wird als Sättigungdampfdruckkurve dargestellt. Aus dieser Kurve kann man bei Kenntnis des aktuellen Dampfdruckes und der Luftemperatur zwei für die Niederschlagsbildung wichtige Informationen ableiten:

  1. Wie viel Wasserdampf kann noch in den Luftmassen gespeichert werden, bis Sättigung eintritt (Sättigungsdefizit ∆eS)?
  2. Auf welche Temperatur können die Luftmassen abgekühlt werden, bis Sättigung eintritt (Differenz zur Taupunktstemperatur ∆t)?
Abb. 4.1: Sättigungsdampfdruckkurve. Die aktuellen Werte für Lufttemperatur und Dampfdruck sind in rot dargestellt, die Abstände zum Sättigungsdampfdruck und zur Taupunktstemperatur in orange. Die Sättigungsdampfdruckkurve begrenzt den hellblau dargestellten Bereich der möglichen aktuellen Wertekombinationen innerhalb des Temperaturbereiches von -10°C bis +30°C.

4.1.2 Tropfenbildung

Je nach Temperatur kommt es zum Zusammenballen feinster Tröpfchen zu großen Tropfen (T->0°C, Koaleszenz) bzw. zur Sublimation von Wasserdampf an Eispartikeln (T-<0°CBergeron-Findeisen-Prozess). Eispartikel sind schwerer als Tröpfchen und lagern beim Fallen Wasser-Tröpfchen an (Sättigungsdampfdruck über Eis niedriger). Es kommt zu einer Kettenreaktion mit Zerfall und anschließendem erneuten Wachstum von Tropfen bzw. Eispartikeln durch Zusammenfließen (Koagulation), bis sie als Regentropfen oder gefrorene Partikel (Schneeflocken, Grauoel, Hagel) zur Erde fallen.

4.1.3 Niederschlagstypen

Advektive Niederschläge sind an großräumige horizontale Luftbewegungen gebunden. Beim Aufgleiten warmer Luftmassen auf kältere Luftmassen kommt es an Wetterfronten zu oftmals lang anhaltenden und großräumig auftretenden Niederschlägen (Dauerniederschlag, Landregen über mehrere Tage). Diese zyklonalen Niederschläge liefern in gemäßigten Breiten einen erheblichen Anteil der Jahresniederschlagsmenge. Typische Wolkenformen sind Schichtwolken (Stratus). Orographische Niederschläge enstehen beim Aufsteigen feuchter Luftmassen im Gebirge. Die Niederschlagsmengen nehmen mit der Geländehöhe zu. Zum Beispiel fällt in München eine jährliche Niederschlagshöhe von 950 mm, in Kochel am Alpenrand fallen 1450 mm. Dies entspricht einer Zunahme von 65 mm/a je 10 km Entfernung. Die Höhenzone maximaler Niederschläge liegt in unseren Breiten bei ca. 3000-3500 m. Wolken müssen in Mitteleuropa ca. 2 km mächtig sein, um Niederschlag zu ermöglichen.

Konvektive Niederschläge sind an vertikale Luftbewegungen gebunden. Ursache ist die Konvektion erwärmter Luftmassen. Kommen diese in höhere kältere Schichten kondensiert Wasser und es kommt i.d.R. zu Schauerniederschlag. Dabei muss der Auftrieb überwunden werden. Typische Wolkenformen sind Cumuli. Konvektive Niederschläge dauern in der Regel kürzer und betreffen eine wesentlich kleinere Fläche als advektive Niederschläge. Aufgrund der hohen Niederschlagsintensitäten (Starkregen) kann es vor allen in kleinen Flussgebieten oder im städtischen Bereich zu Hochwasser kommen.