phänologische / klimatologische untersuchungen einer … · 2019. 11. 20. · ob und wann thermik...

Phänologische / Klimatologische Untersuchungen einer

Thermikwolke

Diplomarbeit

eingereicht am INSTITUT FÜR METEOROLOGIE UND GEOPHYSIK LEOPOLD-FRANZENS-UNIVERSITÄT INNSBRUCK

zur Erlangung des akademischen Grades MAGISTER DER NATURWISSENSCHAFTEN

von PETER RAFELSBERGER

Innsbruck, im Jänner 2007

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für Finn

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Inhaltsverzeichnis Abstract 4 Zusammenfassung 5 1. Einleitung 6 1.1 Talwindsysteme 6 1.2 Thermik 7

1.3 Die Nordkette über Innsbruck 9 1.4 Topographische Besonderheiten der Seegrube 10 1.5 Die Seegrubenwolke 14

2. Phänologie 15 2.1 Entstehung der Bilder 15 2.2 Auswertung der Bilder 15

2.3 Klassifikation der Wolke 16 2.4 Wolkenvermessung 18 2.5 Koordinatentransformation 19 2.6 Umrechnung von Bildpunkten in Höhenmeter 22 2.7 Auftreten der Wolke 25 3. Klimatologie 28 3.1 Sonnenscheindauer 28 3.2 Globalstrahlung 29 3.3 Klassifikation der synoptischen Lagen nach Steinacker 31 3.4 Temperatur / Feuchte / Druck / Wind 33 3.4.1 Zeitreihen 33 3.4.2 Bedingungen zum Zeitpunkt des Auftretens 46 3.4.3 Die Windrichtung 49 3.4.4 Auswirkungen der Windrichtung auf die Position der Wolke 54 3.5 Basishöhe, Temperatur und Feuchte 57 4. Fallbeispiele 60 4.1 Beispiel für Kategorie 1 60 4.1.1 Die Position der Wolke 67 4.2 Beispiel für Kategorie 2 70 4.3 Beispiel für Kategorie 3 78 4.3.1 Korrelation Basishöhe – Temperatur 85 4.4 Beispiel für Kategorie 4 86 4.5 Beispiel für Kategorie 3 bei schneebedeckten Hängen 93 5. Schluss 99 6. Literaturverzeichnis 102 Danksagung 104 Lebenslauf 105

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Abstract This contribution provides an overview on the occurrence of a specific convective cloud and the associated meteorological conditions. This is based on time-lapse photography capturing the sun exposed slopes north of Innsbruck in 30 seconds intervals during the period Feb 2002 to Aug 2004. There, "Seegrubenwolke" is featuring a convectively induced cumulus humilis or cumulus mediocris, which is outstandingly constrained by local topography. Therefore, the cloud is a well known phenomenon amongst local glider pilots of all categories. While there exist some former studies on the slope winds in this area, the cloud itself did not yet receive meteorologically oriented interest. Thus motivated, we touch the topic in terms of basic statistics and case studies of the cloud. The meteorological interpretation is based on synoptic routine data as well as slope and radiosonde temperature profiles. The basic evaluation procedure comprises geometrical rectification of the records and a visual selection of the relevant frames. In this context, the occurrence of the cloud is subjectively categorized according to criteria like position, size, shape and surface conditions along the slope. Thus, a multi-year phenology of the occurrence of the cloud could be established, which reveals that the cloud can occur throughout late winter (February) until late autumn (November). Notably, the cloud was observed with a snow cover, too. On a daily basis, the appearance of the cloud is clearly put in context to synoptic conditions with weak upper air winds, above normal solar insolation, high air temperatures and a well developed valley wind system along the Inntal. The diurnal development is related to topographically modified solar insolation at the slope, with a tendency to occur earlier in summer as compared to spring and autumn. Enhanced analysis within case studies indicates that due to the influence of up valley winds during afternoon, the cloud tends to drift towards the west while raising its base. Moreover, cloud base height is also related to air temperature and humidity in the valley. Inspection of the diurnal evolution of the vertical profiles of air temperature derived from radiosoundings and slope stations exemplifies the break up of nocturnal inversions and the development of a well mixed slope boundary layer.

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Zusammenfassung

Die vorliegende Arbeit bietet einen Überblick über das Auftreten einer spezifischen Konvektionswolke und den damit verbundenen meteorologischen Bedingungen. Die Grundlage der Auswertung bilden Webcam-Bilder, die die Südhänge der Innsbrucker Nordkette rund um die Seegrube in 30-Sekunden-Intervall im Zeitraum von Februar 2002 bis August 2004 darstellen. Dort wird häufig die „Seegrubenwolke“ – ein konvektiv ausgelöster Cumulus humilis oder Cumulus mediocris – beobachtet. Die Wolke is vor allem in Kreisen von Paragleitern und Segelfliegern ein bekanntes Phänomen. Während es einige frühere Arbeiten zu Hangwinden in dieser Gegend gibt, wurde die Wolke selbst bis dato nicht untersucht. Dadurch motiviert entstand diese Arbeit mit grundlegenden Statistiken und Fallbeispielen der Wolke. Die meteorologischen Interpretationen beruhen auf synoptischen Routinedaten sowie auf Hangprofilen und Radiosondenaufstiegen. Die Auswertung der Bilddaten umfasst eine geometrische Richtigstellung der Aufnahmen sowie eine Auswahl der relevanten Informationen. Es werden subjektiv vier Kategorien der Wolke klassifiziert, um die einzelnen Wolken nach Aussehen, Dichtheit und Form zu unterscheiden. Außerdem werden die Koordinaten der Wolke abgespeichert, um die Größe und Position der Wolke darzustellen. Folglich kann anhand der Phänologie des Auftretens der Wolke bewiesen werden, dass die Wolke ebenso im Winter (Februar) als auch im Spätherbst (November) auftreten kann. Besonders auffallend: Die Wolke wurde auch bei geschlossener Schneedecke beobachtet. Beruhend auf der Auswertung einzelner Tage wird ein eindeutiger Zusammenhang zwischen dem Auftreten der Wolke und schwachen Höhenwinden, überdurchschnittlich hoher Globalstrahlung, hohen Temperaturen im Tal und einem ausgeprägten Talwindsystem entlang des Inntals hergestellt. Die Entwicklung der Wolke wird durch die Änderung der Einstrahlung am Hang aufgrund der Topographie im Laufe des Tages beeinflusst. Ausführliche Analysen von Einzelfällen bestätigen, dass die Wolke im Laufe eines Tages durch den Einfluss des Taleinwindes weiter nach Westen driftet während die Basishöhe ansteigt. Die Basishöhe der Wolke wird auch mit der Lufttemperatur und der relativen Feuchte im Tal in Verbindung gebracht. Untersuchungen der täglichen Entwicklung von Vertikalprofilen der Lufttemperatur – abgeleitet aus Radiosondenaufstiegen und Hangprofilen – erläutern das Auflösen nächtlicher Inversionsschichten und das Ausbilden einer gut durchmischten Hangschicht.

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1. Einleitung 1.1 Talwindsysteme Tägliche Talwinde entstehen über komplexer Topographie aller Größenordnungen, von kleinen Hügeln bis zu mächtigen Gebirgsmassiven. Sie werden durch zweimalige Umkehren der Windrichtung pro Tag charakterisiert. Im Regelfall fließt untertags die Luft talein- und hangaufwärts sowie von der Ebene ins Gebirge. Nachts fließt die Luft entgegengesetzt, d.h. talaus- und hangabwärts sowie aus dem Gebirge in die Ebene. Das Talwindsystem bildet sich am stärksten an Tagen mit klarem Himmel und ohne synoptische Störungen. In einem komplexen Terrain entstehen tagsüber Temperaturunterschiede; die Luft in einem Tal erwärmt sich stärker als die über der Ebene, Südhänge heizen sich mehr auf als Nordhänge. Diese und andere Effekte verursachen Druckunterschiede, denn bei Erwärmung der Luft verringert sich der Druck. Die Atmosphäre versucht diese Unterschiede auszugleichen und es fließt Luft vom hohen zum niedrigen Druck. Whiteman (2000), führt das Talwindsystem auf vier einzelne Windsysteme zurück, die da wären:

- das “slope wind system“: Hangauf- und Hangabwinde werden durch den horizontalen Temperaturunterschied zwischen der Luft am Hang und der Luft in der Mitte des Tals auf gleicher Höhe verursacht.

- das “along-valley system“: Talein- und Talauswinde werden durch den horizontalen Temperaturunterschied entlang der Talachse verursacht. Je enger das Tal, umso stärker ist die Erwärmung.

- das “cross-valley system”: In einem Ost-West-gerichteten Tal kann aufgrund der Hangexpositon ein Temperaturunterschied quer zur Talachse entstehen. Tagsüber sind Südhänge exponierter und erfahren mehr Sonneneinstrahlung und erwärmen sich somit stärker als Nordhänge.

- das “mountain-plain system”: Die Luft über einem Gebirgsmassiv erwärmt sich stärker als die Luft über der Ebene, daraus entstehen großskalige Winde, die an den äußeren Hängen eines Gebirgsmassivs hangauf- bzw. hangabwärts wehen.

Diese vier Windsysteme beeinflussen sich gegenseitig und bilden gemeinsam das Talwindsystem. Da der Tagesgang der Windstärke und –geschwindigkeit im Gebirge von horizontalen Temperaturgradienten verursacht wird, ist die tägliche Entwicklung des Windsystems eng mit der thermischen Schichtung der atmosphärischen Grenzschicht verbunden. Geiger (1961) beschränkt seine Beschreibung des Talwindsystems auf ein „Doppelsystem tagesperiodischer Gebirgswinde“. Den Talein- und Hangaufwind tagsüber fasst er als Talwind zusammen, den nächtlichen Hangab- und Talabwind fasst er als Talauswind oder nach seiner Herkunft benannt als Bergwind zusammen. Ihm zufolge entstehen tagsüber stets zuerst die Hangwinde und daraus resultierend der Talwind, ebenso lösen die nächtlichen Hangabwinde den Talauswind aus. Vergeiner (1982) beschreibt ein einfaches Modell der Talatmosphäre als begriffliches Hilfsmittel zur Veranschaulichung einiger Prozesse, vor allem der Rolle der

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Hangwinde. Er beschränkt seine Argumentation auf den anabatischen Hangaufwind, da sich für den katabatischen Wind hydraulische Modelle besser eignen. Vergeiner beschreibt die begrifflichen Schwierigkeiten für die Interpretation der resultierenden Vertikalbewegungen im Tal. Einerseits kompensiert ein Absinken in der Mitte des Talquerschnitts die Luft, die durch „entrainment“ in die Hangwindschicht eingezogen wird, andererseits muss durch den Taleinwind die Luft im weiten inneren Einzugsgebiet dieses Tals aufsteigen, weil der Talschluß im Wesentlichen blockiert ist. Das „entrainment“ wird ausführlich diskutiert, es wird sogar die Existenz von negativem „entrainment“ bewiesen, obwohl es der Vorstellung eines nach oben hin immer zunehmenden Massenflusses in der Hangwindschicht widerstrebt. So bleiben nach Whiteman and McKee (1977) die Hangwinde bei Inversionslagen als letzter Ventilationsmechanismus erhalten, nach Vergeiner würde sich jedoch die thermische Zirkulation unter der Inversion schließen und darüber wieder neu beginnen. Die an den Hängen umgesetzte Energie wird durch kompensierende vertikale Strömungen in die Talatmosphäre transportiert (Vergeiner and Dreiseitl 1986). Steinacker (1984) hat gezeigt, dass die Flächen-Höhenverteilung von Talabschnitten ein quantitatives Maß der für die Wärmeumsätze zur Verfügung stehenden Hangflächen liefert, und gleichzeitig der abzukühlenden oder zu erwärmenden Luftvolumina. Als Alpines Pumpen wird ein Vorgang bezeichnet, bei dem die Einstrahlung auf die geneigten Hänge der Alpen verstärkte Konvektion auslöst, wobei Luftbeimengungen aus der Grenzschicht in die freie Troposphäre verfrachtet werden. Die verstärkte Konvektion in den Alpen saugt Luft aus dem Voralpengebiet an und stellt eine Art Sekundärzirkulation dar, vergleichbar mit der Land-See-Wind-Zirkulation (Winkler 2002). Dieses Ansaugen wurde auch im Rahmen des VOTALP-Projektes (Furger et al. 1997) untersucht, wo der tägliche vertikale Transport vor allem von Ozon über den Alpen auf die horizontale Luftzirkulation zwischen Gebirge und Ebene zurückgeführt wird. Das Talwindsystem entsteht somit aus einem breiten Spektrum verschiedener thermisch getriebener Effekte aller Größenordnungen. Am kleinräumigen Ende dieses Spektrums stehen die Hangwinde. 1.2 Thermik Schmalzl (1989) gibt eine Liste von meteorologischen Forderungspunkten für einen guten Streckenflugtag mit einem Hängegleiter an. Für das Entstehen von Thermik soll die synoptische Situation so sein, dass ungehindert Einstrahlung gewährleistet ist, dass keine Beeinträchtigung der Verhältnisse durch Fronten oder Konvergenzlinien erfolgt, dass kein Föhn auftritt und dass, wenn überhaupt, Schauer und Gewitter erst am späten Nachmittag auftreten. Ob und wann Thermik entsteht, hängt primär von der Sonneneinstrahlung, von der Umgebungstemperatur und von der Feuchte ab. Die Sonneneinstrahlung soll hoch sein, um ein Luftpaket möglichst stark zu erhitzen und die Umgebungsluft soll kalt sein, damit das Luftpaket möglichst weit aufsteigen kann. Feuchte Luft hat aufgrund ihrer geringeren Dichte bei gleicher Temperatur und gleichem Druck einen höheren Auftrieb als trockene Luft. Feuchte Luft begünstigt somit die Entstehung von Thermik, falls der Feuchtegehalt der Luft jedoch zu groß ist und sehr große Quellwolken entstehen, kann die daraus resultierende Abschattung den Aufwind zum Erliegen bringen. An Berghängen entsteht Thermik deutlich häufiger als im Flachland, da die an einem Hang aufsteigende Luft durch den ständigen Bodenkontakt eine zusätzliche

Wärmezufuhr erfährt. Dadurch ist die tatsächliche Abkühlung eines aufsteigenden Luftpakets deutlich unter dem Wert der Trockenadiabate (1K/100m). Das bedeutet: Je länger der Hang, umso größer wird der Temperaturunterschied zwischen der Umgebungsluft und dem Aufwind und umso stärker sollte grundsätzlich die Thermik sein. Kalckreuth (1976) beschreibt eine Reihe zusätzlicher Faktoren, die die Thermik bestimmen. So ist zum Beispiel nicht nur die Ausrichtung, Länge und Neigung eines Hanges entscheidend, sondern auch die Beschaffenheit des Bodens und die Art der Bewaldung. Während ein Laubwald die Einstrahlung abschirmt und kaum eine Erwärmung der bodennahen Luft zulässt, ist die Thermik über einem dunklen und bodenoffenen Nadelwald viel stärker. Ferner ist die Form des Hangprofils bestimmend dafür, wie stark sich die Thermik ausbilden kann. Wenn die aufsteigende Luft an einer Abrisskante (Abb. 1.2 (b)) zum hangfernen Aufstieg gezwungen wird, ist die Differenztemperatur zwischen dem Luftpaket und der Umgebungstemperatur geringer, als wenn das Luftpaket ungestört bis zur Gipfelkante aufsteigen kann (Abb. 1.2 (a)).

(a) (b)

(c)

Abb. 1.2: schematische Darstellung des Weges eines aufsteigenden Luftpakets an einem Hang mit gleichmäßiger Steigung (a), mit einer Abrisskante durch Änderung

der Hangneigung (b) und mit einer Abrisskante aufgrund einer Änderung der Oberflächenbeschaffenheit (c). Die kleinen schwarzen Pfeile beschreiben den Weg

eines aufsteigenden Luftpakets, der große Pfeil symbolisiert die Sonneneinstrahlung. Eine Ablösung der Thermik muss nicht nur mit der Änderung der Hangneigung gekoppelt sein, oftmals kann eine Änderung der Oberflächenbeschaffenheit den Aufwindschlauch vom Hang lösen. Abb. 1.2 (c) stellt ein Beispiel dar, wo von unten die warme Luft aufsteigt und dann an der Schneegrenze von der herabsinkenden, kalten Luft über der Schneefläche zum Ablösen gezwungen wird.

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Die Stärke der Bergthermik wird außerdem auch von der geographischen Lage des Hanggeländes entscheidend beeinflusst. In einem engen, talwindarmen Seitental kann sich bei gleichen Randbedingungen eine stärkere Thermik entwickeln als in einem großen, breiten Tal, da der Talwind die Erwärmung der bodennahen Luft erheblich vermindert. Die Vorhersagemodelle ALPTHERM (Liechti 1994) und REGTHERM (Liechti 2002) behandeln die Konvektion in der Grenzschicht als dominanten Prozess. Mit einer hohen vertikalen Auflösung (100 m) und einer hohen zeitlichen Auflösung (120 s) werden diese Modelle zum Beispiel zur Berechnung der potentiell möglichen Flugdistanz für Hängegleiter verwendet. Scorer (1954) zerlegt den komplizierten Vorgang der Wärmekonvektion in die verschiedenen Teilprozesse. Thermik ist das Resultat klein dimensionierter Wärmeströmungen und Zirkulationsströmungen, die entsprechend der Topographie sehr groß sein können. Diese Zirkulationen besitzen eine Trägheit und können die Bewegungsvorgänge und somit die Cumulusbildung bis in die Nacht verzögern. 1.3 Die Nordkette über Innsbruck Die Inntalkette (Abb. 1.3), die südlichste Gebirgskette des Karwendelgebirges in Tirol, wird aufgrund ihrer Lage nördlich von Innsbruck auch Nordkette genannt. Innsbruck liegt auf einer Höhe von 578 m, die höchsten Gipfel der Nordkette (z.B. das vordere Brandjoch, der Kemacher oder die Rumer Spitze) reichen weit über 2400 m hinaus.

