Inhalt:
Einleitung
Ich habe nun ein paar Erklärungen zu den in den Karten geplotteten Parametern geschrieben und wie man diese benutzt. Diese Karten werden auf http://www.lightningwizard.com/maps/ und http://lightningwizard.estofex.org dargeboten, letztere ist der Server, der die Karten verwaltet.Viele Parameter basieren auf Konzepten der "Pakettheorie", die beschreibt, was einem Luft"paket" geschieht, wenn es - relativ zur neuen Umgebung - auf einen anderen Druck gebracht wird. Mein Ziel ist es nicht, alle Details physikalischer Meteorologie (Du wirst sie in jedem meteorologischen Lehrbuch sowie in den sehr guten MetEd-Modulen im Netz finden) zu erläutern, sondern wie die in den Konvektiven Wetterkarten geplotteten Parameter bei der Vorhersage angewandt werden.
Im Februar 2002 begann ich mit GrADS (Anm. des Übersetzers: was ist GrADS ?) mit Daten des AVN-Modells vom "National Center for Environmental Prediction" (NCEP) herumzuspielen, welches eine Gitterweite von 1x1 Grad besaß. Nun werden die Karten vom GFS-Modell mit 0,5 Grad Gitter ausgeführt. Während ich mich schon immer für die Vorhersage von Gewittern interessierte, war nahezu kein Modelloutput für Europa mit nützlichen Parametern für diesen Zweck verfügbar, welche verschiedene Maße für Labilität, vertikale Windscherung oder niedertroposphärische Konvergenzen anzeigten. Es ist sehr wichtig, genügend Parameter zur Verfügung zu haben, um ein konzeptionelles Bild von zeitlichem Auftreten und Art der Gewitter zu besitzen, die man vorhersagen möchte. Deshalb hat das "Storm Prediction Center" in den Vereinigten Staaten breitgefächerte Parameter, die für diesen Zweck verfügbar sind (siehe ihre Sparte zur Mesoanalysis). Viele Parameter wurden mit Sondenaufstiegen überprüft (z.B. Veröffentlichungen von Rasmussen, Brooks in "Wetter und Vorhersage") und als nützlich für die Vorhersage von Unwettern und Tornados nachgewiesen, fußend auf der Pakettheorie sowie auf Ergebnissen von wolken-auflösenden Modellstudien von der Wechselwirkung von vertikaler Windscherung mit Auf- und Abwinden in Gewittern (durch die Forscher Wilhelmson, Weisman, Klemp und Rotunno).
Dieses Wissen ist nun zunehmend unter jenen gebräuchlich, die ein starkes Interesse an der Unwetterjagd oder der Vorhersage von Gewittern im Besonderen aufweisen und eine angemessene Fertigkeit dafür haben wollen. Meinen Erfahrungen nach jedoch hinken die meisten staatlichen Wetterdienste auf dieser Seite des Ozeans hinterher, während mehr und mehr statistische Näherungen für die Vorhersage zur Hand genommen werden. Statistik ist rasch in Produkte implementierbar, geht aber auf Kosten des konzeptionellen Wissens darüber, was in der physikalischen Welt vor sich geht. Beispielsweise ist das Konzept der konvektiven Modi (Einzelzelle, Multizelle, Superzelle, mesoskaliges konvektives System) eng mit der vertikalen Windscherung verknüpft, was einen riesigen Unterschied in der Eigenschaft dieser Gewitter ausmachen kann. Falls ein Vorhersagedienst diesen Konzepten keine Aufmerksamkeit schenkt und daran scheitert, wichtige Radareigenschaften aufkommender Gewitter zu erkennen, dann kann dies zu Unwettern ohne Vorwarnung führen.
Ich hoffe, dass dieser Artikel jeden inspiriert, einen tieferen Einblick in die Physik von Unwettern vorzunehmen sowie ihre Vorhersage, wie man sie am Radar erkennt und wie man mit dieser Information bzgl. der eigenen Absichten umgeht ( die letzten zwei Punkte sind nicht Gegenstand dieses Schriftstücks).
Die drei Grundzutaten für schwere, hochreichende Feuchtkonvektion sind Labilität, Hebung und vertikale Windscherung. In vielen Lagen ohne einer guten Quelle für Hebung (z.B. einer Front, Trog, Land-Seewind-Konvergenzen, Trockenlinie, erzwungene Strömung über Gebirgen) wird es ein Luftpaket mit bedingter Labilität schwer haben, von der Grenzschicht aufzusteigen und ein beständiges Gewitter zu bilden. Ohne vertikale Windscherung (Änderung von Richtung und Geschwindigkeit des horizontalen Windes mit der Höhe) wird es ein Gewitter schwer haben, länger als - sagen wir - 45min zu leben und stattdessen sterben, anstelle sich selbst zu einem Cluster oder einem MCS zu organisieren, oder einen rotierenden Aufwind mit dem vollen Spektrum an Unwettererscheinungen zu entwickeln.
Beachte: Quellen und Verweise werden später hinzugefügt.
Die Karten
Die folgenden Beispiele stammen vom 13. Mai 2007, für 15 UTC. Dieser bot eine Gewitterlinie dar, welche ein schweres Downburstereignis in Paris sowie einige Superzellen mit großen Hagel über Nordfrankreich, Belgien und Westdeutschland erzeugte. Das Ziel ist lediglich, die Karten zu zeigen, nicht das Ereignis im Detail zu erörtern (siehe European Storm Forecast Experiment, http://www.estofex.org ). Ein anderer Fall kann in einer späteren Version dieses Dokuments ausgesucht werden.
