Vertikale Profile
- die potentielle Temperatur
- die aktuelle pseudopotentielle Temperatur
- die pseudopotentielle Temperatur bei Sättigung.
- - bei frontalem Aufgleiten,
- - bei positiver Vorticityadvektion oder
- - bei orographisch induzierten Vertikalbewegungen
In die Profildarstellung gelangt man vom thermodynamischen Diagramm aus mit der Menuoption Diagramm / Profile oder einem Klick auf 
.
Übersicht über die verfügbaren Parameter:
| WIND
- Richtung [°]
- Pseudopotentielle Temperatur [°C] |
FEUCHTE
- Taupunktsdifferenz [K] |
Eine Liste der numerischen Werte des jeweiligen Parameters als Funktion des Druckes kann mit Datei / Text eingeblendet werden. Diese Liste läßt sich speichern oder drucken.
Turbulenz - Vertikale Windscherung und Richardsonzahl
Der Strömungszustand einer Flüssigkeit oder eines Gases ist entweder laminar oder turbulent. Laminare Strömungen sind dadurch charakterisiert, daß die Teilchen auf parallelen Bahnen ungestört und ohne Wirbel oder Vermischung nebeneinander herlaufen. Dabei können benachbarte Teilchen durchaus unterschiedliche Geschwindigkeiten haben, also Geschwindigkeitsscherungen auftreten. Ab einer bestimmten, kritischen Geschwindigkeit, gekennzeichnet durch die kritische Reynolds-Zahl, tritt Turbulenz auf.
Der turbulente Strömungszustand ist gekennzeichnet durch zufällige, ungeordnete Strömungsbahnen der Teilchen und die Bildung und den Zerfall von Wirbeln. Die Turbulenz ist keine deterministisch berechenbare Eigenschaft einzelner Luftteilchen, sondern eine nur mit statistischen Methoden beschreibbare Eigenschaft eines räumlich und zeitlich begrenzten Strömungsabschnittes. Die Ursachen der Turbulenz sind unterschiedlich:
Reibungsbedingte Turbulenz tritt besonders in der Grenzschicht der Atmosphäre bis ca. 2 km auf. Sie ist im wesentlichen auf die Rauhigkeit der Oberfläche und die damit verbundene Zunahme und Drehung des Windes mit der Höhe (Windscherung)zurückzuführen.
Thermisch bedingte Turbulenz ist an eine labile Schichtung der Atmosphäre gebunden und entsteht durch das Aufsteigen von einzelnen Warmluftblasen, die durch ihre geringere Dichte archimedischen Auftrieb erhalten. Gleichfalls sinken andere Luftelemente aus Kontinuitätsgründen ab.
Umgekehrt kann sehr stabile Schichtung reibungsbedingte Turbulenz abschwächen oder unterdrücken. So ist die Turbulenz bei gleicher mittlerer Geschwindigkeit in frischer Kaltluft stärker als in stabil geschichteter Warmluft. Als Maß für die Intensität der Turbulenz wird die dimensionslose Richardson-Zahl verwendet, die aus der Energiebilanzgleichung für die turbulente kinetische Energie abgeleitet wird und das Verhältnis von Energievernichtung durch Schichtungsstabilität und Dissipation zu Energieerzeugung durch Windscherung darstellt. Unter Vernachlässigung der Dissipation bestünde bei einem Wert Ri=1 ein Gleichgweicht von Energieerzeugung und -vernichtung. Realistischer ist jedoch ein Grenzwert von Ri=0.25 unterhalb dessen Turbulenzelemente anwachsen.
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Die Diagnose von Windscherungen, als Quelle turbulenter Luftbewegungen, ist besonders für die Luftfahrt von Bedeutung. Das gemessene Profil zeigt hier, dargestellt als vertikale Balken, Scherungswerte von bis zu 7.5kt/1000ft. Außerhalb der Grenzschicht, d.h. oberhalb 1500 ft sind Werte >5kt/1000 ft als kritisch anzusehen. Unterschreitet gleichzeitig die Richardsonzahl den Wert 1, so erscheinen die Balken in ROT (nur für den aktiven TEMP). |
| Wegen der Abhängigkeit der Turbulenz von der Stabilität der atmospärischen Schichtung ist die Richardsonzahl ein zuverlässigeres Maß für den Grad der Gefährdung von Luftfahrzeugen als die Windscherung. Dieses Profil zeigt z.B. im Bereich der Grenzschicht überkritische Werte von <0.25 (in ROT, nur für den aktiven TEMP) |
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Überwiegend thermisch bedingte Turbulenz führt an Strahlungstagen zu der typischen 'Kopfsteinpflaster'-Flugunruhe. Die Bereiche turbulenter Strömung erreichen dabei Dimensionen von 0.5 bis 2 km horizontal und 2 bis 5 km vertikal. Die Turbulenz ist maximal in Quellwolken durch das Freiwerden latenter Kondensationsenergie. Sie hat einen Jahresgang (Maximum im Sommer) und einen Tagesgang, entsprechend der Sonneneinstrahlung, beginnend ca. 2 Stunden nach Sonnenaufgang.