Abb. 1.3: die Nordkette von Innsbruck aus (© Michael Narzt, 2004)

Wagner (1930) verwendete die Gondelbahn von der Hungerburg auf die Seegrube, um ein durchgehendes Temperaturprofil entlang des Hanges zu erstellen. Mit Messungen zu verschiedenen Zeitpunkten konnte er feststellen, dass über dem bewaldeten Gebiet unter der Seegrube bei Sonneneinstrahlung sehr hohe Temperaturen auftreten (Barry 1992). Defant (1949) hat Pilotballonaufstiege am Abhang der Innsbrucker Nordkette genutzt, um die hangparallele Komponente der Windströmungen in Abhängigkeit zur Höhe zu ermitteln. Demnach sei der mittägliche Hangaufwind in 20 bis 40 m Höhe über dem Hang am stärksten, mit bis zu 4 m/s². 9

1.4 Topographische Besonderheiten der Seegrube

(a) (Quelle: tiris.tirol.gv.at)

(b) (Quelle: tiris.tirol.gv.at)

Abb. 1.4.1: Darstellung der Seegrube aus einem 3D-Modell der Nordkette (a) und eine Luftaufnahme der Seegrube (b)

Der Hang unter der Seegrube ist mit Nadelbäumen bewaldet, an den Hängen darüber befinden sich helle Schotterfelder. Die Seegrube selbst ist durch eine starke Änderung der Hangneigung gekennzeichnet. Auf der folgenden Seite befinden sich eine Reliefkarte und zwei weitere Karten die die Hangexposition und –neigung darstellen. In der Karte der Hangexposition sind anhand der farbigen Darstellung sehr gut drei einzelne Gräben in dem Waldstück schräg unter der Nordkette (im Bild oben rot eingekreist) erkennbar, die sich weiter unten im sog. Höttinger Graben vereinen.

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(a) (Quelle: tiris.tirol.gv.at)

(b) (Quelle: tiris.tirol.gv.at)

(c) (Quelle: tiris.tirol.gv.at)

Abb. 1.4.2: Reliefkarte (a), Hangexposition (b) und Hangneigung (c)

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7:00

8:00

9:00

10:00 Quelle: tiris.tirol.gv.at

Abb. 1.4.3: Darstellung der potentiell möglichen Sonnenstunden für den 21. Juni zur

Beschreibung des Sonnenaufgangs.

Als Grundlage zur Berechnung der potentiell möglichen Sonnenstunden (Abb. 1.4.3) dient ein digitales Geländehöhenmodell. In der Berechung werden weder lokale Abschattungen (Gebäude, Bäume, u.v.m.) noch meteorologische Einflüsse (Wolken etc.) berücksichtigt. Die Zeitangaben beziehen sich auf die mittlere Ortszeit in

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Innsbruck. Die verschiedenen Farben beschreiben die Sonnenscheindauer in der vergangenen Stunde (siehe Legende). Aufgrund ihrer Exposition werden Teile des Höttinger Grabens schräg unter der Nordkette um 9:00 MOZ noch gar nicht beschienen, während um diese Zeit der Großteil der Nordkette bereits schon mehr als eine Stunde lang in der Sonne liegt. Analog zum Sonnenaufgang auf der vorigen Seite wird auf dieser Seite auch der Sonnenuntergang mit derselben Darstellungsmethode beschrieben. Die Hänge, die nach Westen ausgerichtet sind, liegen deutlich länger in der Sonne als Osthänge.

18:00

19:00

20:00 Quelle: tiris.tirol.gv.at

Abb. 1.4.4: Darstellung der potentiell möglichen Sonnenstunden am 21. Juni zur

Beschreibung des Sonnenuntergangs.

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1.5 Die Seegrubenwolke Die im vorigen Kapitel beschriebene topographische Besonderheit des Gebiets der Seegrube bildet sicher wesentlich die Rahmenbedingung für das Entstehen von Thermik. So kann man sich z.B. vorstellen, dass die dunklen Nadelbäume unter der Seegrube viel solare Strahlung absorbieren und die Umgebungsluft erwärmen. In den Gräben bilden sich Aufwindschläuche, die an der Abrisskante zum hangfernen Aufstieg gezwungen werden. Ein mesoskaliges Phänomen wie ein Aufwind lässt sich jedoch nur schwer messen. Ein dazu notwendiges Netzwerk an Messstationen wäre mit großem finanziellen und arbeitsintensiven Aufwand verbunden, würde aber eine detaillierte Beschreibung der Temperatur- und Windverhältnisse zulassen. Erschwert wird die Beobachtung durch die Tatsache, dass „Thermik“ nicht sichtbar ist. Mit „Blauthermik“ wird ein Aufwind bezeichnet, der keine Quellwolke bildet. Diese Art von Thermik ist nur anhand von Windmessung oder zum Beispiel mit Rauchexperimenten feststellbar. Häufig entsteht über einem Hang eine Thermikwolke, wenn die aufsteigende Luft das Kondensationsniveau erreicht. Dadurch wird die Thermik sichtbar, anhand der Position und Form der Wolke sind Stärke und Richtung des Aufwindschlauchs erkennbar, ebenso kann man anhand der Wolke die Vertikalgeschwindigkeit feststellen.

Abb. 1.5: Ansicht der Innsbrucker Nordkette mit typischer Quellbewölkung

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15

2. Phänologie

2.1 Entstehung der Bilder Im Juli 2001 begannen Dr. Friedrich Obleitner und Fritz Pellet damit, eine Webcam zu betreuen, die von einem Fensterbrett im 8. Stock des Bruno-Sander-Hauses der Universität Innsbruck aus zweimal pro Minute ein Foto der Innsbrucker Nordkette machte. Anhand dieser Bilder soll im Rahmen dieser Arbeit eine Statistik über das Auftreten einer dort häufig auftretenden Thermikwolke über der Seegrube erstellt werden. Weiters soll auf die meteorologischen Bedingungen während des Auftretens der Thermik rückgeschlossen werden. Leider ist das Datenmaterial im Jahr 2001 nur im Juli, August, September und Oktober verfügbar. Die Daten aus den Jahren 2002 und 2003 sind jedoch fast vollständig, und im Jahr 2004 endet die Bilderreihe Anfang August. Die handelsübliche Webcam der Marke Philipps, Modell ToUchcam PCPV 740k, fotografierte computergesteuert täglich von 6:00 bis 20:00 MEZ bzw. MESZ alle 30,5 Sekunden die Nordkette und den Himmel darüber. Die Bilder wurden mit Datum und Uhrzeit der Aufnahme abgespeichert. Der Computer beziehungsweise das Programm, das die Webcam steuerte, hatte immer wieder Ausfälle, wodurch Lücken in den Datenreihen entstanden. Meistens konnte der Fehler nach kurzer Zeit durch einen Neustart behoben werden, allerdings entstand so in allen Jahren eine Datenlücke von Anfang August bis Anfang September, da aufgrund der Abwesenheit des Betreuers kein Neustart durchgeführt wurde. So entstand ein Datensatz aus insgesamt 1.423.820 Bildern, die ein Speichervolumen von 76,8 GB einnehmen. Jedes einzelne Bild mit der Auflösung 640 x 480 Pixel zeigt einen Ausschnitt der Nordkette über Innsbruck, auf dem der Höttinger Graben, die Seegrube, die Frau-Hitt-Spitze und der Himmel darüber zu sehen ist. Die Webcam war während der Aufzeichnungen nicht fest fixiert und wurde immer wieder verschoben, sodass sich der Bildausschnitt entsprechend änderte. Manchmal zeigt der Bildausschnitt die Bergkette von der Frau Hitt bis zur Hafelekarspitze, an anderen Tagen, wenn die Kamera nach links verschoben wurde, reicht der Ausschnitt vom Brandjoch bis zur Seegrube. Der Bereich über der Seegrube, wo die markante Thermikwolke, die im Folgenden untersucht wird, auftritt, ist jedoch auf allen Bildern abgebildet. 2.2 Auswertung der Bilder In einem ersten Arbeitsschritt wird die Wolke anhand der Bilder aus dem Jahr 2001 identifiziert und klassifiziert. Da die Bilderreihen aus dem ersten Jahr äußerst unvollständig sind, werden sie nicht für weitere Statistiken verwendet, sie eignen sich jedoch gut zum experimentieren. Anhand der ersten Erkenntnisse werden Überlegungen angestellt, wie man am meisten Informationen, die für diese Arbeit relevant sind, aus den Bildern bekommen kann. So hat sich gezeigt, dass es nicht möglich ist, die Bilder in einem automatisierten Verfahren, zum Beispiel mit einer Software, die die Farbe und Helligkeit der Pixel erkennt, zu kategorisieren, da sich, wie oben bereits erwähnt, der Bildausschnitt immer wieder verändert.

Außerdem unterscheiden sich viele Bilder durch Helligkeit und Kontrast, was eine Automatisierung ebenfalls erschwert. Auch Methoden aus der Fernerkundung scheiden aus, da nur Bilder, also Informationen aus dem optischen Bereich zur Verfügung stehen. Das einzige „Instrument“, mit dem es möglich ist, die Bilder, auf denen die Thermikwolke abgebildet ist, herauszufiltern, ist also das menschliche Auge. 2.3 Klassifikation der Wolke Per Definition sei also die zu suchende Erscheinung eine Cumuluswolke, die in einem aus dem Höttinger Graben kommenden Aufwindschlauch über der Seegrube entsteht. In dieser subjektiven Klassifikation wird die Wolke in vier Kategorien unterteilt, welche z.B. das Ausmaß der Zerfranstheit und der Durchsichtigkeit der Wolke berücksichtigen. Kategorie 1 beschreibt eine kleine, sehr zerfranste, durchsichtige Cumuluswolke, die langsam ansteigt und sich nach oben hin auflöst, während unten inzwischen eine neue Wolke entsteht, wodurch sozusagen ein Pumpen zu beobachten ist (siehe Bilderserien in Kap 4.1). Kategorie 2 und 3 beschreiben das gleiche Phänomen, allerdings weniger zerfranst und weniger durchscheinenden Stellen, während Kategorie 4 einen Cumulus mediocris bezeichnet, der vollständig opaque und nicht zerfranst ist. Die folgenden Abbildungen zeigen Beispiele für Wolken der einzelnen Kategorien.

(a) (b)

(c) (d)

Abb. 2.3: Beispiele der verschiedenen Kategorien der Wolke (a) Kategorie 1, Aufnahme vom 28.7.2002 (13:27), (b) Kategorie 2, Aufnahme vom 31.7.2002 (11:14), (c) Kategorie 3, Aufnahme vom 29.7.2002 (9:25), (d) Kategorie 4, Aufnahme vom 11.6.2002 (10:22)

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Im Kapitel 4 dieser Arbeit werden 5 Einzelfälle analysiert und die einzelnen Kategorien genauer definiert. An dieser Stelle befinden sich auch Bilderserien und Verweise auf Videosequenzen. Mithilfe eines Programms, das alle Bilder eines Tages schnell hintereinander lädt, sodass ein Zeitrafferfilm erscheint, wird zu jeder vollen Stunden händisch registriert, ob die Wolke in der vergangenen Stunde vorhanden war oder nicht. Der entstandene Datensatz gibt einen ersten Überblick über die Verfügbarkeit der Daten und die Anzahl der Tage, an denen die Wolke aufgetreten ist.

Tab. 2.3: Auszug aus dem Datensatz „Stundenstatistik 2003“

Im Datensatz Stundenstatistik (siehe Tab. 2.3) ist für jeden einzelnen Tag (Spalten) jeweils zur vollen Stunde (Zeilen) vermerkt, ob die Wolke vorhanden war (Eintrag „1“) oder nicht (Eintrag „0“) oder ob keine Bilder vorhanden waren (kein Eintrag). Dieser Datensatz dient als Grundlage für die weitere Untersuchung. Es sind noch keine Informationen über die Kategorie der Wolke enthalten, die zeitliche Auflösung ist mit einer Stunde nur gering. Mögliche Fehlklassifikationen werden im weiteren Verfahren vermieden, eventuell in der Stundenstatistik falsch klassifizierte Wolken werden nicht übernommen.

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2.4 Wolkenvermessung Im nächsten Arbeitsschritt werden die Bilder, die die Wolke zeigen, genauer untersucht. Die Wolke soll vermessen werden und mit Zusatzinformationen in ein verarbeitbares Datenformat gebracht werden. In einem einzelnen Bild wird ein Kästchen rund um die Wolke gezeichnet, und die Pixelkoordinaten der Eckpunkte werden abgespeichert (Abb. 2.5.1). Da sich, wie oben erwähnt, der Bildausschnitt verschiebt und verdreht, ist es notwendig, zusätzlich die Pixelkoordinaten von zwei Referenzpunkten abzuspeichern. Für diesen Zweck werden die Spitze der Frau-Hitt und der Gipfel des Kemachers verwendet. In dem Datensatz wird zusätzlich abgespeichert, ob die Wolke isoliert ist und ob Wolken dahinter zu sehen sind, ob Schnee auf den Berggipfeln oder an den Hängen liegt und ob die Sonne scheint. Diese Arbeit wird für jedes zehnte Bild, auf dem die Wolke zu sehen ist, wiederholt. Somit ergibt sich der unten abgebildete Datensatz, der mit hoher zeitlicher Auflösung die Position der Wolke und Zusatzinformationen enthält.

Tab.2.4.1: Beispiel für den erstellten Datensatz Legende: tg, mon, h, m, s Datum und Uhrzeit wx1, wy1 Koordinaten der Wolke (linke obere Ecke) wx2, wy2 Koordinaten der Wolke (rechte untere Ecke) nx1, ny1 Koordinaten des Berggipfels 1 (Frau-Hitt-Spitze) nx2, ny2 Koordinaten des Berggipfels 2 (Kemacher) So, Su Schnee oben, Schnee unten Wh Wolken dahinter Wi Wolke isoliert Im Nachhinein wurde diesem Datensatz noch eine 19. Spalte hinzugefügt, die eine Kennzahl für die Kategorie der Wolke enthält. Die Koordinaten wx1 und wx2 beschreiben also die horizontale Ausdehnung und Position der Wolke, wy1 und wy2 die vertikale Ausdehnung und Position. wy2 wird in weiteren Untersuchungen auch direkt als Basishöhe der Wolke bezeichnet. 18

2.5 Koordinatentransformation Bei der Vermessung wurden die Pixelkoordinaten der ausgewählten Punkte (N1, N2, W1, W2, siehe Abb. 2.5.1) abgespeichert. Dabei ist die X-Koordinate der Abstand in Bildpunkten vom linken Bildrand, die Y-Koordinate ist der Abstand in Bildpunkten vom unteren Bildrand. Da anzunehmen ist, dass sich der Bildausschnitt jeden Tag ändert, sind die Koordinaten in diesem Format nicht unbedingt zu vergleichen. Es ist daher notwendig, die Koordinaten in ein neues Koordinatensystem (x´, y´) zu transformieren, in dem der Punkt N1 (Berggipfel 1, Frau-Hitt-Spitze) der Nullpunkt sei und der Punkt N2 (Berggipfel 2, Kemacher) auf der Ordinate liege.

N1, N2 … Berggipfel W1, W2 … Wolkeneckpunkte x, y …altes Koord.system x´,y´ …neues Koord.system

Abb. 2.5.1: Darstellung der Vermessungspunkte Der Punkt N1 sei der Nullpunkt im neuen Koordinatensystem, also:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=′

11

22

22

2

11

11

11

1

11

22

22

2

00

11

11

11

1

nynx

wywx

wywx

W

nynx

wywx

wywx

W

nynx

nynx

nynx

N

nynx

nynx

nynx

N

19

Weiters muss im Fall einer Achsenneigung das Koordinatensystem um den Winkel α (Fig. 2.5.1) gedreht werden, sodass der Punkt N2 auf der neuen x-Achse liegt.

Fig. 2.5.1

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛

−−

=

−−

=

−

1212tan

1212)tan(

1

nxnxnyny

nxnxnyny

α

α

Im Folgenden wird die Rotationsmatrix hergeleitet, die dann auf jeden Punkt angewendet wird, um das Koordinatensystem zu drehen.

Fig. 2.5.2 Fig. 2.5.2 illustriert die Ausgangsituation, wo x, y und α gegeben sind und x’ und y’ berechnet werden sollen. Der Satz des Pythagoras definiert den Zusammenhang zwischen den beiden rechtwinkligen Dreiecken:

2222 yxryx +==′+′

20

Weiters werden folgende Beziehungen verwendet:

rxry

=−=+

=+=+

βαβαβα

βαβαβα

sinsincoscos)cos(

sincoscossin)sin(

mit

rxry

′=

′=

β

β

cos

sin

ergibt

rx

ry

rx

ry

ry

rx

=′

−′

=′

+′

αα

αα

sincos

cossin

Variable r kann weggekürzt werden:

αααα

cossinsincos

yxyyxx′+′=

′−′=

in Matrizenschreibweise:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛′′

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −=⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛yx

yx

αααα

cossinsincos

Ergebnis:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛′′

yx

yx

αααα

cossinsincos

Mit dieser Formel werden nun die Koordinaten der Punkte W1 und W2 transformiert. Der Datensatz enthält somit zeitlich hoch aufgelöste (5-Minuten-Schritte) Informationen über die Kategorie, die Position und die Größe der Wolke relativ zu den Berggipfeln, inklusive Angaben zu Schnee und Sonnenschein. 21

2.6 Umrechnung von Bildpunkten in Höhenmeter Um die Aussagekraft der Informationen über die Position der Wolke zu verstärken, wird versucht, die Einheit des beschreibenden Koordinatensystems in Meter umzurechnen. Daraus könnte man die Aufwindgeschwindigkeit berechnen, außerdem würde man eine Angabe über die Basishöhe der Wolke erhalten, die man mit anderen Daten vergleichen kann. Es hat sich jedoch gezeigt, dass es nicht möglich ist, aus einem zweidimensionalen Bild die genaue Position der Wolke herauszulesen, da keine Information über die Entfernung der Wolke zur Kamera zur Verfügung steht. Eine kleine, tiefe Wolke, die nah an der Kamera in Innsbruck ist, erscheint auf dem Bild an der gleichen Stelle wie eine größere, höhere Wolke, die weiter weg ist (Abb. 2.6.1).

