StartGrundlagenModellkartenInterpretation von Modellkarten

Interpretation von Modellkarten

Gliederung:

1. Einleitung

Der klassische Synoptiker, der von Hand Wetterkarten analysiert und sich alle synoptischen Felder anschaut, stirbt zunehmend aus. Wie in vielen Branchen wird auch bei den Wetterdiensten rationalisiert und automatisiert. So liegt die Zukunft der modernen Vorhersage in statistischen Vorhersageverfahren wie MOS (Model Output Statistics) oder Ensemble-Vorhersagen (EPS von EZMWF bzw. ENS von GFS). Das spart Personal und liefert gleichzeitig punktgenaue Prognosen. Ob sich die Qualität dadurch verbessert, sei dahingestellt.

Statistische Verfahren scheitern bei hochgradig nichtlinearen Vorgängen in der Atmosphäre, wie tropischen Wirbelstürmen, Gewittern und kleinräumigen Sturmtiefentwicklungen in den mittleren Breiten. Hier punktet der Vorhersager mit seiner Erfahrung und dem blitzschnellen Erkennen von Änderungen der Strömungs- und Druckverhältnisse. 

Prinzipiell ist jeder mit Internetzugang in der Lage, sich seinen eigenen Wetterbericht zusammenzustellen. Zwar besitzen die Wetterdienste noch individuell erstellte oder speziell erworbene Kartenprodukte, doch sind die Basiskarten immer dieselben und auch für Nichtprofis erhältlich. Die meisten Kartenprodukte von Globalmodellen gibt es von GFS, das 4 x am Tag gerechnet wird, spärlichere Karten gibt es von EZMWF (2x am Tag) sowie von den übrigen Wettermodellen (UKMO, GME, GEM, usw...).

Webseiten mit Zugang zu Globalmodellen:

Großteils frei verfügbar sind die Lokalmodelle von GFS und EZMWF, die WRF-Modelle (Weather and Research Forecasting) bzw. ARW (Advanced Research WRF) bzw. NMM (Nonhydrostatic Mesoscale Model).

Lokalmodelle werden von Globalmodellen angetrieben und besitzen eine signifikant höhere räumliche (< 12 km), manchmal auch zeitliche Auflösung (1-3 Std.). Sie punkten vor allem bei konvektiven und orographisch verstärkten Niederschlägen, aber auch bei der Vorhersage von Spitzenböen und Grenzschichtprozessen (z.B. Hochnebelbewölkung). 

Webseiten mit Zugang zu Lokalmodellen:

Spezialkarten:

Bei der Gewittervorhersage sind die Karten von Lightningwizardmaps zu empfehlen, die spezielle Unwetterparameter wie absolute Feuchte, Windscherung, Instabilität und IPV kombinieren.

Für die erweiterte Mittel- und Langfristprognose sind Karten der Stratosphäre von Relevanz, speziell im Winter, um die Position und Stärke des Polarwirbels vorherzusagen:

Wetterkarten von GFS und EZMWF für die Nordhalbkugel gibt es hier:

Ensemble-Prognosen stellt der NWS (National Weather Service) der USA zur Verfügung:

Phasendiagramme, mit denen man beurteilen kann, ob ein Tiefdruckgebiet tropische Eigenschaften besitzt, gibt es von verschiedenen Modellen:

Im Früh- und Hochsommer ist die Staubkonzentration von größerer Bedeutung:

Für den Laien ...

... ausreichend ist es jedoch, sich mit den Bodenwetterkarten zu beschäftigen: Niederschlag, Wind, Temperatur, sowie mit Bewölkungskarten. Fortgeschrittene befassen sich der Druckverteilung, Jetstreams, Temperatur- und Vorticityadvektion. Erst im Anschluss folgen detailliertere und speziell auf die Anwendung zugeschnittene Produkte.

Grundsätzlich sollte man bedenken, dass folgende, gezeigte Karten lediglich "Schnappschüsse" sind. Ein guter Vorhersager schaut sich natürlich auch die Karten vor und nach dem Zieltermin an, um ein Gespür und Verständnis für den Ablauf der Wetterentwicklung zu bekommen. Mit einer einzelnen Karte ist lediglich eine Diagnose möglich, also eine Analyse des Jetzt-Zustands, aber nicht zwingend eine Prognose.

2. Basiskarten für den "ersten Eindruck"

Die ausgewählten Modellkarten vermitteln dem Vorhersager einen Eindruck der Großwetterlage, den vorhersagerelevanten Hoch- und Tiefdruckgebieten sowohl in der Höhe als auch am Boden, der Lage und Intensität von Fronten, dem großräumigen Temperaturniveau sowie von auftretenden Niederschlägen. Mit den Windströmungen in der Höhe lassen sich Aussage über die Stabilität eines großräumigen Strömungsmusters sowie über mitunter gefährliche Tiefdruckentwicklungen treffen.

Die Karten stammen entweder aus dem Angebot der Wetterzentrale (wz) oder von Wetter3 (w3).

2.1 500 hPa Geopotential, Bodendruck und Relative Topographie (w3)

Die Kombination der Druckflächen der mittleren und unteren Troposphäre zeigt das Verhältnis von Boden- und Höhendruckgebieten.

