Gewitterparameter

Der Cape und der Lifted Index sind die wichtigsten Gewitterparameter:


Berechnet aus den Werten für den Tp, die 850ger, die Boden und die 500der Temp etc. zeigt er die zu erwartenden Cape Werte, die Energie die beim Aufsteigen von Luft freiwird, an, außerdem den LI, Negativ bedeutet die vorhandene Luft in 500hPa ist um so und soviel kälter als eine aufsteigende Luftmasse wenn sie diese Höhe erreicht.

Ab Li von -3 und Cape von 1000 sind Unwetter möglich. Nach oben kaum Grenzen. Li von -10 und Cape von 4000 reichen für extremste Tornadogefahr (Scherung sollte immer vorhanden sein, sonst nur starke normale Gewitter) etc...

Darüber hinaus entscheidet der vertikale Temperaturgradient zwischen tiefen und hohen Luftschichten darüber, wann bzw. wie stark Quellwolken in die Troposphäre hinaufsteigen. Auch die CAPE-Werte sind von großer Bedeutung bei der Berechnung und Erkennung möglicher Schwergewitterlagen. CAPE steht für "Convective Available Potential Energy". Sie ist ein direktes Maß für die zur Konvektion zur Verfügung stehenden potenziellen Energie. Aus ihr kann auch die maximal mögliche Aufwindgeschwindigkeit in einem Gewitter berechnet werden.

Radar-Meteorologie und Nowcasting-Systeme zur Gewittervorhersage

Fachliteratur/Artikel MOS

Glahn, H.R., Lowry, D.A. (1972): The use of model output statistics (MOS) in objective weather forecasting,
J. Appl. Meteor., 11, 1203-1211

Klaus Knüpffer (2001): Lightning MOS - A New Approach For Thunderstorm Prediction,
CD Proceedings of ECAM2001, Budapest, Hungary, September 2001


Fachliteratur/Bücher

Peter Meischner
Weather Radar
Principles and Advanced Applications
Springer-Verlag, 2003
ISBN 3-540-000328-2

Ronald E. Rinehart,Ph.D.
Radar for Meteorologists - Third Edition
Rinehart Publications, 2001
ISBN 0-9658002-0-2

Richard J. Doviak, Dusan S. Zrnic
Doppler Radar and Weather Observations - Second Edition
Academinc Press, 1993
ISBN 0-12-221422-6

Temperaturprofile

Zeichnen Sie zwei verschiedene realistische Temperaturprofile der unteren Troposphäre, die jeweils die gleiche Lufttemperatur an der Oberfläche und in 3 km Höhe haben. Erklären Sie die Temperaturverläufe.

Achtung die beiden Grafiken geben nur qualitativ den Sachverhalt wieder, quantitativ sind sie weder maßstabsgetreu noch spiegeln die Zahlenbeispiele wahrheitsgemäß die Realität wieder.

Im ersten Fall (die linke Grafik) liegt eine Absinkinversion (dynamische Höheninversion) vor, welche auf dynamische Vorgänge wie sie in Hochdruckgebieten großräumig erfolgen zurückzuführen ist. Wir erklären nun den Temperaturverlauf der zugehörigen Grafik:

1. Die Temperatur fällt trockenadiabatisch mit 10 °C auf 1000m (von +20 °C auf +10 °C).
2. Auf 1000m befindet sich ein Kondensationsnivau (=Wolkenuntergrenze), d.h. wir fallen bis zur Wolkenobergrenze nur noch feuchtadiabatisch um weitere 6 °C auf 1000 m (von +10 °C auf +4 °C).
3. In der Schicht zwischen 2000m und 3000m befindet sich die Inversion und die Luft breitet sich horizontal aus. Wir haben eine deutliche Erwärmung.
4. Die Luftschicht erwärmt sich beim absinken adiabitisch um 1K/100m und trocknet dabei aus.

Im zweiten Fall (die rechte Grafik) wird eine Strahlungsinversion gezeigt. Diese treten besonders in den bodennahen Luftschichten als Bodeninversion auf. Sie werden bevorzugt bei Hochdruckwetterlagen mit wolkenarmen und windschwachen Verhältnissen durch die nächtliche Ausstrahlung verursacht. Diese Abkühlung der bodennahen Luft pflanzt sich nur zögerlich weiter nach oben fort. Dadurch ist letztlich eine Temperaturzunahme mit der Höhe gegeben.Wir erklären nun den Temperaturverlauf der zugehörigen Grafik:

1. Die Temperatur steigt bis zur Inversionsobergrenze (auf 1000m) um 5K an. In dieser Grafik handelt es sich um eine bereits schon längere vorhandene Inversionswetterlage. Daher konnte die Bodeninversionsschicht derart mächtig werden.
2. Ab 1000m fällt die Temperatur trockenadiabatisch ab. Oftmals sind wesentlich größere Temperatursprünge direkt an der Inversionsgrenze möglich.