Abb. 2.6.1: Querschnitt des Inntals (Angaben in Höhenmeter) Wenn es auf einem Bild so aussieht, als wäre die Wolkenuntergrenze genau am Kammniveau, wäre das, sollte sich die Wolke tatsächlich über den Berggipfeln befinden, auf einer Höhe von 2400 m. Es kann aber auch sein, dass sich die Wolke z. B. 1000 m (in etwa die horizontale Distanz zwischen Seegrubenspitze und Seegrube) weiter vorne befindet. In diesem Fall wäre die Wolkenuntergrenze bei nur 2000 m. Wie oben erwähnt ist es leider nicht möglich, die Position der Wolke genau zu erkennen. Es wird jedoch mit Näherungen und Annahmen versucht, die Höhe der Wolke in Metern festzustellen. Wie sich herausstellen wird, entstehen durch die Näherungen so große Fehler, dass es eine Umrechnung in Höhenmeter nicht sinnvoll ist. Für die Umrechnung in Höhenmeter ist es als erstes notwendig, die vertikale Ebene der Wolke festzulegen. In diesem Fall wird angenommen, dass sich die Wolke immer über der Seegrube befindet, da sich an dieser Stelle der Aufwindschlauch vom Hang löst.

22

Abb. 2.6.2: Vermessungspunkte

In einem Beispielbild (Abb. 2.6.2, Aufnahme vom 12.Juli 2002, 11:37) wird die Anzahl der Pixel zwischen den einzelnen Referenzpunkten bestimmt und anhand einer digitalen topographischen Karte der Region (http://www.austrianmap.at) mit den Entfernungen in Metern verglichen (Tab. 2.6.1). Zur Kontrolle wird das auch mit je zwei Beispielbildern aus anderen Jahren durchgeführt. Der Pixelabstand zwischen zwei Referenzpunkten ist bei jeder Aufnahme in etwa gleich, da nicht gezoomt wird und der Bildausschnitt immer gleich groß bleibt, selbst wenn die Kamera versetzt worden wäre.

Seehöhe Höhendifferenz Pixel m/Pixel Höttinger Alm 1487 m

Seegrube 1905 m 418 m 65 6,43

Seegrube 1905 m Seegrubenspitze 2350 m 445 m 52 8,56

Höttinger Alm 1487 m

Frau-Hitt-Spitze 2270 m 783 m 110 7,11

Höttinger Alm 1487 m Kemacher 2480 m 993 m 118 8,41

Tab. 2.6.1: Umrechnung von Pixel in Höhenmeter

Tab. 2.6.1 zeigt gut die Tatsache, dass ein Pixel im Vordergrund des Bildes (Höttinger Alm – Seegrube) eine kleinere Distanz im Bild beschreibt als ein Pixel im Hintergrund (Seegrube – Seegrubenspitze), weil ein Pixel im Bild weiter oben gleichzeitig weiter weg von der Kamera ist. Für eine exakte Angabe der Basishöhe der Wolke wäre also eine nicht lineare Skala notwendig. 23

http://www.austrianmap.at/

Die geringe Auflösung der Bilder (Abb. 2.6.3) lässt es nicht zu, genauere Angaben der Pixelanzahlen herauszulesen, der entstehende Fehler in der Berechnung der logarithmischen Skala wäre um ein Vielfaches größer als die Genauigkeit der gemessenen Eckpunkte der Wolke.

Abb. 2.6.3: gezoomter Ausschnitt Es gibt noch eine Möglichkeit, die exakte Position der Wolke zu bestimmen. Diese ergibt sich in Situationen in denen der Schatten der Wolke am Berghang zu sehen ist. Durch die Uhrzeit ist auch der Azimut- und der Zenithwinkel der Sonne bekannt. Diese Information würde ausreichen, um die Ebene der Wolke festzustellen, allerdings wäre dazu vermutlich ein aufwendiges 3D-Modell notwendig und man würde schließlich auch wieder an der Auflösung der Bilder scheitern, um brauchbare Informationen über die Position der Wolke in Metern anzugeben. Angesichts dieser Tatsachen erscheint es nicht generell möglich zu sein, die Koordinaten in Meter umzurechnen. Für alle weiteren Untersuchungen bleiben daher die Angaben über die Position der Wolke in der Einheit Pixel. Um einzelne Wolken zu vergleichen ist die Genauigkeit der Angabe in Pixel ausreichend, Vergleiche mit anderen Messungen der Wolkenuntergrenze, wofür eine Angabe in Höhenmetern notwendig wäre, werden ohnehin nicht durchgeführt.

24

2.7 Auftreten der Wolke In diesem Kapitel werden Diagramme (Abb. 2.7.1, Abb. 2.7.2, Abb. 2.7.3) präsentiert, die einen ersten Überblick über das Auftreten der Wolke geben. Für jedes der untersuchten Jahre (2002, 2003 und 2004) zeigt je ein Diagramm, an welchem Tag zu welcher Uhrzeit (UTC) die Wolke aufgetreten ist. Die verschiedenen Farben stehen für die vier Kategorien, in die die Wolke unterteilt wurde. Zusätzlich informieren die grauen Balken über die Verfügbarkeit der Daten. Sie geben an, für welche Tage keine Bilder beziehungsweise nur Bilder, auf denen der gewünschte Ausschnitt nicht zu sehen ist, vorhanden sind. In den Diagrammen wurde auch der astronomische und der effektiv mögliche Sonnenauf- und Sonnenuntergang (für die Station des meteorologischen Institutes der Universität Innsbruck am Dach des Bruno-Sander-Hauses (nach Steinacker)) eingezeichnet.

0:00 6:00 12:00 18:00 24:00

1.Jan

1.Feb

1.März

1.Apr

1.Mai

1.Jun

1.Jul

1.Aug

1.Sept

1.Okt

1.Nov

1.Dez

Tageszeit (UTC)

Dat

um

keine Datenastron. SA&Ueffektiv SA&UKat1Kat2Kat3Kat4

Abb. 2.7.1: Auftreten der Wolke 2002 Die grauen Balken kennzeichnen die Perioden, für die keine Daten verfügbar sind. Die strichlierte schwarze Linie gibt den Zeitpunkt des astronomischen, die durchgezogene schwarze Linie den Zeitpunkt des effektiv möglichen Sonnenaufgangs in Innsbruck an. Die verschiedenen Farben stehen für die einzelnen Kategorien der Wolke, rot (Kat1) steht für Kategorie1, blau (Kat2) steht für Kategorie 2, grün (Kat3) steht für Kategorie 3 und gelb (Kat4) steht für Kategorie 4.

25

0:00 6:00 12:00 18:00 24:00

1.Jan

1.Feb

1.März

1.Apr

1.Mai

1.Jun

1.Jul

1.Aug

1.Sept

1.Okt

1.Nov

1.Dez

Tageszeit (UTC)

Dat

um


Abb. 2.7.2: Auftreten der Wolke 2003

0:00 6:00 12:00 18:00 24:00

1.Jan

1.Feb

1.März

1.Apr

1.Mai

1.Jun

1.Jul

1.Aug

1.Sept

1.Okt

1.Nov

1.Dez

Tageszeit (UTC)

Dat

um


Abb. 2.7.3: Auftreten der Wolke 2004

26

27

Wie für eine Thermikwolke zu erwarten, tritt sie in den Sommermonaten häufiger und wegen dem früheren Sonnenaufgang auch tageszeitlich früher auf. Dabei ist zu bemerken, dass die Wolke im August wahrscheinlich am häufigsten auftritt, leider gibt es aber in keinem Jahr Bilder von diesem Monat. Wären diese Bilder vorhanden, würde das ausführlichere Interpretationen über den allgemeinen Jahresgang der Wolke zulassen. Charakteristische Eigenheiten der einzelnen Kategorien lassen sich in diesen Bildern noch nicht erkennen. Durch das Fehlen dieser Daten werden klimatologische Erkenntnisse (siehe Kap. 3) mit Sicherheit verfälscht, wenngleich die folgenden Aussagen gelten: Insgesamt wurde die Wolke 119-mal beobachtet, im Jahr 2002 46-mal, im Jahr 2003 52-mal und im Jahr 2004 nur 21-mal, da für letzteres auch am wenigstens Daten verfügbar waren. Die Wolke kann zu jeder Jahreszeit auftreten, sie wurde im Winter und Herbst ebenso – wenn auch nicht so häufig – beobachtet wie im Frühling und im Sommer. Die Zeitpunkte des Auftretens scheinen an den Sonnenauf- und Sonnenuntergang gekoppelt zu sein, im Winter tritt die Wolke tendenziell später auf als im Sommer. Das früheste Auftreten der Wolke wurde am 5.Juli 2003 aufgezeichnet, an diesem Tag entstand die Wolke bereits um 5:30 UTC, nur gut eine Stunde nach Sonnenaufgang. Am spätesten entstand die Wolke am 3. Mai 2003, nämlich erst um 12:50 UTC zum ersten Mal. Die längste Wolkenperiode wurde am 21. Juni 2003 beobachtet, die Wolke war insgesamt fast neun Stunden lang vorhanden, von 7:20 UTC bis 16:15 UTC. Gleichzeitig war an diesem Tag das Auftreten um 16:15 UTC das späteste von allen Aufzeichnungen. Meinungen von Drachenfliegern zu Folge sind die Monate Mai und Juni die besten für Langstreckenflüge, weil da am häufigsten Thermik auftritt. Dies lässt sich anhand von Abb. 2.7.2 bestätigen, im Jahr 2003 trat die Wolke im Mai und im Juni eindeutig am häufigsten auf. Im Jahr 2002 allerdings erscheint die Wolke am häufigsten im Juni. Mai und Juni sind im diesen Jahr keine guten Flugmonate gewesen. Im Jahr 2002 (Abb. 2.7.1) erkennt man besonders deutlich, dass die Wolke in den Sommermonaten zwar häufiger und früher auftritt, allerdings im Sommer wie im Winter für ungefähr gleich lange Zeit vorhanden ist. Auch in den beiden anderen Jahren bestätigt sich, dass die Wolke im Sommer nicht wie zu erwarten gewesen wäre am längsten vorhanden ist, sondern meistens schon am früheren Nachmittag verschwindet, während sie im Frühling und Herbst auch noch später zu sehen ist.

3. Klimatologie 3.1 Sonnenscheindauer Als eine der Grundvoraussetzungen für das Entstehen der Thermikwolke wird eine hohe Sonnenscheindauer angenommen, was sich anhand von Abb. 3.1.1 bestätigen lässt. Ausschlaggebend für die Bildung der Wolke ist zwar die Sonneneinstrahlung am Hang der Nordkette unterhalb der Seegrube, da für diesen Ort aber leider keine Daten zur Verfügung stehen, werden die Messungen des Instituts für Meteorologie der Universität Innsbruck verwendet. Die Sonnenscheindauer wird in Innsbruck am Observatorium des Meteorologischen Institutes in der Schöpfstrasse 45 gemessen, der Sonnenscheinautograph befindet sich auf dem Dach des Observatoriums in 12,6 m über dem Boden, in 577 m Seehöhe. Als Messgerät dient das WMO-Standardgerät, ein Campbell-Stokes-Sonnenscheinautograph.

1.Jan 1.Feb1.Mär 1.Apr 1.Mai 1.Jun 1.Jul 1.Aug1.Sep 1.Okt 1.Nov1.Dez0

2

4

6

8

10

12

14

Datum

Stu

nden

MonatsmittelWolkentage

Abb. 3.1.1: Monatsmittel der Sonnenscheindauer in Innsbruck, gemittelt über die Jahre 2002, 2003 und 2004. Die Kreuze bezeichnen die Sonnenscheindauer aller

einzelnen Tage, an denen die Wolke aufgetreten ist.

Abb. 3.1.1 verdeutlicht, dass in der Regel eine hohe Sonnenscheindauer notwendig ist, um die Thermikwolke über der Seegrube zu erzeugen. Ausreißer, wie z.B. der Fall Anfang Mai, an dem die Sonnenscheindauer deutlich unter dem Monatsmittel liegt, können möglicherweise so zustande kommen, dass zwar der Hang unter der Seegrube beschienen wird, der Sonnenscheinautograph beim Observatorium jedoch durch andere konvektive Wolken abgeschattet wird.

28

3.2 Globalstrahlung Ebenso wie von der Sonnenscheindauer werden auch von der Globalstrahlung an den Tagen, an denen die Wolke vorhanden ist, hohe Werte erwartet. In Innsbruck wird die Globalstrahlung mittels eines Sternpyranometers Type 8101 der Firma Schenk auf dem Dach des Institutes für Meteorologie und Geophysik, Bruno-Sander-Haus 9. Stock, gemessen. In den Abbildungen 3.2.1, 3.2.2 und 3.2.3 sind Tagesgänge der Globalstrahlung in den einzelnen Jahren dargestellt. Abbildung 3.2.1 zeigt Werte der Globalstrahlung in Innsbruck aus dem Jahr 2002, Abbildung 3.2.2 zeigt Werte aus 2003 und Abbildung 3.2.3 Werte aus 2004. Man kann erkennen, dass die Globalstrahlung an den Tagen, an denen die Wolke auftritt, im Mittel deutlich höher als das Jahresmittel der Globalstrahlung, sogar höher als das Sommermittel ist.

6:00 9:00 12:00 15:00 18:00

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Tageszeit(MOZ)

W/m

²

einzelne TageMittelJahresmittelSommermittel

Abb. 3.2.1: Globalstrahlung in Innsbruck 2002

Die blaue Linie beschreibt das Jahresmittel, die rote Linie das Sommermittel (von 1. Juni bis 31. August) des Tagesgangs der Globalstrahlung in Innsbruck. Die grauen Linien („einzelne Tage“) sind alle einzelnen Tagesgänge von den Tagen, an denen die Wolke vorhanden war und die schwarze Linie („Mittel“) ist das Mittel dieser einzelnen Tagesgänge.

29

6:00 9:00 12:00 15:00 18:00

100

200

300

400

500

600

700

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1000

Tageszeit(MOZ)

W/m

²



6:00 9:00 12:00 15:00 18:00

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Tageszeit(MOZ)

W/m

²



30

31

3.3 Klassifikation der synoptischen Lagen nach Steinacker R. Steinacker hat eine Wetterlagenklassifikation (Tab. 3.3.1) definiert, die auf der Richtung der niedertroposphärischen Strömung im Ostalpenraum basiert. Die Kriterien der Wetterlagenklassifikation erklärt er mit folgendem Zitat: „Am besten geeignet für die praktische Bestimmung [der synoptischen Lage] wäre eine 12 Uhr UTC 850 hPa Analyse. Da eine solche jedoch in publizierter Form nicht vorliegt, müssen die 00 Uhr UTC Analysen des zu klassifizierenden Tages und des Folgetages verwendet werden. Für die vorliegende Bearbeitung wurde die Berliner Wetterkarte herangezogen, wobei neben den 00 Uhr UTC 850 hPa Analysen auch die 12 Uhr UTC Bodenanalyse (Frontenlage und Druckverteilung) mit in Betracht gezogen wurde. Als "gradientschwach" kommen nur Tage in Frage, an denen die Windgeschwindigkeit in 850 hPa unabhängig von der Richtung rund 15 Knoten nicht übersteigt. Als nicht klassifizierbar ("variabel") werden Tage mit Frontdurchgang gekennzeichnet , wobei eine in den ersten Stunden eines Tages aus dem betrachteten Gebiet abziehende Front oder eine in den letzten Stunden eines Tages in das Gebiet eindringende Front keine Berücksichtigung findet. Als Kriterium für einen Strömungstag kann daher gelten, daß der größte Teil der Ostalpen zum überwiegenden Teil des Tages in einer einheitlichen Strömung mit einer Geschwindigkeit in 850 hPa von zumindest 15 kt liegen muß. Die Grenzgeschwindigkeit 15 kt ergibt sich aus der Beobachtung, daß unterhalb dieser Schwelle meist die thermischen Druckgebilde (Hitzetief, Kältehoch) im Alpenraum dominieren, oberhalb die dynamischen (Staukeil, Leetrog). Die Strömungsrichtung wird nicht direkt aus der analysierten Richtung der Isohypsen über den Ostalpen in 850 hPa oder aus dem beobachteten (Radiosonden-) Wind, sondern aus der Richtung des geglätteten Feldes genommen […]. Durch diese Glättung und die Notwendigkeit einer zeitlichen Interpolation ist in Grenzfällen eine subjektive Beurteilung unvermeidlich, was allerdings auch bei anderen Wetterlagenklassifikationen der Fall ist.“

(aus: Steinacker, 1991) Strömungslagen 2002 NE E SE S SW W NW N Var Gra Su Summe 17 20 23 17 30 49 31 18 76 84 365 Strömungslagen 2003 NE E SE S SW W NW N Var Gra Su Summe 15 33 25 19 28 29 30 24 67 95 365 Tab. 3.3.1: Anzahl der einzelnen Strömungslagen in den Jahren 2002 und 2003 Strömungslagen an Wolkentagen 2002/2003 NE E SE S SW W NW N Var Gra Su Summe 2 10 4 6 1 8 3 5 12 47 98 Tab. 3.3.2: Anzahl der einzelnen Strömungslagen nur an Tagen, an denen die Wolke aufgetreten ist An den meisten (47 von 98) Tagen, an denen 2002 und 2003 die Wolke beobachtet wurde, war die Strömungslage nach Steinacker als gradientschwach einzustufen. 2002 und 2003 gab es 179 gradientschwache Tage, dieser Fall kommt somit insgesamt am häufigsten vor (Tab 3.3.1). An gradientschwachen Tagen kann Thermik häufiger entstehen, da die Talatmosphäre nicht von synoptischen Einflüssen gestört wird. Die Wolke tritt häufiger bei Südost- und Nordwestströmung als bei Nordost- und Südwestströmung, auch das entspricht der Jahresverteilung der Strömungslagen. Nordost- und Südwestlagen kommen insgesamt seltener vor.