1. MLCAPE (und Druck auf Meereshöhe, 500hPa Geopotential)
Diese Karte bietet den üblichen Blick auf die gebräuchlichen Höhen für eine rasche Übersicht über die Drucksysteme, zusätzlich mit dem CAPE der Mischungsschicht (konvektiv verfügbare potentielle Energie).
CAPE ist die potentielle Energie eines Pakets, wenn es zu seiner Höhe der freien Konvektion gehoben wird und wärmer wird als die Umgebungsluft, womit es folglich Auftrieb erfährt. Die potentielle Energie kann in kinetische Energie umgewandelt werden, was sich in Aufwärtsbewegung widerspiegelt. Die Vertikalgeschwindigkeit könnte grundsätzlich daraus berechnet werden, doch ist die Pakettheorie nicht perfekt und berücksichtigt Dinge wie Widerstand des Niederschlags oder den Beitrag des dynamischen Drucks der vertikalen Windscherung nicht. Allerdings führt höherer CAPE typischerweise zu stärkeren Gewittern mit einer größeren Chance für großen Hagel und anderen Unwetterfacetten. Nichtsdestoweniger ist zu beachten, dass CAPE gewöhnlich von geringerer Bedeutung als das Umfeld mit vertikaler Windscherung für Tornados ist, während die Wahrscheinlichkeit großen Hagels mit CAPE zunimmt, wenn zumindest mäßige Scherung (Werte um 500-1000J/kg sind ausreichend) gegeben ist.
Steile Temperaturabnahmen von den unteren zu den mittleren Schichten und eine feuchtwarme Grenzschicht tragen zu CAPE bei. Je kälter die mittlere Troposphäre verglichen zum Paket, und je höher das Paket positiven Auftrieb erfahren kann (hohes Gleichgewichtsniveau), desto größer ist CAPE im Allgemeinen. Jedoch können warme, trockene Schichten in niedrigen Höhen als ein Deckel fungieren, der Grenzschichtpakete daran hindert, die Höhe freier Konvektion zu erreichen, und die Gewitter von ihrer Entwicklung abhält (siehe LFC-LCL-Karte).
Der in diesen Karten verwendete CAPE wird für ein Paket mit einem Mischungsverhältnis und potentieller Temperatur errechnet, die aus der 0-1km Schicht gemittelt wurden, da es den Vorgang der Durchmischung in der Grenzschicht widerspiegelt. Beachte, dass das Problem von GFS, Bodentaupunkte (und folglich CAPE) zu überschätzen bei Bedingungen mit schwachen Winden und starker Einstrahlung im Sommerhalbjahr etwas abgemildert wird, indem das 2m-Niveau nicht in die Berechnung miteinfließt.
Schließlich sollte einem bewusst sein, dass CAPE sehr empfindlich auf kleine Unterschiede in den Feuchte- und Temperaturprofilen reagiert, ebenso die Berechnung und das verwendete Paket. Es ist daher recht unnütz, beispielsweise von "855 J/kg" oder sogar "900 J/kg" zu sprechen. Falls die Karten 1000 J/kg CAPE andeuten, dann sei darauf vorbereitet, in den Sondenaufstiegen überwiegend 500-1500J /kg vorzufinden, also eine Toleranzbreite von wenigstens 50%.
2. Omega: Advektion von 600hPa geostrophischer Vorticity durch die 900-300 hPa thermische Windvektoren, 600hPa Höhe
Diese Karten verwenden die Trenberth-Methode, um die resultierende Vertikalbewegung aus differentieller Vorticity- und Temperaturadvektion abzuschätzen, woraus ein qualitatives Bild der geostrophischen Vertikalbewegungen entsteht. Es unterscheidet sich von Vertikalbewegungen aus dem Modelloutput (die durch die Konvektion selbst beeinflusst werden). Benutze es, um ein Gefühl für großskalige Hebung und Absinken zu bekommen. Zelluläre Konvektion über dem Meer ist oft dazu in der Lage, sich selbst sogar unter Absinken aufrechtzuerhalten, wenn die Temperaturabnahmen in den unteren Schichten stark genug sind, doch Kommawolken beispielsweise würden geostrophische Hebung (gewöhnlich ein Vorticitymaximum) benötigen.
3. Mitteltroposphärische Potentielle Vorticity (400-600hPa)
Wird benutzt, um atmosphärische Prozesse in einer anderen Weise hervorzuheben. PV ist eine konservative Größe für adiabatische Prozesse, gleichwertig zu Impuls. Sie kann für die Zurückverfolgung von Luftmassen verwendet werden. Die Tropopause wird gewöhnlich mit 2 PV-Einheiten verbunden, mit niedrigerer PV darunter. Starke Vertikalbewegungen können die Tropopause derartig deformieren, dass Luft mit hoher PV in die Troposphäre gelangt und absinkt. Eine vorhandene, kräftige PV-Anomalie in mittleren Höhen oder darunter weist entweder auf starkes postfrontales Absinken oder eine Blase mit mitteltroposphärisch kalter Luft mit steilen Temperaturabnahmen und hoher Vorticity hin. Ich werde nicht tief in die PV-Theorie gehen, doch für den praktischen Gebrauch: starke Vertikalbewegungen können vor einem PV-Maxium erwartet werden, anders gesagt, mitteltroposphärische Temperaturabnahmen werden steiler und Vorticity in diesem Niveau erzeugt Aufwärtsbewegungen in die Richtung, in der sich ein PV-Maximum bewegt. Besonders die dunkelblauen und violetten Farben erfordern Aufmerksamkeit. Die Muster in dieser Karte entsprechen häufig den dunklen Bändern in Wasserdampfsatellitenbildern (Einschub trockener Luft).