Orographisch bedingte Turbulenz entsteht bei der Überströmung von Gebirgen und führt zur Bildung von Leewellen mit zum Teil abgeschlossenen Rotoren mit parallel zum Gebirge verlaufenden Achsen. Durch die Leewellen bilden sich charakteristische Wolken (Ac lent). Die Turbulenz ist am stärksten bei hohen und steilen Gebirgszügen und wenn das Windmaximum bei stabiler Schichtung etwa in Kammhöhe liegt. Typische Gebiete für das Auftreten von Leewellen-Turbulenz sind die Anden und die Rocky Mountains.
Clear Air Turbulence (CAT)ist Turbulenz in wolkenfreier Luft. Diese Form atmosphärischer Turbulenz kommt vorwiegend in der oberen Troposphäre vor, wird also nicht durch hochreichende Konvektionswolken verursacht und ist daher nur sehr schwer zu erkennen.
CAT bildet sich oft nur in sehr eng begrenzten Gebieten in der freien Atmosphäre und entsteht durch starke vertikale und horizontale Windscherungen am Rande des Jetstreams (Strahlstrom), insbesondere in scharfen Trögen sowie am kalten Rand (nördlich) des Jets bei antizyklonaler Krümmung. CAT gehört zu den fluggefährdenden Wettererscheinungen. CAT-Gebiete, die sich aus Höhenwetterkarten prognostizieren lassen, werden daher von der Luftfahrt gemieden.
Die Intensität von CAT ist an gewisse Werte der vertikalen bzw. horizontalen Windscherung gebunden. Wenn die Richardson-Zahl hinreichend klein ist, sind vertikale Windscherungen von 6 kt/1000ft oder mehr signifikant. Horizontale Scherungen führen typisch zu CAT, wenn der Abstand zweier Isotachen (Differenz 20 kt) weniger als 60 nm beträgt.
Während des Fluges wird die turbulente kinetische Energie auf das Flugzeug übertragen. Je nach Stärke und horizontaler Ausdehnung der Turbulenzgebiete werden Vertikalbeschleunigungen auf das Flugzeug ausgeübt (Es gibt keine Luftlöcher, aber CAT kann so empfunden werden).
Die Reaktion des Flugzeugs hängt von seiner Größe, seinem Gewicht und seiner Geschwindigkeit ab. In den meisten Fällen beeinflussen deratige Turbulenzen nur den Flugkomfort, in Extremfällen können diese Beschleunigungen zur Überlastung der Flugzeugstruktur führen. Daher werden Gebiete mit starker Turbulenz in der Atmosphäre wie beispielsweise Gewitter möglichst umflogen.
Die Profildarstellung zeigt drei Kurven:
Die pseudopotentielle Temperatur liegt stets zwischen den beiden anderen Kurven. Ihre praktische Bedeutung hat diese Darstellung bei der Begutachtung der potentiellen Instabilität einer Luftmasse.
Bei Abnahme der pseudopotentiellen Temperatur mit der Höhe wird in der betreffenden Schicht bei Hebung von außen, z.B.
Vertikalprofil der Temperatur-Differenz
Sind mindestens zwei Temps in der Graphik geladen, so wird deren Temperaturdifferenz im Profilfenster eingeblendet. Ist nur ein Temp geladen, so wird analog zur Menuoption Datei/Vorgänger nach Temps der gleichen Station zu zurückliegenden Zeitpunkten gesucht.
Gezeigt werden zwei Kurven, nämlich das Mischungsverhältnis des Wasserdampfes zu trockener Luft [g/kg], sowie als Referenz das Mischungsverhältnis bei Sättigung. Der Textdarstellung des Profils (Datei / Text) kann zusätzlich der vertikal über die Luftsäule integrierte Flüssigwassergehalt (precipitable water [kg/qm]) entnommen werden.
Die wellenförmige Ausbreitung des Schalls in Luft erfolgt mit Schallgeschwindigkeit. Diese ist nur von der Lufttemperatur, nicht jedoch vom Luftdruck abhängig. Bei einer mittleren Lufttemperatur von 15°C beträgt sie rund 330m/s. Wie bei allen Wellenvorgängen sind auch beim Schall Erscheinungen der Brechung, Reflexion, Beugung und der Interferenz zu beobachten.
