Die Entwicklung konvektiver Bewölkung ist an den Tagesgang der Bodentemperatur und somit an die Strahlungsbilanz gekoppelt. Zur Parameterisierung dieses komplexen Vorgangs wird in TLOGP das Verfahren von Gold zur Prognose der Höchsttemperatur und die klassische Modellvorstellung aufsteigender Luftpakete verwendet. Die daraus abgeleiteten Vorhersageverfahren werden im folgenden beschrieben.

Das Gold'sche Dreieck     

Unter der Annahme voller Einstrahlung, guter Durchmischung und trockenadiabatischer Schichtung innerhalb der erwärmten Schicht liefert das graphische Auswerteverfahren nach Gold eine Vorhersage der erreichbaren Tageshöchsttemperatur.

In einem flächentreuen Diagramm (z.B. Skew-T-log-P-Diagramm) ist der Flächeninhalt des "Gold'schen Dreiecks", abhängig von der Jahreszeit, ein Maß für die verfügbare Strahlungsenergie. Die Höhe des Dreiecks repräsentiert die Mächtigkeit der durchmischten Schicht. Wird das Dreieck im Diagram verschoben, bis seine Fläche der durch die Zustandskurve T(p) und die Trockenadiabate begrenzten Fläche entspricht, so kann die Maximumtemperatur an der rechten unteren Ecke abgelesen werden.

In TLOGP wurde der jahreszeitliche Verlauf der verfügbaren Strahlungsenergie nach einem Overlay von Ungewitter, Schule für Wehrgeophysik Fürstenfeldbruck, parameterisiert. Da das Overlay nur für die Strahlungsverhältnisse im mittleren und südlichen Bundesgebiet repräsentativ ist, erfolgte zusätzlich eine breitenabhängige Korrektur.

Der Korrekturfaktor ist das Verhältnis der am Außenrand der Atmosphäre eingestrahlten Sonnenenergie an der Radiosondenstation und in 50° Nord. Nicht berücksichtigt wurde dabei die atmosphärische Extinktion sowie die untergrundbedingte Variation der Bodenstrahlungsbilanz.

Prognose der Höchsttemperatur     

Das Gold'sche Verfahren liefert die potentiell erreichbare Höchsttemperatur (Menuoption Temperatur / Maximum nach GOLD). Bei abschirmender Bewölkung oder Temperaturadvektion sind Korrekturen erforderlich, diese können im voraus durch Modifikation der verfügbaren Strahlungsenergie vorgenommen werden.

Die Tabelle zeigt den ungefähren Tagesgang der Temperatur zwischen Sonnenaufgang und etwa 14 Uhr Ortszeit.

Auf See erwärmt sich die untere Luftschicht im Tagesverlauf wegen der hohen Wärmekapazität des Wassers nur wenig. Daher entfällt bei Schiffs-TEMPs die Prognose der Höchsttemperatur und der Konvektion, stattdessen wird die Wassertemperatur angezeigt.

Das Parcel-Modell der Konvektion     

Erzwungene Hebung
Wolken entstehen, wenn Pakete feuchter Luft adiabatisch so weit aufsteigen, dass die Temperatur auf den Taupunkt sinkt und der enthaltene Wasserdampf zu Tröpfchen kondensiert. Wird diese Hebung durch großräumige Prozesse oder durch Anströmung von orographischen Hindernissen erzwungen, so liegt die Wolkenuntergrenze im sogenannten Hebungskondensationsniveau (HKN).

Im thermodynamischen Diagram findet man das HKN als Schnittpunkt der Trockenadiabaten durch die Bodentemperatur mit der Linie gleichen Sättigungsmischungsverhältnisses ("Isomixe")durch den Bodentaupunkt. Bei erzwungener Hebung über das HKN hinaus, verläuft die Hebungskurve. innerhalb der entstehenden Wolke entlang einer Feuchtadiabaten. Schneidet diese die Zustandskurve der umgebenden Luft im sogenannten Niveau der freien Konvektion oder Level of Free Convection (LFC), so kann das Luftpaket ohne äußeren Antrieb konvektiv weiter aufsteigen. Denn aufgrund der Kondensation der in ihm enthaltenen Feuchte ist das Paket stets wärmer als seine Umgebung. Der weitere Aufstieg des Luftpaketes ist begrenzt durch seinen Vorrat an Wasserdampf und wird spätestens dann abgebremst, wenn es wieder in eine wärmere Umgebungsluft gelangt. Dieser Moment entspricht dem oberen Schnittpunkt der Hebungskurve mit der aktuellen Zustandskurve. In starken Gewittern kann die Konvektion bis an die Tropopause heranreichen, wo der feuchtadiabatische Aufstieg allerdings aufgrund der sehr stabilen Schichtung abrupt zum Erliegen kommt. In anderen Fällen kann das Paket über den Schnittpunkt hinausschiessen (overshooting).