4. Thompson-Index, Konvektiver Niederschlag, 700hPa-Höhe
Der Thompson-Gewitter-Index ist ein früherer Index aus Zeiten, als jede Berechnung noch händisch aus Sondenaufstiegen getan werden musste. Der Index besteht aus dem K-Index minus dem Lifted Index. Letzterer ist einfach die Differenz zwischen der Temperatur eines Luftpakets in 500hPa und seiner umgebenden Luft, also ein Ergebnis der Pakettheorie. Der K-Index ist T850 + Td850 - (T700 - Td700) -T500 und folglich eine Summe ohne Bedeutung, die eine Temperaturabnahme, einen Taupunkt unterer Höhen und eine relative Feuchte mittlerer Höhen beinhaltet. Die festgelegten Höhen bedeuten für das höhere Flachland in physikalischer Hinsicht etwas anderes als für das Meeresniveau.
Es erwies sich jedoch in einer Vergleichsstudie von einer Reihe von Fällen mit SFLOCs (Blitzberichten), die ich bereits vor zehn Jahren durchführte, als ideal. Der 700hPa-Feuchtefaktor darin kann aus dem Grund nützlich sein, dass er indirekt eine Quelle von Hebung beinhaltet, da es gewöhnlich in mittleren Höhen im Umfeld von Fronten feuchter ist. Dennoch empfehle ich stark die Verwendung der Pakettheorie-Parameter.
Die Karte ist vorwiegend als Übersicht über den Standartoutput des konvektiven Niederschlags von GFS zu gebrauchen... welches in der Tat oft recht zuverlässig ist, obwohl es im Fall des Evaporationsproblems (schwacher Wind, starke Einstrahlung) überreagieren kann.
5. Gleichgewichtshöhe-Temperatur (labilstes Paket)
In Fällen nahezu neutraler Umgebung mit sehr niedrigem CAPE handelt es sich hier um eine sehr nützliche Karte, vor allem im Winterhalbjahr. Konvektive Zellen benötigen Aufwinde, die ausreichend weit in die Temperaturregion der Mischungsphase (gewöhnlich -10 bis -30°C) hineinreichen, wo Eispartikel in der Wolke gemeinsam mit Flüssigwassertröpfchen vorhanden sind, um für den induktionsfreien Ladevorgang effektiv zu sein. Das Gleichgewichtsniveau befindet sich dort, wo das Paket die gleiche Temperatur wie die Umgebung besitzt, nachdem es die Höhe des freien Auftriebs überschritten hat. Es wird zunehmend negativen Auftrieb erfahren, wenn es weiter aufsteigt und sich verlangsamen wird. Dies entspricht häufig Höhen nahe der Tropopause, kann aber auch eine Inversion weiter unten in der Troposphäre sein. Die Karte zeigt die Temperatur, nicht die Höhe an. Gewitter können bei EL-Temperaturen unterhalb -10°C auftreten und werden besonders unter -30°C wahrscheinlich. Im Winter ist die entsprechende Höhe der Wolkenobergrenzen niedriger und der Feuchtegehalt ebenso, mit schwächeren Aufwinden, womit der Elektrifizierungsvorgang weniger effektiv ist.
Im Sommer können Pakete über weite Gebiete sehr kalte Temperaturen erreichen, sodass das Suchen anderer Anzeichen nützlicher sein kann. Jedoch wird für die Berechnung die "günstige Schicht" verwendet (d.h. die Höhe mit dem höchsten ThetaE-Paket unterhalb 600hPa), und diese Karte kann bei der Identifizierung von (grenzschicht)entkoppelter Konvektion hilfreich sein, wenn die ML-Paketmethode kein Potential aufzeigt.
Achtung: es gibt derzeit keine Karte, um das LFC eines entkoppelten Pakets zu untersuchen.
6. Hebungskondensationsniveau (LCL), LFC-LCL-Differenz
Die Höhe des LCL eines Pakets einer 0-1km durchmischten Schicht ist als Hintergrund geplottet. Dieses LCL is ähnlich dem konvektiven Kondensationsniveau, d.h., die Wolkenuntergrenze, die kumuliforme Wolken haben können. Es ist eng an die relative Feuchte der Grenzschicht geknüpft, sodass sehr niedrige Höhen mit tiefen Wolken oder Nebel während der Nacht verbunden sein können (und in ungünstigen Fällen dauern diese untertags an und blockieren die Sonneneinstrahlung, die für Gewitter benötigt wird).
Hohe LCLs können konvektive Fallwinde verstärken, da die Abwindluft kälter als die umgebende Luft sein wird und der negative Auftrieb die Abwindgeschwindigkeiten beschleunigt. Hohe LCLs (> 2000m) können überdies daraufhinweisen, dass Konvektion es schwieriger haben wird, sich aufgrund des Einmischens trockener Luft selbst aufrechtzuerhalten. Niedrige LCLs (unterhalb 1000m) sind für Tornados günstig, wie das SPC herausfand, aus Gründen, die noch nicht vollständig dargelegt wurden, aber Auf/Abwindauftriebsprozesse beinhalten.
Das LFC (Höhe der freien Konvektion) ist die Höhe, unter der ein 0-1km gemischtes Paket kälter als seine Umgebung ist, wenn es gehoben wird, und normalerweise dahin zurückkehrt, von wo es gekommen ist. Eine sehr intensive Quelle an niedertroposphärischer Hebung kann das Paket bis zum LFC hieven, sodass es wärmer (leichter) als die Umgebungsluft wird und eine aufwärts gerichtete Kraft erfährt. Üblicher ist es, dass die deckelnde Warmluftschicht adiabatisch gehoben und entfernt wird, oder dass Einstrahlung und Mischung darunter zu einem höheren LCL und einem niedrigeren LFC führen (das Konzept der konvektiven Temperatur).