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Abgeschlossene 500 hPa-Isohypsen zeigen die Verteilung von Hoch und Tief in der mittleren Troposphäre, sonst bezeichnet man Gebiete relativ tieferen Luftdrucks als Trog und Gebiete relativ höheren Luftdrucks als Keil oder Rücken. Die Achsen der jeweiligen Druckgebiete sind durch eine konvexe Ausstülpung gekennzeichnet, z.B. reicht hier von Barcelona, westlich von Sardinien bis nach Tunis eine Trogachse, eine schwache Keilachse erstreckt sich von Island bis Grönland.

Je stärker die Krümmung der Achsen ("Krümmungsvorticity"), umso markanter sind die damit verbundenen Hebungs- oder Absinkprozesse, dasselbe gilt für die Drängung der Isolinien ("Scherungsvorticity"). Eine weitere Rolle spielt die Amplitude der Wellen (bestehend aus Trog und Keil), je größer, desto langsamer deren Fortbewegung, desto größer aber auch der verbundene Luftmassentransport.

Die relative Topographie gibt Aufschluss über die Stauchung oder Dehnung einer Atmosphärenschicht. Bei Zunahme der relativen Topographie (= Schichtdickenadvektion) nimmt die Temperatur zu und die Luftmasse dehnt sich vertikal aus , analog bei der Abnahme der relativen Topographie, hier kommt es zu einer Abkühlung und Stauchung der Luftsäule. Häufig überlagern sich Trog und sinkende relative Topographie, da Höhentröge mit einer Abkühlung in der Höhe einhergehen.

Bodentiefs (-hochs) entwickeln sich phasenverschoben zum Trog (Keil) in 500hPa, d.h. bestenfalls um eine viertel Wellenlänge stromabwärts der Trog (Keil) achse - hier beispielsweise das noch nicht abgeschlossene Bodentief mit 1000hPa auf dem Ostatlantik, das sich auf der Trogvorderseite befindet.

Die Entwicklung ist abgeschlossen, wenn das Höhendruckgebiet achsensenkrecht über dem Bodendruckgebiet liegt, allerdings können sich Hochdruckgebiete über längere Zeit halten, wenn sie durch Warmluftadvektion stromaufwärts beständig genährt werden.

2.2 500 hPa Geopotential + Temperatur (w3)

In dieser Darstellung sind die Isolinien in kürzerem Abstand geplottet, sodass die genaue Lage der Trog- und Keilachsen besser ersichtlich wird. Zusätzlich gibt die Temperaturverteilung in 500hPa Aufschluss über die Stabilität der Luftmasse, mit Kenntnis der Temperatur tieferer Luftschichten (z.B. 850hPa).

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Sind die Tröge und Keile sehr stark ausgelenkt, spricht man von einer meridionalen Strömung. Bei schwacher Auslenkung von einer zonalen bzw. mäandrierenden Strömung. Wetterprozesse mit kleinen Auslenkungen sind kürzer, aber heftiger als mit großen Auslenkungen.

Zuästzlich zeigt die Temperaturverteilung auch sogenannte thermische Troge, die sich nicht (nur) durch eine Krümmung im Druckfeld, sondern auch durch einen Schwaden kälterer Luft in der Höhe bemerkbar machen. In diesem Beispiel zieht sich ein thermischer Trog, der an eine mäßig stark gekrümmte Trogachse gekoppelt ist, von den Shetland-Inseln über die Nordsee, Benelux, Ostfrankreich bis zu den Balearen. Meist sind thermische Tröge aber an dynamische Troge und Tiefdruckgebiete gekoppelt, seltener treten sie ohne Beteiligung von Fronten auf. Bei besonders kräftigen Zyklogenesen wird nicht nur in tieferen Luftschichten Warmluft advehiert, sondern auch in mittleren Schichten, so geschehen bei dem intensiven Höhentief vor Irland, das eine "Warmluftschnecke" über den Britischen Inseln bis in den Kern aufweist.

2.3 850 hPa Geopotential + Temperatur (w3)

Die 850hPa-Karten sind analog zu den Karten in (2.2) aufgebaut und sind in vielerlei Hinsicht wertvoll für den Vorhersager. Sie zeigen Warm- und Kaltluftadvektion, die - verglichen mit den 500hPa-Temperaturen - andeuten, wie stabil eine Luftmasse ist. Als Faustformel gilt, dass ein Temperaturunterschied von über 25°C (zwischen 500hPa und 850hPa) auf eine labile Schichtung hindeutet, ab 30°C hohe Labilität.

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Vorsicht: Zwischen beiden Luftschichten können sich Inversionen befinden - eine genauere Diagnose ist daher nur mit Radiosondenaufstiegen möglich!

Weiters zeigen die 850hPa-Karten die ungefähre Lage von Fronten, die immer an die warme Seite der Drängungszone der Isothermen (Linien gleicher Temperatur) zu legen sind.  Für eine genauere Frontendiagnose braucht es aber noch mehr Karten.

