Die Auslösetemperatur
Als Auslösetemperatur bezeichnet man diejenige Temperatur, die Luft in 2 Meter Höhe über Grund erreichen muss, damit sie allein aufgrund ihrer geringeren Dichte (beim Aufstieg im Vergleich zur Umgebungsluft) bis zum Kondensationsniveau aufsteigen kann. In diesem Falle spricht man vom Niveau der freien Kondensation. Die Auslösetemperatur ist von großer praktischer Bedeutung u.a. bei der Vorhersage von Gewittern. Häufig existieren nämlich atmosphärische Schichtungen, die erst dann großflächig konvektiv instabil werden, wenn freie Kondensation (KKN: Kumuluskondensationsniveau bei freier Konvektion) einsetzt, d.h. also, wenn am Erdboden die Auslösetemperatur erreicht wird. Bei erzwungener Hebung (HKN: Hebungskondensationsniveau) entstehen Quellwolken, wie der Name schon verrät, unter Hebung. Hierzu gibt es mehrere Möglichkeiten: Luftmassen können unter Zwang angehoben werden, wenn sie auf Hindernisse treffen, wie beispielsweise an einem Gebirge, oder über hügeligem Gelände. Aber auch entlang an Kaltfronten, wenn die kalte Luft sich unter einer feuchtlabilen Luftmasse schiebt und diese anhebt. Auch Konvergenzen (zusammenströmen von Luft in Bodennähe) führen zu Hebungsprozessen, da die Luft beim Zusammenströmen nur noch nach oben entweichen kann und die Luftmassen zwangsweise in höhere Schichten getragen werden.
Um die Auslösetemperatur für den Beginn der Quellbewölkung feststellen zu können, geht man vom Bodentaupunkt entlang der feinen rotgestrichelten Linie (Sättigungsmischungsverhältnis) bis zu dem Punkt, wo sich die Temperaturkurve und die Sättigungsadiabate schneiden. Von dort aus zieht man eine gerade Linie parallel zu einer Trockenadiabate bis zum Boden und liest dort die Auslösetemperatur ab. Über ein bestimmtes Diagramm (nach Gold) lässt sich auch der Zeitpunkt feststellen, wann die Auslösetemperatur erreicht wird mit der Bildung von Quellbewölkung. Und ab welchem Zeitpunkt sich die Wolken mit steigender Temperatur wieder auflösen können, wenn die Temperatur in einer bestimmten Höhenlage zunimmt, als Höheninversion.
Quelle: PC-MET Deutscher Wetterdienst
Das oben angezeigte Radiosonden Diagramm zeigt die Auslösetemperatur bei etwa 8°C. Das Kondensationsniveau wäre hier in 1300 Metern Höhe. Wäre die Temperatur von 8°C erreicht, könnten bereits erste flache Quellwolken zu sehen sein. Steigt die Temperatur im Laufe des Tages weiter an bis zu ihrem Maximalwert von 10°C, oder wird diese Temperatur gar überschritten, werden die vertikalen Umlagerungen größer und es können sich Cumulus- Congestus oder gar Cumulonimben entwickeln, die Schauer und Gewitter bringen.
Auf dem unteren Diagramm liegt die Auslösetemperatur bei 6°C und die Wolkenobergrenze (das Sog. Top oder das Equilibrium Level) auf etwa 5500 Metern. Die violette gestrichelte Linie kennzeichnet den Weg des feuchten Luftpaketes, das vom Kondensationsniveau, nach Erreichen der Auslösetemperatur, in höhere Luftschichten aufsteigen kann. Voraussetzung dafür ist, dass das Luftpaket immer wärmer ist als seine umgebene Luft. In diesem Beispiel würde sich ein klassischer Cumulus congestus entwickeln. Wie im Diagramm zu erkennen schmiegt sich die violette Linie an die Temperaturkurve auf der Druckfläche 500 hPa an, was schlussendlich das weitere Wachstum nach oben verhindert, da Umgebungstemperatur und Luftpaket sich im Gleichgewicht befinden. Die Konvektionsenergie (CAPE: Steht für Convective Available Potential Energy und gibt die zur Konvektion vorhandene Energie in Joule pro Kilogramm (J/kg) an. Je höher der CAPE-Wert liegt, desto größer ist die mögliche Vertikalgeschwindigkeit der Luftmasse. Somit bedeutet viel CAPE, dass ein großes Potential für schwere Unwetter vorhanden ist, dieses Potential muss aber nicht zwangsläufig genutzt werden. Vor heftigen Gewittern sind CAPE-Werte zwischen 1000 und 5000 J/kg möglich).
Die zur Entstehung einer Superzelle notwendige labile Schichtung wird durch den Parameter CAPE, Convective Available Potential Energy, erfasst und
die Konvektion muss bei einem hinreichenden CAPE durch einen Hebungsprozess initiiert werden. Wie kräftig sich
dann die Konvektion entwickelt und wie sie organisiert ist, hängt überwiegend von der vertikalen Windscherung ab. Zu beachten ist allerdings, dass daraus nicht abgeleitet werden kann, dass Superzellen nurbei Wetterlagen vorkommen, die über keine ungewöhnlich hohe Labilität verfügen. Auch bei
sehr starker Labilität entstehen solche Unwetter. Ein Beispiel dafür sind amerikanische CAPE-Daten vom 03.05.1999. An diesem Tag wurde in Oklahoma ein schwerer Tornado-Ausbruch mit Labilitäts-Schätzwerten von etwa 6000 J kg-1 beobachtet. CAPE : CAPE(KKN) oder CAPE(LFC) [J kg-1]
g : Erdbeschleunigung [m s-2]
TvP : Virtuelle Temperatur [K] des aufsteigenden Luftpaketes
TvU : Virtuelle Temperatur [K] der Umgebungsluft
El : Höhe [m] Equilibrium Level (Gleichgewichtshöhe)
KKN : Höhe [m] im Kumulus-Kondensationsniveau oder LFC
dz : Höhendifferenz zwischen beiden Niveaus [m]
Beispiel zur Berechnung von CAPE:
Gegebene Ausgangswerte: Temperaurdifferenz von 5°C zwischen aufsteigendem Luftpaket 263 K (-10°C) und der Umgebungstemperatur 258 K (-15) in einer mittleren Schicht der Troposphäre und eine für die Konvektion verfügbaren Luftsäule von 9000 Metern.