Die Differenz zwischen Wolkenuntergrenze und dem LFC ist in Form von Vektoren gezeichnet. Kein Vektor bedeutet, dass kein MLCAPE vorhanden ist. Kleine Vektoren deuten kleine LFC-LCL-Differenzen an, sodass beinahe keine zusätzliche Erwärmung oder Hebungsantriebe für die Auslöse von Konvektion benötigt werden. Längere Vektoren brauchen mehr, und dicke Vektoren können daraufhinweisen, dass ein zu starker Deckel vorhanden ist, welcher die Bildung von Gewittern unterdrückt. Entlang der Trockenlinie in den Great Plains der USA kann der Gradient so steil sein, dass nur wenige Punkte mit geringer LFC-LCL in den Gewitterpunkten des Modells sichtbar sind. In der Nacht kann die LFC-LCL-Differenz wieder zunehmen, doch gewöhnlich bestehen bereits entwickelte Gewitter für eine Zeit weiter, was von der Feuchte und dem Einströmen relativ zum Gewitter oberhalb der Grenzschicht abhängt. Im Allgemeinen können sich Gewitter leichter (weniger Hebungsantrieb erforderlich) und früher entwickeln, je geringer die LFC-LCL-Differenz ist. Das gleiche gilt für niedrigere LCLs, da das Einmischen trockener Luft ein geringeres Problem darstellt.
Beachte, dass durch die Anpassung des Modells an die Umgebung (durch Abschwächen des Temperaturgefälles, Absenken der LCL) als Folge der Konvektion die LFC-LCL-Differenz größer werden kann und entgegen dem Gefühl den Eindruck eines Deckels suggeriert, wo es bereits Konvektion gibt. Prüfe dies durch einen Blick auf die konvektive Niederschlagskarte nach.
7. 0-3km MLCAPE, Spout-Index [Nichtmesozyklonale Tornados]
0-3km MLCAPE (niedertroposphärisches CAPE) benutzt das 0-1km Mischungsschicht-Paket, doch stellt das MLCAPE nicht den ganzen Weg bis zum EL dar, sondern lediglich die untersten 3km über dem Boden. Dies deutet an, ob ein Paket dazu in der Lage ist, rasch oberhalb des LFC zu beschleunigen. Niedrige LFCs und Temperaturen, die in der 0-3km Schicht stark mit der Höhe zurückgehen fördern die aufwärtsgerichtete Beschleunigung in dieser Schicht, welche besonders für die Tornadoentstehung wichtig ist. Dieser Typ von allgemein schwachen Tornados (F0-1), die als "spouts" bekannt sind (landspouts - Landhosen, waterspouts - Wasserhosen), entsteht durch das Strecken von vertikaler Vorticity innerhalb eines Aufwinds. Dieser Vorgang wird durch Vertikalbeschleunigung verstärkt (dergleiche Mechanismus wie ein Wirbel, wenn Wasser in einer Badewanne abläuft). Die Voraussetzungen ist eine Quelle vertikaler Vorticity und Konvergenz, etwa eine Windsprunglinie. Zusätzlich scheint es wichtig, dass die niedertroposphärischen Winde nicht zu stark sind, da Turbulenz diesen Prozess sonst stören kann. Ein steiles Temperaturgefälle nahe dem Boden unterstützt es ebenfalls (nächste Karte). Kälteteiche in der mittleren und oberen Troposphäre und schwache Tröge sind für Ausbrüche von spouts berüchtigt. Der experimentelle grüne zusammengesetzte Index beinhaltet diese Faktoren, ist aber nicht kalibriert oder geprüft und daher von geringem Nutzen.
In ähnlicher Weise können Tornados durch das Kippen niedertroposphärischer horizontaler Vorticity (starke niedertroposphärische Scherung) in die Vertikale durch einen kräftigen Aufwind erzeugt werden und ebenso von stärkerem 0-3km CAPE begünstigt sein.
8. Temperaturgefälle : 0-500m über Grund
Die Temperaturdifferenz zwischen Boden (nicht 2m) und 500m über Grund. Diese Karte enthält nützliche Informationen über die relative Temperatur der Luft verglichen zum Boden, über den sie strömt. Trockenadiabatische Temperaturabnahmen herrschen bei über 10-11 K pro Kilometer, während 5-6 K/km feuchtadiabatische Bedingungen andeuten. Niedrigere Werte weisen auf Inversionen hin. Werte über 11 K/km sind Anzeichen für überadiabatische Bedingungen, welche notwendigerweise turbulente Durchmischung implizieren, da Bodenpakete bereits positiven Auftrieb mit der minimalen Hebung besitzen. Dies ist günstig für das Strecken vertikaler Wirbel wie bei Staubteufeln und nichtmesozyklonalen Tornados (spouts).
Es ist häufig leicht ableitbar, welcher Vorgang für steile oder umgekehrte Temperaturgefälle verantwortlich ist. Große Wasserflächen ändern ihre Temperatur nicht sehr schnell, sodass sehr steile Temperaturabnahmen oft das Ergebnis von Kaltluftadvektion über der Oberfläche sind. Ähnlich verhält es sich mit umgekehrten Temperaturraten, die kräftige Warmluftadvektion über der Wasseroberfläche anzeigen. Auf der anderen Seite reagiert Land rasch auf Strahlungsprozesse. Unterschiede zwischen Land und benachbarten Wasserflächen kann mesoskalige Zirkulationen wie das Land/See-Windsystem hervorrufen. Das Temperaturgefälle kann während dem Nachmittag rasch zunehmen, wenn die Sonne scheint, wohingegen sich zum Abend hin eine Bodeninversion ausbildet. Dies ermöglicht es, herauszufinden, ob das Modell Bewölkung produziert, die die Erwärmung der Grenzschicht untertags hemmt oder langwellige Ausstrahlung in der Nacht zur Erde reflektiert (> 4K/km), was es zu einer nützlichen Karte macht, wenn man außerdem die Möglichkeiten für klaren Himmel in der Nacht für astronomische Beobachtungen oder Erscheinungen abschätzen möchte.