Während im Winterhalbjahr wegen der niedrig stehenden Sonne keine oder nur knapp Durchmischung (vertikaler Austausch) mit 850hPa erreicht wird, kann man im Sommerhalbjahr unter der Voraussetzung von ausreichend Sonnenschein, genügend Wind oder konvektiven Umlagerungen davon ausgehen, dass die Temperatur in 850hPa trockenadiabatisch bis zum Boden herabgemischt wird, also z.B +5°C über Wien (ca. 160m) in 1360m Höhe ergäben hier in Bodenhöhe +17°C. Bei Bergüberströmung muss man von höheren Niveaus ausgehen, bei Bewölkung/Niederschlag sowie Inversionslagen von tieferen Niveaus.

2.4 850 hPa Theta-e + Bodendruck (w3)

Theta-e-Werte beschreiben Luftmasseneigenschaften (Temperatur und Feuchte) über eine größere Fläche in tieferen Schichten, hier in 850hPa. Im Sommerhalbjahr sind die Theta-e-Werte vom Tagesgang abhängig, d.h. untertags durch Sonneneinstrahlung höher (aber nicht zwingend feuchter!) als nachts, dann empfiehlt sich die Verwendung von 700hPa-Theta-e-Karten, die nicht von der bodennahen Grenzschicht beeinflusst sind - jedoch sind diese nicht immer frei zugänglich.

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Meist nehmen Theta-e-Werte mit Warmluftadvektion zu, ausgenommen, die Luftmasse wird trockener, hier z.B. über der südlichen Nordsee. Selbst bei hohen Theta-e-Werten von 50°C und darüber kann Gewitterbildung bzw. Niederschlag unterdrückt werden, wenn sich in höheren Schichten eine Inversion ausgebildet hat. Umgekehrt sprechen extrem niedrige Theta-e-Werte prinzipiell nicht gegen Niederschlagsbildung, ihre Bereitschaft zu großen Regenmengen nimmt aber ab.

Im Theta-e-Feld zeigt sich eine entlang der zyklonal gekrümmten Isobaren verlaufende Warmfront über der Nordsee bis zum Kattegat sowie eine Kaltfront von Schottland über Wales bis zur Biskaya. Die Okklusion bildet sich im Theta-e-Feld als eine Zunge von Theta-e-Werten ab, die höher als die beidseitig umgebenden Theta-e-Werte sind. Über Schottland spaltet sie sich in eine Kaltfront und eine Warmfront auf. Man beachte, dass die Warmfront nie an der Vorderkante steigender Theta-e-Werte, sondern an deren Rückseite liegt. Bei der Kaltfront ist es umgekehrt.

Begründung:  Die Warmluftadvektion ist mit der Bodenwarmfront abgeschlossen wird, wohingegen Kaltluftadvektion mit dem ersten Eintreffen der kälteren Luft die Bodenkaltfront bestimmt. In einem noch frühen Entwicklungsstadium befindet sich das Sturmtief über dem Nordwestatlantik, das zu diesem Zeitpunkt noch kaum okkludiert ist. Es handelt sich um das später in Mitteleuropa verheerende Orkantief "Kyrill".

2.5 6h-Niederschlag in mm, rot = Konvektion (wz)

Die Niederschlagskarten von GFS bzw. generell von Wettermodellen beziehen sich auf den vorangegangen, sechsstündigen Zeitraum bis zum geplotteten Termin, d.h. hier von 22. April 2008 00z bis 22. April 2008, 06z. Niederschläge gehören zu den am schlechtesten parametrisierten Wetterzuständen in numerischen Vorhersagemodellen, da die zur Niederschlagsbildung führenden Prozesse nichtlinear sind und immer auf Annahmen beruhen. Insbesondere konvektive Niederschläge (hier rot punktiert) sind generell mit großen Unsicherheiten behaftet.

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Daneben ist auch die Modelltopographie nicht zu vernachlässigen, da Niederschläge im Stau der Gebirge erhöht, im Lee vermindert sein können. Konvektive Niederschläge können über Gebirgen rascher als über dem Flachland ausgelöst werden und auch dann auftreten, wenn das Modell keinen Niederschlag simuliert (da das Gebirgsrelief ungenügend aufgelöst ist).

Die Farbmarkierung möglicher bzw. wahrscheinlicher Regionen mit hochreichender Feuchtkonvektion (Schauer, Gewitter) ist in der Regel aber recht zuverlässig. Je stärker die Niederschlagssignale, desto wahrscheinlicher ist eine Auslöse und desto höher ist die Bereitschaft für hohe Niederschlagssummen, dies gilt bei stratiformen und konvektiven Niederschlägen. Bei letzteren ist zu beachten, dass das Modell das Mittel über verschiedene Gitterboxen bildet, in der Realität aber Ort A von einem Schauer mit 5mm, Ort B mit einem Gewitter mit 15mm getroffen werden und Ort C mit keinem Niederschlag ausgehen kann. Gerade bei schwachen Niederschlagssignalen, hier z.B. über Korsika und Sardinien oder entlang der kroatischen Küste, treten Schauer/Gewitter also eher sporadisch/zufällig auf, wohingegen bei starken Signalen, wie über Slowakei, Südpolen, Westrumänien, die Regionen ohne Niederschlag kleiner bzw. unwahrscheinlicher sind.