Abb. 3.3.1: Anzahl der Tage mit Wolke bei verschiedenen synoptischen Lagen, aufgeschlüsselt nach Kategorien (siehe Tab. 3.3.1)

Klass. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Syn. Lage: NO O SO S SW W NW N var gra var = Variabel gra = gradientschwach

Tab. 3.3.3: Legende zu Abb. 3.3.1 Leider standen zum Zeitpunkt der Auswertung nur die Strömungslagen- klassifikationen für 2002 und 2003 zur Verfügung, höchstwahrscheinlich wäre das Ergebnis durch Daten von 2004 bestätigt worden. In Abb. 3.3.1 sind die Werte aus der Tab. 3.3.1 graphisch dargestellt. Das Maximum des Auftretens bei gradientschwacher Lage wird verdeutlicht. Wie bereits oben erwähnt, kann sich das Talwindsystem und somit auch der Hangwind am besten ohne synoptische Störungen entwickeln. Weitere Maxima sind bei Ost- und bei Westwind, dies spiegelt das Jahresmittel der Windrichtung wieder. Am zweithäufigsten tritt die Wolke bei „variabler“ Strömungslage auf. Ein Frontdurchgang selbst stört zwar das Talwindsystem, die Auflockerung nach einem Frontdurchgang kann jedoch die Entstehung von Thermik begünstigen. 32

33

3.4 Temperatur / Feuchte / Druck Im folgenden Abschnitt der Arbeit werden die meteorologischen Bedingungen in Innsbruck zu den Zeiten, an denen die Wolke über der Seegrube vorhanden war, genauer untersucht. Um exakte Informationen über das Entstehen und Verschwinden von thermischen Winden zu bekommen, wäre ein Netzwerk von Messstationen am betroffenen Hang notwendig, um ein hochaufgelöstes Hangprofil zu erstellen. Daten dieser Art standen zum Zeitpunkt der Auswertung leider nicht zur Verfügung. Es werden Daten der Meteodat-Station der Universität Innsbruck verwendet, um Beziehungen zur Wolke herzustellen. Seit 1985 bzw. 1986 stehen die Komponenten der neuen automatischen Meteodat-Station im Garten des meteorologischen Observatoriums in der Schöpfstraße neben den seit 1971 dort installierten Wetterhütten bzw. auf dem Dach des Bruno-Sander-Hauses (Wind, Globalstrahlung). Im Rahmen des ALOCLIM-Projekts (Auer et al. 2001), das sich mit der Aufarbeitung langjähriger Klimadaten in Österreich beschäftigt, werden die Metadaten (detaillierte Informationen über die Messstation, den Messort, die Betreuer usw.) der Station angeführt. Die Station enthält folgende Messgeräte: - Thermometer YSI, Type 44020 (abgeschirmt und ventiliert) - Hygrometer Pernix 800 L (ventiliert) - Barometer Meteolab GB1 Ser. Nr. 35 - Niederschlagswippe - Anemometer Kroneis, Mod. 263 PR (beheizt) Die Werte der Temperatur, Feuchte, Luftdruck, Niederschlagsmenge, Windrichtung und –geschwindigkeit werden einmal pro Minute von der METEODAT-Anlage gespeichert. In den folgenden Kapiteln dieser Arbeit werden die Daten dieser Station verwendet, um die Werte meteorologisch interessanter Parameter zum Zeitpunkt des Auftretens der Wolke in einer Art Klimatologie zusammenzufassen. 3.4.1 Zeitreihen Die Abbildungen 3.4.1.1 bis 3.4.1.12 zeigen die Tagesgänge der Temperatur, der relativen Feuchte, des Stationsdrucks, des Niederschlags, der Windgeschwindigkeit und –richtung sowie der Globalstrahlung im April, Mai, Juni und Juli 2002, 2003 und 2004. Alle Angaben beziehen sich auf Messwerte der Meteodat-Station (siehe Kap. 3.1) aufgezeichnet, außer die Daten der Globalstrahlung. Diese stammen vom Sternpyranometer Type 8101 (vgl. Kap. 3.2). Die Werte der relativen Feuchte erreichen in den Abbildungen niemals 100%, das liegt daran, dass das Hygrometer nicht korrekt geeicht war. Da die Werte nur für Abbildungen und für keine Berechnungen verwendet werden, ist keine Korrektur angebracht worden. Die Sättigungsperioden sind jedoch eindeutig erkennbar. Die Darstellung der einzelnen Parameter enthält Stundenwerte, jeweils den Messwert zur vollen Stunde. Der Niederschlag wird durch die Niederschlagssumme der vergangenen Stunde dargestellt. Die grauen Balken kennzeichnen die Perioden, in denen die Thermikwolke über der Seegrube beobachtet wurde.

34

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]

Abb. 3.4.1.1: Zeitreihe April 2002

35

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

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970Stationsdruck

[hP

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1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

510

15Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]

Abb. 3.4.1.2: Zeitreihe Mai 2002

36

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

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[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

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[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

51015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]

Abb. 3.4.1.3: Zeitreihe Juni 2002

37

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]

Abb. 3.4.1.4: Zeitreihe Juli 2002

38

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

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[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

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[hP

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1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

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1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

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[m/s

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1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

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[W/m

²]


39

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

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[%]

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[hP

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1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

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[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

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[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


40

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

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[%]

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930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


41

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


42

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

51015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


43

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

510


[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


44

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


45

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

102030

Temperatur[°

C]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

255075

100relative Feuchte

[%]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.910

930

950

970Stationsdruck

[hP

a]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.02468

10Niederschlag

[mm

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.05

1015

Windgeschwindigkeit

[m/s

]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

90180270360

Windrichtung

[°]

1. 5. 10. 15. 20. 25. 30.0

250500750

1000Globalstrahlung

[W/m

²]


46

Vom 10. bis zum 20. Juli 2003 (Abb. 3.4.1.8) sind die Aufzeichnungen der Windrichtung und –geschwindigkeit fehlerhaft. Für diesen Zeitraum wurde - möglicherweise aufgrund eines Gerätefehlers - die Windgeschwindigkeit mit 0 m/s und die Windrichtung daraus resultierend mit 360° angegeben. Die Darstellung der Windrichtung ist in den Plots nicht ideal, wird aber der Vollständigkeit halber dennoch auf diese Art angeführt. Eine deutlichere Darstellung, die eine detailliertere Interpretation zulässt, befindet sich in Kap. 3.4.3, wo die Windrichtung mittels einer Häufigkeitsverteilung beschrieben wird. Die Abbildungen 3.4.1.1 bis 3.4.1.12 geben einen Überblick über die klimatologischen Rahmenbedingungen, die eine Thermikwolke über der Seegrube zulassen. Eine andere Darstellung dieser Bedingungen findet sich in Kap. 3.4.2, wo die Werte der einzelnen Parameter in Tabellenform aufgelistet sind. In den Zeitreihen ist nochmals gut zu sehen, dass die Globalstrahlung in Innsbruck zum Zeitpunkt des Auftretens sehr hoch ist, dies wurde bereits in Kap. 3.2 untersucht. Beim Betrachten der Monatszeitreihen von Temperatur, Niederschlag und Globalstrahlung, fällt auf, dass die Wolke einige Male am Beginn von Schönwetterperioden, kurz nach Niederschlagsereignissen, auftritt, an Tagen, an denen die Temperatur in Innsbruck noch deutlich niedriger ist als an den Folgetagen. Beispiele dafür sind der 15. Mai (Abb. 3.4.1.2) und der 11. Juni 2002 (Abb. 3.4.1.3), der 8. April (Abb. 3.4.1.5) und der 3. Mai 2003 (Abb. 3.4.1.6), sowie der 17. Mai (Abb. 3.4.1.2) und der 6. Juni 2004 (Abb. 3.4.1.2). 3.4.2 Bedingungen zum Zeitpunkt des Auftretens Die Tabellen 3.4.2.1, 3.4.2.2 und 3.4.2.3 enthalten die Werte der Meteodat-Station für Temperatur (Twolk), Feuchte (relF), Druck und Windgeschwindigkeit (Wige) in Innsbruck für jeden einzelnen Tag, jeweils über den Zeitraum gemittelt, in dem die Wolke beobachtet wurden. Die Angaben entsprechen exakt den Werten aus den Diagrammen in Kapitel 3.4.1, die mit grauen Balken markiert sind. Die Abbildungen 3.4.2.1, 3.4.2.2 und 3.4.2.3 zeigen Temperaturwerte für jeden einzelnen Tag, an dem die Wolke vorhanden war. Die blaue Linie beschreibt den Tagesgang, definiert durch Minimum- und Maximumtemperatur des jeweiligen Tages. Der Stern kennzeichnet die Mitteltemperatur während der Wolkenperiode an diesem Tag. Man beachte, dass in diesen Abbildungen die Zeitskala auf der Y-Achse nicht linear ist, da nur die Temperaturen für Tage, an denen die Wolke entstanden ist, dargestellt sind. Die Tage sind in chronologischer Reihenfolge aufgeführt, aber die zeitliche Differenz zwischen den einzelnen Tagen variiert, obwohl der Abstand auf der Y-Achse immer gleich bleibt. Deshalb ist auf der Skala das Datum des jeweiligen Tages angegeben.

47

Datum Twolk relF Druck Wige 18.Feb 4.1 66.4 948.4 0.9 22.Feb -1.5 59.2 946.6 2.1 08.Mär 12.0 50.2 954.4 1.9 10.Mär 14.0 29.8 948.7 2.2 15.Mär 17.5 32.9 940.5 4.3 16.Mär 15.0 38.4 944.8 1.2 28.Mär 9.6 37.7 954.4 2.4 01.Apr 15.3 36.9 946.1 2.1 05.Apr 9.3 55.4 933.6 1.1 06.Apr 11.6 34.2 939.5 6.4 19.Apr 8.2 63.1 949.7 0.5 26.Apr 12.5 72.8 945.5 1.8 30.Apr 14.9 48.9 946.1 1.3 15.Mai 17.4 49.9 956.6 0.5 25.Mai 16.0 58.3 944.1 1.5 30.Mai 22.6 31.4 949.7 2.7 01.Jun 19.5 49.5 952.4 0.8 02.Jun 18.8 54.1 950.1 1.5 11.Jun 16.9 43.3 948.4 0.9 12.Jun 17.9 52.7 950.9 0.4 14.Jun 28.6 29.6 948.5 0.4 26.Jun 26.1 33.1 949.6 2.0 27.Jun 20.3 60.6 947.2 0.6 09.Jul 18.7 74.8 944.7 3.0 12.Jul 23.9 44.0 948.6 1.4 19.Jul 24.7 36.3 944.9 5.0 20.Jul 20.8 53.9 948.0 1.0 23.Jul 20.8 47.7 946.5 1.0 24.Jul 22.9 51.2 944.0 1.8 28.Jul 27.5 34.0 947.8 3.4 29.Jul 23.7 53.5 948.4 0.5 30.Jul 29.0 31.6 941.1 3.1 31.Jul 24.3 53.9 939.2 0.9 30.Aug 24.2 45.1 948.9 1.9 07.Sep 22.6 45.8 943.8 1.4 08.Sep 21.4 53.1 943.6 1.0 12.Sep 20.3 43.2 948.4 1.9 14.Sep 20.1 32.9 946.3 2.9 16.Sep 17.2 34.8 945.6 2.3 17.Sep 17.5 42.8 945.8 1.9 08.Okt 13.6 41.2 941.4 2.2 18.Okt 12.9 32.4 941.1 2.9 24.Okt 12.4 36.0 944.1 0.2 10.Nov 4.1 89.9 942.7 1.6 20.Nov 10.4 54.6 943.2 3.3 25.Dez 6.7 78.3 945.8 0.8

Tab. 3.4.2.1: Bedingungen zum Zeitpunkt des Auftretens der Wolke 2002

−10 −5 0 5 10 15 20 25 30 35 40

18.2.22.2.8.3.

10.3.15.3.16.3.28.3.1.4.5.4.6.4.

19.4.26.4.30.4.15.5.25.5.30.5.1.6.2.6.

11.6.12.6.14.626.627.6.9.7.

12.7.19.7.20.7.23.7.24.7.28.7.29.7.30.7.31.7.30.8.7.9.8.9.

12.9.14.9.16.9.17.9.8.10.

18.1024.10.10.11.20.11.25.12.

Temperatur [°C]

Dat

um

Tmin bis TmaxTwolk

Abb. 3.4.2.1: Temperaturwerte 2002

48

49

Datum Twolk relF Druck Wige 10.Jän -6.6 78.9 940.7 0.7 28.Feb 2.6 62.5 956.0 0.3 04.Mär 10.2 32.7 950.6 1.8 08.Mär 5.9 62.5 953.5 0.4 16.Mär 0.9 63.8 966.4 2.2 18.Mär 9.9 34.3 956.8 1.9 21.Mär 11.7 30.7 949.6 2.4 22.Mär 10.3 38.2 951.3 1.8 30.Mär 13.1 58.8 944.8 1.3 08.Apr 3.8 36.7 947.4 1.5 11.Apr 10.4 36.1 939.8 2.1 01.Mai 17.9 37.4 951.0 3.5 03.Mai 18.5 33.5 952.5 1.8 16.Mai 8.5 64.0 948.2 0.8 23.Mai 19.6 48.3 948.6 1.7 28.Mai 24.6 41.8 946.7 4.5 29.Mai 23.5 47.2 944.2 1.0 31.Mai 20.4 57.7 945.1 0.3 01.Jun 19.4 60.8 944.7 0.8 02.Jun 23.3 44.0 942.4 1.0 03.Jun 29.8 20.8 942.6 2.2 05.Jun 26.2 43.9 949.0 1.1 07.Jun 23.9 51.7 949.2 1.8 10.Jun 29.2 38.9 947.6 1.5 11.Jun 27.4 48.7 950.8 1.1 12.Jun 27.8 44.8 950.4 1.0 13.Jun 26.5 44.9 951.3 0.0 14.Jun 27.4 41.9 949.4 0.9 17.Jun 26.4 42.9 942.3 2.8 21.Jun 24.8 40.4 945.6 4.9 29.Jun 22.4 55.8 941.9 0.6 02.Jul 19.4 47.6 939.2 0.5 07.Jul 24.4 38.6 950.4 1.1 09.Jul 18.4 67.0 949.4 0.3 13.Jul 26.7 39.7 945.6 0.1 14.Jul 26.3 40.5 943.6 0.0 15.Jul 29.1 37.6 941.6 0.0 16.Jul 33.1 30.4 941.0 0.0 18.Jul 26.1 32.9 951.5 0.0 19.Jul 27.7 34.1 949.8 0.0 20.Jul 30.4 32.8 946.8 0.0 23.Jul 20.0 76.0 951.3 0.0 03.Aug 28.4 40.4 951.6 1.2 04.Aug 28.2 45.2 953.7 1.3 21.Sep 22.4 41.0 954.3 0.7 27.Sep 18.2 48.9 948.1 1.4 06.Okt 11.5 43.5 945.1 1.9 10.Okt 16.9 55.0 948.8 1.2 12.Okt 12.5 58.6 953.5 1.5 27.Okt 6.3 42.2 946.7 1.6 04.Nov 8.3 62.9 960.2 0.9 23.Dez -2.7 48.8 955.5 2.1


−10 0 10 20 30 40

10.1.28.2.4.3.8.3.

16.3.18.3.22.3.22.3.30.3.8.4.

11.4.1.5.3.5.

16.5.23.5.28.5.29.5.31.5.1.6.2.6.3.6.5.6.7.6.

10.6.11.6.12.6.13.6.14.6.17.6.21.6.29.6.2.7.7.7.9.7.

13.7.14.7.15.7.16.7.18.719.7.20.7.23.7.3.8.4.8.

21.9.27.9.6.10.

10.10.12.10.27.10.

4.11.23.12

Temperatur [°C]

Dat

um

Tmin bis TmaxTwolk


50

Datum Twolk relF Druck Wige 10.Feb 4.7 47.2 961.4 1.3 26.Feb 5.9 40.0 928.9 1.2 03.Mär 7.6 42.0 955.7 1.6 28.Mär 10.8 34.6 945.4 2.5 21.Apr 13.6 49.3 947.1 1.1 23.Apr 17.2 42.3 945.8 0.7 27.Apr 15.8 38.9 942.9 1.1 11.Mai 11.0 60.9 946.6 1.1 17.Mai 11.1 69.9 955.2 1.0 18.Mai 20.3 35.8 952.8 0.9 24.Mai 15.3 24.1 950.9 1.5 07.Jun 20.5 38.3 951.0 1.2 15.Jun 21.6 37.1 947.7 1.8 17.Jun 19.7 42.4 944.1 1.1 26.Jun 22.3 36.8 949.8 2.1 16.Jul 24.5 50.1 947.4 1.8 21.Jul 24.4 49.0 948.9 1.5 23.Jul 25.7 46.2 950.8 1.2 29.Jul 22.7 33.5 946.5 2.9 31.Jul 23.5 50.5 950.9 1.1 30.Aug 20.3 57.2 945.3 1.5


−10 0 10 20 30 40

10.2.26.2.3.3.

28.3.21.4.23.4.27.4.11.5.17.5.18.5.24.5.7.6.

15.6.17.6.26.6.16.7.21.7.23.7.29.7.31.7.30.8.