9. Temperaturgefälle : 2000-4000m über Grund
Diese etwas willkürlich gewählte Schicht für mitteltroposphärische Temperaturabnahmen wird oft zur Identifizierung einer wichtigen Zutat zu CAPE verwendet, da sie nicht von der verfügbaren Feuchte abhängt. In maritim-polaren Luftmassen rückseitig von Kaltfronten zeigt es generell Werte über 6K/km an. Äquatorwärts ist es oft möglich, die Grenze hochreichender Feuchtkonvektion recht gut zu bestimmen, wo Absinken eine Inversion aufbaut. Seichte Konvektion kann in diesen Gebieten weiterhin auftreten.
Erhöhte und trockene Regionen wie das Spanische Plateau und die Sahara erzeugen oft hochreichend trockene Schichten mit steilen Temperaturabnahmen, die nach Westeuropa advehiert werden können (z.B. Spanish Plume; Anm. des Übersetzers: weiterführende Informationen hierzu siehe hier). Sehr steile Temperaturgefälle der Great Plains der USA entwickeln sich über den Rocky Mountains und den westlichen High Plains und werden ostwärts über eine sehr feuchte Luftmasse advehiert, was "loaded gun"-Aufstiege erzeugt. Sehr steile Temperaturabnahmen (> 7K/km) in dieser Schicht in warmen Luftmassen sind fähig, "fetten" CAPE zu erzeugen, der rasche Aufwärtsbeschleunigung ermöglicht, und oft mit großen Hagel und eher indirekt mit schweren konvektiven Fallwinden verbunden wird. Neutrale Temperaturabnahmen (5-6K/km) deuten weniger aufregende Bedingungen an, die oft in gesättigten Frontalregionen gefunden werden. Beachte, dass 2000 und 4000m Temperaturen durch verschiedene Winde advehiert werden, sodass die Temperaturrate selbst nicht immer "schön" advehiert wird und plötzlich aus dem Nichts auftauchen und wieder verschwinden kann.
10. 700hPa ThetaE, Stromlinien (Konvergenz und Divergenz)
11. 0-1km ThetaE, 10m Stromlinien (Konvergenz und Divergenz)
Theta-e ist die Äquivalentpotentielle Temperatur. Sie wird in einem Skew-T-Diagramm bestimmt, indem man ein Paket zu seinem LCL hebt, dann adiabatisch alle Feuchte auskondensieren lässt, indem man der Feuchtadiabaten hinauffolgt und dann durch die Trockenadiabate abwärts gehend seine potentielle Temperatur auf 1000hPa abliest. Tatsächlich ist sie gleichwertig mit der potentiellen Feuchttemperatur (Theta-w oder WBPT), letztere ist die Feuchtadiabate vom LCL bis auf 1000hPa herabsteigend. Beide sind in der Karte angezeigt, Theta-e in Farben und Theta-w in Konturen.
Der Vorteil von Theta-e gegenüber normaler Temperatur ist die Erhaltung des Parameters für adiabatische Vorgänge, was bedeutet, dass der Transport der Luft in höhere oder niedrigere Schichten ihren Wert nicht ändert. Da verschiedene Ursprünge von Luftmassen größtenteils ihr eigene Theta-e bedingen, kann man diesen Parameter als ein Merkmal verwenden. Fronten sind leicht aus den steilen theta-e-Gradienten ersichtlich. Die Theta-e der Grenzschicht zeigen an, wo sich Fronten nahe des Bodens befinden, während 700hPa Theta-e aufzeigen, wo sie nahe 3000m Höhe sind. Im Winter kommt es häufig vor, dass Warmfronten nicht in die schwere, kalte Luftmasse am Boden hineinreicht. Sie sind jedoch in der 700hPa-Schicht sichtbar.
Die Karten können dafür benutzt werden, festzustellen, ob die Luftmasse potentiell labil ist, was häufig mit sich spaltenden Kaltfronten auftritt. Wenn die Werte in 700hPa niedriger als jene in der 0-1km Schicht (beachte, dass dies über sehr hoch gelegenen Regionen nicht funktioniert kann) sind, kann ausreichende Hebung der Schicht das Temperaturgefälle intensivieren und die Entwicklung von CAPE verursachen. Während das Modell grundsätzlich dazu in der Lage sein sollte, all dies selbst zu berechnen und CAPE zu erzeugen, passiert es regelmäßig, dass schmale konvektive Linien mit starkem Hebungsantrieb in einer Größenordnung geringer als der Gitterabstand entstehen (verwende auch die PV-Karte).
Beide Karten legen die Stromlinien dar. Die Farben deuten qualitativ auf vorhandene Konvergenz (gelb bis rot) und Divergenz (hellblau bis violett) hin. In Fällen mit Sommerkonvektion kann man niedertrosphärische Konvergenz in Schwaden hoher theta-e als den nützlichsten Indikator für den Ort betrachten, wo sich Gewitter entwickeln werden. Konvergenz nahe dem Boden muss zu aufsteigender Luft führen und arbeitet als Auslösemechanismus für Konvektion. Nur in Fällen mit sehr geringer LFC-LCL-Differenz können sich Gewitter auch außerhalb solcher Konvergenzgebiete entwickeln. In 700hPa wird man eher divergente (oder neutrale) Winde in der gleichen Region sehen wollen, als Reaktion auf die niedertroposphärische Konvergenz. Dieses Zusammenspiel kann horizontal etwas versetzt sein. Konvergenzen in 700hPa Höhe deuten überwiegend Absinkbewegung an. Tägliche Zyklen von Land-Seewindsystem und Berg-Talwindsystem können häufig entdeckt werden.