In den Wintermonaten stärker, im Sommerhalbjahr schwächer ausgeprägt ist die Korrelation von Niederschlagssignalen zur Frontenbildung. Das Ostatlantiktief zeigt beispielsweise eine stark eingeringelte Okklusion, jedoch würde man als Laie die Warmfront über Südgrönland legen und die Kaltfront südlich davon anschließen lassen. Tatsächlich zeigen entsprechende Theta-e-Karten die Warmfront über der Biskaya, wo die Niederschlagssignale unzusammenhängend sind. Vorsicht also vor Missinterpretationen! Eine Frontenanalyse sollte nur unter Verwendung mehrerer Modellkarten erfolgen.

2.6 300 hPa Geopotential + Divergenz + Wind (w3)

Die Diagnose der Höhenströmung kann wahlweise mit 300hPa & 500hPa-Windkarten erfolgen. In der Wetterzentrale sind die 300hPa-Karten ohne Divergenz und Isolinien, stattdessen aber mit Stromlinien geplottet. Ich bevorzuge inzwischen die Darstellung von Wetter3, da hier auch die Divergenz miteinbezogen wird.

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Das Starkwindband, engl. Jetstream, ist ab 60 Knoten aufwärts definiert, der Streifen mit den stärksten Winden wird Jetstreak genannt. Der Jetstream lässt sich bei zonaler Ausprägung in vier, bei stark mäandrierter Form in zwei Regionen aufteilen. In den rechten Einzugs- und linken Auszugsgebieten (bei starker Krümmung das gesamte Auszugsgebiet) herrscht in der Höhe Divergenz, d.h., hier strömt die Luft auseinander. Aufgrund der Massenerhaltung wird die wegströmende Luft durch eine aufwärtsgerichtete Luftströmung ersetzt, die Hebungsantrieb bewirkt. Je stärker die Divergenz, desto stärker die untere Konvergenz und entsprechende Hebung. Im linken Einzugs- und rechten Auszugsgebiet (bzw. im gesamten Einzugsgebiet) ist das Vorzeichen umgekehrt - in der Höhe herrscht Konvergenz, die Luft strömt zusammen und wird abwärtsgerichtet abgeführt, bewirkt damit in den unteren Schichten eine Divergenz und Absinkbewegungen.

Starke Divergenz begünstigt neben Bodenzyklogenese auch kräftige Vertikalbewegungen in Zusammenhang mit Frontensystemen und Trögen. Im gezeigten Beispiel herrschte eine intensive Divergenz - angedeutet durch das Plus-Zeichen - über Deutschland. Sie war an eine markante Kaltfront gekoppelt, die kräftige Gewitter brachte.

3. Detailkarten

Im nächsten Schritt schaut sich der Vorhersager an, wo und wodurch Hebungsfelder erzeugt werden, wie Feuchtlabilität verteilt ist (wichtig insbesondere zur Abschätzung des Niederschlagsmodus(stratiform oder konvektiv), und wie die Strömungsverhältnisse in tieferen Schichten sind - in Bodennähe zur Beurteilung von Konvergenzlinien, bodennaher Tiefdruckzentren, in mittleren Schichten zur Abschätzung von Föhn über Gebirgen (auch Mittelgebirgen) und zur Zuggeschwindigkeit und -richtung von Niederschlagsgebieten.

3.1 500hPa Geopotential + Advektion absoluter Vorticity (w3)

Die absolute Vorticity setzt sich aus relativer und planetarer Vorticity zusammen. Vorticity bedeutet Wirbelstärke oder Wirbelhaftigkeit, also die Fähigkeit einer Strömung zur Ausbildung von Wirbeln, vereinfacht gesagt. Planetare Vorticity entsteht durch die Erdrotation, relative Vorticity ist die Wirbelstärke relativ zur Erddrehung. Die planetare Vorticity nimmt polwärts ab, äquatorwärts zu, relative Vorticity hingegen setzt sich aus Krümmungs- und Scherungsvorticity zusammen. Wichtig ist hierbei die Advektion absoluter Vorticity. Dort, wo positive Vorticity advehiert wird, nimmt sie über einem Gebiet zu und führt zu Hebungsantrieb, negative Vorticityadvektion hingegen zu Absinkvorgängen. Flächig starke Advektion absoluter Vorticity ermöglicht starke Niederschläge, bei vorhandener Labilität auch intensive Gewitter.

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Da die Intensität der Advektion generell vom Wind abhängig ist und die Advektion somit stärker ist, je stärker der Wind ist, nimmt die absolute Vorticityadvektion mit der Höhe zu. In Bodennähe sind diese Werte niedriger als in 500hPa oder 300hPa. Wichtig für den Hebungsantrieb ist nämlich die differentielle Vorticityadvektion, d.h. mit der Höhe zunehmende Advektion positiver oder negativer (absoluter oder relativer) Vorticity. Im Fall einer vertikalen Windzunahme kann man daher meist auf 300hPa-Karten verzichten, außer in 300hPa zieht eine deutlich stärker gekrümmte Trogachse als in 500hPa durch, dann sind die 300hPa-Vorticityadvektionskarten nicht mehr vernachlässigbar.