Convective Inhibitation CIN

Die Convective Inhibition (CIN) ist ein Maß für die Stabilitätsenergie und stellt den Betrag
der Energie [J kg-1] eines Luftpaketes dar, die benötigt wird, um es vom Erdboden bis zum
KKN bzw. bei bedingt labiler Schichtung bis zum LFC (Level of free convection), also das Niveau, welches ein Luftpaket ohne zusätzliche Hebungsvorgänge erreichen kann, zu
transportieren. Je größer die CIN-Fläche ist, desto mehr Energie wird benötigt, um das
Luftpaket vom Bodendruckniveau bis zum KKN bzw. LFC zu befördern. Bei hohen CIN Werten
erweist sich deshalb die thermische Schichtung als sehr stabil, so dass die Wahrscheinlichkeit
des Auftretens intensiver Konvektion und damit die Bildung möglicher Schauer oder Gewitter komplett unterbunden wird oder als gering eingestuft werden kann.
CIN und die zur Überwindung der bodennahen Stabilität notwendige Aufwärtsbewegung wH
der Luft stehen in unmittelbarer Beziehung zueinander.
Berechnung von CIN
CIN: CIN(KKN) oder CIN(LFC) [J kg-1]
g: Erdbeschleunigung [m s-2]
TvP : Virtuelle Temperatur [K] des Luftpaketes
TvU : Virtuelle Temperatur [K] der Umgebungsluft
zo : Höhe [m] im Bodendruckniveau HKN
z1 : Höhe [m] im KKN oder LFC
dz : Höhendifferenz zwischen HKN (Hebungskondens.-Niveau und dem KKN (LFC) [m]  Bei einer Temperaturzunahme von 8°C [K] auf einer Höhendistanz von (1120m) errechnet sich eine Energie, die der Konvektion entgegensteht, von -303 J/kg.
Damit die Stabilitätsfläche (CIN) oder der „Deckel“ wie er im Fachjargon für die Hemmung der Konvektion genannt wird, von -303 J/kg überwunden werden kann, bedarf es eine hohe Vertikalgeschwindigkeit, wie in der unteren Formel berechnet, von 24,6 m/s. Entweder durch einen dynamischen Auftrieb, wie er an Konvergenzen, oder an Kaltfronten besteht oder durch eine weitere Temperaturzunahme durch Sonneneinstrahlung, die im Laufe des Tages, die stabile Grundschicht einfach weg heizt. Würde man nach den oben dargestellten Radiosonden Aufstieg gehen, müsste eine Temperatur von nahe 40°C erreicht werden, um diese Schicht aufzulösen.
Um die notwenige Vertikalgeschwindigkeit für das Überwinden von convective inhibitation berechnen zu können, muss die untere Formel angewendet werden:

wH : Zur Überwindung der Stabilität notwendige Aufwärtsgeschwindigkeit
der Luft [m s-1]
CIN : CIN(KKN) oder CIN(LFC) [J kg-1]