Als Musterbeispiel für eine Bodeninversion soll die Wetterlage vom 20.12.2007 herhalten. Um 12z wurden an der Wetterstation des DWD Stuttgart-Schnarrenberg -1,5 °C gemessen und mit dem Ballon-Aufstieg eine Frostgrenze gefunden die sich ein zweites Mal erst wieder bei etwa 3000m Meereshöhe zeigte. Anbei die Grafik zum zugehörigen Sounding als Stüve-Diagramm:

Bildquelle: http://weather.uwyo.edu/upperair/europe.html

Potentielle Temperatur

Neue Rechtschreibung: Potenzielle Temperatur

(a)Wie ist die potentielle Temperatur definiert?

Die potentielle Temperatur ist die Temperatur θ, die ein Luftquantum annehmen würde, wenn es aus einem Niveau mit dem Druck p und der Temperatur T trockenadiabatisch zum Druck p₀ = 1000 hPa transportiert wird (d.h. absinkt).



wobei k=0.286 und p in [hPa].

Bis etwa 5 km Höhe gilt näherungsweise die Formel



wobei z die Höhe in [m] ist.

(b) Warum wurde sie eingeführt?

Sie ist ein besonders anschauliches Maß für die Temperaturschichtung der Atmosphäre, da sie sich im Gegensatz zur Temperatur in einer adiabatisch geschichteten Atmosphäre nicht mit der Höhe verändert (konservative Größe), denn die wahre Temperatur T ändert sich auch ohne Zufuhr von Wärme bei Druckänderung oder bei Vertikalbewegungen. Somit ist der Verlauf der potentiellen Temperatur mit der Höhe ein Stabilitätskriterium für die atmosphärische Schichtung.

(c) Wie verändert sich die potentielle Temperatur mit der Höhe bei:

1. trockenstabiler Schichtung?

In der trockenstabilen Schichtung wird ein aufsteigendes Luftpaket kälter und damit schwerer als seine Umgebung und kehrt in seine Ausgangslage zurück. Die Temperaturabnahme ist kleiner als 1 °C / 100m und somit nimmt die Temperatur langsamer mit der Höhe ab als im trockenadiabatischen Fall. Die potentielle Temperatur θ nimmt mit der Höhe zu, d.h.




2. trockenindifferenter Schichtung?
In der trocken-indifferenter Schichtung (wird auch neutrale Schichtung genannt) ist das Luftpaket immer im Gleichgewicht mit der Umgebung. Somit bleibt das Luftpaket bei Vertikalbewegung immer umgeben von Luft die mit der Temperatur des Luftpaketes übereinstimmt. Die Temperatur nimmt in diesem Fall mit der Höhe trockenadiabatisch um (fast) exakt 1 °C pro 100 m ab. Die potentielle Temperatur θ ist daher höhenkonstant, d.h.




3. trockenlabiler Schichtung?

In trockenlabiler Schichtung wird ein aufsteigendes Luftpaket wärmer und damit leichter als die umgebende Luft. Es wird also immer weiter aufsteigen. Die Temperaturabnahme ist größer als 1 °C / 100m und somit nimmt die Temperatur schneller mit der Höhe ab als im trockenadiabatischen Fall. Die potentielle Temperatur θ nimmt mit der Höhe ab, d.h.

Erhaltungsgleichung (Übungsaufgabe)

Es sei C die Konzentration des Bakteriums „hockipuculis“ in Luft. Dieses Bakterium tritt im Winter in den nördlichen Staaten Nordamerikas auf. Wissenschaftler haben die folgende Erhaltungsgleichung für hockipuculis in Luft entdeckt:

,


Finden Sie die Erhaltungsgleichung für in einer turbulenten Atmosphäre und nehmen Sie dabei horizontale Homogenität und kein Absinken an.

Wir schreiben die Gleichung aus als:




nun wenden wir folgende Regeln der Reynolds-Mittelung an

*in Bearbeitung*