Temperatur [°C]

Dat

um

Tmin bis TmaxTwolk


51

52

In den Abbildungen 3.4.2.1, 3.4.2.2 und 3.4.2.3 kann man erkennen, dass die Temperatur zum Zeitpunkt der Wolke meistens nah an der Maximumtemperatur ist, vor allem in den Frühlings- und Herbstmonaten. Im Sommer ist dies nicht unbedingt der Fall (besonders deutlich in Abb. 3.4.2.1, 2002). Die Windgeschwindigkeit ist in den Zeiträumen, in denen die Wolke beobachtet wurde, meistens sehr schwach, nur selten ist sie höher als 3 m/s. Das bestätigt auch die Aussage in Kapitel 3.3, wonach die synoptische Lage nach Steinacker in den meisten Fällen gradientschwach ist. Die Besonderheiten der Windgeschwindigkeit und –richtung werden im folgenden Kapitel genauer dargestellt. 3.4.3 Die Windrichtung Die Windrichtung wurde bereits in den Zeitreihen in Kap. 3.4.1 dargestellt, die Aussage soll aber anhand von Abb. 3.4.3 genauer untersucht werden. Für die Berechnung der relativen Häufigkeitsverteilung der Windrichtung wurden nur Daten von Zeitpunkten verwendet, an den die Windgeschwindigkeit am Institut größer als 0.1 m/s war, da die Station automatisch die Windrichtung mit 360° angab, wenn die Windgeschwindigkeit 0 war. Die linken Abbildungen (3.4.3.1a, 3.4.3.2a und 3.4.3.3a) zeigen die relative Häufigkeitsverteilung der Windrichtung in Innsbruck für das jeweils angegebene Jahr, die rechten Abbildungen (3.4.3.1b, 3.4.3.2b und 3.4.3.3b) zeigen hingegen die relative Häufigkeitsverteilung der Windrichtung in Innsbruck, wenn die Wolke über der Seegrube beobachtet wurde. In den linken Abbildungen beschreiben ein Maximum bei 90° und ein breiter gefächertes Maximum bei ca. 270° das Talwindsystem im Inntal. Das Maximum bei 90° ist klar definiert, da der Wind bei Einfließen durch das Inntal kanalisiert wird. Die Windrichtung bei Ausfließen kann zwischen West (270°) bis Süd-West (225°) sein, da die Windrichtung einerseits durch die ausfließende Luft aus dem Tiroler Oberland in Innsbrucks Westen und andererseits durch den Ausfluss aus Wipptal, ein Nord-Süd-gerichtetes Seitental, das bei Innsbruck ins Inntal mündet, beeinflusst wird. Der Föhn, ein typischer Südwind in den Alpen, der vor allem über den Brenner durch das Wipptal besonders stark werden kann, bildet in der Jahresverteilung der Windrichtung in Innsbruck kein Maximum, die relative Föhnhäufigkeit an der Station am Innsbrucker Flughafen beträgt 5 % (Föst 2006). Ebenso ist die Windrichtung von ca. 180° an der Universität sehr selten, wie die Abbildungen 3.4.3.1 (a), 3.4.3.2 (a) und 3.4.3.3 (a) zeigen. Die relative Häufigkeitsverteilung der Windrichtung wird vom Talwindsystem dominiert, die vorherrschenden Windrichtungen sind Ost und West. Diese charakteristischen Maxima des Talwindsystems sind in den rechten Abbildungen auch wieder zu erkennen, allerdings ist das Maximum bei 90° viel ausgeprägter. In ca. 30 % der Fälle, als die Wolke beobachtet wurde, herrschte Ostwind. Verglichen mit den Werten der Windgeschwindigkeit in Kapitel 3.4.2 bedeutet das schwaches Einfließen, also Anfang bzw. Ende des Taleinwinds. Die Wolke tritt auch bei anderen Windrichtungen auf, allerdings stets nur bei sehr schwachen Windgeschwindigkeiten (vgl. Tab. 3.4.2.1, 3.4.2.2 und 3.4.2.3). Wie bereits in Kap. 3.4.2 erwähnt, beträgt das Windgeschwindigkeit, gemittelt über alle Zeitpunkte, an denen die Wolke aufgetreten ist, nur ca. 1,5 m/s. Das Maximum bei Westwind wird damit begründet, dass der Aufwindschlauch und somit die Wolke häufig schon entsteht, während der Talwind im Inntal noch ausfließt. In den meisten Fällen bleibt die Wolke auch bei Einfließen lange erhalten, so entsteht das Maximum bei Ostwind in der relativen Häufigkeitsverteilung.

45° 90° 135° 180° 225° 270° 315° 360°0

2

4

6

8

10

Windrichtung

rel.

Häu

figke

it[%

]

45° 90° 135° 180° 225° 270° 315° 360°0

2

4

6

8

10

Windrichtung

rel.

Häu

figke

it[%

]

1 (a) 2002 1 (b) 2002

45° 90° 135° 180° 225° 270° 315° 360°0

2

4

6

8

10

Windrichtung

rel.

Häu

figke

it[%

]

45° 90° 135° 180° 225° 270° 315° 360°0

2

4

6

8

10

Windrichtung

rel.

Häu

figke

it[%

]

2 (a) 2003 2 (b) 2003

45° 90° 135° 180° 225° 270° 315° 360°0

2

4

6

8

10

Windrichtung

rel.

Häu

figke

it[%

]

45° 90° 135° 180° 225° 270° 315° 360°0

2

4

6

8

10

Windrichtung

rel.

Häu

figke

it[%

]

3 (a) 2004 3 (b) 2004

Abb. 3.4.3: Häufigkeitsverteilung der Windrichtung in den 3 untersuchten Jahren an

allen Tagen (a) und an den Tagen, an denen die Wolke vorhanden war (b) In Abb. 3.4.3.3 (b), wo die relative Häufigkeitsverteilung der Windrichtung an Tagen, an denen die Wolke im Jahr 2004 aufgetreten ist, dargestellt wird, ist das Maximum bei 90° nicht so ausgeprägt wie in den Abb. 3.4.3.1 (b) und 3.4.3.2 (b), und die Verteilung erscheint insgesamt etwas unruhiger als in den anderen Jahren, da für das Jahr 2004 am wenigsten Bilder zur Verfügung standen und deshalb die Wolke an weniger Tagen gezählt wurde.

53

54

3.4.4 Auswirkungen der Windrichtung auf die Position der Wolke In der Einleitung wurde die Komplexität des Gebirgswindsystems beschrieben. Vier Windsysteme bilden das Gebirgswindsystem, nämlich das „slope wind system“, das „along-valley wind system“, das „cross-valley wind system“ und das „mountain-plain wind system“. Das Zusammenwirken dieser vier Windsysteme definiert den tatsächlichen Wind (Whiteman 2000). Die untersuchte Thermikwolke ist im Allgemeinen das Resultat des „slope wind systems“, d.h. sie entsteht im Hangwindsystem und wird durch die anderen drei Windsysteme beeinflusst. Einerseits ist die Entstehung von Thermik an einem Hang ein Teil der Ursache für das tägliche Ein- und Ausfließen in einem Tal, andererseits kann ein Aufwindschlauch wegen kräftiger Talwinde abreißen. Das würde die Entstehung der Thermikwolke unterbinden. In den folgenden Abbildungen (Abb. 3.4.4.1, Abb. 3.4.4.2 und Abb. 3.4.4.3) sind die Höhe und die Position der Wolke an drei ausgewählten Tagen mit der in Innsbruck gemessenen Windrichtung und –geschwindigkeit dargestellt. Die Höhe und die Position der Wolke werden in Pixelkoordinaten angeben (vgl. Kap. 2.4). Der Nullpunkt der Höhenskala (y-Achse) entspricht dem in den Bildern sichtbaren Kammniveau. Wie in Kap. 2.6 erläutert bedeutet das allerdings nicht unbedingt, dass sich die Wolkenuntergrenze tatsächlich auf gleicher Höhe befindet wie das Kammniveau. Es gibt also keine absolute Angabe über die Höhe bzw. Basishöhe der Wolke, relative Änderungen der Wolkenuntergrenze sind jedoch gut zu bestimmen. Die roten Linien beschreiben die beobachtete Ober- bzw. Untergrenze der Wolke, das arithmetische Mittel (schwarze Linie) ist somit eine Angabe über die mittlere Höhe der Wolke. Analog dazu wird die Position der Wolke ebenfalls in Pixelkoordinaten angegeben. Die angegeben Koordinaten entsprechen dem Abstand in Bildpunkten von der Frau-Hitt-Spitze (vgl. Koordinatentransformation, Kap. 2.5). Die Entfernung zwischen der Seegrube und der Frau-Hitt-Spitze beträgt in etwa 400 Pixel. Die Windrichtung und Windgeschwindigkeit werden als 10-Minuten-Werte dargestellt, die von der Meteodat-Station der Universität Innsbruck aufgezeichnet wurden.

6 8 10 12 14 16 18−100

(tief) 0[Pixel] 100Höhe 200

(hoch) 300400

6 8 10 12 14 16 18150

(links) 250[Pixel] 350

Position (rechts) 450550

6 8 10 12 14 16 180

[°] 90richtung 180Wind− 270

360

6 8 10 12 14 16 180

[m/s] 5

geschwindigkeit 10

Wind− 15

Uhrzeit (UTC)

Abb. 3.4.4.1 Tagesgang der Windrichtung und –geschwindigkeit und die Position der Wolke am 27. Oktober 2003

6 8 10 12 14 16 18−100


(hoch) 300400

6 8 10 12 14 16 18150



6 8 10 12 14 16 180


360

6 8 10 12 14 16 180

[m/s] 5

geschwindigkeit 10

Wind− 15

Uhrzeit (UTC)

Abb. 3.4.4.2: Tagesgang der Windrichtung und –geschwindigkeit und die Position der Wolke am 2. Juni 2003

55

6 8 10 12 14 16 18−100


(hoch) 300400

6 8 10 12 14 16 18150



6 8 10 12 14 16 180


360

6 8 10 12 14 16 180

[m/s] 5

geschwindigkeit 10

Wind− 15

Uhrzeit (UTC)

Abb. 3.4.4.3: Tagesgang der Windrichtung und –geschwindigkeit und die Position der Wolke am 3. August 2003

An allen drei oben abgebildeten Tagen (Abb. 3.4.4.1, Abb. 3.4.4.2 und Abb. 3.4.4.3) ist in der Windrichtung das für das Inntal typische Talwindsystem zu erkennen. Am Vormittag herrschte jeweils schwacher Westwind, der um die Mittagszeit auf etwas stärkeren Ostwind wechselte. Am 27. Oktober 2003 (Abb. 3.4.4.1) war das Einfließen nur schwach, die Windgeschwindigkeit betrug nur selten mehr als 2 m/s. Dies ermöglichte auch das Entstehen der Thermikwolke bis zum späteren Nachmittag. Am 2. Juni 2003 und am 3. August 2003 (Abb. 3.4.4.2 und 3.4.4.3) jedoch führte das stärkere Einfließen (bis zu 5 m/s) dazu, dass die Wolke nicht so lange vorhanden war, sondern bereits am frühen Nachmittag (12:00 UTC entspricht 14:00 MESZ) zum letzten Mal auftrat. Außerdem sieht man, vor allem in Abb. 3.4.4.3, dass die Wolke mit der Zunahme des Ostwindes im Tal weiter nach links wanderte. Der gleiche Effekt wurde, wenn auch schwächer, ebenfalls am 27. Oktober 2003 beobachtet. Unabhängig vom Wind wurde am 27. Oktober 2003 und am 2. Juni 2003 ein schwacher Anstieg der Basishöhe der Wolke im Laufe des Tages verzeichnet. Am 3. August bleibt zwar die Basishöhe der Wolke unverändert, allerdings wird die horizontale Ausdehnung der Wolke im Laufe des Tages viel größer. In Abb. 3.4.4.2 ist vor allem zwischen 8:00 und 11:00 UTC das „Pumpen“ gut erkennbar. Die starken Schwankungen der Basishöhe weisen darauf hin, dass die Wolke in tieferen Niveaus entsteht, während dem Aufsteigen wächst und sich nach oben hin wieder auflöst.

56

3.5 Basishöhe, Temperatur und Feuchte Wie bereits in Kapitel 2.4 erwähnt, werden die Koordinaten der Wolke für jedes zehnte Bild mit Datum, Uhrzeit und Zusatzinformationen abgespeichert. Die Meteodat-Station speichert alle Messwerte im Minutentakt. Es ist also möglich, zu jeder einzelnen Wolkenperiode mit hoher zeitlicher Auflösung die dazugehörigen meteorologischen Parameter anzuzeigen. Die Abb. 3.5.1.1, 3.5.1.2 und 3.5.1.3 zeigen die Beziehung zwischen der Basishöhe der beobachteten Wolke und der Temperatur in Innsbruck. In Abb. 3.5.1.1. fällt ein Ausreißer auf, ein einziges Mal ist die Temperatur negativ. Die Detailanalyse zeigt, dass am 22. Februar der Temperatursensor ausfiel, während die Wolke beobachtet wurde. Die Wolke wurde von 7:45 bis 8:40 UTC beobachtet, und erst ab 8:39 UTC gab es Temperaturaufzeichnungen. Daher erscheint in diesem Fall im Diagramm ein einziger Punkt, wo eigentlich eine Punktwolke, die die Wolkenperiode beschreibt, zu erwarten wäre (siehe Abb. 3.5.1.2, die Punktwolke bei den Temperaturwerten von -2 bis -4 °C ist der Fall vom 25. Dezember 2003).

−10 −5 0 5 10 15 20 25 30 35−200

−150

−100

−50

0

50

100

150

200

250

Temp in IBK [°C]

Bas

ishö

he

Abb. 3.5.1: Basishöhe der Wolke mit Temperatur in Innsbruck 2002

−10 −5 0 5 10 15 20 25 30 35−200

−150

−100

−50

0

50

100

150

200

250

Temp in IBK [°C]

Bas

ishö

he


57

−10 −5 0 5 10 15 20 25 30 35−200

−150

−100

−50

0

50

100

150

200

250

Temp in IBK [°C]

Bas

ishö

he


Die Abbildungen 3.5.1, 3.5.2 und 3.5.3 lassen folgende Schlussfolgerung zu: Je höher die Temperatur in Innsbruck ist, umso höher ist die Basishöhe der auftretenden Thermikwolke. Das liegt daran, dass wärmere Luft bei gleichem Feuchtegehalt mehr abkühlen als kältere Luft, also weiter aufsteigen muss, um den Sättigungsdampfdruck zu erreichen. Bis zum Kondensationsniveau kühlt aufsteigende Luft um den trockenadiatischen Koeffizienten von 1 K/100m. Aufsteigende Luft in einem Aufwindschlauch kühlt etwas weniger ab, solange sie sich noch am Hang bewegt, da sie von der Umgebung eine ständige Wärmezufuhr erfährt. Der Abkühlungsgrad aufsteigender Luft an einem Hang nähert sich dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten von ca. 0,6 K/100m (Kalckreuth 1976) Der Zusammenhang zwischen Temperatur und Basishöhe ist hauptsächlich ein jahreszeitlicher Effekt. Auswertungen einzelner Fälle zeigten, dass die Temperatur und die Basishöhe im Winter meistens niedrig und im Sommer hoch sind. In Kap. 3.4.4 wurde bereits erwähnt, dass die Basishöhe der untersuchten Thermikwolke im Laufe des Tages ansteigt. Durch den ständigen Transport von Luft von unten nach oben werden die Isoschichten über dem untersuchten Gebiet nach oben ausgebeult, was zu einer Erhöhung des Kondensationsniveaus führt. Das ist jedoch kein kontinuierlicher Vorgang, je nach Stärke und Dauer der Thermik kann die Ausbeulung schwanken. Das Kondensationsniveau kann durch einen großen aufsteigenden Warmlufttropfen angehoben werden und kurz darauf, wenn von unten weniger Energie und Feuchte nachkommt, wieder sinken. Dieses Pumpen zeichnet sich durch große Schwankungen der Basishöhe in kurzer Zeit aus und bewirkt einen kleinen Anstieg der mittleren Basishöhe im Laufe eines Tages. Die Höhe, wo das aufsteigende Luftpaket schließlich den Sättigungsdampfdruck erreicht und kondensiert, hängt nicht nur von der Temperatur, sondern - neben weiteren Faktoren - auch von der vorhandenen Feuchte ab. Die Abbildungen 3.5.4, 3.5.5 und 3.5.6 bestätigen, dass die Untergrenze der Wolke höher liegt, wenn die relative Feuchte in Innsbruck niedriger ist. Wenn viel Feuchte vorhanden ist und die Werte in Innsbruck hoch sind, kann die Wolke bereits in tieferen Niveaus entstehen. Dementsprechend müssen trockenere Luftpakete weiter aufsteigen, um das Kondensationsniveau zu erreichen.

58

0 20 40 60 80 100−200

−150

−100

−50

0

50

100

150

200

250

relF in IBK [%]

Bas

ishö

he [P

ixel

]

Abb. 3.5.4: Basishöhe der Wolke mit relative Feuchte in Innsbruck 2002

0 20 40 60 80 100−200

−150

−100

−50

0

50

100

150

200

250

relF in IBK [%]

Bas

ishö

he [P

ixel

]


0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100−200

−150

−100

−50

0

50

100

150

200

250

relF in IBK [%]

Bas

ishö

he [P

ixel

]


59

4. Fallbeispiele In diesem Kapitel wird das Auftreten der Wolke anhand von fünf Fallbeispielen genau untersucht. Mit Videos wird die Grundlage der phänologischen Untersuchung dargestellt, dazu wird jede der vier klassifizierten Wolkenkategorie detailliert definiert. Die synoptische Lage der einzelnen Tage wird anhand von ECMWF-Analyse-Karten aus dem institutseigenen Archiv und einem Radiosondenaufstieg aus dem Archiv der University of Wyoming untersucht. Zusätzlich werden noch Temperaturwerte von Innsbruck, vom Patscherkofel und von der Zugspitze angeführt. 4.1 Beispiel für Kategorie 1

Die Wolke der Kategorie 1 (Abb. 4.1.1) ist das typische Beispiel für die untersuchte Thermikwolke. Es handelt sich um einen sehr kleinen Cumulus Fractus, der an Strahlungstagen aus einem Aufwind- schlauch an der Innsbrucker Nordkette über der Seegrube entsteht. Die Wolke entsteht und verschwindet immer wieder, während sie im Laufe des Tages insgesamt größer wird.

Abb. 4.1.1 Fotobeispiel Zur Veranschaulichung des beschriebenen Phänomens wurde ein Video aus den einzelnen Bildern erstellt, da wichtige Informationen nur anhand der Bewegung der Wolke erkennbar sind. Auch für die Klassifikation ist es entscheidend, die Entwicklung der Wolke und nicht nur ein Einzelbild zu betrachten. Links oben im Video, wie auch in den abgebildeten Beispielbildern der Wolke, ist der Zeitpunkt der Aufnahme in MESZ angegeben. Das schwarze Kästchen im Beispielbild 4.1.1 symbolisiert die Vermessungspunkte (vgl. Kap. 2.4) Um das Video anzusehen, folgenden Link anklicken: http://peter.rafelsberger.at/video1bzw. Video 1 auf der beigelegten CD anschauen. Das Video zeigt im Zeitraffer die Entwicklung der Wolke am 28. Juli 2002 von 12:00 bis 17:00 MESZ (10:00 bis 15:00 UTC). Wolken der Kategorie 1 sind sehr stark zerfranst und an vielen Stellen durchsichtig und sehr dünn. Ein weiteres wichtiges Merkmal der Kategorie 1 ist die Tatsache, dass keine Hintergrundbewölkung vorhanden ist. Der untersuchte Cumulus Fractus ist zwar nicht die einzige Wolke auf den Bildern im Video, weiter links (über der Frau-Hitt-Spitze) sind ebenfalls Wolken zu sehen, diese sind allerdings ebenfalls Cumuli Fracti der gleichen Art. Die Angaben über die Position der Wolke beziehen sich nur auf die Wolke über der Seegrube. Auf den folgenden Seiten ist eine Bilderreihe abgebildet, die die Entwicklung der Wolke von 13:05 bis 14:03 MESZ darstellt.