Die Kombination beider Stromlinienfelder ermöglicht die Überprüfung der Richtungsänderung des Windes.
12. 0-1km mittleres Mischungsverhältnis, 0-1km mittlere Windstromlinien (Feuchteadvektion)
Mischungsverhältnis ist ein anderes Wort für den absoluten Feuchtegehalt und wird in g Wasserdampf pro kg trockener Luft ausgedrückt. Ein direkt verwandter Parameter ist die Taupunktstemperatur. Allerdings kann die Taupunktstemperatur nicht vertikal durchmischt werden.Das Mischungsverhältnis ist für Vertikalbewegungen erhalten, bis Kondensation eintritt. Dieser Parameter kann leicht mit beobachteten Sondenaufstiegen verglichen werden, indem man das Mittel über den untersten Kilometer in einem Skew-T-Diagramm hernimmt. Das ist durchaus sinnvoll, um zu sehen, ob das Modell mit seinen Feuchteprognosen richtig liegt, immerhin stellen diese die Grundlage für die CAPE-Berechnungen dar. Die Stromlinien zeigen Farben, die mitteilen, wo es Advektion feuchterer oder trockener Luft gibt und betont Gradienten, die normal zum Wind advehiert werden. Diese Karte zeigt die Trockenlinie (dryline) in den Vereinigten Staaten viel besser auf als Theta-e.
13. Delta ThetaE, Konvektive Böen, Kälteteich-Intensität (T2m - TAbwind)
Die Parameter in dieser Karte sind etwas experimentell. Delta-Theta-e (dicke Linien, falls vorhanden) ist die Differenz zwischen der Grenzschicht-Theta-e (der Feuchtadiabaten, die für CAPE benutzt wird) und dem niedrigen Theta-E-Wert in den mittleren Höhen (unterhalb 400hPa). Je trockener und kälter die mittleren Höhen, und je wärmer /labiler das Grenzschichtpaket, desto kräftiger die Auf- und Abwinde und folglich die Chance schwerer konvektiver Böen. Sogar Microbursts (extrem lokale Downbursts) sind insbesondere bei Werten über 20K möglich (Atkins and Wakimoto, 1991).
Die Windgeschwindigkeit konvektiver Böen in den schattierten Farben ist einfach das Druck-gewichtete Mittel der Boden bis 700hPa-Winde, und ist dazu beabsichtigt, Anzeichen zu geben, was zu erwarten ist, wenn ein Abwind durch eine Schicht hoher Winde rauscht und den Impuls zum Boden transportiert. Es kann bereits sehr windig sein, doch normalerweise überschreitet das Verhältnis zwischen Böengeschwindigkeit und 10min-Mittelwinden über Land nicht 1,7 oder so (1,4 über dem Meer) mit einer gewissen Bandbreite. Eine Böe, die bedeutend durch hochreichende Konvektion verstärkt wurde, kann durchaus höhere Böenfaktoren hervorbringen (man kann häufig SYNOP oder METAR verwenden, um diese zu bestimmen).
Die Intensität des Kälteteichs ist ein Parameter, der den niedrigsten Theta-e-Wert von den mittleren Höhen nimmt und zum Boden bringt, wo er mit der 2m-Temperatur verglichen wird. Man kann diesen als den stärksten Temperatursturz interpretieren, der durch das Ausströmen eines Gewitters (falls das Modell keine kälteren Theta-E-Höhen unterschlägt) erfahren werden kann. In der Praxis kann dies oft undramatischer sein. Physikalisch entspricht es dem negativen Auftrieb eines Abwinds in der Grenzschicht. Ein verhältnismäßig kalter Abwind wird sich vom Gewitter mit einer höheren Geschwindigkeit relativ zum Gewitter ausbreiten (stärkere Böen). Es können starke niedertroposphärische Winde relativ zum Gewitter benötigt werden, um das Abschnüren von der Feuchtequelle zu verhindern. Werte über 10K sind ein gutes Zeichen für kräftige Böen. Niedrige Werte weisen auf nahezu neutrale Profile hin. In der Nacht und wenn Konvektion bereits Niederschlag im Modell produziert hat, kann dieser Parameter nicht repräsentativ sein.
14. 0-6km Scherung, 0-1km Scherung, Significant Tornado Parameter (STP)
In Knoten angezeigt (könnte in m/s geändert werden), die Länge der Vektordifferenz (gesamter vertikaler Schervektor) der Winde in 6km Höhe und 1km über Grund mit dem 10m-Wind. Diese werden häufig entsprechend "hochreichende Scherung" (deep layer shear) und "niedertroposphärische Scherung" (low level shear) genannt. Die gewählten Höhen stammen von amerikanischen Studien und ihre Beziehung zu Unwettern ist gut dokumentiert. Die Art und Weise wie diese geplottet sind, spiegelt die üblich zitierten "Schwellenwert"grenzen wieder, obwohl es eine gewisse Toleranzbreite gibt.
Hochreichende Windscherung um 20 Knoten (10 m/s, schwach bis mäßig) reicht oft aus, um die erneute Entwicklung von neuen Zellen entlang von Ausströmfronten in der Nähe älterer Zellen aufrechtzuerhalten, und Multizellengewitter sowie mesoskalige konvektive Systeme (MCS) zu unterstützen, letzter besonders bei genügend vorhandener dynamischer Hebung.