3.2 Schichtdickenadvektion + 500hPa Geopotentielle Höhe (w3)

Die zeitliche und räumliche Änderung der Schichtdicke ist die Schichtdickenadvektion (engl. thickness advection). Wenn die mittlere Schichttemperatur zunimmt, nimmt die Schichtdichte ab und die Schichtdicke zu. Die vertikale Luftsäule wird gestreckt, d.h. Luft gelangt bis in die höheren Troposphärenschichten. Bei einer Zunahme des Windes mit der Höhe wird in der Höhe mehr Masse abtransportiert als unten nachströmen kann. Die Positive Schichtdickenadvektion, hier gelbe und rote Farben, führt also zu einer Höhendivergenz und unmittelbar folgender Bodenkonvergenz mit Druckfall am Boden und aufsteigenden Luftmassen (Hebung). Analog bei Negativer Schichtdickenadvektion (grün bis pink) mit Stauchung der Luftsäule.

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Positive Schichtdickenadvektion ist gleichbedeutend mit Warmluftadvektion, negative Schichtdickenadvektion mit Kaltluftadvektion - diese kann jeweils mit positiver oder negativer Vorticityadvektion zusammen- oder entgegenwirken. Die Schichtdickenadvektion darf daher nur gemeinsam mit anderen Hebungsantriebsmechanismen betrachtet werden, um eine mögliche Niederschlagsbildung abzuschätzen.

Im gezeigten Besipiel stellte sich auf der Vorderseite eines kreisrunden Höhentiefs über dem Nordbalkan eine mehrtätige Aufgleitsituation warmer Luft über bodennah kälterer Luft über Ostösterreich und Tschechien ein, die zu ergiebigen Niederschlägen und Hochwasser führte. Im Nordalpenraum fiel Schnee zum Teil bis auf 900m herab.

3.3 700hPa Feuchte (w3)

Die 700hPa-Feuchte liefert einen groben Anhaltspunkt zur Wetteraktivität innerhalb eines Troges oder Keiles bzw. an einem Frontensystem.

Vorsicht: Feuchte ist nicht gleichbedeutend mit Wolken!

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Die für Niederschlagsprozesse maßgebende Wolkenbildung findet in 700 hPa statt. Jedoch kann es gerade in Wintermonaten auch unterhalb 700hPa zur Niederschlagsbildung kommen, z.B. bei tiefem Stratus oder Hochnebel, im Extremfall auch bei winterlichen Schauern.

Bei kräftigen Tiefdruckentwicklungen, sogenannten rapid cyclogenesis, die sich zu Sturm- oder Orkantiefs entwickeln, kann man manchmal Ansätze einer Dry Intrusion identifizieren, also dort, wo die Feuchte keilförmig bis auf 15% und weniger absinkt.

3.4 10m Wind (w3 oder wz)

Der 10min-Wind, Angabe als zehnminütiger Mittelwind, ist immer nur bedingt repräsentativ, da man die einbezogene Modelltopographie und die Stabilität der Luftmasse beachten muss.

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Die hier geplotteten Windfiedern über den Alpenraum sind daher komplett unsinnig, da der Alpenbogen sich bis auf 4,8km hinaufschraubt, in der Modelltopographie immerhin noch auf 2,2km. In der Regel sind daher bei Südanströmung die Winde am Alpenostrand stärker (Kanteneffekt) und auf der Alpennordseite föhnbedingt in tiefen Lagen ebenfalls stärker. Auch im Oberrheintal kann bei gezeiger Nordostanströmung durch Kanalisierung ein Nordwind resultieren.

Derartige Abweichungen vom mittleren Bodenwind, sowohl Richtung als auch Geschwindigkeit, sind insbesondere bei Gewitterlagen nicht unbedeutend, da sie mitunter Einfluss auf das Scherungsumfeld der Gewitter nehmen. Bei starker Richtungsänderung mit der Höhe sind dann Superzellen und Tornados möglich. Weiters können an Konvergenzlinien, also dort, wo Winde unterschiedlicher Richtungen zusammentreffen, Schauer und Gewitter entstehen, bei gradientschwachen Lagen bevorzugt im Gebirge, bei gradientstarken Lagen oft vorlaufend zur Kaltfront.

Generell sieht man anhand der Windkarten gut den Einfluss der Reibung auf die Windstärke - diese ist über dem Meer (geringere Reibung) stärker als über dem Land.

Vorsicht: Eine Abschätzung der Maximalwinde ist jedoch aufgrund der Bodenwinde im Allgemeinen nicht machbar, da bei vertikalem Austausch mit höheren Luftschichten höhere Windgeschwindigkeiten zum Boden herabtransportiert werden können ("vertikaler Impulsfluss"), dies gilt vor allem bei winterlichen Sturmlagen und generell bei Feuchtkonvektion, dann können sich Bodenmittelwinde und -windspitzen um den Faktor 2 und höher unterscheiden.

3.5 MLCAPE (J/kg) + Lifted Index (°C), (wz)

CAPE (konvektiv verfügbare potentielle Energie) wird frei, wenn ein Luftpaket ungehindert aufsteigen kann. In Abwesenheit von Windscherung ist die Aufwindgeschwindigkeit einer Gewitterwolke direkt proportional zu CAPE. Hoher CAPE erhöht die Wahrscheinlichkeit von großem Hagel, da die Hagelembyros dann länger im Aufwind gehalten werden und mehr Zeit haben, um anzuwachsen.