CAPE
Die Fläche zwischen der Hebungskurve und der Zustandskurve ist ein Maß für die verfügbare Auftriebsenergie (Convective Available Potential Energy). Beim Aufstieg führt jedoch die seitliche Durchmischung (Entrainment) in der Regel dazu, dass nicht der gesamte Energievorrat nutzbar ist. In erster Näherung kann man daher annehmen, dass der Schnittpunkt von Hebungs- und Zustandskurve die Wolkenobergrenze markiert. Die CAPE wird vielfach als Gewitter-Index verwendet. MetWatch zeigt CAPE in der Flächendarstellungund in der Konvektionsprognose

Thermische Konvektion
Wird die anfängliche Hebung der Luftpakete nicht durch äußeren Zwang sondern durch Erwärmung der bodennahen Luftschicht (Thermik) hervorgerufen, so wird in der Regel ein über dem HKN gelegenes Kondensationsniveau erreicht. Bei starker Sonneneinstrahlung können sich dabei in den untersten Deka- oder Hektometern der atmosphärischen Grundschicht überadiabatische Temperaturgradienten mit einer vertikalen Temperaturabnahme von mehr als 1K/100m ausbilden.

Quellwolken entstehen, wenn die über dem Kondensationsnivau liegende Luftschicht relativ kalt ist, so dass die frei werdende latente Wärme weiteren Auftrieb der Luftpakete ermöglicht. In diesem Fall bezeichnet man die durch Erwärmung erreichte Bodentemperatur als Auslösetemperatur und das Kondensationsniveau als Cumulus-Kondensationsniveau oder Konvektions-Kondensationsniveau (KKN).Oberhalb des KKN steigt das Luftpaket wie im oben beschriebenen Fall der erzwungenen Hebung entlang der feuchtadiabatischen Hebungskurve.

Zur Berechnung der Auslösetemperatur wird angenommen, dass sich die Zustandskurve während des Tages oberhalb der bodennahen Grenzschicht nicht ändert. Das KKN liegt in deren Schnittpunkt mit der zum Bodentaupunkt gehörigen Isomixe. Von dort führt eine Trockenadiabate zur Auslösetemperatur am Boden. Eine Unsicherheit dieses Verfahrens besteht darin, dass die Luftfeuchte in den Frühstunden sehr stark mit der Höhe abnehmen kann. So wird der Grundschicht in den Frühstunden häufig durch Verdunstung von Tau zusätzliche Feuchte zugeführt. Der Bodentaupunkt kann daher oft als nicht repräsentativ für den Feuchtevorrat angesehen werden.

Liegt die Auslösetemperatur unterhalb der erwarteten Höchsttemperatur, so gilt die Auslösung als erreichbar und die feuchtadiabatische Hebungskurve (innerhalb der Wolke) wird bis zum Schnittpunkt mit der Zustandskurve gezeichnet. Unter der Annahme, dass das auftriebsbedingte Overshooting durch Entrainment ausgeglichen wird, kann dieser Schnittpunkt als Wolkenobergrenze angenommen werden. Bei Nichterreichen eines Schnittpunktes wird formal der niedrigste gemessene Druck als Wolkenobergrenze eingesetzt.

Nach der Bildung der ersten Quellwolken ("Vormittag") ist in der Regel die Feuchte der untersten Grundschicht durch Vermischung vermindert, so daß das KKN im Tagesverlauf ansteigt, und damit auch die Auslösetemperatur. Dieser stetige Vorgang wird durch die Berechnung eines zweiten KKN angenähert. Hierzu wird das beschriebene Verfahren wiederholt mit einem zwischen Boden und KKN gemittelten Taupunkt. Es ergibt sich damit das KKN2 für den "Nachmittag".

Wenn die Feuchte nicht wie im Normalfall mit der Höhe abnimmt, so kann das berechnete KKN2 auch absinken. Dieser unrealistische Fall tritt z.B. in Gegenwart einer Inversion auf, unterhalb der sich bereits in der Nacht eine SC- oder ST-Schicht gebildet hat. Dann aber ist das Ergebnis der CU-Analyse wegen der verringerten Sonneneinstrahlung und dem wahrscheinlichen Nichterreichen der Auslösetemperatur sowieso in Frage zu stellen.