60

http://peter.rafelsberger.at/video1

13:05 13:07 13:09

13:11 13:13 13:15

13:17 13:19 13:21

13:23 13:25 13:27

13:29 13:31 13:33

Anhand dieser Zeitreihe ist das „Pumpen“ der Wolke gut erkennbar. Um 13:05 ist noch keine Wolke zu sehen, kurz darauf entsteht sie und wird 5 Minuten lang größer, bis sie sich danach wieder auflöst. Um 13:15 und 13:23 wiederholt sich das Phänomen, allerdings wird die Wolke bei diesen beiden Malen nicht so groß. Um 13:33 entsteht die Wolke erneut und wird (siehe nächste Seite) viel größer als vorher.

61

13:35 13:37 13:39

13:41 13:43 13:45

13:47 13:49 13:51

13:53 13:55 13:57

13:59 14:01 14:03

Um 13:39 löst sich die Wolke wieder auf, allerdings verschwindet sie nicht vollständig, sondern Reste bleiben erhalten, bis sie sich von 13:47 bis 13:51 erneut verdichtet. Wie im Video zu sehen ist, wiederholt sich das Phänomen im Laufe des Tages noch viele Male. Dabei erreicht die Wolke immer größere Ausmaße, es bilden sich links von der untersuchten Wolke auch noch weitere Wolken.

62

Abb. 4.1.2 ECMWF Analyse 28.07.2002 12 UTC

Atlantik: Geopotential und Isotachen 300 hPa


Europa: relative Vorticity und Geopotential 500 hPa


Europa: Äquivalentpotentielle Temperatur 850 hPa

63

Die ECMWF-Analyse-Karten beschreiben die synoptische Großwetterlage am 28. Juli 2002. Im 300-hPa-Niveau (Abb. 4.1.2) ist eine klassische Hochdruckbrücke erkennbar, die sich quer über den ganzen europäischen Kontinent erstreckte. Tirol lag noch vor der Keilachse, die sich langsam näherte, in einer schwachen Nord-Ost-Anströmung. Im 500-hPa-Niveau war die relative Vorticity (Abb. 4.1.3) positiv, das bedeutet eine Hebung in diesem Niveau, was sich auch auf untere Niveaus auswirkte. Die Werte der äquivalentpotentiellen Temperatur (Abb. 4.1.4) zeigen keine Frontensysteme in der Nähe der Alpen an, in dieser gradientschwachen Lage blieb Tirol in der gleichen Luftmasse.


Europa: relative Feuchte 700 hPa


Alpen: Bodendruck und 10m-Wind

64

65

Die Analyse der relativen Feuchte zeigt, dass die unteren und oberen Niveaus (Karten nicht abgebildet) im Laufe des Tages auftrockneten, während im 700-hPa-Niveau (Abb. 4.1.5) die Feuchte zunahm. Um 12 UTC betrug die relative Feuchte in diesem Niveau über Innsbruck ca. 75 %. Aus dem Bodenhoch (Abb. 4.1.6) resultierte eine Konvergenzzone, die das Aufsteigen im Inntal zusätzlich begünstigt. Der 28. Juli war ein klassischer Strahlungstag, an der Universität in Innsbruck wurde die maximal mögliche Sonnenscheindauer von 13 Stunden, eine Maximumtemperatur von 28,9°C und eine Globalstrahlung von 319 W/m² aufgezeichnet. Im Radiosondenaufstieg von 3:00 UTC, also 5:00 MESZ (Abb. 4.1.7), ist eine Inversionsschicht zwischen 750 hPa und 700 hPa zu sehen. Diese Inversionsschicht bildete den oberen Abschluss einer sehr stabilen Schicht. Das Hebungskondensationsniveau (LCL für „Lifting Condensation Level“) ist das Niveau, auf das ein Luftpaket vom Boden weg angehoben werden muss, um aufgrund der Abkühlung (trockenadiabatisch - 1 K/100m) den Sättigungsdampfdruck zu erreichen. Im Radiosondenaufstieg wird das LCL dort eingezeichnet, wo sich die Trockenadiabate der Temperatur am Boden mit dem Massenmischungsverhältnis schneidet. Das Kumuluskondensationsniveau (LFC für „Level of Free Convection“) ist das Niveau, von dem an ein Luftpaket von selbst entlang der Feuchtadiabate (ca. - 0,6 K/100m) bis an den oberen Rand der Troposphäre aufsteigt. Das Kumuluskondensationsniveau erreicht ein Luftpaket dann, wenn es beim Aufsteigen an den Punkt kommt, an dem es wärmer als die Umgebungstemperatur ist. Die Temperatur, die ein Luftpaket am Boden benötigt, um bis ans LFC aufsteigen zu können, wird als Auslösetemperatur bezeichnet. Aufgrund der nächtlichen Auskühlung am 28. Juli 2002 war das LCL sehr niedrig (berechneter Wert: 892 hPa), Lufttemperatur und Taupunkt lagen nah beieinander. Im Laufe des Tages wurde die Taupunktsdifferenz größer, das LCL stieg an. Ein Vergleich mit Radiosondenaufstiegen von München um 12 UTC, Oberschlessheim, zeigte, dass sich dort die Schichtung über 700 hPa im Laufe des Tages nicht änderte, es ist also anzunehmen, dass die Temperatur in den oberen Niveaus auch über Innsbruck gleich blieb. Das LFC befand sich also auf ca. 700 hPa Höhe, am oberen Ende der Inversion. Die Auslösetemperatur beträgt demnach ca. 31 °C. Wäre diese Temperatur erreicht worden, wären massive Konvektionen entstanden. Der Radiosondenaufstieg bestätigt den Nord-Ost-Wind in der Höhe und zeigt auch die schwache Ostkomponente in tieferen Niveaus. Das führt zu einem Massenfluss vom Flachland ins Inntal, das verstärkt den Taleinwind und erklärt somit den mäßigen Wind (3,5 m/s, siehe Tab. 3.4.2.1), der zum Zeitpunkt des Auftretens der Wolke aufgezeichnet wurde. Ein Radiosondenaufstieg um 12 UTC wäre viel aussagekräftiger, vor allem über die Verhältnisse in bodennahen Schichten. Für Innsbruck sind allerdings nur Radiosondenaufstiege um 3 UTC verfügbar. Die Schichtung unter Kammniveau zum Zeitpunkt des Auftretens der Wolke ist aus dem Radiosondenaufstieg von 3 UTC nicht klar herauszulesen. Als zusätzliches Maß für die Schichtung werden in Tab. 4.1.1. die Temperaturwerte für Innsbruck, den Sattelberg und die Zugspitze angeführt. Die Messstation in Innsbruck befindet sich auf einer Höhe von 578 m, die Station auf dem Sattelberg auf 2108 m und die Station auf der Zugspitze auf 2960 m. Die Höhendifferenz zwischen Innsbruck und dem Sattelberg beträgt somit 1530 m, die Differenz zwischen Innsbruck und der Zugspitze 2382 m und die Differenz zwischen Sattelberg und Zugspitze 852 m.

Abb. 4.1.7 Radiosondenaufstieg

In Tab. 4.1.1 werden die Temperaturwerte von Innsbruck, dem Sattelberg und der Zugspitze angegeben. Zur Berechnung der Temperaturgradienten wurde der Temperaturunterschied durch die Höhendifferenz dividiert, der Gradient ist in der Einheit [K/100m] angegeben, um einen direkten Vergleich mit dem trockenadiabatischen (- 1 K/100m) und dem feuchtadiabatischen (- 0,6 K/100m) zu ermöglichen.

UTC Tibk [°C] Tsattelb [°C] Tzugspitze [°C]

Gradient (Innsbruck – Sattelberg) [K/100m]

Gradient (Sattelberg – Zugspitze) [K/100m]

10:00 22,3 13,3 10,7 - 0,59 - 0,3 11:00 24,1 14,7 9,9 - 0,61 - 0,56 12:00 26 16,7 8,6 - 0,6 - 0,95 13:00 27,5 16,3 8,1 - 0,73 - 0,96 14:00 28,7 17,3 8,2 - 0,74 - 1,06 15:00 28,5 16,5 9,9 - 0,78 - 0,77

Tab. 4.1.1 Temperaturgradienten am 28. Juli 2002

66

Im Rahmen eines Projektes der Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik (ZAMG) wurde ein Hangprofil für die Innsbrucker Nordkette erstellt. An insgesamt sechs Stationen in unterschiedlichen Höhen (Innsbruck (O-Dorf), Innsbruck (Bahnhof), Alpenzoo, Hungerburg, Rastlboden, Hafelekar) wurden über mehrere Jahre Messungen von Temperatur und Wind durchgeführt. Freundlicherweise wurden diese Daten für diese Arbeit zur Verfügung gestellt.

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:000

5

10

15

20

25

30T

empe

ratu

r [°

C]

Uhrzeit (UTC)

Innsbruck, O−Dorf (580m)Hungerburg (875m)Rastlboden (1280m)Hafelekar (2260m)

Abb. 4.1.8 Tagesgang der Hangtemperaturen am 28. Juli 2002

In Innsbruck (O-Dorf) wurde an diesem Tag eine Maximumtemperatur von 26,3°C aufgezeichnet, während die Maximumtemperatur an der Universität 28,9°C betrug. Dieser Temperaturunterschied ist wahrscheinlich auf den Standort der Station im O-Dorf zurückzuführen.

0 5 10 15 20 25 30

Innsbruck (580m)

Hungerburg (875m)

Rastlboden (1250m)

850 hPa (1549m)

Hafelekar (2230m)

725 hPa (2868m)

See

höhe

[m]

Temperatur [°C]

361218ΓdTemp

Abb. 4.1.9 Vertikalprofil der Temperatur am 28. Juli 2002

Die y-Achse ist eine lineare die Höhenskala, eingezeichnet sind die Seehöhen der Messstationen der ZAMG sowie zwei Druckniveaus aus dem Radiosondenaufstieg. Die dicke Linie beschreibt die Temperaturmessungen (+) des Radiosondenaufstiegs vom Innsbrucker Flughafen um 3 UTC. Die mit ´x´ markierten Punkte sind die Messwerte der ZAMG-Stationen zu 4 Zeitpunkten (3:00, 6:00, 12:00 und 18:00 UTC, siehe Legende). Als Referenz wurde die Trockenadiabate Γd (*) eingezeichnet.

67

Im Temperaturprofil des Radiosondenaufstiegs in Abb. 4.1.9 ist deutlich eine Inversionsschicht in einer Höhe von ca. 1600 m erkennbar. Es stellt sich die Frage, ob diese Inversion am Hang nicht vorhanden war oder nur von den Stationen der ZAMG nicht erfasst wurde. Die Temperatur am Hang unterscheidet sich von der Temperatur in der freien Atmosphäre auf gleicher Höhe wegen des Oberflächeneffekts. An einem normalen Strahlungstag erwärmt sich die Oberfläche; durch diese zusätzliche Wärmezufuhr ist die Luft am Hang wärmer als in der freien Atmosphäre. Nachts kühlt die Oberfläche durch Abstrahlung im langwelligen Bereich aus, somit ist auch die Lufttemperatur am Hang geringer als die in der freien Atmosphäre. Dies ist typisch an wolkenlosen, synoptisch störungsfreien Tagen (Dreiseitl 1982). In dieser zitierten Arbeit befindet sich auch eine Abbildung, die ein ähnliches Temperaturprofil zeigt. Nachts ist die Temperatur am Hang bis zur Höhe des Rastlbodens gleich der Temperatur in der freien Atmosphäre, erst darüber ist die Oberfläche deutlich kälter.

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:000

0.5

1

1.5

Tem

pera

turg

radi

ent [

K/1

00m

]

Uhrzeit (UTC)

Hafelekar−RastlbodenRastlboden−HungerburgHungerburg−Innsbruck

Abb. 4.1.10 Temperaturgradienten am Hang (28. Juli 2002)

Zur Berechnung der Temperaturgradienten wurde der Temperaturunterschied durch die Höhendifferenz dividiert. Der Temperaturgradient ist negativ, wenn die Temperatur mit der Höhe abnimmt. Ein positiver Temperaturgradient stellt eine Inversion dar. Aufgrund der Flächen-Höhen-Verteilung in einem Tal (Vergeiner 1982) erwärmen sich tiefere Lagen mehr und schneller im Laufe eines Tages und kühlen in der Nacht mehr ab als höhere Schichten. Dies wird deutlich beim Betrachten von Abb. 4.1.10. Dargestellt sind drei Temperaturgradienten in verschiedenen repräsentativen Niveaus. Das unterste Niveau liegt zwischen Innsbruck (Talboden, 580m) und der Hungerburg (580m), das mittlere Niveau reicht von der Hungerburg auf den Rastlboden (1280m), und das oberste Niveau vom Rastlboden bis zum Hafelekar (Kammniveau, 2260m). Der Gradient im untersten Niveau beginnt bereits um ca. 5:00 UTC zu steigen und nähert sich bis 9:00 UTC der Trockenadiabate (- 1 K/100m). Der Gradient im mittleren Niveau beginnt erst ca. 1 Stunde später, gegen 6:00 UTC, größer zu 68

Bedal

Linien

Bedal

Linien

Bedal

Linien

werden. Diese beiden Gradienten gleichen sich nach 12:00 UTC, nach dem Umschwenken der Windrichtung auf Ostwind (Abb. 4.1.11), an, da durch das Einfließen die Luftschichten vermischt werden. Ab diesem Zeitpunkt steigt der Temperaturgradient im obersten Niveau zwischen Rastlboden und Hafelekar an und erreicht um 18:00 UTC die Trockenadiabate, da die Luft am Kammniveau schon am frühen Nachmittag die Höchsttemperatur erreicht, während sich die tieferen Lagen weiter erwärmten.

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:000

90

180

270

360

Win

dric

htun

g [°

]

Uhrzeit (UTC) Abb. 4.1.11 Windrichtung in Innsbruck O-Dorf (28. Juli 2002)

4.1.1 Die Position der Wolke Die Abbildungen 4.1.1.1 und 4.1.1.2 enthalten verschiedene Darstellungen der Position bzw. Basishöhe der Wolke vom 28. Juli 2003. Für diese Abbildungen wurden die Vermessungsschritte wie in Kapitel 2.4 beschrieben wiederholt, allerdings nicht nur für jedes zehnte, sondern für jedes vierte Bild, sodass sich Koordinaten für die Wolke in 2-Minuten-Abständen ergeben. In Abb. 4.1.1.1 ist die Breite der Wolke auf die Basishöhe aufgetragen. Die zeitliche Entwicklung ist in diesem Diagramm nicht dargestellt, es ist jedoch eindeutig erkennbar, dass die Wolke, wenn sie ganz tief ist, auch nicht sehr breit ist, und je höher sie steigt, umso breiter wird sie. Natürlich kommt es auch vor, dass die Wolke bei höherer Basishöhe nicht sehr breit ist, vor allem ist die Wolke bei sehr hoher Basishöhe nicht sehr breit, da sie sich in der Höhe wieder auflöst. In Abb. 4.1.1.2 ist die tageszeitliche Änderung der Ober- und Untergrenze dargestellt. An diesem Tag ist der Anstieg der Basishöhe nicht so markant wie an anderen Tagen, am Beispiel der Kategorie 2 in Kap. 4.2 ist das besser zu sehen. Klar zu sehen ist aber die Tatsache, dass die Wolke im Laufe des Tages größer wird, die vertikale Ausdehnung nimmt zu.

69

0 50 100 150 200 250 3000

20

40

60

80

100

120

Höh

e

Breite Abb. 4.1.1.1 Höhe – Breite der Wolke

9 10 11 12 13 14 15 16 17 18

−100

−50

0

50

100

150

200

250

300

Höh

e

Uhrzeit (MESZ) Abb. 4.1.1.2 Tagesgang der Ober- und Untergrenze

70

4.2 Beispiel für Kategorie 2

Abb. 4.2.1 Fotobeispiel Um das Video anzuschauen, folgenden Link anklicken: http://peter.rafelsberger.at/video2 bzw. Video 2 auf der beigelegten CD anschauen. Das Video zeigt im Zeitraffer die Entwicklung der Wolke am 27. Oktober 2003 von 10:00 bis 15:00 MESZ. Wolken der Kategorie 2 unterscheiden sich von der Kategorie 1 hauptsächlich dadurch, dass sie nicht so zerfranst sind und zum Teil klare Grenzen haben. In dem Beispielvideo sieht man auch, dass die Wolke etwas dichter ist als das Beispiel der Kategorie 1. Die Größe der Wolke ist kein entscheidendes Kriterium für die Klassifikation, allerdings sind Wolken der Kategorie 1, also kleine, zerfranste Cumuli Fracti, meistens kleiner als Wolken der Kategorie 2, die schon eher einem Cumulus mediocris ähneln, da sie weniger zerfranst sind. Auf den folgenden Seiten ist eine Bilderserie abgebildet, die die Entwicklung der Wolke verdeutlicht. Die synoptische Großwetterlage (Abb. 4.2.2) wird am 27. Oktober 2003 um 12 UTC von einem mächtigen Trog bestimmt, der sich über ganz Europa von Weißrussland bis zur spanische Atlantikküste erstreckt. Dahinter schiebt sich ein stark ausgeprägter Keil bis nach Skandinavien. Tirol lag bis zum Vormittag in starker Westanströmung, danach, also zum Zeitpunkt des Auftretens der Wolke befindet sich der Alpenraum bereits in starker Ostanströmung. Im 500-hPa-Niveau (Abb. 4.2.3) ist über dem Alpenraum eine positive Vorticityadvektion, genau an der Trogachse ist die Hebung am größten. Von Nord-Ost nähert sich ein Kaltlufttropfen den Alpen, Tirol bleibt allerdings vorerst in der gleichen Luftmasse. Das Talwindsystem war am 27. Oktober 2003 trotz der Ostkomponente in der Anströmung nicht so stark, am Nachmittag wurde eine Windgeschwindigkeit von 1,6 m/s gemessen (Tab. 3.4.2.2). Grund dafür war der Druckgradient, der aus dem Hoch am Boden in Südtirol resultierte und gegen die typische Talwindrichtung wirkte.