Vorsicht:

i) Die Existenz von CAPE bedeutet nicht zwangsläufig, dass sich Gewitter entwickeln müssen. 

ii) Die Nichtexistenz von CAPE bedeutet nicht, dass später kein CAPE entstehen kann.

iii) Die Heftigkeit von Gewittern ist abhängig von CAPE & Scherung, nicht von CAPE allein.

Bei minimalem CAPE, aber hoher Windscherung sind Unwetter möglich!

Bei GFS-Karten verwendet man MLCAPE (mixed-layer...), wo Temperatur und Taupunkt in den untersten 180 hPa gemittelt werden. Es werden deshalb gemittelte Werte genommen, da die Bodentemperaturen und -taupunkte im Laufe eines Tages stark variieren können. In den Morgenstunden ist die Bodenfeuchte deutlich erhöht, am Nachmittag durch Einstrahlung niedriger.

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Zusätzlich ist der Lifted Index (LI) geplottet, der ein Maß für die Stabilität in 500hPa ist. Er errechnet sich durch die Differenz zwischen realem Temperaturwert in 500hPa und der Hebungskurve. Negative Werte setzen eine Labilitätsfläche voraus, positive Werte hingegen deuten auf stabile Bedingungen in dieser Höhe hin. Dies heißt jedoch nicht, dass keine Labilität in der unteren und mittleren Troposphäre vorhanden sein kann. Gerade in den Wintermonaten können sich auch trotz positivem LI seichte Schauer und Gewitter entwickeln, deren Obergrenze unterhalb 500hPa liegt.

Je niedriger der LI, desto labiler die Luftschicht in 500hPa. Unterhalb etwa -6°C sind breite Labilitätsflächen möglich, entsprechend steigt das Risiko von Schwergewittern mit großem Hagel an. Bei neutralem oder leicht negativen LI trotz kaum vorhandener Labilität sind die Luftschichten meist mit Feuchte gesättigt bzw. schwach feuchtlabil geschichtet.

3.6 KO-Index, 500hPa Vertikalbewegung (w3)

Der KO-Index dient zur Vorhersage von hochreichender Konvektion als Folge der Freisetzung potentieller Instabiltät. Er wird folgendermaßen berechnet:

KO = 1/2 (Θ500 + Θ700) - 1/2 (Θ850 + Θ1000)

Wobei Θ hier die äquivalentpotentielle Temperatur ist. Wie man sieht, errechnet sich der KO-Index aus der ThetaE-Verhalten von mittlerer zur unteren Troposphäre, eben in der Schicht, wo sich hauptsächlich Konvektion entwickelt. Mit abnehmenden ThetaE-Werten mit der Höhe erhält der KO-Index ein negatives Vorzeichen, dann spricht man von potentieller Instabilität. Eine Atmosphärenschicht mit potentieller Instabilität ist genau dann (bedingt) labil, wenn ein trockene Schicht über einer feuchten Schicht liegt und beide großräumig gehoben werden.

Das Prinzip beruht darauf, dass feuchte Luft bis zur Sättigung abgekühlt wird und dann mit Freisetzung latenter Wärme weniger stark abkühlt als trockene Luft. Im einfachsten Fall kühlt eine feuchte Grenzschicht mit 0,6K/100m ab und eine trockene Mittelschicht mit 1K/100m, wenn beide gleichzeitig gehoben werden, z.B. vorderseitig eines Kurzwellentrogs. In der Folge wird die obere Schicht kälter werden als die untere und die gesamte Schichtung wird labilisiert, d.h. es bildet sich eine Labilitätsfläche aus.

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In der Karte ist der positive KO-Index (d.h. stabile Luftmassenschichtung) blau und mit positiven Werten, der negative KO-Index grün und mit negativen Werten geschichtet. Diesem überlagert ist zugleich die Vertikalbewegung in 500hPa in [hPa/h], d.h. mit sinkendem Luftdruck auf der Luftsäule steigt die Luft. Dort, wo sich Vertikalbewegung und negative KO-Werte überschneiden, kann die potentielle Labilität in bedingte Labilität umgewandelt und auch freigesetzt werden (= Schauer/Gewitterbildung).

3.7 850hPa Wind (wz)

Der 850hPa-Mittelwind zeigt an, wenn sich ein bodennahes Tiefdruckgebiet entwickelt. Wenn es in 850hPa eine so deutliche Struktur wie im gezeigten Beispiel aufweist, dann ist von einer relativ hochreichenden Tiefdruckzirkulation auszugehen. Des Weiteren sieht man Kanalisierungseffekte wie an den Alpen ("barrier jet") oder zwischen Zentralmassiv und Westalpen. Im Vorfeld einer Kaltfront entwickelt sich zudem ein Low-Level-Jet, der feuchte und energiereiche Luft herantransportiert.

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Starke Höhenwinde in bodennahen Schichten (850hPa bis 925hPa) können durch Feuchtkonvektion herabgemischt werden, sowohl bei sommerlichen Gewitterlagen (z.B. Kaltfrontdurchgängen) als auch bei winterlichen Sturmlagen. Als Faustformel gilt : Mittelwind in 850hPa = Spitzenböen am Boden.

Vergleicht man zusätzlich den Bodenwind und 850hPa und stellt dabei eine starke Winddrehung und -zunahme mit der Höhe fest, dann sind bei gleichzeitig vorhandener Feuchtlabilität und Hebungsantrieb günstige Bedingungen für Superzellen und Tornados gegeben. Auch hier gilt, dass der 850hPa-Wind über dem Alpenraum unrealistisch aufgrund der Modelltopographie ist.