Freie Konvektion     

Bei bodennah stabiler Schichtung, insbesondere im Fall von Inversionen, wird die Auslösetemperatur und damit das thermische Kondensationsniveau oft nicht erreicht. Die durch Erwärmung aufsteigenden Thermikblasen werden mangels ausreichendem Auftrieb und infolge der Durchmischung mit der wärmeren Umgebungsluft frühzeitig gebremst, bevor Kondensation einsetzen kann. Ein weiterer Aufstieg ist aber durch äußeren Antrieb, d.h. durch orographische Hebung, möglich. Das Level of Free Convection (LFC) ist das unterste Niveau, in dem ein vom Boden angehobenes Luftpaket eine höhere Temperatur erreicht als die umgebende Luft. Das Paket kann von dort aufgrund seines Auftriebs große Höhen erreichen. Besonders im Gebirge läßt sich hochreichende Konvektion auf die Kombination von thermischem Antrieb und erzwungener Hebung zurückführen.

Über den Menueintrag Konvektion / Freie Konvektion / automatisch werden das HKN und das LFC nach der Parcel-Methode unter der Annahme vollständig erzwungener Hebung berechnet. Diese Auswertung erfolgt stets auch im Zusammenhang mit der Prognose der thermischen Konvektion.

Zum Experimentieren steht die Funktion Konvektion / Freie Konvektion / manuell zur Verfügung. Mit der Maus kann man das LFC beliebig bestimmen und erhält Aussagen über die Wolkenhöhe und die konvektive Intensität entsprechend der Fröstl-Tabelle.

Prognose thermischer Konvektion     

Die Prognose thermischer Konvektion mittels der Parcelmethode wird über den Menueintrag Konvektion /Thermische Konvektion gestartet. Ihr geht stets die Prognose der Höchsttemperatur voraus, denn die thermische Konvektion hängt vom Erreichen der Auslösetemperatur ab.

Nach Bildung der ersten Cumuli nimmt die Feuchte in der Grundschicht infolge der Durchmischung ab. Es wird davon ausgegangen, dass das Konvektions-Kondensationsniveau (KKN) schon bald nach Einsetzen der Konvektion ansteigt. Das neue Kondensationsniveau (KKN2) wird durch Mittelung der Feuchte zwischen Boden und dem Anfangswert (KKN1) berechnet.

Die Ergebnisse der Cu-Analyse, Schauer-Intensität und Hagelkorngröße werden tabellarisch zusammengefaßt. Im unteren Teil der Tabelle wird zusätzlich das Hebungskondensationsniveau HKN angegeben. Im HKN bilden sich Schichtwolken, wenn die Luftmasse durch Überströmen der Topographie oder großräumige dynamische Prozesse gehoben wird.

Aus der Temperatur an der Wolkenobergrenze und deren Höhe über der höchstgelegenen Nullgradgrenze wird die Schauer- bzw. Gewitterintensität nach der bekannten Tabelle "Intensität von Schauern und Gewittern in Mitteleuropa" von H.Fröstl bestimmt.

Überschreitet die Hebungskurve die -10 Grad-Grenze, so wird die Hagelkorngröße nach dem Verfahren von Foster/Bates berechnet.

Die Fröstl-Tabelle     

Die Intensität von Schauern und Gewittern in Mitteleuropa wurde von H.Fröstl statistisch untersucht. Demnach sind Gewitter zu erwarten, wenn die Konvektion eine Gipfelhöhe von mindestens 12000 Fuß oberhalb der (höchstgelegenen) Nullgradgrenze bei einer Temperatur von unter -25°C erreicht.

Alle Angaben über Intensität, Niederschlagsmenge und Bodensicht beziehen sich auf das Zentrum des Schauers oder Gewitters und seine nähere Umgebung. Die Anzahl der elektrischen Entladungen nimmt bei den meisten Gewittern mit der Schichtdicke des Cb zu.

Nach Durchzug eines sehr schweren Gewitters ist wegen starker Unterkühlung der Luft durch die am Boden liegenden Hagelkörner Nebelbildung möglich.