Bei einer Temperaturzunahme mit der Höhe (Inversion) können die Schallwellen in höheren Schichten vollständig reflektiert werden. Bei einem Explosionsknall kann deshalb der Schall gelegentlich außerhalb der inneren Hörbarkeitszone (Radius bis etwa 100km) auch in einer äußeren Hörbarkeitszone (bis etwa 200km) gehört werden, wo die von oben reflektieren Schallwellen wieder auf den Erdboden treffen. Zwischen beiden liegt die sogenannte Zone des Schweigens, die weder von den horizontal, noch von den reflektierten Schallwellen erreicht wird.
Die Ausbreitung elektro-magnetischer Wellen und somit auch die von Radarstrahlen (Frequenzen zwischen 3 Ghz und 30 GHz, entsprechend Wellenlängen von 10 cm bis 1 cm) wird wesentlich durch den Brechungsindex bestimmt, der ein Maß für das Verhältnis der Lichtgeschwindigkeiten im Vakuum zu der im betreffenden Medium. Im Gegensatz zum normalen Brechungsindex 'n' wird in RADAR-Anwendungen wegen der geringen Variation von 'n' der modifizierte Brechungsindex 'N' benutzt:
N := (n-1) * 10**6
Für die Ausbreitung der Radarstrahlen ist der vertikale Gradient des Brechungsindex entscheidend; dessen Abhängigkeit von den meteorologischen Parametern Druck p, Temperatur T und Wasserdampfdruck e ist durch folgende Gleichung gegeben:
dN/dz := 0.27 * dp/dz + 4.5 * de/dz - 1.26 * dT/dz
Der Wert der Konstanten 4.5 beträgt in der Optik -0.043; dieses ist der Grund für den 100 * stärkeren Einfluß des Wasserdampfes auf Ausbreitung von Radarstrahlen im Gegensatz zur Optik.
Die praktische Bedeutung des Radar-Brechungsindex liegt in der anomalen Radarausbreitung. Die normale Radarausbreitung ist quasi-optisch; wegen der gekrümmten Erdoberfläche bedeutet dies allerdings, daß der Radarstrahl in einer Entfernung von ca. 250 km bereits eine Höhe von ca. 7 km hat, also Niederschläge in der unteren Troposphäre nicht erfaßt.
Im Falle starker Inversionen in Bodennähe mit hoher Variation der Feuchte, wie sie in Hochdrucklagen auftreten, häufig aber auch in der maritimen Grenzschicht, kommt es zur anormalen Ausbreitung von Radarstrahlen mit Totalreflexion an der Inversion und damit hohlleiterähnlicher Ausbreitung mit Überreichweiten, die häufig auch der Grund für Scheinechos ('Clutter') sind.
Die vertikale Verteilung von Schichtwolken wird aus dem Verlauf der relativen Feuchte eines Radiosondenaufstiegs abgeschätzt. TRAP: Systematische Fehler wie die zeitliche Verzögerung der Feuchtemessung werden dabei nicht berücksichtigt. Die Zeitverzögerung ist am größten beim Aufstieg aus trocken-warmer Luft in feucht-kalte Luft. So kann auch in Gegenwart von Wolken eine zu geringe Taupunktsdifferenz angezeigt werden. Somit lassen sich Wolkenobergrenzen in der Regel genauer bestimmen als Wolkenuntergrenzen. Letztere werden dann oft überschätzt.
Die Messwertgeber der meisten Radiosonden (Vaisala) liefern den Taupunkt stets bezogen auf die Verhältnisse über einer ebenen Wasserfläche. Damit zeigen sich bei negativen Temperaturen auch innerhalb dichter Cirrusbewölkung Taupunktdifferenzen von mehreren Grad. Bei der Schichtwolkenanalyse wird in diesem Bereich der "Taupunkt über Wasser" in die "relative Feuchte über Eis" umgerechnet:
RF,eis = 100*Dampfdruck,wasser / Sättigungsdampfdruck,eis
Im Temperaturbereich zwischen 0°C und minus 10°C existieren häufig neben der Eisphase noch unterkühlte Tröpfchen. Hier unterliegt die Taupunktmessung einer gewissen Unsicherheit. Einerseits verdampfen die unterkühlten Tröpfchen zugunsten der Eisteilchen, andererseits können sich durch Hebungsprozesse rasch neue Tröpfchen bilden.
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Nur unter großen Vorbehalten läßt sich aus der relativen Feuchte auf den Bedeckungsgrad der Schichtwolken schliessen:
Vereisungsträchtige Bereiche im Temperaturbereich zwischen 0 und - 20°C werden ROT markiert. Für die tatsächliche Vereisungsgefahr sind neben flugzeugtypspezifischen Faktoren auch die Labilität der Schichtung (unterhalb von Inversionen!) und das Tropfenspektrum (Vorhandensein von Supercooled Large Drops SCLD) mitentscheidend. |
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