71


11:00 11:02 11:04

11:06 11:08 11:10

11:12 11:14 11:16

11:18 11:20 11:22

11:24 11:26 11:28

Die Bilderserie stellt die Entwicklung der Wolke am 27. Oktober 2003 zwischen 11:00 und 12:00 MESZ dar. In den Bildern sind mehrere Wolken der gleichen Art zu sehen. Um 11:02 ist die untersuchte Wolke (rechts) isoliert von den anderen Wolken (links). Während die anderen Wolken praktisch unverändert bleiben, wird die Wolke über der Seegrube bis 11:10 kleiner und entsteht dann von neuem, verschmolzen mit den anderen Wolken (11:16).

72

11:30 11:32 11:34

11:36 11:38 11:40

11:42 11:44 11:46

11:48 11:50 11:52

11:54 11:56 11:58

Ab 11:30 erscheinen auch mehrere Wolken über dem langen Sattel, die immer mehr an Größe gewinnen. Um 11:48 ist die untersuchte Wolke nur schwer von der Restbewölkung zu unterscheiden, um 11:54 ist sie wieder besser zu erkennen (grauer Wolkenteil im Vordergrund). Alle auftretenden Wolken entsprechen dem selben Phänomen und entstehen aus Thermikschläuchen.

73


Atlantik: Geopotential und Isotachen 300 hPa





74

Zum Zeitpunkt des Radiosondenaufstiegs (Abb. 4.2.7) lag Innsbruck noch in einer starken Westwindzone. Wie oben erläutert, wechselt die Anströmung im Laufe des Tages auf Ost, was - ähnlich wie im Fall vom 28. Juni 2002, siehe Kapitel 4.1 – das Einfließen ins Inntal verstärkt und somit die Hebung begünstigt.




MESZ Tibk [°C] Tpatsch [°C] Tzugspitze [°C]

Gradient Innsbruck –

Patscherkofel [K/100m]

Gradient Patscherkofel –

Zugspitze [K/100m]

10:00 -2,5 -7,6 -11,7 - 0,31 - 0,57 11:00 -0,2 -7,4 -11,7 - 0,43 - 0,60 12:00 2,7 -6,9 -11,7 - 0,57 - 0,67 13:00 4,3 -6,1 -11,6 - 0,62 - 0,77 14:00 6 -6,5 -11,6 - 0,75 - 0,72 15:00 6,8 -6,3 -10,5 - 0,78 - 0,58

Tab. 4.2.1 Temperaturgradienten am 27. Oktober 2003

75

In Tab. 4.2.1 sind die Temperaturwerte von Innsbruck, vom Patscherkofel und von der Zugspitze angeben. Die Messstation in Innsbruck befindet sich auf einer Höhe von 578 m, die Station auf dem Patscherkofel auf 2247 m und die Station auf der Zugspitze auf 2960 m. Die Höhendifferenz zwischen Innsbruck und dem Patscherkofel beträgt somit 1669 m, die Differenz zwischen Innsbruck und der Zugspitze 2382 m und die Differenz zwischen Patscherkofel und Zugspitze 713 m. Zur Berechnung des angegebenen Gradienten wurde der Temperaturunterschied durch die Höhendifferenz dividiert.

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00−4

−2

0

2

4

6

8

Tem

pera

tur

[°C

]

Uhrzeit (UTC)

Innsbruck, O−Dorf (580m)Hungerburg (875m)Rastlboden (1280m)

Abb. 4.2.7 Tagesgang der Hangtemperaturen am 27. Oktober 2003

Für diesen Tag stehen keine Temperaturwerte vom Hafelekar zur Verfügung.

−15 −10 −5 0 5 10 15

Innsbruck (580m)

Hungerburg (875m)

Rastlboden (1250m)

850 hPa (1444m)

Hafelekar (2230m)

700 hPa (2958m)

See

höhe

[m]

Temperatur [°C]

361218ΓdTemp

Abb. 4.2.8 Vertikalprofil der Temperatur am 27.Oktober 2003

Im Temperaturprofil aus dem Radiosondenaufstieg von 3:00 UTC (dicke Linie) ist eine schwache Bodeninversion erkennbar. Die Atmosphäre im Inntal war an diesem Tag sehr stabil geschichtet, wie auch die niedrigen Temperaturgradienten in Tab. 4.2.1 zeigen. Aus Abb. 4.2.8 geht hervor, dass die Temperatur am Innsbrucker Flughafen um 3:00 UTC fast 3 K niedriger war als im O-Dorf. Die nächtliche Auskühlung ist im freien Feld größer als im bebauten Stadtgebiet. Die nächtliche Bodeninversion wurde von den Stationen der ZAMG nicht erfasst, da die 76

Inversionsschicht nur sehr dünn war. Um 3:00 UTC wurde bei der Hungerburg keine Temperatur gemessen, um 3:30 UTC betrug der Gradient zwischen Innsbruck und der Hungerburg ca. - 0,25 K/100m. Im Gegensatz zu den niedrigen Temperaturgradienten in der freien Atmosphäre (Tab. 4.2.1, Abb. 4.2.6) erreichte der Temperaturgradient am Hang höhere Werte, um 11:30 UTC wurde das Tagesmaximum von über - 1 K/100m im untersten Niveau (zwischen Innsbruck und Hungerburg) aufgezeichnet (Abb. 4.2.9). Der Grund dafür war die starke Erwärmung am Talboden, während sich die höheren Lagen erst später erwärmten. Analog dazu stieg auch der Temperaturgradient im Niveau zwischen Hungerburg und Rastlboden erst ca. 3 Stunden nach dem Gradienten im unteren Niveau an.

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:000

0.5

1

1.5

Tem

pera

turg

radi

ent [

K/1

00m

]

Uhrzeit (UTC)

Rastlboden−HungerburgHungerburg−Innsbruck

Abb. 4.2.9 Temperaturgradienten am Hang (27. Oktober 2003)

77

Bedal

Linien

Bedal

Linien

Bedal

Linien


Abb. 4.3.1 Fotobeispiel Um das Video anzusehen, auf folgenden Link klicken: http://peter.rafelsberger.at/video3 bzw. Video 3 auf der beigelegten CD anschauen. Das Video zeigt im Zeitraffer die Entwicklung der Wolke am 4. November 2003 von 12:00 bis 16:00 MESZ. Die Wolken der Kategorie 3 weisen laut Definition mehr Stellen mit klaren als mit zerfransten Grenzen auf. Außerdem sind die Wolken dieser Kategorie sehr dicht und nur mehr kaum durchsichtig. Am 4. November 2003 zeigt die Strömung in 300 hPa (Abb. 4.3.2) einen verwellten Jet. Westeuropa liegt bereits im Einfluss eines Keils, der sich vom Atlantik nähert, während Osteuropa noch unter einem Trog liegt, der nach Osten abzieht. Aus diesem Trog ist zuvor ein Tief abgetropft, das noch stationär über der Ägäis liegt. Tirol liegt um 12 UTC bereits auf der Rückseite, kommt zunehmend in Hochdruckeinfluss und befindet sich in Nordwestanströmung. Ebenso wie an den beiden bereits untersuchten Tagen (Kap. 4.1 und Kap. 4.2) ist die relative Vorticity im 500-hPa-Niveau positiv, da in diesem Niveau die Trogachse noch bemerkbar ist. In Innsbruck wurde an diesem Tag die maximal mögliche Sonnenscheindauer von 7:52 Stunden aufgezeichnet, die Globalstrahlung betrug 111 W/m², das entspricht einem sehr hohen Wert für diese Jahreszeit.

78


13:44 13:46 13:48

13:50 13:52 13:54

13:56 13:58 14:00

14:02 14:04 14:06

14:08 14:10 14:12

Die Bilderserie beschreibt die Entwicklung der Wolke am 4. November 2003 von 13:44 bis 14:42 MESZ. Zu Beginn (13:52) ähnelt die Thermikwolke über der Seegrube noch der Kategorie 2, da sie sehr zerfranst ist. Bald darauf (13:58) hat die Wolke sehr glatte Grenzen. Immer wieder zerfranst sich die Wolke (14:08), insgesamt erscheint der Umriss der Wolke aber abgeschliffen.

79

14:14 14:16 14:18

14:20 14:22 14:24

14:26 14:28 14:30

14:32 14:34 14:36

14:38 14:40 14:42

Ab 14:30 wird die Wolke immer kleiner, ab 15:00 (siehe Video) sind nur mehr Reste vorhanden, die der Kategorie 1 entsprechen und ab 15:45 tritt die Wolke gar nicht mehr auf.

80

Abb. 4.3.2 ECMWF Analyse 4.11.2003 12 UTC Atlantik: Geopotential und Isotachen 300 hPa





81

Der Temperaturgradient zwischen dem Patscherkofel und der Zugspitze ist an diesem Tag besonders gering, nämlich nur 0,2 bis 0,4 K/100m (Tab. 4.2.1). Das kennzeichnet eine sehr stabile Schicht, für feuchtstabile Bedingungen würde bereits ein Temperaturgradient von weniger als - 0,6 K/100m ausreichen. Im Radiosondenaufstieg von Innsbruck, 3 UTC (Abb. 4.3.6) zeichnet sich im 700-hPa-Niveau eine extrem trockene Schicht aufgrund einer Absinkinversion ab. Die Globalstrahlung erreichte an diesem Tag den zweithöchsten Wert, der im November 2003 aufgezeichnet wurde (Tagesmittel 111 W/m², maximaler Stundenwert: 461 W/m²). Außerdem war die relative Feuchte in Innsbruck zum Zeitpunkt des Auftretens der Wolke mit 62,9 % verglichen mit anderen Wolkenperioden relativ hoch.




82

MESZ Tibk [°C] Tpatsch[°C] Tzugspitze[°C]




Zugspitze [K/100m]

12:00 5,6 -1,7 -3,3 - 0,44 - 0,22 13:00 8,3 -0,4 -3,3 - 0,52 - 0,41 14:00 9,8 -0,3 -2,5 - 0,60 - 0,28 15:00 10,8 0,5 -1,8 - 0,62 - 0,32

Tab. 4.3.1 Temperaturgradienten am 4. November 2003

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00−6

−4

−2

0

2

4

6

8

10

12

14

Tem

pera

tur

[°C

]

Uhrzeit (UTC)


Abb. 4.3.7 Tagesgang der Temperaturen am 4. November 2003

Die Temperatur am Hafelekar zeigt nicht den typischen Tagesgang mit Erwärmung ab Sonnenaufgang wie die anderen Stationen. Der Grund dafür war, dass die Wolke zum Großteil das Gebiet am Kammniveau abschattete und somit eine Erwärmung durch die Einstrahlung unterband. Das Hafelekar ist in dem Video (siehe Link oben) zwar nicht zu sehen, der Ausschnitt ist etwas zu weit links, es ist jedoch klar ersichtlich, dass die Wolke ihre Schatten auch auf die Station am Hafelekar wirft. Das Video zeigt als Beispiel die Entwicklung der Wolke zwischen 12:00 und 16:00 MESZ. Die Wolke wurde an diesem Tag bereits ab 9:00 MESZ, also 7:00 UTC beobachtet.

−5 0 5 10 15

Innsbruck (580m)

Hungerburg (875m)

Rastlboden (1250m)

850 hPa (1576m)

Hafelekar (2230m)

715 hPa (2956m)

See

höhe

[m]

Temperatur [°C]

361218ΓdTemp

Abb. 4.3.8 Vertikalprofil der Temperatur am 4. November 2003

83

Um 3:00 UTC lag eine stark ausgeprägte Inversionsschicht im Inntal, die bis knapp über die Hungerburg reichte. Im Radiosondenaufstieg (Abb. 4.3.8, dicke Linie) erscheint die Inversion zu diesem Zeitpunkt mächtiger als am Hang, vor allem weil die Abkühlung am Flughafen (freies Feld) stärker ist als im Innsbrucker O-Dorf (bebaute Fläche). Um 9:00 UTC (Abb. 4.3.7) löste sich die Inversion auf, ab diesem Zeitpunkt waren die unteren Schichten wärmer als die darüber Liegenden. Der im Vergleich zu allen anderen Niveaus hohe Temperaturgradient zwischen dem Rastlboden und dem Hafelekar kommt daher, dass sich die Luft am Hafelekar im Laufe des Tages aufgrund der Abschattung durch die Wolke kaum erwärmte.

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00

−0.5

0

0.5

1

Tem

pera

turg

radi

ent [

K/1

00m

]

Uhrzeit (UTC)


Abb. 4.3.9 Temperaturgradienten am Hang (4. November 2003)

84

Bedal

Linien

Bedal

Linien

Bedal

Linien

4.3.1 Korrelation Temperatur – Basishöhe In Kapitel 3.5 wurde bereits der Zusammenhang zwischen der Temperatur in Innsbruck und der Basishöhe der Wolke erwähnt. Abb. 4.3.1.1 zeigt den Zusammenhang zwischen Temperatur und Basishöhe der Wolke am 4. November 2003. Man kann die Schwankungen in der Basishöhe erkennen, die durch das Pumpen entstehen. Aufsteigende Warmluftpakete im Thermikschlauch heben die Isoschichten und somit das Kondensationsniveau an, während diese Ausbeulung zurückgeht, wenn von unten weniger Energie nachtransportiert wird. Diese periodischen Schwankungen führen zu einer permanenten Erhöhung des Kondensationsniveaus. Scorer, 1954, beschreibt Thermik als warme „Luftblasen“, die durch die Umgebung aufsteigen, sich dabei mit dieser vermischen und die ganze Masse schrittweise erwärmen.

0 5 10 15−100

−80

−60

−40

−20

0

20

40

60

80

100

Temp in IBK [°C]

Bas

ishö

he

Abb. 4.3.1.1 Basishöhe – Temperatur (4. November 2003)

Ein Diagramm, in dem die Basishöhe gegen die Zeit anstatt der Temperatur aufgetragen ist, sieht ähnlich aus, da die zeitliche Änderung der Basishöhe ein Resultat der zeitlichen Änderung der Temperatur ist. Die Basishöhe der Wolke steigt also im Laufe des Tages an, weil die Temperatur steigt. Bei gleich bleibender Feuchte muss ein wärmeres Luftpaket weiter aufsteigen, also mehr abkühlen, um das Kondensationsniveau zu erreichen.

85


Abb. 4.4.1 Fotobeispiel Um das Video anzusehen, bitte auf folgenden Link klicken: http://peter.rafelsberger.at/video4 bzw. Video 1 auf der beigelegten CD anschauen. Das Video zeigt im Zeitraffer die Entwicklung der Wolke am 2. Juli 2003 von 12:00 bis 16:30 MESZ. Die Kategorie 4 beschreibt die mächtigste auftretende Wolke, einen klassischen Cumulus mediocris. Die Wolke ist nicht zerfranst und sehr dicht und hat keine durchsichtigen Stellen. Diese Kriterien werden fast nur von Wolken mit großer vertikaler Ausdehnung erfüllt. Die exakten Grenzen einer Wolke dieser Kategorie sind am schwersten zu erkennen, da sie meist mit massiver Hintergrundbewölkung verbunden ist und daher nicht immer isoliert auftritt. Ein weiteres Problem stellt der begrenzte Bildausschnitt dar, sehr häufig entwickelt sich diese Wolke so hoch, dass nicht die ganze Ausdehnung erfasst werden kann. Die 300-hPa-Niveau-Karte (Abb. 4.4.2) zeigt ein stationäres Tief über der Nordsee, das einen Teil des Atlantikjets nach Norden und einen Teil nach Süden ablenkt. Der südliche Teil weht zonal über Mitteleuropa aus südwestlicher Richtung. Der Alpenhauptkamm befindet sich im rechten Einzugsbereich des Jets, daraus resultieren die positiven Werte der relativen Vorticity (Abb. 4.4.3). In der Karte der äquivalentpotentiellen Temperatur (Abb. 4.4.4) ist noch die Kaltfront über Osteuropa sichtbar, die Österreich zuvor überquert hat.

86


13:00 13:02 13:04

13:06 13:08 13:10

13:12 13:14 13:16

13:18 13:20 13:22

13:24 13:26 13:28

Die Bilderserie beschreibt die Entwicklung der Wolke am 2. Juli 2003 von 13:00 bis 13:58 MESZ. Durch die massive Hintergrundbewölkung ist die Wolke teilweise nur schwer zu erkennen, was die Vermessung erschwerte. In Form und Aussehen unterscheidet sich die Thermikwolke über der Seegrube kaum von der Restbewölkung, sie ist nicht zerfranst, nicht durchsichtig und „blumenkohlförmig“.

87

13:30 13:32 13:34

13:36 13:38 13:40

13:42 13:44 13:46

13:48 13:50 13:52

13:54 13:56 13:58

In dieser Bilderserie ist das Ansteigen der Basiswolke erkennbar: Um 13:40 ist die Wolkenuntergrenze so tief, dass die Berggipfel verdeckt werden. Bereits um 13:48 ist die Wolke so hoch aufgestiegen, dass die Gipfel sichtbar sind, im weiteren Aufsteigen löst sich die Wolke auf. Danach entsteht sie erneut (siehe Video). 88






89

In Tirol herrschte am 2. Juli 2003 typisches Rückseitenwetter, in allen Niveaus war viel Feuchte vorhanden und die Konvergenz am Boden (Abb. 4.4.5) verstärkte die Hebung. Die hohen Temperaturgradienten zwischen dem Patscherkofel und der Zugspitze (Tab. 4.4.1) bestätigen die labile Schichtung und erklären die massiven Quellungen. Die labile Schichtung reichte nur bis zu einer Höhe von 650 hPa und wurde dort von einem massiven Inversionsdeckel abgeschlossen (siehe Radiosondenaufstieg Abb. 4.4.6). Die Wolken führten zu deutlichen Abschattungen im Tal- und im Hangbereich, von 14:06 effektiv möglichen Sonnenstunden wurden in Innsbruck nur 7:48 aufgezeichnet. Die Globalstrahlung war an diesem Tag trotz der Abschattungen mit 290 W/m² im Vergleich zum Maximum sehr hoch. (Maximum Juli 2003: 341 W/m² am 6.7.). Diese führte zu einer starken Erwärmung, die Temperaturdifferenz zwischen Minimum- und Maximumtemperatur betrug 14,7 °C.