Höhere Scherung verursacht einen allmählichen Übergang von diskreten (schrittweisen) erneuerndem Zellwachstum zu stabileren Gewittern, mit Abwinden, die weniger störend mit dem Aufwind interagieren, sodass die Zellen länger leben können.
30 Knoten (15 m/s) oder mehr führen gewöhnlich zu recht gut organisierten Gewittern mit schwachen Superzelleneigenschaften und sind in der Lage, großen Hagel zu erzeugen.
Üblicherweise werden 40 Knoten (20 m/s) als Schwellenwert für Superzellen genommen, was bedeutet, dass das Gewitter fähig ist, einen rotierenden Aufwind zu entwickeln und beizubehalten. Superzellen sind sehr anfällig für die Produktion großen Hagels (> 2cm), schwere Abwinde und Tornados. Im Alllgemeinen korreliert das Produkt aus CAPE und der 0-6km Scherung gut zur zunehmenden Wahrscheinlichkeit des vollen Spektrums an Unwettern, das von Gewittern ausgehen kann.
Niedertroposphärische Scherung über 20-25 Knoten (10-15 m/s) ist für die Tornadoentstehung günstig, da es die horizontale Vorticity darstellt, die durch starke Aufwinde in die Vertikale gekippt werden kann. Zusätzlich kann ein MCS in einer stark gescherten Umgebung in 0-1km dazu neigen, bogenförmige Segmente zu erzeugen, die imstande sind, konzentrierte schadensbringe Winde zu verursachen.
Der Significant Tornado Parameter ist ein zusammengesetzter Index, der auf hochreichender und niedertroposphärischer Scherung, CAPE, CIN und LCLs fußt. Er hebt Regionen hervor, wo diese Zutaten für Tornados am Stärksten zusammenkommen, obwohl er nicht aussagt, welche notwendige Zutat am Ehesten fehlen kann. Zusammengesetzte Indizes können eine ausführliche Analyse nicht ersetzen, dienen aber als Alarmsignal für den Vorhersager.
15. 0-3km Helizität relativ zur Umgebung des Gewitters, Supercell Composite Parameter, Bunkers Zellbewegung
Zusätzlich zu günstiger 0-6km Scherung ist für die Entwicklung rotierender Aufwinde eine Reihe von Windschervektoren über kleine Schichten günstig, die sich mit der Höhe im Uhrzeigersinn drehen. Dies führt zu einem gekrümmten Hodographen, die Linie, welche die Pfeilspitzen der Windvektoren eines Vertikalprofils miteinander verbindet, wenn sie in einer horizontalen Ebene dargestellt werden. Gekrümmte Hodographen sind auch mit atypischen vertikalen Windprofilen möglich, daher ist dies viel leichter in Hodogrammen zu sehen als aus den Windfiedern neben dem Sondenaufstieg.
In einer Lagrange-Bewegung wird ein Gewitter durch seine Umgebungswinde beeinflusst. Niedertroposphärische Winde relativ zum Gewitter werden in den Aufwind einbezogen. Jede kleine Schicht mit vertikaler Scherung birgt horizontale Vorticity, die einbezogen und in die Vertikale gekippt wird, und die Rotation eines Aufwinds insgesamt zunehmen lässt. Die Fläche in einem Hodogramm, die von der Hodographenlinie, welche die 0-3km Winde und den Bewegungsvektor des Gewitters verbindet, eingeschlossen wird, ist gleichwertig zur gewonnenen Rotation. Daraus resultiert, dass eine der Hodographenlinie folgende Bewegung des Gewitters nicht viel Rotation gewinnt, doch eine abweichende Bewegung rechts des Hodographen dies vermag. Für eine vollständigere Erörterung sei auf die MetEd- Module verwiesen. In der Praxis kann ein geradliniger, genügend langer Hodograph (z.B. 40 Knoten 0-6km Scherung) sowohl links- als auch rechtsausscherende Superzellen erzeugen (wenn der Abwind Zellen dazu zwingt, eine abweichende Bewegung zu erhalten, gibt es sich spaltende Zellen), während ein im Uhrzeigersinn gekrümmter Hodograph rechts ausscherende Superzellen bevorzugt. Das Auftreten des Aufwindes auf der warmen Seite des Hodographen wird durch nichthydrostatische vertikale Druckgradientkräfte erzwungen.
Superzellen entstehen oft, wenn die 0-3km SREH größer als 150 m²/s² ist, während auch die Chance für Tornados mit größerer SREH wächst.
Rechtsdrehende Winde mit der Höhe sind auch ein Zeichen für Temperaturadvektion. Ein Windschervektor über einer Schicht stellt den thermischen Wind dar, der parallel zu den Schichtdickelinien mit der warmen Luft zur Rechten weht. Warmluftadvektion in den unteren Höhen und starke Temperaturunterschiede begünstigen höhere SREH. In manchen Fällen kann dies durch eine deckelnde Warmluftschicht Konvektion hemmen, die vom Boden ausgeht.