Wenn sich verbreitete Schauer und Gewitter entwickeln, dann führt kräftiger Höhenwind von 30-40 Kn Mittelwind und darüber zur Entwicklung von Schauer- und Gewitterlinien, entweder als kleinere Linien oder Bogenechos oder als großes lineares konvektives System (Squall line). Sind die Höhenwinde dagegen sehr schwach, so tendieren die Gewitter dazu, kaum zu ziehen und vor Ort größere Regenmengen abzulassen.

Noch ein Wort zu den Stauniederschlägen am Alpenrand: Ist der Wind am nördlichen Alpenrand mit einer starken Westkomponente versehen, so kann trotz Nordanströmung in der mittleren Troposphäre kein klassischer Stau einsetzen, da der Niederschlag vom Gebirge wegtransportiert wird. Erst, wenn auch bodennah bzw. in 850hPa eine Nordwest- bis Nordanströmung vorhanden ist, sind starke Stauniederschläge realistisch.

3.8 700hPa-Wind (wz)

Der 700hPa-Mittelwind zeigt die mittlere Zuggeschwindigkeit- und Zugrichtung von Schauer- und Gewitterzellen, aber auch von Regengebieten an, bei sehr hochreichender Konvektion ist hierfür auch das 500hPa mitbestimmend. Besonders wertvoll sind diese Karten aber für den Alpenraum und die Abschätzung von Föhnwahrscheinlichkeiten.

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Im Winterhalbjahr, wenn die Sonneneinstrahlung zu wenig Energie liefert, um die Talatmosphäre hochreichend durchzuheizen, ist viel Wind (Dynamik) notwendig, damit der Föhn im Tal durchgreift. Im Sommerhalbjahr genügen hingegen schon geringere Windgeschwindigkeiten, wenn durch die steil einfallende Sonneneinstrahlung die Talatmosphäre hochreichend durchmischt wird und die Föhnluft bis zum Talboden absinken kann. Ab Windgeschwindigkeiten von etwa 30 Knoten ist die Wahrscheinlichkeit für Südföhn meist deutlich erhöht, ab 40-50 Kn ist beinahe sicher von Föhn auszugehen. Ausnahmen sind dann gegeben, wenn gleichzeitig bodennah kältere Luft einfließt und Aufgleitvorgänge einsetzen. Auch eine deutliche Erwärmung in den mittleren Schichten kann Föhn noch verhindern, wenn die für Föhn notwendige Höchsttemperatur durch den Tagesgang nicht mehr erreicht wird. Die Schichtung spielt also eine maßgebliche Rolle für das Durchgreifen des Föhns in den Tälern.

Bei nördlicher Anströmung kann sich Nordföhn auf der Alpensüdseite ausbilden, er ist meist kälter als Südföhn, da kältere Luftmassen herangeführt werden. Es sind jedoch auch schon Fälle von Nordföhn im Warmsektor eines kräftigen Sturmtiefs aufgetreten.

4. Ensemble-Vorhersagen

Zur Absicherung einer Wettervorhersage insbesondere im Mittelfristbereich empfielt sich die Verwendung von Ensemblevorhersagen, die entweder in Diagrammform oder in sogenannten "Spaghetti-Plots" abgebildet werden. Zusätzlich kann man auf der Seite der Wetterzentrale auch die Standardabweichungen von ECMWF und GFS einsehen.

4.1 Ensembles des GFS von NCEP (wz)

Dargestellt sind die Isohypsen in drei verschiedenen (geopotentiellen) Höhen, jeweils der einzelnen GFS-Ensemble-Mitglieder.

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Je enger die Isolinien beieinander liegen, desto sicherer ist die Prognose. Je weiter man in die Zukunft geht, umso ungenauer wird die Prognose, eine derart gute Übereinstimmung wie im gezeigten Beispiel über 7 Tage hinweg ist eher die Ausnahme. Anhand der aufgezeichneten Isohypsen lassen sich für die Vorhersage grobe Angaben machen, z.B. über einen Höhentrog über dem Nordatlantik und den Aufbau eines Höhenrückens von der Iberischen Halbinsel bis nach Frankreich. Jedoch ist die Amplitude des Keiles relativ groß - ein Mitglied rechnet den Keil bis zur südlichen Biskaya, ein anderes bis nach Nordengland.

Für die Vorhersage lässt sich aussagen, dass Mitteleuropa recht wahrscheinlich auf einer Keilvorderseite liegt und der Keilaufbau durch den Trog über dem Atlantik gefördert wird. Weiters ist auch ein recht einheitlich simulierter Trog über dem östlichen Mittelmeerraum vorhanden.

Angesichts des fortgeschrittenen Zeitraums ist dennoch Vorsicht angebracht, was die vermeintliche Einigkeit der einzelnen Mitglieder betrifft - diese kann in weiteren Modellläufen wieder anders aussehen. In weiter entfernten Zeiträumen (etwa ab 120h) kann diese Einigkeit also plötzlich wieder stark streuen, in Einzelfällen passiert dies auch in der Kurzfrist (0 bis 48h) bzw. frühen Mittelfrist (48-96h).