90





Zugspitze [K/100m]

12:00 18,2 7,4 -0,9 - 0,62 - 1,16 13:00 19,9 7 0 - 0,77 - 0,98 14:00 21,5 8,3 0,6 - 0,79 - 1,07 15:00 22,8 9,9 1,6 - 0,77 - 1,16 16:00 23,9 8,1 1,6 - 0,95 - 0,91

Tab. 4.4.1 Temperaturgradienten am 2. Juli 2003

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:000

5

10

15

20

25

30

Tem

pera

tur

[°C

]

Uhrzeit (UTC)


Abb. 4.4.7 Tagesgang der Temperaturen am 2. Juli 2003

−5 0 5 10 15 20 25

Innsbruck (580m)

Hungerburg (875m)

Rastlboden (1250m)

850 hPa (1447m)

Hafelekar (2230m)

700 hPa (3019m)

See

höhe

[m]

Temperatur [°C]

361218ΓdTemp

Abb. 4.4.8 Vertikalprofil der Temperatur am 2. Juli 2003

91

Am Hafelekar wurde an diesem Tag die Maximumtemperatur von 11,1°C um 15:00 UTC erreicht, ungefähr eine Stunde später als an den anderen Stationen (Abb. 4.4.7). Nach erreichen des Maximums fällt die Temperatur an den Hangstationen und im Tal vorerst nur sehr langsam, am Kar jedoch fällt sie rasant um 6°C in 3 Stunden. Damit wird der Temperaturgradient zwischen Hafelekar und Rastlboden ab 15:00 UTC sehr groß, nämlich über - 1 K/100m (Abb. 4.4.9).

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:000

0.5

1

1.5

Tem

pera

turg

radi

ent [

K/1

00m

]

Uhrzeit (UTC)


Abb. 4.4.9 Temperaturgradienten am Hang (2. Juli 2003)

92

Bedal

Linien

Bedal

Linien

Bedal

Linien

4.5 Beispiel für Kategorie 3 mit schneebedeckten Hängen

Abb. 4.5.1 Fotobeispiel Um das Video anzusehen, bitte auf folgenden Link klicken: http://peter.rafelsberger.at/video5 bzw. Video 5 auf der beigelegten CD anschauen. Das Video zeigt im Zeitraffer die Entwicklung der Wolke am 8. April 2003 von 12:00 bis 16:00 MESZ. Die detaillierte Definition der Kategorie 3 befindet sich in Kap. 4.3, wo ein klassisches Beispiel angeführt wird. An dieser Stelle wird ein weiteres Beispiel dieser Kategorie analysiert, das sich dadurch auszeichnet, dass die Hänge an der Nordkette schneebedeckt sind. Die Wolke wurde einige Male beobachtet, als an den Hängen über der Waldgrenze etwas Schnee lag (siehe Beispiele für Kategorie 2 und 3, Kap. 4.2 und Kap. 4.3). Dieser Fall vom 8. April 2003 zeichnet sich durch die seltene Tatsache aus, dass die Wolke auftrat, als sogar die Bäume bis ins Tal schneebedeckt waren. Das Niederschlagsereignis fand am Vortag statt, in der Nacht auf den 7. April 2003 wurden mehr als 8 mm Niederschlag in fester Form aufgezeichnet. Das Wettergeschehen in Europa wird am 8. April 2003 von einem mächtigen Tief über Osteuropa (Abb. 4.5.2) bestimmt, was zu einer massiven Kaltluftadvektion von Skandinavien bis nach Südeuropa führt. Diese Wetterlage ist für mehrere Tage gleich, da das Tief über Osteuropa mit einem Hoch über der Nordsee und einem tiefen Trog über dem Atlantik eine stabile Omega-Blocking-Lage ausbildet. In Abb. 4.5.3 sieht man über Italien im rechten Jeteinzugsgebiet die sehr hohen Werte der relativen Vorticity, die zuvor Österreich überquert haben und für den Niederschlag hinter der Kaltfront verantwortlich waren. Um 12 UTC ist die Luft über Tirol durchwegs trocken (Feuchtekarten ohne Abbildung).

93


13:50 13:52 13:54

13:56 13:58 14:00

14:02 14:04 14:06

14:08 14:10 14:12

14:14 14:16 14:18

Die Bilderserie beschreibt die Entwicklung der Wolke am 8. April 2003 von 13:50 bis 14:48. An diesem Tag bleibt die Wolkenuntergrenze fast während des gesamten Zeitraumes des Auftretens unverändert, es ändert sich jedoch die vertikale Ausdehnung der Wolke. Zuerst ist die Wolke noch flach (13:54), um 14:06 beginnt die Wolke nach oben hin auszufransen. Ebenso um 14:18 und 14:26, bis sie sich insgesamt weiter nach oben ausdehnt (14:32).

94

14:20 14:22 14:24

14:26 14:28 14:30

14:32 14:34 14:36

14:38 14:40 14:42

14:44 14:46 14:48

95






96



Die Schicht zwischen dem Patscherkofel und der Zugspitze (Tab. 4.5.1.1) ist bereits zu Mittag feuchtlabil und wird im Laufe des Tages zunehmend labiler. Wie schon bei den anderen untersuchten Fallbeispielen weist auch hier der 10m-Wind (Abb. 4.5.6) eine Konvergenz im Inntal auf.





Zugspitze [K/100m]

12:00 0,4 -10,7 -15,5 - 0,66 - 0,67 13:00 1,6 -10,2 -14,2 - 0,71 - 0,56 14:00 2,6 -9,8 -14,7 - 0,74 - 0,69 15:00 3,6 -8,8 -15,6 - 0,74 - 0,95 16:00 4,9 -7,8 -15,5 - 0,76 - 1,07

Tab. 4.5.1.1 Temperaturgradienten am 8. April 2003

0:00 3:00 6:00 9:00 12:00 15:00 18:00 21:00 24:00−20

−15

−10

−5

0

5

10

Tem

pera

tur

[°C

]

Uhrzeit (UTC)


Abb. 4.5.7 Tagesgang der Temperaturen am 8. April 2003

97

Der 8. April beschreibt den Beginn einer Schönwetterperiode. Die Tage zuvor waren geprägt von Niederschlag, niedrigen Temperaturen und wenig Strahlung, die folgenden Tage weisen höhere Temperaturen sowie intensive Strahlungswerte auf (vgl. Zeitreihe April 2003, Abb. 3.4.1.5). Der Wind (ohne Abb.) wechselt um ca. 13:00 UTC von schwachem Ausfließen (Südwestwind) auf Einfließen (Ostwind). Die durchschnittliche Windgeschwindigkeit beträgt 2 m/s, in Böen werden maximal 7 m/s erreicht. Der Temperaturgradient im untersten Niveau zwischen Innsbruck und der Hungerburg ist in der Nacht ausgesprochen hoch und zeigt wenig tageszeitliche Variation, sehr wohl aber im oberen Niveau. Das Tal kühlt nicht sehr stark aus, es bildet sich keine Inversion. Obwohl die oberen Niveaus stabil geschichtet sind, ist der Temperaturgradient im untersten Niveau während der Nacht und dem Vormittag zwischen - 0,7 und - 1,3 K/100m. Erst mit dem Einsetzen des Talwinds wird dieser Gradient kleiner.

−20 −15 −10 −5 0 5 10

Innsbruck (580m)

Hungerburg (875m)

Rastlboden (1250m)

Hafelekar (2230m)

See

höhe

[m]

Temperatur [°C]

361218Γd

Abb. 4.5.8 Vertikalprofil der Temperatur am 4. April 2003

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Abb. 4.5.9 Temperaturgradienten am Hang (4. April 2003)

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5. Schluss Hangwindsysteme leisten einen beträchtlichen Beitrag zur in einem Tal vorherrschenden Windrichtung und sind eine der Grundlagen für ein funktionierendes Talwindsystem und deshalb weltweit häufiger Gegenstand von Forschungsarbeiten im Bereich der Gebirgsmeteorologie. Die Hangwinde an der Nordkette über Innsbruck (Tirol) wurden bereits auf verschiedene Weisen untersucht. Defant (1949) verwendete Pilotballone um die hangparallele Komponente der Windströmungen zu ermitteln, Wagner (1930) hat die Gondelbahn genutzt, um ein höhenabhängiges Temperaturprofil zu erstellen. Der nach Süden gerichtete, mit Nadelbäumen bewaldete Hang über Innsbruck, wo sich auf ca. 2000 m die Seegrube unter den bis zu 2400 m hohen Gipfeln befindet, ist vor allem bei Segel- und Drachenfliegern sehr beliebt, da in diesem Bereich an Strahlungstagen durch Thermik günstige Flugbedingungen entstehen. In dem dunkel erscheinenden Wald unter der Seegrube erwärmt sich die Luft bei Einstrahlung sehr stark und wird dann an der Abrisskante an der Seegrube aufgrund der Änderung der Hangneigung und der Oberflächenbeschaffenheit zum hangfernen Aufstieg gezwungen. Diese Thermik bildet häufig eine Wolke, die unter Flugsportlern häufig „Seegrubenwolke“ genannt wird. In dieser Arbeit wird eine Methode zur Untersuchung der Thermik vorgestellt. Die Grundlage bilden Fotos aus den Jahren 2002, 2003 und 2004, die einen Ausschnitt der Nordkette rund um die Seegrube von Innsbruck aus darstellen. Über fast drei Jahre wird auf diese Weise zeitlich hoch aufgelöst das Wolkengeschehen über der Seegrube dokumentiert. Eine häufig auftretende Cumuluswolke, die immer wieder über der Seegrube bei sonst wolkenlosem Himmel entsteht, bildet den Gegenstand dieser Untersuchung und soll mittels einer Klimatologie des Auftretens Interpretationen über das Hangwindsystem zulassen. In einem ersten Arbeitschritt wird die Wolke subjektiv klassifiziert und in vier Kategorien unterteilt. Eine Wolke der Kategorie 1 ist eine sehr kleine, stark zerfranste Cumuluswolke, die langsam ansteigt und sich nach oben hin auflöst, während sie sich unten bereits von neuem bildet. Kategorie 2 und 3 beschreiben ein ähnliches Phänomen, allerdings weniger zerfranst und mit weniger durchscheinenden Stellen. Eine Wolke der Kategorie 4 stellt einen blumenkohlförmigen Cumulus mediocris dar, bei dem, wenn auch nicht so deutlich wie bei Kategorie 1, ebenso das „Pumpen“ erkennbar ist. Die Hauptmerkmale der untersuchten Wolke sind vorgegeben durch den Entstehungsort und die Entwicklung. Von elementarer Bedeutung für die Klassifikation ist das Betrachten von Videos und nicht nur von einzelnen Fotos, um die untersuchte Thermikwolke von anderen auftretenden Erscheinungen zu unterscheiden. Nach Betrachten aller vorhandenen Bilder aus den Jahren 2002, 2003 und 2004 stellt sich heraus, dass die Seegrubenwolke insgesamt 119-mal auftrat, meistens in den Frühlings- und Sommermonaten, allerdings ebenso im Herbst und im Winter, sogar bei schneebedeckten Hängen. Zur weiteren Untersuchung wird die Wolke vermessen, d.h. die Pixelkoordinaten der Eckpunkte eines die Wolke umschließenden Rechtecks werden für jede einzelne Wolke durch händische Auswertung abgespeichert, um die Entwicklung der Größe und Höhe der Wolke zu erfassen. Der Bildausschnitt war nicht permanent der selbe, da die Kamera nur provisorisch an einem Fensterbrett befestigt war und hin und wieder verrutschte. Deshalb ist eine Umrechnung der Bildkoordinaten in ein für alle

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Bilder einheitliches Koordinatensystem, das durch zwei Berggipfel definiert ist, notwendig. Es ist leider nicht möglich, eine absolute Angabe über die Position und Größe der Wolke in Metern zu machen, da erstens die Entfernung zur Kamera unbekannt ist und zweitens die Qualität der Bilder nicht ausreicht, um die exakte Ausdehnung der Wolke zu erfassen. Dieser Umstand verhindert z.B. genaue Analysen der Basishöhe im Vergleich zu anderen Daten, oder eventuell wären mit Informationen dieser Art auch Berechnungen der Aufwindgeschwindigkeit in der Wolke möglich. Die Angaben über die Position und Größe der Wolke in Pixelkoordinaten, und vor allem die Informationen über den Zeitpunkt des Auftretens lassen es dennoch zu, einige Aussagen über die Zusammenhänge die Wolke betreffend zu machen: Wie schon erwähnt, kann die Wolke zu jeder Jahreszeit auftreten. Die Wolke entsteht – gekoppelt an den Sonnenaufgang – im Winter erst später als im Sommer, bemerkenswerterweise löst sie sich im Sommer auch früher wieder auf und bleibt nur selten über längere Zeiträume erhalten. Am häufigsten ist die Wolke um die Mittagszeit vorhanden, sie wird jedoch einmal bereits um 5:30 UTC und einmal bis 16:15 UTC beobachtet. Die Tage, an denen die Wolke aufgezeichnet wurde, zeichnen sich durch überdurchschnittlich hohe Werte der Globalstrahlung und der Sonnenscheindauer aus. Massive Einstrahlung und dadurch starke Erwärmung des Waldgebietes unter der Seegrube sind Grundbedingungen für das Entstehen von Thermik. Einen weiteren Eckpfeiler für den Hangwind bildet die synoptische Ausgangslage. An den meisten Wolkentagen lagen die Alpen in einer gradientschwachen Lage, an denen keine Fronten oder starke Höhenwinde die Talatmosphäre beeinflussten. Allerdings befanden sich die Alpen manchmal in einer variablen Strömungslage (Steinacker 1991), typisch für einen Frontdurchgang. Vor allem die mächtigen Wolken der Kategorie 4 bildeten sich zusammen mit massiver Hintergrundbewölkung in der labilen Situation nach einem Frontdurchgang. Die Position der Wolke wird vom Wind stark beeinflusst. Starker Wind beeinflusst den Hangwind zu sehr und kann das Entstehen der Wolke unterbinden. Meistens wurde die Wolke bei schwachem Wind beobachtet. Mit Einsetzen des Taleinwinds am späten Vormittag wird die Wolke zuerst nach Westen versetzt bevor der Aufwindschlauch am frühen Nachmittag wegen zu starker Winde abreißt. Das oben erwähnte „Pumpen“ der Wolke kann mit den vorhandenen Daten genauer analysiert werden: Am deutlichsten erkennbar ist dieses Phänomen bei einer Wolke der Kategorie 1, dem typischen Beispiel für die untersuchte Wolke. Eine kleine Wolke entsteht und wird ca. 5 bis 10 Minuten lang größer, bis sie sich wieder auflöst. Vier- bis fünfmal wiederholt sich das Phänomen, die Wolke wird dabei immer größer und mit der Zeit verschwindet sie nicht mehr völlig, sondern es bleiben Reste der aufsteigenden Wolke vorhanden, während sie sich von unten bereits von neuem bildet. Die Basishöhe der Wolke wandert also in einem 10-minuten-Takt auf und ab, diese hochfrequenten Schwankungen sind auf die einzelnen Warmluftblasen zurückzuführen, die über der Seegrube aufsteigen. Die mittlere Basishöhe der Wolke steigt ebenfalls an im Laufe des Tages. Durch den ständigen Energietransport des Aufwindschlauchs in höhere Schichten steigt das Kondensationsniveau an. Durch die Vermischung der Warmluftblasen mit der Umgebungsluft in der Höhe steigt die Temperatur, d. h. die von unten nachkommende Luft muss immer weiter aufsteigen um genug abzukühlen um zu kondensieren. Die Rahmenbedingungen und Notwendigkeiten für das Entstehen sind sehr schwer zu erfassen, dennoch können in dieser Arbeit die wichtigsten Faktoren zusammengefasst werden. Die Webcam-Bilder sind eine gute, wahrscheinlich auch die einzige Möglichkeit, das Auftreten der Wolke zu erfassen, um mehr Informationen

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über das komplexe Hangwindsystem zu erfahren. In Rahmen dieser Arbeit können auf keinen Fall alle Informationen, die die Bilder der Wolke enthalten, erkannt, ausgewertet und dargelegt werden. Es wird ein detaillierter Überblick als Beitrag zur Interpretation des Talwindsystems gegeben, um eine Grundlage weiterer möglicher Untersuchungen zu schaffen.

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6. Literaturverzeichnis

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Whiteman, C.D., 2000: Mountain Meteorology–Fundamentals and Applications, 355pp Whiteman, C.D., and T.B. McKee, 1977: Observations of vertical atmospheric structure in a deep valley mountain, Met. Atm. Phys. 26,1, 39-50 Winkler, P., 2002: Alpine Pumping – Climatology and Synopsis, www.vertikator-afo2000.de

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Danksagung

An erster Stelle möchte ich mich bei meinen Eltern bedanken, die mir das Studium in Innsbruck ermöglicht haben und mich jederzeit unterstützt haben. Besonderer Dank gilt Herrn Dr. Friedrich Obleitner, der mich bei dieser Arbeit betreut hat und durch unzählige Ratschläge zur Verbesserung dieser Arbeit beigetragen hat. Ebenso gilt dieser Dank Herrn Dr. Michael Kuhn für die Durchsicht dieser Arbeit. Weiters bedanke ich bei meinem Bruder Walter, der die Videos erstellt hat und sich um die Veröffentlichung im Internet gekümmert hat. Danke auch an Dr. Herbert Müller, der mir zu Beginn meiner Arbeit freundlicherweise Räumlichkeiten zum Arbeiten zur Verfügung gestellt hat. Der wohl größte Dank gilt meiner Freundin Judith, da ich durch ihre treue moralische Unterstützung ständig neue Kraft tanken konnte. Außerdem möchte ich mich bei den Kollegen aus dem 9. Stock bedanken, die mich ständig mit Kaffee versorgt haben. Und natürlich noch ein DANKE an alle, die ich an dieser Stelle nicht erwähne.

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Lebenslauf Peter Rafelsberger Forsthubstr. 8 4400 Steyr geb. am 18. August 1981 Vater: Mag. Walter Rafelsberger, Pensionist Mutter: Mag. Annelie Rafelsberger, Pensionistin Brüder: Dipl. Ing. (FH) Walter Rafelsberger und Thomas Rafelsberger Bildungsweg: 1987 – 1991: Volksschule Kirchdorf i.T. 1991 – 2000: Bundesgymnasium St. Johann i.T. seit Okt. 2001: Studium der „Meteorologie und Geophysik“ an der LFU Innsbruck Mit meiner Unterschrift bestätige ich, dass ich selbst die vorliegende Arbeit verfasst habe.

Peter Rafelsberger

phänologische / klimatologische untersuchungen einer … · 2019. 11. 20. · ob und wann thermik...

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