Hagelkorngröße     

Die Voraussetzungen für die Bildung von Hagel sind nur in sehr hochreichenden Cumulonimbus-Wolken gegeben:

• Vorkommen von Eiskristallen
• Sehr hoher Flüssigwassergehalt im unterkühlten Bereich der Wolken
• Hohe Vertikalgeschwindigkeiten in hochreichenden Aufwindschläuchen

Solange die Vertikalgeschwindigkeit größer ist, als die vom Durchmesser abhängige Fallgeschwindigkeit des Hagelkorns, kann dieses wachsen, andernfalls fällt es zu Boden. Das Verfahren von Foster/Bates (1956) zur Bestimmung der Hagelkorngröße geht von der Annahme eines Gleichgewichtes dieser Geschwindigkeiten bei -10°C aus. Nach Feldexperimenten gilt diese Temperatur als repräsentativ für die Hagelentstehung. Die Korngröße ist demnach proportional zum Produkt aus der isobaren Temperaturdifferenz zwischen der feuchtadiabatischen Hebungskurve bei -10°C und der Zustandskurve und der Höhe über dem KKN.

Beim Fall durch den positiven Temperaturbereich der Atmosphäre kommt es zu Abschmelzvorgängen bis zum Erreichen des Bodens. Nach Sulakvelidze (1970) lassen sich aus Anfangsgröße und Fallstrecke unterhalb der Nullgradgrenze Hagelkorngrößen am Boden abschätzen.

Foster, D.S. & Bates, F.C. "A Hail Size Forecasting Technique", Bull.Amer.Met.Soc., Vol.37, No.4, 1956.

Sulakvelidze, G.K. "Forecasting of Hail, Thunderstorms and Showers", Leningrad 1970, Translated from Russian by Israel Program for Scientific Translations, Jerusalem 1977.

Spitzenböen bei "Downrush"     

Für ein Gewitter im Reifestadium wurde von Faust/Glover eine empirische Beziehung zwischen der Intensität der Spitzenböen und der Temperaturdifferenz der Bodentemperatur der Warmluft kurz vor dem Gewitter und der Bodentemperatur der abgestiegenen Kaltluft ("down rush temperature") gefunden.

Um die Bodentemperatur vor dem Gewitter abzuschätzen, wird ein trockenadiabatischer Temperaturgradient vom Kondensationsniveau bis zum Boden angenommen. Die absteigende Kaltluft folgt dagegen dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten. Zusätzlich verringern Sublimation, Schmelzen und Verdampfen gefrorener Niederschläge die Temperatur der absteigenden Luft. Diese Effekte werden teilweise durch das Einmischen wärmerer Umgebungsluft kompensiert.

Eine vereinfachte Variante dieses Verfahrens verwendet nur die Messwerte in den Standardniveaus:

1. Abschätzung der Auslösetemperatur durch trockenadiabatischen Abstieg von 850 hPa nach 1000 hPa
2. Bestimmung der Downrush-Temperatur durch Verfolgen der Feuchtadiabate von 500 hPa nach 1000 hPa

T_dif = T_auslöse - T_downrush,

falls   T_dif > 10    dann    T_dif = T_dif * 0.9

Spitzenbö = 3.88 * T_dif [kt]

Thermik und Segelflug     

Unterschiedliche Bodenart, Bodenfeuchte, Bewuchs und Neigung führen zu lokalen Unterschieden der Erwärmung. Dort, wo der Untergrund gegenüber der Umgebung am wärmsten ist, steigt die Luft in sog. Thermikblasen auf.

Die Thermik ist für den Segelflug die wesentliche Energiequelle, wenn man vom Hangsegelflug und dem Segelflug in orographisch erzeugten Wellen absieht. Insbesondere zur Überbrückung größerer Entfernungen (Streckenflüge) ist die Thermik für den Segelflug unentbehrlich.

Die Kunst des Thermiksegelfluges liegt darin, die räumlich und auch zeitlich unterschiedlich verteilten Aufwindgebiete (Thermikblasen) aufzufinden um sich von ihnen in die Höhe tragen zu lassen. Diese Blasen sind meistens abgeschlossene Luftkörper, die aufgrund ihres archimedischen Auftriebs (geringerer Dichte als die Umgebungsluft) in der Grenzschicht einige hundert Meter hoch aufsteigen.