16. Feuchteströmung relativ zum Gewitter und mittlere/obere Strömung
Diese etwas experimentelle Karte zeigt die 0-2 km Feuchteströmung relativ zum Gewitter für Gebiete mit einem Lifted Index weniger als 2 und dem 2 km Lifted Index weniger als 8 Grad (labil und nicht zu stark gedeckelt) an. Es handelt sich um das mittlere Mischungsverhältnis (g Wasser pro kg trockene Luft), das durch den Differenzvektor der untersten 2km und der Gewitterbewegung transportiert wird. Der Parameter stellt den Wasserdampfluss in das Gewitter dar und trägt die Einheit g m-2 s-1. Höhere Mischungsverhältnisse und stärkere niedertrosphärische Winde relativ zur Zelle tragen beide zu höheren Werten bei. Der Parameter wurde bisher nicht einer Studie einbezogen, doch meine Beobachtungen lassen darauf schließen, dass wärmere Farben in der Tat häufiger mit großen Hagel und der Entwicklung mesoskaliger konvektiver Systeme verbunden sind. (beachte: eine andere Version kann ausgedacht werden, um den integrierten Wassergehalt über eine Luftsäule anstelle des mittleren Mischungsverhältnisses zu verwenden, es würde dann die Einheiten kg m-1 s-1 besitzen)
Die mittlere/obere Strömung relativ zum Gewitter ist qualitativ mit Vektoren veranschaulicht (die Länge besitzt eine festgelegte Größe). Größere Vektoren können ein besseres Auswehen des Niederschlags aus dem Aufwind implizieren, und daher ein potentiell längerlebiges Gewitter. Es können einige Anhaltspunkte für den Superzellentypus daraus gewonnen werden (stärkere Strömung spricht für niederschlagsarme Superzelle, schwächere Strömung für niederschlagsreiche Superzelle). Der Vektor zeigt in die Richtung, in welche der Großteil des Amboss wehen würde.
Gelegentlich zeigt GFS stark divergierende Höhenscherwindvektoren. Dies ist ein gutes Zeichen dafür, dass das Modell ein großes konvektives System mit mesoskaligen Aufwinden (bestätige mit konvektivem Niederschlag) erzeugt.
Schließlich kann diese Karte bisher als eine weitere Alternative zur Bestimmung vorhandener, hochreichender Labilität benutzt werden, da diese nur dort geplottet wird, wo der Lifted Index kleiner als 2 ist.
17. 1-8km Scherung, ICAPE und ICIN
Diese Karte ist dafür geeignet, darüber zu urteilen, wo Scherungs- und Labilitätsfelder sich überschneiden. Der 1-8km Schervektor ist eine weitere Version der hochreichenden Windscherung, schließt aber die 0-1 km Schicht aus. Dies kann neben der 0-6 km bzw. 0-1 km Scherungskarte von Nutzen sein, besonders in Fällen, wo der Hodograph geradlinig ist und die 0-1 km Scherung stark und folglich Teil der 0-6 km Scherung. Es erscheint dann sinnvoll, sich die verfügbaren Mengen an Scherung über 1 km Höhe anzusehen. Die Höhe von 8 km wurde als wertvoller als 6 km von Bunkers et al. (2006) erachtet, was die Unterscheidung zwischen lang- und kurzlebigen Superzellen betrifft. (beachte: Ich plane außerdem, bald eine Karte mit 1-4km Scherung herauszubringen)
ICAPE steht für integrierten CAPE und besitzt die Einheiten J m-2, nicht J kg-1. Er wurde zuerst durch Mapes (1993) als die Summe von CAPE * d p/g für alle Pakete definiert, für die CAPE größer Null ist. Dies macht ihn von der Wahl des Pakets unabhängig. In der Tat bringt eine hochreichender Schicht an Paketen mit CAPE höhere Werte für den gleichen CAPE als wenn nur eine seichte Schicht CAPE hätte. Zum Beispiel resultiert eine 100hPa dicke Schicht mit 500 J/kg CAPE in den gleichen ICAPE wie eine seichtere 50hPa Schicht mit 1000 J/kg (über 500 kJ/m²). Der Parameter wird experimentell geplottet, da sein Vorteil gegenüber anderen CAPE-Versionen in der operationellen Meteorologie noch nie zuvor untersucht wurde.
Es erscheint sinnvoll, dass die ganze Luft aus niederen Höhen in ein sich entwickelndes Gewitter eingebracht wird, und die Gesamtenergie, welche durch alle Pakete in einer Säule von einem Quadratmeter Durchmesser freigesetzt wird, der ICAPE ist. In der Praxis schaut die Karte sehr ähnlich zum MLCAPE aus, ausgenommen, wenn die Paketschichtdicke sich über dem Gebiet unterscheidet, oder wenn entkoppelte Pakete über einer stabilen Grenzschicht CAPE aufweisen, wo MLCAPE abwesend sein kann. Folglich besitzt dieser Parameter die Eigenschaften sowohl von MLCAPE als auch von MUCAPE.
Ähnlich verhält es sich mit dem ICIN, dem integrierten negativen Auftrieb als Gegenstück, einer Summer aller CIN über alle Pakete in einer Säule, die positiven CAPE haben. In dieser Implementierung erreicht der CIN die Obergrenze in 600hPa (und Pakete bis 700hPa aus Gründen von Rechnerkapazitäten). In der Karte deutet der kleinste Vektor auf sehr kleine ICIN-Summen hin, während größere und dickere Vektoren höheren ICIN implizieren. Da es sich hier um einen Säulenwert handelt, kann dies bedeuten, dass niedrigere Pakete CIN besitzen, während höhere Pakete nicht notwendigerweise CIN haben müssen (sei vorsichtig im Fall entkoppelter Labilität). Jedoch, je dicker die Schicht mit CAPE >0 Paketen mit CIN, und je stärker die Inversion, die den CIN verursacht, desto größer der Wert und der Gesamtwiderstand gegenüber Hebung.
Eine Umgebung mit hohem ICAPE (besonders größer als 1000 kJ/m²) ist potentiell dazu fähig, eine Menge Energie aus einer hochreichenden Schichten freizusetzen und kann Gewitter für lange Zeit aufrechterhalten, während hoher ICIN den Gesamtwiderstand andeutet, der der Freisetzung dieser Energie entgegensteht. Benutze es in Kombination mit MLCAPE, MU-EL, und LFC-LCL-Karten.