TEMP von Brownsville, Texas
CIN (LFC)Stabilitätsenergie; Fläche zwischen
Trocken- und Feuchtadiabaten und der
t/p-Zustandskurve rechts
vom Bodendruckniveau bis LFC
(hellblaue Flächen unten) HKN
Hebungskondensationsniveau
LFC
Level of Free Convection oder Niveau
der freien Konvektion (NFK); Höhe, ab
der sich eine Quellwolke bildet, deren
Basis die vom HKN bis zum LFC
reichende Schichtwolke ist.
2 O
Wolkenobergrenze, Gleichgewichtshöhe, Equilibrium Level EL

Niederschlagsbildung

Wieviel niederschlagfähiges Flüssigwasser nun beim Kondensationsprozess entsteht, kann mit der unten angegebenen Formel annähernd berechnet werden. Dabei nimmt man eine Luftmasse (in diesem Fall Quellwolken) ausgehend vom Kondensationsniveau bis zur Wolkenobergrenze. Da die Wolke beim sättigungs-adiabatischen Aufstieg immer neue Linien des Sättigungs-Mischungsverhältnisses schneidet, wird die Differenz des Mischungsverhältnisses zwischen Wolkenunter-und Obergrenze als auskondensierter Wasserdampf angenommen. Die Differenz zwischen m im Kondensationsniveau in einem höheren Niveau entspricht der Menge des zwischen beiden Niveaus auskondensierten Wassers. Für Näherungsgleichungen reicht es, wenn man die Luftdichte mit 1 kg/m³ angibt. Interessanter ist dagegen die Vertikalbeschleunigung, die umso höher ist, je größer die Temperaturdifferenz zwischen dem aufsteigenden Luftpaket und der Umgebungsluft ist.

Angenommen sind die Werte des oben gezeigten Radiosondenaufstiegs
Das in Höhe des Kondensationsniveaus vorhandene Mischungsverhältnis ist m 7,54 g/kg (321 m)
Das Mischungsverhältnis in Höhe der Wolkenobergrenze m 2,1 g/kg (4665 m)
Differenz des Sättigungsmischungsverhältnisses
Die Luftdichte sei konstant p= 1 Kg/m³
Die mittlere Vertikalgeschwindigkeit sei w 0,7 m/s
Gesucht:
A) Die Massenflussdichte pw
B) Niederschlagsmenge in mm/h

Massenflussdichte berechnet sich zu:

Die Massenflussdichte ist somit
Daraus ergibt sich eine Niederschlagsintensität von:  

Thermik-Auslösetemperatur

Eine weitere Auslösetemperatur, die für Ballonfahrer und Segelflieger interessant ist, ist der Beginn der Thermik. Während Ballonpiloten in der morgendlichen, ruhigen und stabilen Luftschicht mit ihrem Ballon fahren und zu Thermikbeginn wieder landen, geht der Flugbetrieb bei den Segelfliegern zu dieser Zeit erst richtig los. Durch die nächtliche Abkühlung entsteht in Bodennähe eine mehr oder weniger starke Inversionsschicht (Temperaturumkehrschicht). Da kalte Luft schwerer ist, wird besonders gegen Morgen hin, die erwärmte Luft des Vortages (da sie leichter ist) in höhere Luftschichten gezwungen, so dass die kalte Luft am Boden zunächst verweilt. Es findet daher kein turbulenter Luftaustausch statt, da sich die Luftmasse in einem stabilen Zustand befindet.
Die Grafik zeigt den Temperaturverlauf. In einem thermodynamischen Diagramm (unten) sucht man die Schnittstelle auf, an der oberhalb der Inversionsschicht die Temperatur wieder abnimmt und zieht entlang der Trockenadiabate parallel dazu eine Linie und liest die Temperatur am Diagramm ab. Dies ist die Temperatur, die benötigt wird, um die Inversion aufzulösen. Ab diesem Zeitpunkt wird die Luft in der Regel turbulent (vertikal) ausgetauscht mit dem Beginn der Thermik.  
Beispiel für eine bodennahe Inversionsschicht:

Angenommen sei an einem Sommermorgen eine bodennahe Mischungsschicht bis zu einer Höhe von 400 Metern über Grund. Darüber liegt eine Inversionsschicht mit einer Temperaturzunahme von 10°C/km an der Obergrenze der Inversion. Der fühlbare Wärmefluss von der Erdoberfläche betrage 300 W/m². Berechnet werden soll a) die Temperaturerhöhung pro Stunde und b) der Anstieg der Inversionsgrenze in der Stunde.

a)Die Temperaturerhöhung pro Stunde beträgt 2,14 °C
b)Die Inversionsuntergrenze liegt nach einer Stunde etwa 108 Meter höher

Literatur:

Die Atmosphäre der Erde    Springer Verlag
Prof. Dr. Helmut Kraus
Meteorologie und Klimatologie  Springer Verlag
Malberg
Meteorologie   Springer Verlag
Klose
Dynamik der Atmosphäre  Springer Verlag
Pichler


© Lothar Aeckerle