Die Güte der Thermik für den Segelflug hängt von der Intensität und Art der Konvektion ab. Relative kleine Aufwindschläuche (mit Durchmessern von weniger als 100 m) sind vom Segelflieger kaum ausfliegbar und somit weniger interessant. Endet der Auftrieb der erwärmten Thermikblasen bereits wenige hundert Meter oberhalb der Erdoberfläche ist auch diese Thermik kaum nutzbar, da der Höhengewinn nicht ausreicht, um das nächste Aufwindgebiet ("Bart" wie die Segelflieger sagen) zu erreichen.

Optimal ist eine Thermik, die bis an die Kondensationsbasis reicht und zu Quellbewölkung führt. Diese "Wolkenthermik" ist für den Segelflieger gut erkennbar. Allerdings darf die atmosphärische Schichtung nicht zu einer Ausbreitung der Bewölkung und Abschirmung der Einstrahlung führen.

Bei sehr trockener bodennaher Luft erreichen die Thermikblasen das Kondensationsniveau nicht; man spricht dann von Trockenthermik oder "Blauthermik". Blauthermik erschwert dem Segelflieger das Auffinden der "Bärte", da ihr oberes Ende nun nicht durch eine Wolke gekennzeichnet ist.

Thermikprognose für den Segelflug     

Die Thermikprognose setzt die Prognose der Höchsttemperatur und Konvektion voraus. Daher sind auch hier die entsprechenden Optionen zu wählen.

Die Thermik ist nutzbar ab Arbeitshöhen von H=600m. Die Konstante a ist von der Art und Stärke der Konvektion abhängig. Vor Erreichen der Auslösetemperatur oder nach Abtrocknen der Cumuli herrscht Blauthermik mit a=1. Für Cu_humilis gilt etwa a=1.2, für Cu_mediocris a=1.5. Um alle Entwicklungsstufen zu berücksichtigen, wurde die folgende Parameterisierung gewählt:

Im Fall a>1.5 sind Überentwicklungen anzunehmen. Im Bergland ist die mittlere Steiggeschwindigkeit etwa um 0.5m/s größer.

Auf die folgenden mindernden Einflüsse, die in dieser einfachen Abschätzung der Thermikgüte nicht berücksichtigt werden können, wird besonders hingewiesen:

• Abschirmende Bewölkung verhindert die nach Gold vorhergesagte Erwärmung und die Ablösung von Thermikblasen. (Hinweis erscheint, wenn mehr als 6 Meßpunkte mit relativer Feuchte > 80% auftreten)
• Einzelne Überentwicklungen führen in benachbarten Gebieten zu kompensierendem Absinken und Unterdrücken der Thermik.
• Die Thermik gilt als zerrissen, wenn der Wind in 1000 m Höhe 20 Knoten übersteigt.

Die folgenden Effekte bleiben unberücksichtigt und in der Tabelle stets unerwähnt:

• die Tendenz zur Ausbreitung der Quellwolken unterhalb von Inversionen mit hohem Feuchtegehalt.
• den stabilisierenden Einfluß durch Warmluftadvektion.

TEMP heben     

Großräumige Prozesse im synoptischen Scale wie Warmluftadvektion oder positive Vorticityadvektion bei Annäherung eines Höhentroges sind in der Lage, eine ganze Luftmasse anzuheben. Die damit verbundene adiabatische Abkühlung führt unter Umständen zu Kondensation und/oder Labilisierung.

Um diese Vorgänge zu simulieren (Menuoption Konvektion / TEMP heben), wird für jeden Messpunkt das zugehörige HKN bestimmt. Bis zu diesem Nivau wird adiabatische, darüber feuchtadiabatische Abkühlung angenommen. Da in der Atmosphäre die Hebung, kompensiert durch Konvergenz und Divergenz, am Boden und in der Höhe verschwindet, wird eine einfache Höhenabhängigkeit der Vertikalgeschwindigkeit mit Nullstellen bei 1100 hPa und 0 hPa und frei wählbarem Maximalwert angenommen.

Die folgenden Eingaben werden abgefragt:

- Druckniveau der maximalen Hebung, (Default 500 hPa)

- Hebungsamplitude in hPa, (Default 50 hPa).

Negative Amplituden entsprechen einem Absinken der Luftmasse. In diesem Fall wird allerdings der Flüssigwassergehalt der Wolken und dessen Verdunstung vernachlässigt, d.h. in Schichten mit gesättigtem Wasserdampf nimmt die relative Feuchte bei gleichzeitiger adiabatischer Erwärmung ab.

Das Verfahren kann nur angewendet werden, wenn maximal 2 TEMPs geladen sind. Der gehobene TEMP wird neben den Original-TEMP in das Diagramm gezeichnet.