4.2 500hPa Geopotential, Mittel + Standardabweichung, GFS-Ensembles (wz)

Dargestellt ist das Mittel aus allen GFS-Mitgliedern. Die Standardabweichung der einzelnen Mitglieder ist farbkodiert aufgetragen, niedrige Werte bedeuten eine niedrige Standardabweichung.

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Im gezeigten Beispiel ist der Aufbau eines Keils über Mitteleuropa bzw. Südskandinavien nur mit geringen Unsicherheiten behaftet, Unterschiede bestehen jedoch in der Südausdehnung des Atlantiktroges und des Troges über Nordosteuropa. Auch hier zeigt sich, dass die Standardabweichung mit einem weiter entfernten Vorhersagetermin zunimmt, entsprechend auch die Unsicherheiten in der Vorhersage.

Bei kleinen Abweichungen ist das Ensemble-Mittel relativ sicher, in diesem Fall also die Konstellation aus Trog über Atlantik und Keil über Europa, entsprechend lassen sich begrenzt, ohne ins Detail zu gehen, auch Aussagen über den zu erwartenden Wetterzustand machen, z.B. störungsfreies Hochdruckwetter bei mäßig warmen Temperaturen. Es ist jedoch zu erwarten, dass der weitere Verlauf eher unsicher ist und stark vom Verhalten des Troges abhängt, sich also entsprechend auch die Unsicherheiten mit fortschreitender Entwicklung weiter vergrößern werden.

4.3 850hPa Temperatur, 6h Niederschlag , Ensembles des GFS von NCEP (wz)

Die am häufigsten verwendeten Karten sind die ENS (Ensembles) von GFS, aufgetragen mit Niederschlag und 850 hPa-Temperatur.

ens

Dargestellt sind farbig alle Ensemble-Mitglieder, das Ensemble-Mittel und das 30-Jahres Mittel. Der GFS-Hauptlauf weist die besten Anfangsbedingungen und die höchste Modellauflösung (T382L64 = 40km) auf und läuft in dieser Auflösung bis 180h, danach nur noch in halber Auflösung (T190L64 = 70km). Der Kontrolllauf hat die besten Anfangsbedingungen, aber eine geringere Modellauflösung (T126). Die restlichen Ensemble-Mitglieder laufen mit gestörten Anfangsbedingungen bei der gleichen Auflösung wie der Kontrolllauf. Kontrolllauf und restliche Mitglieder haben bis 384h dieselbe Auflösung.

Diese Einschränkungen sollte man bei der Interpretation der ENS-Diagramme unbedingt im Hinterkopf behalten!

Beispielsweise zeigt der Hauptlauf hier für Wien deutlich höheren Niederschlag als die restlichen Läufe. Es drängt sich daher die Vermutung auf, dass der Hauptlauf ein Ausreißer sei und daher eine unrealistische Variante. Jedoch besitzt der Hauptlauf die beste Modellauflösung und dies hat mitunter - bewiesenermaßen - Einfluss auf die Vorhersage-Genauigkeit. Ich habe es selbst bei GFS und EZMWF schon erlebt, dass die Hauptläufe jeweils über Tage hinweg eine Ausreißerposition aufwiesen, bis sich die restlichen Mitglieder schließlich diesen anschlossen. Eine vermeintliche Ausreißerposition ist daher nicht zu unterschätzen! Im langfristigen Mittel gesehen ist die Vorhersage mit dem Ensemble-Mittels sicherer, wenn auch nicht genauer. Ein Mittel eliminiert die Minima und Maxima etwa im Niederschlag und auch Einzelfälle von starken Kaltlufteinbrüchen oder Warmluftvorstößen können herausgemittelt werden.

Bei sehr unsicheren Wetterlagen kann die Streuung bzw. Bandbreite der einzelnen Mitglieder bereits in der Kurzfrist recht hoch sein, sonst nimmt die Streuung mit zunehmender Vorhersagezeit zu. Da nach 180h die Ensemblemitglieder nur noch die halbe Modellauflösung besitzen, sind Temperatur- oder Niederschlagstrends ab etwa acht Tagen meist nur eine nette Spielerei, aber nicht für seriöse Vorhersagen zu gebrauchen.

Hinsichtlich der 850hPa-Temperaturen gilt es die jeweilige Höhenlage der Vorhersageorte zu beachten - je näher die Höhe des Ortes an der 850hPa-Fläche liegt, desto ausgeprägter sind die Tagesgänge der 850hPa-Temperatur. Generell deutet aber ein Zickzackkurs der Temperatur auf Hochdruckeinfluss und Tagesamplituden hin (nächtliche Ausstrahlung und Abkühlung, tägliche Einstrahlung und Erwärmung). In den Wintermonaten ist eine Erwärmung in 850hPa nicht zwangsläufig mit einer Erwärmung am Boden verbunden, gerade bei Inversionslagen erwärmen sich die Höhenlagen schrittweise, während es unterhalb der Inversionsschicht, bei tiefen Wolken bzw. Hochnebel kalt bleibt bzw. sogar kälter werden kann.

5. Externe Literaturverweise

Zuletzt aktualisiert am Dienstag, 10. Januar 2012 20:47

 
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